第1講 溫室氣體排放與全球氣候變化.ppt.Convertor.doc

第1講 溫室氣體排放和大氣溫室氣體濃度的變化何謂溫室效應(yīng)大氣溫室效應(yīng)是指大氣物質(zhì)對近地氣層的增溫作用。隨著大氣中CO2等增溫物質(zhì)的增多，使得能夠更多地阻擋地面和近地氣層向宇宙空間的長波輻射能量支出，從而使地球氣候變暖。其可能的積極作用是使部分干旱區(qū)雨量增多，高緯度農(nóng)業(yè)區(qū)熱量狀況改差，但更主要的是負面影晌，就是便熱帶和溫帶的旱、澇災(zāi)害發(fā)生頻繁，以及冰山熔化，海平面上升，沿海三角洲被淹沒。 溫室的特點：溫度較室外高，不散熱。 生活中我們可以見到的玻璃育花房和蔬菜大棚就是典型的溫室。使用玻璃或透明塑料薄膜來做溫室，是讓太陽光能夠直接照射進溫室，加熱室內(nèi)空氣，而玻璃或透明塑料薄膜又可以不讓室內(nèi)的熱空氣向外散發(fā)，使室內(nèi)的溫度保持高于外界的狀態(tài)，以提供有利于植物快速生長的條件。 溫室氣體種類和作用種類增溫效應(yīng)(%)生命期(年)二氧化碳（CO2）6350200甲烷（CH4）151217氧化亞氮（N2O）4120氫氟碳化物（HFCS）全氟化碳（PFCS）1113.350000六氟化硫（SF6）及其它7？溫室效應(yīng)逐漸增強:全球變暖的證據(jù):氣象觀測證據(jù),冰芯記錄,樹木年輪學(xué)證據(jù),遙感證據(jù)溫室效應(yīng)的影響 若是溫室效應(yīng)氣體濃度不斷增加，則將使地表溫度增加，進而導(dǎo)致氣候的變化，其影響包括： 北半球冬季將縮短，并更冷更濕，而夏季則變長且更干更熱，亞熱帶地區(qū)則將更干，而熱帶地區(qū)則更濕。 由于氣溫增高水汽蒸發(fā)加速。全球雨量每年將減少，各地區(qū)降水型態(tài)將會改變。 改變植物、農(nóng)作物之分布及生長力，并加快生長速度，造成土壤貧瘠，作物生長終將受限制，且間接破壞生態(tài)環(huán)境，改變生態(tài)平衡。 海洋變暖、海平面將于2100年上升 1595公分，導(dǎo)致低洼地區(qū)海水倒灌，全世界三分之一居住于海岸邊緣的人口將遭受威脅。 改變地區(qū)資源分布，導(dǎo)致糧食、水源、漁獲量等供應(yīng)不平衡，引發(fā)國際間之經(jīng)濟、社會問題。排放溫室氣體的人類活動（一）化石能源燃燒活動（二氧化碳等）化石能源開采過程中的排放和泄漏（二氧化碳和甲烷）部分工業(yè)生產(chǎn) 過程(如水泥生產(chǎn))（二氧化碳）加溫室氣體的種類，CO2，CH4，含量和生命期，作用排放溫室氣體的人類活動（二） 農(nóng)業(yè)(如水稻)（甲烷） 畜牧業(yè)(如牛等反芻動物消化)（甲烷） 廢棄物處理（甲烷和二氧化碳） 土地利用變化減少對二氧化碳的吸收（如森 林砍伐）甲烷排放情景是指為了制作未來全球和區(qū)域氣候變化的預(yù)測，根據(jù)一系列驅(qū)動因子（包括人口增長、經(jīng)濟發(fā)展、技術(shù)進步、環(huán)境條件、全球化、公平原則等）的假設(shè)得出的未來溫室氣體和硫化物氣溶膠排放的情況。早期的模式預(yù)測并沒有特定的排放情景，主要進行的是CO2加倍平衡試驗（IPCC，1990）。此后先后發(fā)展了兩套溫室氣體和氣溶膠排放情景，即IS92和SRES。 IS92排放情景于1992年提出（IPCC，1992），主要用于SAR中氣候模式的預(yù)測。IS92包含了六種不同的排放情景（IS92a到IS92f），分別代表未來世界不同的社會、經(jīng)濟和環(huán)境條件。SRES排放情景于2000年提（IPCC 2001），主要用于替代IS92用于TAR的氣候預(yù)測。SRES排放情景主要由四個框架組成： A1框架和情景系列描述的是一個經(jīng)濟快速增長，全球人口峰值出現(xiàn)在21世紀中葉、隨后開始減少，新的和更高效的技術(shù)迅速出現(xiàn)的未來世界。其基本內(nèi)容是強調(diào)地區(qū)間的趨同發(fā)展、能力建設(shè)、不斷增強的文化和社會的相互作用、地區(qū)間人均收入差距的持續(xù)減少。A1情景系列劃分為3個群組，分別描述了能源系統(tǒng)技術(shù)變化的不同發(fā)展方向，以技術(shù)重點來區(qū)分這三個A1情景組：化石密集（A1FI）、非化石能源（A1T）、各種能源資源均衡（A1B）（此處的均衡定義為，在假設(shè)各種能源供應(yīng)和利用技術(shù)發(fā)展速度相當(dāng)?shù)臈l件下，不過分依賴于某一特定的能源資源）。A2框架和情景系列描述的是一個極其非均衡發(fā)展的世界。其基本點是自給自足和地方保護主義，地區(qū)間的人口出生率很不協(xié)調(diào)，導(dǎo)致持續(xù)的人口增長，經(jīng)濟發(fā)展主要以區(qū)域經(jīng)濟為主，人均經(jīng)濟增長與技術(shù)變化越來越分離，低于其它框架的發(fā)展速度。B1框架和情景系列描述的是一個均衡發(fā)展的世界，與A1描述具有相同的人口，人口峰值出現(xiàn)在世紀中葉，隨后開始減少。不同的是，經(jīng)濟結(jié)構(gòu)向服務(wù)和信息經(jīng)濟方向快速調(diào)整，材料密度降低，引入清潔、能源效率高的技術(shù)。其基本點是在不采取氣候行動計劃的條件下，更加公平地在全球范圍實現(xiàn)經(jīng)濟、社會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展。 B2框架和情景系列描述的世界強調(diào)區(qū)域性的經(jīng)濟、社會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展。全球人口以低于A2的增長率持續(xù)增長，經(jīng)濟發(fā)展處于中等水平，技術(shù)變化速率與A1、B1相比趨緩、發(fā)展方向多樣。同時，該情景所描述的世界也朝著環(huán)境保護和社會公平的方向發(fā)展，但所考慮的重點僅僅局限于地方和區(qū)域一級。碳循環(huán)與溫室氣體濃度的變化碳循環(huán)之所以重要，是因為它調(diào)節(jié)著兩種最重要的溫室氣體CO2與CH4的大氣濃度。碳循環(huán)比較復(fù)雜，它具有多種不同化學(xué)物質(zhì)的化學(xué)轉(zhuǎn)換。而水循環(huán)中不同庫間的交換過程涉及到相變，但只有一個化學(xué)物質(zhì)H2O的輸送。在全球碳循環(huán)中有四個大的碳庫：大氣、生物圈（濕地與海洋）、地殼（含地幔）和海洋碳庫。大氣CO2庫的大小在活躍的生物圈庫（綠色植物，浮游生物，與整個食物鏈）和巨大的地殼碳庫之間，進出小庫的交換率比進出大庫的要快幾個量級。/幾百萬年來，通過硅酸鹽巖石的風(fēng)化作用和由海洋植物固碳作用而埋藏于海洋沉積物中，CO2由大氣中被清除。而化石燃料的燃燒又把地球在地質(zhì)時期捕獲的碳重新釋放到大氣中。新的冰芯資料表明，地球系統(tǒng)至少在過去65萬年內(nèi)（6次冰期間冰期循環(huán)）沒有達到目前大氣CO2或CH4的濃度值。在那個時期，大氣CO2濃度一直在180ppm（冰期最盛時期）和300ppm（暖的間冰期）。一般認為，在冰期盛期，由大氣中清除的CO2被儲存于海洋中，并提出了一些因果的機理，它們把天文變化，氣候，CO2和其它溫室氣體，海洋環(huán)流與溫度，生物生產(chǎn)力和營養(yǎng)供應(yīng)與海洋沉積物之相互作用聯(lián)系起來。/在1750年之前，CO2的大氣濃度穩(wěn)定在260-280ppm已達10萬年。相對于自然變化，人類活動對碳循環(huán)的擾動是不明顯的。1750年之后，大氣中CO2濃度以增長的速率由280ppm上升到2005年近380ppm。這種增加主要產(chǎn)生自人類活動：主要是化石燃料燃燒和毀林，也由于水泥生產(chǎn)，土地利用和管理的變化（生物質(zhì)燃燒，作物生產(chǎn)，草地變農(nóng)用等）。其中人類活動造成的CO2排放是單一的對氣候變化貢獻最大的人類活動因子。甲烷濃度從1750年的700ppb類似的上升到2005年的1775ppb，其排放源有：化石燃料，填埋廢棄物處理，泥地/濕地，反芻動物和稻米生產(chǎn)。CH4輻射強迫的增加量略小于CO2的三分之一，是第二個重要的溫室氣體。/無論是CO2和CH4在自然碳循環(huán)中都起著重要的作用。它們在陸地生物圈，海洋和大氣之間連續(xù)地大量流動，在近十萬年到1750年維持著穩(wěn)定的大氣CO2和CH4濃度。通過光合作用，碳被轉(zhuǎn)換成植物生物質(zhì)。陸地植物由大氣中捕獲CO2；植物，土地和動物呼吸（包括死亡，生物質(zhì)分解），在厭氧條件下把碳作為CO2和CH4又可返回到大氣中。在年尺度上，植被火災(zāi)可能是CO2與CH4的重要源。但如果植被再生，在年代時間尺度大量CO2又可被陸地生物圈再度捕獲。/在大氣與海洋間CO2被連續(xù)地交換，進入洋面的CO2立即與水形成重碳酸鹽（HCO3-）和碳酸鹽（CO32-）離子，CO2，HCO3-和CO32-一起被稱作溶解性無機碳（DIC）。相對于大氣和其下海洋中層的物理交換CO2在表層洋面作為DIC的存留時間不到10年。冬季，高緯的冷水，重且富有CO2（作為DIC）由于溶解性高）從表層下沉到深層，這種局地的下沉與MOC（經(jīng)向翻轉(zhuǎn)環(huán)流）有關(guān)，被稱作“溶解泵”。長時期看，它被分布式向上擴散到暖表層水的DIC輸送大致相平衡。/浮游生物通過光合作用攝取碳，以后作為死亡的有機物與顆粒，其中一些又從表層下沉（生物泵）或轉(zhuǎn)變成溶解有機碳（DOC）。大部分下沉顆粒中的碳在表層通過細菌的作用又被氧化，并最終作為DIC再循環(huán)到海表。其余的顆粒通量到達深海區(qū)（2000-6000m），一小部分到達深海沉積物，其中一些又重新懸浮起來，一些被埋存。中層海水以幾十年幾百年時間尺度混合，而深層水混合是千年時間尺度，需要一些混合時間以使海洋達到其充分的緩沖能力。溶解和生物泵一起維持CO2在洋面（低值）到深層海洋（高值）的垂直梯度（作為DIC），因而調(diào)節(jié)著CO2在大氣與海洋間的交換。/從全球看，溶解泵的濃度依賴于MOC的強度，洋面溫度，鹽分，層結(jié)和冰蓋。生物泵的效率依賴于光合作用中由表層海洋作為下沉顆粒物輸出的那一部分，它受到海洋環(huán)流，營養(yǎng)供應(yīng)和浮游生物群組成和生理作用的影響。 下圖中，黑箭頭是海洋，大氣和陸地生物圈間的自然或未擾動碳交換?？偟年懙厣锶εc大氣以及海洋與大氣間的通量分別是120與90GtC/yr（約1995年）。只有不到1GtC/yr碳從陸地通過河流輸入到海洋中。這些通量在長時期平均是平衡的。對于長期地質(zhì)年代具有重要性的，另外自然通量包括由陸地植物的有機物質(zhì)向土壤中慣性有機碳的不穩(wěn)定轉(zhuǎn)換，巖石風(fēng)化和沉積物積累（反風(fēng)化作用）與火山活動釋放，它們的量值總體上是小的。在1750年前的1萬年中凈通量不到0.1GtC/yr。海洋和陸地的碳收支海洋中碳以三種形式存在：（1）溶解的CO2或H2CO3（碳酸）（2）與Ca2+與Mg2+及其它金屬陽離子偶對的碳酸鹽粒子（CO2-3）（3）重碳酸鹽離子，這是海洋碳庫含量最大的。陸地生態(tài)系統(tǒng)：總碳含量比海洋低很多，18世紀中的估計表明總碳庫容量為2300GtC，其中80%在土壤和地表廢棄物中，其余在地上植被中：凈初級生產(chǎn)力（NPP）每年把約120GtC/y碳通過光合作用吸收到生態(tài)系統(tǒng)中，而呼吸與生物質(zhì)燃燒/衰亡又把同樣的碳量返到大氣（光合作用CO2+H2O CH2O+O2呼吸與衰亡CH2O+O2 CO2+H2O使有機物質(zhì)氧化）大氣碳庫主要由CO2和CH4構(gòu)成，工業(yè)化前的大氣CO2濃度280ppm相當(dāng)于約600GtC的碳庫。大氣與其它碳庫間的年通量為130GtC，這表明大氣中碳的更新十分迅速，每4-5年一次。42或65萬年前南極冰芯資料表明，CO2和CH4濃度變化與南極溫度是非常緊密的耦合在一起（冰期：180-220ppm，間冰期：280-300ppm）。冰期與間冰期循環(huán)可能由地球軌道參數(shù)變化引起或啟動（它改變地球上太陽輻射的數(shù)量和分布），但這種初始的氣候變化引起了大氣與其它碳庫間CO2通量的明顯變化（主要是海洋）。之后引起大氣CO2濃度的變化以及溫室強迫強度的變化。這種重要的反饋作用約為冰期間冰期循環(huán)振幅的50%左右。過去1萬年CO2濃度只在260-280ppm很小范圍變化。大氣CO2濃度變化是大氣與其它碳庫間碳凈通量的一種度量。這表明，進出大氣通量間的凈年收支，對于全新世大部分時期約為零。直到過去200年才發(fā)生了變化。 另外，不到1GtC/y的碳通過河流由陸地輸送到海洋（溶解或懸浮的顆粒物）。還有0.1GtC/y來自火山活動和由陸地植物向惰性有機碳（土壤，巖石風(fēng)化和沉積物累積（反風(fēng)化作用）不穩(wěn)定有機物轉(zhuǎn)換。地殼中的有機與無機碳庫都很巨大，進出這些庫的交換很慢（化石燃料燃燒除外），居留時間在幾百萬年的量級。碳進入這些庫是通過生物圈，尤其是無機碳庫主要由碳酸鈣組成，幾乎完全由海洋生物圈產(chǎn)生。有機碳庫表現(xiàn)為天然氣、煤、石油和油頁巖等。風(fēng)化作用使沉積巖中的有機碳暴露于大氣中，允許它氧化，以此完成長期無機碳循環(huán)中的一環(huán)。目前化石燃料燃燒僅在一年中就把幾萬年，幾十萬年中風(fēng)化作用所能產(chǎn)生的CO2返回到大氣中。在幾億到幾十億年時間尺度，板塊構(gòu)造和火山活動在產(chǎn)生大氣CO2中起著基本作用，無機碳循環(huán)涉及俯沖，變質(zhì)作用和風(fēng)化作用。海床上的石灰?guī)r沉積物，沿板塊邊界俯沖入地幔中，結(jié)果大陸板塊位于更密實的海洋板塊之上。在地幔的高溫條件下，石灰?guī)r轉(zhuǎn)化為變質(zhì)巖，即：CaCO3+SiO2 CaSiO3+CO2通過火山爆發(fā)，由此化學(xué)反應(yīng)釋放的CO2最終回到大氣中。與硅酸鹽化學(xué)組合中，含鈣的變質(zhì)巖以新形成的地殼形式再循環(huán)。變質(zhì)反應(yīng)，組合風(fēng)化作用和碳酸形成反應(yīng)，就形成了一個閉合回路，在其中碳原子在大氣CO2庫，地殼中的無機碳庫來回循環(huán)，其時間尺度幾千年到幾百萬年。地殼和大氣的碳交換通過硅酸鈣巖石的風(fēng)化作用可產(chǎn)生離子：CaSiO3+H2CO3Ca2+2HCO3-+SiO2+H2O （1）鈣離子與重碳酸鹽離子被海洋有機體相結(jié)合到它們的外殼和骨骼中Ca2+2HCO3- CaCO3+SiO2 （2）（1）與（2）合并，CaSiO3+CO2 CaCO3+SiO2 （3） 故通過化學(xué)反應(yīng)從大氣和海洋中捕獲CO2，將它溶入更大的碳源中，即地殼的無機碳沉積巖中。另一方面，通過板塊運動和火山運動可產(chǎn)生CO2，補充大氣中的CO2。海底的石灰石沉積沿著板塊邊緣俯沖到地幔中，由于地幔中溫度較高，石灰石通過化學(xué)反應(yīng)變成變質(zhì)巖。CaCO3+SiO3 CaSiO3+CO2 （4） 上述化學(xué)反應(yīng)中釋放出來的CO2通過火山爆發(fā)又回到大氣中。（4）式的變質(zhì)反應(yīng)，加上風(fēng)化反應(yīng)，與形成碳酸鹽的反應(yīng)（3）就構(gòu)成了一個完整的碳循環(huán)，使碳原子在大氣和地殼中的無機碳源中不斷循環(huán)，所需時間為幾千萬或幾億年。當(dāng)CO2通過火山爆發(fā)進入大氣的速度大于風(fēng)化作用產(chǎn)生鈣離子的速度時，大氣中的CO2濃度就會增加，反之亦然。CO2進入大氣的速度取決碳酸鹽巖石變質(zhì)反應(yīng)的速度，而變質(zhì)反應(yīng)的速度又依賴于板塊聚集運動的速度。而風(fēng)化作用的速度則跟大氣中的水汽循環(huán)速度有關(guān)，它隨溫度的升高而增加。風(fēng)化過程包含化學(xué)反應(yīng)使這種依賴溫度的關(guān)系更為明顯。因此，較高的環(huán)境溫度和較慢板塊運動將有益于降低大氣中CO2濃度，反之會增加其濃度。在上千萬年的時間里，（3）與（4）式的不平衡將會改變大氣中CO2的濃度，這已是不爭的事實。在火山爆發(fā)把CO2噴射入大氣的速率超過由風(fēng)化作用產(chǎn)生的鈣離子速率時，大氣CO2濃度增加，反之也然。噴發(fā)率決定于碳酸巖變質(zhì)率，后者又取決于沿輻合邊緣出現(xiàn)俯沖時板塊運動的速度。但風(fēng)化作用正比于水循環(huán)大氣分支中水循環(huán)速度。后者是隨溫度增加而增加。風(fēng)化作用涉及化學(xué)反應(yīng)的事實使對溫度的依賴性甚至更強。海洋中碳的化學(xué)過程CO2+H2OH2O3 （1）碳酸以后分解形成重碳酸離子和氫離子H2CO3 H+ +HCO3- （2）以此使海水變得更酸，增加的H+離子把碳酸鹽與重碳酸鹽間的平衡HCO3- H+ +CO32- （3）移向左邊，其反向反應(yīng)為CO2+CO32-+H2O 2HCO3- （4）這把加入的碳送入重碳酸鹽庫中，而海洋酸度并無增加，海洋以這種方式吸收和緩沖CO2的能力受到碳酸鹽庫中離子多少的限制。Ca2+2HCO3-CaCO3+H2CO3 （5）以此產(chǎn)生的碳酸鈣鹽沉入到海床上，形成石灰?guī)r沉積物，而其余的通過逆過積溶解掉。CaCO3+HCO3 Ca2+2HCO3- （6）石灰?guī)r沉積物趨于集中在熱帶淺海下方的大陸架中。它們是有利于珊瑚生長，在海洋的這些層中，水的酸性很低，因而沉積于海床上的殼類和骨骼并不溶解。海洋有機物把吸收到它們的貝殼中，它是通過巖石的風(fēng)蝕作用，由河中帶入到海洋中，某些離子可由鈣硅巖石的風(fēng)化形成。CaSiO3+H2CO3Ca2+2HCO3-+SiO2+H2O （7）組合（1）后，（5）與（7）式的凈作用是：CaSiO3+CO2CaCO3+SiO2 （8）工業(yè)化前的碳循環(huán)沉積巖和礦物沉積物在百萬年尺度上，蘊藏著大量的碳。這種碳庫的自然變化一般很小，它們一般不參與百年尺度及更短時間尺度的碳通量變化。幾百萬年的地質(zhì)時期，CO2通過兩種過程由大氣中除去：硅酸鹽巖石的風(fēng)化作用與沉入到由海洋植物固碳作用形成的海洋沉積物中。例外是海床下凍結(jié)水合物對甲烷的突然釋放，這會造成災(zāi)難性結(jié)果。這種百年氣候變化的尺度可能是未來幾個世紀甲烷大氣濃度演變的一個重要因子。另一方面，作為活躍碳循環(huán)的各個部分，海洋、湖泊沉積物、陸地土壤、廢棄物和地上生物質(zhì)等，在數(shù)天到數(shù)百年時間尺度上處于常通量狀態(tài)下，它們的作用： 海洋是活躍碳循環(huán)中的最大碳庫。工業(yè)化前，中層和深海（包括海床沉積物）有37100GtC碳。最上層100m有900GtC碳。因為深海海水循環(huán)到海表速度很慢（通風(fēng)作用與上翻作用）（1000年），故大多數(shù)深海的碳可隔離在深海幾百年而不參加全球碳循環(huán)。海洋碳庫對大氣CO2變化的調(diào)整時間尺度取決于深海通風(fēng)時間（約幾百年）。海表水每年平均與大氣之間吸收和釋放約70GtC。人類活動對自然碳循環(huán)的影響由人類活動另外增加到大氣中的CO2稱作人類產(chǎn)生的CO2, 它引起目前全球碳循環(huán)的擾動。人類排放由兩部分組成：（1）來自化石燃料燃燒和水泥生產(chǎn)的CO2。前者是由地質(zhì)年代幾億年以來儲存的碳被重新釋放出來；（2）來自毀林和農(nóng)業(yè)發(fā)展的CO2，這些CO2已儲存了幾十到幾百年。亞洲人類活動影響全球碳循環(huán)的開始時間在全新世早期，是由農(nóng)耕導(dǎo)致的人類定居為起點的。雖然年平均排放量很小，但緩慢的累積結(jié)果造成了陸地生態(tài)系統(tǒng)與大氣間碳通量的微小不平衡，這使大氣CO2濃度有微小的增加。在1900年之前土地利用變化一直是人類引起的CO2排放的主要來源。人類對全球甲烷收支的影響今天，總的全球CH4排放是約600Mt/年，其中60%以上是人類源。在1980年代大氣CH4濃度以10ppb/年的速度上升，表明全球收支凈的不平衡值為30Mt/年。但在1990年代，CH4濃度幾乎不增加。研究表明，對于這種增長率的減少，無論是人類排放的變化或大氣清除過程的增加都不能予以解釋。專家們認為全球生態(tài)系統(tǒng)對氣候變異的自然影響可能是主因。在不久的將來增長率可能會回到以前的水平。由南極冰芯資料重建的CO2濃度（黑點線），全新世CO2預(yù)測值。這是根據(jù)上一次間冰期達到的值估計得到。可以看到在8000年前，冰芯CO2記錄與預(yù)測趨勢出現(xiàn)偏差。這標(biāo)志著人類土地利用影響的開始（Ruddiman，2003）。迅速的工業(yè)化過程使CO2排放增加了新的源。到1910年，化石燃料燃燒排放的CO2已超過土地利用的排放。在1957年，科學(xué)家警告了大氣CO2的增長率。指出它可能影響全球氣候系統(tǒng)。到那時化石燃料燃燒排放已增加到23億噸碳/年，大氣CO2濃度315ppm。已超過過去65萬年的冰芯中的CO2值。2000-2005年平均排放為86億噸碳/年。排放到大氣中的碳，約不到一半仍留在大氣中以增加大氣中CO2的濃度。其余部分通過光合作用和吸收過程清除掉，存儲于陸地生態(tài) 系統(tǒng)和海洋庫中。清除的碳量每年變化很大，由小于20%到大于70%。這是因為清除過程對全球氣候的變化很敏感。人類排放入大氣的CO2逐步增加，上世紀初化石燃料排放已超過土地利用變化的排放。過去50年它增加了三倍（加拿大碳匯評估，2008）（GtC/yr）化石燃料燃燒排放的CO2存儲于大氣部分的變化趨勢，可以看到其年際變化很大，平均約50%（Danman，2007）工業(yè)化后，陸地大氣與海洋大氣通量明顯偏離平衡（不為零）（全球碳通量圖中紅線）。雖然人類CO2通量對于上兩種庫之間只有總自然通量的百分之幾，但它們造成了工業(yè)化以來各庫的碳含量出現(xiàn)可測量的變化（紅色數(shù)值）。 自然碳 循環(huán)的這些擾動是氣候變化的主要驅(qū)動力。據(jù)對CO2脈動的響應(yīng)函數(shù)計算，約50%大氣CO2增加將在30年內(nèi)清除，另30%在幾百年內(nèi)清除，其余20%將居留在大氣中幾千年到上萬年。1990年代約80%的人類CO2排放來自礦物燃料燃燒。約20%來自土地利用變化（主要是毀林）。幾乎45%人類排放的CO2居留于大氣中，海洋吸收了約30%（11819GtC）。如果沒有海洋環(huán)流和生物條件變化這個量正代表了大氣CO2濃度增加量。另外一部分被陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收。這是通過替代植被生長，陸地管理，升高的CO2施肥效應(yīng)和N沉降等過程實現(xiàn)的。 因CO2并不明顯限制海洋中的光合作用，故生物泵不直接攝取和存儲人類CO2。而是生物海洋碳循環(huán)在高CO2濃度下發(fā)生變化通過以反饋過程響應(yīng)變化的氣候。人類CO2被海洋有效吸收的速度取決于海表水輸入和與中、深層海水的混合速度。相當(dāng)數(shù)量的人類CO2能夠通過把來自表層沉積物的CaCO3溶解于深海的過程而緩沖或中性化。大氣中CO2濃度和增加可稱為人類CO2總排放量（化石燃料燃燒，水泥生產(chǎn)，凈土地利用通量）中的氣載部分。它具有明顯的年變化，主要是由于陸地吸收年變化的效應(yīng)。第一個C4MIP表明，當(dāng)模式中包括碳循環(huán)時，所有模式都模擬了對陸地和海洋碳循環(huán)的反饋作用。它們趨于使陸地和海洋的CO2吸收減少。從TAR（2001年）以后碳循環(huán)研究的新進展人類CO2收支的精度改進。尤其是海洋高質(zhì)量的碳系統(tǒng)資料用于計算可靠的人類碳的海洋累積含量與碳酸鹽系統(tǒng)的相關(guān)變化。海表PH值正減少，說明需了解它與變化氣候之相互作用及對海洋有機物的潛在影響。對1750年以來土地利用及陸面與陸地生物圈與變化的氣候之相互作用使大氣CO2增加的過程與機理有更好的了解。從全球尺度，用于推測全球碳循環(huán)重要通量的量值與位置的反演技術(shù)日益成熟?，F(xiàn)代的碳收支表1是全球碳收支（GtC/年），誤差代表1。大氣的增加由進出大氣的凈通量決定。正通量是進入大氣（排放），負通量代表大氣的損失（匯）。注意：人類產(chǎn)生的CO2總匯基本是一定的（倒算出來的，以平衡全球碳收支）。所以，海洋大氣通量是負相關(guān)，即一個變大，則另一個必須變小，反之亦然，以此與總的匯相匹配。（1）大氣CO2的增加 平均年增加率見表1。 從1959到現(xiàn)在，氣載部分平均值為0.55，每5年的平均值變化甚小，因而過去45年陸地生物圈和海洋一起除去化石燃料燃燒排放的CO2的45%。最近更高的大氣CO2增加率反應(yīng)了化石燃料燃燒排放的增加。大氣中CO2的增加主要是由北半球排放源引起（見圖2），比值為0.5ppm/（GtC/年）。如果沒有人類排放，大氣中CO2南半球比北半球高0.8ppm，這可能是由于海洋環(huán)流的輸送結(jié)果。1990s的6.40.4 GtC/年，從1990s到2000-2005年，又攀升到7.20.3 GtC/年。對于土地利用變化，在TAR時期，為1.7（0.6-2.5） GtC/年（1980s）。主要由熱帶毀林造成，農(nóng)業(yè)和森林是全球碳收支中最不確定的部分，如果在全球碳收支中土地利用源取高值，則未擾動生態(tài)系統(tǒng)吸收的陸地余項應(yīng)是一大值的CO2匯。南北半球CO2濃度差（見Y軸）（PPM)，由Mauna Loa與南極年平均濃度計算得到。橫坐標(biāo)是年化石燃燒排放，直線是回歸曲線。觀測說明，Co2濃度南北差正比于化石燃料使用的增加，驗證了人類活動對排放的影響。（2）海洋和陸地對CO2的吸收和全球碳收支 海氣通量：海洋中的碳以幾種形式存在：DIC，DOC和顆粒有機碳（POC），其近似比例是DIC：DOC：POC = 2000：38：1。在工業(yè)革命前，海洋含有機碳比大氣中多達60倍，比陸地生物圈/土壤也多達20倍。海水通過無機過程由大氣吸收大量CO2，這是由于CO2是弱酸性氣體。地質(zhì)年代溶解于海洋中的礦物質(zhì)使海水呈弱堿性。CO2的交換主要取決于海氣間PCO2的海氣梯度。隨風(fēng)速氣體交換增加，另外也依賴于降水，熱通量，海冰 和表面活性劑。除平流和混合變化外，海洋尚可通過三種機制改變大氣CO2濃度：1）氣態(tài)CO2溶解度變化引起的吸收或釋放（溶解泵）；2）通過光合作用表層中碳固定在POC與這種碳通過有機顆粒物下沉脫離表層（生物泵），這個過程首先被光和營養(yǎng)的多少所限制；在CaCO3殼層物質(zhì)形成中（由浮游生物），表層水中CO2釋放的變化（CaCO2反泵）。有機物顆粒通過細菌的作用主要在海水柱最上1000m被重新礦物化（氧化成其它DIC和其它無機化合物）。平均CaCO3顆粒在它們發(fā)生溶解前要下沉得更深，因為深水對CaCO3是未飽和的。顆粒物通量其余部分進入海洋沉積物，或者再溶解，或者累積在沉積物內(nèi)，通過三維海洋環(huán)流循環(huán)是閉合的。上翻水把無機碳和營養(yǎng)又帶到海表，導(dǎo)致排放和生物源顆粒的產(chǎn)生。溶解的有機碳由河流和海洋代謝過程進入海洋水柱。三種主要海洋碳泵制約著自然的大氣CO2變化：溶解泵，生物碳泵和碳酸鈣反泵。海洋對人類CO2的吸收由海表無機碳的吸收與人類碳從海表到深海的吸收決定。如海洋環(huán)流不變，因為營養(yǎng)循環(huán)不變，生物泵不受太大影響。如果海洋環(huán)流減慢，人類碳的吸收由無機緩沖過程和物理輸送決定。但如果其下沉速度不變，海洋顆粒物通量可達到深海。海氣界面與碳循環(huán)結(jié)合全球混合或1千年量級的翻轉(zhuǎn)時間，大的海洋碳庫如有小的變化可引起大氣CO2濃度的明顯變化。類似，大氣pCO2的擾動能夠被海洋緩沖。冰期間冰期大氣CO2含量的變化可能被歸因于海洋碳泵功能的改變。對海洋吸收人類源碳的時間，海水的向下輸送起著關(guān)鍵作用。它可使人類產(chǎn)生的碳進入海洋內(nèi)部。有機碳循環(huán)和CaCO3反泵調(diào)制但不是主宰著海洋對人類產(chǎn)生的碳的凈吸收。評估平均海洋碳匯的方法 有：（1）觀測洋面CO2分壓力，計算氣體交換；（2）根據(jù)不同CO2觀測和大氣輸送模式倒算；（3）海水中碳、氧、營養(yǎng)和氯氟碳觀測，以此計算大氣CO2濃度；（4）據(jù)CFC觀測和大氣CO2歷史估算水年令的分布；（5）同時觀測大氣CO2增加與大氣O2的減少；（6）各種用大氣或海洋中13C變化觀測的方法；（7）全球海洋環(huán)流模式。所有方法（帶訂正）得到的全球海洋匯基本上是一致的。人類產(chǎn)生的CO2的化學(xué)緩沖在定量上是海洋碳匯中最重要的過程。進入海洋的CO2通過CO32-離子的清除及轉(zhuǎn)化成HCO3-而得到緩沖，這可使氣態(tài)海水CO2濃度的增加比加載單位海水體積中的CO2量要小。海水中CO2的緩沖作用由Revelle因子定量表達。這個量把重新平衡后海水PCO2的分部變化與總DIC的分部變化聯(lián)系起來： Revell因子=（CO2/CO2/(DIC/DIC)Revell因子越低，海水緩沖能力越強。緩沖因子的變化主要依賴于PCO2與DIC總堿度比之變化。目前一般在8-11。由于從大氣中吸收CO2，海洋的堿性變小，因而將來海洋的緩沖能力肯定減弱。深海碳儲存增加導(dǎo)致飽和層厚度之下碳酸鹽沉積物的溶解，CaCO3溶解使大氣PCO2增加的反饋是負的。在1-100Kyr時間尺度是明顯的，CaCO3的溶解可達吸收的人類產(chǎn)生的CO2排放的60-70%，而海水柱在0.1-1Kyr時間尺度將占22-33%。其余7-8%可以被長期的陸地風(fēng)化循環(huán)所補償，這涉及硅酸鹽與碳酸鹽。由于CaCO3緩沖機制和硅酸鹽風(fēng)化都是慢過程，大氣PCO2將達一個新的平衡值（幾萬年之后）。 在暖氣候下，海洋密度層結(jié)增加，海洋環(huán)流更慢，這將減速碳，堿性和營養(yǎng)的垂直輸送以及表層海水的更新，這使人類產(chǎn)生的CO2侵入海洋的瓶頸變窄。從而對大氣溫室氣體濃度產(chǎn)生正反饋。在1990s與2001-2005年凈海氣通量增加，達到-2.20.5GtC/年（中心年為1998年）。陸氣通量：陸地生物圈與大氣間碳的凈交換是光合作用吸收的碳與植物和土壤呼吸，擾動過程（火災(zāi)，毀林，病蟲害，再造林等）釋放的碳之間的差值。過去30年，所有這些過程的凈結(jié)果是通過陸地生態(tài)系統(tǒng)吸收CO2。影響陸地生態(tài)系統(tǒng)碳循環(huán)的驅(qū)動力是：（1）直接的氣候效應(yīng)（降水，溫度，輻射條件的變化）；（2）大氣成分的影響（CO2施肥，營養(yǎng)沉降，污染破壞）；（3）土地利用變化的作用（毀林，造林），農(nóng)業(yè)活動及其長期效應(yīng)。因而通量是土地利用變化CO2通量與過去土地利用結(jié)果，氣候，增加的CO2或N沉降兩部分造成。由于陸地生態(tài)碳通量觀測太稀少，且生態(tài)系統(tǒng)分布太不均勻，很難以足夠的準(zhǔn)確度估計全球凈陸地通量。渦動相關(guān)法的直接通量觀測（eddy covariance technique）只在一些點上進行。大部分還沒有長期的記錄，尚需經(jīng)相當(dāng)?shù)纳叨扔嬎愕玫饺蛲恐?。可用兩種方法得到凈全球平均陸氣通量值：（1）作為化石與水泥排放與海洋吸收和大氣增加的差，作為余數(shù)推出該量；（2）用大氣CO2資料，以及陸地和海洋過程（用O2/N2與13C觀測區(qū)分）以反演分析或質(zhì)量平衡計算推出陸氣通量與海洋匯。結(jié)果表明：1980s為-0.30.9GtC/年，是一弱匯。1990s為1.00.6GtC/年是一大的碳匯，過去5年又回到中等程度的匯-0.90.6GtC/年。（3）剩余的陸地匯從土地利用變化角度看，毀林作用超過森林再生。但陸地生物圈對CO2實際上是有凈吸收作用，這意味著一定存在另外的陸地生態(tài)系統(tǒng)的吸收。這種作用過去叫“丟失的匯”，現(xiàn)在叫剩余陸地匯。它的計算一定取決于土地利用變化通量。對于高土地利用源這一項在1980s和1990s分別為-2.3（-4.0-0.3)和 -3.2(-4.5-1.9)。對于小土地利用源，這一項分別為-0.9（-2.0-0.3）和-1.9（-2.9-1.0）。用它們的平均值，則為-1.7（-3.4-0.2）和-2.6（-4.3-0.9）（4）未擾動熱帶森林：它們是CO2匯嗎？目前的研究指出，全球熱帶生物群碳的凈吸收為0.60.3GtC/年。上升的CO2可促進光合作用?？赡苁刮赵黾樱ㄒ蛏鷳B(tài)系統(tǒng)吸收落后），大氣CO2濃度增加率為1.5ppm（0.45）/年，說明增加光合作用應(yīng)約0.25%，但最近該熱帶地區(qū)的增暖（約0.26/十年）可能增加水脅迫與呼吸，CO2促進作用可能受到營養(yǎng)的限制。（5）碳收支的新發(fā)現(xiàn)由土地利用變化釋放到大氣中的CO2通量在1990s估計為1.6（0.5-2.7）GtC/年。1980sTAR估算的向下修正為1.4（0.4-2.3）GtC/年，表明1980s和1990s沒有什么變化。凈剩余陸地匯估算表明，1990s的值比其前后期皆大。這種瞬變的增加解釋了這個時期觀測到氣載部分有較低值。在1980s和1990s間海洋吸收增加22%，但被海洋吸收的排放部分（化石+土地利用）仍然未變。（6）碳循環(huán)和氣候的耦合（1）在21世紀所有C4MIP模式預(yù)測總?cè)祟怌O2排放的氣載部分將增加；（2）只是CO2增加將導(dǎo)致陸地和海洋的連續(xù)吸收，但其吸收效率將減少。這是通過海洋中碳酸鹽的緩沖機制和陸地碳匯的飽和引起。（3）只是氣候變暖將壓制陸地和海洋的碳吸收，增加存留在大氣中的人類排放的CO2部分，對氣候產(chǎn)生正反饋。反饋量隨模式而變。CO2增加率從4-44%的增加，平均為1811%。附錄：海洋的化學(xué)過程與酸化:海水通過無機過程吸收大量來自大氣的CO2，這是因為CO2是弱酸性氣體，而溶解于海洋中的礦物質(zhì)在地質(zhì)年代產(chǎn)生一弱堿性的海水。CO2的海氣交換主要決定于海洋與大氣間pCO2的海氣梯度。在約一年時間尺度上，海面和大氣可達到平衡。氣體交換率隨風(fēng)速增加，并取決于其它因子，如降水，熱通量，海冰和海表活性劑。在強風(fēng)時，局地氣體交換的不確定性最大。除了平流和混合外，海洋通過三種機制改變大氣中的CO2：（1）由于氣態(tài)CO2溶解度變化造成的CO2吸收或釋放溶解泵;（2）由光合作用和通過有機顆粒由表層下沉過程使其固定于POC（顆粒物有機碳）的變化（有機碳泵或生物泵）。這個過程受到光合營養(yǎng)物多少的限制（如磷酸鹽，硝酸鹽，硅酸，鐵等）；（3）浮游生物形成CaCO3殼物質(zhì)期間。海表水中CO2釋放的變化（CaCO3反泵）。在千年尺度，大的海洋碳庫如出現(xiàn)不大的變化就可能引起大氣CO2濃度的明顯變化。同樣，大氣CO2濃度的擾動能被海洋緩沖。冰期間冰期大氣CO2含量的變化可能歸因于海洋生物泵功能的變化。表層水的向下輸送在決定吸收人類碳的時間上起著關(guān)鍵作用，以此高載荷的人類碳可進入深海。有機碳循環(huán)和CaCO3反泵調(diào)節(jié)著（但不是主導(dǎo)著）海洋對人類碳的凈吸收。海洋碳酸鹽緩沖系統(tǒng)可只據(jù)溶解度遠超過海洋吸收能力的情況下允許海洋吸入CO2，以此并控制著海洋的PH值。這是通過一系列反學(xué)反應(yīng)把加入的CO2轉(zhuǎn)變?yōu)镠CO3和CO32-而實現(xiàn)的。這三種溶解物的近似比例（統(tǒng)稱DIC，溶解性無機碳）是CO2：HCO3-:HCO32-=1:100:10.CO2是弱酸性，當(dāng)它溶解時與水反應(yīng)形成碳酸，它以后又分解為一個氫離子（H+）和一個HCO3-離子。以后又有一些H+與CO32-反應(yīng)形成第二次HCO3-。CO2+H2OH+ +HCO3- 2H+ +CO32- (9)CO2+H2O+CO32-HCO3-+H+ +CO32- 2HCO3- (10)因而海水中加CO2凈的結(jié)果是增加H+和HCO3-，而減少CO32-。隨CO2增加，CO32-減少又減低了整個緩沖能力，結(jié)果海水溶液中H+成比例增多，酸性增加。海洋酸化導(dǎo)致海洋中CaCO3飽和狀態(tài)的降低。這會引起兩個主要的作用：（1）阻止或減緩水柱中珊瑚以及浮游生物和動物的產(chǎn)生。（2）海床處CaCO3的溶解增加。工業(yè)化革命開始之后，海面PH下降了0.1單位。相應(yīng)于30%左右H離子濃度的增加，預(yù)期將來幾百年中PH值不斷下降將導(dǎo)致海洋PH達到過去幾億年前的值。根據(jù)北太平洋碳循環(huán)研究，其輸送過程為：陸地生態(tài)系統(tǒng)中，較高的大氣CO2，更暖的氣候與增加的氮營養(yǎng)物，造成了直接的正效應(yīng)，可增加全球植被生產(chǎn)力以及通過光合作用對CO2的攝取能力。在過去10年中，這種凈通量在2-3GtC/年量級。在扣除由土地利用變化造成的人類排放后，從大氣到陸地的凈碳通量仍有1GtC/年。更高的大氣CO2濃度也使更多的CO2進入海洋表層水，造成每年進入海洋通量增加。工業(yè)化前為70GtC/年，現(xiàn)為92GtC/年。每年由海洋到大氣釋放的量也增加，但速度緩慢。凈的結(jié)果是每年下沉入海洋的碳從1990年以來是2.2GtC。第2講 全球氣候變化全球及中國氣候變化的觀測事實1.全球氣候變化,溫度變化,降水分布變化,氣候極端事件我國氣候變化:溫度變化,降水變化,氣候極端事件全球氣候變化的特征1.近百年來的全球氣候變化，是1000年來最顯著的2.降水在高緯和熱帶地區(qū)增加，副熱帶減少3.極端天氣-氣候事件增加趨勢4.人類活動導(dǎo)致的大氣溫室氣體增加通過溫室效應(yīng)是造成氣候變暖的重要因子未來的氣候變化1.全球氣候繼續(xù)變暖2.大氣溫室氣體濃度繼續(xù)增加3.北半球中高緯度地區(qū)降水繼續(xù)增加4.極端天氣與氣候事件出現(xiàn)的機會增加5.許多地區(qū)干旱加劇6.海平面繼續(xù)上升全球氣候變化的機理1.影響氣候變化的自然因素:太陽活動,火山活動,內(nèi)部的變率2.影響全球變化的人類活動氣候變化預(yù)測的不確定性1.未來大氣中溫室氣體濃度的估算不夠準(zhǔn)確2.全球平均輻射強迫的計算值變幅較大3.可用于氣候研究和模擬的氣候系統(tǒng)資料不足4.可用于預(yù)測未來氣候變化的氣候模式系統(tǒng)不夠完善5.自然地氣候變化幅度不清楚第3講 減緩氣候變化一、減緩氣體排放情景1.溫室氣體排放現(xiàn)狀CO2：280-367-386.8ppmv 大氣O2減少，10-30%的排放來源于土地利用改變CH4:1750年以來增加150% 1060ppbvN2O:1750年以來曾16%，46ppbv2.溫室氣體排放情景a.高經(jīng)濟發(fā)展情景（A1)b.國內(nèi)或區(qū)域資源情景(A2)c.全球可持續(xù)發(fā)展情景(B1)d.區(qū)域可持續(xù)發(fā)展情景(B2)二、減排的技術(shù)和經(jīng)濟潛力1.溫室氣體減排的技術(shù)和經(jīng)濟潛力減排潛力：2020年36-50.5億噸C當(dāng)量/年 2020年時，超一半效益超成本部門減排技術(shù)選擇及成本A.見筑、居民和服務(wù)業(yè)B.交通部門C.工業(yè)部門D.農(nóng)業(yè)部門E.廢棄物處理部門3.陸地生態(tài)系統(tǒng)和生態(tài)工程的潛力A.森林、農(nóng)業(yè)用地和其他陸地生態(tài)系統(tǒng)可以提供大量的減排潛力2050年 600-800億噸 森林吸收230-440億噸 農(nóng)業(yè)土壤吸收三、減排的成本與效益分析1.成本與效益的基本概念減排的成本與效益分析是指對減排政策和措施從成本和效益兩方面進行權(quán)衡。2.溫室氣體減排的部門成本與效益3.實現(xiàn)京都議定書的減排成本4.實現(xiàn)不同穩(wěn)定目標(biāo)的成本四、減排的政策、措施與手段1.政策手段類型及其評價標(biāo)準(zhǔn)國家/國際兩類國家：排放/碳能源稅、許可交易證、補貼、抵押-返還系統(tǒng)、自愿協(xié)議、不可交易的許可證、技術(shù)和性能指標(biāo)、產(chǎn)品禁令、政府直接投入國際：可交易配額、聯(lián)和履行、清潔發(fā)展機制、2.國家政策、措施和手段非氣候政策類型對溫室氣體排放的影響氣候和其他環(huán)境政策3.國際政策和措施a.京都議定書三機制國際排放貿(mào)易（IET）聯(lián)合履行（JI）清潔發(fā)展機制（CDM）b.直接的國際資金和技術(shù)轉(zhuǎn)讓直接的國際資金和技術(shù)轉(zhuǎn)讓指從一個國家政府直接或通過國際組織向另一個國家政府或?qū)嶓w機構(gòu)轉(zhuǎn)讓資金和技術(shù)，旨在促進受援助國家減少溫室氣體排放或增強吸收匯能力的活動。c.其它國際政策和手段可調(diào)和的排放/碳/能源稅國際排放/碳/能源稅不可交易的限額國際產(chǎn)品和技術(shù)性能標(biāo)準(zhǔn)國際自愿協(xié)議五、氣候變化國際談判歷程1.歐盟履行京都議定書的主要政策和措施2000年歐盟氣候變化計劃減排8% 3.36億噸2.日本履行京都議定書的主要政策和措施減排6%，任務(wù)分配到部門2010增加7% 實際需要減排13%，即1.65億噸高效工業(yè)爐 ，減排110萬噸CO2高效鍋爐的技術(shù)開發(fā)和傳播， 減排150萬噸萬噸CO2提高電器產(chǎn)品效能，減排290萬噸CO2高效熱水器，減排110萬噸CO2減少待機能耗，減排110萬噸CO2家庭能源管理系統(tǒng)，減排290萬噸CO2商業(yè)部門推廣需求管理，減排770萬噸CO2高能效汽車，減排260萬噸CO2BUS和卡車生態(tài)駕駛，減排110萬噸CO2卡車安裝限速器，減排80萬噸CO2新技術(shù)用于水運業(yè)，減排260萬噸CO2提高鐵路運輸，減排30萬噸CO2提高卡車效率，減排290萬噸CO2減少國際貨運，減排180萬噸CO2增加新能源和可再生能源，減排340萬噸CO2燃料轉(zhuǎn)換，減排180萬噸CO2碳匯利用，減排447萬噸CO2利用三機制，減排349萬噸CO23.美國應(yīng)對氣候變化的主要政策和措施2012年 2155Mt C當(dāng)量，比1990年增30%美國的溫室氣體排放目標(biāo)完全依賴于自愿性手段上升第4講 氣候變化的響應(yīng)與適應(yīng)一、氣候變化響應(yīng)評估方法1.1社會經(jīng)濟情景的構(gòu)建及應(yīng)用所謂情景就是在對一系列重要內(nèi)在關(guān)系和驅(qū)動因子做出協(xié)調(diào)一致及合理假設(shè)的基礎(chǔ)上，為世界或地區(qū)提供未來發(fā)展的可能動態(tài)。2000年IPCC提出4種發(fā)展模式根據(jù)中國國民經(jīng)濟發(fā)展規(guī)劃，2020實現(xiàn)小康，人均GDP $3000,2050年基本實現(xiàn)現(xiàn)代化，進入中等發(fā)達國家行列，人均GDP$8000-10000?；谥饕?qū)動因素和我國經(jīng)濟發(fā)展規(guī)劃，2020-2050年的情景接近SRES B2 的情景社會經(jīng)濟情景作為氣候變化研究的基礎(chǔ)，被廣泛應(yīng)用于溫室氣體排放的預(yù)估、氣候變化的影響、脆弱性、適應(yīng)性評估等研究1.2氣候變化情景的構(gòu)建及應(yīng)用中國科學(xué)家進行氣候變化情景構(gòu)建經(jīng)歷了3個主要研究階段：增量情景最早應(yīng)用于氣候變化的敏感性研究CO2倍增情景最早應(yīng)用的全球氣候模式（GCM）情景美國GFDL/德國 MPI/英國 UKMOH漸進遞增情景耦合大氣-海洋模式（AOGCM)進行順便模擬實驗1.3.影響評估的方法和工具1.3.1對已發(fā)生的氣候變化影響的評估方法受人為活動干擾較弱的自然生態(tài)系統(tǒng)，其地理分布、物種的物候?qū)W特性以及滅絕等變化主要受氣候因素的影響。可將其作為指示性指標(biāo)，評估氣候變化對自然生態(tài)系統(tǒng)的影響。對農(nóng)業(yè)、水資源、人體健康等系統(tǒng)，由于受氣候變化和其他因素的共同作用，難以分離氣候變化對這些系統(tǒng)的單獨作用。1.3.2對未來氣候變化影響的評估方法農(nóng)業(yè)生態(tài)系統(tǒng)自然生態(tài)系統(tǒng)實驗?zāi)M和野外觀測試驗方法歷史相似或類比法數(shù)值模擬與預(yù)測的方法水資源 VIC模型 分析水資源系統(tǒng)對氣候變化的脆弱性環(huán)境1.4影響評估的不確定性分析1.4.1不確定性的來源 A.情景的不確定性絕大部分氣候變化影響、適應(yīng)性和脆弱性評價模型是以定量的氣候和非氣候情景作為輸入?yún)?shù)，因而，氣候變化影響評估的最主要的不確定性來源之一就是各種情景假設(shè)的不確定性。B.影響評估模型的不確定性人類社會對氣候變化對各種生態(tài)系統(tǒng)的影響及各系統(tǒng)之間相互作用的了解不夠全面評估模型中考慮的因素不全面考慮氣候變化對生產(chǎn)力的影響，很少考慮對貿(mào)易、就業(yè)及社會經(jīng)濟的綜合影響很少涉及適應(yīng)措施對減弱脆弱性的作用1.4.2 降低不確定性的途徑主要途徑是改善氣候情景、社會經(jīng)濟情景、影響評估模型A.改進氣候模式和降低排放情景的不確定性構(gòu)建溫室氣體各種排放情景下氣候變化的情景，然后在評價工作中考慮各種氣候變化的情景B.改進和完善影響評估模型提高對生態(tài)系統(tǒng)響應(yīng)氣候變化機理的認識二、氣候變化對中國的影響0.5-0.8/100年20世紀50年代來降水逐步減少，華北暖干化，南方洪澇加劇1.對農(nóng)業(yè)影響農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的不穩(wěn)定性增加，產(chǎn)量波動增加，小麥、水稻、玉米減產(chǎn)37%農(nóng)業(yè)需水量增加，地區(qū)供水差異加大草原界限上升380-600mm對森林和其它生態(tài)系統(tǒng)的影響森林生產(chǎn)力增加1-10%，從東南到西北遞增，落葉闊葉林將成為優(yōu)勢種2050年我國西部冰川面積減少27.2%；未來50年冰川融水增加，高峰將出現(xiàn)在2030-2050年，年增20-30%。未來50年青藏高原冰川凍土帶空間分布格局發(fā)生變化，80-90%的島狀凍土發(fā)生退化。表面凍土面積減少10-15%，凍土下界抬升150-250m高山、高原湖泊中，早期會面積擴大，后期因供水減少而縮小3.對水資源的影響 北方河流徑流減少，南方河流徑流增加2010-2030年我國西部地區(qū)預(yù)計每年缺水200億m34.對海岸帶社會、經(jīng)濟和環(huán)境的影響風(fēng)暴潮事件將是中國沿海地區(qū)的主要災(zāi)害，而長江、黃河、珠江三角洲是最脆弱地區(qū)2030年海平面上升0.01-0.16m，海岸侵蝕，沿海土壤鹽漬化5.對其他領(lǐng)域的影響熱浪頻率和強度曾加雪山融化和海平面上升冬季采暖