全球变暖形势下中国陆表水分的变化

张文君，谭桂容

(南京信息工程大学1.气象灾害省部共建教育部重点实验室;2.大气科学学院，江苏南京210044)

0 引言

作为地球系统中缓变过程之一，海表温度对气候变率的重要性已经比较清楚，并有大量的研究工作(陈海山等，2002;Wu and Zhou，2008;Zhou et al.，2008，2009;李忠贤等，2011)。有观点认为，土壤湿度在气候中的作用仅次于海表温度，在中高纬，其作用甚至与海温相当(Shukla and Mintz，1982;Etin et al.，1999;Koster et al.，2000)。短期内，土壤湿度可以通过控制地表感热和潜热，影响边界层的特性和对流的触发条件、维持时间;长期内，土壤湿度可调节干旱和洪涝(马柱国等，2001;Pan et al.，2001;左志燕和张人禾，2007;梁乐宁和陈海山，2010)。大量数值试验已经证明了土壤湿度对气候有重要影响，如Shukla and Mintz(1982)利用模式对干、湿土壤的影响做了对比试验，结果表明干、湿土壤对后期降水和气温的影响差异较大;Walker and Rowntree(1977)的敏感性试验表明，干土壤可使未来气温升高，湿土壤可使后期降水持续;Kim and Hong(2007)利用区域气候模式研究了东亚地区土壤湿度对夏季降水的影响，指出东亚区域的土壤湿度对降水有正反馈作用;张文君等(2012)通过较好的土壤湿度强迫区域气候模式发现，合理描述土壤湿度是提高中国夏季气候预报技巧的潜在途径之一;类似的工作较多(Rind，1982;Yeh et al.，1984;王万秋，1991;林朝晖等，2001;胡娅敏等，2009)。

全球变暖已成为国际上大多数科学家的共识(王绍武，1994)。目前普遍认为，过去50 a的全球增暖可能主要是人类活动向大气排放温室气体造成的(张兰生等，2000)。全球变暖会导致地表蒸发的增加，从而引发全球干旱化的加剧(Mather and Feddema，1986)。随着温室气体的增加，使得向下的红外辐射增强，到达地表的能量增加，从而地球表面蒸发增加，由于大气的三维运动，蒸发的加强不仅导致局地降水的增加，而且可能导致其他区域降水的增加;对某一区域而言，如果降水大于潜在蒸发，将导致径流的增加，反之，降水的增加(减少)不会导致径流的增强(减弱)，取而代之的是土壤湿度的增加(减少)(Manabe et al.，2004)。那么在全球变暖的背景下，土壤湿度究竟如何变化呢?Wetherald and Manabe(2002)、Manabe et al.(2004)运用GFDL的耦合模式研究了在增加温室气体和硫酸盐气溶胶(相当于IPCC(政府间气候变化委员会)中的IS92a情景;Houghton et al.，1992)以及CO2增加四倍情景下土壤湿度的变化，结果表明，半干旱区土壤变干，北半球中高纬度土壤湿度是夏季变干、冬季变湿。

近些年，耦合模式是评估温室气体增加对全球和区域气候影响的重要工具，IPCC总结报告(Lakeman，1996;Houghton，2001)指出，虽然模式模拟的气候变化在全球和大陆尺度上大体是一致的，但在区域细节上仍存在很大的不确定，所以有必要进行多模式分析。IPCC第四次评估报告(IPCC AR4)组织了CO2加倍的模拟试验，其中包括了陆面模式的结果，为研究全球变暖背景下中国土壤湿度的变化提供了基础。

本文利用可获的10个耦合模式CO2加倍试验和控制试验的模拟结果，分析在全球变暖背景下中国土壤湿度的变化。本文其他部分安排如下:第一部分为资料和方法的简单介绍，第二部分为东亚季风的变化，第三部分为降水和降水蒸发差的变化，第四部分为土壤湿度的变化及其可能原因，第五部分为结论和讨论。

1 资料和方法

本文所用IPCC CO2加倍试验的具体做法为:模式大气的CO2是在控制试验的基础上，以1%/a的速率递增，大约70 a后达到加倍，随后固定CO2浓度再积分150 a。这里通过对CO2加倍试验最后80 a的平均结果和控制试验最后80 a的平均结果进行比较，讨论全球变暖对中国土壤湿度的影响。模式介绍见表1，详细信息见http://www-pcmdi.llnl.gov。注意NCAR CCSM3和MRI_CGCM2.3.2的CO2加倍试验是从当代气候的控制试验开始积分的，而其他模式的CO2加倍试验是从工业革命前的控制试验开始积分的。

这里分析表层10 cm土壤湿度的变化。此外，文中的“变化”是指CO2加倍试验最后80 a的平均值减去控制试验最后80 a的平均值。

2 东亚季风的变化

温室气体的增加使得温度升高，CO2加倍后中国气温显著上升，年均增温约2.7℃，增温在东南最少，向东北和西部逐渐变强，且冬季强于夏季(图1)。温度升高将使得环流场发生变化，图2为CO2加倍后夏季850 hPa风场的变化。可见，多模式集合平均在中国东部区域表现为西南风异常，这意味着夏季风增强，不过模式间依然存在差异;模拟夏季风增强的模式有CGCM3.1(T47)、GISS_ER、FGOALS_g1.0、MIROC3.2(hires)、MIROC3.2(medres)、CCSM3和UKMO_HadCM3;模拟夏季风减弱的模式仅有MRI_CGCM2.3.2模式。

表1 模式情况简介Table 1 The models'information

图3为冬季850 hPa风场变化。由多模式平均结果可见，冬季气流异常主要是由南海、印度洋以及西太平洋向中国的气流异常，意味着冬季风减弱。但模式间的差异较大，模拟冬季风减弱的模式有GISS_ER、FGOALS_g1.0、UKMO_HadCM3和UKMO_HadGEM1，而CCSM3模拟的冬季风增强。

布和朝鲁(2003)指出，由于全球变暖，大陆增温强于海洋，从而使得夏季海陆温差加大，夏季风增强，而冬季海陆温差减小，使得冬季风减弱，本文结果与之一致。夏季风增强使得印度西南季风流经孟加拉湾向中国的水汽输送、沿105°E附近流经我国南海的跨赤道水汽输送、来自西太平洋菲律宾的水汽输送均增强(图略)。虽然大部分模式表现出冬季风减弱，但是其水汽场变化与风场变化并不一致。由多模式平均结果可见，在中国30°N以南主要为西太平洋菲律宾和印度向中国的水汽输送异常，而在中国30°N以北则为来自西北方向的弱水汽输送异常，除了INM_CM3.0和CCSM3外，所有模式与多模式平均基本一致(图4)。总之，不论夏季还是冬季，向中国区域输送的水汽增加了。

3 降水和降水蒸发差的变化

向中国输送的水汽增加有利于中国降水的增加，图5为中国夏季降水的变化。由多模式平均结果看，中国夏季降水除了长江流域外基本都增加了，但模式间的差别较大;CGCM3.1(T47)、GISS_ER、MIROC3.2(hires)、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模拟的降水变化与多模式集合平均结果基本类似，不过INM_CM3.0和MRI_CGCM2.3.2模式模拟的夏季降水在长江、华北及西北基本都减小，FGOALS_g1.0模式模拟的降水在中部和华南减小。

图1 中国夏季(a)和冬季(b)温度的变化(10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位:℃)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:℃)

图6为中国冬季降水的变化。由多模式结果可见，除了华南外，中国冬季降水都增加，且在江淮流域存在一个增加中心，除了GISS_ER和MIROC3.2(hires)模式模拟的降水在华南明显增加外，其余模式与此结果基本一致，只不过增值中心略有不同而已。

随着全球增温，到达地面的能量增加，使得蒸发增加，CO2加倍后中国蒸发不论夏季还是冬季都一致地增加，且蒸发增加量相对于降水而言空间分布较均匀(图略)，但是作为陆面水分来源之一的降水蒸发差(P-E)变化如何呢?夏季P-E变化的集合平均结果除了在东北和南方增加外，从长江流域一直到西北有一带状减小区域，但由于模式间降水的差别较大，导致夏季P-E在模式间的差别也较大;MRI_CGCM2.3.2和UKMO_HadCM3模式结果与集合平均结果基本类似，MIROC3.2(hires)和UKMO_HadGEM1模式结果通过显著性检验的区域很小，其余模式差别较大(图7)。冬季P-E变化的集合平均结果是北方增加、南方减小，由于各模式模拟的冬季降水变化较一致，所以各模式P-E变化除了GISS_ER模式外，基本与集合平均结果类似(图8)。

4 土壤湿度的变化及其可能原因

降水的增加有利于土壤湿度的增加，而蒸发的增加则不利于土壤湿度的增加，土壤湿度的变化主要是受降水的影响还是受P-E的影响?图9为耦合模式模拟的夏季中国土壤湿度变化。多模式集合平均结果表现为，除在西北和华北的东部土壤有较弱的变湿外，基本都变干;除了INM_CM3.0和UKMO_HadGEM1模式模拟的土壤基本都变干外，其余模式模拟结果与多模式结果基本类似，此外变湿的区域基本在干旱区。图10为耦合模式模拟的冬季中国土壤湿度的变化，除了UKMO_HadGEM1模式模拟的土壤基本都变干外，几乎所有耦合模式都一致表现为干旱区土壤湿度增加，且增加的范围和强度远大于夏季，其他区域土壤变干，但GISS模式模拟的南方土壤却变湿了。

上述分析表明，土壤湿度的变化与降水的变化并不一致。夏季，虽然多模式平均结果的土壤湿度变化与P-E的变化也不一致，但FGOALS_g1.0、INM_CM3.0、CCSM3和UKMO_HadCM3的土壤湿度变化与P-E变化基本一致，CGCM3.1(T47)和MRI_CGCM2.3.2除了西部和东北外，土壤湿度变化与P-E的变化基本一致;冬季，土壤湿度变化与P-E的变化较一致。华文剑和陈海山(2011)也分析了土壤湿度对全球变暖的响应，他们研究结果也表明亚洲中北部干旱区土壤湿度增加而南部区域土壤湿度减少。尽管本研究的结果与他们的结论定性一致，但是区域分布仍存在着较大的差异，其主要原因是所选取的模式存在差异性。这也说明了多模式集合平均模式结果仍存在着一定的不确定性。

图2 各模式夏季850 hPa风场变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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)

一些学者分析了全球变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)在此基础上分析了中高纬土壤湿度夏季变干、冬季变湿的物理机制，指出:在海洋上，温度的季节变化小，伴随着全球变暖，海表面饱和水汽压增加，因此全年蒸发都增加，增加的水汽通过大气环流使得邻近大陆上的降水增加;与海洋上相反，在大陆上，季节循环温度变化较大，冬季温度很低，夏季较高，在低温下，由于Clausius-Clapeyron方程非线性，尽管温度增加，饱和水汽压几乎不增加，因此，用于到达地表红外辐射增加的能量主要用于感热的增加，而非潜热的增加。另一方面，由于海洋输送到大陆的水汽使得降水增加，所以冬季土壤湿度增加。在夏季，不管海洋还是大陆表面温度和饱和水汽压都很高，地表增加的能量主要用于蒸发的增加;另一方面，在中纬度，相同纬度的大陆上降水的增加小于海洋上降水的增加，这就使得土壤湿度变干。这也可能使得中国干旱区冬季变湿范围大、强度强，而夏季变湿范围小、强度弱。对于干旱区土壤变湿，而其余区域变干，Manabe and Wetherald(1987)认为由于CO2加倍导致红外辐射增加使得蒸发几乎都增加，而在半干旱区降水的增加相对较小，从而土壤变干;而在干旱区蒸发和降水的增加都很小，温度的增加可能导致零星的对流运动，从而增加降水和土壤湿度。

图3 各模式冬季850 hPa风场变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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)

由陆表水分平衡方程可知，土壤湿度的变化受降水、蒸发和径流的影响，通常在此忽略积雪的影响，在缓变气候中，此近似是成立的，但在CO2加倍的情景下，积雪的影响就不能忽略了，尤其夏季高原积雪融化给西北补充大量的水分，而冬季虽然温度也升高了，但实际温度仍较低，积雪的变化不大，所以冬季P-E的变化与土壤湿度变化较一致。

为了研究陆表水循环的整体性，在此本文简单分析一下多模式年平均统计结果。表2给出了两个典型区域的陆表水循环分量的变化。不论南方还是西北，降水、蒸发、径流都增加了，控制试验中总径流和蒸发之和与降水量几乎是平衡的;CO2加倍试验中，西北地区总径流和蒸发之和与降水量差别很小，但南方差别较大。由表3可见，西北径流和蒸发的增加为4.1 cm/a，而降水增加为3.9 cm/a，降水的增加不足以满足径流和蒸发的增加，但在西北积雪融化给该地区补充了大量的水分(图略)，使得土壤湿度增加;南方径流和蒸发的增加远大于降水的增加，因为没有别的水分补充，只有通过土壤水分来维持陆表水平衡，使得土壤变干。

图4 各模式冬季850 hPa水汽场变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位:(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 多模式年平均的中国西北(75～102.5°E，35～45°N)、南方(102.5～120°E，22～30°N)降水、径流、蒸发和土壤湿度(径流指地表径流，总径流指地表径流与地下径流之和)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 )

图5 各模式夏季降水的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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加倍试验与控制试验的差值Table 3 Differences of the double CO2and the control experiments in Table 2cm·a－1

8 结论和讨论

本文通过对10个耦合模式的CO2加倍试验与控制实验结果的比较，讨论了全球变暖对中国土壤湿度的潜在影响，结果表明:

1)随着全球变暖，7个模式模拟的夏季风增强(CGCM3.1(T47)、GISS_ER、FGOALS_g1.0、MIROC3.2(hires)、MIROC3.2(medres)、CCSM3和UKMO_HadCM3)，而MRI_CGCM2.3.3模式模拟的夏季风减弱;4个模式模拟的冬季风减弱(GISS_ER、FGOALS_g1.0、UKMO_HadCM3和UKMO_HadGEM1)，但CCSM3模式模拟的冬季风增强。

2)在夏季，由夏季风带给中国的水汽输送增强;在冬季，30°N以南为西太平洋菲律宾和印度向中国的水汽输送异常，30°N以北为由西北而来的水汽输送异常。

图6 各模式冬季降水的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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)夏季降水除长江流域外基本都增加，但模式间差别较大，CGCM3.1(T47)、GISS_ER、MIROC3.2(hires)、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模拟的降水变化与多模式集合平均结果基本类似，不过INM_CM3.0和MRI_CGCM2.3.2模式模拟的夏季降水在长江、华北及西北基本都减小，而FGOALS_g1.0模式模拟的夏季降水在中国中部和华南减小;冬季，除了GISS_ER和MIROC3.2(hires)模式模拟的降水在华南为明显增加外，其余模式模拟的降水基本一致表现为除华南外均增加。

4)夏季P-E变化的集合平均结果除了在东北和南方增加外，从长江流域一直到西北有一带状减小区域，其中FGOALS_g1.0、MRI_CGCM2.3.2和UKMO_HadCM3模式结果与集合平均结果基本一致，MIROC3.2(hires)和UKMO_HadGEM1模式结果通过显著性检验的区域很小，其余模式差别较大;冬季，几乎所有模式的P-E均表现为北方增加、南方减小。

图7 各模式夏季P-E的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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，尽管模式间存在一些差异(如INM_CM3.0和UKMO_HadGEM1模式模拟的土壤基本都变干)，但是模式基本表现为，除了在干旱区土壤有较弱的变湿外都变干;冬季，除了UKMO_Had-GEM1模式外，几乎所有耦合模式都一致表现为干旱区土壤湿度增加，其他区域土壤变干，且增加的范围和强度大于夏季。

6)夏季，FGOALS_g1.0、INM_CM3.0、CCSM3和UKMO_HadCM3模式模拟的土壤湿度变化与PE变化基本一致，CGCM3.1(T47)和MRI_CGCM2.3.2模式除了西部和东北外，模拟的土壤湿度变化与P-E变化基本一致;冬季，所有模式模拟的土壤湿度变化与P-E的变化较一致。

7)由陆表水循环量的分析可知，土壤湿度是陆表水循环量变化的综合结果，在全球变暖的背景下，中国蒸发、降水和径流基本都增加了，它们的综合结果以及积雪的作用使得土壤湿度在干旱区增加。

受复杂海陆分布和高大地形的影响，东亚气候及其变化有其独特性，目前的全球气候模式对东亚气候的模拟能力整体上还难以令人满意(Yu et al.，2000;Zhou and Li，2002;Zhou and Yu，2006;吴蓉和张耀存，2012)。张宏芳和陈海山(2011a，2011b)对21个气候模式模拟东亚夏季环流做了系统的评估，结果表明，尽管大部分模式对气候态具有一定的模拟能力，但是对年际变率的模拟能力很弱。张文君等(2008)评估了14个全球海—陆—气耦合模式模拟的中国区域的土壤湿度，发现其模拟能力有限。由本文结果也可以看到，不同模式模拟的未来陆表水循环差异较大，尽管采用多模式集合平均尽量避免了模式间的误差，但是不确定性仍较大，具有一定的模式依耐性。为了能更准确地预估未来的气候变化，提高模式模拟性能是当务之急，一方面要不断地提高模式分辨率，另一方面更需要关注模式相关物理过程及其参数化方案的改进。

图8 各模式冬季P-E的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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)

图9 各模式夏季土壤湿度的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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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图10 各模式冬季土壤湿度的变化(Ensemble为10个模式的平均结果;阴影区表示通过0.05信度的显著性检验;单位: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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