低碳发展和省级温室气体清单编制指南.docx

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低碳发展及省级温室气体清单编制培训教材 2013年10月24日前言应对气候变化涉及到气候变化的事实和归因、气候变化的影响与适应、以及减缓气候变化，既有科学技术问题，也有政策行动问题，是一项多学科的、综合性的系统工程。温室气体清单编制是应对气候变化的基础性工作，发达国家编制温室气体清单起步较早，形成了一套较为完成的管理体制，我国在国家温室气体清单编制工作的基础上，从 2009 年起正式启动了省级温室气体清单编制研究和试点，积累了一些解决清单编制问题的经验和办法。低碳发展是化挑战为机遇的重要战略，从 2010 年起我国先后开展了两批低碳省区和低碳城市试点，也开展了 7 个省市碳排放权交易试点，通过试点加深了对低碳发展和控制温室气体排放体制机制的认识。这些经验和认识对于地方应对气候变化管理人员和清单编制人员具有较大的参考价值。在国家发展改革委与联合国开发计划署合作项目支持下，国家应对气候变化战略研究和国际合作中心牵头组织《省级温室气体清单编制指南》（简称《省级指南》）执笔人和其他相关领导与专家，编写完成了《低碳发展及省级温室气体清单培训教材》。在《省级指南》的基础上，教材主要介绍了省级温室气体清单编写过程中存在的主要问题和解决方案，并增加了应对气候变化及其低碳发展的主要内容。本培训教材共包括三部分。第一部分介绍气候变化科学问题和政策，共有四章，其中中国气象局国家气候中心任国玉研究员执笔完成第一章，第二章由中国农业科学研究院李玉娥研究员撰写，国家应对气候变化战略研究和国际合作中心徐华清副主任编写第三章，第四章由国家发展改革委应对气候变化司孙翠华副司长执笔完成。第二部分为省级温室气体清单编制，共分七章，其中徐华清副主任负责第一章和第七章的编写，其余各章节执笔人依次为国家发展改革委能源研究所胡晓强副研究员，国家应对气候变化战略研究和国际合作中心苏明山研究员，中国农业科学研究院董红敏研究员和中国科学院大气物理研究所韩圣慧副研究员，中国林业科学研究院朱建华副研究员，中国环境科学研究院高庆先研究员。为借鉴挪威编辑清单经验，特请挪威环境署 Eilev Gjerald 先生，Alice Gaustad 女士和 Elin Okstad 女士，挪威统计局 Marte Kittilsen 女士编写了第三部分内容。本培训教材由苏明山、马翠梅、杨姗姗和孙粉编辑。由于时间仓促，教材还存在许多不足之处，敬请读者批评指正，以利于进一步修改和完善。目录 III 第一部分应对气候变化：科学和政策 1 第一章气候变化的科学问题 2 一、基本概念 2 二、全球气候变化现状及趋势 5 三、中国气候变化现状及趋势 12 四、对不确定性和几个重大科学问题的认识 21 第二章气候变化的影响及适应 25 一、基本概念 25 二、气候变化影响评估方法与工具 25 三、气候变化对全球产生的影响 28 四、气候变化对中国的影响 33 五、适应气候变化的技术措施 46 第三章低碳发展基本概念及其路径 48 一、基本概念 48 二、主要模式 51 三、重点路径 55 第四章中国控制温室气体排放的政策措施 58 一、中国对外承诺的控制温室气体排放行动目标 58 二、落实控制温室气体排放行动目标的主要举措 58 三、利用市场机制应对气候变化的政策与行动 61 第二部分省级温室气体清单编制 65 第一章温室气体清单编制相关背景 66 一、基本概念 66 二、国家温室气体清单编制情况 66 三、省级温室气体清单编制情况 70 第二章省级能源活动温室气体清单编制 72 一、基本概念 72 二、编制方法 72 三、存在问题及解决途径 84 第三章省级工业生产过程温室气体清单编制 89 一、基本概念 89 二、编制方法 91 三、存在问题及解决途径 104 附件工业生产过程清单编制报告格式（以 2005 年为例） 108 第四章省级农业温室气体清单编制 114 一、基本概念 114 二、编制方法 116 三、存在问题及解决途径 137 第五章省级土地利用变化和林业温室气体清单编制 141 一、基本概念 141 二、编制方法 146 三、存在问题及解决途径 166 第六章省级废弃物处理温室气体清单编制 174 一、基本概念 174 二、编制方法 179 三、存在问题与解决途径 194 第七章省级温室气体清单报告格式及大纲 197 一、基本概念 197 二、清单报告表格 198 三、清单总报告大纲 207 第三部分挪威温室气体清单编制经验 211 第一章挪威温室气体清单编制制度安排 212 一、清单编制的组织方式和发展历程 212 二、温室气体清单的要素 219 三、温室气体清单编制的主要经验 222 第二章挪威温室气体清单的不确定性管理 225 一、质量保证与质量控制 225 二、评估和减少不确定性的方法 233 三、不确定性分析和主要类型分析结果 238 第一部分应对气候变化：科学和政策 110 第一章气候变化的科学问题一、基本概念近百年来，特别是自从 20 世纪 70 年代末以来，地球气候正经历了明显的变暖，引起世界各国政治界和科学界的广泛关注。我国的气候变化趋势与全球变化总趋势基本一致。―政府间气候变化专门委员会（IPCC）‖发表的第四次评估报告指出，近 50 年的全球气候变暖很可能主要是由于人类活动向大气中排放二氧化碳等温室气体产生的增温效应引起的。采用全球气候模式的预估研究表明，未来 50-100 年全球和我国的气候将继续向变暖的方向发展。本章主要介绍全球和中国气候变化的基本事实、规律、成因及其未来可能变化趋势，并对当前重大科学问题的基本认识进行简要梳理。参照 IPCC 第四次评估报告，对本章涉及的主要科学术语定义如下：气候：气候通常被定义为某一较长时期内的平均天气状态。这个时期一般从几个月到几十年甚至更长时间。因此，天气和气候是两个不同的概念，前者指瞬间（几天以内）的大气现象和大气状态，而后者则指更长时间内的总体大气现象和大气状态。世界气象组织（WMO）规定，用来统计气候变量平均值或变率的参考时期是 30 年，目前统一采用 1981-2010 年作为参考时期。用以描述平均气候状态的变量主要包括近地面气温、降水、风、日照和辐射等。一个地方或全球的气候是不断变化的，这种变化发生在从年际到几十亿年的各种时间尺度上。目前，人们最关注的是年代到世纪尺度上的气候变化。气候学是研究气候的特征、形成和变化的学科，是大气科学(气象学)的一个重要分支。气候变化：指气候平均状态统计学意义上的显著改变或者持续较长一段时间（典型的为 10 年或更长）的变动。气候变化的原因包括自然的内部变异性、自然的外部强迫和人为的外部强迫（包括对大气组成成分的改变和土地利用变化）。全球和区域气候在年代以上所有时间尺度上不断地变化。用来表征气候变化的指标通常包括某一时期内地表温度和大气降水量演化趋势，气候变化也表现为极端气候事件频率和强度随时间的演化。《联合国气候变化框架公约》（UNFCCC）第一款中，将―气候变化‖定义为： ―经过相当一段时间的观察，在自然气候变化之外由人类活动直接或间接地改变全球大气组成所导致的气候演化‖。因此 UNFCCC 的定义不包括自然内部变异和自然外部强迫造成的长期气候演化，与学术界和本章定义不同。温室气体：温室气体是指大气中由自然或人为原因产生的能够吸收和释放地球表面、大气和云所射出的红外辐射谱段特定波长辐射的微量气体成分。温室气体能够导致大气温室效应。水汽（H2O）、二氧化碳（CO2）、氧化亚氮（N2O）、甲烷（CH4）和臭氧（O3）是地球大气中最重要的温室气体。这些温室气体有些是由于自然过程产生的，，还有许多完全由人为因素产生的温室气体，如《蒙特利尔协议》所涉及的卤烃和其他含氯和含溴物。除 CO2、N2O 和 CH4 外，《京都议定书》也将六氟化硫（SF6）、氢氟碳化物（HFCs）和全氟化碳（PFCs）定为温室气体。气溶胶：空气中悬浮的固态或液态颗粒的总称，典型大小为 0.01-10 微米，能在空气中滞留至少几个小时。气溶胶有自然和人为两种来源。气溶胶可以从两方面影响气候：通过散射辐射和吸收辐射产生直接影响，以及作为云凝结核或改变云的光学性质和生存时间而产生间接影响。温室效应：温室气体有效地吸收地球表面、大气自身(由于相同的气体)和云散射的热红外辐射。大气辐射朝所有方向散射，包括向地球表面的散射。温室气体将热量捕获在地表-对流层（大约 1 万米高空以下）系统内，这个作用称为―温室效应‖。对流层中的热红外辐射与其散射高度上的大气温度强烈耦合。在对流层中，温度一般随高度的增加而降低。从某一高度射向空间的红外辐射一般产生于平均温度为-19℃的高度，并通过射入的净太阳辐射达到平衡，从而使地球表面保持在高得多的温度上（目前平均为+14℃的）。温室气体浓度的增加导致大气红外辐射捕获能力提高，这就形成了一种辐射强迫，因而导致温室效应增强，即所谓的―增强的温室效应‖，造成对流层和地表温度上升。排放情景：是对潜在辐射活跃的人为温室气体和气溶胶未来可能趋势的各种假设。排放情景的建立考虑了驱动因子（如人口统计、社会经济发展、技术变化）及其内部的协调性。从排放情景引申出的大气浓度情景被用于输入全球气候模式，进行模拟和分析。 IPCC 公布的 SRES 情景曾经是气候模拟和预估的基础。其中的四个情景族是 A1，A2，B1 和 B2。气候模拟中采用的 A1B、A1FI、A1T、A2、B1 和 B2 等 6 组情景，各自选择了一种情景族作为解释性情景。每种情景未来的排放量增长速率不同，例如，A2 情景排放增加速率比 B2 情景来得高。全球碳循环：用于描述地球大气、海洋、陆地生物圈和岩石圈中碳流动（以各种形式，如 CO2）或交换的术语。地球上最大的两个碳库是岩石圈和化石燃料，含碳量约占地球上碳总量的99.9%。地球上还有大气圈库、水圈库和生物库等三个碳库，其中的碳在生物和无机环境之间迅速交换。在大气中，CO2 是含碳的主要气体，也是碳参与物质循环的主要形式。在生物库中，森林是碳的主要吸收者，它固定的碳相当于其他植被类型的 2 倍，也是生物库中碳的主要贮存者，相当于目前大气含碳量的 2/3。植物、微生物通过光合作用从大气中吸收碳的速率，与通过生物的呼吸作用将碳释放到大气中的速率大体相等，因此，大气中 CO2 的含量在受到人类活动干扰以前是相当稳定的。土地利用和土地利用变化：土地利用是指针对某种土地覆盖类型上的所有安排、活动和采取的措施。该术语还指出于社会和经济目的所管理的土地(如放牧、木材开采和保护)。土地利用变化指人类改变的土地利用和管理，可导致土地覆盖的变化。土地覆盖和土地利用变化会对反照率、蒸散发、温室气体的源和汇及气候系统的其它性质产生辐射强迫，影响局地、区域或全球气候。太阳活动：太阳呈现出的高活跃期，可通过对太阳黑子数，以及辐射量、磁活动、高能粒子释放的观测了解太阳活动强度。太阳活动存在 11 年和更长时间的周期性波动。当太阳活动比较强时，太阳发射出的辐射量或光照一般也比较强，反之亦然。辐射强迫：辐射强迫是由于气候系统外部驱动因子的变化，如：CO2 浓度或太阳辐射量的变化等，造成对流层顶净辐照度(向上辐射与向下辐射的差，单位用 Wm-2 表示)发生变化。用固定在未受扰动值上的所有对流层特性计算辐射强迫；若受到扰动，则在平流层温度重新调整到辐射动力平衡之后再进行计算。在不考虑平流层温度变化的情况下，辐射强迫被称为瞬时强迫。在 IPCC 报告以及本章中，辐射强迫被定义为相对于 1750 年的变化量。辐射强迫不应与云辐射强迫混淆，后者表示云影响大气顶层净辐照度的大小，但与辐射强迫无关。全球变暖潜力（GWP）：这是一个基于充分混合的温室气体辐射特征的指数，用来衡量相对于 CO2 的当前大气中某种温室气体单位质量的辐射强迫大小。GWP 表示这些温室气体不同时间内在大气中保持综合影响及其吸收外逸热红外辐射的相对效应。《京都议定书》相关条款建立在 100 年时间框架内脉动排放量的 GWP 数值分析基础上。极端气候事件：当某地天气的状态严重偏离其平均态时，就可以认为是不易发生的事件，或者异常事件。在统计意义上，不容易发生的事件就可以称为极端事件。干旱、洪涝、高温热浪和低温冷害等都可以看成极端气候事件。某个地区的极端气候事件（如热浪）在另一地区可能是正常的。平均气候的微小变化可能会对极端事件的时间和空间分布以及强度的概率分布产生巨大影响。常见的极端气候事件包括高温、低温、强降水或暴雨、干旱、热带风暴或台风、沙尘暴等，可以对人类社会和经济活动造成严重负面影响。气候突变：气候系统的非线性演化可导致气候突变，有时称之为快速气候变化、突发气候事件或意外事件。突变这个术语通常指这些事件的时间尺度快于产生强迫的典型时间尺度。然而，并非所有的气候突变需要受到外部强迫。已提出的一些可能的气候突变事件包括北大西洋温盐环流的重组或消失，冰川的快速消融，多年冻土层的大面积融化或土壤呼吸作用增加导致碳循环变化加快。其它的突变事件也许确实无法预料，是某个非线性系统的强烈、快速变化的强迫作用所引起的。二、全球气候变化现状及趋势 (一) 全球气候变化观测事实 1. 全球平均温度在过去的150年，全球平均地表温度呈现明显增加趋势，1950年以来温度增加尤其显著（图1.1）。近100年 (1906-2005年)，全球地表温度的线性趋势为0.74°C ，近50年的变暖速率达到每10年0.13°C ，几乎是近100年增温速率的2倍。北半球变暖比南半球明显，全球各个大陆的变暖比各个海洋明显，全球陆地夜间增暖比白天明显，北半球中高纬度地区冬季增暖比夏季明显。图 1. 1 全球最近 15 年地表年平均温度距平变化注：图中黑线是英国哈得来中心和东安格莱大学气候研究中心序列，红线是美国国家气候资料中心序列，蓝线是美国国家航天航空局Goddard空间研究所序列。(源自：WMO, 2011) 利用探空和卫星观测资料对大气对流层中、低层温度进行的分析表明，二者之间的变暖率基本一致。卫星微波探空仪得到的1979年以来对流层温度变暖率为每10年0.12°C -0.19°C 。平流层底层温度明显下降了。但是，一些研究表明，高空温度变化趋势估计还存在着很大不确定性。全球陆地上极端温度变化与大尺度变暖相一致。观测结果显示，中纬度区域霜冻日数大范围减少，极端暖日数(最暖10％的白昼或黑夜)增加，极端冷日数(最冷10％的白昼或黑夜)减少。冷夜日数变化最显著，1951至2003年间，在有观测资料的所有区域(76％的陆地)冷夜日数均减少。自20世纪下半叶以来，热浪一直在持续增长。但是，目前尚无足够的证据确认一些如龙卷、冰雹、闪电等中小尺度事件是否存在着变化趋势。 2. 全球降水量在许多地区，观测到降水量在1900至2005年间存在长期趋势变化。在南北美东部、欧洲北部、亚洲北部和中部，降水量出现较显著增加；在萨赫尔、地中海、非洲南部和亚洲南部部分地区降水量减少。降水的时空变化很大。在其它区域尚未观测到长期趋势变化。在多数陆地区域，观测到强降水事件频率似乎呈增加趋势。大约自1950年以来，许多陆地上的强降水事件(例如：高于95个百分位值)发生次数可能增加，甚至在那些总降水量减少的区域也是如此。据报道，极弱降水事件也在增加(50年1 次)，但是仅有少数地区有足够的资料来评估这种趋势的可信性。大约自1970年以来，北大西洋的强热带气旋活动增加，这与热带海表温度上升相关。在其他一些资料质量备受关注的区域，也有迹象表明强热带气旋活动在增加。但在西太平洋地区，热带气旋和台风发生频率出现减少趋势。自20世纪70年代以来，在更大范围地区，尤其是在热带和副热带地区，气象干旱的强度和持续时间似乎增加了，但没有足够证据表明水文干旱事件频率也增多了。有很多种不同的方法来衡量干旱，但是不少研究仍采用降水和温度的变化来表示，这种干旱称为气象干旱。 3. 全球海平面根据验潮仪资料估计，1961年至2003年期间，全球平均海平面上升的平均速率为每10年18毫米。海平面上升主要是由海水热膨胀和冰川（冰川、冰帽和冰盖）消融造成的，其中前者的贡献为每10年11毫米，后者的贡献为每10年7毫米。根据验潮仪资料和地质资料，19世纪中叶到20世纪中叶之间海平面上升速度有所加快。利用现有潮位记录对追溯至1870年的海平面变化进行了重建。海平面在1870年至2000年期间有加速上升现象。地质资料表明在过去的2000年间，海平面变化很小。现有证据表明，现代海平面上升始于19世纪中叶到20世纪中叶之间这一时段时期。 4. 古气候变化古气候研究利用钻孔测得过去的地温、海洋沉积物孔隙水变化、冰川范围变化测量、树木年轮宽度和密度、以及涉及化学、物理和生物参数变化等多种代用资料。上述参数反映了过去环境和气候的变化。对过去1000年的温度变化进行了很多研究。研究表明，公元1000到1300年北半球许多地区比较温暖，一般称为―中世纪暖期‖；而从1500年到1900年气候偏冷，称为―小冰期‖。20世纪下半叶北半球的平均温度很可能比过去500年内的任何其它50年的温度高，并可能是至少过去1300年内最温暖的阶段。但对这一点还存在很大的争论。上述结论建立在代用资料重建的基础上，在几十年以上尺度上存在较高的不确定性。中全新世 (约6000年前) 和末次冰盛期 (约21,000年前) 与目前的气候有较大不同。全新世中期北半球夏季比目前暖，亚洲夏季风可能比今天强盛，全球陆地表面年平均气温可能也比目前略高，但目前没有可信的温度重建结果。末次冰盛期气候比今天冷得多，全球平均地表温度估计至少比当前低5°C ，北大西洋及其周围区域温度下降更大，北美北部和西北欧地区被深厚的大冰盖所覆盖，北半球陆地植被带向南迁移，降水量下降，气候寒冷干燥，全球海平面比今天低120 米左右。全新世（最近12000年）和末次冰盛期的气候异常主要由地球轨道参数改变及其地球气候系统内部强烈的反馈过程引起。各种地球生物化学和地球生物物理反馈放大了对地球轨道强迫的响应。 5. 气候变化原因一般认为，影响全球和区域几十年到上百年气候变化的外部强迫因子主要包括人为和自然因素。其中人为因素包括向大气中排放温室气体和气溶胶以及改变土地利用方式和土地覆盖类型，自然因素包括太阳输出辐射的改变和火山活动。这里对各种外强迫因子演化及其原因进行简要介绍（IPCC，2007）在过去250年里，大气中包括CO2在内的主要温室气体浓度显著增加了。这种增加主要起因于人类活动。大气CO2浓度已从工业化前的约280ppm(百万分之一)，增加到2007年的380ppm，增加了100ppm（图1.2）。根据南极冰芯资料，当前地球大气中的CO2和CH4浓度已经远超过过去65万年中的任何时期，也远超过工业化前的记录。图 1. 2 美国夏威夷 Mauna Loa 观测的大气 CO2 浓度变化（1958-2007 年）注：2007 年 CO2 浓度为 380ppm (百万分之一体积)。（源自：IPCC, 2007）一种温室气体在大气中的当前浓度，是其过去历史排放及其从大气中清除的净结果。长生命期的温室气体如CO2、CH4和氧化亚氮（N2O），其化学性质稳定，可在大气中留存十年到数百年甚至更长时间，一旦排放到大气中，可对地球气候产生长期影响。大气中温室气体CO2、CH4和N2O浓度增加产生的地球气候的总辐射强迫和增温能力也显著增加。自工业化时期以来，大气CO2增加所产生的辐射强迫增加值达到每平方米1.66瓦（W）；在1995至2005年间，大气CO2增长导致其辐射强迫增加了20%。温室气体总辐射强迫增加可能是造成全球气候变暖的主要原因。来自化石燃料使用以及土地利用变化对植物和土壤碳影响所产生的CO2排放是大气CO2增加的主要来源。自1750年以来，排放到大气中的CO2大约有三分之二来自化石燃料燃烧，三分之一来自土地利用变化。这些CO2大约有45%留存在大气中，30%被海洋吸收，其余的被陆地生物圈吸收。排放到大气中的CO2，大约一半在30年里被清除，30%在几百年里被清除，其余的20%通常将在大气中留存数千年。在最近几十年里，CO2排放持续增加。化石燃料燃烧产生的全球CO2年排放量，从20世纪90年代的平均每年64±4 亿吨碳增加到2000至2005年间的每年72±3 亿吨碳。与土地利用变化相关的CO2排放量估算值，在20世纪90年代平均每年可能排放5～27亿吨碳。气溶胶是人类向大气中排放的各种微粒物质，一般造成负的辐射强迫，即引起气候变冷。目前估计的所有气溶胶的总直接辐射强迫为每平方米–0.5±0.4W 。在北半球许多大陆地区，可以清楚地辨别出主要由硫酸盐、有机碳、黑碳、硝酸盐和工业粉尘组成的工业气溶胶。根据模式估算，硫酸盐的辐射强迫约为每平方米–0.4±0.2W ，来自化石燃料的有机碳的辐射强迫为每平方米–0.05±0.05W，来自化石燃料的黑碳的辐射强迫为每平方米+0.2±0.15W 。人为引起的土地利用变化已经增加了全球地表反照率，产生的辐射强迫为每平方米–0.2±0.2W ，但科学认识水平比较低。在城市地区，由于下垫面的强烈改变，以及人为能量生产过程的热量释放，可以造成很强的增温，造成加强的―城市热岛效应‖。对于太阳活动和火山爆发造成的辐射强迫改变，目前还缺少长期连续的观测。IPCC第四次评估报告认为，在250年或近100年，太阳输出辐射的长期趋势不显著，1750年以来由于太阳输出辐射量的变化，仅造成直接辐射强迫增加每平方米0.12W左右。但是，实际上目前科学界对这个问题还存有较大争议。有研究表明，最近150年来太阳输出辐射的变化及其影响可能更大。强烈火山喷发后，地球气候在短期（1-3年）内将显著变冷。如果在一个较长时期内强火山活动比较频繁，则可能引起年代以上尺度气候变冷。由于火山活动的气候效应取决于喷发的类型、强度、密集度、地点和季节等多种因素，认识火山活动对全球和特定地区长期气候变化的影响性质和机理还有很大难度。一般认为，人类活动对地球气候系统产生的外部影响越来越明显。模式研究表明，如果没有外部强迫，无法解释过去半个世纪观测到的全球变暖趋势；非人为的外部强迫主要包括太阳辐射强迫和火山强迫，他们的变化也无法完全解释观测到的气候变暖。因此，自20世纪中叶以来，大气中人为温室气体增加可能是导致观测到的大部分全球平均温度升高的原因。如果没有大气气溶胶的冷却作用，过去50年期间全球平均温度升高可能更多。人为强迫还可能影响了地表温度的极值和极端温度事件频率。大陆地区每年暖（冷）昼（夜）频率和霜冻天数等具有与气候变暖相一致的变化。全球海平面的升高与气候变暖有关。由于气候变暖，海洋水体热膨胀对海平面升高有主要贡献；全球陆地冰川和冰帽部分消融也造成了海平面上升。对于降水和其它气候变量变化的原因，目前的认识还很不完整。尽管有研究认为全球降水分布图式改变可能与人类影响有关，但对于降水和极端降水事件变化的原因，目前还没有一致认识。 (二) 全球未来气候趋势气候模式是预估未来可能由人类引起的气候变化的主要工具。利用各种气候模式，已经对未来不同时期可能的气候变化趋势进行了模拟和预估。这些研究表明，在人类活动影响下，未来全球气候将继续变暖。在各种假设的温室气体和气溶胶排放情景下，到21世纪末全球地表年平均温度可能升高1-4°C （图1.3）。温度上升将引起全球海平面继续升高，到21世纪末可能上升幅度在10-90厘米。图 1. 3 未来人类活动影响(A2，A1B 和 B1 等排放情景)下全球年平均温度变化情况注：根据多个全球气候模式模拟结果平均。引自 IPCC (2007) 由于海洋变暖，海水蒸发将加强，大气水汽含量可能增多，全球大气降水量可能增加。模式预估的21世纪末全球降水在空间上有很大差异，但高纬度地区一般增加，而副热带地区一般减少（图1.4）。多数研究也认为，极端强降水事件频率将来可能增加。图 1. 4 未来人类活动影响(A1B 排放情景)下全球年降水量相对今天的变化（%）情况注：根据多个全球气候模式模拟结果平均。引自IPCC (2007) 在未来气候趋势预估方面，关键的不确定性包括气候模式的不完善、未来人为排放路径无法准确预估、对气候系统内部反馈机理的认识还很初步，对太阳和火山等自然外部强迫未来演化趋势无法预知。三、中国气候变化现状及趋势中国科学家采用 740 个左右气象站长期连续观测记录，对最近 110 年，特别是近 60 年中国大陆地面和高空气候变化规律进行了系统研究。他们也利用国外和国内的气候系统模式，对全球和中国大陆地区未来气候变化可能趋势进行了模拟和预估。这些工作为全国和区域性气候变化影响、适应性研究奠定了基础。 (一) 观测的平均气候变化 1. 温度变化到 1950 年，中国才具有相对完整、连续的地面气象观测记录，可以比较可靠构建全国地面平均气温事件序列。1950 年以前的观测资料，存在一系列问题，包括西部缺少观测记录，以及观测时间和日平均气温计算方法不统一等。近百年内中国大陆出现两次相对温暖期和寒冷期，其中两次温暖期分别出现在 20 世纪 30-40 年代和最近的 20 多年，但长期趋势变化表现为较明显的增暖（1.5）。全国近百年来的年平均地面气温上升速率约为每 10 年 0.08℃，考虑估计误差，增温速率为每 10 年 0.08±0.03 ℃（95％信度区间）。2007 年和 1998 年是中国近 100 年中最暖的 2 年。最近 100 年中国大陆地面气温的变化与全球和北半球平均大体相似，但由于 2 次冷、暖波动特别是 20 世纪 30-40 年代的相对暖期更加明显，线性变暖趋势整体上没有全球和北半球显著。图 1. 5 1901-2010 年中国年平均地面气温变化趋势（源自：国家气候中心“气候变化监测公报-2010 年”，2011）中国近 100 年的增暖在东北、华北、西北等北方地区较为明显，东南沿海地带和青藏高原地区也比较明显，而华南和西南的增暖较弱。如果取与 IPCC AR4 报告一致的时间段（1906-2005 年），则东北、新疆和台湾有更高的增温速率，而西南、华南、华中及青藏高原东部则呈不同程度的下降趋势。近 60 余年来，资料覆盖面大大提高。利用这些资料得到的结果表明，近 50 余年来中国的变暖趋势非常明显，1951-2007 年全国年平均气温上升近 1.40℃，增温速率高达每 10 年 0.25℃，说明最近几十年地面气温呈加速上升趋势。 1951～2008 年中国年平均气温变化速率的空间分布（图 1.6）表明，全国大部分地区均呈增温趋势，其中增温最显著的区域主要在北方。华北北部、内蒙古中部和东部、东北北部、新疆北部以及青海东北部和甘肃中部等地增温尤为显著，增温速率达到每 10 年 0.40℃～0.60℃。在长江沿线及其以南区域，大部分地区也有不同程度的变暖。增温最小的区域主要集中在中国的西南部包括云南东部、贵州大部、四川东部和重庆等地区。这一区域在 21 世纪初期以前主要表现为降温趋势，目前仍有若干零星的降温区域存在。图 1. 6 1951-2008 年中国年平均气温变化趋势（单位：每 10 年℃）近 100 年和近 50 多年全国平均温度变化的季节特征也十分明显。自从 20 世纪初以来，全国冬、春、秋平均温度上升速率分别为每 10 年 0.19℃、0.16℃ 和 0.06℃，而夏季平均温度变化速率只有每 10 年 0.01℃。从近百年两次增暖的季节特征看，1940 年代和 1990 年代虽然都是温度偏高期，但前者的最大距平值出现在夏季，且各季节的增温差相对较小；而后者则出现于冬季，且各季节的增温差相对较大。但是，在近 100 年增暖、特别是近 50 年的快速增暖中，还存在一定局地人类活动因素影响，主要是台站附近城市化造成的系统增温偏差。已经证实，自从20 世纪 50 年代以来，中国城市化的快速发展对多数气象站的地面气温观测资料序列产生了明显影响。考虑城市化对全国平均增温趋势的正影响，中国近 50 年的实际变暖程度应明显小于上面给出的数字，近 100 年的增暖趋势也应有所缓和。最新的研究表明，1961-2004 年国家基准气候站和基本气象站记录的全国年平均气温增加趋势中，城市化引起的增温率在每 10 年 0.06~0.09℃，有些地区高达每 10 年 0.10℃，城市化增温贡献率全国年平均达到 27%，各季城市化增温贡献率在 18~38%。因此，城市化及其城市热岛效应加强因素已经对原有国家级气象台站的地面气温观测记录产生了明显的影响。 2. 降水量变化图 1.7 给出了 1880-2007 年中国东部年降水量变化曲线。可以看出，中国东部的降水量没有如温度一样的长期趋势性变化。但是年代际变化比较明显。功率谱分析表明 26.7 年的周期有一定显著性。这说明至少目前还无法判断随着全球气候变暖中国东部的降水量是增加了还是减少了。四季降水量也以年代际变化为主，夏、秋两季的变化较大且与全年的变化较为一致。冬、春季降水量变化的幅度较小。从年降水量来看 1880s、1910s、1930s、1950s、1970s 及 1990s 较多。近 30 年来，1980-1990 年代降水增加，但近 10 年来降水趋于减少。 200 100 0 -100 -200 1880 1890 1900 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010 图 1. 7 中国东部 71 站 1880-2007 年四季降水量距平（单位：毫米；对 1971-2000 平均；黑线是 5 年滑动平均值） (二) 极端气候变化中国各主要类型极端气候事件频率和强度变化十分复杂，不同区域不同类型极端气候变化特点表现出明显差异。在全国范围内，明显的变化发生在与气温相关的极端气候事件上；在次级区域尺度上，各种与降水相关的极端气候事件频率和强度也出现一定变化（表 1）。近半个世纪里，影响中国的寒潮和低温事件频率和强度有下降趋势，北方地区冬半年寒潮事件发生频次明显减少，东北地区夏季低温冷害事件频率趋于下降；异常冷夜和冷昼天数、霜冻日数一般显著减少减弱，偏冷的气候极值减轻；与异常偏暖相关的暖夜、暖昼日数一般明显增加，但全国范围内极端高温事件发生频率没有明显增多，西北、华北和东北南部等地区有一定增加，长江流域和东南沿海地区 1990 年代后趋于增加。表 1. 1 20 世纪 50 年代以来全国主要类型极端气候事件变化研究结论及其可信性极端事件研究时段观测的变化趋势结论的可信性暴雨或极端强降水 1951～2008 全国趋势不显著，但东南和西北增多，华北和东北减少。暴雨或极端强降水事件强度在多数地区增加。高暴雨极值 1951～2008 1 日和 3 日暴雨最大降水量有一定程度增加，南方较明显。高干旱面积、强度 1951～2008 气象干旱指数（CI）和干旱面积比率全国趋于增加，华北、东北南部增加明显，南方和西部减少。高寒潮、低温频次 1951～2008 全国大范围地区减少、减弱，北方地区尤其明显，进入 21 世纪以来有所增多，但长期下降趋势没有改变。很高高温事件频次 1951～2008 全国趋势不显著，但华北地区增多，长江中下游地区年代际波动特征较强，90 年代后趋多。高热带气旋、台风 1954～2008 登陆中国的台风数量减少，每年台风造成的降水量和影响范围也减少。高沙尘暴 1954～2008 北方地区发生频率明显减少，1998 年以后有微弱增多，但与 20 世纪 80 年代以前比较仍显著偏少。很高雷暴 1961～2008 东部地区现有研究区域发生频率明显减少。很高注：对评估结论可信度的描述采用IPCC第四次评估报告第二工作组的规定。很高：至少有 90%几率是正确的；高：约有80%几率是正确的；中等：约有50%几率是正确的；低：约有 20%几率是正确的；很低：正确的几率小于10%。在东南地区、长江中下游地区和西部大部分地区，暴雨或极端强降水事件有增多、强度有增大趋势；但在华北地区和东北中南部、西南部分地区暴雨或极端强降水事件减少、减弱，而干旱面积和强度则有增加趋势。从全国平均来看，中国 24 小时最大降水量没有出现明显趋势性变化，但 1956-1978 年表现为趋势下降，此后总体上表现出趋势性上升（图 1.8）。全国连续 3 日最大降水量变化趋势与 24 小时最大降水量变化大体一致。 80 历年值平均值 75 70 65 60 1956 1961 1966 1971 1976 1981 1986 1991 1996 2001 2006 年日最大降水量（毫米）图 1. 8 中国 1956-2008 年期间 24 小时最大降水量变化趋势 (单位：毫米) 中国北方的华北、东北西部等地区气象干旱事件频率和干旱面积百分率均有较明显的增加趋向；南方气象干旱事件频率和干旱面积百分率从总体上看趋势变化不明显；西部大部分地区气象干旱面积百分率呈现下降趋势。因此，近半个多世纪与降水相关的极端气候变化对人口密集的中国东部季风区整体来说，具有很大的负面影响。观测记录显示最近 50 年登陆中国的热带气旋和台风数量有所下降，其造成的降水总量也有明显减少趋势。进入 21 世纪以后登陆的几个强台风并没有改变长期趋势变化方向。另外，中国北方的沙尘暴事件发生频率从总体上看有明显减少趋势，在世纪之交的几年有所回升，但仍远低于 20 世纪 80 年代以前的水平。因此，根据目前的研究结果，中国主要极端气候事件发生频率有增有减，极端气温出现了比较协调一致的变化，异常偏冷事件明显减少减弱，而异常偏暖事件有所增多增强。中国极端降水特别是极端强降水事件频率变化具有明显的区域差异和季节差异，但极端强降水事件强度似乎有普遍增加趋势。极端强降水事件频率变化趋势与总降水量的变化趋势大体一致。登陆和影响中国东南地区的热带气旋频数趋于减少，北方地区的沙尘暴事件和东部的雷暴事件发生频率也明显趋于减少减弱。综合起来，在全球气候明显变暖的半个多世纪，中国主要类型极端气候变化非常复杂，但没有表现出总体增多增强的趋势变化现象。 (三) 气候变化原因关于中国地区多年代以上尺度气候变化的原因，研究成果不多，认识还有待深入。对于近百年特别是最近 50 年全国地面平均气温上升的原因，一般认为主要与人类活动向大气排放的温室气温有直接关系。对中国年平均气温变化的模拟研究，一般发现模拟结果与观测值具有较好的一致性，说明全球气候模式在考虑人类活动影响情况下，能够模拟出观测到的气候变化趋势，过去 100 年左右时间的气候变

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