蔡榕碩 陳幸榮

摘要?本文重點(diǎn)分析了氣候變化背景下海洋的變化及其對(duì)中國氣候的作用，評(píng)估了中國近海及相鄰大洋對(duì)氣候變化的響應(yīng)、未來變化及其對(duì)中國氣候的影響。結(jié)果表明：①1958—2018年，特別是1970年代末以來，全球和中國海洋明顯變暖，且中國海洋升溫高于同時(shí)段全球平均，主要?dú)w因于黑潮暖水入侵中國近海陸架的年代際增強(qiáng);在不同氣候情景下（溫室氣體從低到高排放的情景，RCP2.6， 4.5， 8.5）中國近海尤其是東中國海（渤海、黃海和東海）可能成為全球海洋升溫最高的海區(qū)之一。1970年代中期以來，中國東海和南海海表鹽度呈現(xiàn)下降趨勢(shì)。1970年代末以來，中國近海環(huán)流變化顯著，黑潮入侵東中國海陸架以及通過呂宋海峽入侵南海出現(xiàn)年代際增強(qiáng)，冬季黃海暖流以及南海上層環(huán)流年代際減弱。②20世紀(jì)以來，全球海平面上升速率約1.5±0.4 mm/a，主要貢獻(xiàn)來自海水熱膨脹和陸地冰川冰蓋融化;2006年以來，全球海平面上升明顯加速，上升速率達(dá)3.6 mm/a。1980年迄今，中國沿海海平面上升速率為3.4 mm/a，高于同時(shí)段全球平均;在不同氣候情景下海平面將持續(xù)上升，當(dāng)前沿海地區(qū)百年一遇極端水位的重現(xiàn)期將顯著縮短。③1970年代之后，熱帶海洋的海溫分布如厄爾尼諾信號(hào)出現(xiàn)年代際變化，厄爾尼諾顯著增強(qiáng)，持續(xù)時(shí)間更持久;并且，1990年之后，中部型厄爾尼諾趨于頻發(fā)，發(fā)展年夏季長(zhǎng)江流域降水偏少、氣溫偏高，華南降水偏多，次年春季華南降水偏少，而東部型厄爾尼諾的影響則大致相反;未來厄爾尼諾對(duì)中國氣候的影響預(yù)估有較大不確定性。印度洋海盆增暖明顯加強(qiáng)，與此相關(guān)的是中國東部高溫天氣頻發(fā)。1977年以來，全球超強(qiáng)臺(tái)（颶）風(fēng)和海洋熱浪等極端事件趨頻、趨強(qiáng)。④中國近?？傮w可能是大氣CO2的匯，每年從大氣中吸收約10.8 TgC的CO2。長(zhǎng)江口和珠江口及附近海域有長(zhǎng)期酸化和溶解氧降低的現(xiàn)象，但近海碳源匯格局及酸化的長(zhǎng)期變化仍不夠清楚。此外，未來中國近海鹽度、環(huán)流、強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和海洋熱浪的變化，以及海洋的碳源匯、酸化和溶解氧的觀測(cè)和研究亟須加強(qiáng)。

關(guān)鍵詞?氣候變化;海洋;極端事件;中國;碳源匯

中圖分類號(hào)?P467

文獻(xiàn)標(biāo)識(shí)碼?A?文章編號(hào)?1002-2104（2020）09-0009-12?DOI：10.12062/cpre.20200646

政府間氣候變化專門委員會(huì)（IPCC）第五次評(píng)估報(bào)告（AR5）表明，海洋覆蓋了大約地球表面的71%，吸收了約93%因溫室效應(yīng)產(chǎn)生的額外能量，在地球氣候系統(tǒng)的自然變化中發(fā)揮著重要作用[1]。相對(duì)于大氣而言，海洋有緩變的特性，成為全球氣候變化的主要“記憶體”，調(diào)節(jié)著全球的氣候狀況，海洋對(duì)中國氣候變化有重要影響。近年來，隨著海洋和大氣觀測(cè)資料的增加，研究方法的日新月異，我們對(duì)海洋在氣候變化中的重要作用不斷取得新的認(rèn)識(shí)。2017年，中國政府啟動(dòng)了《第四次氣候變化國家評(píng)估報(bào)告》（簡(jiǎn)稱評(píng)估報(bào)告）的編制，開展了全球和中國海洋變化及其氣候效應(yīng)的評(píng)估，并取得了若干新進(jìn)展及新認(rèn)識(shí)。本文主要從海洋的溫度、鹽度、環(huán)流、海平面變化和海氣相互作用的氣候效應(yīng)等物理海洋過程，以及海洋的碳源匯、酸化和溶解氧變化等生物地球化學(xué)循環(huán)過程，分析并評(píng)估全球和中國海洋變化及其氣候效應(yīng)，以期為中國應(yīng)對(duì)氣候變化和參與氣候變化國際談判提供必要的科學(xué)支撐。

1?海洋物理性質(zhì)的變化

1.1?海溫、鹽度和環(huán)流的變化

IPCC評(píng)估表明，自20世紀(jì)中葉以來，全球海洋上層2 000 m的熱含量呈現(xiàn)出較為穩(wěn)定的上升趨勢(shì)，且歸因于人類排放溫室氣體[2-3]。觀測(cè)顯示，氣候變暖背景下20世紀(jì)中葉以來全球陸地和海洋的表面升溫明顯[4-6]。1958—2018年，中國近海區(qū)域（本文指渤海、黃海、東海和南海， 圖1a中黑色方框所示海域，0～40°N， 100～140°E）平均海表面溫度（SST）的線性增量為0.98±0.19 ℃（速率0.016±0.003 1 ℃/a）高于全球海洋平均增溫（0.54±0.04 ℃）（見圖1b）;其中，東中國海（渤海、黃海和東海的簡(jiǎn)稱）的升溫尤其顯著，達(dá)1.41±0.16 ℃（速率0.023±0.003 ℃/a），遠(yuǎn)高于相鄰的陸地或海區(qū)的升溫（高信度①）[4-9]，這顯著區(qū)別于地球表面的一般升溫變暖規(guī)律，即大陸變暖高于海洋，中高緯地區(qū)高于低緯地區(qū)，東中國海的升溫速率約為中國大陸升溫速率（約 0.015 ℃/a）的1.5倍[10]。分析表明，東中國海升溫主要?dú)w因于黑潮入侵陸架海域和副熱帶高壓的年代際增強(qiáng)，這又與東亞季風(fēng)年代際的減弱密切相關(guān)[5]。在不同氣候情景下（從溫室氣體低排放到高排放情景，RCP2.6，4.5，8.5， RCPs），全球和中國海洋還將顯著升溫，東中國海可能成為全球海洋升溫幅度最大的海區(qū)之一（證據(jù)量中等，一致性高）[11-15]。IPCC AR5指出，自1950年代以來，海洋表層鹽度（SSS）的變化表現(xiàn)為蒸發(fā)強(qiáng)于降水的副熱帶海域海水變得更咸，而降水強(qiáng)于蒸發(fā)的熱帶和極區(qū)海水變得更淡，高鹽度和低鹽度區(qū)域的表層海水鹽度差異增加是幾乎確定的[1]。1970年代中期到2010年代前期，中國東海、南海SSS表現(xiàn)出下降的趨勢(shì)（證據(jù)量中等，一致性中等）[16-17]，但2015年以來，南海SSS波動(dòng)較大[18]。在不同氣候情景下（RCPs），未來東中國海SSS 總體變化不大，南海則有較明顯下降，且RCP8.5情景下SSS的變化比RCP4.5情景下顯著（證據(jù)量有限，一致性中等）[14-15]。

研究表明，氣候變暖背景下全球海洋環(huán)流發(fā)生了明顯的變化。相對(duì)于1850—1900年，大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流（AMOC）變?nèi)?，且很可能繼續(xù)減弱[3]，而大洋西邊界流區(qū)有增強(qiáng)趨勢(shì)[19]。20世紀(jì)90年代以來，全球大洋環(huán)流系統(tǒng)的流速似乎正在加快，并以熱帶海洋最為突出，這種加速現(xiàn)象超出了自然的變率，主要?dú)w因于全球變暖（證據(jù)量中等，一致性高）[20]。中國近海上層環(huán)流受季風(fēng)影響較大（高信度）。近幾十年來，中國近海區(qū)域上空的東亞季風(fēng)出現(xiàn)年代際的減弱，這導(dǎo)致黃海暖流減弱，主軸位置西移，且引起黑潮暖水入侵東中國海陸架以及通過呂宋海峽入侵南海出現(xiàn)年代際的增強(qiáng)（高信度）[5，8，21-26]。但是，對(duì)中國近海環(huán)流預(yù)估的認(rèn)知仍有限，主要是由于該海域海洋環(huán)流的形成與變化機(jī)理復(fù)雜，長(zhǎng)時(shí)間序列和覆蓋廣泛的觀測(cè)數(shù)據(jù)不足，以及數(shù)值模擬的不確定性等原因。

1.2?海平面和極值水位的變化

觀測(cè)表明，1902—2010年全球海平面上升速率為1.5±0.4 mm/a[3， 27-28]，1901—1990年、1993—2018年期間上升速率分別為1.38±0.57 mm/a和3.15±0.3 mm/a[3， 29];期間，2006—2015年海平面明顯加速上升，達(dá)3.58（3.10～4.06） mm/a[27-28]。20世紀(jì)，海平面上升的主要貢獻(xiàn)來自海水熱膨脹和陸地冰川冰蓋融化;2006年以來，陸地冰川和冰蓋融化對(duì)海平面上升的貢獻(xiàn)已超過海洋熱膨脹的影響，主要?dú)w因于人為強(qiáng)迫引起的氣候變化（高信度）[27-28]（圖2）。1980—2019年，中國沿海海平面上升速率為3.4 mm/a，高于同時(shí)段全球平均水平;并且，2010—2019年中國沿海平均海平面處于近40年來高位（圖3）[30]。預(yù)估顯示，21世紀(jì)，全球和中國海平面將繼續(xù)上升，并有顯著的區(qū)域性特征（證據(jù)量中等，一致性中等）[27-28， 31-33];到21世紀(jì)末，東海海平面上升幅度將高于南海（證據(jù)量充分，一致性中等）[31-33]。在不同氣候情景下（RCPs），未來海平面的變化將進(jìn)一步引起沿海地區(qū)臺(tái)（颶）風(fēng)-風(fēng)暴潮、潮汐特征和極值水位的明顯變化[27-28]。其中，在RCP2.6，8.5情景下，到21世紀(jì)末，全球海平面相對(duì)于1986—2005年平均將分別上升約0.43 m（0.29～0.59 m）和0.84 m（0.61～1.10 m）（中等信度），這將進(jìn)一步抬升沿海發(fā)生極值水位的基礎(chǔ)高度。在RCP8.5情景下，當(dāng)前沿海地區(qū)較少發(fā)生的百年一遇極值水位事件將變?yōu)橐荒暌挥龌蚋l繁（高信度），以長(zhǎng)江口呂泗和福建廈門海域驗(yàn)潮站為例，當(dāng)前百年一遇的極值水位為4.5和7.5 m，到21世紀(jì)末，將變?yōu)閹啄暌挥龊偷陀谝荒暌挥觯≧CP8.5）[27-28， 34]。

2?太平洋-印度洋海氣相互作用及其氣候效應(yīng)

20世紀(jì)50年代末以來，氣候變暖改變了海洋的能量，全球海洋溫度和海平面上升明顯、海氣相互作用加強(qiáng)[1]。20世紀(jì)70年代以來，熱帶中太平洋海溫分布型態(tài)如厄爾尼諾年際信號(hào)發(fā)生年代際變化，中部型厄爾尼諾增多，中部型和傳統(tǒng)型（東部型）厄爾尼諾型的海溫異常對(duì)中國氣候產(chǎn)生了不同的影響[35-37]。海洋的升溫變暖還引起臺(tái)（颶）風(fēng)和海洋熱浪的發(fā)生頻次、強(qiáng)度和影響范圍產(chǎn)生很大的變化[1， 3， 27-28， 34]。

2.1?熱帶太平洋的厄爾尼諾-南方濤動(dòng)（El Nio-Southern Oscillation，ENSO）

ENSO既是熱帶太平洋海域，也是全球熱帶海洋最強(qiáng)的年際變化信號(hào)，對(duì)全球及中國氣候都有重要的影響。但是，在全球變暖背景下ENSO信號(hào)出現(xiàn)了顯著的年代際變化。一是ENSO振幅增大。1970年以來由于厄爾尼諾事件中赤道太平洋對(duì)流的東移加強(qiáng)，海洋層結(jié)強(qiáng)化，ENSO振幅有所增大（中等信度）[38]，持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)，中國東部地區(qū)的降水與ENSO之間的聯(lián)系較之前變得更為緊密。不過，隨著全球變暖的加劇，熱帶印度洋海溫的顯著上升使得熱帶印度洋-太平洋間的海溫緯向梯度發(fā)生改變，大氣環(huán)流的調(diào)整將可能抑制ENSO的振幅[39]，因此，未來ENSO振幅的變化及對(duì)我國氣候的影響仍存在較大的不確定性。二是厄爾尼諾類型發(fā)生年代際變化。1990年以來，中部型厄爾尼諾事件的發(fā)生頻率明顯超過東部型厄爾尼諾事件（高信度），并對(duì)中國氣候產(chǎn)生不同于傳統(tǒng)東部型厄爾尼諾的影響（高信度）。例如，在中部型厄爾尼諾發(fā)展年，夏季的長(zhǎng)江流域降水偏少、氣溫偏高，華南降水偏多[40-41]，秋季和冬季的中國大部分地區(qū)溫度偏低[42-43]，西南冬季降水偏多[44]，次年春季華南降水偏少[45];在東部型厄爾尼諾期間，上述情形不顯著或大致相反（證據(jù)量充分，一致性中等），這也使得我國降水和氣溫隨之發(fā)生了顯著變化。當(dāng)前氣候模式對(duì)熱帶氣候態(tài)和ENSO特征的模擬普遍存在偏差，對(duì)未來ENSO影響中國氣候變化的預(yù)估存在不確定性[46-47]。

2.2?熱帶印度洋的海盆模態(tài)（IOB）和偶極子模態(tài)（IOD）

氣候變暖改變了海洋增暖的空間分布以及海氣耦合模態(tài)的響應(yīng)，也使得印度洋海溫發(fā)生異常并對(duì)中國氣候的影響出現(xiàn)了顯著的變化。印度洋SST海盆模態(tài)（IOB）和偶極子模態(tài)（IOD）分別是SST年際變率的主導(dǎo)模態(tài)和第二模態(tài)。當(dāng)前者為暖位相時(shí)，我國夏季華南氣溫偏高、東北氣溫偏低、長(zhǎng)江流域降水偏多[48]，且晚夏江南區(qū)域容易出現(xiàn)極端高溫災(zāi)害[49];后者為正位相時(shí)，對(duì)我國秋季氣候有顯著影響。

IOB的變化與ENSO密切相關(guān)。1958—2001年，熱帶西南印度洋溫躍層呈現(xiàn)變淺的趨勢(shì)，厄爾尼諾激發(fā)的海洋波動(dòng)更易引起該海域表層海水變暖，而低層大氣環(huán)流響應(yīng)有利于夏季北印度洋表層海水增暖，IOB的年際變率隨著ENSO年際變率的增加而增加[50-52];同時(shí)，隨著1970年代中期之后ENSO振幅的顯著增強(qiáng)，其持續(xù)時(shí)間也更持久，IOB的持續(xù)時(shí)間也隨之變長(zhǎng)，與中國氣候異常的聯(lián)系在1976/77之后變得更為緊密（證據(jù)充分，一致性高）[36，53]。

極端IOD事件和夏季型IOD的出現(xiàn)可能使得IOD對(duì)中國東部氣候的影響更為顯著（證據(jù)量中等，一致性中等）。在全球氣候變暖背景下，1950—2009年，印度洋上空Walker環(huán)流存在減弱的長(zhǎng)期變化趨勢(shì)，出現(xiàn)更多的夏季型IOD[51]。IOD的強(qiáng)度和發(fā)生頻率在20世紀(jì)存在上升趨勢(shì)[54]和年代際變化特征[55]，甚至在2019年出現(xiàn)了四十年來最強(qiáng)的一次IOD，超過了1994年和1997年的極端偶極子事件[56]。

2.3?印度洋-中國近海-太平洋海氣相互作用及氣候效應(yīng)

在北半球夏季，發(fā)展中的厄爾尼諾可以觸發(fā)IOD正事件，但I(xiàn)OD也可以獨(dú)立于ENSO存在，并反過來影響ENSO[57]。強(qiáng)的IOD正事件可引起西太平洋出現(xiàn)異常的西風(fēng)，從而促進(jìn)厄爾尼諾的發(fā)展[58-59]。厄爾尼諾激發(fā)的遙相關(guān)過程會(huì)誘發(fā)印度洋洋盆尺度的持續(xù)升溫，這在厄爾尼諾衰減年會(huì)對(duì)赤道和西北太平洋產(chǎn)生較強(qiáng)的反饋?zhàn)饔肹36，48，51，53]（圖4）。由于西太平洋和印度洋之間存在跨洋盆的海氣相互作用，因此，印度洋電容器效應(yīng)被延伸為印度洋-太平洋海洋電容器效應(yīng)（IPOC）[53]。

預(yù)估顯示，在RCP2.6和RCP8.5情景下，21世紀(jì)極端厄爾尼諾的頻率是20世紀(jì)的20倍（中等信度），且中部型和東部型的比例將進(jìn)一步增加[60-61]。同時(shí)，極端IOD事件的頻率也會(huì)進(jìn)一步增加（低信度）[60-62]。

2.4?西北太平洋強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和海洋熱浪的變化及影響

氣候變暖背景下，近四十年來全球強(qiáng)熱帶氣旋（強(qiáng)颶風(fēng)和臺(tái)風(fēng)）強(qiáng)度增加，且趨于頻繁，對(duì)全球許多地區(qū)造成重大災(zāi)害[63]。西北太平洋地區(qū)強(qiáng)臺(tái)風(fēng)的發(fā)生頻率、登陸頻次和位置的變化及伴隨的臺(tái)風(fēng)-風(fēng)暴潮、強(qiáng)降水和破壞性強(qiáng)風(fēng)等致災(zāi)因子對(duì)沿海經(jīng)濟(jì)社會(huì)有嚴(yán)重的影響，而海洋熱浪的頻數(shù)、范圍和強(qiáng)度變化對(duì)海洋生態(tài)系統(tǒng)、漁業(yè)和水產(chǎn)養(yǎng)殖等有重大影響。

1970年以來，西北太平洋140°E以西形成的強(qiáng)熱帶氣旋的比例增加了16%～20%，頻率幾乎翻倍，最近二十年（1998—2015年）東亞沿海地區(qū)強(qiáng)熱帶氣旋的產(chǎn)生數(shù)量明顯增加[64]。1961年以來，西北太平洋熱帶氣旋生命期的最大強(qiáng)度年平均呈現(xiàn)增加趨勢(shì)，1980年以后尤其顯著（中等信度）;同時(shí)，強(qiáng)熱帶氣旋的緯度極向擴(kuò)展，西北太平洋熱帶氣旋達(dá)到最大強(qiáng)度的位置向北移動(dòng)[64-65]，導(dǎo)致強(qiáng)臺(tái)風(fēng)登陸日本、朝鮮半島和中國東部地區(qū)和登陸熱帶氣旋平均強(qiáng)度增加[66]，特別是1977年以來，登陸東亞和東南亞的臺(tái)風(fēng)強(qiáng)度增加了12%～15%，其中4～5級(jí)臺(tái)風(fēng)個(gè)數(shù)翻了一倍（中等信度）[67]（圖5）。海洋增暖對(duì)熱帶氣旋活動(dòng)的變化一直受到關(guān)注，未來強(qiáng)熱帶氣旋的強(qiáng)度可能會(huì)增加，但其個(gè)數(shù)可能不變或更少（證據(jù)量中等，一致性低）[27]。總的來說，西太平洋熱帶氣旋頻次、強(qiáng)度、路徑和登陸臺(tái)風(fēng)頻數(shù)發(fā)生了變化，但關(guān)于內(nèi)部變率和氣候變暖對(duì)熱帶氣旋長(zhǎng)期變化趨勢(shì)的貢獻(xiàn)還無定論，對(duì)登陸中國強(qiáng)臺(tái)風(fēng)的地點(diǎn)、強(qiáng)度及頻率變化及其對(duì)中國氣候的影響研究仍不足。

海洋熱浪（MHW）指海洋表面長(zhǎng)時(shí)間的異常高溫現(xiàn)象，空間范圍可達(dá)數(shù)百km[68]，向下深處可延伸數(shù)百m[69]，可持續(xù)幾天到幾個(gè)月[70]，能對(duì)自然生態(tài)系統(tǒng)造成毀滅性和持續(xù)性影響[70-71]。自1982年以來，全球MHW的頻率很可能翻了1倍，且持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng)，強(qiáng)度和范圍也在增加[60， 72]。最近幾十年來，大部分地區(qū)上層海洋的增暖很可能與人類活動(dòng)排放溫室氣體有關(guān)，這表明MHW頻次的增加可歸因于人類活動(dòng)的影響（證據(jù)量中等，一致性高）。1982—2010年，全球38%的沿岸地區(qū)極端高溫?zé)崂俗兊酶鼮槠毡閇73];2016年8月中國近海出現(xiàn)破紀(jì)錄的極端高海溫，東中國海海域SST的28.5 ℃和30 ℃等值線伸到36° N 和 32° N，為1980年以來的最北緯度[74];并且，2017年和2018年繼續(xù)出現(xiàn)海洋熱浪[75]。

在未來全球變暖背景下，MHW的頻率和強(qiáng)度很可能會(huì)增加[3， 60， 72， 76]。模擬表明，21世紀(jì)末，全球升溫3.5 ℃的情景下，全球MHW出現(xiàn)的平均概率將達(dá)到工業(yè)化前水平的41倍（不同模式范圍：36～45倍），熱浪的空間范圍將增加21倍，持續(xù)時(shí)間將達(dá)112 d，最大強(qiáng)度將增至2.5 ℃（高信度）[72]。全球氣候持續(xù)變暖影響使得MHW的頻次、范圍、強(qiáng)度和持續(xù)時(shí)間增加（證據(jù)量充分，一致性高），未來海洋熱浪增加的可能性也較肯定，但增幅數(shù)值大小需要進(jìn)一步研究。對(duì)中國近海地區(qū)海洋熱MHW變化及其影響的研究較少，需要加強(qiáng)。

3?海洋碳循環(huán)、酸化和溶解氧的變化

工業(yè)革命以來，人類向大氣中累積排放了約665 PgC的CO2等溫室氣體。一方面，海洋吸收了其中約四分之一（165 PgC）的CO2，海水酸性增加了26%[77-78]，破壞了海水碳酸鹽體系的動(dòng)態(tài)平衡，改變了地球生物化學(xué)循環(huán)。另一方面，海洋吸收了約93%因溫室效應(yīng)產(chǎn)生的額外能量，海水升溫變暖，層化加劇，阻礙了表層和深層之間的水交換，水溫的升高降低了海水的氧溶解度，并影響海洋生物生產(chǎn)力[1-3]。海洋的化學(xué)性質(zhì)特別是碳循環(huán)、酸化和溶解氧含量的變化尤其突出[1，3]。因此，本文對(duì)此加以評(píng)估，并分析了中國近海碳源匯格局的變化。

3.1?海洋碳循環(huán)與源匯格局的變化

大氣CO2溶于海水后，經(jīng)過碳酸鹽化學(xué)過程，形成溶解無機(jī)碳，海洋浮游植物通過光合作用吸收海水中溶解無機(jī)碳，形成有機(jī)碳。目前，全球海洋中的碳儲(chǔ)量約是大氣碳儲(chǔ)量的45倍。最近20年來，海洋很可能吸收了人為排放CO2總量的20%～30%，導(dǎo)致海洋pH值明顯下降，海水持續(xù)酸化[1]。觀測(cè)表明，約占全球近海面積12%的中國近海不同季節(jié)和區(qū)域碳源匯的性質(zhì)差異很大。其中，夏、秋季的渤海為大氣CO2源，冬、春季為大氣CO2匯（低信度）[79-80]，渤海全年是大氣CO2源（證據(jù)量有限，一致性中等）[79-80]。冬、春季的黃海是大氣CO2匯，夏、秋季是大氣CO2源 [79]，黃海全年可能是大氣CO2的弱匯或者海氣CO2交換基本平衡（證據(jù)量有限，一致性中等）[79-80]。東海不同區(qū)域的碳源匯有較明顯的季節(jié)和年代際變化，但觀測(cè)值難以覆蓋全海域，全年總體是碳匯（證據(jù)量中等，一致性高）[81-83]。冬季的南海是大氣CO2匯，春、夏、秋季為大氣CO2源 [84]，全年是碳源（證據(jù)量有限，一致性中等）[84-87]?？傮w而言，全球近海總體是大氣CO2匯，每年吸收約0.2 PgC[88-89]，中國近?？赡苁谴髿釩O2匯（證據(jù)量中等，一致性中等），每年從大氣吸收約10.8 TgC的CO2[84，87]（見表1）。然而，因上述觀測(cè)資料涵蓋的時(shí)間和空間有限，對(duì)于中國近海碳源匯格局和強(qiáng)度的估計(jì)有較大的不確定性。

預(yù)估顯示，在RCP 8.5 和RCP 4.5情景下，2012—2100年，全球海洋對(duì)大氣CO2的累積吸收分別為400（320～635）與250（180～400） PgC[91]。由于近海的碳源匯格局受到陸地、大氣、大洋以及人類活動(dòng)等多方面的影響，迄今仍難以可靠預(yù)估中國近海碳源匯格局的未來演變。

3.2?海洋酸化IPCC評(píng)估表明，1980年代末以來，全球海洋表層pH值每10年下降0.017～0.027 pH單位;并且，海洋酸化很可能從20世紀(jì)中葉就已出現(xiàn)，并影響了大約95%的大洋[92-93]。觀測(cè)表明，中國渤海不同海域呈現(xiàn)不同程度酸化的現(xiàn)象（證據(jù)量有限，一致性中等）[94-98]。北黃海不同季節(jié)的海水文石飽和度（Ωarag）偏低[99]，而黃海冷水團(tuán)區(qū)域可能是中國近海最先遭受海洋酸化影響的海區(qū)之一[100]。東海沿岸表層海水存在一定程度的酸化趨勢(shì)，在長(zhǎng)江口和杭州灣海域酸化較明顯;東海酸化受到多種因素的影響，有待進(jìn)一步的歸因分析[101-103]。南海對(duì)大氣中CO2濃度的吸收效率比較低[104-105]，南海北部未呈現(xiàn)明顯的酸化現(xiàn)象[106]，但近岸海域酸化速度較明顯[107-109]?？傮w而言，2000年之前的十年尺度記錄未發(fā)現(xiàn)顯著的酸化，但百年尺度上有酸化的現(xiàn)象（證據(jù)量中等，一致性中等）[110];中國海洋酸化的研究還缺乏長(zhǎng)期、連續(xù)和覆蓋面較廣的觀測(cè)，已有的觀測(cè)仍存在許多的未知量和較大的不確定性。

預(yù)估還顯示，在RCP2.6和RCP8.5情景下，相對(duì)于2006—2015年而言，到2081—2100年，全球海洋表層pH值將分別下降0.036～0.042和0.287～0.291，高緯度海域更顯著[92-93]。在RCP2.6，4.5和RCP8.5情景下，到21世紀(jì)末，中國近海表層pH值將分別下降0.05、0.14和0.32[14-15]，中國近海酸化將高于全球平均（證據(jù)量中等，一致性高）。迄今為止，中國尚未建立系統(tǒng)的海洋酸化觀測(cè)體系、標(biāo)準(zhǔn)體系及評(píng)估體系，缺少長(zhǎng)時(shí)間序列觀測(cè)數(shù)據(jù)，在海洋酸化的評(píng)估和預(yù)估方面仍存在較大的不確定性。

3.3?海洋溶解氧的變化

溶解氧（DO）指通過大氣交換或經(jīng)過生物、化學(xué)反應(yīng)后溶解于水體中的分子態(tài)氧。DO含量下降會(huì)引起海洋生產(chǎn)力、生物多樣性和生態(tài)系統(tǒng)發(fā)生重大變化。海洋變暖降低了海水中氧氣的溶解度，沿岸水域富營養(yǎng)化增加生物的耗氧速率是導(dǎo)致海水缺氧的重要原因[111-112]。

自20世紀(jì)中葉以來，全球海洋溶解氧含量下降了2%以上，缺氧海水體積擴(kuò)大了4倍[113]。目前已有400多個(gè)海域的DO含量低于2 mg L-1或63 μmol kg-1的水體，被稱為“死亡區(qū)”，影響面積超過24.5萬 km2[114]。人類活動(dòng)造成的環(huán)境污染是導(dǎo)致缺氧區(qū)形成的一個(gè)重要原因。1970—2010年，海洋0～1 000 m的DO損失了0.5%～3.3%。海洋低氧區(qū)（OMZs）的面積擴(kuò)大了3%～8%，且熱帶海域最明顯[92-93]。

觀測(cè)表明，渤海不同時(shí)期不同海域出現(xiàn)DO下降或大范圍底部OMZs，DO甚至低至2.30 mg L-1，并與酸化耦合[115-116]。自2008年以來，黃海DO出現(xiàn)下降趨勢(shì)[117]。過去的50年里，長(zhǎng)江口與鄰近海域低氧區(qū)面積從1 900 km2大到13 700～20 000 km2，增長(zhǎng)了近10倍[118]。夏季長(zhǎng)江口是缺氧頻發(fā)區(qū)[119-124]。此外，1981—2000年，珠江口DO含量明顯下降[125-126]?？傮w而言，長(zhǎng)江口和珠江口海域DO有顯著的降低趨勢(shì)，缺氧區(qū)面積呈逐年擴(kuò)大，渤海近年來也發(fā)生了底層缺氧的現(xiàn)象，且與酸化現(xiàn)象耦合。中國河口和近海DO的降低與富營養(yǎng)化、赤潮、養(yǎng)殖業(yè)產(chǎn)生的生源顆粒在底層水體礦化分解以及水體層化等人類活動(dòng)相關(guān)。

預(yù)估表明，在RCP2.6和RCP8.5情景下，相對(duì)于2006—2015年而言，到2081—2100年，全球表層海水DO分別下降3.2%～3.7%和1.6%～2.0%[92-93]。在RCP2.6，4.5和RCP8.5情景下，到21世紀(jì)末，中國近海表層DO值下降將分別超過3.43、5.70和9.85 μmol L-1，下降幅度高于全球平均;并且，東中國海下降幅度還要高于南海，RCP8.5情景下降低的幅度比 RCP4.5情景更顯著（證據(jù)量中等，一致性高）[14-15]。

4?結(jié)論與討論

4.1?結(jié)論

本文綜合評(píng)估了氣候變化背景下全球和中國海洋的變化、太平洋-中國近海-印度洋對(duì)氣候變化的響應(yīng)、未來的變化及其對(duì)中國氣候的影響。主要結(jié)論如下：

（1）1958—2018年，全球和中國海洋的溫度、鹽度分布型態(tài)變化顯著，海洋升溫變暖明顯，且中國海洋升溫高于全球平均（高信度）;在不同的溫室氣體排放情景（RCP2.6， 4.5， 8.5）下中國近海尤其是東中國海（渤海、黃海和東海）可能成為全球海洋升溫幅度最高的海區(qū)之一（證據(jù)量中等，一致性高）。最近幾十年來，全球海洋特別是熱帶海域環(huán)流明顯加速;1970年代末以來，黑潮入侵中國海陸架增強(qiáng)，是東中國海升溫的主要原因（高信度）。20世紀(jì)以來，全球海平面持續(xù)上升，1990年以來海平面上升明顯加速，而2006年以來的上升加速更為顯著，主要?dú)w因于人為引起的氣候變暖（高信度）。未來全球和中國海平面很可能持續(xù)上升，并將引起當(dāng)前沿海許多地區(qū)百年一遇極值水位的重現(xiàn)期明顯縮短（高信度）。

（2）1970年代之后，熱帶太平洋海溫年際異常如厄爾尼諾信號(hào)出現(xiàn)年代際變化，強(qiáng)度顯著增強(qiáng)、持續(xù)時(shí)間更長(zhǎng);并且，1990年之后，中部型厄爾尼諾趨于頻發(fā)。厄爾尼諾信號(hào)的年代際變化對(duì)中國氣候的影響發(fā)生明顯變化（高信度）;未來厄爾尼諾對(duì)中國氣候的影響預(yù)估存在較大不確定性。其次，印度洋海盆增暖加強(qiáng)，與此相關(guān)的是中國東部高溫天氣頻發(fā)（中等信度）。1977年以來，中國東部及鄰近海域出現(xiàn)的超強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和海洋熱浪等極端事件趨頻、趨強(qiáng)（中等信度）。全球氣候持續(xù)變暖影響使得海洋熱浪的頻次、范圍、強(qiáng)度和持續(xù)時(shí)間增加（高信度），未來海洋熱浪增加的可能性也較肯定，但增幅數(shù)值大小需要進(jìn)一步研究。對(duì)中國近海地區(qū)海洋熱浪變化及其影響的研究較少。

（3）中國渤海、黃海、東海和南海分別為CO2的源、弱匯、匯和源;總體而言，中國近?？赡苁荂O2的匯（中等信度），每年從大氣吸收CO2約10.8 TgC。中國近海局部海域出現(xiàn)酸化和溶解氧降低現(xiàn)象（中等信度），特別是長(zhǎng)江口和珠江口溶解氧含量有長(zhǎng)期降低的趨勢(shì)，但由于觀測(cè)數(shù)據(jù)有限，有關(guān)中國海域碳源匯格局及酸化的長(zhǎng)期變化仍不清楚。

4.2?討論

自中國政府于2015年9月發(fā)布《第三次氣候變化國家評(píng)估報(bào)告》以來，國內(nèi)外發(fā)表了大量與氣候變化和海洋相關(guān)的研究論文和評(píng)估報(bào)告，特別是2018年和2019年IPCC相繼發(fā)布了《全球升溫1.5 ℃特別報(bào)告》《氣候變化中的海洋和冰凍圈特別報(bào)告》。為此，本文主要基于2015—2020年發(fā)表的最新學(xué)術(shù)論文和國內(nèi)外權(quán)威評(píng)估報(bào)告，重點(diǎn)關(guān)注全球和中國海洋的變化及其中國氣候效應(yīng)。與上次國家評(píng)估報(bào)告不同的是，本文首次采用了IPCC第五次評(píng)估報(bào)告的不確定性處理方法[127]，評(píng)估闡釋了全球和中國海洋升溫及其歸因、海洋環(huán)流和海平面及極值水位的變化，以及熱帶太平洋—中國近海—印度洋年際海溫異常的年代際變化及其氣候效應(yīng)，涵蓋了極端厄爾尼諾和IOD事件及未來預(yù)估，并評(píng)估了強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和海洋熱浪的變化，預(yù)估了未來中國海洋的溫度、鹽度、pH值和溶解氧的變化。另外，評(píng)估還得到了中國近海為大氣CO2源及匯格局的初步結(jié)果，但由于觀測(cè)資料的時(shí)間和覆蓋范圍有限，因此，中國近海每年CO2的源匯評(píng)估結(jié)果的信度水平仍較低。

此外，本文評(píng)估揭示，有關(guān)中國近海鹽度、環(huán)流、強(qiáng)臺(tái)風(fēng)和海洋熱浪的變化，尤其是海洋的碳源匯、酸化和溶解氧的觀測(cè)、預(yù)估和相關(guān)研究亟須加強(qiáng)。

致謝：本文參考了《第四次氣候變化國家評(píng)估報(bào)告》第一卷第七章：“海洋與中國氣候變化”初稿的部分內(nèi)容，并借此機(jī)會(huì)感謝參與本章撰寫或討論的各位作者：曹龍、陳澤生、成里京、杜凌、杜巖、劉克修、譚紅建、吳仁廣、張銳、張守文、張曉爽、王東曉（按姓氏拼音為序）。

（編輯：劉呈慶）

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