引言政府间气候变化专门委员会第四次评估报告第一工作组报告中, 阐述了当前对气候变化 1 的人为和自然驱动因子气候变化观测事实气候的多种过程及归因以及一系列未来气候变化预估结果的科学认识水平本稿是在此前开展的各项评估的基础上, 同时吸纳了过去六年中的科研新成果形成的自第三次评估报告 (TA

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1 政府间气候变化专门委员会第一工作组的报告决策者摘要撰稿作者 : Richard B. Alley, Terje Berntsen, Nathaniel L. Bindoff, Zhenlin Chen, Amnat Chidthaisong, Pierre Friedlingstein, Jonathan M. Gregory, Gabriele C. Hegerl, Martin Heimann, Bruce Hewitson, Brian J. Hoskins, Fortunat Joos, Jean Jouzel, Vladimir Kattsov, Ulrike Lohmann, Martin Manning, Taroh Matsuno, Mario Molina, Neville Nicholls, Jonathan Overpeck, Dahe Qin, Graciela Raga, Venkatachalam Ramaswamy, Jiawen Ren, Matilde Rusticucci, Susan Solomon, Richard Somerville, Thomas F. Stocker, Peter A. Stott, Ronald J. Stouffer, Penny Whetton, Richard A. Wood, David Wratt 撰稿贡献作者 : J. Arblaster, G. Brasseur, J.H. Christensen, K.L. Denman, D.W. Fahey, P. Forster, E. Jansen, P.D. Jones, R. Knutti, H. Le Treut, P. Lemke, G. Meehl, P. Mote, D.A. Randall, D.A. Stone, K.E. Trenberth, J. Willebrand, F. Zwiers 本决策者摘要应作为以下文件标题摘引 : 政府间气候变化专门委员会,2007: 决策者摘要气候变化 2007: 自然科学基础政府间气候变化专门委员会第四次评估报告第一工作组的报告 [Solomon, S. Dahe Qin M. Manning Zhenlin Chen M. Marquis K.B. Averyt M.Tignor 和 H.L. Miller ( 编辑 )] 英国, 剑桥, 剑桥大学出版社和美国, 纽约

2 引言政府间气候变化专门委员会第四次评估报告第一工作组报告中, 阐述了当前对气候变化 1 的人为和自然驱动因子气候变化观测事实气候的多种过程及归因以及一系列未来气候变化预估结果的科学认识水平本稿是在此前开展的各项评估的基础上, 同时吸纳了过去六年中的科研新成果形成的自第三次评估报告 (TAR) 以来的科学进展, 主要是基于大量更新和更全面的数据对数据更复杂的分析对各种过程更进一步的认识模式对这些过程模拟的改进以及对不确定性范围更广泛的分析得到的本决策者摘要中的实质性段落, 均基于大括号中标出的各章节气候变化的人为和自然驱动因子大气中温室气体和气溶胶含量的变化太阳辐射变化以及地表特性的变化, 都会改变气 2 候系统的能量平衡这些变化用辐射强迫一词表述, 它被用于比较各种人为和自然驱动因子对全球气候的变暖或降冷作用自第三次评估报告 (TAR) 以来, 新的观测以及对温室气体太阳活动陆地表面属性和气溶胶某些方面的相关模拟, 导致了对辐射强迫的量化估算有所改进由于自 1750 年以来的人类活动影响, 全球大气二氧化碳甲烷和氧化亚氮浓度已明显增加, 目前已经远远超出了根据冰芯记录得到的工业化前几千年中的浓度值 ( 见图 SPM 1) 全球大气二氧化碳浓度的增加, 主要由于化石燃料使用和土地利用变化, 而甲烷和氧化亚氮浓度的变化则主要是由于农业 {2.3, 6.4, 7.3} 二氧化碳是最重要的人为温室气体 ( 见图 SPM 2) 全球大气二氧化碳浓度已从工业化前的约 280ppm, 增加到了 2005 年的 379 ppm 年大气二氧化碳浓度值已经远远超出了根据冰芯记录得到的六十五万年以来浓度的自然变化范围 (180 至 330ppm) 尽管大气二氧化碳浓度的增长速率存在年际变率, 其在近十年中 (1995 至 2005 年平均 : 每年 1.9ppm) 的增长速率, 比有连续直接大气观测以来 (1960 至 2005 年平均 : 每年 1.4 ppm) 的增长速率更高 {2.3, 7.3} 工业化时期以来大气二氧化碳浓度的增加, 主要源于化石燃料的使用, 土地利用变化是另一个显著的贡献, 但相对要小化石燃料燃烧所导致的二氧化碳年排放量 4, 从 20 世纪 90 年代的平均每年 6.4[6.0 至 6.8] 5 十亿吨碳 (23.5[22.0 至 25.0] 十亿吨二氧化碳 ), 增加到 2000 至 2005 年间的每年 7.2[6.9 至 7.5] 十亿吨碳 (26.4[25.3 至 27.5] 十亿吨二氧化碳 )(2004 年和 2005 年的数据为临时估算值 ) 与土地利用变化相关的二氧化碳排放量, 在 20 世纪 90 年代估算值为每年 1.6 [0.5 至 2.7] 十亿吨碳 (5.9[1.8 至 9.9] 十亿吨二氧化碳 ), 尽管这些估算值具有很大的不确定性 {7.3} 1 气候变化一词在 IPCC 的使用中, 是指气候随时间的任何变化, 无论其原因是自然变率, 还是人类活动的结果这有别于气候变化框架公约中的用法在公约中, 气候变化, 是指直接或间接归因于改变全球大气成分的人类活动, 所引起的气候的变化, 这种变化是叠加在同期观测到的气候自然变率之上的 2 辐射强迫, 是对某个因子改变地球大气系统射入和逸出能量平衡影响程度的一种度量, 它同时是一种指数, 反映了该因子在潜在气候变化机制中的重要性正强迫使地球表面变暖, 负强迫则使其降冷本报告中的辐射强迫值, 是 2005 年相对于工业化前 ( 定义为 1750 年 ) 的差值, 并以瓦 / 平方米 (W m 2 ) 为单位表述详情可参见术语表和 2.2 节 3 ppm( 百万分之一 ) 或 ppb( 十亿分之一 ) 是温室气体分子数目与干燥空气总分子数目之比如 300 ppm 的意思就是, 在每一百万个干燥空气分子中, 有 300 个温室气体分子 4 化石燃料燃烧所导致的二氧化碳排放包括源自化石燃料的生产分配和燃烧, 同时也作为水泥生产过程中的副产品十亿吨碳的排放量相当于 3.67 十亿吨二氧化碳 5 除非特别说明, 本决策者摘要所给出的结果的不确定性范围一般为 90% 的不确定性区间, 即取值高于方括号中给定范围的可能性为 5%, 同时低于该给定范围的可能性为 5% 本决策者摘要尽可能给出最佳估算值所评估的不确定性区间并非总是以相应的最佳估算值为中心对称注意 TAR 第一工作组给出的不确定性范围的数值, 对应于两倍的标准差 (95%), 并经常使用专家判断 2

3 从冰芯和现代观测资料中得到的温室气体浓度变化全球大气中甲烷浓度值已从工业化前约 715ppb, 增加到 20 世纪 90 年代初期的 1732 ppb, 并在 2005 年达到 1774ppb 2005 年大气甲烷浓度值已远远超出了根据冰芯记录得到的六十五万年以来浓度的自然变化范围 (320 至 790ppb) 自 20 世纪 90 年代以来, 其增长速率已下降, 这与此期间内甲烷总排放量 ( 人为与自然排放源的总和 ) 几乎趋于稳定 6 相一致观测到的甲烷浓度的增加很可源于人类活动, 主要是农业和化石燃料的使用, 但不同种类排放源的相对贡献大小尚未很好确定 {2.3, 7.4} 全球大气中氧化亚氮浓度值已从工业化前约 270ppb, 增加到 2005 年的 319ppb 其增长速率自 1980 年以来已大致稳定氧化亚氮总排放量中超过三分之一是人为的, 主要来自于农业 {2.3, 7.4} 自第三次评估报告 (TAR) 以来, 在人类活动对气候变暖和冷却作用方面的理解有 7 所加深, 从而得出了具有很高信度的结论, 即自 1750 年以来, 人类活动的全球平均净影响是变暖因素之一, 其辐射强迫为 +1.6 [+0.6 至 +2.4] 瓦 / 平方米 ( 见图 SPM 2) {2.3, 6.5, 2.9} 二氧化碳甲烷和氧化亚氮增加所产生的辐射强迫总和为 +2.30[+2.07 至 +2.53] 瓦 / 平方米, 工业化时代的辐射强迫增长率很可能在过去一万多年里是空前的 ( 见图 SPM 1 和 SPM 2) 二氧化碳的辐射强迫在 1995 至 2005 年间增长了 20%, 至少在近 200 年中, 它是其间任何一个十年的最大变化 {2.3, 6.4} 图 SPM 1. 最近一万年 ( 大图 ) 和公元 1750 年 ( 嵌入图 ) 以来大气二氧化碳甲烷和氧化亚氮浓度的变化图中所示测量值分别源于冰芯 ( 不同颜色的符号表示不同的研究结果 ) 和大气样本 ( 红线 ), 所对应的辐射强迫值见大图右侧纵坐标 { 图 6.4} 6 在本决策者摘要中, 结合使用专家判断, 下列术语被用于指示所评估的某个结果或结论发生的可能性 : 几乎确定表示发生概率大于 99%, 极有可能大于 95%, 很可能大于 90%, 可能大于 66%, 多半可能大于 50%, 不可能小于 33%; 很不可能小于 10%; 极不可能小于 5%( 详情可参见框 TS 1) 7 在本决策者摘要中, 以下几个置信水平被用于表述关于基础科学正确程度的专家判断 : 很高可信度至少有九成机会是正确的 ; 高可信度至少有八成机会是正确的 ( 见框 TS 1) 3

4 人为气溶胶 ( 主要包括硫酸盐有机碳黑碳硝酸盐和沙尘 ) 共同产生冷却效应, 共产生 0.5 [ 0.9 至 0.1] 瓦 / 平方米的总直接辐射强迫, 和 0.7 [ 1.8 至 0.3] 瓦 / 平方米的间接云反射强迫由于现场卫星和地基观测的改进和更全面的模拟, 与 TAR 时期相比, 目前对上述强迫有了更进一步的认识, 但在辐射强迫中仍存在最主要的不确定性气溶胶还影响着云生命期和降水 {2.4, 2.9, 7.5} 其它多个来源对辐射强迫存在着显著的人为贡献由于影响臭氧形成的化学物质 ( 氧化亚氮一氧化碳和烃 ) 的排放, 对流层臭氧变化的贡献为 [+0.25 至 +0.65] 瓦 / 平方 8 米, 卤烃变化所产生的直接辐射强迫的贡献为 [+0.31 至 +0.37] 瓦 / 平方米由土地覆盖变化和黑碳气溶胶雪上沉降引起的地表反照率的变化, 分别产生 0.2 [ 0.4 至 0.0] 瓦 / 平方米和 +0.1 [0.0 至 +0.2] 瓦 / 平方米的强迫图 SPM 2 中给出了此外的小于 ±0.1 瓦 / 平方米的贡献因子 {2.3, 2.5, 7.2} 辐射强迫分量图 SPM 年全球平均辐射强迫 (RF) 估算值及其范围, 包括人为二氧化碳 (CO 2 ) 甲烷(CH 4 ) 氧化亚氮(N 2 O) 和其它重要成分和机制, 以及各种强迫的典型地理范围 ( 空间尺度 ) 和科学认识水平 (LOSU) 的评估结果, 同时给出人为净辐射强迫及其范围这些需要计算各分量的非对称不确定性估算值的总和, 不能用简单叠加得到这里未包含的其它强迫因子被认为存在很低的科学认识水平火山气溶胶是又一种自然强迫, 但鉴于其阶段性特性, 故未包含在此图内线性凝结尾迹的范围不包含其它的航空对云的可能影响 {2.9, 图 2.20} 8 卤烃的辐射强迫已在近期的 IPCC 保护臭氧层和全球气候系统特别报告 (2005) 中作了详细评估 4

5 自 1750 年以来, 太阳辐照度变化造成的辐射强迫估算值为 [+0.06 至 +0.30] 瓦 / 平方米, 低于 TAR 估算值的一半 {2.7} 当前气候变化的直接观测相一致, 这在很大程度上弥合了 TAR 中所指出的差异 {3.2, 3.4} T 至少从 20 世纪 80 年代以来, 无论在陆地和海洋上空, 还是在对流层上层, 平均大气水汽含量都有所增加, 这与较暖空气能够容纳更多水汽总体一致 {3.4} 自 TAR 以来, 通过大量数据集和资料分析的改进与延伸地理覆盖范围的扩大对不确定性更深入的认识以及更为广泛多样的观测等途径, 在认识气候如何发生时空变化方面取得了进展自 20 世纪 60 年代以来对冰川和积雪, 以及近十年来对海平面高度和冰盖, 有了不断增加的综合观测然而, 某些地区的资料覆盖仍然是有限的气候系统的变暖是毫不含糊的, 目前从全球平均气温和海温升高大范围雪和冰融化以及海平面上升的观测中得到的证据支持了这一观点 ( 见图 SPM 3) {3.2, 4.2, 5.5} 9 根据全球地表温度器测资料, 最近 12 年中 (1995 至 2006 年 ) 有 11 年位列最暖的 12 个年份之中 (1850 年以来 ) 更新的 100 年线性趋势 (1906 至 2005 年 ) 为 0.74[0.56 至 0.92 ], 因此大于 TAR 时给出的 1901 至 2000 年 0.6[0.4 至 0.8 ] 的相应趋势值近 50 年的线性变暖趋势 ( 每十年 0.13[0.10 至 0.16 ] 几乎是近 100 年的两倍 ) 从 1850 至 1899 年到 2001 至 2005 年, 气温升高总量为 0.76[0.57 至 0.95] 城市热岛效应的影响是存在的, 但也是局地的, 对上述数值的影响可被忽略 ( 在陆地上小于每十年 0.006, 在海洋上为零 ) {3.2} 对探空和卫星观测资料所进行的新的分析表明, 对流层中下层温度的升高速率与地表温度记录类似, 并在其各自的不确定性范围内自 1961 年以来的观测表明, 全球海洋平均温度的增加已延伸到至少 3000 米深度, 海洋已经并且正在吸收 80% 以上被增添到气候系统的热量这一变暖引起海水膨胀, 并造成海平面上升 ( 见表 SPM1) {5.2, 5.5} 南北半球的山地冰川和积雪总体上都已退缩冰川和冰帽的大范围减少造成了海平面上升 ( 冰帽不包括格陵兰和南极冰盖的贡献 )( 见表 SPM1) {4.6, 4.7, 4.8, 5.5} 自 TAR 以来目前的最新资料显示, 格陵兰和南极冰盖的损耗, 很可能造成了 1993 至 2003 年的海平面上升 ( 见表 SPM1) 某些格陵兰和南极溢出冰川流速已经加快, 这些溢出冰川把冰从冰盖内部排出相应地, 冰盖物质损耗的增加, 已经常伴随着冰架的变薄缩减或损耗, 或浮动冰舌的损耗冰的这种动力损耗, 足够解释南极大部分的净物质损耗和格陵兰大致一半的净物质损耗剩余的格陵兰冰损耗, 是由于融化损耗超过了降雪累积 {4.6, 4.8, 5.5} 在 1961 至 2003 年期间, 全球平均海平面上升的平均速率为 1.8 [1.3 至 2.3] 毫米 / 年在 1993 至 2003 年期间, 该速率有所增加, 约为 3.1 [2.4 至 3.8] 毫米 / 年尚不清楚在 1993 至 2003 年期间出现的较高速率, 反映的是年代际变率还是长期增加趋势从 19 到 20 世纪, 观测到的海平面上升速率的增加具有高信度 20 世纪海平面上升的总估算值为 0.17 [0.12 至 0.22] 米 {5.5} 9 指陆地上近地表气温和海表温度的平均 5

6 温度海平面高度和北半球积雪的变化图 SPM 3. (a) 全球平均地表温度 (b) 从验潮站 ( 蓝色 ) 和卫星 ( 红色 ) 资料得到的全球平均海平面上升以及 (c)3 至 4 月北半球积雪变化的观测结果所有变化均相对于 1961 至 1990 年的相应均值平滑曲线表示十年均值, 圆圈表示年值阴影区为不确定性区间, 由已知不确定性 (a 和 b) 及时间序列 (c) 的综合分析估算得出 { 问题 3.1, 图 1, 图 4.2 和图 5.13} 6

7 在 1993 至 2003 年间, 气候因子的贡献量总和与直接观测的海平面上升总量在不确定性范围内相一致 ( 见表 SPM 1), 这些估算值基于目前改进的卫星和实地观测资料在 1961 至 2003 年间, 气候因子的贡献量总和估算值, 比观测到的海平面上升要小对 1910 至 1990 年,TAR 给出了相似的差异 {5.5} 在大陆区域和洋盆尺度上, 已观测到气候的多种长期变化, 包括北极的温度和冰大范围的降水量海水盐度风场以及包括干旱强降水热浪和热带气旋 10 强度在内的极端天气方面的变化 {3.2, 3.3, 3.4, 3.5, 3.6, 5.2} 近 100 年来, 北极平均温度几乎以两倍于全球平均速率的速度升高北极温度具有很高的年代际变率, 在 1925 至 1945 年期间也观测到一个暖期 {3.2} 1978 年以来的卫星资料显示, 北极年平均海冰面积以每十年 2.7%[2.1 至 3.3%] 的速率退缩, 较大幅度的退缩出现在夏季, 为每十年 7.4% [5.0 至 9.8%] 这些数值与 TAR 给出的结果一致 {4.4} 自 20 世纪 80 年代以来, 北极多年冻土层顶部温度普遍上升 ( 高达 3 ) 自 1900 年以来, 北半球季节冻土的最大面积减少了约 7%, 春季减少高达 15% {4.7} 11 已在许多大的地区观测到降水量在 1900 至 2005 年间存在长期趋势在北美和南美东部欧洲北部亚洲北部和中部, 已观测到降水量显著增加 ; 在萨赫勒地中海非洲南部亚洲南部部分地区, 已观测到降水量的减少降水的时空变化很大, 且在某些地区缺少观测资料对于所评估的其它大的地区, 尚未观测到长期趋势 {3.3, 3.9} 中高纬海水的淡化与低纬海水盐度的升高, 表明海洋上的降水与蒸发存在变化 {5.2} 自 20 世纪 60 年代以来, 南北半球的中纬度西风带西风都在加强 {3.5} 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, 观测到了强度更强持续更长的干旱与温度升高和降水减少有关的变干增加, 促成了干旱的变化海表温度 (SST) 和风场的变化以及积雪减少, 也表 SPM 1. 观测到的海平面上升速率以及估算的各种因子的贡献 {5.5, 表 5.3} 海平面上升速率 ( 毫米 / 年 ) 海平面上升的贡献因子热膨胀 0.42± ± 0.5 冰川和冰帽 0.50± ± 0.22 格陵兰冰盖 0.05± ± 0.07 南极冰盖 0.14± ± 0.35 海平面上升的单个气候因子的贡献总和 1.1 ± ± 0.7 观测到的海平面上升总量 1.8 ± 0.5 a 3.1 ± 0.7 a 差 ( 观测值减去气候贡献因子估算总值 ) 0.7 ± ± 1.0 表注 : a 1993 年之前为验潮站资料, 之后为卫星测高资料 10 热带气旋包括飓风和台风 11 所评估的地区为 TAR 中有关地区预估的章节和本报告第 11 章所考虑的地区 7

8 与干旱的发生有关 {3.3} 大多数陆地上的强降水事件发生频率有所上升, 这与变暖和观测到的大气水汽增加相一致 {3.8, 3.9} 近 50 年来已观测到极端温度的大范围变化冷昼冷夜和霜冻的发生频率已减小, 而热昼热夜和热浪的发生频率已增加 ( 见表 SPM 2) {3.8} 一些观测证据表明, 大约从 1970 年以来, 北大西洋的强热带气旋活动增加, 与热带海表温度升高相关在其它一些地区也存在一些迹象, 表明强热带气旋活动增加, 而对这些地区数据质量的关注更多多种年代际变率的存在, 以及 1970 年前后开始的常规卫星观测之前的热带气旋记录的资料质量, 使对热带气旋活动长期趋势的检测复杂化每年的热带气旋个数没有明显变化趋势 {3.8} 表 SPM 2. 近期的趋势, 人类活动对其影响的评估, 和对 20 世纪后期观测到存在变化趋势的极端天气事件的预估 { 表 3.7, 3.8, 9.4, 章节 3.8, 5.5, 9.7, 11.2 至 11.9} 现象 a 和变化趋势 20 世纪后期出现变化趋势的可能性 ( 以 1960 年之后为代表 ) 人类活动对观测到的变化趋势产生影响的可能性 b 基于 SRES 情景的 21 世纪预估结果, 未来存在变化趋势的可能性多数大陆地区冷昼 / 冷夜偏暖 / 偏少 c 很可能可能 d 几乎确定 d 多数大陆地区热昼 / 热夜偏暖 / 偏多 e 很可能可能 ( 夜 ) d 几乎确定 d 暖事件 / 热浪多数大陆地区发生频率增加可能多半可能 f 很可能强降水事件多数地区发生频率 ( 或强降雨占总降水的比例 ) 增加可能多半可能 f 很可能受干旱影响地区增加自 20 世纪 70 年代以来许多地多半可能可能区可能强热带气旋活动增加自 1970 年以来某些地区可能多半可能 f 可能由极高海平面所引发的事件可能多半可能 f, h 可能 i 增多 ( 不含海啸 ) 表注 : a 定义详见表 3.7 b 见表 TS 4 框 TS 3.4 和表 9.4 c 降低的冷昼 / 冷夜发生频率 ( 最冷的 10% 部分 ) d 每年最极端昼 / 夜的变暖 e 增加的热昼 / 热夜发生频率 ( 最热的 10% 部分 ) f 未评估人为贡献的大小这些现象的归因分析是基于专家判断, 而非正式的归因研究 g 极高海平面决定于平均海平面和区域天气系统这里定义为某给定时段内某站每小时的海平面观测值中最高的 1% 部分 h 观测到的极高海平面变化与平均海平面变化紧密相随 { }, 人类活动很可能造成平均海平面的上升 {9.5.2} i 在所有情景中, 预估的 2100 年全球平均海平面高于参考时段 {10.6} 尚未评估区域天气系统变化对极端海平面的影响 8

9 尚未观测到气候某些方面的变化 {3.2, 3.8, 4.4, 5.3} TAR 给出了温度日较差 (DTR) 降低的结果, 但可用的资料年限仅为 1950 至 1993 年更新的观测揭示出 1979 至 2004 年 DTR 未发生变化, 因为日间和夜间温度均以大致相同的速率升高不同地区的变化趋势差异很大 {3.2} 南极海冰范围仍表现出年际变率和局地变化, 但在统计上不存在显著的平均趋势, 这与整个地区平均气温无变暖相一致 {3.2, 4.4} 尚无足够的证据确认全球海洋经向翻转环流 (MOC) 或一些如龙卷雹闪电和沙尘暴等小尺度现象是否存在着变化趋势 {3.8, 5.3} 古气候视角古气候学研究利用对气候敏感的指示物的变化, 推断过去数百年至数百万年时间尺度的气候变化这些代用数据 ( 如树木年轮宽度 ) 可能会同时受到局地温度和其它因子 ( 如降水 ) 的共同影响, 并通常代表特定的季节而非全年 TAR 以来的研究从增加的资料中取得了更高的信度, 显示出世界各地多种指示物变化规律的一致性然而, 由于空间覆盖范围的减少, 不确定性通常会随着历史时间的追溯而增加古气候信息支持近 50 年气候变暖至少在此前 1300 年中是异常的解释在最近的一次极区显著暖于现在并持续了较长时间 ( 约 12.5 万年前 ) 的时期, 极冰体积的缩减导致了海平面上升 4 至 6 米 {6.4, 6.6} 20 世纪后半叶北半球平均温度很可能比近 500 年中任何一个 50 年时段的平均温度都高, 并且可能至少在最近 1300 年中是最高的最近一些研究表明, 北半球温度的变率比 TAR 提出的要大, 尤其是在 12 至 14 世纪 17 世纪和 19 世纪这些偏冷的时期 20 世纪之前的偏暖时期处在 TAR 给出的不确定性范围之内 {6.6} 主要由于极冰退缩, 在末次间冰期 ( 约 12.5 万年前 ), 全球平均海平面高度可能比 20 世纪高出 4 至 6 米冰芯资料显示, 那个时期平均极地温度比现在高出 3 至 5, 这是由地球轨道差异导致的格陵兰冰盖和北极其它冰原所造成的观测到的海平面上升可能不超过 4 米, 南极对海平面上升或许也有所贡献 {6.4} 9

10 气候变化认识及归因基于 TAR 以来的研究, 目前的评估考虑了更长更完备的资料范围更广的观测以及对气候及其变率诸多方面模拟的改进它同时也考虑了新的归因研究成果, 这些成果已经评价了观测到的变化是否在定量上与对外部强迫的预期响应一致, 是否与其它物理学合理解释不一致观测到的 20 世纪中叶以来大部分的全球平均温度的升高, 很可能是由于观测到人为 12 温室气体浓度增加所导致的这是一个进步, 因为 TAR 的结论是最近 50 年观测到的大部分变暖可能是由于温室气体浓度的增加目前, 可辨别的人类活动影响扩展到了气候的其它方面, 包括海洋变暖大陆尺度的平均温度温度极值以及风场 ( 见图 SPM 4 和表 SPM 2) {9.4, 9.5} 由于火山气溶胶和人为气溶胶抵消了一部分本来会出现的变暖, 因此如果单独考虑温室气体浓度的增加, 其导致的变暖可能比观测到的更大 {2.9,7.5,9.4} 观测到的大气和海洋大范围变暖现象及冰量损失, 均支持这样一个结论, 即如果不考虑外来强迫, 极不可能造成近 50 年的全球气候变化, 它很可能不是由已知的自然强迫单独造成的 {4.8,5.2,9.4,9.5,9.7} 气候系统的变暖, 在地表和自由大气温度, 海表以下几百米厚度上的海水温度, 以及对海平面上升的贡献因子方面已被检测到变化归因研究已经明确了对所有这些变化的人为作用的贡献观测到的对流层变暖和平流层降冷型, 在很可能归因于温室气体增加和平流层臭氧耗损的共同影响 {3.2, 3.4, 9.4, 9.5} 近 50 年来, 除南极外, 各大陆平均可能出现了显著的人为变暖 ( 见图 SPM 4) 观测到的变暖型, 包括陆地比海洋更明显的变暖及其随时间的变化, 都已被包含人为强迫的模式所模拟到耦合气候模式对六个大陆中每个大陆上观测到的温度演化的模拟能力, 提供了比 TAR 关于人类活动影响气候的更强有力的证据 {3.2, 9.4} 对较小尺度温度变化观测结果进行可信的模拟和归因仍有一定难度在这些尺度上, 由于气候自然变率比外部强迫相对更大, 这就更难辨识出期望的外部强迫的变化局地强迫和反馈的不确定性, 也使得估算温室气体增加对观测到的小尺度温度变化的贡献变得困难 {8.3, 9.4} 13 人为强迫可能造成了风场的改变, 影响到南北半球热带外地区的风暴路径与温度分布型然而, 观测到的北半球环流变化, 比响应于 20 世纪强迫变化的模拟结果更大 {3.5, 3.6, 9.5, 10.3} 多数最极端热夜冷夜和冷昼的温度可能由于人为强迫的作用已升高人为强迫多半可能已经增加了热浪发生的风险 ( 见表 SPM 2) {9.4} 对气候模式以及观测约束的分析, 得以首次给出气候敏感性的可能性评估范围, 提 12 对尚存的不确定性的考虑, 是基于目前的方法学 13 特别是南北半球的环状模态及其相关的北大西洋涛动变化 {3.6, 9.5, 框 TS 2} 10

11 全球和大陆的温度变化图 SPM 4. 观测到的大陆与全球尺度地表温度与使用自然和人为强迫的气候模式模拟结果的对比相对于 1901 至 1950 年相应平均值, 1906 至 2005 年观测到的年代际平均值 ( 黑线 ) 绘于年代中心虚线部分表示空间覆盖率低于 50% 蓝色阴影表示仅使用太阳活动与火山自然强迫的 5 个气候模式 19 个模拟试验结果的 5 至 95% 置信区间红色阴影表示同时使用自然强迫和人为强迫的 14 个气候模式 58 个模拟试验结果的 5 至 95% 置信区间 { 问题 9.2, 图 1} 11

12 高在气候系统对辐射强迫响应认识上的信度 { 6.6, 8.6, 9.6, 框 10.2} 平衡气候敏感度是对气候系统响应持续辐射强迫的一种量度它不是一种预估, 而是定义为二氧化碳浓度倍增后, 全球平均地表的变暖它可能在 2 至 4.5 的范围内, 最佳估算值约为 3, 它很不可能低于 1.5 不能排除该值远高于 4.5 的可能性, 但对此, 模拟与观测的一致性较差水汽的变化决定着影响气候敏感性的各种反馈, 目前对其的认识比 TAR 更为深入云的各种反馈依然是最大的不确定性来源 {8.6, 9.6, 框 10.2} 在 1950 年以前的至少 7 个世纪中, 气候变化很可能不单由气候系统自身所产生的变率造成该时段内北半球年代际温度变率重建结果中的相当部分, 很可能归因于火山爆发和太阳活动变化, 并且在该记录中较明显的 20 世纪初的变暖可能归因于人为强迫 {2.7, 2.8, 6.6, 9.3} 未来气候变化预估与 TAR 相比, 本次气候变化预估评估的一项重要进展, 就是有从更多的模式中得到的大量可用的数值模拟结果连同使用从观测得到的附加信息, 这为估算未来气候变化诸多方面的可能性提供了量化的基础模式模拟覆盖了一系列包括理想化排放或浓度假定的未来可能情形这些包括 2000 至 2100 年 SRES 14 解释性标志情景, 以及 2000 年或 2100 年后温室气体和气溶胶浓度保持稳定条件下的模式试验在一系列 SRES 排放情景下, 预估的未来 20 年变暖为每十年 0.2 即使所有温室气体和气溶胶浓度稳定在 2000 年水平, 仍会出现每十年 0.1 的进一步变暖 {10.3, 10.7} 自 1990 年 IPCC 第一次评估报告以来, 预估结果显示出 1990 至 2005 年全球平均温度升高约为每十年 0.15 至 0.3, 而观测结果为每十年约增加 0.2, 二者的可比性增强了近期预估结果的信度 {1.2, 3.2} 假定所有辐射强迫因子都控制在 2000 年水平, 模式试验显示, 主要由于海洋响应缓慢, 未来 20 年仍会以每十年约 0.1 的速率, 存在进一步变暖趋势如果排放处于 SRES 各情景范围之内, 则变暖幅度预计将是其两倍 ( 每十年 0.2 ) 模式预估结果的最佳估算值表明, 在所有有人类居住的大陆,SRES 情景的选择对 2030 年前的十年平均变暖幅度影响不大, 且很可能至少是 20 世纪相应模式估算的自然变率结果的两倍 {9.4, 10.3, 10.5, 11.2 至 11.7, 图 TS 29} 以等于或高于当前的速率持续排放温室气体, 会导致进一步变暖, 并引发 21 世纪全球气候系统的许多变化, 这些变化将很可 14 SRES 指 IPCC 排放情景特别报告 (2000) 在本决策者摘要结尾处的文框中, 总结了 SRES 情景族及其解释性个例, 其中不包含其它的气候政策干预内 12 容对应于计算得出的 2100 年人为温室气体和气溶胶辐射强迫 ( 见 TAR 第 823 页 ), 解释性标志情景 SRES B1 A1T B2 A1B A2 和 A1F1 分别大致对应和 1550 ppm 等二氧化碳浓度当量 B1 A1B 和 A2 情景已成为模式比较研究中的焦点, 很多的研究结果在本报告中进行了评估

13 能大于 20 世纪的观测结果 {10.3} 气候变化模拟的进展, 使目前能够给出针对不同排放情景下, 变暖预估结果的最佳估算值及其经可能性评估的不确定性范围本报告明确给出了不同排放情景下的预估结果, 以避免政策相关信息的损失表 SPM 3 给出了相对于 1980 至 1999 年平均的 21 世纪末 (2090 至 2099 年 ) 全球平均地表变暖的预估这反映了低排放与高排放情景的差别, 以及与这些情景相关的变暖预估结果的不确定性 {10.5} 本次评估和表 SPM 3 给出了六个 SRES 排放标志情景下, 全球平均地表变暖的最佳估算值及其可能性范围例如, 对于低排放情景 (B1), 最佳估算值为 1.8 ( 可能性范围 1.1 至 2.9 ), 对于高排放情景 (A1FI), 最佳估算值为 4.0 ( 可能性范围 2.4 至 6.4 ) 尽管这些预估结果与 TAR 给出的范围 (1.4 至 5.8 ) 较为一致, 但它们不能用来直接比较 ( 见图 SPM 5) 由于 AR4 给出了每个标致情景的最佳估算值及其可能性范围, 因此在这点上更进了一步对可能性范围的最新评估, 是根据更多的气候模式结果得出的, 这些模式更为复杂, 更接近真实情况, 同时考虑了碳循环反馈的本质, 以及从观测得到的气候响应约束 {10.5} 变暖趋向于降低陆地和海洋的大气二氧化碳吸收, 提高存留在大气中的人为排放的比例例如, 在 A2 情景下, 二氧化碳反馈作用对应的 2100 年相应的全球平均变暖在 1 以上温度预估结果不确定性范围的上限大于 TAR( 见表 SPM 3), 主要是因为目前可用的更多的模式, 都揭示了存在更强的气候碳循环反馈 {7.3, 10.5} 表 SPM 3 给出了基于模式结果的 21 世纪末 (2090 至 2099 年 ) 全球平均海平面上升幅度的预估对于每个情景, 表 SPM 3 中预估范围的中心点, 都在 TAR 模式给出的 2090 至 2099 年平均值的 10% 界限内信度范围比 TAR 更为集中的主要原因, 是由于对预估的 15 贡献因子不确定性认识的提高 {10.6} 表 SPM 世纪末全球平均地表变暖和海平面上升预估结果 {10.5, 10.6, 表 10.7} 温度变化 ( 单位 :, 相对 1980 海平面上升 ( 单位 : 米, 相对 1980 至 1999 年平均的 2090 至 2099 年结果 ) 至 1999 年平均的 2090 至 2099 年结果 ) 个例最佳估值可能性范围稳定在 2000 年的浓度水平 NA B1 情景 A1T 情景 B2 情景 A1B 情景 A2 情景 A1FI 情景表注 : a 这些估算值的评估源自一系列模式, 包含一个简单的气候模式, 几个中等复杂程度的地球模拟器 (EMICs), 以及大量的全球海气耦合模式 (AOGCMs) b 2000 年稳定水平仅得自于海气耦合模式 13

14 地表温度的海气耦合模式预估结果图 SPM 5. 各实线分别表示 A2 A1B 和 B1 情景下的多模式全球平均地表变暖 ( 相对于 1980 至 1999 年平均 ), 并作为 20 世纪模拟结果的延续, 阴影区表示各模式年值的正负一个标准差范围橘红色线表示将控制在 2000 年浓度水平上的模拟试验结果, 右侧的灰色条表示最佳估算值 ( 各条中间的实线 ) 和六个 SRES 标志情景可能范围的评估结果对灰色条中最佳估算值及其可能范围的评估结果, 包括图左边的海气耦合模式结果, 以及一系列单个模式和观测约束和结果 { 图 10.4 和 10.29} 因为仍缺少文献基础, 目前使用的模式都没范围给出最佳估算值或给出海平面上升的有考虑气候碳循环反馈的不确定性, 也没上限值 (10.6} 有包括冰盖流变化的全部影响预估结果包含了一个贡献因子, 即以观测到的 1993 至 2003 年格陵兰和南极冰流速率为参照的增大的冰流速率, 但未来这些冰流速率可能会增加, 也可能会减小例如, 如果冰流速率的贡献与全球平均温度变化同样呈线性增长的话, 那么表 SPM 3 中给出的 SRES 情景下海平面上升预估上界会再增加 0.1 至 0.2 米不大气二氧化碳浓度的不断增加导致了海水酸化程度的不断增加基于 SRES 情景的预估结果显示,21 世纪全球平均大洋表面的 ph 16 将会降低 0.14 至 0.35 个单位, 加剧了工业化前至今 0.1 个单位的降幅 {5.4, 框 7.3, 10.4} 排除出现更大值的可能性, 但由于对各种作目前对变暖型和其它区域尺度特征的预估用的理解非常有限, 还不足以评估其可能性结果更为可信, 包括风场降水以及极 15 TAR 的预估结果限定在 2100 年, 而本报告的预估结果为 2090 至 2099 年若按照相同的不确定性处理办法,TAR 则也会给出与表 SPM 3 相似的不确定性区间 16 ph 值减小意味着溶液的酸性增加详见术语表 14

15 决策者摘要端事件和冰的某些方面的变化 {8.2, 8.3, 8.4, 8.5, 9.4, 9.5, 10.3, 11.1} 热事件热浪和强降水事件的发生频率很可能将会持续上升 {10.3} 21世纪的变暖预估结果显示出与情景无关的空间地理分布型这与近50年的观测结果相似预计陆地上和大多数北半球高纬地区的变暖最为显著而南大洋和北大西洋的变暖最弱(见图SPM 6) {10.3} 预估结果显示积雪会退缩大部分多年冻土区的融化深度会广泛增加 {10.3, 10.6} 基于大量的模式结果随着热带SST的上升未来热带气旋(台风和飓风)可能将变得更强并伴随着更高峰值的风速以及与热带海表温度持续增加有关的更强的降水全球热带气旋数目减少预估结果的信度不高 1970年以来某些地区超强风暴的比例明显增加远大于现有模式的同期模拟结果 {9.5, 10.3, 3.8} 所有SRES情景下的预估结果显示北极和南极的海冰会退缩某些预估结果显示 21世纪后半叶北极暮夏的海冰几乎会完全消融 {10.3} 预估结果显示温带地区的风暴路径会向极地方向移动引起风降水和温度场的相应变化延续了近半个世纪以来所观测到的总体分布型的变化趋势 {3.6, 10.3} 地表温度的预估结果图SPM 6. 相对于1980至1999年平均 21世纪初期和末期全球平均温度变化的预估结果中图和右图分别为SRES B1(上) A1B(中)和A2(下)情景下2020至2029年(中)和2090至2099年(右)海气耦合模式的多模式平均预估结果左图为以全球平均变暖估算的相对概率表示的相应不确定性相对概率得自于针对相同时段所作的几个不同的海气耦合模式和中等复杂程度地球模拟器的研究由于一些研究仅给出了部分SRES情景下的结果或者给出了多种模式版本的结果因此左图中曲线数目的不同仅仅是由于所得到的结果数目的差异 {图10.8和10.28} 15

16 降水量变化分布的预估结果图 SPM 7. 相对于 1980 至 1999 年平均的 2090 至 2099 年降水 ( 百分率 ) 变化图中所示为 SRES A1B 情景下 12 至 2 月 ( 左图 ) 6 至 8 月 ( 右图 ) 的多模式平均结果白色区域为模式变化符号一致性少于 66% 的区域, 点状区域为模式变化符号一致性多于 90% 的区域 { 图 10.9} 自 TAR 以来, 对降水分布预估结果的认识不断提高高纬地区的降水量很可能增多, 而多数副热带大陆地区的降水量可能减少 ( 在 A1B 情景下, 到 2100 年会减少多达 20%, 见图 SPM 7), 延续了近期所观测到的变化趋势 {3.3, 8.3, 9.5, 10.3, 11.2 至 11.9} 基于目前模式的模拟,21 世纪大西洋经向翻转环流 (MOC) 将很可能减缓多模式平均计算结果表明, 在 SRES A1B 排放情景下, 到 2100 年降低 25%( 范围从 0 到约 50%) 预估结果表明, 大西洋地区温度会升高, 尽管这种变化是由于预估的温室气体增加所导致的大得多的变暖 21 世纪期间, 经向翻转环流很不可能会出现明显的突变经向翻转环流的更长期的变化尚无法进行可靠的评估 {10.3, 10.7} 鉴于各种气候过程反馈及其相应的时间尺度, 即使温室气体浓度趋于稳定, 人为变暖和海平面上升仍会持续数个世纪 {10.4, 10.5, 10.7} 当气候系统变暖时, 气候碳循环的耦合预期还会向大气中增加二氧化碳, 但尚不清楚这种反馈的大小这增加了为达到某一特定大气二氧化碳稳定浓度水平所需的二氧化碳排放轨迹的不确定性基于当前对气候碳循环反馈的认识, 许多模式结果表明, 要使二氧化碳稳定在 450ppm 的水平, 需要将 21 世纪的累积排放从 670[630 至 710] 十亿吨碳 ( 合 2460[2310 至 2600] 十亿吨二氧化碳 ), 减少到约 490[375 至 600] 十亿吨碳 ( 合 1800 [1370 至 2200] 十亿吨二氧化碳 ) 类似地, 要使二氧化碳稳定在 1000ppm 的水平, 这种反馈需要将累积排放从 1415[1340 至 1490] 十亿吨碳 ( 合 5190[4910 至 5460] 十亿吨二氧化碳 ) 减少到约 1100[980 至 1250] 十亿吨碳 ( 合 4030[3590 至 4580] 十亿吨二氧化碳 ) {7.3, 10.4} 如果到 2100 年辐射强迫稳定在 B1 或 A1B 水 14 平上, 仍然预计全球平均气温会再变暖 0.5, 并主要在 2200 年之前 {10.7} 16

17 11 如果到 2100 年辐射强迫稳定在 A1B 水平上, 到 2300 年之前, 仅热膨胀就会引起海平面上升 0.3 至 0.8 米 ( 相对于 1980 至 1999 年 ), 并且由于将热量混合到深海需要一段时间, 热膨胀会持续许多个世纪 {10.7} 预估结果显示, 格林兰冰盖的退缩会在 2100 年后继续造成海平面上升现有模式结果表明, 在 1.9 至 4.6 的全球平均变暖 ( 相对于工业化前 ) 情况下, 与温度变化相关的冰物质损耗的增加, 比由于降水变化得到的积累更为迅速, 因此表面的物质平衡为负如果负的表面物质平衡持续千年, 会最终导致格林兰冰盖的完全消融, 进而造成海平面上升约 7 米这些温度值与推断出的 12.5 万年前末次间冰期的温度相当, 古气候资料显示, 当时极冰面积缩减, 海平面上升 4 至 6 米 {6.4, 10.7} 目前的全球模式研究预估结果表明, 南极冰盖将会维持在非常寒冷的状态, 不至于会出现大范围表层融化的现象, 而且由于降雪增加, 冰量还会增大然而, 如果动力冰耗主导了冰盖的质量平衡, 有可能会发生冰量的净损失 {10.7} 鉴于清除大气中二氧化碳气体所需的时间尺度, 过去和未来的人为二氧化碳排放将使变暖和海平面上升现象延续到千年以上 {7.3, 10.3} 与冰流有关的某些动力过程未包含在当前的模式中, 但近期观测显示, 它有可能会增大冰盖对变暖的脆弱性, 进而加剧未来海平面上升但限于对这些过程的认识程度, 尚未在其作用程度上达成共识 {4.6, 10.7} 17

18 17 IPCC 排放情景特别报告 (SRES) 中的排放情景 A1:A1 情景族描述了这样一个未来世界 : 经济增长非常快, 全球人口数量峰值出现在本世纪中叶并随后下降, 新的更高效的技术被迅速引进主要特征是 : 地区间的趋同能力建设以及不断扩大的文化和社会的相互影响, 同时伴随着地域间人均收入差距的实质性缩小 A1 情景族进一步化分为 3 组情景, 分别描述了能源系统中技术变化的不同方向以技术重点来区分, 这 3 种 A1 情景组分别代表着化石燃料密集型 (A1FI) 非化石燃料能源(A1T) 以及各种能源之间的平衡(A1B)( 平衡在这里定义为 : 在所有能源的供给和终端利用技术平行发展的假定下, 不过分依赖于某种特定能源 ) A2:A2 情景族描述了一个很不均衡的世界主要特征是 : 自给自足, 保持当地特色各地域间生产力方式的趋同异常缓慢, 导致人口持续增长经济发展主要面向区域, 人均经济增长和技术变化是不连续的, 低于其它情景的发展速度 B1:B1 情景族描述了一个趋同的世界 : 全球人口数量与 A1 情景族相同, 峰值也出现在本世纪中叶并随后下降所不同的是, 经济结构向服务和信息经济方向迅速调整, 伴之以材料密集程度的下降, 以及清洁和资源高效技术的引进其重点放在经济社会和环境可持续发展的全球解决方案, 其中包括公平性的提高, 但不采取额外的气候政策干预 B2:B2 情景族描述了这样一个世界 : 强调经济社会和环境可持续发展的局地解决方案在这个世界中, 全球人口数量以低于 A2 情景族的增长率持续增长, 经济发展处于中等水平, 与 B1 和 A1 情景族相比技术变化速度较为缓慢且更加多样化尽管该情景也致力于环境保护和社会公平, 但着重点放在局地和地域层面对于 A1B A1FI A1T A2 B1 和 B2 这 6 组情景, 各自选择了一种情景作为解释性情景, 所有的情景均应被同等对待 SRES 情景不包括额外的气候政策干预, 这意味着不包括明确假定执行联合国气候变化框架公约或京都议定书排放目标的各种情景 17 IPCC 第一工作组报告不对排放情景进行评估该框总结的 SRES 情景取自 TAR, 并且事先经过了政府间气候变化专门委员会的逐行批准 18

总量开始减少的欧洲人口形势分析

总量开始减少的欧洲人口形势分析张善余彭际作俞路自世纪年代以来欧洲人口增长率持续下降年人口开始负增长这无疑是其人口发展的一个转折点在欧洲各个地区中东欧是年以前全球第一个也是仅有的一个人口有所减少的地区在北欧和西欧地区如果没有国际移民的净流入人口增长率也将很低大约在年间预计欧洲所有地区的人口都将出现负增长由于自然增长率在过去一个世纪乃至未来的变动欧洲人口已不可逆转地老龄化