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
表3相对于1986-2005年,在RCP45和RCP8.5情景下中国西南区域(77°-106°E,22°-36°N21世纪末期(2081-2100年) 极端温度和降水变化 Table 3 Changes of extreme temperature and rainfall in the late 2lst century (2081-2100)in southwestem China (77-106E, 22-36.)relative to 1986-2005 under rCP45 and rCP85 scenarios 标记 含义 RCP4.5 RCP8. 5 日最低气温最低值 上升284℃ 上升6.13℃ 日最高气温最高值 上升249℃ 上升501℃ FD 霜冻日数 减少26.0d 减少514d 高于20℃的暖夜数 增加74d 增加175d 冰冻日数 减少23.0d 高于25℃的夏日数 增加11.6d 增加24.7d 生长季长度 增加30.5d 增加609d 暖期 增加624d 增加172.1d CSDI 冷期 减少3.6d TN10 由1961-1990年的10%下降到171%由1961-1990年的10%下降到0.31% TN9Op 由1961-1990年的10%增加到4565%由1961-1990年的10%增加到73.47% 由1961-1990年的10%下降到2.22% 由1961-1990年的10%下降到0.68% 暖日 由1961-1990年的10%增加到4565%由1961-1990年的10%增加到73.46% PRCP 总湿日降水量 距平百分率增加9% 距平百分率增加16.3% 平均日降水强度 距平百分率增加7% 距平百分率增加147% 极端降水日数 距平百分率增加34% 距平百分率增加728% RX5day 连续5d降水量 距平百分率增加11% 距平百分率增加23% a)TNIp,TN90p,TX10p,TX90p是百分位指标,计算相对的基准期为1961-1990年,平均值为10% 面积减少13.4%;如果升温率为0.052℃/a,青藏高原积雪38在21世纪将减少,并且减小的趋势远大于中 多年冻土面积在50年后退化135%,与气温年增加国的东北和西北.2021-2099年间的线性趋势表明 002℃经100年后的情形相当,而未来100年青藏高原高原积雪日数的减少趋势为11d10a,积雪深度(雪水 多年冻土将发生更显著的退化,整个高原面上多年当量)的减少趋势为1.5mml0a,积雪开始日期的推迟 冻土退化面积达46 趋势为6d/10a,积雪结束日期的提前趋势为7d/10a. 利用大气强迫资料驱动包含冻土过程的动力模 在RCP4.5和RCP8.5两种情景下,区域气候模式 式对青藏高原冻土有很好的模拟能力136..Guo等对青藏高原未来2006-2099年积雪变化的预估结 人利用区域气候模式动力降尺度结果驱动通用陆果表明,相对于1986-2005年,高原和全国平均的 面模式( Community Land Model40),对21世纪青藏积雪日数均呈下降趋势,RCP8.5情景的下降趋势明显 高原多年冻土变化进行了预估.结果表明,在SRES大于RCP45,高原的下降趋势明显大于全国平均(图6 AB温室气体排放情景下,青藏高原近地层多年冻在RCP85情景下,高原的下降趋势为3.7d10a,高于 土面积到21世纪中期(2030-2050年)将减少大约39%,全国平均(2d10a).对于雪水当量来说,两种情景下 到21世纪末期(2080-2100年)将减少81%.从1952~也为下降趋势,青藏高原区域的下降趋势要明显强 2100年,近地层多年冻土面积经历了一个显著减小于全国平均.在高原区域,RCP8.5情景下雪水当量的 的线性趋势,减小率为99×104km2/10a(图5).当前下降趋势(0.5mm/10a要大于RCP45情景下的下降 0.5-1.5m的活动层厚度,到21世纪中期将增至1.5~趋势(0.3mm/10a) 2.0m,到21世纪末期将增至20-3.5m. 积雪在21世纪的未来变化具有明显的空间差 异39.如在RCP45情景下,在21世纪中期(2040~ 5积雪变化 2059年),积雪日数最大减少区域在高原东部,为 利用区域气候模式预估的 SRES A1B情景下高原10~20d,其他区域相对较小;雪水当量的最大减少
3041 评 述 表 3 相对于 1986~2005 年, 在 RCP4.5 和 RCP8.5 情景下中国西南区域(77~106E, 22~36N)21 世纪末期(2081~2100 年) 极端温度和降水变化 a) Table 3 Changes of extreme temperature and rainfall in the late 21st century (2081–2100) in southwestern China (77~106E, 22~36N)relative to 1986–2005 under RCP4.5 and RCP8.5 scenarios 标记 含义 RCP4.5 RCP8.5 TNn 日最低气温最低值 上升2.84℃ 上升6.13℃ TXx 日最高气温最高值 上升2.49℃ 上升5.01℃ FD 霜冻日数 减少26.0 d 减少51.4 d TR 高于20℃的暖夜数 增加7.4 d 增加17.5 d ID 冰冻日数 减少23.0 d 减少46.0 d SU 高于25℃的夏日数 增加11.6 d 增加24.7 d GSL 生长季长度 增加30.5 d 增加60.9 d WSDI 暖期 增加62.4 d 增加172.1 d CSDI 冷期 减少3.2 d 减少3.6 d TN10p 冷夜 由1961~1990年的10%下降到1.71% 由1961~1990年的10%下降到0.31% TN90p 暖夜 由1961~1990年的10%增加到45.65% 由1961~1990年的10%增加到73.47% TX10p 冷日 由1961~1990年的10%下降到2.22% 由1961~1990年的10%下降到0.68% TX90p 暖日 由1961~1990年的10%增加到45.65% 由1961~1990年的10%增加到73.46% PRCPTOT 总湿日降水量 距平百分率增加9% 距平百分率增加16.3% SDII 平均日降水强度 距平百分率增加7% 距平百分率增加14.7% R95p 极端降水日数 距平百分率增加34% 距平百分率增加72.8% RX5day 连续5 d降水量 距平百分率增加11% 距平百分率增加23% a) TN10p, TN90p, TX10p, TX90p是百分位指标, 计算相对的基准期为1961~1990年, 平均值为10% 面积减少13.4%; 如果升温率为0.052℃/a, 青藏高原 多年冻土面积在50年后退化13.5%, 与气温年增加 0.02℃经100年后的情形相当, 而未来100年青藏高原 多年冻土将发生更显著的退化, 整个高原面上多年 冻土退化面积达46%. 利用大气强迫资料驱动包含冻土过程的动力模 式对青藏高原冻土有很好的模拟能力[36,37]. Guo等 人[37]利用区域气候模式动力降尺度结果驱动通用陆 面模式(Community Land Model 4.0), 对21世纪青藏 高原多年冻土变化进行了预估. 结果表明, 在SRES A1B温室气体排放情景下, 青藏高原近地层多年冻 土面积到21世纪中期(2030~2050年)将减少大约39%, 到21世纪末期(2080~2100年)将减少81%. 从1952~ 2100年, 近地层多年冻土面积经历了一个显著减小 的线性趋势, 减小率为9.9×104 km2 /10 a(图5). 当前 0.5~1.5 m的活动层厚度, 到21世纪中期将增至1.5~ 2.0 m, 到21世纪末期将增至2.0~3.5 m. 5 积雪变化 利用区域气候模式预估的SRES A1B情景下高原 积雪[38]在21世纪将减少, 并且减小的趋势远大于中 国的东北和西北. 2021~2099年间的线性趋势表明, 高原积雪日数的减少趋势为11 d/10 a, 积雪深度(雪水 当量)的减少趋势为1.5 mm/10 a, 积雪开始日期的推迟 趋势为6 d/10 a, 积雪结束日期的提前趋势为7 d/10 a. 在RCP4.5和RCP8.5两种情景下, 区域气候模式 对青藏高原未来 2006~2099年积雪变化的预估结 果[39]表明, 相对于1986~2005年, 高原和全国平均的 积雪日数均呈下降趋势, RCP8.5情景的下降趋势明显 大于RCP4.5, 高原的下降趋势明显大于全国平均(图6). 在RCP8.5情景下, 高原的下降趋势为3.7 d/10 a, 高于 全国平均(2 d/10 a). 对于雪水当量来说, 两种情景下 也为下降趋势, 青藏高原区域的下降趋势要明显强 于全国平均. 在高原区域, RCP8.5情景下雪水当量的 下降趋势(0.5 mm/10 a)要大于RCP4.5情景下的下降 趋势(0.3 mm/10 a). 积雪在21世纪的未来变化具有明显的空间差 异[39]. 如在RCP4.5情景下, 在21世纪中期(2040~ 2059年), 积雪日数最大减少区域在高原东部, 为 10~20 d, 其他区域相对较小; 雪水当量的最大减少
研荸通扳2015年11月第60卷第32期 30+1+ 1950200020502100 1950 2000 2050 210 图5在 SRES A1B温室气体排放情景下预估的多年冻土面积(a)和区域平均活动层厚度(b)的时间变化(引自文献[37]) Figure 5 (a) Time series of the simulated near-surface permafrost area and(b) the area-mean time series of the simulated active layer depth under SRES AlB scenario(from Ref [37D) 10 (a)RCP45吕 (b)RCP85 立 L一全二青藏高翠 全国一青藏高原 105201520252035204520552065207520852095 005201520252035204520552065207520852095 (c)RCP4 立响长 EE立长 d )rcPs.5 全国一青藏高原 全国一青藏高原 005201520252035204520552065207520852095 05201520252035204520552065207520852095 图62006-2099年青藏高原(P)和全国区域平均(CN)的积雪日数(a),(b)和雪水当量(c),(d)在RCP45(a),(c)和RCP8.5(b,(d)情景下的 变化(直线为线性趋势)引自文献39] Figure 6 Changes of regional means of (a),(b)snow cover days and (c),(d) snow water equivalent in the Tibetan Plateau(blue lines)and wl China(red lines)during 2006-2099 under(a),(c))RCP45 and(b), (d))RCP85 scenarios (The straight lines are linear trends)( from Ref [391) 区域在高原的东部和南部,减少的量可达到-10mm,45%.利用冰川动力学模型对乌鲁木齐河源1号冰 但在高原中部略有增加,增加的幅度为0.1-1mm左川的未来变化进行的预估结果表明4,在 IPCC AR4 右.到21世纪末期(2080-2099年)时,积雪日数减少的各种情景下,该冰川将在未来70-90年消失,面积 幅度增大,三江源区域和高原南部一些区域的积雪和体积到2050年会缩小一半以上,极端升温条件下 日数可减少30d以上;雪水当量的空间分布与21世纪该冰川大约在50年后消失.应用冰川系统对气候变 中期类似,减少的幅度略有增加 化响应的功能模型2,在升温率为001,0.03及 6冰川变化 0.05℃/a三种情景下,计算得到的中国敏感型冰川和 稳定型冰川的面积变化表明,不同敏感性冰川区冰 考虑到冰川面积与气温之间的关系以及2030,川面积变化的过程和速率是不同的,两类冰川的面 2070和2100年的升温值分别为04-1.2,12-27和积随温度的增高都减小,增温率越大冰川面积减少 21-4.0℃时,届时冰川面积将分别减少12%,28%和的速率越大.敏感型冰川区冰川面积减小率更大,表
2015 年 11 月 第 60 卷 第 32 期 3042 图 5 在 SRES A1B 温室气体排放情景下预估的多年冻土面积(a)和区域平均活动层厚度(b)的时间变化(引自文献[37]) Figure 5 (a) Time series of the simulated near-surface permafrost area and (b) the area-mean time series of the simulated active layer depth under SRES A1B scenario (from Ref. [37]) 图 6 2006~2099 年青藏高原(TP)和全国区域平均(CN)的积雪日数((a), (b)) 和雪水当量((c), (d)) 在 RCP4.5((a), (c))和 RCP8.5((b), (d))情景下的 变化(直线为线性趋势)(引自文献[39]) Figure 6 Changes of regional means of ((a), (b)) snow cover days and ((c), (d)) snow water equivalent in the Tibetan Plateau (blue lines) and whole China (red lines) during 2006–2099 under ((a), (c)) RCP4.5 and ((b), (d)) RCP8.5 scenarios (The straight lines are linear trends) (from Ref. [39]) 区域在高原的东部和南部, 减少的量可达到10 mm, 但在高原中部略有增加, 增加的幅度为0.1~1 mm左 右. 到21世纪末期(2080~2099年)时, 积雪日数减少 幅度增大, 三江源区域和高原南部一些区域的积雪 日数可减少30 d以上; 雪水当量的空间分布与21世纪 中期类似, 减少的幅度略有增加. 6 冰川变化 考虑到冰川面积与气温之间的关系以及2030, 2070和 2100年的升温值分别为 0.4~1.2, 1.2~2.7和 2.1~4.0℃时, 届时冰川面积将分别减少12%, 28%和 45%[40]. 利用冰川动力学模型对乌鲁木齐河源1号冰 川的未来变化进行的预估结果表明[41], 在IPCC AR4 的各种情景下, 该冰川将在未来70~90年消失, 面积 和体积到2050年会缩小一半以上, 极端升温条件下 该冰川大约在50年后消失. 应用冰川系统对气候变 化响应的功能模型 [42], 在升温率为 0.01, 0.03 及 0.05℃/a三种情景下, 计算得到的中国敏感型冰川和 稳定型冰川的面积变化表明, 不同敏感性冰川区冰 川面积变化的过程和速率是不同的, 两类冰川的面 积随温度的增高都减小, 增温率越大冰川面积减少 的速率越大. 敏感型冰川区冰川面积减小率更大, 表
现为急速减少,在增温率为0.05℃a的情景下,到预估结果的集合,驱动一个髙分辨率冰-水文模型, 2010年冰川面积约减少86‰,.稳定型冰川区冰川面结果表明,相对于1961-1990年,在RCP4.5的情景下 积的退缩率则比敏感型冰川小得多,在0.05℃a的情2021~2050年时段朗塘和巴尔托洛流域的年径流量分 景下,到2050年冰川面积减小率平均约为18%,到别增加31%和46%;在RCP8.5的情景下,2071-~2100 2100年约为45% 年时段年径流量分别增加88%和96%.Lutz等人利 利用CMIP5气候模式预估结果的集合,驱动一用一个高分辨率冰冻圈-水文模型,集成4个CMIP5气 个高分辨率冰-水文模型,对位于青藏高原的巴尔托候模式,在RCP4.5的情境下预估的高原未来气候变 洛( Baltoro)区域和朗塘( Langtang)区域21世纪冰川的化,研究了青藏高原河流径流量对气候变化的响应 未来变化进行了预估,结果表明,在RCP85的情结果表明,相对于1998-2007年,直到21世纪中期径 景下,相对于1961-1990年,到2100年对于冰川相对流呈增加的趋势.考虑不同气候模式预估结果下径 较大并且较厚的巴尔托洛区域冰川面积和冰量分别流变化的平均情况,处于青藏高原的印度河、恒河、 减少33%和50%;而对于冰川相对较小并且较薄的朗雅鲁藏布江、莎尔温江和湄公河上游流域的年径流量 塘区域,冰川面积和冰量的减少和更显著,分别为到2041~2050年分别增加6.8%,6.7%,5.0%,9,1%和 54%和60%.冰川面积的减小程度在21世纪的后半段11.0%.利用一个融雪径流模型和5个CMIP3气候模 更大,如在朗塘区域,在RCP4.5和RCP8.5的情景下,式在 SRES AIB情景下的气候预估结果, Immerzeel等 2021-2050年平均的冰川面积分别减少9%和14%,而人的研究结果表明,相对于2000-2007年,到 2071-~2100年平均的冰川面积分别减少37%和54%.2046-2065年时处于青藏高原的长江流域上游径流将 从已有的研究结果来看,总体而言未来几十年减少,减少幅度为5.2%;黄河上游径流增加,增加幅 中国冰川将持续退缩,到21世纪后半期退缩幅度更度9.5‰ 大.但需要注意的是,冰川对气候变化具有滞后响 应叫,并且面积较小的冰川退缩更显著.由于中国8植被变化 冰川中80%以上都是面积小于1km2的小冰川,未来 利用海气耦合模式 Hadley Center GCM2的气候 几十年中国冰川条数将会减少同 变化情景驱动 BIOME3模型,模拟发现未来气候 变化和CO2增加(340-500ppm,1ppm=1μL/)将使青 7径流变化 藏高原温性荒漠、高寒草原、高寒荒漠以及冰雪/荒 应用概念性的融雪模式,对印度河流域气候变漠带大幅度减少,冷温性针叶林、温性灌丛/草甸和温 暖对融水和蒸散发影响的研究表明,如果温度升性草原将大幅度增加,所有的植被带将向西北方向 高2℃,积雪主导的流域融水会减少18%;而冰川主移动,不同生物群区的生产力将有不同程度的增加 导的流域融水会增加33%.基于温度指数的水文-冰利用7个气候模式在 SRES A2和B2情景下的预估结果 川模型的研究发现H,当温度以每年0.06℃上升时,驱动BOME3模型倒,到21世纪中期(2051-2060年) 以冰川为主的几个喜玛拉雅河流径流中的融水表现青藏高原大约90°E以东区域将出现常绿林/森林,取 为从西到东减少的区域差异.应用区域气候模型未代了当代(1961-1990年)的高山苔原,两种未来情景 来气候的预估和融雪径流模型14,若21世纪末冰川下的预估结果类似,只不过在 SRES A2情景下常绿 范围减少50%,印度河上游总径流相对于2001~2005林/森林的范围比 SReS B2情景下更大;21世纪末期 年将增加7%.利用CMP3中20个气候模式和2个降水-(2091-~2100年)与中期相比,在 SRES B2情景下常绿 径流模型,在全球增暖1℃(大约为2030年)时,取所林/森林出现在高原东部和南部,在 SRES A2情景下, 有气候模式在雅鲁藏布江流域各格点年平均降水的除了高原中西部较小的区域外,几乎整个高原都被 中间百分位,结果表明气候变化使得整个流域的常绿林/森林所覆盖. 年平均径流增加13%,增加的区域主要在雅鲁藏布 设计气温与降水的梯度变化以及CO2浓度倍增 江中游及其支流拉萨河和年楚河流域,增加的时段(360-720ppm)来驱动 BIOME4模型国,结果表明青 主要在5-9月的湿季 藏高原的植被对气候变化非常敏感,尤其是对升温 Immerzeel等人利用CMP5中的4个气候模式的响应,表现出大范围的植被类型更替,现存的高寒
3043 评 述 现为急速减少, 在增温率为0.05℃/a的情景下, 到 2010年冰川面积约减少86%. 稳定型冰川区冰川面 积的退缩率则比敏感型冰川小得多, 在0.05℃/a的情 景下, 到2050年冰川面积减小率平均约为18%, 到 2100年约为45%. 利用CMIP5气候模式预估结果的集合, 驱动一 个高分辨率冰-水文模型, 对位于青藏高原的巴尔托 洛(Baltoro)区域和朗塘(Langtang)区域21世纪冰川的 未来变化进行了预估[43], 结果表明, 在RCP8.5的情 景下, 相对于1961~1990年, 到2100年对于冰川相对 较大并且较厚的巴尔托洛区域冰川面积和冰量分别 减少33%和50%; 而对于冰川相对较小并且较薄的朗 塘区域, 冰川面积和冰量的减少和更显著, 分别为 54%和60%. 冰川面积的减小程度在21世纪的后半段 更大, 如在朗塘区域, 在RCP4.5和RCP8.5的情景下, 2021~2050年平均的冰川面积分别减少9%和14%, 而 2071~2100年平均的冰川面积分别减少37%和54%. 从已有的研究结果来看, 总体而言未来几十年 中国冰川将持续退缩, 到21世纪后半期退缩幅度更 大. 但需要注意的是, 冰川对气候变化具有滞后响 应[44], 并且面积较小的冰川退缩更显著. 由于中国 冰川中80%以上都是面积小于1 km2 的小冰川, 未来 几十年中国冰川条数将会减少[45]. 7 径流变化 应用概念性的融雪模式, 对印度河流域气候变 暖对融水和蒸散发影响的研究表明[46], 如果温度升 高2℃, 积雪主导的流域融水会减少18%; 而冰川主 导的流域融水会增加33%. 基于温度指数的水文-冰 川模型的研究发现[47], 当温度以每年0.06℃上升时, 以冰川为主的几个喜玛拉雅河流径流中的融水表现 为从西到东减少的区域差异. 应用区域气候模型未 来气候的预估和融雪径流模型[48], 若21世纪末冰川 范围减少50%, 印度河上游总径流相对于2001~2005 年将增加7%. 利用CMIP3中20个气候模式和2个降水- 径流模型, 在全球增暖1℃(大约为2030年)时, 取所 有气候模式在雅鲁藏布江流域各格点年平均降水的 中间百分位, 结果表明[49]气候变化使得整个流域的 年平均径流增加13%, 增加的区域主要在雅鲁藏布 江中游及其支流拉萨河和年楚河流域, 增加的时段 主要在5~9月的湿季. Immerzeel等人[43]利用CMIP5中的4个气候模式 预估结果的集合, 驱动一个高分辨率冰-水文模型, 结果表明, 相对于1961~1990年, 在RCP4.5的情景下, 2021~2050年时段朗塘和巴尔托洛流域的年径流量分 别增加31%和46%; 在RCP8.5的情景下, 2071~2100 年时段年径流量分别增加88%和96%. Lutz等人[51]利 用一个高分辨率冰冻圈-水文模型, 集成4个CMIP5气 候模式, 在RCP4.5的情境下预估的高原未来气候变 化, 研究了青藏高原河流径流量对气候变化的响应. 结果表明, 相对于1998~2007年, 直到21世纪中期径 流呈增加的趋势. 考虑不同气候模式预估结果下径 流变化的平均情况, 处于青藏高原的印度河、恒河、 雅鲁藏布江、莎尔温江和湄公河上游流域的年径流量 到2041~2050年分别增加6.8%, 6.7%, 5.0%, 9.1%和 11.0%. 利用一个融雪径流模型和5个CMIP3气候模 式在SRES A1B情景下的气候预估结果, Immerzeel等 人 [51] 的研究结果表明 , 相对于 2000~2007 年 , 到 2046~2065年时处于青藏高原的长江流域上游径流将 减少, 减少幅度为5.2%; 黄河上游径流增加, 增加幅 度9.5%. 8 植被变化 利用海气耦合模式Hadley Center GCM2的气候 变化情景驱动BIOME3模型[52], 模拟发现未来气候 变化和CO2增加(340~500 ppm, 1 ppm=1 μL/L)将使青 藏高原温性荒漠、高寒草原、高寒荒漠以及冰雪/荒 漠带大幅度减少, 冷温性针叶林、温性灌丛/草甸和温 性草原将大幅度增加, 所有的植被带将向西北方向 移动, 不同生物群区的生产力将有不同程度的增加. 利用7个气候模式在SRES A2和B2情景下的预估结果 驱动BIOME3模型[53], 到21世纪中期(2051~2060年), 青藏高原大约90E以东区域将出现常绿林/森林, 取 代了当代(1961~1990年)的高山苔原, 两种未来情景 下的预估结果类似, 只不过在SRES A2情景下常绿 林/森林的范围比SRES B2情景下更大; 21世纪末期 (2091~2100年)与中期相比, 在SRES B2情景下常绿 林/森林出现在高原东部和南部, 在SRES A2情景下, 除了高原中西部较小的区域外, 几乎整个高原都被 常绿林/森林所覆盖. 设计气温与降水的梯度变化以及CO2浓度倍增 (360~720 ppm)来驱动BIOME4模型[54], 结果表明青 藏高原的植被对气候变化非常敏感, 尤其是对升温 的响应, 表现出大范围的植被类型更替, 现存的高寒
研荸通扳2015年11月第60卷第32期 植被因升温而被森林入侵,或者因干旱而被草地或表4在多种未来人类活动的可能情景下青藏高原区域气候与 者荒漠所取代.基于现状植被分布与关键生物气候环境要素在21世纪中期(2030-2050年)和后期(2080-2100年) 指标定量关系所建立的统计模型模拟发现,青藏 变化的综合集成结果 高原北部和南部的高寒植被将随温度升高而被温带 Figure 4 Comprehensive integration of changes of climate and environmental factors in the middle(2030-2050) and late 草原所取代,在东部被温带落叶林、寒温带针叶林和=2080-2100 ms in the2 Ist century under various scenarios 亚高山森林灌丛所取代;CO2浓度升高有利于提升木 本植物的竞争力,将进一步加剧高寒植被被亚高山 温增加幅度(℃) 1.1-2.2 1.5-4.6 降水增加率(%) 6.0-12.0 森林和灌丛所替代的趋势.基于7个气候模式的预测 白天极端高温日数年增加天数(d)0.6-27.21.4-61.3 也进一步证实⑤,到21世纪末期,青藏高原南部地 区的高寒植被将被具有更高生产力的寒温带针叶林、积雪深度减小幅度(mm) 12-3.0 2.7-10.5 亚高山森林灌丛所取代,西部的高寒稀疏植被将从冰川面积退缩率(%) 2.0-14.0 8.0-60.0 高原面上消失,温带草原仅零星、局限分布在高原的 边缘地区 是因为气温增高时,对径流起主要贡献的降水、积雪 和冰川融化在不同流域存在显著差异 9结论和讨论 模式预估结果依赖于气候模式对地球气候描述 根据气候模式在SRES和RCP情景下的预估结果的可靠性以及未来人类活动情景的设计.虽然目前 以及物理统计模型的预估结果,以当前气候状态气候模式的性能在不断完善,但由于气候变化的复 (1961-1990年或1971-2000年或21世纪前10年中的某杂性,目前的气候模式还存在着许多不足,如对云物 一时段的气候平均值)作为参考,21世纪未来年份中理化学过程、气溶胶-云-辐射的相互作用过程、地球 青藏高原区域的气温、降水呈增加趋势,而积雪和冻气候系统各圈层的相互作用过程等的描述尚不完善. 土呈减少趋势;与高温有关的极端事件增加,而与低气候模式的不完善以及未来情景的差异对气候变化 温有关的极端事件减少,与降水有关的极端事件增的预估带来了较大的不确定性,如表4所示,预估结 多.各要素的变化幅度与未来人类活动的可能情景果的变化幅度很大.目前青藏高原有关气候系统各 有关,与RCP4.5的情景相比,在RCP8.5的情景下变圈层观测资料的匮乏,也是影响高原气候与环境未 化幅度更大.青藏高原的径流变化较复杂,不同流域来预估的一个重要因素.要认识高原气候变化及其 径流变化存在较大的差异.总体来说,青藏高原植被强迫因素、预测未来气候和环境变化,一个最基础的 对气候变化的响应敏感而脆弱,其在未来气候变化工作是在青藏高原建立多学科的、规范的、并且具有 情景将会发生较大变化,表现为生长季长度将会变代表性的涉及到气候系统各圈层的综合气候观测系 东部和南部被温带落叶林、寒温带针叶林和亚髙统,以获取所需的髙质量资料和相关产品,提供气候 山森林灌丛所取代,灌丛植被类型将会扩展并入侵系统变化的详细信息.另外,青藏高原大气成分 高寒草原,使得当地牧草的营养价值下降,这很可能的变化对高原气候和环境也具有重要的影响.如随 对传统的农牧业构成一定的威胁.作为总结,表4给大气环流输送到高原上空的黑碳气溶胶沉降到冰川 出了在多种未来人类活动的可能情景下,青藏高原和积雪表面后,由于降低反照率导致增温,加剧了冰 区域不同气候与环境要素在21世纪中期(2030-2050川和积雪的融化的.青藏高原上空为一显著的臭氧 年)和后期(2080-2100年)变化的综合集成结果.应当低谷区阿,臭氧的持续减少也是大气对流层中下层 指出的是,由于不同流域之间径流的变化存在着较增温趋势产生的一个重要原因6.因此,对青藏高 大的差异,表4中没有给出青藏高原径流在21世纪预原未来气候与环境变化的预估,高原上空大气成分 估的综合集成结果.不同流域之间径流差异的产生的变化也是需要考虑的一个重要因素 3044
2015 年 11 月 第 60 卷 第 32 期 3044 植被因升温而被森林入侵, 或者因干旱而被草地或 者荒漠所取代. 基于现状植被分布与关键生物气候 指标定量关系所建立的统计模型模拟发现[55], 青藏 高原北部和南部的高寒植被将随温度升高而被温带 草原所取代, 在东部被温带落叶林、寒温带针叶林和 亚高山森林灌丛所取代; CO2浓度升高有利于提升木 本植物的竞争力, 将进一步加剧高寒植被被亚高山 森林和灌丛所替代的趋势. 基于7个气候模式的预测 也进一步证实[56], 到21世纪末期, 青藏高原南部地 区的高寒植被将被具有更高生产力的寒温带针叶林、 亚高山森林灌丛所取代, 西部的高寒稀疏植被将从 高原面上消失, 温带草原仅零星、局限分布在高原的 边缘地区. 9 结论和讨论 根据气候模式在SRES和RCP情景下的预估结果 以及物理统计模型的预估结果, 以当前气候状态 (1961~1990年或1971~2000年或21世纪前10年中的某 一时段的气候平均值)作为参考, 21世纪未来年份中 青藏高原区域的气温、降水呈增加趋势, 而积雪和冻 土呈减少趋势; 与高温有关的极端事件增加, 而与低 温有关的极端事件减少, 与降水有关的极端事件增 多. 各要素的变化幅度与未来人类活动的可能情景 有关, 与RCP4.5的情景相比, 在RCP8.5的情景下变 化幅度更大. 青藏高原的径流变化较复杂, 不同流域 径流变化存在较大的差异. 总体来说, 青藏高原植被 对气候变化的响应敏感而脆弱, 其在未来气候变化 情景将会发生较大变化, 表现为生长季长度将会变 长, 东部和南部被温带落叶林、寒温带针叶林和亚高 山森林灌丛所取代, 灌丛植被类型将会扩展并入侵 高寒草原, 使得当地牧草的营养价值下降, 这很可能 对传统的农牧业构成一定的威胁. 作为总结, 表4给 出了在多种未来人类活动的可能情景下, 青藏高原 区域不同气候与环境要素在21世纪中期(2030~2050 年)和后期(2080~2100年)变化的综合集成结果. 应当 指出的是, 由于不同流域之间径流的变化存在着较 大的差异, 表4中没有给出青藏高原径流在21世纪预 估的综合集成结果. 不同流域之间径流差异的产生 表 4 在多种未来人类活动的可能情景下青藏高原区域气候与 环境要素在 21 世纪中期(2030~2050 年)和后期(2080~2100 年) 变化的综合集成结果 Figure 4 Comprehensive integration of changes of climate and environmental factors in the middle (2030–2050) and late (2080–2100) terms in the 21st century under various scenarios 气候与环境要素 21世纪中期 21世纪后期 气温增加幅度(℃) 1.1~2.2 1.5~4.6 降水增加率(%) 3.2~5.0 6.0~12.0 白天极端高温日数年增加天数(d) 0.6~27.2 1.4~61.3 多年冻土面积减少率(%) 8.8~39.0 46.0~81.0 积雪深度减小幅度(mm) 1.2~3.0 2.7~10.5 冰川面积退缩率(%) 2.0~14.0 8.0~60.0 是因为气温增高时, 对径流起主要贡献的降水、积雪 和冰川融化在不同流域存在显著差异. 模式预估结果依赖于气候模式对地球气候描述 的可靠性以及未来人类活动情景的设计. 虽然目前 气候模式的性能在不断完善, 但由于气候变化的复 杂性, 目前的气候模式还存在着许多不足, 如对云物 理化学过程、气溶胶-云-辐射的相互作用过程、地球 气候系统各圈层的相互作用过程等的描述尚不完善. 气候模式的不完善以及未来情景的差异对气候变化 的预估带来了较大的不确定性, 如表4所示, 预估结 果的变化幅度很大. 目前青藏高原有关气候系统各 圈层观测资料的匮乏, 也是影响高原气候与环境未 来预估的一个重要因素. 要认识高原气候变化及其 强迫因素、预测未来气候和环境变化, 一个最基础的 工作是在青藏高原建立多学科的、规范的、并且具有 代表性的涉及到气候系统各圈层的综合气候观测系 统, 以获取所需的高质量资料和相关产品, 提供气候 系统变化的详细信息[57]. 另外, 青藏高原大气成分 的变化对高原气候和环境也具有重要的影响. 如随 大气环流输送到高原上空的黑碳气溶胶沉降到冰川 和积雪表面后, 由于降低反照率导致增温, 加剧了冰 川和积雪的融化[58]. 青藏高原上空为一显著的臭氧 低谷区[59], 臭氧的持续减少也是大气对流层中下层 增温趋势产生的一个重要原因[4,6]. 因此, 对青藏高 原未来气候与环境变化的预估, 高原上空大气成分 的变化也是需要考虑的一个重要因素
参考文献 1 Qin D H, Dong W J, Luo Y. Climate and Environmental Changes over China: 2012 (in Chinese). Vol. 2. Beijing: Meteorological Press, 2012.432秦大河,董文杰,罗勇.中国气候与环境演变:2012(第2卷).北京:气象出版社,2012.432 2 Yang K, Wu H, Qin J, et al. Recent climate changes over the Tibetan Plateau and their impacts on energy and water cycle: A review lobal Planet Change, 2014. 112: 79 3 Liu X. Chen B. Climatic warming in the Tibetan Plateau during recent decades. Int J Clim. 2000, 20: 1729-1742 4 Zhang R H, Zhou S w. Air temperature changes over the Tibetan Plateau and other regions in the same latitudes and the role of ozone depletion. Acta Meteorol Sin,2009,23:290-299[张人禾,周顺武.青藏高原气温变化趋势与同纬度带其他地区的差异以及臭氧的可 能作用.气象学报,2008,66:916-925] 5 Duan A M, Wu G x, Zhang Q, et al. New proofs of the recent climate warming over the Tibetan Plateau as a result of the increasing greenhouse gases emissions. Chin Sci bull2006,51:1396-1400[段安民,吴国雄,张琼,等.青藏高原气候变暖是温室气体排放加 剧结果的新证据.科学通报,2006,51:989-992] 6 Zhou S w, Zhang R H. Decadal variations of temperature and geopotential height over the Tibetan Plateau and their relations with Tibet ozone depletion. Geophys Res Lett, 2005, 32: 118705, doi: 10.1029/2005GL023496 7 Huang R H. The influences of the heat source anomaly over Tibetan Plateau on the northem hemisphere circulation anomalies (in Chi- nese). Acta Meteorol Sin,1985,43:208-220[黄荣辉.夏季青藏高原上空热源异常对北半球大气环流异常的作用.气象学报,1985, 43:208-220 8 Ye D, Wu G. The role of the heat source of the Tibetan Plateau in the general circulation. Meteor Atmos Phys, 1998, 67: 181-191 9 Yanai M, Li C. Song Z Seasonal heating of the Tibetan Plateau and its effect on the evolution of the Asian summer monsoon. J Meteorol cJpn,1992.70:319-35 10 Ding Y. Effects of the Qinghai-Xizang plateau on the circulation features over the plateau and its surrounding areas. Adv Atmos Sci 1992,9:112-13 11 WuGx, Li wP, Guo H, et al. Tibetan Plateau sensible heat pump and Asia summer monsoon (in Chinese). In: Ye D Z, ed. Memorial Corpus for Zhao Jiuzhang. Beijing: Science Pres;1997.116-126I吴国雄,李伟平,郭华,等.青藏高原感热气泵和亚洲夏季风.见: 叶笃正,编.赵九章诞辰九十周年纪念文集.北京:科学出版社,1997.16-126] 12 Xu x, Lu C, Shi x, et al. World water tower: An atmospheric perspective. Geophys Res Lett, 2008, 35: L20815, doi 10.1029/2008GL035867 13 Zuo Z, Zhang R, Zhao P. The relation of vegetation over the Tibetan Plateau to rainfall in China during the boreal summer. Clim Dyn 2011,36:1207-1219 14 Li Q. Zhang R Seasonal variation of climatological bypassing flows around the Tibetan Plateau. Adv Atmos Sci, 2012, 29: 1100-1110 15 Ma Y M, Yao T D, Wang J M. Experimental study of energy and water cycle in Tibetan Plateau-The progress introduction on the study of GAME/Tibet and CAMP/Tibet (in Chinese). Plateau meteor,2006,25:34-351[马耀明,姚檀栋,王介民.青藏高原能量和水循环试 验研究 GAME/Tibet与 CAMP/Tibet研究进展.高原气象,2006,25:344-351 16 Xu X, Zhang R, Koike T, et al. A new integrated observational system over the Tibetan Plateau. Bull Amer Meteorol Soc, 2008, 89: 1492-1496 17 Zhang R, Koike T, Xu x, et al. A China-Japan cooperative JICA atmospheric observing network over the Tibetan Plateau(JICA/Tibet Project): An overview. J Meteorol Soc Jpn, 2012, 90C: 1-16 Zhang R H, Xu X D. An applying platform for the new generation of the comprehensive atmospheric observing system over the Tibetan Plateau and its eastern region- A China- Japan cooperative JICA Project (in Chinese). Eng sci,2012,14:102-112[张人禾,徐祥德.青 藏高原及东缘新一代大气综合探测系统应用平台一中日合作JCA项目.中国工程科学,2012,14:102-112 19 Yao T, Thompson L G, Mosbrugger V, et al. Third Pole Environment. Environ Dev, 2012. 3: 52-64 0 IPCC Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of The Inter- governmental Panel on Climate Change. In: Solomon S D. Qin M, Manning Z, et al., eds. Cambridge: Cambridge University Press, 2007. 996 21 Nakicenovic N, Swart R. Special report on emissions scenarios. In: Nebojsa N, Robert S, ed Special Report on Emissions Scenarios Cambridge: Cambridge University Press, 2000. 612 22 IPCC Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergov- ernmental Panel on Climate Change. In: Stocker T F Qin D, Plattner G K, et al., eds. Cambridge: Cambridge University Press, 2013. 1535 23 Meinshausen M, Smith S J, Calvin K, et al. The RCP greenhouse gas concentrations and their extensions from 1765 to 2300. Clim Change,201l,109:213-241
3045 评 述 参考文献 1 Qin D H, Dong W J, Luo Y. Climate and Environmental Changes over China: 2012 (in Chinese). Vol. 2. Beijing: Meteorological Press, 2012. 432 [秦大河, 董文杰, 罗勇. 中国气候与环境演变: 2012 (第2卷). 北京: 气象出版社, 2012. 432] 2 Yang K, Wu H, Qin J, et al. Recent climate changes over the Tibetan Plateau and their impacts on energy and water cycle: A review. Global Planet Change, 2014, 112: 79–91 3 Liu X, Chen B. Climatic warming in the Tibetan Plateau during recent decades. Int J Clim, 2000, 20: 1729–1742 4 Zhang R H, Zhou S W. Air temperature changes over the Tibetan Plateau and other regions in the same latitudes and the role of ozone depletion. Acta Meteorol Sin, 2009, 23: 290–299 [张人禾, 周顺武. 青藏高原气温变化趋势与同纬度带其他地区的差异以及臭氧的可 能作用. 气象学报, 2008, 66: 916–925] 5 Duan A M, Wu G X, Zhang Q, et al. New proofs of the recent climate warming over the Tibetan Plateau as a result of the increasing greenhouse gases emissions. Chin Sci Bull, 2006, 51: 1396–1400 [段安民, 吴国雄, 张琼, 等. 青藏高原气候变暖是温室气体排放加 剧结果的新证据. 科学通报, 2006, 51: 989–992] 6 Zhou S W, Zhang R H. Decadal variations of temperature and geopotential height over the Tibetan Plateau and their relations with Tibet ozone depletion. Geophys Res Lett, 2005, 32: L18705, doi: 10.1029/2005GL023496 7 Huang R H. The influences of the heat source anomaly over Tibetan Plateau on the northern hemisphere circulation anomalies (in Chinese). Acta Meteorol Sin, 1985, 43: 208–220 [黄荣辉. 夏季青藏高原上空热源异常对北半球大气环流异常的作用. 气象学报, 1985, 43: 208–220] 8 Ye D, Wu G. The role of the heat source of the Tibetan Plateau in the general circulation. Meteor Atmos Phys, 1998, 67: 181–191 9 Yanai M, Li C, Song Z. Seasonal heating of the Tibetan Plateau and its effect on the evolution of the Asian summer monsoon. J Meteorol Soc Jpn, 1992, 70: 319–351 10 Ding Y. Effects of the Qinghai-Xizang plateau on the circulation features over the plateau and its surrounding areas. Adv Atmos Sci, 1992, 9: 112–130 11 Wu G X, Li W P, Guo H, et al. Tibetan Plateau sensible heat pump and Asia summer monsoon (in Chinese). In: Ye D Z, ed. Memorial Corpus for Zhao Jiuzhang. Beijing: Science Press, 1997. 116–126 [吴国雄, 李伟平, 郭华, 等. 青藏高原感热气泵和亚洲夏季风. 见: 叶笃正, 编. 赵九章诞辰九十周年纪念文集. 北京: 科学出版社, 1997. 116–126] 12 Xu X, Lu C, Shi X, et al. World water tower: An atmospheric perspective. Geophys Res Lett, 2008, 35: L20815, doi: 10.1029/2008GL035867 13 Zuo Z, Zhang R, Zhao P. The relation of vegetation over the Tibetan Plateau to rainfall in China during the boreal summer. Clim Dyn, 2011, 36: 1207–1219 14 Li Q, Zhang R. Seasonal variation of climatological bypassing flows around the Tibetan Plateau. Adv Atmos Sci, 2012, 29: 1100–1110 15 Ma Y M, Yao T D, Wang J M. Experimental study of energy and water cycle in Tibetan Plateau-The progress introduction on the study of GAME/Tibet and CAMP/Tibet (in Chinese). Plateau Meteor, 2006, 25: 344–351 [马耀明, 姚檀栋, 王介民. 青藏高原能量和水循环试 验研究-GAME/Tibet与CAMP/Tibet研究进展. 高原气象, 2006, 25: 344–351] 16 Xu X, Zhang R, Koike T, et al. A new integrated observational system over the Tibetan Plateau. Bull Amer Meteorol Soc, 2008, 89: 1492–1496 17 Zhang R, Koike T, Xu X, et al. A China-Japan cooperative JICA atmospheric observing network over the Tibetan Plateau (JICA/Tibet Project): An overview. J Meteorol Soc Jpn, 2012, 90C: 1–16 18 Zhang R H, Xu X D. An applying platform for the new generation of the comprehensive atmospheric observing system over the Tibetan Plateau and its eastern region—A China-Japan cooperative JICA Project (in Chinese). Eng Sci, 2012, 14: 102–112 [张人禾, 徐祥德. 青 藏高原及东缘新一代大气综合探测系统应用平台—中日合作JICA项目. 中国工程科学, 2012, 14: 102–112] 19 Yao T, Thompson L G, Mosbrugger V, et al. Third Pole Environment. Environ Dev, 2012, 3: 52–64 20 IPCC. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of The Intergovernmental Panel on Climate Change. In: Solomon S D, Qin M, Manning Z, et al., eds. Cambridge: Cambridge University Press, 2007. 996 21 Nakicenovic N, Swart R. Special report on emissions scenarios. In: Nebojsa N, Robert S, ed. Special Report on Emissions Scenarios. Cambridge: Cambridge University Press, 2000. 612 22 IPCC. Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. In: Stocker T F, Qin D, Plattner G K, et al., eds. Cambridge: Cambridge University Press, 2013. 1535 23 Meinshausen M, Smith S J, Calvin K, et al. The RCP greenhouse gas concentrations and their extensions from 1765 to 2300. Clim Change, 2011, 109: 213–241
