全球變暖形勢下中國陸表水分的變化

張文君，譚桂容

(南京信息工程大學1.氣象災害省部共建教育部重點實驗室;2.大氣科學學院，江蘇南京210044)

0 引言

作為地球系統中緩變過程之一，海表溫度對氣候變率的重要性已經比較清楚，并有大量的研究工作(陳海山等，2002;Wu and Zhou，2008;Zhou et al.，2008，2009;李忠賢等，2011)。有觀點認為，土壤濕度在氣候中的作用僅次于海表溫度，在中高緯，其作用甚至與海溫相當(Shukla and Mintz，1982;Etin et al.，1999;Koster et al.，2000)。短期內，土壤濕度可以通過控制地表感熱和潛熱，影響邊界層的特性和對流的觸發條件、維持時間;長期內，土壤濕度可調節干旱和洪澇(馬柱國等，2001;Pan et al.，2001;左志燕和張人禾，2007;梁樂寧和陳海山，2010)。大量數值試驗已經證明了土壤濕度對氣候有重要影響，如Shukla and Mintz(1982)利用模式對干、濕土壤的影響做了對比試驗，結果表明干、濕土壤對后期降水和氣溫的影響差異較大;Walker and Rowntree(1977)的敏感性試驗表明，干土壤可使未來氣溫升高，濕土壤可使后期降水持續;Kim and Hong(2007)利用區域氣候模式研究了東亞地區土壤濕度對夏季降水的影響，指出東亞區域的土壤濕度對降水有正反饋作用;張文君等(2012)通過較好的土壤濕度強迫區域氣候模式發現，合理描述土壤濕度是提高中國夏季氣候預報技巧的潛在途徑之一;類似的工作較多(Rind，1982;Yeh et al.，1984;王萬秋，1991;林朝暉等，2001;胡婭敏等，2009)。

全球變暖已成為國際上大多數科學家的共識(王紹武，1994)。目前普遍認為，過去50 a的全球增暖可能主要是人類活動向大氣排放溫室氣體造成的(張蘭生等，2000)。全球變暖會導致地表蒸發的增加，從而引發全球干旱化的加劇(Mather and Feddema，1986)。隨著溫室氣體的增加，使得向下的紅外輻射增強，到達地表的能量增加，從而地球表面蒸發增加，由于大氣的三維運動，蒸發的加強不僅導致局地降水的增加，而且可能導致其他區域降水的增加;對某一區域而言，如果降水大于潛在蒸發，將導致徑流的增加，反之，降水的增加(減少)不會導致徑流的增強(減弱)，取而代之的是土壤濕度的增加(減少)(Manabe et al.，2004)。那么在全球變暖的背景下，土壤濕度究竟如何變化呢?Wetherald and Manabe(2002)、Manabe et al.(2004)運用GFDL的耦合模式研究了在增加溫室氣體和硫酸鹽氣溶膠(相當于IPCC(政府間氣候變化委員會)中的IS92a情景;Houghton et al.，1992)以及CO2增加四倍情景下土壤濕度的變化，結果表明，半干旱區土壤變干，北半球中高緯度土壤濕度是夏季變干、冬季變濕。

近些年，耦合模式是評估溫室氣體增加對全球和區域氣候影響的重要工具，IPCC總結報告(Lakeman，1996;Houghton，2001)指出，雖然模式模擬的氣候變化在全球和大陸尺度上大體是一致的，但在區域細節上仍存在很大的不確定，所以有必要進行多模式分析。IPCC第四次評估報告(IPCC AR4)組織了CO2加倍的模擬試驗，其中包括了陸面模式的結果，為研究全球變暖背景下中國土壤濕度的變化提供了基礎。

本文利用可獲的10個耦合模式CO2加倍試驗和控制試驗的模擬結果，分析在全球變暖背景下中國土壤濕度的變化。本文其他部分安排如下:第一部分為資料和方法的簡單介紹，第二部分為東亞季風的變化，第三部分為降水和降水蒸發差的變化，第四部分為土壤濕度的變化及其可能原因，第五部分為結論和討論。

1 資料和方法

本文所用IPCC CO2加倍試驗的具體做法為:模式大氣的CO2是在控制試驗的基礎上，以1%/a的速率遞增，大約70 a后達到加倍，隨后固定CO2濃度再積分150 a。這里通過對CO2加倍試驗最后80 a的平均結果和控制試驗最后80 a的平均結果進行比較，討論全球變暖對中國土壤濕度的影響。模式介紹見表1，詳細信息見http://www-pcmdi.llnl.gov。注意NCAR CCSM3和MRI_CGCM2.3.2的CO2加倍試驗是從當代氣候的控制試驗開始積分的，而其他模式的CO2加倍試驗是從工業革命前的控制試驗開始積分的。

這里分析表層10 cm土壤濕度的變化。此外，文中的“變化”是指CO2加倍試驗最后80 a的平均值減去控制試驗最后80 a的平均值。

2 東亞季風的變化

溫室氣體的增加使得溫度升高，CO2加倍后中國氣溫顯著上升，年均增溫約2.7℃，增溫在東南最少，向東北和西部逐漸變強，且冬季強于夏季(圖1)。溫度升高將使得環流場發生變化，圖2為CO2加倍后夏季850 hPa風場的變化。可見，多模式集合平均在中國東部區域表現為西南風異常，這意味著夏季風增強，不過模式間依然存在差異;模擬夏季風增強的模式有CGCM3.1(T47)、GISS_ER、FGOALS_g1.0、MIROC3.2(hires)、MIROC3.2(medres)、CCSM3和UKMO_HadCM3;模擬夏季風減弱的模式僅有MRI_CGCM2.3.2模式。

表1 模式情況簡介Table 1 The models'information

圖3為冬季850 hPa風場變化。由多模式平均結果可見，冬季氣流異常主要是由南海、印度洋以及西太平洋向中國的氣流異常，意味著冬季風減弱。但模式間的差異較大，模擬冬季風減弱的模式有GISS_ER、FGOALS_g1.0、UKMO_HadCM3和UKMO_HadGEM1，而CCSM3模擬的冬季風增強。

布和朝魯(2003)指出，由于全球變暖，大陸增溫強于海洋，從而使得夏季海陸溫差加大，夏季風增強，而冬季海陸溫差減小，使得冬季風減弱，本文結果與之一致。夏季風增強使得印度西南季風流經孟加拉灣向中國的水汽輸送、沿105°E附近流經我國南海的跨赤道水汽輸送、來自西太平洋菲律賓的水汽輸送均增強(圖略)。雖然大部分模式表現出冬季風減弱，但是其水汽場變化與風場變化并不一致。由多模式平均結果可見，在中國30°N以南主要為西太平洋菲律賓和印度向中國的水汽輸送異常，而在中國30°N以北則為來自西北方向的弱水汽輸送異常，除了INM_CM3.0和CCSM3外，所有模式與多模式平均基本一致(圖4)。總之，不論夏季還是冬季，向中國區域輸送的水汽增加了。

3 降水和降水蒸發差的變化

向中國輸送的水汽增加有利于中國降水的增加，圖5為中國夏季降水的變化。由多模式平均結果看，中國夏季降水除了長江流域外基本都增加了，但模式間的差別較大;CGCM3.1(T47)、GISS_ER、MIROC3.2(hires)、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模擬的降水變化與多模式集合平均結果基本類似，不過INM_CM3.0和MRI_CGCM2.3.2模式模擬的夏季降水在長江、華北及西北基本都減小，FGOALS_g1.0模式模擬的降水在中部和華南減小。

圖1 中國夏季(a)和冬季(b)溫度的變化(10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:℃)Fig.1 Changes of the temperature over China in(a)summer(JJA)and(b)winter(DJF)(The results are the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:℃)

圖6為中國冬季降水的變化。由多模式結果可見，除了華南外，中國冬季降水都增加，且在江淮流域存在一個增加中心，除了GISS_ER和MIROC3.2(hires)模式模擬的降水在華南明顯增加外，其余模式與此結果基本一致，只不過增值中心略有不同而已。

隨著全球增溫，到達地面的能量增加，使得蒸發增加，CO2加倍后中國蒸發不論夏季還是冬季都一致地增加，且蒸發增加量相對于降水而言空間分布較均勻(圖略)，但是作為陸面水分來源之一的降水蒸發差(P-E)變化如何呢?夏季P-E變化的集合平均結果除了在東北和南方增加外，從長江流域一直到西北有一帶狀減小區域，但由于模式間降水的差別較大，導致夏季P-E在模式間的差別也較大;MRI_CGCM2.3.2和UKMO_HadCM3模式結果與集合平均結果基本類似，MIROC3.2(hires)和UKMO_HadGEM1模式結果通過顯著性檢驗的區域很小，其余模式差別較大(圖7)。冬季P-E變化的集合平均結果是北方增加、南方減小，由于各模式模擬的冬季降水變化較一致，所以各模式P-E變化除了GISS_ER模式外，基本與集合平均結果類似(圖8)。

4 土壤濕度的變化及其可能原因

降水的增加有利于土壤濕度的增加，而蒸發的增加則不利于土壤濕度的增加，土壤濕度的變化主要是受降水的影響還是受P-E的影響?圖9為耦合模式模擬的夏季中國土壤濕度變化。多模式集合平均結果表現為，除在西北和華北的東部土壤有較弱的變濕外，基本都變干;除了INM_CM3.0和UKMO_HadGEM1模式模擬的土壤基本都變干外，其余模式模擬結果與多模式結果基本類似，此外變濕的區域基本在干旱區。圖10為耦合模式模擬的冬季中國土壤濕度的變化，除了UKMO_HadGEM1模式模擬的土壤基本都變干外，幾乎所有耦合模式都一致表現為干旱區土壤濕度增加，且增加的范圍和強度遠大于夏季，其他區域土壤變干，但GISS模式模擬的南方土壤卻變濕了。

上述分析表明，土壤濕度的變化與降水的變化并不一致。夏季，雖然多模式平均結果的土壤濕度變化與P-E的變化也不一致，但FGOALS_g1.0、INM_CM3.0、CCSM3和UKMO_HadCM3的土壤濕度變化與P-E變化基本一致，CGCM3.1(T47)和MRI_CGCM2.3.2除了西部和東北外，土壤濕度變化與P-E的變化基本一致;冬季，土壤濕度變化與P-E的變化較一致。華文劍和陳海山(2011)也分析了土壤濕度對全球變暖的響應，他們研究結果也表明亞洲中北部干旱區土壤濕度增加而南部區域土壤濕度減少。盡管本研究的結果與他們的結論定性一致，但是區域分布仍存在著較大的差異，其主要原因是所選取的模式存在差異性。這也說明了多模式集合平均模式結果仍存在著一定的不確定性。

圖2 各模式夏季850 hPa風場變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/s)Fig.2 The 850 hPa wind changes in summer(JJA)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm/s)

一些學者分析了全球變暖的背景下夏季干旱的原因(Manabe et al.，1981;Manabe and Wetherald，1987;Mitchell and Warrilow，1987;Wetherald and Manabe，1999)，Wetherald and Manabe(2002)在此基礎上分析了中高緯土壤濕度夏季變干、冬季變濕的物理機制，指出:在海洋上，溫度的季節變化小，伴隨著全球變暖，海表面飽和水汽壓增加，因此全年蒸發都增加，增加的水汽通過大氣環流使得鄰近大陸上的降水增加;與海洋上相反，在大陸上，季節循環溫度變化較大，冬季溫度很低，夏季較高，在低溫下，由于Clausius-Clapeyron方程非線性，盡管溫度增加，飽和水汽壓幾乎不增加，因此，用于到達地表紅外輻射增加的能量主要用于感熱的增加，而非潛熱的增加。另一方面，由于海洋輸送到大陸的水汽使得降水增加，所以冬季土壤濕度增加。在夏季，不管海洋還是大陸表面溫度和飽和水汽壓都很高，地表增加的能量主要用于蒸發的增加;另一方面，在中緯度，相同緯度的大陸上降水的增加小于海洋上降水的增加，這就使得土壤濕度變干。這也可能使得中國干旱區冬季變濕范圍大、強度強，而夏季變濕范圍小、強度弱。對于干旱區土壤變濕，而其余區域變干，Manabe and Wetherald(1987)認為由于CO2加倍導致紅外輻射增加使得蒸發幾乎都增加，而在半干旱區降水的增加相對較小，從而土壤變干;而在干旱區蒸發和降水的增加都很小，溫度的增加可能導致零星的對流運動，從而增加降水和土壤濕度。

圖3 各模式冬季850 hPa風場變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/s)Fig.3 The 850 hPa wind changes in winter(DJF)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm/s)

由陸表水分平衡方程可知，土壤濕度的變化受降水、蒸發和徑流的影響，通常在此忽略積雪的影響，在緩變氣候中，此近似是成立的，但在CO2加倍的情景下，積雪的影響就不能忽略了，尤其夏季高原積雪融化給西北補充大量的水分，而冬季雖然溫度也升高了，但實際溫度仍較低，積雪的變化不大，所以冬季P-E的變化與土壤濕度變化較一致。

為了研究陸表水循環的整體性，在此本文簡單分析一下多模式年平均統計結果。表2給出了兩個典型區域的陸表水循環分量的變化。不論南方還是西北，降水、蒸發、徑流都增加了，控制試驗中總徑流和蒸發之和與降水量幾乎是平衡的;CO2加倍試驗中，西北地區總徑流和蒸發之和與降水量差別很小，但南方差別較大。由表3可見，西北徑流和蒸發的增加為4.1 cm/a，而降水增加為3.9 cm/a，降水的增加不足以滿足徑流和蒸發的增加，但在西北積雪融化給該地區補充了大量的水分(圖略)，使得土壤濕度增加;南方徑流和蒸發的增加遠大于降水的增加，因為沒有別的水分補充，只有通過土壤水分來維持陸表水平衡，使得土壤變干。

圖4 各模式冬季850 hPa水汽場變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:(g/kg)·(m/s))Fig.4 The water vapor transport changes at 850 hPa in winter(DJF)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:(g/kg)·(m/s))

表2 多模式年平均的中國西北(75～102.5°E，35～45°N)、南方(102.5～120°E，22～30°N)降水、徑流、蒸發和土壤濕度(徑流指地表徑流，總徑流指地表徑流與地下徑流之和)Table 2 Precipitation，runoff，evaporation and soil moisture over Northwest China(35—45°N，75—102.5°E)and South China(22—30°N，102.5—120°E)(The results are the ensemble mean of 10 coupled models.Runoff denotes surface runoff and total runoff denotes the sum of surface runoff and underground runoff )

圖5 各模式夏季降水的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/d)Fig.5 The precipitation changes in summer(JJA)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm/d)

表3 表2中CO2加倍試驗與控制試驗的差值Table 3 Differences of the double CO2and the control experiments in Table 2cm·a－1

8 結論和討論

本文通過對10個耦合模式的CO2加倍試驗與控制實驗結果的比較，討論了全球變暖對中國土壤濕度的潛在影響，結果表明:

1)隨著全球變暖，7個模式模擬的夏季風增強(CGCM3.1(T47)、GISS_ER、FGOALS_g1.0、MIROC3.2(hires)、MIROC3.2(medres)、CCSM3和UKMO_HadCM3)，而MRI_CGCM2.3.3模式模擬的夏季風減弱;4個模式模擬的冬季風減弱(GISS_ER、FGOALS_g1.0、UKMO_HadCM3和UKMO_HadGEM1)，但CCSM3模式模擬的冬季風增強。

2)在夏季，由夏季風帶給中國的水汽輸送增強;在冬季，30°N以南為西太平洋菲律賓和印度向中國的水汽輸送異常，30°N以北為由西北而來的水汽輸送異常。

圖6 各模式冬季降水的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/d)Fig.6 The precipitation changes in winter(DJF)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 59%confidence level.Units:mm/d)

3)夏季降水除長江流域外基本都增加，但模式間差別較大，CGCM3.1(T47)、GISS_ER、MIROC3.2(hires)、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模擬的降水變化與多模式集合平均結果基本類似，不過INM_CM3.0和MRI_CGCM2.3.2模式模擬的夏季降水在長江、華北及西北基本都減小，而FGOALS_g1.0模式模擬的夏季降水在中國中部和華南減小;冬季，除了GISS_ER和MIROC3.2(hires)模式模擬的降水在華南為明顯增加外，其余模式模擬的降水基本一致表現為除華南外均增加。

4)夏季P-E變化的集合平均結果除了在東北和南方增加外，從長江流域一直到西北有一帶狀減小區域，其中FGOALS_g1.0、MRI_CGCM2.3.2和UKMO_HadCM3模式結果與集合平均結果基本一致，MIROC3.2(hires)和UKMO_HadGEM1模式結果通過顯著性檢驗的區域很小，其余模式差別較大;冬季，幾乎所有模式的P-E均表現為北方增加、南方減小。

圖7 各模式夏季P-E的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/d)Fig.7 The P-E changes in summer(JJA)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm/d)

5)夏季，盡管模式間存在一些差異(如INM_CM3.0和UKMO_HadGEM1模式模擬的土壤基本都變干)，但是模式基本表現為，除了在干旱區土壤有較弱的變濕外都變干;冬季，除了UKMO_Had-GEM1模式外，幾乎所有耦合模式都一致表現為干旱區土壤濕度增加，其他區域土壤變干，且增加的范圍和強度大于夏季。

6)夏季，FGOALS_g1.0、INM_CM3.0、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模擬的土壤濕度變化與PE變化基本一致，CGCM3.1(T47)和MRI_CGCM2.3.2模式除了西部和東北外，模擬的土壤濕度變化與P-E變化基本一致;冬季，所有模式模擬的土壤濕度變化與P-E的變化較一致。

7)由陸表水循環量的分析可知，土壤濕度是陸表水循環量變化的綜合結果，在全球變暖的背景下，中國蒸發、降水和徑流基本都增加了，它們的綜合結果以及積雪的作用使得土壤濕度在干旱區增加。

受復雜海陸分布和高大地形的影響，東亞氣候及其變化有其獨特性，目前的全球氣候模式對東亞氣候的模擬能力整體上還難以令人滿意(Yu et al.，2000;Zhou and Li，2002;Zhou and Yu，2006;吳蓉和張耀存，2012)。張宏芳和陳海山(2011a，2011b)對21個氣候模式模擬東亞夏季環流做了系統的評估，結果表明，盡管大部分模式對氣候態具有一定的模擬能力，但是對年際變率的模擬能力很弱。張文君等(2008)評估了14個全球海—陸—氣耦合模式模擬的中國區域的土壤濕度，發現其模擬能力有限。由本文結果也可以看到，不同模式模擬的未來陸表水循環差異較大，盡管采用多模式集合平均盡量避免了模式間的誤差，但是不確定性仍較大，具有一定的模式依耐性。為了能更準確地預估未來的氣候變化，提高模式模擬性能是當務之急，一方面要不斷地提高模式分辨率，另一方面更需要關注模式相關物理過程及其參數化方案的改進。

圖8 各模式冬季P-E的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm/d)Fig.8 The P-E changes in winter(DJF)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm/d)

圖9 各模式夏季土壤濕度的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm)Fig.9 The soil moisture changes in summer(JJA)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm)

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圖10 各模式冬季土壤濕度的變化(Ensemble為10個模式的平均結果;陰影區表示通過0.05信度的顯著性檢驗;單位:mm)Fig.10 The soil moisture changes in winter(DJF)(“Ensemble”denotes the ensemble mean of 10 coupled models.Shaded regions are significant at 95%confidence level.Units:mm)

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