斜等通扳2015年第60卷第32期:3036~3047 《中国科学》杂志社 专题:青藏高原环境变化评 www.scichina.comcsb.scichina.com SCIENCE CHINA PRESS 青藏高原21世纪气候和环境变化预佔硏究进展 张人禾,苏凤阁,江志红,高学杰,郭东林⑤,倪健°,游庆龙,兰措,周波涛 ①中国气象科学研究院,灾害天气国家重点实验室,北京100081 ②中国科学院青藏高原研究所,中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室,北京100101 ③南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室,南京210044; ④中国科学院大气物理研究所,中国科学院气候变化研究中心,北京100029 ⑤中国科学院大气物理研究所,竺可桢-南森国际研究中心,北京100029; ⑥中国科学院地球化学研究所,环境地球化学国家重点实验室,贵阳550002 ⑦国家气候中心,北京100081 *联系人,E-mail:renhe@cams.cma.gov.cn 2014-12-01收稿,20150202接受,2015-0602网络版发表 国家自然科学基金(41221064)和国家财政部公益性行业(气象)科研专项(GYHY201406001)资助 摘要本文回顾了21世纪青藏高原区域多种气候和环境要素变化预估研究的进展,包括气关键词 温、降水、极端天气气候事件、冻土、积雪、冰川、径流和植被等,预佔结果主要来自于SRES青藏高原 和RCP情景下气候模式的预估以及物理统计模型的预估.结果表明,未来青藏高原地面气温气候变化 将升高,21世纪后期増温更显著.总体来说21世纪高原降水以增加为主,极端天气气候事件 环境变化 増加.高原未来冻土面积缩小,冻土活动层厚度增加,积雪日数和积雪深度减少,冰川将 21世纪变化预 退缩为主.径流的未来变化较复杂,不同流域之间的差异较大,径流在不同流域表现为增加 和减少并存.青藏高原植被对气候变化的响应敏感而脆弱,21世纪中后期青藏高原的生长季 长度增加,常绿林/森林出现在高原东部和南部,灌丛植被类型将会扩展并入侵高寒草原.根 据已有的研究结果,本文对这些气候与环境要素在21世纪中期(2030-2050年)和后期 2080-2100年)的变化进行了综合集成,给出了它们在21世纪中期和后期的可能变化范围 随着全球变暖,青藏高原的气候和环境都发生比其他地区更大幅度的臭氧总量减少可能是造成青 了显著的变化1-2.已有研究表明,青藏高原气候的藏高原与其他地区温度变化趋势差异的一个重要原 变暖程度更强,如Liu和Chen对1955-1996年高原因:青藏高原上空臭氧更大幅度的减少造成高原平 地面年平均气温变化的研究表明,其线性增温率明流层对太阳紫外辐射吸收比其他地区更少,导致高 显高于北半球和同纬度地区,张人禾和周顺武指出原上空平流层低层和对流层上层降温比其他地区更 1979~2002年高原对流层低层年平均气温的増温趋势强;而由于进对流层的辐射更多,造成了对流层低 以及上空对流层高层和平流层低层的降温趋势都明层增温更大 显强于其东部中国平原地区和全球平均的气温变化 由于青藏高原气候变化的独特性以及其热力和 趋势.对于青藏高原气候变暖更强的原因,段安民等动力作用对下游的中国东部季风气候乃至全球大气 人囚指出与人类活动有关的温室气体排放加剧对青环流和气候产生显著的影响口-1,关于青藏高原气候 藏高原气候变化的影响可能比全球其他地区更显著.和环境的研究在国际上得到了高度关注,如在国际 张人禾和周顺武以及Zhou和 Zhang提出高原上空“全球能量和水循环试验”研究计划( GEWEX)中专门 引用格式:张人禾,苏凤阁,江志红,等.青藏高原21世纪气候和环境变化预估研究进展.科学通报,2015,60:3036-3047 Zhang R H. Su F G. Jiang Z H, et al. An overview of projected climate and environmental changes across the Tibetan Plateau in the 21st century ( in Chinese). Chin sci bull.2015,60:3036-3047,doi:10.1360N97201401296
2015 年 第 60 卷 第 32 期：3036 ~ 3047 www.scichina.com csb.scichina.com 引用格式: 张人禾, 苏凤阁, 江志红, 等. 青藏高原 21 世纪气候和环境变化预估研究进展. 科学通报, 2015, 60: 3036–3047 Zhang R H, Su F G, Jiang Z H, et al. An overview of projected climate and environmental changes across the Tibetan Plateau in the 21st century (in Chinese). Chin Sci Bull, 2015, 60: 3036–3047, doi: 10.1360/N972014-01296 《中国科学》杂志社 专题: 青藏高原环境变化 评 述 SCIENCE CHINA PRESS 青藏高原 21 世纪气候和环境变化预估研究进展 张人禾①* , 苏凤阁② , 江志红③ , 高学杰④ , 郭东林⑤ , 倪健⑥ , 游庆龙③ , 兰措② , 周波涛⑦ ① 中国气象科学研究院, 灾害天气国家重点实验室, 北京 100081; ② 中国科学院青藏高原研究所, 中国科学院青藏高原环境变化与地表过程重点实验室, 北京 100101; ③ 南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室, 南京 210044; ④ 中国科学院大气物理研究所, 中国科学院气候变化研究中心, 北京 100029; ⑤ 中国科学院大气物理研究所, 竺可桢-南森国际研究中心, 北京 100029; ⑥ 中国科学院地球化学研究所, 环境地球化学国家重点实验室, 贵阳 550002; ⑦ 国家气候中心, 北京 100081 * 联系人, E-mail: renhe@cams.cma.gov.cn 2014-12-01 收稿, 2015-02-02 接受, 2015-06-02 网络版发表 国家自然科学基金(41221064)和国家财政部公益性行业(气象)科研专项(GYHY201406001)资助 摘要 本文回顾了21世纪青藏高原区域多种气候和环境要素变化预估研究的进展, 包括气 温、降水、极端天气气候事件、冻土、积雪、冰川、径流和植被等, 预估结果主要来自于SRES 和RCP情景下气候模式的预估以及物理统计模型的预估. 结果表明, 未来青藏高原地面气温 将升高, 21世纪后期增温更显著. 总体来说21世纪高原降水以增加为主, 极端天气气候事件 增加. 高原未来冻土面积缩小, 冻土活动层厚度增加, 积雪日数和积雪深度减少, 冰川将以 退缩为主. 径流的未来变化较复杂, 不同流域之间的差异较大, 径流在不同流域表现为增加 和减少并存. 青藏高原植被对气候变化的响应敏感而脆弱, 21世纪中后期青藏高原的生长季 长度增加, 常绿林/森林出现在高原东部和南部, 灌丛植被类型将会扩展并入侵高寒草原. 根 据已有的研究结果, 本文对这些气候与环境要素在21世纪中期(2030~2050年)和后期 (2080~2100年)的变化进行了综合集成, 给出了它们在21世纪中期和后期的可能变化范围. 关键词 青藏高原 气候变化 环境变化 21 世纪变化预估 随着全球变暖, 青藏高原的气候和环境都发生 了显著的变化[1,2]. 已有研究表明, 青藏高原气候的 变暖程度更强, 如Liu和Chen[3]对1955~1996年高原 地面年平均气温变化的研究表明, 其线性增温率明 显高于北半球和同纬度地区, 张人禾和周顺武[4]指出 1979~2002年高原对流层低层年平均气温的增温趋势 以及上空对流层高层和平流层低层的降温趋势都明 显强于其东部中国平原地区和全球平均的气温变化 趋势. 对于青藏高原气候变暖更强的原因, 段安民等 人[5]指出与人类活动有关的温室气体排放加剧对青 藏高原气候变化的影响可能比全球其他地区更显著. 张人禾和周顺武[4]以及Zhou和Zhang[6]提出高原上空 比其他地区更大幅度的臭氧总量减少可能是造成青 藏高原与其他地区温度变化趋势差异的一个重要原 因: 青藏高原上空臭氧更大幅度的减少造成高原平 流层对太阳紫外辐射吸收比其他地区更少, 导致高 原上空平流层低层和对流层上层降温比其他地区更 强; 而由于进入对流层的辐射更多, 造成了对流层低 层增温更大. 由于青藏高原气候变化的独特性以及其热力和 动力作用对下游的中国东部季风气候乃至全球大气 环流和气候产生显著的影响[7~14], 关于青藏高原气候 和环境的研究在国际上得到了高度关注, 如在国际 “全球能量和水循环试验”研究计划(GEWEX)中专门
设置了有关青藏高原研究的“亚洲季风青藏高原试候平均值,2030-2049年青藏高原大部分地区年平均 验”计划 (GAME/Tibet,1996-2000年)、在国际全球协地面气温的升温幅度在1.4-2.2℃,高海拔地区的增 调加强观测计划(CEOP)中设置了亚澳季风青藏高原温一般更为显著,西藏西部的冬季增暖将达到2.4℃ 计划CAMP/ Tibet,2001-2005年)1,中日合作开展以上.另外一项基于CMP3中28个耦合模式的研究 了“中日气象灾害合作研究中心”青藏高原项目结果表明2,在 SRES A1B情形下,2011-2040年冬 ( JICATibet项目,2005-2009年6,以及国际上目夏季增温超过1℃的概率超过80%;冬季增幅大于 前正在执行的“第三极环境”(TPE)研究计划.因此,1.5℃的概率为60%以上;对于21世纪末期(2070 预估未来青藏高原的气候与环境变化,除了其本身2099年),气候变化信号更加显著,如冬季温度将很 具有重要的科学意义外,也对于认识高原区域的经可能(概率近于100%)增加3℃,增加4℃的概率也在 济、社会和生态系统产生的影响、应对气候变化国家80%以上 战略的制定乃至国家安全具有重要的战略意义 利用 IPCC AR5所采用的第5次耦合模式比较计 截至目前,许多研究开展了青藏高原区域未来划(CMIP5)模式结果,在RCP2.6和RCP8.5两种情景 气候和环境变化的研究,这些预估研究利用的手段下,Su等人给出了由24个模式集合平均得到的21 包括气候模式和物理统计模型.本文对未来21世纪世纪青藏高原年平均地面气温的预估(图1).由图1可 青藏高原区域气候和环境变化研究进行了回顾,所看出,在RCP2.6情景下,高原在近期(2006-2035年) 涉及的气候与环境因素包括气温、降水、极端天气气有较弱的增温,但在远期(2036-2099年)出现了较弱 候事件、冻土、积雪、冰川、径流和植被.利用气候的降温趋势,在RCP8.5情景下21世纪高原将持续升 模式对未来气候和环境的预估主要依赖于未来人类温.两种情景下预估的气温在近期差异不大,年平均 活动的可能情景,包括政府间气候变化专门委员会气温相对于基准期(1961-205年)将升高1.1-1.4℃, (IPCC)第4次评估报告(AR4)所利用的排放情景而远期(2036-2099年两种情景的差异较大,相对于 SRES2以及第5次评估报告(AR5)2的典型浓度情基准期RCP26情景年均气温将升高1.7~2.0℃,而 景RCP2.表1给出了IPCC第4次评估报告SRES和第RCP8.5情景年均气温将升高39-46℃.在两种情景 5次评估报告RCP的简单说明 下近期地面气温的预估结果随季节的变化不明显 冬季和春季的增暖略大于夏季和秋季的增暖;但在 1气温变化 远期,增暖在冬季最强,而夏季最弱.胡芩等人2选 基于 IPCC AR4所采用的耦合模式比较计划第3取了30个CMIP5模式的集合平均,取1986-2005年作 阶段(CMIP3)的20个气候模式在 SRES A1B排放情景为参考时段,在RCP45情景下得到21世纪早期(2016~ 下模拟结果的集合平均以及一个全球气候模式模拟2035年)、中期(2046-2065年)和晚期(2081-2100年), 输出驱动下的动力降尺度分析结果,对于高原未来青藏高原区域年平均地面气温的增高分别为1.1,2.1 气候变化趋势的预估表明,相对于1980-1999年气和27℃ 表1排放情景SRES和典型浓度情景RCP Table 1 The Special Report on Emission Scenarios(SRES)and the Representative Concentration Pathways(RCP) 排放情景SRES 典型浓度情景RCP 情景 CO2加倍时间 情景 描述 SRES A1B2100年以后 2100年辐射强迫达到8.5W/m2,CO2当量浓度达到1370×10-6 SRES AIT 不会达到 SRESA1F1大约2070年 RCP6 2100年辐射强迫达到6.0Wm2,CO2当量浓度达到850×10 SRES A2 大约2070年 RCP452100年辐射强迫达到45W/m2,CO2当量浓度达到650×10-6 SRES BI 不会达到 2100年以后 辐射强迫在2050年达到峰值30W/m2,到2100年下降到26W/m2,CO2当 SRES B2 RCP2.6 量浓度达到490×10 3037
3037 评 述 设置了有关青藏高原研究的“亚洲季风青藏高原试 验”计划(GAME/Tibet, 1996~2000年)、在国际全球协 调加强观测计划(CEOP)中设置了亚澳季风青藏高原 计划(CAMP/Tibet, 2001~2005年) [15], 中日合作开展 了“中日气象灾害合作研究中心” 青藏高原项目 (JICA/Tibet项目, 2005~2009年) [16~18], 以及国际上目 前正在执行的“第三极环境”(TPE)研究计划[19]. 因此, 预估未来青藏高原的气候与环境变化, 除了其本身 具有重要的科学意义外, 也对于认识高原区域的经 济、社会和生态系统产生的影响、应对气候变化国家 战略的制定乃至国家安全具有重要的战略意义. 截至目前, 许多研究开展了青藏高原区域未来 气候和环境变化的研究, 这些预估研究利用的手段 包括气候模式和物理统计模型. 本文对未来21世纪 青藏高原区域气候和环境变化研究进行了回顾, 所 涉及的气候与环境因素包括气温、降水、极端天气气 候事件、冻土、积雪、冰川、径流和植被. 利用气候 模式对未来气候和环境的预估主要依赖于未来人类 活动的可能情景, 包括政府间气候变化专门委员会 (IPCC)第4次评估报告(AR4)[20]所利用的排放情景 SRES[21]以及第5次评估报告(AR5)[22]的典型浓度情 景RCP[23]. 表1给出了IPCC第4次评估报告SRES和第 5次评估报告RCP的简单说明. 1 气温变化 基于IPCC AR4所采用的耦合模式比较计划第3 阶段(CMIP3)的20个气候模式在SRES A1B排放情景 下模拟结果的集合平均以及一个全球气候模式模拟 输出驱动下的动力降尺度分析结果, 对于高原未来 气候变化趋势的预估表明[24], 相对于1980~1999年气 候平均值, 2030~2049年青藏高原大部分地区年平均 地面气温的升温幅度在1.4~2.2℃, 高海拔地区的增 温一般更为显著, 西藏西部的冬季增暖将达到2.4℃ 以上. 另外一项基于CMIP3中28个耦合模式的研究 结果表明[25], 在SRES A1B情形下, 2011~2040年冬 夏季增温超过1℃的概率超过80%; 冬季增幅大于 1.5℃的概率为60%以上; 对于21世纪末期(2070~ 2099年), 气候变化信号更加显著, 如冬季温度将很 可能(概率近于100%)增加3℃, 增加4℃的概率也在 80%以上. 利用IPCC AR5所采用的第5次耦合模式比较计 划(CMIP5)模式结果, 在RCP2.6和RCP8.5两种情景 下, Su等人[26]给出了由24个模式集合平均得到的21 世纪青藏高原年平均地面气温的预估(图1). 由图1可 看出, 在RCP2.6情景下, 高原在近期(2006~2035年) 有较弱的增温, 但在远期(2036~2099年)出现了较弱 的降温趋势, 在RCP8.5情景下21世纪高原将持续升 温. 两种情景下预估的气温在近期差异不大, 年平均 气温相对于基准期(1961~2005年)将升高1.1~1.4℃, 而远期(2036~2099年)两种情景的差异较大, 相对于 基准期RCP2.6情景年均气温将升高1.7~2.0℃, 而 RCP8.5情景年均气温将升高3.9~4.6℃. 在两种情景 下近期地面气温的预估结果随季节的变化不明显, 冬季和春季的增暖略大于夏季和秋季的增暖; 但在 远期, 增暖在冬季最强, 而夏季最弱. 胡芩等人[27]选 取了30个CMIP5模式的集合平均, 取1986~2005年作 为参考时段, 在RCP4.5情景下得到21世纪早期(2016~ 2035年)、中期(2046~2065年)和晚期(2081~2100年), 青藏高原区域年平均地面气温的增高分别为1.1, 2.1 和2.7℃. 表 1 排放情景 SRES 和典型浓度情景 RCP Table 1 The Special Report on Emission Scenarios (SRES) and the Representative Concentration Pathways (RCP) 排放情景SRES 典型浓度情景RCP 情景 CO2加倍时间 情景 描述 SRES A1B 2100年以后 RCP8.5 2100年辐射强迫达到8.5 W/m2 , CO2当量浓度达到1370×106 SRES A1T 不会达到 SRES A1F1 大约2070年 RCP6 2100年辐射强迫达到6.0 W/m2 , CO2当量浓度达到850×106 SRES A2 大约2070年 RCP4.5 2100年辐射强迫达到4.5 W/m2 , CO2当量浓度达到650×106 SRES B1 不会达到 SRES B2 2100年以后 RCP2.6 辐射强迫在2050年达到峰值3.0 W/m2 , 到2100年下降到2.6 W/m2 , CO2当 量浓度达到490×106
研荸通扳2015年11月第60卷第32期 RCP2.6 RCP8.5 420 196019802000202020402060208 1960198020002020204020602080 图1在RCP26a)和RCP8.5(b)两种情景下,由24个全球气候模式预估结果平均的基准期(1961-2005年)和21世纪青藏高原年平均地面气温 随时间的变化(引自文献26 operiod (1961-2005)of the twentieth and twenty-first century under rCP26 区域气候模式对东亚气候有更好的模拟能以上,冬季升温在大部分地区超过4.5℃,夏季气温 力829,其对青藏高原气候变化预估试验结果表的升幅在3.3-~3.6℃.总体来说,未来高原地面气温 明,相对于1996-2005年,在RCP45情景下(图2),未将升高,但升温幅度存在地域和季节性差异,其中冬 来(2090~2099年)高原年平均、冬和夏季平均气温表季的升温大于夏季,高原西南部冈底斯山和喜马拉 现为一致升高.年平均气温升幅在1.5-2.4℃,升温雅山的升温大于高原中部地区 中心位于高原西南部,而东南部升温相对较小.冬季 增温相对较强,基本都在1.8℃以上·夏季的增温幅2降水变化 度小于冬季,整个高原的升温在2.1℃以内,其中高 刘晓东等人124的预估结果表明,相对于1980 原东部相对较小,范围在0.8-1.2℃,高原西部及北1999年,2030-2049年青藏高原大部分地区降水量的 部的柴达木盆地为高值区,升温在1.8-~2.1℃.RCP8.5变化相对较小,青藏高原大部分地区和全年多数季 情景下气温的变化与RCP45情景下的空间分布较一节降水可能增加,但未来30-50年青藏高原地区降水 致,但升温幅度明显增强,其中年平均升温在3.9℃率增量通常不超过5%.Chen等人□的结果表明201l 40°N 30N 25°N 09121.51.821242730(℃) 图2在RCP4情景下,利用10km水平分辨率的 Regcm40预估的相对于当代(1996-2005年)的未来20902099年的年平均(a)以及冬季(b) 和夏季(c)的地面气温分布(引自文献[30] erature in the Tibetan Plateau in 2090-2099 under the RCP45 scenario relative to 1996-2005 by the RegCM40 with 10 km horizontal resolution for(a)annual, (b) DJF, and (c)JJA(from Ref [30]
2015 年 11 月 第 60 卷 第 32 期 3038 图 1 在 RCP2.6(a)和 RCP8.5(b)两种情景下, 由 24 个全球气候模式预估结果平均的基准期(1961~2005 年)和 21 世纪青藏高原年平均地面气温 随时间的变化(引自文献[26]) Figure 1 Simulated surface air temperature by 24 climate models for a subperiod (1961–2005) of the twentieth and twenty-first century under RCP2.6 (a) and RCP8.5 (b) scenarios averaged in the Tibetan Plateau (from Ref. [26]) 区域气候模式对东亚气候有更好的模拟能 力[28,29], 其对青藏高原气候变化预估试验[30]结果表 明, 相对于1996~2005年, 在RCP4.5情景下(图2), 未 来(2090~2099年)高原年平均、冬和夏季平均气温表 现为一致升高. 年平均气温升幅在1.5~2.4℃, 升温 中心位于高原西南部, 而东南部升温相对较小. 冬季 增温相对较强, 基本都在1.8℃以上. 夏季的增温幅 度小于冬季, 整个高原的升温在2.1℃以内, 其中高 原东部相对较小, 范围在0.8~1.2℃, 高原西部及北 部的柴达木盆地为高值区, 升温在1.8~2.1℃. RCP8.5 情景下气温的变化与RCP4.5情景下的空间分布较一 致, 但升温幅度明显增强, 其中年平均升温在3.9℃ 以上, 冬季升温在大部分地区超过4.5℃, 夏季气温 的升幅在3.3~3.6℃. 总体来说, 未来高原地面气温 将升高, 但升温幅度存在地域和季节性差异, 其中冬 季的升温大于夏季, 高原西南部冈底斯山和喜马拉 雅山的升温大于高原中部地区. 2 降水变化 刘晓东等人[24]的预估结果表明, 相对于1980~ 1999年, 2030~2049年青藏高原大部分地区降水量的 变化相对较小, 青藏高原大部分地区和全年多数季 节降水可能增加, 但未来30~50年青藏高原地区降水 率增量通常不超过5%. Chen等人[25]的结果表明2011~ 图 2 在 RCP4.5 情景下, 利用 10 km 水平分辨率的 RegCM4.0 预估的相对于当代(1996~2005 年)的未来 2090~2099 年的年平均(a)以及冬季(b) 和夏季(c)的地面气温分布(引自文献[30]) Figure 2 Changes of surface air temperature in the Tibetan Plateau in 2090–2099 under the RCP4.5 scenario relative to 1996–2005 by the RegCM4.0 with 10 km horizontal resolution for (a) annual, (b) DJF, and (c) JJA (from Ref. [30])
2040年期间青藏高原降水将增加,气候将会更加湿高原均表现为增加,部分地区増幅超过25‰.夏季降 润,如夏季降水增加的概率大于60‰%;21世纪末期水增加高值区位于喀喇昆仑山区,中心值超过75%, (2070~2099年),青藏高原冬夏季降水都将显著增加,其他地区为正负相间的分布,变化均较小、.RCP8.5情 其概率分别为60%和80% 景下,降水变化的空间分布与RCP4.5情景下基本 图3给出了利用CMIP5中的24个模式对青藏高原致,但变化幅度增大.总体来说,降水在整个高原以 21世纪降水变化的预估1.在RCP26和RCP85情景增加为主,高原北部和西部地区为增幅大值区.两种 下,高原在近期(2006-2035年)年平均降水相对于基情景相比,RCP8.5情景下的变化基本与RCP45情景 准期(1961-2005年)将增加3.2%;而远期(2036-2099下的空间分布趋势一致,但变化强度增大 年)相对于基准期年均降水增加6%~12%.降水的增 加具有季节差异,在近期,夏季、秋季和春季的降水3极端天气气候事件变化 增加为5.0%-7.0%,冬季为2.0%-4.0%.不同情景之 除了气候平均态的变化,全球变暖背景下青藏 间的差异在远期随时间增加而变大.在RCP8.5情景高原的极端气候也将发生显著变化.相对于1961 下,春季、夏季和秋季在远期降水的增加为10.0%~1990年,利用多个气候模式在SRES情景下的预估结 150%,冬季为60%;在RCP26的情景下,远期降水果3132表明,21世纪末期青藏高原区域霜冻天数将减 的增加约为RCP85情景下的一半.最大的降水增幅少,其减少幅度为10%-30%;热浪天数将显著增加 出现在夏季,冬季降水增幅最小.胡芩等人选取(增幅为10倍以上),暖夜天数也将增加4倍以上.对 了20CMP5模式的集合平均,取1986-2005年作为于极端降水,变暖背景下其强度增强,频次增多.如 参考时段,在RCP4.5情景下得到21世纪早期(2016~降水强度将增加10%-26%;最大连续5d降水量将增 2035年)、中期(2046-2065年)和晚期(2081-2100年),青加25%-45‰;极端降水贡献率的增幅则为40%-60% 藏高原区域年平均降水分别增加4.4%,7.9%和11.7%. 在RCP2.6,RCP45和RCP8.5三种情景下,CMIP5 区域气候模式对青藏高原未来降水变化的预中 MPI ESM LR模式的集合预估结果B3表明(表2), 估表明,RCPF4.5情景下(图4)年平均降水的变化基青藏高原2006-2100年期间,白天极端低温日数 本以增加为主,相对于当代(1996-2005年),未来(TX10)、夜间极端低温日数(TN10)和冰冻日(D)明显 2090-2099年高原北部、西部及东南部的降水增加变小,夜间极端高温日数(TN90)、白天极端高温日数 10%-25%,而东部地区略有减少;冬季降水在整个(TX90)、热浪期指数(HWDI)和暖日指数(HWF明显 1800 1800 RCP2.6 RCP8.5 历史模拟 1600 口 历史模拟 1 目 1400 长 100y 1000v 800 1960198020002020204020602080 0198020002020204020602080 图3在RCP26a)和RCP8.5(b)两种情景下,由24个全球气候模式预估结果平均的基准期(1961-2005年)和21世纪青藏高原年平均降水随时 间的变化(引自文献126 Figure 3 Simulated rainfall by 24 climate models for a subperiod (1961-2005)of the twentieth and twenty-first century under RCP26(a)and RCP8.5(b) scenarios averaged in the Tibetan Plateau(from Ref [26))
3039 评 述 2040年期间青藏高原降水将增加, 气候将会更加湿 润, 如夏季降水增加的概率大于60%; 21世纪末期 (2070~2099年), 青藏高原冬夏季降水都将显著增加, 其概率分别为60%和80%. 图3给出了利用CMIP5中的24个模式对青藏高原 21世纪降水变化的预估[26]. 在RCP2.6和RCP8.5情景 下, 高原在近期(2006~2035年)年平均降水相对于基 准期(1961~2005年)将增加3.2%; 而远期(2036~2099 年)相对于基准期年均降水增加6%~12%. 降水的增 加具有季节差异, 在近期, 夏季、秋季和春季的降水 增加为5.0%~7.0%, 冬季为2.0%~4.0%. 不同情景之 间的差异在远期随时间增加而变大. 在RCP8.5情景 下, 春季、夏季和秋季在远期降水的增加为10.0%~ 15.0%, 冬季为6.0%; 在RCP2.6的情景下, 远期降水 的增加约为RCP8.5情景下的一半. 最大的降水增幅 出现在夏季, 冬季降水增幅最小. 胡芩等人[27]选取 了20个CMIP5模式的集合平均, 取1986~2005年作为 参考时段, 在RCP4.5情景下得到21世纪早期(2016~ 2035年)、中期(2046~2065年)和晚期(2081~2100年), 青 藏高原区域年平均降水分别增加4.4%, 7.9%和11.7%. 区域气候模式对青藏高原未来降水变化的预 估[30]表明, RCP4.5情景下(图4)年平均降水的变化基 本以增加为主, 相对于当代(1996~2005年), 未来 2090~2099年高原北部、西部及东南部的降水增加 10%~25%, 而东部地区略有减少; 冬季降水在整个 高原均表现为增加, 部分地区增幅超过25%. 夏季降 水增加高值区位于喀喇昆仑山区, 中心值超过75%, 其他地区为正负相间的分布, 变化均较小. RCP8.5情 景下, 降水变化的空间分布与RCP4.5情景下基本一 致, 但变化幅度增大. 总体来说, 降水在整个高原以 增加为主, 高原北部和西部地区为增幅大值区. 两种 情景相比, RCP8.5情景下的变化基本与RCP4.5情景 下的空间分布趋势一致, 但变化强度增大. 3 极端天气气候事件变化 除了气候平均态的变化, 全球变暖背景下青藏 高原的极端气候也将发生显著变化. 相对于1961~ 1990年, 利用多个气候模式在SRES情景下的预估结 果[31,32]表明, 21世纪末期青藏高原区域霜冻天数将减 少, 其减少幅度为10%~30%; 热浪天数将显著增加 (增幅为10倍以上), 暖夜天数也将增加4倍以上. 对 于极端降水, 变暖背景下其强度增强, 频次增多. 如 降水强度将增加10%~26%; 最大连续5 d降水量将增 加25%~45%; 极端降水贡献率的增幅则为40%~60%. 在RCP2.6, RCP4.5和RCP8.5三种情景下, CMIP5 中MPI_ESM_LR模式的集合预估结果[33]表明(表2), 青藏高原2006~2100年期间, 白天极端低温日数 (TX10)、夜间极端低温日数(TN10)和冰冻日(ID)明显 变小, 夜间极端高温日数(TN90)、白天极端高温日数 (TX90)、热浪期指数(HWDI)和暖日指数(HWFI)明显 图 3 在 RCP2.6(a)和 RCP8.5(b)两种情景下, 由 24 个全球气候模式预估结果平均的基准期(1961~2005 年)和 21 世纪青藏高原年平均降水随时 间的变化(引自文献[26]) Figure 3 Simulated rainfall by 24 climate models for a subperiod (1961–2005) of the twentieth and twenty-first century under RCP2.6 (a) and RCP8.5 (b) scenarios averaged in the Tibetan Plateau (from Ref. [26])
研荸通扳2015年11月第60卷第32期 40N 25N 100°E 90°E 100°E 图4在RCP45情景下,利用10km水平分辨率的 RegCm40预估的相对于当代(1996-2005年)的未来2090-209年的年平均a以及冬季(b) 和夏季(c)的降水分布(引自文献[30 Figure 4 Changes of rainfall in the Tibetan Plateau in 2090-2099 under the RCP45 scenario relative to 1996-2005 by the Reg CM4.0 with 10 km horizontal resolution for(a) annual, (b) DJF, and (c)JJA(from Ref [30)) 表2在RCP26,RCP45和RCP85三种情景下各种极端天气气候指数在2006-2100年的线性变化趋势 Table 2 Linear trends for the indices of extreme weather and climate events in 2006-2100 under RCP2. 6. RCP45 and RCP85 scenario 指数 TN90 DTR HWDI RCP8.5 136-142 6.63 8.64 RCP4.5 86 0.96 2.84 58 RCP2.6 -0.11 -0.11 0.15 -0.01 0.02 d/10a d/10a d/10a ℃/10a d/10a d/10 a)黑体表示变化趋势值超过95%的置信水平 变大,而日较差(DIR)没有发生明显的变化.各种指期、暖夜、暖日)均增加,并且RCP8.5情景比RCP4.5 数在RCP8.5情景下具有最大的变化趋势,而在情景的增幅更大;而与低温有关的极端事件(霜冻日 RCP2.6情景下变化趋势最小.对于RCP85和RCP4.5数、冰冻日数、冷期、冷夜、冷日)均减少,RCP8.5 种情景,除了日较差(DTR)外,所有的变化趋势都情景比RCP4.5情景的减少幅度更大;与降水有关的 是显著的,超过了95%的置信水平.日较差(DTR)变极端事件(总湿日降水量、平均日降水强度、极端降 化不显著是由于白天极端高温日数(TX90)和夜间极水日数、连续5d降水量)增加,表现为RCP8.5情景比 端高温日数(TN90)具有相当的上升趋势所致.另外,RCP4.5情景的增幅更大;由于温度和降水的增加 在所有增加的线性变化趋势中夜间极端高温日数生长季长度也表现出增加,RCP8.5情景比RCP4.5情 (TN9o)的上升趋势最大,而在所有减小的线性变化景的增幅更大 趋势中冰冻日①D)的减少趋势最大.对于RCP26情 景,夜间极端高温日数TN90的增加趋势是唯一显4冻士变化 著的,说明了在所有情景下夜间极端高温日数 经验统计冻土模型的预估结果表明,高原气 TN90)具有显著的增加趋势. 温平均升高1.10℃,多年冻土总的消失比例不会超过 Zhou等人利用CMIP5中24个气候模式结果的19%;但是当2099年高原气温平均升高2.91℃后,青 集合,预估了相对于1986-2005年,在RCP4.5和藏高原多年冻土将发生显著的变化,消失比例高达 RCP85两种情景下,包括青藏高原在内的中国西南58%,高原东部、南部的多年冻土大部分消失,主要 区域(77°-106°E,22°~36°N)在21世纪末期(2081~2100的多年冻土区仅存高原西北部范围内的区域(77°~ 年)极端温度和降水的变化(表3)由表3可看出,与高93°E,32°-37°N).物理统计模型的结果表明,气 温有关的极端事件(日最低气温最低值、日最高气温温年增加0.02℃情形下,50年后多年冻土面积约为 最高值、高于20℃的暖夜数、高于25℃的夏日数、暖1094×104km2,面积缩小约8.8%,100年后多年冻土 3040
2015 年 11 月 第 60 卷 第 32 期 3040 图 4 在 RCP4.5 情景下, 利用 10 km 水平分辨率的 RegCM4.0 预估的相对于当代(1996~2005 年)的未来 2090~2099 年的年平均(a)以及冬季(b) 和夏季(c)的降水分布(引自文献[30]) Figure 4 Changes of rainfall in the Tibetan Plateau in 2090–2099 under the RCP4.5 scenario relative to 1996–2005 by the RegCM4.0 with 10 km horizontal resolution for (a) annual, (b) DJF, and (c) JJA (from Ref. [30]) 表 2 在 RCP2.6, RCP4.5 和 RCP8.5 三种情景下各种极端天气气候指数在 2006~2100 年的线性变化趋势 a) Table 2 Linear trends for the indices of extreme weather and climate events in 2006–2100 under RCP2.6, RCP4.5 and RCP8.5 scenarios 指数 TX10 TN10 TX90 TN90 DTR ID HWDI HWFI RCP8.5 RCP4.5 RCP2.6 单位 d/10 a d/10 a d/10 a d/10 a ℃/10 a d/10 a d/10 a d/10 a a) 黑体表示变化趋势值超过95%的置信水平 变大, 而日较差(DTR)没有发生明显的变化. 各种指 数 在 RCP8.5 情景下具有最大的变化趋势 , 而 在 RCP2.6情景下变化趋势最小. 对于RCP8.5和RCP4.5 二种情景, 除了日较差(DTR)外, 所有的变化趋势都 是显著的, 超过了95%的置信水平. 日较差(DTR)变 化不显著是由于白天极端高温日数(TX90)和夜间极 端高温日数(TN90)具有相当的上升趋势所致. 另外, 在所有增加的线性变化趋势中夜间极端高温日数 (TN90)的上升趋势最大, 而在所有减小的线性变化 趋势中冰冻日(ID)的减少趋势最大. 对于RCP2.6情 景, 夜间极端高温日数(TN90)的增加趋势是唯一显 著 的 , 说明了在所有情景下夜间极端高温日数 (TN90)具有显著的增加趋势. Zhou等人[33]利用CMIP5中24个气候模式结果的 集 合 , 预估了相对于 1986~2005 年 , 在 RCP4.5 和 RCP8.5两种情景下, 包括青藏高原在内的中国西南 区域(77~106E, 22~36N)在21世纪末期(2081~2100 年)极端温度和降水的变化(表3). 由表3可看出, 与高 温有关的极端事件(日最低气温最低值、日最高气温 最高值、高于20℃的暖夜数、高于25℃的夏日数、暖 期、暖夜、暖日)均增加, 并且RCP8.5情景比RCP4.5 情景的增幅更大; 而与低温有关的极端事件(霜冻日 数、冰冻日数、冷期、冷夜、冷日)均减少, RCP8.5 情景比RCP4.5情景的减少幅度更大; 与降水有关的 极端事件(总湿日降水量、平均日降水强度、极端降 水日数、连续5 d降水量)增加, 表现为RCP8.5情景比 RCP4.5情景的增幅更大; 由于温度和降水的增加, 生长季长度也表现出增加, RCP8.5情景比RCP4.5情 景的增幅更大. 4 冻土变化 经验统计冻土模型的预估结果表明[34], 高原气 温平均升高1.10℃, 多年冻土总的消失比例不会超过 19%; 但是当2099年高原气温平均升高2.91℃后, 青 藏高原多年冻土将发生显著的变化, 消失比例高达 58%, 高原东部、南部的多年冻土大部分消失, 主要 的多年冻土区仅存高原西北部范围内的区域(77~ 93E, 32~37N). 物理统计模型的结果[35]表明, 气 温年增加0.02℃情形下, 50年后多年冻土面积约为 109.4×104 km2 , 面积缩小约8.8%, 100年后多年冻土