气候变化的趋势范文

气候变化的趋势范文第1篇

1国际气候谈判的路径和轨迹

自《联合国气候变化框架公约》（以下简称公约）1994年3月21日正式生效，20年来国际气候谈判形成了以《京都议定书》（以下简称议定书）、《巴厘路线图》、《哥本哈根协议》和《坎昆协议》为代表的成果，这个阶段见证了不同缔约方力量的消长、谈判集团的“碎片化”和国际减排机制的“退化”。2012年底达成的德班增强行动平台（以下简称德班平台），在某种意义上希望“拨乱反正”，使气候变化谈判回归到应有的轨迹上。

1.1议定书确立了发达国家“自上而下”强制减排机制，谈判集团逐步“碎片化”

议定书落实了公约“共同但有区别的责任”原则，它规定附件I缔约方的二氧化碳（CO2）等6种温室气体的年均排放量在2008年到2012年承诺期内必须比1990 年降低至少5%。议定书还参考了各国的不同能力和国情差异，为附件I名单中的不同国家或区域一体化组织设置了有差别的减排承诺，以整体实现上述5%的减排目标。发展中国家缔约方在议定书下不需承担此类强制性的减排目标，但附件I国家可以通过“清洁发展机制（CDM）”以资金和技术支持在发展中国家开展项目级别的合作减排。议定书标志着在公约框架下正式形成了发达国家“自上而下”（首先制订总量控制目标，之后在附件I缔约方进行分解）、发展中国家不承担强制减排义务的温室气体减排机制。在联合国气候变化框架公约第四次缔约方大会（COP4）上，一直以整体出现的发展中国家集团出现分化：环境脆弱、易受气候变化影响，自身排放量很小的小岛屿国家联盟（AOSIS）提出愿意自愿承担减排目标。这一分化对后续谈判的影响越来越严重，直接削弱了发展中国家整体谈判实力。随着谈判的不断进展和关注角度、立场的不同，发展中国家内部的“小集团”越来越多，2012年达到14个之多；两个传统阵营之外更出现了“环境整体性”和“卡塔赫纳”两个“跨阵营”集团，谈判集团呈现“碎片化”趋势。

1.2《巴厘路线图》坚持已有减排机制但发展中国家的义务有所增加

进入21世纪之后，发展中国家的整体实力和排放开始快速上升，不满议定书的发达国家极力转嫁责任开始呼吁新的减排安排。2007年底在巴厘会议（COP13）上通过的巴厘路线图是20年谈判的一个转折点。整体上，巴厘路线图延续了公约和议定书精神，尤其是“共同但有区别的责任”原则，既响应IPCC第四次气候变化评估报告要求全球立即行动起来大幅度减少温室气体排放量的呼吁，也为发达国家和发展中国家缔约方之间有区别的义务性质和履约方式定下了总体基调。但是，巴厘路线图要求发展中国家采取“可测量、可报告和可核实”（MRV）的适当国家行动（NAMAs）以减缓温室气体排放，非附件I国家的履约义务开始增加。

1.3哥本哈根协议使现有减排机制面临挑战

虽然没有法律约束力，但哥本哈根协议不仅首次在公约文件中认可了2℃度全球目标，更隐晦地提出了一个“统一的减排机制”，即发达国家和发展中国家都采取“自下而上”的方式自主提出减排/减缓目标，但对发达国家实施类似于议定书下的“三可”制度，对发展中国家进行“国际磋商和分析”。这种新的“自下而上的减排保证”（pledge）+“统一核查机制”（review）的全球减排机制逐渐显现，原有的发达国家“自上而下”、发展中国家自愿承诺的减排机制受到很大挑战并开始动摇。随后的《坎昆协议》将《哥本哈根协议》内容部分正式化，正式承认了2℃全球目标，2012-2020年间的减排安排框架基本尘埃落定。

1.4德班平台直指2020年后全球气候治理新安排

2011年公约大会通过德班平台，2012年多哈气候变化大会结束了历时五年的“巴厘路线图”谈判，从法律上确定了《京都议定书》第二承诺期，公约长期合作特设工作组结束谈判，德班平台工作计划。国际社会应对气候变化进程在多哈实现了平稳过渡。从2013年起国际气候谈判将转入到以“德班平台”为主的“一轨谈判”，目标是到2015年底形成适用于所有缔约方的“议定书（protocol，法律约束力强）”、“其他法律文件（legal instrument，法律约束力未知但应该弱于前者）”或“经同意的具有法律约束力的成果（agreed outcome with legal force，法律约束力最弱）”，2020年生效实施[1]，气候变化谈判由此进入转折期。

2未来国际气候机制走向分析

为构建新的全球气候治理框架，将温升幅度控制在2℃之内，在过去20年谈判经验基础上，随着研究和谈判的进展，不同的设想纷纷出现。总体而言，这些构想可以大体划分为“自上而下”和“自下而上”两类以及两类之间的某种过渡形式。

2.1“自上而下”机制与“自下而上”机制

“自上而下”和“自下而上”用来涵盖一系列不同的国际气候政策构想。从理论上讲，严格的“自上而下”机制应包含很强的全球协调性、得到普遍认可和追求的总体目标、分阶段目标和时间进程表、共同遵守的规 则机制（如市场机制）、严格的进度报告和核查机制以及遵约机制；“自下而上”机制则相反，没有或很少涉及到全球协调（或者所谓的协调仅局限在少数国家），各国自行安排相关行动，进展情况由国内核查制度来确定而不接受国际核查，也没有国际遵约机制约束[2-3]。总体而言，《京都议定书》是“自上而下”机制的代表（虽然它的覆盖面一直备受争议），而《哥本哈根》以及《坎昆协议》所确定的“减排保证”+“审评”的机制是一种近似的“自下而上”机制。

议定书为发达国家缔约方规定了一定时间段内具有法律约束力的总体减排目标和国别减排责任，并通过市场机制的介入降低减排成本。此外，议定书为发达国家缔约方制定了严格的温室气体排放核算、报告和核查制度以及相应的遵约机制[4]。

美国在哥本哈根会议提出的“减排保证”+“审评”的机制主张各国自主提出减缓目标和行动，接受略有不同的核查机制，无国际遵约机制。至于所达成协议的法律约束力，美国强调“对称性”（legal symmetry），即最不发达国家之外的国家都应该接受相同的约束力[5]。此外，美国一直努力将气候变化纳入公约外多边机制对话之中，并倡导建立了“主要经济体能源与气候论坛（MEF）”、八国集团（G8）、20国集团（G20）、亚太经济合作组织（APEC）、国际海事组织（IMO）、国际民用航空组织（ICAO）、气候与清洁空气联盟等国际集团和组织也纷纷涉及气候变化议题，通过集团共同立场或国际组织决议对联合国框架下的气候变化机制形成影响[6]。通过这些公约外机制发挥影响和作用，也是“自下而上”机制的重要内容。

2.2主要缔约方关于“2015年协议”的总体立场动态

2013年4月德班平台第二次会议之前，各缔约方应主席要求就谈判内容提交提案。根据这些提案，主要缔约方对“2015年协议”的立场如下：

欧盟：以气候变化进程引领者自居的欧盟一直倡导建立覆盖所有缔约方的“具有法律约束力的全球统一减排框架”[7]，并将其作为接受议定书二期的首要条件[8]。德班平台达成后，在广大发展中国家的压力下，以欧盟为主的部分发达国家接受了议定书二期，使议定书在法律上延续下去。2013年3月以来，欧盟开始就2020年后国际气候制度广泛征求意见。在欧盟提案中[9]，欧盟重申2015年达成的协议成果应该是一个覆盖100%排放的具有法律约束力的议定书，同时，最不发达国家（LDCs）、小岛屿国家联盟、独立美洲和加勒比海国家联盟（AILAC）等众多集团与欧盟一样，支持制定新的议定书，甚至强调其在覆盖范围、减排强度、实施力度上均要超过《京都议定书》。此外，欧盟也认可各缔约方的减排承诺应该根据“共同但有区别的责任”和“各自能力”原则确定，有所区别的“光谱式”（spectrum）多元化国家减排承诺是可以考虑的。

美国：一如既往，美国反对“自上而下”的减排安排，提倡“自下而上”的“光谱式”多元化国家减排许诺结构，同时，美国提出了“轴辐式协议（从中心向外辐射状，hubspokes）”概念[10]，即构建一个所有缔约方参与的、相对恒定的、包括关键设计要素的“轴协议”（hub agreement），围绕这一作为核心的“轴协议”，就细节问题达成一系列具体、可实施、不一定所有缔约方参与、便于修改的“辐决定”（spoke decisions），共同构成一揽子协议体系。“轴决定”强调国内的地区、企业、NGO等非国家行为体参与国际减排合作，并高度重视公约外多边机制的作用。“辐决定”游历于公约之外，既不要求所有缔约方参与，也不需要遵守公约原则，其参与行为体可以是主权国家之外的行为主体，实施内容也可以和现有的各种公约外机制紧密结合。

因此，未来减排机制的设计方面，欧美之间的根本分歧依然存在。欧盟以达到2℃温控目标为前提，提出自上而下分配减排任务，强调全经济范围和全体国家的参与，希望通过强有力的体制约束达到目标。而美国则提出减缓需要加强现实世界的力度（promote realworld ambition），2℃温控目标仅能作为参考而不具有强制力，减缓仍应建立在各国自愿性贡献上。围绕这一问题的讨论将成为下阶段谈判的主线之一。然而，这种分歧并不影响欧美在针对发展中国家时的“联合一致”，如强调全体缔约方、不区分发达国家与发展中国家“二分法”等，矛头直指中国、印度等发展中国家排放大国。此外，澳大利亚提出了具有三层结构的新协定，中心是具有法律约束力的承诺，辅以各种有或没有法律约束力的补充性条款和制度，并将国家时间表作为附录，该方案在某种意义上结合了欧美的主要观点，有可能弥补欧美之间的分歧，值得进一步关注。同时，立场相近发展中国家（LMDC）也在众多问题上保持了相对一致，正在成为气候谈判中一股重要力量。

2.3应对气候变化的紧迫性决定公约下的“自上而下”机制应发挥主导作用

气候变化是全球问题，必须由全球行动来解决。已有科学认知告诉我们全球长期浓度目标越低，越要求更快的减排速度和更广泛的参与，而且越早行动相应的减排代价就越低[11]。尽管尚存不确定性，政府间气候变化专门委员会（IPCC）认为总体上实现2℃温升目标很可能要求本世纪末将大气中的温室气体浓度稳定在450ppmCO2当量上下，相应全球温室气体排放尽快达到峰值并持续下降。“自下而上”的松散机制远远不能保证此目标的实现。议定书二期所覆盖的排放量占2010年附件I缔约方排放量的35%（全球总量的14%），锁定的减限排承诺相比1990年降低18%-19%，远远低于IPCC所提出附件I缔约方到2020年整体减排25%-40%的目标；即使考虑其它附件1缔约方和非附件I缔约方的自主减缓目标和行动，到2020年，距离实现2℃目标要求的差距仍有80-130亿t CO2当量[12]。这种趋势如果不能及时得到扭转，全球升温将超过4℃[13]，人类可能面临不能承受的灾难性后果。如果我们认真对待2℃共识，那么一个强有力的“自上而下”机制才能为所有国家提供足够的互信并激励尽早开展实质性减排 活动。

实际上“自上而下”机制（京都议定书）在过去20年取得了不容忽视的减排成效，引领了世界低碳发展潮流。首先，议定书激励、加速了承诺强制目标国家的低碳产业和市场机制发展。可再生能源产业、新能源技术成为经济危机中创造新的经济增长点、扩大就业的新领域。欧盟2009年通过了“Directive 20-20-20”，第一次为可再生能源发展确定了强制国别目标； 议定书所确定的灵活机制为欧盟排放权交易体系的建立提供了国际法律依据，同样在议定书下承诺减限排目标的澳大利亚、新西兰和日本也都在排放权交易、碳税等方面进行积极的探索和尝试。第二，议定书促进了减缓气候变化国际合作。截止2013年6月，在CDM执行理事会注册的CDM项目超过7 000个，签发的经核证的排放量（CERs）近13-6亿t CO2当量。欧盟成员国投资了超过50%的CDM项目，日本投资的项目个数超过10%。一些CDM项目在促进发展中国家农村脱贫、改善室内空气质量、提高农民健康水平等方面进行了有益的尝试。第三，大多数承诺强制目标国家的国内整体排放都出现了明显下降，完成京都目标没有悬念。以欧盟为例，积极应对气候变化已经渗入欧盟社会经济发展全局之中，2011年其温室气体排放量已经比1990年下降17%，人均排放也在逐年下降。通过履行国际承诺，这些国家的低碳发展取得长足进步，国际竞争力不断增强。其他发达国家缔约方通过参加灵活机制也基本能完成目标，而从来没有批准议定书的美国和退出议定书的加拿大，其2011年排放分别比1990年上升8.4%和17.4%。

2.4德班平台谈判下的其他关键问题

除关于德班谈判成果框架、原则和减缓这一系列焦点问题外，适应、资金、技术和能力建设等议题作为发展中国家一直以来的重大关切，是共区原则的具体体现之一，也是目前谈判的关键问题。很多发达国家将资金、技术转让和能力建设统一归为实施手段，以此形式与减缓、适应等问题并列，其旨在把资金和技术转让问题作为一般性实施手段，而弱化其作为发达国家对发展中国家主要支持承诺的实质。同时，发达国家强调私营部门在提供资金支持和技术转让方面的重要作用，希望将其对发展中国家的援助义务转化成市场化行为，从而使发达国家免于承担其责任义务。在2013年4月的波恩会议上，几乎所有缔约方都不否认适应是“2015年协议”的重要内容，发展中国家认为适应行动应在现有适应机制基础上继续加强，继应对气候变化不利影响的损失与危害问题在多哈会议突然升温以后，这一议题依然是波恩会议的重点之一，这一问题对推动发达国家承担历史责任和维护发展中国家团结具有重要意义。发达国家做出的到2020年每年动员1000亿的长期资金承诺依然没有见到任何具体计划，相反，OECD最新公布的数据显示2011年OECD国家用于发展中国家应对气候变化的资金额呈现下降趋势[14]，绿色气候基金依然面临无米之炊。德班会议初步建立了以技术执行委员会和气候技术中心为基础的技术机制，在多哈会议上技术机制谈判模糊触及知识产权问题，部分发展中国家表示满意。波恩会议尚未就德班平台下的技术转让进行进一步谈判，但可以想象随着新技术机制在2013年全面实施，应对气候变化领域中的知识产权问题将更加复杂，发展中国家对该问题的谈判诉求仍将长期存在，发达国家的立场和态度也很难妥协。

3中国的战略选择

在公约谈判进行的20年中，中国的经济总量增长到世界第二，温室气体排放总量更快速上升到世界第一的位置，2011年我国CO2排放占全球28.6%， 已经超过欧美之和[15]；1990-2011年我国的CO2排放增量占全球增量的比例超过60%，人均排放已接近部分发达国家。随着这种结构性力量的增强，中国在全球气候治理中特别是气候公约谈判中越来越具有举足轻重的地位[16]。

在公约谈判中，中美欧仍是决定未来谈判走向的三股重要力量，任何二者的联手都会对谈判格局带来极为重大的影响。对2015年协议的内容和形式，欧美之间的分歧越来越明显：欧盟虽然暂时同意从“自下而上”的“自主许诺+审评”模式入手，逐渐按照一定的标准提高各国减排力度，但其实际上追逐的仍是通过公约体制最终实现“自上而下”全球统一行动机制，这与美国的“去中心化”或“虚中心化”的松散机制立场仍有本质性不同。中国虽然还没有很明确地表示立场，但在避免国际气候变化机制对国家发展造成硬性约束这一点看，中美态度比较接近，这也成为奥巴马政府推崇气候领域“中美共治”的原因之一。

2013年4月在美国的倡议下中美签署《中美应对气候变化联合声明》：认识到“气候变化危害和全球应对努力的不足”，中美两国应“采取强有力的国内适当行动，包括大规模的合作行动”，并承诺将在2013年建立气候变化工作组。美国在中国外交战略中始终居于首要位置，将气候变化纳入中美整体外交中是完全有必要和有意义的。但是由于中国仍是发展中国家，维护发展中国家阵营的团结不仅在气候变化领域，在整个中国的外交战略上同样具有不可动摇的地位。另一方面，从应对气候变化的紧迫性和世界低碳发展趋势看，欧盟倡导“自上而下”的全球治理模式（议定书模式扩大化）也值得中国认真思考。

中国还没有将发展战略与气候变化大背景和全球经济技术发展大趋势密切联系起来。全社会对低碳发展的紧迫性认识不足，共识不够，对绿色低碳发展的内容和道路没有透彻了解和深入分析，“低碳”这个概念远远没有纳入到社会经济生活的各个方面，许多地方打着“低碳”的旗号，走的仍是“高碳”的老路。统筹国际国内两个大局，以外促内应成为推动我国发展模式转型的巨大动力[17]。党的十八大将生态文明建设纳入社会主义现代化建设总体布局。生态文明建设的理念不应该仅仅局限于“美丽中国”，还应该在“人类命运共同体”意识的引导下逐步为全球环境保护做出与大国地位和形象相称的贡献。

4结论

气候变化的趋势范文第2篇

关键词：后京都时代/气候治理/中国/战略选择

从《联合国气候变化框架公约》的签署到《京都议定书》的生效，再到后京都时代谈判的艰难之路，中国在国际气候治理过程中的受关注程度以及自身在国际上的地位都与日俱增。中国所持的气候变化谈判立场取决于中国对气候变化问题的认识程度。随着综合国力的不断上升、认识的不断深化以及国际谈判经验的不断积累，中国参与国际气候谈判的能力也在不断增强。通过分析中国气候变化决策模式和影响因素，本文认为，在当前阶段，中国必须以和平方式拓展发展空间，以发展低碳经济应对后京都时代的挑战。

一、后京都时代国际气候治理面临的挑战

气候变化是一个典型的全球性环境问题。伴随着全球环境保护的制度化趋势，建立公平有效的国际气候治理机制已成为当今世界政治的主要议程之一。如果从1990年《联合国气候变化框架公约》谈判算起，迄今为止，国际气候制度的演进大约经历了三个发展阶段：第一阶段，从1990年启动《联合国气候变化框架公约》谈判到1992年签署该公约，再到1994年该公约生效，这一阶段主要从法律上确立了国际气候治理（公约）的最终目标和一系列基本原则。第二阶段，从1995年公约第一次缔约方会议讨论制定第一个议定书开始，到1997年京都会议达成《京都议定书》，再到2005年2月16日《京都议定书》正式生效，这一阶段首次为附件I国家（发达国家与经济转轨国家）规定了具有法律约束力的定量减排目标，并引入排放贸易（ET）、联合履约（JI）和清洁发展机制（CDM）三个灵活机制，在防范全球气候变暖方面迈出了重要的第一步。由于《京都议定书》所约定的减排目标非常有限，且目标执行年限也只到2012年，因此需要考虑《京都议定书》以后即“后京都时代”或“2012年以后”的国际气候协定。第三阶段，从2005年11月后京都时代气候谈判启动，并在2007年底达成巴厘路线图（Bali Roadmap），这个过程何时完成还留有很大的悬念。由于各国利益诉求迥异，全球协调应对气候变暖还面临诸多挑战。

（一）各国利益诉求迥异，难以形成政治共识

后京都时代国际制度框架必须公平地反映每个国家的具体国情，诸如责任、能力和减排潜力。尽管各种方案设计均有其理性基础，但协议的达成是一个通过谈判形成共识的过程。国际气候制度的走向主要受到科学认知、政治意愿和经济利益三个方面的综合影响。各方都试图从这三个方面入手，发挥自身的影响力，同时最大限度地维护自身利益，在妥协中为打破僵局寻求一条可行的解决途径。①可以说，任何一方的立场变化或战略调整，都会对“后京都时代”谈判的走向产生重要的影响。

当前，国际气候政治呈现出群雄纷争、三足鼎立的基本格局。欧盟、美国和中国的人口数量、经济总量、能源消费、温室气体排放在全球均占有相当大的份额，在参与谈判的众多缔约方之中，其地位可谓举足轻重。欧盟作为气候谈判的发起者，一直是推动气候变化谈判最重要的政治力量。欧盟一方面担心全球气候变暖危及欧洲“冬暖夏凉”的气候环境；另一方面，由于欧盟人口稳中有降、经济成熟而稳定、技术和管理先进、欧盟能源消费需求也相对饱和，因而在温室气体减排方面具有比较优势。大力推进气候变化进程、维持在国际事务中的主导地位符合欧盟的战略利益。以美国为首（包括日本、加拿大、澳大利亚、新西兰、俄罗斯等国）的“伞形”集团是国际气候舞台上另一支重要的政治力量。美国地域广阔，对气候变化的敏感性不及欧洲。虽然美国拥有世界最强大的经济实力，技术和管理水平也很高，但美国人口增长较快，同时他们不愿意改变其奢侈浪费的生活方式，因而能源需求和温室气体排放呈现较快的增长趋势。

（二）《京都议定书》模式与第三条道路的博弈

在后京都时代，国际气候谈判启动艰难，其关键在于《京都议定书》模式用之不易，弃之可惜。作为妥协的产物，《京都议定书》兼顾了各方利益，具有可操作性。尽管是总量定式的独木桥，但有关后京都时代国际气候制度的设计，2/3以上均是京都模式的延续或对其的修订。《京都议定书》业已生效，公约/议定书会议（COP/MOP）可能珍惜这一来之不易的进展，将在欧盟和部分发展中国家的推动下，经过修正而得到延续。②欧盟在公约框架之下积极推进后京都时代的谈判进程，其实就是延续总量控制加排放贸易的京都模式。欧盟在2007年春季首脑会议上已经明确提出，2020年要在1990年的水平上实现减排20%的目标，并在巴厘岛气候变化会议上明确提出了发达国家应在2020年前将温室气体排放量较1990年减少25%～40%的目标。

美国退出《京都议定书》后，没有任何重返京都机制的迹象。美国出于其国际战略考虑，不论如何修订，只要发展中大国没有参与减排或做出限排承诺，只要是京都定式，它均不会重返京都格局。而发展中大国正处于工业化和城市化进程之中，它们会明确反对任何具有约束力的排放限制。发展中大国和美国、欧盟之间的三方博弈，微妙地影响着后京都时代的国际气候进程。

（三）缔约方会议：国际气候治理的最终出路

根据《京都议定书》的有关规定，目前的这种格局将只能维持到2012年，全球急需尽快达成一项减缓全球气候变暖的新协议。第二阶段减排承诺谈判意味着谈判重点将转向更严格的国际气候制度构建。

“巴厘路线图”只规定了2009年前必须完成相关谈判，并没有就2012年后的温室气体减排设定责任。至于2012年之后各方应承担什么样的减排责任，则要留待2008年、2009年分别在波兰和丹麦举行的联合国气候变化大会上解决，这为未来的谈判留下了悬念。可以预计，在推动减缓全球气候变暖、推动建立2012年后发达国家减限排目标方面，由于关乎各国重大的政治和经济利益，谈判一定会困难重重，可能会有多次反复。在涉及发展中国家承担具体义务方面，谈判将会更加激烈。

二、中国气候变化战略的优先领域

中国的气候变化决策是以对经济利益的判断为基础的，而且随着认识的不断深入，经济利益的内涵也不断扩展。由于国内各决策部门之间利益的高度一致性，中国对经济利益的维护主要通过外交谈判来完成，其政策的制定也随着认识的深入而表现出更大的灵活性。在后京都时代谈判阶段，中国的战略目标主要有三个：一是争取和维护中国的发展空间；二是促进国内的可持续发展；三是树立负责任大国的良好形象。中国独特的国情和面临的挑战要求中国必须明确气候变化战略优先领域：通过维护发展中国家间的团结争取和维护发展空间；通过实施清洁发展机制项目实现最大现实经济利益。

（一）积极参与气候谈判，维护发展中国家的内部团结

中国在国际气候治理进程中的地位同参与其他国际制度相比是完全不同的。在经济领域，国际经济制度的规则主要由西方制定，中国加入这一制度基本上只能是适应它，西方占据着主导权。中国对其进行改造、修改其规则非常困难，作用也相当有限。而正在建立之中的国际气候制度却不同，因为它刚刚起步，尚未成熟，还需要国际社会共同努力来完善。尽管发达国家凭借其政治、经济、科技实力而具有一定的主导优势，但在其发展演化的进程中，发展中国家还有很大的发挥作用的空间。

作为拥有全球性影响的发展中大国，中国在全面加入发达国家所主导建立的国际气候变化制度体系的同时，还要积极致力于发挥大国的制度构建作用，使国际制度处于正常有序的运转状态和利益分配的公正状态，在相对公正和稳定的国际合作中维护和促进中国日益全球化的国家利益。可以肯定的是，无论面临多大的国际压力，中国必须继续积极参与气候公约的谈判进程，不断增强参与的程度，提高参与的能力，力争在其中发挥更大的作用。当然，中国参与气候变化领域国际活动及履约谈判的首要任务是为实现工业化和现代化及可持续发展而争取应有的发展权，为中国未来的和平发展争取必需的排放空间。

（二）在清洁发展机制方面积极开展国际合作

与其他发展中国家相比较，中国最初对CDM持谨慎的态度，进入CDM市场也相对较晚。尽管从2000年（比《京都议定书》生效时间早5年）开始就开展CDM项目，但中国直到2002年8月才核准《京都议定书》，直到2004年6月CDM的国家主管机构才建立，中国国务院到2005年10月才颁布《清洁发展机制项目运行管理办法》。③

2005年2月16日，《京都议定书》正式生效，为CDM项目的大规模和快速开发奠定了法律基础，CDM国际市场迎来了一个高速发展时期。据世界银行的粗略计算，发达国家若要在2012年前如期完成《京都议定书》所规定的减排任务，至少需要通过CDM项目购买25亿吨以上的二氧化碳当量（其他种类的温室气体按照其全球增温潜势折合成二氧化碳）的减排量。作为充满经济活力的发展中大国，中国具有很多有利条件实施CDM项目，如技术能力强、国家风险低、比较容易获取项目投资等。专家估计，到2012年，中国将占据全球CDM市场近50%的份额，温室气体减排量转让收益能达到数十亿至百亿美元以上。④

（三）积极采取应对气候变化的行动

中国的气候战略是以能源发展为中心的战略，这是由总体经济发展目标所驱动的。虽然中国一直反对为发展中国家设定强制性的温室气体排放限制目标，但这不表明中国不采取应对气候变化的行动。虽然建立资源节约型和环境友好型社会是中国“十一五”规划中的首要目标，但很多障碍有待克服。这些挑战决定了中国在国内应对气候变化的行动方式以及中国的国际气候谈判立场。

中国在减缓气候变化方面实际上已经做了不少努力。1990-2005年，仅通过调整经济结构和提高能源效率，中国累计节约了约8亿吨标准煤，相当于减少18亿吨二氧化碳的排放特别值得一提的是，中国制定了“十一五”期间节约能源以减少温室气体排放的具体目标，即到2010年，我国单位GDP能耗要比2005年下降20%。这一措施所产生的温室气体减排量，比很多发达国家在《京都议定书》下承诺的减排量都要大；也比美国政府提出的到2012年美国单位GDP二氧化碳排放强度比2002年下降18%的目标还要雄伟。⑤这足以显示中国应对气候变化的决心和勇气。如果这一目标能够实现，仅这一项行动，就相当于减排二氧化碳12亿吨以上。⑥此外，中国在发展风电、水电、生物质能发电、太阳能利用、提高能源利用效率、节约资源和能源等方面采取的措施必将实现巨大的温室气体减排量。

三、小结

中国在后京都时代国际气候治理中的重要作用是不容置疑的，怎么强调也不过分。面对即将成为世界上最大温室气体排放国的现实。中国备受国际社会瞩目压力巨大。如何应对气候变化关系到中国经济社会发展的全局，关系到中国发展模式与能源安全、经济竞争力与对外贸易、国际地位和国家形象，必须统筹考虑国际、国内两个大局，以积极姿态参与应对气候变化的国际合作。

中国的气候变化决策取决于对经济利益的判断，而且随着对气候变化认识的不断深入，经济利益的内涵也不断扩展，并上升到了地缘政治的高度。由于中国国内气候变化决策的集体性和部门间利益的一致性，中国的经济利益主要通过外交谈判来维护，其途径是维护发展中国家的团结。这一点在后京都时代谈判中尤为重要。在《京都议定书》第一承诺期，中国作为发展中国家，没有温室气体减排或限排义务，通过开发清洁发展机制项目引进资金和先进技术、促进可持续发展符合中国的现实经济利益。虽然在现阶段中国还没有能力和条件承诺强制性温室气体限排义务，但中国采取了许多力所能及的措施应对气候变化，不仅树立了良好的国际形象，也有助于国内的长远发展。（作者单位：武汉理工大学）

参考文献

[1] H.E.Ott，et al，South-North Dialogue on Equity in the Greenhouse：A proposal for an adequate and equitable global climate agreement，Deutsche Gesellschaft für Technische Zusammenarbeit（GTZ）GmbH Postfach，May2004，http：//。

[2] 潘家华：《后京都国际气候协定的谈判趋势与对策思考》，载《气候变化研究进展》，2005年第1期，第10～15页。

[3] 庄贵阳：《为下一步谈判留下悬念》，载《科学时报》，2007年12月21日。

[4] Robert D.Putnam，“Diplomacy and Domestic Politics：The Logic of Two-Level Games，”International Organization，Vol.42，No.3，1988，pp.427-460.

[5] [美]詹姆斯・多尔蒂和小罗伯特・普法尔茨格拉夫著，阎学通等译：《争论中的国际关系理论》，北京：世界知识出版社，2003年版，第645～646页。.

[6] 吕学都：《全球CDM市场发展与中国MGD碳融资》，在“实现千年发展目标的中国清洁发展机制开发合作项目”启动会上的发言，2007年2月6日。

注解

① 陈迎：《全球气候变化政治较量升温》，载《人民日报》，2007年12月7日。

② 潘家华：《后京都国际气候协定的谈判趋势与对策思考》，载《气候变化研究进展》，2005年第1期，第10～15页。

③ 见中国清洁发展机制网，http：//。

④ World Bank，Clean Development Mechanism in China：Taking a Proactive and Sustainable Approach，http：//.

气候变化的趋势范文第3篇

关键词气候谈判；路径趋势；德班平台；战略选择

中图分类号X196文献标识码A

文章编号1002-2104（2013）09-0006-06

doi：10-3969/j-issn-1002-2104-2013-09-002

近年来，随着国际权力分配逐渐趋向平衡、国际政治格局多极化和世界经济全球化的加快，国际体系处于深刻的变化和转型过程中，已经进行20年的国际气候谈判也进入了转折阶段。上世纪九十年代《联合国气候变化框架公约》和《京都议定书》以发展中国家和发达国家两大阵营之间的对抗替代了冷战时期的意识形态对抗，气候变化由单纯的科学问题演变为政治问题和发展问题，谈判进展缓慢。目前巴厘路线图谈判已经结束，发达国家希望通过德班增强行动平台的竞争，淡化历史责任转嫁自身减排责任，继续维持西方国家主导的国际政治经济秩序，因此，下一阶段的谈判将对我国的发展空间形成重大影响，我国必须从战略上高度重视。通过对过去20年谈判路径的回顾分析、审慎跟踪和研判国际气候制度发展走向，提出我国应有效介入到未来全球气候治理体制的建设当中，提高我国的议程设置能力、话语权和影响力，这是我国参与全球事务的重要工作。

1国际气候谈判的路径和轨迹

自《联合国气候变化框架公约》（以下简称公约）1994年3月21日正式生效，20年来国际气候谈判形成了以《京都议定书》（以下简称议定书）、《巴厘路线图》、《哥本哈根协议》和《坎昆协议》为代表的成果，这个阶段见证了不同缔约方力量的消长、谈判集团的“碎片化”和国际减排机制的“退化”。2012年底达成的德班增强行动平台（以下简称德班平台），在某种意义上希望“拨乱反正”，使气候变化谈判回归到应有的轨迹上。

1.1议定书确立了发达国家“自上而下”强制减排机制，谈判集团逐步“碎片化”

议定书落实了公约“共同但有区别的责任”原则，它规定附件I缔约方的二氧化碳（CO2）等6种温室气体的年均排放量在2008年到2012年承诺期内必须比1990 年降低至少5%。议定书还参考了各国的不同能力和国情差异，为附件I名单中的不同国家或区域一体化组织设置了有差别的减排承诺，以整体实现上述5%的减排目标。发展中国家缔约方在议定书下不需承担此类强制性的减排目标，但附件I国家可以通过“清洁发展机制（CDM）”以资金和技术支持在发展中国家开展项目级别的合作减排。议定书标志着在公约框架下正式形成了发达国家“自上而下”（首先制订总量控制目标，之后在附件I缔约方进行分解）、发展中国家不承担强制减排义务的温室气体减排机制。在联合国气候变化框架公约第四次缔约方大会（COP4）上，一直以整体出现的发展中国家集团出现分化：环境脆弱、易受气候变化影响，自身排放量很小的小岛屿国家联盟（AOSIS）提出愿意自愿承担减排目标。这一分化对后续谈判的影响越来越严重，直接削弱了发展中国家整体谈判实力。随着谈判的不断进展和关注角度、立场的不同，发展中国家内部的“小集团”越来越多，2012年达到14个之多；两个传统阵营之外更出现了“环境整体性”和“卡塔赫纳”两个“跨阵营”集团，谈判集团呈现“碎片化”趋势。

1.2《巴厘路线图》坚持已有减排机制但发展中国家的义务有所增加

进入21世纪之后，发展中国家的整体实力和排放开始快速上升，不满议定书的发达国家极力转嫁责任开始呼吁新的减排安排。2007年底在巴厘会议（COP13）上通过的巴厘路线图是20年谈判的一个转折点。整体上，巴厘路线图延续了公约和议定书精神，尤其是“共同但有区别的责任”原则，既响应IPCC第四次气候变化评估报告要求全球立即行动起来大幅度减少温室气体排放量的呼吁，也为发达国家和发展中国家缔约方之间有区别的义务性质和履约方式定下了总体基调。但是，巴厘路线图要求发展中国家采取“可测量、可报告和可核实”（MRV）的适当国家行动（NAMAs）以减缓温室气体排放，非附件I国家的履约义务开始增加。

1.3哥本哈根协议使现有减排机制面临挑战

虽然没有法律约束力，但哥本哈根协议不仅首次在公约文件中认可了2℃度全球目标，更隐晦地提出了一个“统一的减排机制”，即发达国家和发展中国家都采取“自下而上”的方式自主提出减排/减缓目标，但对发达国家实施类似于议定书下的“三可”制度，对发展中国家进行“国际磋商和分析”。这种新的“自下而上的减排保证”（pledge）+“统一核查机制”（review）的全球减排机制逐渐显现，原有的发达国家“自上而下”、发展中国家自愿承诺的减排机制受到很大挑战并开始动摇。随后的《坎昆协议》将《哥本哈根协议》内容部分正式化，正式承认了2℃全球目标，2012-2020年间的减排安排框架基本尘埃落定。

1.4德班平台直指2020年后全球气候治理新安排

2011年公约大会通过德班平台，2012年多哈气候变化大会结束了历时五年的“巴厘路线图”谈判，从法律上确定了《京都议定书》第二承诺期，公约长期合作特设工作组结束谈判，德班平台工作计划。国际社会应对气候变化进程在多哈实现了平稳过渡。从2013年起国际气候谈判将转入到以“德班平台”为主的“一轨谈判”，目标是到2015年底形成适用于所有缔约方的“议定书（protocol，法律约束力强）”、“其他法律文件（legal instrument，法律约束力未知但应该弱于前者）”或“经同意的具有法律约束力的成果（agreed outcome with legal force，法律约束力最弱）”，2020年生效实施[1]，气候变化谈判由此进入转折期。

2未来国际气候机制走向分析

为构建新的全球气候治理框架，将温升幅度控制在2℃之内，在过去20年谈判经验基础上，随着研究和谈判的进展，不同的设想纷纷出现。总体而言，这些构想可以大体划分为“自上而下”和“自下而上”两类以及两类之间的某种过渡形式。

2.1“自上而下”机制与“自下而上”机制

“自上而下”和“自下而上”用来涵盖一系列不同的国际气候政策构想。从理论上讲，严格的“自上而下”机制应包含很强的全球协调性、得到普遍认可和追求的总体目标、分阶段目标和时间进程表、共同遵守的规则机制（如市场机制）、严格的进度报告和核查机制以及遵约机制；“自下而上”机制则相反，没有或很少涉及到全球协调（或者所谓的协调仅局限在少数国家），各国自行安排相关行动，进展情况由国内核查制度来确定而不接受国际核查，也没有国际遵约机制约束[2-3]。总体而言，《京都议定书》是“自上而下”机制的代表（虽然它的覆盖面一直备受争议），而《哥本哈根》以及《坎昆协议》所确定的“减排保证”+“审评”的机制是一种近似的“自下而上”机制。

议定书为发达国家缔约方规定了一定时间段内具有法律约束力的总体减排目标和国别减排责任，并通过市场机制的介入降低减排成本。此外，议定书为发达国家缔约方制定了严格的温室气体排放核算、报告和核查制度以及相应的遵约机制[4]。

美国在哥本哈根会议提出的“减排保证”+“审评”的机制主张各国自主提出减缓目标和行动，接受略有不同的核查机制，无国际遵约机制。至于所达成协议的法律约束力，美国强调“对称性”（legal symmetry），即最不发达国家之外的国家都应该接受相同的约束力[5]。此外，美国一直努力将气候变化纳入公约外多边机制对话之中，并倡导建立了“主要经济体能源与气候论坛（MEF）”、八国集团（G8）、20国集团（G20）、亚太经济合作组织（APEC）、国际海事组织（IMO）、国际民用航空组织（ICAO）、气候与清洁空气联盟等国际集团和组织也纷纷涉及气候变化议题，通过集团共同立场或国际组织决议对联合国框架下的气候变化机制形成影响[6]。通过这些公约外机制发挥影响和作用，也是“自下而上”机制的重要内容。

2.2主要缔约方关于“2015年协议”的总体立场动态

2013年4月德班平台第二次会议之前，各缔约方应主席要求就谈判内容提交提案。根据这些提案，主要缔约方对“2015年协议”的立场如下：

欧盟：以气候变化进程引领者自居的欧盟一直倡导建立覆盖所有缔约方的“具有法律约束力的全球统一减排框架”[7]，并将其作为接受议定书二期的首要条件[8]。德班平台达成后，在广大发展中国家的压力下，以欧盟为主的部分发达国家接受了议定书二期，使议定书在法律上延续下去。2013年3月以来，欧盟开始就2020年后国际气候制度广泛征求意见。在欧盟提案中[9]，欧盟重申2015年达成的协议成果应该是一个覆盖100%排放的具有法律约束力的议定书，同时，最不发达国家（LDCs）、小岛屿国家联盟、独立美洲和加勒比海国家联盟（AILAC）等众多集团与欧盟一样，支持制定新的议定书，甚至强调其在覆盖范围、减排强度、实施力度上均要超过《京都议定书》。此外，欧盟也认可各缔约方的减排承诺应该根据“共同但有区别的责任”和“各自能力”原则确定，有所区别的“光谱式”（spectrum）多元化国家减排承诺是可以考虑的。

美国：一如既往，美国反对“自上而下”的减排安排，提倡“自下而上”的“光谱式”多元化国家减排许诺结构，同时，美国提出了“轴辐式协议（从中心向外辐射状，hubspokes）”概念[10]，即构建一个所有缔约方参与的、相对恒定的、包括关键设计要素的“轴协议”（hub agreement），围绕这一作为核心的“轴协议”，就细节问题达成一系列具体、可实施、不一定所有缔约方参与、便于修改的“辐决定”（spoke decisions），共同构成一揽子协议体系。“轴决定”强调国内的地区、企业、NGO等非国家行为体参与国际减排合作，并高度重视公约外多边机制的作用。“辐决定”游历于公约之外，既不要求所有缔约方参与，也不需要遵守公约原则，其参与行为体可以是国家之外的行为主体，实施内容也可以和现有的各种公约外机制紧密结合。

因此，未来减排机制的设计方面，欧美之间的根本分歧依然存在。欧盟以达到2℃温控目标为前提，提出自上而下分配减排任务，强调全经济范围和全体国家的参与，希望通过强有力的体制约束达到目标。而美国则提出减缓需要加强现实世界的力度（promote realworld ambition），2℃温控目标仅能作为参考而不具有强制力，减缓仍应建立在各国自愿性贡献上。围绕这一问题的讨论将成为下阶段谈判的主线之一。然而，这种分歧并不影响欧美在针对发展中国家时的“联合一致”，如强调全体缔约方、不区分发达国家与发展中国家“二分法”等，矛头直指中国、印度等发展中国家排放大国。此外，澳大利亚提出了具有三层结构的新协定，中心是具有法律约束力的承诺，辅以各种有或没有法律约束力的补充性条款和制度，并将国家时间表作为附录，该方案在某种意义上结合了欧美的主要观点，有可能弥补欧美之间的分歧，值得进一步关注。同时，立场相近发展中国家（LMDC）也在众多问题上保持了相对一致，正在成为气候谈判中一股重要力量。

2.3应对气候变化的紧迫性决定公约下的“自上而下”机制应发挥主导作用

气候变化是全球问题，必须由全球行动来解决。已有科学认知告诉我们全球长期浓度目标越低，越要求更快的减排速度和更广泛的参与，而且越早行动相应的减排代价就越低[11]。尽管尚存不确定性，政府间气候变化专门委员会（IPCC）认为总体上实现2℃温升目标很可能要求本世纪末将大气中的温室气体浓度稳定在450ppmCO2当量上下，相应全球温室气体排放尽快达到峰值并持续下降。“自下而上”的松散机制远远不能保证此目标的实现。议定书二期所覆盖的排放量占2010年附件I缔约方排放量的35%（全球总量的14%），锁定的减限排承诺相比1990年降低18%-19%，远远低于IPCC所提出附件I缔约方到2020年整体减排25%-40%的目标；即使考虑其它附件1缔约方和非附件I缔约方的自主减缓目标和行动，到2020年，距离实现2℃目标要求的差距仍有80-130亿t CO2当量[12]。这种趋势如果不能及时得到扭转，全球升温将超过4℃[13]，人类可能面临不能承受的灾难性后果。如果我们认真对待2℃共识，那么一个强有力的“自上而下”机制才能为所有国家提供足够的互信并激励尽早开展实质性减排活动。

实际上“自上而下”机制（京都议定书）在过去20年取得了不容忽视的减排成效，引领了世界低碳发展潮流。首先，议定书激励、加速了承诺强制目标国家的低碳产业和市场机制发展。可再生能源产业、新能源技术成为经济危机中创造新的经济增长点、扩大就业的新领域。欧盟2009年通过了“Directive 20-20-20”，第一次为可再生能源发展确定了强制国别目标； 议定书所确定的灵活机制为欧盟排放权交易体系的建立提供了国际法律依据，同样在议定书下承诺减限排目标的澳大利亚、新西兰和日本也都在排放权交易、碳税等方面进行积极的探索和尝试。第二，议定书促进了减缓气候变化国际合作。截止2013年6月，在CDM执行理事会注册的CDM项目超过7 000个，签发的经核证的排放量（CERs）近13-6亿t CO2当量。欧盟成员国投资了超过50%的CDM项目，日本投资的项目个数超过10%。一些CDM项目在促进发展中国家农村脱贫、改善室内空气质量、提高农民健康水平等方面进行了有益的尝试。第三，大多数承诺强制目标国家的国内整体排放都出现了明显下降，完成京都目标没有悬念。以欧盟为例，积极应对气候变化已经渗入欧盟社会经济发展全局之中，2011年其温室气体排放量已经比1990年下降17%，人均排放也在逐年下降。通过履行国际承诺，这些国家的低碳发展取得长足进步，国际竞争力不断增强。其他发达国家缔约方通过参加灵活机制也基本能完成目标，而从来没有批准议定书的美国和退出议定书的加拿大，其2011年排放分别比1990年上升8.4%和17.4%。

2.4德班平台谈判下的其他关键问题

除关于德班谈判成果框架、原则和减缓这一系列焦点问题外，适应、资金、技术和能力建设等议题作为发展中国家一直以来的重大关切，是共区原则的具体体现之一，也是目前谈判的关键问题。很多发达国家将资金、技术转让和能力建设统一归为实施手段，以此形式与减缓、适应等问题并列，其旨在把资金和技术转让问题作为一般性实施手段，而弱化其作为发达国家对发展中国家主要支持承诺的实质。同时，发达国家强调私营部门在提供资金支持和技术转让方面的重要作用，希望将其对发展中国家的援助义务转化成市场化行为，从而使发达国家免于承担其责任义务。在2013年4月的波恩会议上，几乎所有缔约方都不否认适应是“2015年协议”的重要内容，发展中国家认为适应行动应在现有适应机制基础上继续加强，继应对气候变化不利影响的损失与危害问题在多哈会议突然升温以后，这一议题依然是波恩会议的重点之一，这一问题对推动发达国家承担历史责任和维护发展中国家团结具有重要意义。发达国家做出的到2020年每年动员1000亿的长期资金承诺依然没有见到任何具体计划，相反，OECD最新公布的数据显示2011年OECD国家用于发展中国家应对气候变化的资金额呈现下降趋势[14]，绿色气候基金依然面临无米之炊。德班会议初步建立了以技术执行委员会和气候技术中心为基础的技术机制，在多哈会议上技术机制谈判模糊触及知识产权问题，部分发展中国家表示满意。波恩会议尚未就德班平台下的技术转让进行进一步谈判，但可以想象随着新技术机制在2013年全面实施，应对气候变化领域中的知识产权问题将更加复杂，发展中国家对该问题的谈判诉求仍将长期存在，发达国家的立场和态度也很难妥协。

3中国的战略选择

在公约谈判进行的20年中，中国的经济总量增长到世界第二，温室气体排放总量更快速上升到世界第一的位置，2011年我国CO2排放占全球28.6%， 已经超过欧美之和[15]；1990-2011年我国的CO2排放增量占全球增量的比例超过60%，人均排放已接近部分发达国家。随着这种结构性力量的增强，中国在全球气候治理别是气候公约谈判中越来越具有举足轻重的地位[16]。

在公约谈判中，中美欧仍是决定未来谈判走向的三股重要力量，任何二者的联手都会对谈判格局带来极为重大的影响。对2015年协议的内容和形式，欧美之间的分歧越来越明显：欧盟虽然暂时同意从“自下而上”的“自主许诺+审评”模式入手，逐渐按照一定的标准提高各国减排力度，但其实际上追逐的仍是通过公约体制最终实现“自上而下”全球统一行动机制，这与美国的“去中心化”或“虚中心化”的松散机制立场仍有本质性不同。中国虽然还没有很明确地表示立场，但在避免国际气候变化机制对国家发展造成硬性约束这一点看，中美态度比较接近，这也成为奥巴马政府推崇气候领域“中美共治”的原因之一。

2013年4月在美国的倡议下中美签署《中美应对气候变化联合声明》：认识到“气候变化危害和全球应对努力的不足”，中美两国应“采取强有力的国内适当行动，包括大规模的合作行动”，并承诺将在2013年建立气候变化工作组。美国在中国外交战略中始终居于首要位置，将气候变化纳入中美整体外交中是完全有必要和有意义的。但是由于中国仍是发展中国家，维护发展中国家阵营的团结不仅在气候变化领域，在整个中国的外交战略上同样具有不可动摇的地位。另一方面，从应对气候变化的紧迫性和世界低碳发展趋势看，欧盟倡导“自上而下”的全球治理模式（议定书模式扩大化）也值得中国认真思考。

中国还没有将发展战略与气候变化大背景和全球经济技术发展大趋势密切联系起来。全社会对低碳发展的紧迫性认识不足，共识不够，对绿色低碳发展的内容和道路没有透彻了解和深入分析，“低碳”这个概念远远没有纳入到社会经济生活的各个方面，许多地方打着“低碳”的旗号，走的仍是“高碳”的老路。统筹国际国内两个大局，以外促内应成为推动我国发展模式转型的巨大动力[17]。党的十将生态文明建设纳入社会主义现代化建设总体布局。生态文明建设的理念不应该仅仅局限于“美丽中国”，还应该在“人类命运共同体”意识的引导下逐步为全球环境保护做出与大国地位和形象相称的贡献。

4结论

从20年来国际气候谈判的路径和轨迹分析可以看出，气候变化谈判是一个复杂、多边和持续的政府间互动过程，既涉及到控制竞争更涉及到协调合作。国际社会力图通过合作实现温室气体减排，保证全球长期目标实现，但是各国对排放容量的竞争也在同步发展，竞争中合作贯穿气候谈判始终。整个过程见证了全球政治经济格局“东升西降”的走势，不同阵营之间和内部的差异性和交互性增多，呈现出“碎片化”局面。发达国家极力逃避历史责任，发展中大国在气候变化谈判中的“体量”和地位逐步发展变化，所承担的责任也有不断上升的趋势。从总体上看，由于种种原因公约下气候变化谈判的进展缓慢表现不尽人意，使公众对公约机制产生一定怀疑[18]，“自下而上”的松散机制开始受到重视，弱化和偏离公约的趋势逐步显现，这对解决气候变化这样的复杂问题和全球长期目标的实现弊大于利。计划于2015年达成的关于2020年后国际应对气候变化合作新安排应该汲取前20年谈判的经验教训，坚持公约原则和框架，明确方向，形成公平有效的国际气候新机制。

从理论上看，人类对环境问题的解决不外乎“技术解”和“契约解”两条道路[19]。前者只要求进行自然科学技术改变，人类价值或道德理念的方式改变可以是微不足道甚至无需提及的；后者则呼吁道德的限制作用以及建立在共识基础上的“相互同意的相互强制”。从20年公约谈判的进程来看，虽然议定书强调了“契约解”的重要性并具有强制法律效力，但不容否认国际社会的答案始终在“技术解”和“契约解”之间游弋，并偏向技术解。美国作为一个典型的市场驱动型社会，单纯倚仗技术进步和市场力量解决全球环境问题，在很大程度上阻滞了应对气候变化国际进程。气候变化问题作为公共问题，是属于全人类的问题，只有达成“契约解”，即形成一系列共同遵守并执行的法律制度，“技术解”才会真正发挥作用。中国应该站在战略高度，积极参与和推进全球气候治理，有力地推动全球气候治理朝着更加合理、有效和有序的方向发展。

参考文献（References）

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[9]European Union. Submission by Ireland and the European Commission on Behalf of the European Union and Its Member States[R]. [2013-05-04]http：//unfccc.int/files/documentation/submissions_from_parties/adp/application/pdf/adp_eu_workstream_1_20130301.pdf

[10]USA. ADP Workstream 1： 2015 Agreement Submission of the United States[R]. [2013-05-04]http：//unfccc.int/files/documentation/submissions_from_parties/adp/application/pdf/adp_usa_workstream_1_20130312.pdf

[11]IPCC. Climate Change 2007： Synthesis Report. Contribution of Working Groups I，II and III to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change[M]. Geneva，2007.

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[16]许琳，陈迎. 全球气候治理与中国的战略选择[J]. 世界经济与政治，2013， （1）：116-134. [Xu Lin， Chen Ying. Global Climate Governance and Chinese Strategic Choices[J]. World Economics and Politics， 2013， （1）：116-134.]

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气候变化的趋势范文第4篇

气候生产力模型考虑到资料的获取和方法实用,本文采用Lieth提出的可以明确表达气候变化对气候生产力影响的ThornthwaiteMemorial模型[4]来计算气候生产力。该模型为:(式略)其中,Pv是以实际蒸发散量计算得到的植物净第一性生产力[kg/(hm2?a)];e为自然对数;3000是Lieth经统计得到的地球自然植物在每年每平方米上的最高干物质产量(kg);v是年平均实际蒸发散量(mm);R为年平均降水量(mm);L为年平均最大蒸散量,它是年均温度t(℃)的函数。气温变化特征为榆林市年平均气温随时间的趋势变化状况。由图1可知,近50年来榆林年平均气温呈现明显的增长趋势。年平均气温的气候倾向率为0.40℃/10a,趋势系数通过了α=0.001极显着水平俭验,榆林气候变暖现象显着。尤其是20世纪90年代以来气温上升速率大大增加,年均气温值远大于多年平均值,20世纪90年代之后较90年代之前年平均气温增长了14.2%,上升幅度明显。,近50年来榆林市四季平均气温均呈现明显的增长趋势。冬季气温的升幅最明显,气候倾向率为0.75℃/10a;秋季、春季次之,气候倾向率分别为0.35和0.33℃/10a;夏季最小,气候倾向率为0.18℃/10a。对四季平均气温的趋势系数进行检验,发现春、秋、冬季气候趋势系数均通过了α=0.001极显着水平检验,夏季气温趋势系数也通过了α=0.05显着水平检验,表明榆林气候变暖现象十分明显。通过全年及四季平均气温5年滑动平均曲线可以看出,榆林市年平均气温和四季平均气温表现出很强的相似性。20世纪60~80年代各气温均在平均值附近波动,年际变化不大。90年代中期,各曲线均出现急剧上升的变化趋势。进入21世纪以后,各气温均在一个相对高值附近波动,气温居高不下。结合表1分析可知,全年及四季平均气温20世纪90年代明显高于60~80年代,上升速率明显加快。进入21世纪以后表现更为明显,2001~2010年的年均气温及四季平均气温分别比20世纪60年代升高了1.6、1.3、0.6、1.5、2.9℃。

近50年来榆林市年降水量的线性增长率为-9.964mm/10a,与时间序列的趋势系数为-0.138,未通过显着性检验。这说明近50年来榆林市全年降水量呈现微弱的减少趋势。但降水量的逐年分配不均衡,近50年来,降水量最少的是1965年,为159.1mm;降水量最多的是1964年,为692.6mm,远大于多年平均降水量。近50年来榆林市四季降水量的线性增长率分别为1.00、-8.61、-2.73和0.47mm/10a,与时间序列的趋势系数分别为0.044、-0.150、-0.094和0.121,均未通过显着性检验。这说明近50年来榆林市夏、秋季降水量也呈现微弱的减少趋势,尤以夏季明显,而春、冬季降水量呈微弱增加趋势。总的来说,近50年来榆林市降水量趋势变化不明显。榆林市降水量存在明显的年代际特征。20世纪60年代,榆林市年降水量波动上升,平均值为449.8mm,为近50年最高值,春、夏、秋季降水量均高于多年平均值,表明60年代明显为降水偏多期。70年代全年及春、夏季降水量低于多年平均值,秋、冬季高于多年平均值。80年代初除春季降水量略高于多年平均值以外,全年及夏、秋、冬季降水量均低于多年平均值,表明80年代为明显的降水偏少期。90年代全年及四季降水量均低于多年平均值,但在90年代后期,各5年滑动平均曲线均有明显的上升趋势,表明降水从90年代后期开始进入偏多期。事实上,进入21世纪以来,全年及四季降水量均高于多年平均值,降水量有所增加,相比于20世纪70~90年代降水量增加了23.0%。干燥度变化特征:近50年榆林干燥度平均值为21.4,总体呈下降趋势,下降速率为1.029%/10a,通过α=0.05水平的显着性检验。20世纪60年代干燥度波动剧烈,最低值为1965年的8.6,最高值为1967年的40.3。70~90年代中期干燥度大体在平均值上下波动,年际变化不大。90年代中后期干燥度有明显的下降趋势。

根据deMartonne对干燥度的定义,干燥度值小于10,表明严重干旱,河流断流,农作物需要强制人工灌溉;干燥度值在10~30之间,表明中等干旱,河流暂时性有水,流量中等,植被类型为草原[11]。纵观榆林市近50年来,除1964、1965、1967、1988年以外,其余年份干燥度均介于10~30之间,但20世纪90年代以来干燥度变化波动明显剧烈,这与年平均气温和降水量的变化有关。20世纪90年代年平均气温明显升高,高温有利于地面的蒸发,当降水减少时,高温将加剧干旱的发生或发展,甚至导致异常干旱,干燥度随之降低。进入21世纪后,气温继续上升但降水量有所增加,导致干燥度也随之略有回升。近50年来,由于气温显着升高,而降水量变化不明显,因此榆林市气候表现出明显的暖干化特点。2.2气候生产力变化特征由图6可知,近50年榆林气候生产力呈现微弱的增长趋势,但不明显(未通过显着性检验),平均每10年增加1.9kg/hm2。其多年平均值为754.55kg/(hm2?a);最大值出现在1964年,为968.9kg/(hm2?a);最小值出现在1965年,为379.9kg/(hm2?a)。图7a给出了榆林市气候生产力的各年代值,虚线表示近50年平均值。由图7a可知,榆林气候生产力以20世纪90年代最低,为714.6kg/(hm2?a);以2000~2010年最高,为807.2kg/(hm2?a)。气候生产力具有明显的年代际变化。20世纪60年代气候生产力为780.8kg/(hm2?a),略高于多年平均值;而20世纪70、80、90年代均低于多年平均值。气候生产力累积距平曲线(图略)显示,榆林气候生产力从20世纪70年代初开始呈现快速下降趋势,直到20世纪末,在21世纪初又呈现快速上升势头,其中2001年达到历史次高峰[气候生产力为962.4kg/(hm2?a)]。2001~2010年榆林气候生产力呈现先下降后上升的变化趋势。气候因子对气候生产力的相关性分析及二元回归模型榆林市年气候生产力与年平均气温间的相关系数为0.029,未通过显着性检验;与年降水量间的相关系数为0.951,通过0.001水平显着性检验;与年相对湿度间的相关系数为0.420,通过α=0.05水平显着性检验。因此,决定榆林气候生产力变化的主要因素是年降水量的变化,与年平均气温的相关性不显着。从20世纪60年代和近10年的距平百分率变化可以看出,在降水变化不大的情况下,气候生产力随气温的增加而表现出增加趋势。从90年代和近10年的距平百分率变化可以看出,在气温变化不大的情况下,气候生产力随降水量的增加也表现出增加趋势。可见,一定程度上的气候变暖是有利于提高榆林市气候生产力的,但长期的气候变化可能导致作物因高温缺水而减产,对农业生产造成威胁。据预测,未来50年我国北方可能呈“暖湿型”的气候类型[14],在这种气候类型成功转型之前,榆林市变暖增湿的气候可能使作物生产潜力增大,但随着气候日益变暖、降水减少,榆林市的作物反而会因为高温3结论近50年来榆林市年平均气温以0.40℃/10a的速度上升,高于全国增温速率,并通过了α=0.001水平显着性检验;四季平均气温均也呈现显着的上升趋势,气候变暖趋势十分明显。年降水量年际变化波动剧烈,但总体变化不大,夏、秋季降水量呈现微弱的减少趋势,春、冬季降水量呈微弱增加趋势,其长期变化趋势均未通过显着性检验。榆林市近50年相对湿度每10年下降了1.343,通过了α=0.01水平显着性检验;deMartonne干燥度每10年下降了1.029,通过了α=0.05水平显着性检验。榆林气候表现出较强的暖干化特点。榆林市气候生产力呈现微弱的增长趋势,决定其变化的主要因素是年降水量,两者间的相关系数达0.951,通过了0.001极显着水平检验。利用气温、降水量和气候生产力所建立的评判模型表明:当榆林年平均气温上升1℃、年降水量上升1mm时,榆林气候生产力将上升21.5kg/(hm2?a)。随着气候日益变暖、降水减少,榆林市的作物 反而会因为高温缺水而减产。

气候变化的趋势范文第5篇

关键词 气温；变化趋势；突变；焉耆盆地；1961―2014年

中图分类号 P423.3 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2016）17-0182-04

Abstract Using temperature observation data of 3 stations in Yanqi Basin from 1961 to 2014，the linear regression，Mann-Kendall examination method were employed to analyze the trend and mutation characteristics of annual and seasonal temperature change. the results showed that：In recent 54 years，annual average，annual mean maximum and annual mean minimum temperature of Yanqi Basin appeared significant upward trend by 0.29 ℃/10 a，0.12 ℃/10 a，0.48 ℃/10 a respectively，and tendency rate of mean minimum temperature was the largest；temperature tendency rates of spring，summer，autumn and winter were 0.32 ℃/10 a，0.18 ℃/10 a，0.34 ℃/10 a，0.37 ℃/10 a respectively，which showed most obvious upward in winter and the lowest in summer；annual average and average lowest temperatures all appeared in 1960s，the average temperature during 2001 to 2010 showed most obvious upward trend，mainly appeared in sping，summer and autum；average temperature，average highest temperature，average lowest temperature and four seasons temperature were mutated elevated respectively in 1979，1988，1971，1972，1977，1971 and 1988，and after mutation respectively than before its average temperature increased by 0.4 ℃，0.5 ℃，1.5 ℃，0.7℃，0.6℃，1.0 ℃ and 1.3 ℃.

Key words temperature；change trend；mutation；Yanqi Basin；1961-2014

自20世纪80年代以来，气候变化成为全球关注的热点问题。大量的文献和研究成果证实近100年全球正在不断变暖[1-2]，政府间气候变化专门委员会（IPCC）第5次评估报告指出近100年全球平均增温率在0.45～0.85 ℃/100年之间[3-4]，并预测未来全球还将呈现继续增温趋势。新疆很多气象学者对新疆气候变化作了研究，如崔彩霞[5]、刘 波等[6]、许崇海等[7]、李景林等[8]分析指出新疆气候呈线性变暖趋势，张学文等[9]、张慧琴等[10]指出北疆地区和吐鲁番盆地的年平均气温分别以0.36、0.37 ℃/10年的速率上升，赵勇军等[11]分析指出了库尔勒市的年平均气温呈上升趋势，但对焉耆盆地的气候变化研究目前还很少见。焉耆盆地位于天山中段南麓，是一个半封闭的内陆山间盆地，地理纬度为北纬40°～42°之间，由西北向东南倾斜，海拔1 100 m左右，毗邻中国最大的内陆淡水湖泊――博斯腾湖，具有独立的区域气候特征。在全球气候变暖的大背景下，研究焉耆盆地的年、季气温变化趋势和变化特征，为适应和应对气候变化、采取趋利避害的管理和技术措施、合理利用气候资源提供参考依据。

1 数据与方法

1.1 资料选取

选取焉耆盆地和静、焉耆、和硕3个气象站1961―2014年逐月平均气温、平均最高气温和平均最低气温实测资料，研究分析近54年焉耆盆地气温变化特征。

1.2 研究方法

1.2.1 气温统计方法。焉耆盆地各站1961―2014年春季（3―5月）、夏季（6―8月）、秋季（9―11月）、冬季（12月至次年2月）四季的平均气温以及年平均气温，平均最高、最低气温为各季或年内各月平均气温的算术平均值。焉耆盆地气温平均值为3个站的算术平均值。

1.2.2 气温变化趋势和突变特征分析方法。采用线性回归、滑动平均分析焉耆盆地温度变化趋势，把气候要素表示为时间t的线性方程，设趋势拟合方程为：

Y（t）=at+b（1）

式（1）中，a、b为常数，将a×10年定义为气温变化倾向率，单位℃/10年，当a>0时表示递增趋势，a

2 结果与分析

2.1 气温趋势变化分析

2.1.1 年平均气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地年平均气温8.6 ℃，最高值出现在2006年，为9.6 ℃，最低值出现在1967年，为7.1 ℃，极差2.5 ℃（表1）。年平均气温在波动中呈较明显升高趋势（图1），其中20世纪90年代后期呈加速增温趋势，线性趋势表明，近54年来焉耆盆地年平均气温以0.29 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，低于近50年来新疆增温速度0.33 ℃/10年[8]。气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地年平均气温升高了0.9 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地年平均气温将处于上升趋势。

2.1.2 春季平均气温变化趋势。由表1可知，1961―2014年焉耆盆地春季平均气温11.6 ℃，最高值出现在2013年为14.8 ℃，最低值出现在1971年为8.4 ℃，极差6.4 ℃，表明春季气温年际间波动较大。春季平均气温在波动中呈显著升高趋势（图1），其中20世纪90年代后期呈加速增温趋势，这与年平均气温加速增温是同步的。线性趋势表明，近54年来焉耆春季平均气温以0.32 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，明显高于近50年来新疆春季增温速度0.24 ℃/10年[8]。气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地春季平均气温升高了1.5 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地春季平均气温将处于上升趋势。

2.1.3 夏季平均气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地夏季平均气温22.4 ℃，最高值出现在2010年，为23.8 ℃，最低值出现在1976年，为21.4 ℃，极差2.4 ℃，以上表明夏季气温年际变化差异小。夏季平均气温在波动中呈显著升高趋势（图1），其中20世纪90年代后期至2010年呈加速增温趋势，这与年平均气温加速增温是同步的。线性趋势表明，近54年来焉耆夏季平均气温以0.18 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，但低于近50年来新疆夏季增温速度0.21 ℃/10年[8]。气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地夏季平均气温升高了0.7 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地夏季平均气温将处于上升趋势。

2.1.4 秋季平均气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地秋季平均气温8.7 ℃，最高值出现在2006年，为10.6 ℃，最低值出现在1981年，为6.5 ℃，极差4.1 ℃，以上表明秋季气温年际变化差异较大。秋季平均气温在波动中呈显著升高趋势（图1），其中1968―1980年及1998―2011年2个时段呈加速增温趋势，线性趋势表明，近54年来焉耆秋季平均气温以0.34 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，但低于近50年来新疆秋季增温速度0.39 ℃/10年[8]。气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地秋季平均气温升高了1.1 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地秋季平均气温将处于上升趋势。

2.1.5 冬季平均气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地冬季平均气温-8.4 ℃，最高值出现在1989年，为-5.3 ℃，最低值出现在1977年，为-12.4 ℃，极差7.1 ℃，以上表明冬季气温年际变化差异较大。冬季平均气温在波动中呈升高趋势（图1），其中70年代末至90年代中期呈加速上升趋势，线性趋势表明，近54年来焉耆冬季平均气温以0.37 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，但低于近50年来新疆夏季增温速度0.49 ℃/10年[8]。气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地秋季平均气温升高了0.7 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地冬季平均气温将处于上升降趋势。

2.1.6 年平均最高气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地年平均最高气温16.4 ℃，最高值出现在1997年，为17.9 ℃，最低值出现在2003年，为15.3 ℃，极差2.6 ℃，以上表明平均最高气温年际变化差小。平均最高气温在波动中呈不明显升高趋势（图1），线性趋势表明，近54年来焉耆平均最高气温以0.12 ℃/10年倾向率呈弱上升趋势，气温上升趋势通过了0.05信度的显著性检验，54年来焉耆盆地平均最高气温升高了0.2 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地平均最高气温将处于上升趋势。

2.1.7 年平均最低气温变化趋势。1961―2014年焉耆盆地年平均最低气温1.5 ℃，最高值出现在2006年、2010年，均为3.1 ℃，最低值出现在1967年，为-0.7 ℃，极差3.8 ℃，以上表明年平均最低气温年际变化差较小。平均最低气温在波动中呈升高趋势（图1），尤其1987―2010年呈显加速上升趋势，线性趋势表明，近54年来焉耆平均最低气温以0.48 ℃/10年倾向率呈显著上升趋势，气温上升趋势通过了0.01信度的显著性检验，54年来焉耆盆地平均最低气温升高了1.8 ℃。3年滑动曲线图表明，未来焉耆盆地平均最低气温将处于上升趋势。

2.2 气温的年代际变化趋势分析

从平均气温年代际变化来看（表2），年最冷时段出现在20世纪60年代，最暖时段出现在2000年代。年平均气温1960年和1980年代偏少，其余各时段偏高，其中2000年代最高，比1960年代高1.4 ℃。平均最高、最低气温1960年代到1980年代均偏低，1990年代到2000年代均偏高，其中2000年代平均最低气温比1960年代偏高2.4 ℃。

（2）年平均最高、最低气温均呈上升趋势，平均每10年上升0.12～0.48 ℃，最低气温增温幅度最大，增温率是平均最高气温的4倍，也高出年平均气温的增温率0.19 ℃，这说明焉耆盆地气候变暖主要是由最低气温升高所致。

（3）从年、各季年代际平均气温来看，年平均气温最冷时段为1960年代，各季除春季外，均出现在1960年代。2001―2010年年平均气温增温趋势最明显，主要表现为春季、夏季、秋季增温，而冬季为递减。年平均最高、最低气温1960年代到1980年代均偏低，1990年到2010年代均偏高，其中2010年代年平均最低气温比1960年代偏高2.4 ℃。

（4）近54年来，焉耆盆地年平均气温、平均最高最低气温及春夏秋冬四季平均气温分别于1979年、1988年、1971年、1972年、1977年、1971年、1988年发生了显著性突变升高，突变后较突变前其平均气温分别升高了0.4、0.5、1.5、0.6、1.0、1.3 ℃。但气温上升幅度具有明显的差异，年平均最低气温上升幅度最大，其次是冬季平均气温，上升幅度最小的是年平均气温。

（5）以上研究表明，在全球气候变暖背景下，近54年来，焉耆盆地热量资源有明显改善，尤其是最低气温上升及冬季气温变暖的趋势，值得人们关注，这对当地种植的酿酒葡萄、苹果、核桃等林果安全越冬具有重要的指导意义，也有利于果菜及反季节水果的生产。

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气候变化的趋势范文第6篇

关键词：气温；变化趋势；凤城市

中图分类号：P468.021 文献标识码：A DOI：10.11974/nyyjs.20170533199

1 资料来源和分析方法

1.1 资料来源

本文所有研究均选用凤城市气象站1966―2015年的月、年气温观测资料作为研究的基本资料。

1.2 分析方法

本文主要用到Mann-Kenddall法（以下简称MK检验法）、线性回归法和累计距平法3种数据统计分析方法。

2 气温统计特征分析

2.1 气温年际及年代变化分析

从图1可以看出，近50a凤城市的年均气温为8.238℃，呈现显著的上升趋势，气候倾向率为0.28℃/10a，相比近54a全国平均气温0.25℃/10a略高一些，明显低于1961―2005年东北气候倾向率0.38℃/10a。其中最暖的年份是1998和2014年，9.4℃，最冷的年份是1969年6.7℃，1980年7.0℃。

9a滑动平均温度曲线来看，20世纪60年代―20世纪90年代属于偏冷期，均气温低于平均值，20世纪90年代至今属于偏暖期，年均气温高于平均值。

纵观整体，这9a滑动平均温度曲线的变化趋势与年均气温曲线的变化趋势的波动来看有明显的上升趋势。

在年代际时间尺度上，计算出凤城市年代际平均气温距平（具体图表略），可发现6个年代平均气温有3个为正距平，即高于50a平均气温，均在19世纪90年代以后，其他3个年代平均值均为负距平。年代平均值高低依次为：20世纪90年代（8.7℃）=21世纪00年代（8.7℃）>21世纪10年代（8.5℃）>19世纪70年代（7.9℃）=19世纪80年代（7.9℃）>19世纪60年代（7.4℃），年代气温平均值序列变化存在较为明显的上升趋势。

由图2可以看出，1987年是一个明显的分界线，分为2个阶段，1966―1987年为第1阶段，呈气温递减的趋势；1987年至今为第2阶段，呈逐步递增的趋势。近50a来，凤城气候逐渐变暖可以肯定的事实了。

2.2气温季节性变化

4个季节的划分时段为春季（3―5月），夏季（6―8月），秋季（9―12月），冬季（12月―次年2月）。

对4季进行线性拟合结果显示，春季的气候倾向率为0.25℃/10a，夏季的气候倾向率为0.2℃/10a，秋季的气候倾向率为0.25℃/10a，冬季的气候倾向率为0.44℃/10a。春、夏、秋3个季度的气候倾向率差别不大，略低于年气候倾向率，冬季明显高于其他3个季度，高于年气候倾向率，这与全国4季气候倾向率中冬、春2个季度气候倾向率明显偏高的趋势有一致性。

3 突变特征分析

图3为凤城市近50a来气温时间序列的MK突变检验图。由图中UF曲线可见，1966年―1990年左右，以气温递减趋势为主，1990年至今以来气温递增趋势显著，与前文得出的结论解基本属于一致的图中UF和UB在临界值±1.96 （α=0.05）之间在1987年有1个显著的交点，且UF上升超过了临界线。由此可以看出凤城多年气温序列产生由低温向高温的突变，1987年便是这个突变的开始。由此可见在20世纪80年代中期凤城市气温有了突发性的上升，经历了由偏冷向偏暖的趋势转变，进入了一个相对偏暖的气候态，这与全国以及全球性的气候变暖是有直接联系的[6]。

4 结论

近50a凤城市平均气温呈上升趋势，气候倾向率为0.28℃/10a，年平均气温在波动中呈显著上升趋势。

20世纪60―90年代属于偏冷期，均气温低于平均值，20世纪90年代至今属于偏暖期，年均气温高于平均值。

1987年是一个明显的分界线，分为2个阶段，1966―1987年为第1阶段，呈气温递减的趋势；1987年至今为第2阶段，呈逐步递增的趋势。

年内气温变化存在季节性差异，春季的气候倾向率为0.25℃/10a，夏季的气候倾向率为0.2℃/10a，秋季的气候倾向率为0.25℃/10a，冬季的气候倾向率为0.44℃/10a。春、夏、秋3个季度的气候倾向率差别不大，略低于年气候倾向率，冬季明显高于其他3个季度，高于年气候倾向率。

凤城市多年的气温序列产生了由低温向高温的突变，1987年便是突变的开始。由此说明从20世纪80年代中期开始凤城市气温就有了突发性的上升，由偏冷转向了偏暖的趋势，进入了一个相对偏暖的气候态。

参考文献

[1]王国庆，张建云，贺瑞敏，等.黄河兰州上游地区降水、气温变化及趋势诊断[J].干旱地区资源与环境，2009，23（01）：77-81.

[2]任国玉，初子莹，周雅清，等.中国气温变化研究最新进展[J].气候与环境研究，2005，10（04）：701-716.

[3]张国庆，飞，黄立，等.全球未来50年平均气温的时间序列分析与预测[J].甘肃科技，2008，24（17）：72-74.

[4]康丽莉，顾俊强，樊高峰.兰江流域近43年气候变化及对水资源的影响[J].气象，2007，33（02）：70-75.

气候变化的趋势范文第7篇

关键词 气候变化；农业生产；累积距平；滑动t-检验法；四川昭觉

中图分类号 S162.5 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2016）04-0240-01

1 气候变化特征分析

1.1 气温变化特征

昭觉县44年的年平均气温呈逐渐上升趋势（相关系数r=0.494 3>r0.01=0.384 3），年气温变化倾向率为0.18 ℃/10年，多年平均气温11.1 ℃，最大年平均气温（12.0 ℃）与最小年平均气温（10.1 ℃）相差1.9 ℃，前30年（1971―2000年）平均气温（10.9 ℃）比后30年（1981―2010年）平均气温（11.4 ℃）偏低0.5 ℃。最大极端最高气温33.1 ℃出现在1991年，最小极端最高气温28.2℃出现在1978年，2002年以后极端最高气温均在30.0 ℃以上；最小极端最低气温-20.6 ℃出现在1977年，最大极端最低气温-4.8 ℃出现在1995年，二者相差15.8 ℃。

1.2 降水量变化特征

昭觉县44年降水量的线性变化并不明显（相关系数r=0.021 9

1.3 日照时数变化特征

由昭觉县44年日照时数3项多项式拟合趋势线可以看出，年日照时数线性增多趋势明显（r=0.444 97>r0.01=0.384 34，通过0.01显著性检验）。20世纪90年代中后期以来上升趋势明显。44年平均日照时数1 890.0 h，大于多年平均值的有28年，占64%；小于多年平均值的有16年，占36%。冬、春季日照时数线性变化不明显，夏季线性变化相对明显，秋季最为明显，秋季日照时数在20世纪90年开始有明显的增多趋势，春、夏、冬季变化平缓。

2 气候变化对农作物的影响

由于冬、春季降水量减少，土壤墒情较差，大春作物播种、出苗期延迟，而收获期的秋季气温较高，作物生育期缩短，对农作物产量和品质都有较大影响。随着气温的升高、无霜期增长，作物复种指数有所增加，冬闲农田得到充分利用。气候变暖使农业的不稳定性增加，气候变化对农业生产的影响利弊并存[1-2]。

3 应对气候变化的农业措施

一是综合考虑气候变化特点，确定适宜栽培季节，尽可能避开农作物生长关键期和对产量、品质形成影响较大时期可能出现的灾害性天气。二是根据光、温、水资源匹配情况及农业气象灾害、病虫害特点，调整作物、品种种植结构，达到趋利避害的目的。三是在选择作物种植品种时，不仅要考虑产量和品质，还应根据气候变化特点综合考虑栽培作物品种对农业气象灾害和病虫害的抗逆性。四是完善灌溉和排水等农业基础设施，提高农业生产对气候变化不利影响的抵御能力，增强农业抗灾能力，最大限度地减少损失[3-4]。

4 结论

（1）年平均气温呈逐渐上升趋势，年气温变化倾向率为0.18 ℃/10年，年际标准差0.49 ℃。20世纪70年代年平均气温变化最为明显，70年代至90年代中期气温呈下降趋势，90年代后期以来气温持续上升，在90年代出现气温突变，1997年是突变点。四季分析结果表明，春、秋2季升温趋势最为明显，夏、冬2季变化趋势平缓。

（2）年降水量线性变化并不明显，降水日数呈减少趋势，但强降水日数增多，2000―2014年年降水量变差系数最大，年降水量变化最明显，年际间差异最大。20世纪90年代出现降水量突变，1996年为突变点。进入20世纪90年代以来，冬、春季年降水量呈减少趋势，而夏、秋季呈增多趋势。

（3）年日照时数线性增多趋势明显，20世纪90年代年日照时数变差系数最大，变化最明显，年际间差异最大。20世纪90年代日照时数出现突变，1998年是突变点。20世纪90年代中后期以来上升趋势明显，其中秋季日照时数呈增多趋势，而春、夏、冬季变化平缓。

（4）无霜期呈增多趋势，20世纪80年代无霜期变差系数是最大的，无霜期变化最明显，年际间差异最大。2000―2014年变差系数最小，表明该时段无霜期变化平稳，年际间差异最小。

5 参考文献

[1] 王馥棠.气候变化对我国农业影响的研究[M].北京：气象出版社，1996.

[2] 冯秀藻，陶炳炎.农业气象学原理[M].北京：气象出版社，1991.

气候变化的趋势范文第8篇

关键词 浅层地温；变化趋势；河北沧州；1971―2010年

中图分类号 P423.3 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2014）03-0256-02

下垫面温度和不同深度的土壤温度统称地温，浅层地温指离地面5、10、15、20 cm的地中温度[1]。地温既是土壤环境的重要指标，也是十分重要的气候资源，对农、林、牧业的区域规划有重要意义，在研究土壤发展方向、发育速率以及生物生产力形式和植物群落演替等过程中占据着重要地位，研究区域地温的变化特征具有一定的气候学意义[2-6]。近年来，许多学者对地温的应用、分布规律及变化进行了深入的研究，分析近45年浅层各季节平均地温均呈极显著的升温趋势，春季最大，夏季最小，得出地温比气温的气候变暖响应更强。沧州市位于河北省的中南部，能体现出全球气候变暖对中小城市浅层地面温度的影响。本文运用趋势图等分析方法，对沧州浅层地温进行研究，旨在进一步了解全球气候变暖对中小城市的影响[7-8]。

1 资料来源与研究方法

根据沧州国家基本一般气象站1971―2010年近40年逐年及季平均浅层地温资料，采用折线图、趋势图等方法，对近40年来浅层地温变化趋势进行分析研究。资料按12月至翌年2月为冬季、3―5月为春季、6―8月为夏季、9―11月为秋季，形成季序列值。所用资料中1979年2月各浅层地温均缺测，根据资料统计方法，各浅层地温1979年年平均按缺测处理，各月地温按实有统计。

2 沧州市浅层地温变化趋势分析

2.1 月变化趋势

由图1可知，1971―2010年各月各浅层地温气候变化均呈上升趋势。增温趋势随深度的增加而递增，降温趋势随深度的增加而递减。各层地温最高均出现在7月，最低均出现在1月。

2.2 年变化趋势

1971―2010年5、10、15、20 cm地温年平均值分别为14.0、14.0、14.1、14.1 ℃。5、10、15、20 cm地温气候变化率分别为0.024、0.012、0.097、0.055 ℃/10年。由图2可知，浅层地温的年变化均为上升趋势，15 cm地温上升速度最为明显。

2.3 季变化趋势

2.3.1 春季。1971―2010年5、10、15、20 cm地温春季平均值分别为15.0、14.6、14.3、14.0 ℃，5～20 cm地温随深度增加而降低；其气候变率分别为0.023、0.045、0.144、0.085 ℃/10年。由图3可知，5～20 cm地温均呈升温趋势，15 cm地温上升较为明显。

2.3.2 夏季。1971―2010年5、10、15、20 cm地温夏季平均值分别为27.4、27.0、26.7、26.3 ℃，5～20 cm地温随深度增加而降低；其气候变化率分别为-0.058、-0.082、0.069、0.008 ℃/10年，由图4可知，5～10 cm地温呈降温趋势，10 cm降温速率最快，15～20 cm呈升温趋势，15 cm地温升温速率最快。

2.3.3 秋季。1971―2010年5、10、15、20 cm地温秋季平均值分别为14.3、14.7、15.2、15.5 ℃，5～20 cm地温随深度增加而增加；其气候变化率分别为-0.157、-0.133、-0.036、-0.050 ℃/10年，由图5可知，显示5～20 cm地温均呈降温趋势，以5 cm地温降温速率最快。

2.3.4 冬季。1971―2010年5、10、15、20 cm地温冬季平均值分别为-0.6、-0.2、0.2、0.6 ℃，5～20 cm地温随深度增加而增加；其气候变化率分别为0.151、0.171、0.215、0.202 ℃/10年，由图6可知，5～20 cm地温均呈升温趋势，以15 cm地温升温速率最快，20 cm地温次之。

3 结语

研究结果表明，1971―2010近40年来，沧州市各月各浅层地温气候变率均呈上升趋势。增温趋势随深度的增加而递增，降温趋势随深度的增加而递减。近40年沧州市5、10、15、20 cm地温年气候变化率分别为0.024、0.012、0.097、0.055 ℃/10年，浅层地温的年变化均为上升趋势，15 cm地温上升速度最为明显。5、10、15、20 cm地温春季气候变率分别为0.023、0.045、0.144、0.085 ℃/10年，5～20 cm地温均呈升温趋势，15 cm地温上升较为明显。夏季其气候变率分别为 -0.058、-0.082、0.069、0.008 ℃/10年，5～10 cm地温呈降温趋势，10 cm降温速率最快，15～20 cm呈升温趋势，15 cm地温升温速率最快。秋季其气候变率分别为-0.157、-0.133、-0.036、-0.050 ℃/10年，5～20 cm地温均呈降温趋势，以5 cm地温降温速率最快。冬季其气候变率分别为0.151、0.171、0.215、0.202 ℃/10年，5～20 cm地温均呈升温趋势，以15 cm地温升温速率最快，20 cm地温次之。

4 参考文献

[1] 中国气象局.地面气象观测规范[M].北京：气象出版社，2007.

[2] 李栋梁，钟海玲，吴青柏，等.青藏高原年地表温度的变化分析[J].高原气象，2005，24（3）：291-298.

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[4] 杜军，李春，廖健，等.拉萨近45年浅层地温的变化特征[J].干旱区地理，2007，30（6）：826-831.

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[6] 王发科，郭晓宁，李兵.格尔木盆区浅层地温对气候变化的响应[J].青海科技，2009，16（4）：32-34.

气候变化的趋势范文第9篇

关键词 地面温度；变化趋势；河北沧州；1971―2010年

中图分类号 P423.3+1 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2014）09-0259-04

Analysis on Change Trend of Ground Temperature in Cangzhou City During 1971 to 2010

XU Li-jing LI Hai-chuan WANG Jin

（Cangzhou Meteorological Bureau in Hebei Province，Cangzhou Hebei 061001）

Abstract According to the data of mean ground temperature for all years and seasons in Cangzhou City from 1971 to 2010，using the difference method，line graph and climate change rate analysis method，the ground temperature change trend during recent 40 years in Cangzhou City was analyzed.The result showed that the annual ground temperature，annual ground highest and lowest temperature in Cangzhou City in recent 40 years were 14.8 ℃，29.3 ℃，6.5 ℃ respectively.Climate variability of ground temperature decreased in autumn，the others showed rising trends.Interannual variation showed wavy distribution；Climate variability of the highest ground temperature increased in spring. The climate variability of each month showed an ascending trend，the change rate showed a declined tendency in the last 40 years，and interannual variation was a linear change；Climate variability of the lowest ground temperature increased，and that of the autumn increased most significantly.The climate variability of each month and year both increased.Interannual variation was a linear change for 40 years，and showed increasing trend in general.

Key words ground temperature；change trend；Cangzhou Hebei；1971 to 2010

根据全球地表温度器测资料，全球气候呈现以变暖为主要特征的显著变化[1]。近年来，受全球变暖的影响，地表温度的变化趋势也开始备受关注[2]。地表温度指地面温度（又称0 cm）、地面最高温度、地面最低温度。地表温度是定量化研究地―气相互作用过程的重要物理量。因此，地表温度值的准确与否直接关系到与地―气相互作用过程有关问题的研究结果的正确性[3]。地温既是土壤环境的重要指标，也是十分重要的气候资源，对农、林、牧业的区域规划有重要意义，研究某地地温的变化特征具有一定的气候学意义[4]。本文运用差值法、折线图、气候变率等分析方法[5]，对沧州市地表温度变化特征进行分析研究，旨在得到地表温度的变化规律，以便更好地指导相关部门正确、合理地利用地温资料并进一步了解全球气候变暖对中小城市的影响。

1 资料与方法

根据沧州市国家一般气象站1971―2010年近40年逐年及季地面（0 cm）、地面最高、地面最低温度资料，采用差值法、折线图、趋势图等方法，对40年来地表温度变化趋势进行分析研究。沧州市位于河北省的中南部，能体现出全球气候变暖对中小城市浅层地面温度的影响。

2 结果与分析

2.1 地面温度变化趋势

2.1.1 月变化。由图1可见，近40年地面温度月平均值最高出现在7月，为29.9 ℃，次高为29.2 ℃，出现在6月；最低出现在1月，为-3.0 ℃，次低出现在12月，为-1.3 ℃。地面温度各月气候变率为0.513 ℃/10a，为上升趋势。

2.1.2 年变化。近40年地面温度年平均值为14.8 ℃，由图2可见，地面温度气候变率为0.068 ℃/10a，年变化为上升趋势。年最高平均地温为16.4 ℃，出现在1999年，次高为15.8 ℃，出现在2000年；年最低平均地温为13.7 ℃，出现在2010年，次低为13.8 ℃，分别出现在1976年和1996年。

2.1.3 季变化。地面温度近40年平均春、夏、秋、冬季分别为16.8、29.0、14.5、-1.2 ℃，气候变率分别为0.158、0.029、-0.067、0.143 ℃/10a，只有秋季是降温趋势，其他季节均为升温趋势，以春季升温速度最快（图3）。

2.1.4 年代际变化。表1结果显示，沧州市近40年地面温度年代际变化呈波状变化。20世纪90年代为各年代最高值，地面温度平均为15.1 ℃，高出近40年平均值0.3 ℃，20世纪70年代平均地面温度为14.6 ℃，为各年代最低值，比平均值低0.2 ℃。20世纪70年代有3年高出平均值，20世纪80年代有4年高出平均值，20世纪90年代有7年高出平均值，21世纪10年代有4年高于平均值。

2.2 地面最高温度变化趋势

2.2.1 月变化。由图4可见，近40年地面最高温度各月平均值最高出现在6月，为47.3 ℃，次高为44.2 ℃，出现在7月；月平均值最低出现在12月，为9.0 ℃，次低出现在1月，为9.4 ℃。地面温度各月气候变率为0.185 ℃/10a，为上升趋势。

2.2.2 年变化。地面最高温度近40年年平均值为29.3 ℃，由图5可见，地面温度气候变率为-0.384 ℃/10a，年变化为下降趋势。地面最高温度40年平均最高为32.4 ℃，出现在1999年，次高为32.3 ℃，出现在2002年，40年平均最低为25.7 ℃，出现在1995年，次低为25.8 ℃，出现在1996年。

2.2.3 季变化。由图6可见，沧州市近40年地面最高温度春、夏、秋、冬季平均值分别为34.2、44.3、27.8、11.0 ℃，气候变率分别为0.005、-0.485、-0.866、-0.185 ℃/10a，只有春季是升温趋势，其他季节均为降温趋势，以秋季降温速度最快，夏季次之。

2.2.4 年代际变化。表2结果显示，沧州市近40年年代际变化呈线性变化，总体下降趋势。20世纪70年代为各年代最高值，地面最高温度平均为29.8 ℃，高出近40年平均值0.5 ℃，21世纪10年代地面最高温度平均为28.9 ℃，为各年代最低值，比平均值低0.4 ℃。20世纪70年代有7年高出平均值，20世纪80年代有5年高出平均值，20世纪90年代有5年高出平均值，21世纪10年代有3年高于平均值。

2.3 地面最低温度变化趋势

2.3.1 月变化。由图7可见，近40年沧州市地面最低温度月平均值最高出现在7月，为21.9 ℃，次高为20.8 ℃，出现在8月，月平均值最低出现在1月，为-9.4 ℃，次低出现在12月，为-6.9 ℃。地面最低温度各月气候变率为0.701 ℃/10a，为上升趋势。

2.3.2 年变化。近40年地面最低温度年平均值为6.5 ℃，由图8可见，地面最低温度气候变率为0.471 ℃/10a，年变化为上升趋势。地面最低温度40年平均最高为7.7 ℃，分别出现在1994年与2003年，近40年平均最低为5.1 ℃，出现在1971年，次低为5.2 ℃，分别出现在1981年和1984年。

2.3.3 季变化。由图9可见，近40年地面最低温度春、夏、秋、冬季平均值分别为6.1、20.4、6.9、-7.6 ℃，气候变率分别为0.407、0.409、0.540、0.520 ℃/10a，四季均为升温趋势，以秋季升温速度最快，冬季次之。

2.3.4 年代际变化。表3结果显示，沧州地面最低温度近40年年代际变化呈线性变化，总体上升趋势。21世纪10年代为各年代最高值，地面最低温度平均为7.1 ℃，高出近40年平均值0.6 ℃，20世纪70年代地面最低温度平均为5.9 ℃，为各年代最低值，比平均值低0.6 ℃。20世纪70年代有1年高出平均值，20世纪80年代有2年高出平均值，20世纪90年代有8年高出平均值，21世纪10年代有8年高于平均值。

3 结论

研究结果表明，沧州市近40年地面温度月平均值最高出现在7月，为29.9 ℃，月平均值最低出现在1月，为-3.0 ℃；年平均值为14.8 ℃，年最高平均地温为16.4 ℃，出现在1999年，年最低平均地温为13.7 ℃，出现在2010年；春、夏、秋、冬季平均分别为16.8、29.0、14.5、-1.2 ℃，四季气候变率分别为0.158、0.029、-0.067、0.143 ℃/10a，只有秋季是降温趋势，其他季节均为升温趋势，以春季升温速度最快；地面温度各月气候变率为0.513 ℃/10a，年气候变率为0.068 ℃/10a，均为上升趋势；沧州市近40年年代际变化呈波状变化，20世纪90年代为各年代最高值，地面温度平均为15.1 ℃，20世纪70年代平均地面温度为14.6 ℃，为各年代最低值。

沧州市近40年地面最高温度月平均值最高出现在6月，为47.3 ℃，月平均值最低出现在12月，为9.0 ℃；年平均值为29.3 ℃，年平均值最高为32.4 ℃，出现在1999年，年平均值最低为25.7 ℃，出现在1995年；春、夏、秋、冬季平均值分别为34.2、44.3、27.8、11.0 ℃；地面最高温度各月气候变率为0.185 ℃/10a，为上升趋势，年气候变率为-0.384 ℃/10a，年变化为下降趋势；一年四季气候变率分别为0.005、-0.485、-0.866、-0.185 ℃/10a，只有春季是升温趋势，其他季节均为降温趋势，以秋季降温速度最快。沧州市近40年年代际变化呈线性变化，总体下降趋势，20世纪70年代为各年代最高值，地面最高温度平均为29.8 ℃，21世纪10年代为各年代最低值，平均为28.9 ℃。

沧州市近40年地面最低温度月平均值最高出现在7月，为21.9 ℃，月平均值最低出现在1月，为-9.4 ℃；年平均值为6.5 ℃，近 40年平均最低为5.1 ℃，出现在1971年；春、夏、秋、冬季平均分别为6.1、20.4、6.9、-7.6 ℃，气候变率分别为0.407、0.409、0.540、0.520 ℃/10a，四季均为升温趋势，以秋季升温速度最快，冬季次之；地面最低温度各月气候变率为0.701 ℃/10a，年气候变率为0.471 ℃/10a，均为上升趋势；沧州市近40年地面最低温度年代际变化呈线性变化，总体上升趋势。21世纪10年代为各年代最高值，平均为7.1 ℃，20世纪70年代地面最低温度平均为5.9 ℃，为各年代最低值。

4 参考文献

[1] 袁文涛，刘滨辉，刘燕玲，等.黑龙江省1960―2000年地表温度的变化趋势[J].东北林业大学学报，2011，39（2）：67-71.

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气候变化的趋势范文第10篇

（天水市气象局，甘肃天水741000）

摘要：为研究气候变暖对天水极端温度的影响，利用天水观测站1951—2013 年逐年极端温度资料，运用气候倾向率、趋势系数、百分位法、滑动T 检验等统计方法，分析极端温度对气候变暖的响应特征。结果表明：天水年极端最高（低）温度均呈显著性升高趋势，极端最高气温上升0.2℃/10 a，极端最低气温上升0.3℃/10 a，都通过了α=0.01 的显著性检验；通过百分位法定义了极端温度的阈值，分析发现，极端最高气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步增大，极端最低气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步减少，对极端最高温度和极端最低温度利用滑动T 检验法进行突变检验，在α=0.01 显著性水平下，极端最低温度没有发生突变，而极端最高温度在1983年和1993年发生了2次十分明显的突变。

关键词 ：极端温度；阈值；百分位法；滑动T 检验

中图分类号：P468.0+2 文献标志码：A 论文编号：2014-0407

Extreme Temperature Variability in Tianshui over the Past 63 YearsYao Yanfeng, Zhu Enchao, An Jing, Li Yue, Wang Hongbin

(Tianshui Meteorological Bureau, Tianshui 741000, Gansu, China)

Abstract: Evaluation of extreme temperature changes in Tianshui under global warming is studied based onannual extreme temperature data from 1951 to 2013. To better understand the variability and long-term trendof extreme temperature, various mathematical statistics methods, including the climate tendency rate, climatetendency coefficient, percentile threshold value method and slidingT -test method, have been used. Resultsindicate that annual extreme temperature showed a significant increase trend over the past 63 years. Theextreme high-temperature rate of increase is estimated as 0.2℃/10 a, while the extreme low-temperatureincreased by 0.3℃/10 a, which are all statistically significant at 99% confidence level. The threshold values oftemperature extremes have been determined using the percentile threshold value method, we find that thedifference between the extreme high-temperature (extreme low-temperature) and the corresponding thresholdvalue increased (decreased) with the length of time series. The temporal characteristics of extreme hightemperatureand extreme low-temperature trends are analyzed by using sliding T-test method. There is nosignificant abrupt change in extreme low-temperature at 99% confidence level. In contrast, the extreme hightemperaturechanges abruptly in 1983 and 1993.

Key words: Extreme Temperature; Threshold; Percentile Threshold Value Method; Sliding T-test Method

0 引言

气候变暖已成为不争的事实。大量研究表明，在全球气候变暖的情况下，极端气候事件所造成的经济损失以及给社会带来的影响非常巨大，政府间气候变化专门委员会(IPCC)第4 次评估报告指出，1906—2005 年全球平均气温升高(0.74±0.18)℃，且各区域对全球变化存在不同程度的区域响应[1-10]。许多研究[11-14]指出，中国热日和暖夜的频数显著增加，冷日和冷夜的日数明显减少，由此引起的极端气候事件的频率和强度在增加[15-19]，造成的灾害损失也在日益加剧，因此研究极端温度的变化[18-20]十分必要。近年来，一些学者对天水降水、气温等变化特征已经有了一些分析[21]，但是围绕极端温度对气候变暖的响应研究甚少，笔者以极端温度作为研究对象，利用逐日最高、最低温度资料，探讨气候变暖对极端温度的影响及变化趋势[22]，为进一步认识气候变暖提供科学依据。

1 资料与方法

1.1 研究区概况

天水地处西北地区东南部，处于中国地形和气候过渡带，气候复杂，该地区四季分明，冬冷干燥，雨雪稀少；夏热无酷暑，雨热同季，降水集中；春季升温快，冷暖多变；秋季降温迅速，常出现连阴雨天气。极端最高温度出现在1997 年7 月21 日，达38.2℃，极端最低气温为-19.2℃，出现在1955年1月10日。

1.2 资料来源及说明

本研究使用的极端最高温度和极端最低温度资料来源于天水市国家气象观测站1951—2013 年的观测数据。查阅历史资料发现，天水观测站曾于1952、1954、2004 年出现过3 次迁站，对比搬迁的位置，温度资料不影响代表性和对比性。

1.3 研究方法

1.3.1 线性倾向估计一般来讲，降水的气候趋势用一次直线方程或二次曲线方程就能满足，本研究采用一次直线方程来评价降水的变化趋势：

y(t)为第t 年的观测值，t 为时间序列，b=dy(t)/dt，把b×10 作为降水每10 年的气候倾向率，单位为mm/10 a和d/10 a，回归系数b 和常数a 可用最小二乘法或经验正交多项式来确定，其中b 表征了降水的变化趋势，b＞0，表示随时间t 的增加呈上升趋势，b＜0，表示随时间t的增加呈下降趋势。1.3.2 趋势系数趋势系数r 表征t 与y 之间线性相关的密切程度：

σ y和σ t为降水序列和自然序列的均方差，r 与b的符号相同，|r |越趋近于1，表示t与y之间线性相关越大，|r |越趋近于0，表示t与y之间线性相关越小。1.3.3 百分位法极端温度阈值采用普遍使用的百分位定义法，将n 个变量值从小到大排列，X（j）表示此数列中第j 个数。设（n+1）P%=j+g，j 为整数部分，g 为小数部分，当g=0时：P百分位数=X（j）；

当g≠0 时：P 百分位数=g×X（j+1）+（1-g）×X（j）=X（j）+g×[X（j+1）-X（j）]。

1.3.4 滑动T检验法利用10 年滑动T检验法对极端最高温度和极端最低温度进行突变分析，设置显著性水平为0.01。

2 结果与分析

2.1 年极端气温的变化趋势

研究表明，极端最高温度的升高将带来热浪、高温等灾害性天气，同时对城市运行、电力运行、野外作业等造成重大的影响，极端最低气温的升高将出现暖冬，对越冬作物、病虫害等有不利影响。分析1951—2013年逐年的极端最高（最低）气温变化趋势发现（图1 和图2，虚线为平均值），极端最高气温和极端最低气温都呈上升趋势，极端最高气温上升0.2℃/10 a，趋势系数r 为0.306，极端最低气温上升0.3℃/10 a，趋势系数r为0.332，都通过了α=0.01 的显著性检验，极端最低气温的上升趋势较极端最高气温的上升趋势明显，进一步说明，在全球气候变暖的情况下，天水地区出现高温的频率在日益增加，出现冷事件的概率日益减小。

以10 年为单位分析平均极端最高气温和最低气温发现，极端最高气温呈现波动上升趋势，回归系数b为0.25，趋势系数r为0.61，通过了α=0.01的显著性检验，20世纪50年代至21世纪00年代，呈现“下降—上升—下降—上升—上升”，特别是20世纪80年代开始上升趋势非常明显，90 年代比80 年代平均极端最高气温上升了近2℃；极端最低气温呈现上升趋势，回归系数b为0.42，趋势系数r为0.92，通过了α=0.01的显著性检验，几乎是呈直线上升态势，21世纪00年代比20世纪50年代平均极端最低气温上升了近2℃，进一步证明了在气候变暖的情况下，极端最高、极端最低气温呈显著性上升。

2.2 极端最高（低）气温阈值的分析

为进一步研究气候变暖对温度的影响，采用普遍使用的百分位定义法来研究极端温度阈值，首先将1951—2013 年逐年的极端最高（低）温度资料按照降序排列，将第5(95)个百分位值定义为该站的极端最高（低）气温的阈值。然后分析逐年的极端最高（低）气温与阈值的差值（图略），分析其差值与实践序列的关系，计算得知极端最高温度的阈值为32.53℃，极端最低气温的阈值为-9.91℃，分析极端最高温度与阈值的差值发现，只有1989 年(-0.83)、1992 年(-0.13)、1993 年(-0.23)为负值，其他年份全部为正值，正值最大在1997年(5.67)，差值随时间序列为上升趋势，分析极端最低温度与阈值的差值发现，只有1985 年(0.31)、1999 年(0.51)、2000 年(0.91)为正值，其他年份全部为负值，负值最大在1955 年(-9.29)，差值随时间序列为上升趋势，上升趋势(b=0.03)较极端最高温度的差值上升趋势(b=0.02)明显。说明，极端最高气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步增大，极端最低气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步减少。

2.3 极端温度突变检验

对天水市1951—2013 年的极端最高温度和极端最低温度利用滑动T检验法进行突变检验（图3和图4）发现，在α=0.01 显著性水平下，极端最低温度没有发生突变，而极端最高温度在1983 年和1993 年发生了2 次十分明显的突变。分别计算1983 年之前、1983—1993年、1993 年之后共3 个时段的极端最高温度平均值、线性倾向系数后发现，3 个时段的平均值分别为：34.4、33.3和35.6℃，第2时段比第1时段减少1.1℃，第3时段比第2时段增加2.3℃，3个时段的回归系数分别为0.06、-0.08、0.17，趋势系数分别为0.49、-0.25、0.35，都通过了99%的显著性检验，3个时段内的变化趋势分别为：增加、减少和增加，1993年以来的增加趋势较为明显。

3 结论

通过对天水极端最高温度的分析得知，天水极端最高温度、极端最低温度呈显著性升高趋势，上升幅度分别为0.2 和0.3℃/10 a，极端最低温度的上升趋势较极端最高温度上升明显。

采用百分位定义得到天水地区极端温度的阈值分别为32.53℃和-9.91℃，分析极端温度与阈值的差值发现，极端最高气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步增大，极端最低气温与阈值的差值随时间序列的增加逐步减少。

极端最高温度在1983年和1993年发生了2次十分明显的突变，1983年之前、1983—1993年、1993年之后3个时段变化趋势分别为增加、减少和增加，1993年以来的增加趋势较为明显；极端最低温度没有发生突变。

参考文献

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气候变化的趋势范文第11篇

关键词 气温变化趋势；分析；辽宁大连；旅顺口区；1965―2015年

中图分类号 P423.3 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2017）01-0221-02

Analysis on Temperature Variation of Lvshunkou District in Dalian City During 1965-2015

YANG Bo 1 WANG Hong-xiang 2 CHEN You-bao 1 HAN Fang-qiang 1

（1 Lvshunkou District Meteorological Bureau of Dalian City in Liaoning Province，Dalian Liaoning 116041； 2 Dalian Meteorological Bureau）

Abstract Based on monthly temperature data of Lvshunkou District National Observation Station during 1965-2015，the temperature change trend was analyzed by the climate mean and mean square deviation method，and the seasonal temperatures of Lvshunkou District in recent 51 years were analyzed by Monte Carlo significance test.The results showed that the temperature of Lvshunkou District was gradually rising，the rising trends of spring，autumn and winter were obvious，and the annual average temperature was rising by 0.27 ℃ per 10 years.

Key words temperature variation trend；analysis；Dalian Liaoning；Lvshunkou District；1965-2015

当前，气候变化对人类社会的影响已经得到了全球的关注。各个政府组织、社会团体已经召开了多次气候变化分析大会，结论一致认为：全球变暖是有人类活动以来气候变化的显著特征[1-2]。20世纪全球气温增幅最大的2个时期分别是1910―1945年和1976―2000年。大连市旅顺口区作为京津海上门户和东北的天然屏障，三面环海，具有北温带季风气候特征。四季分明，冬夏长、春秋短，日光充足，雨量适中，非常适合人类居住。为了掌握在全球的气候变化影响下，旅顺口区的温度是否也发生了相应的增加以及其变化趋势，本文对旅顺口区近51年的温度进行分析，得出旅顺口区气候变化的特征。

1 数据来源与研究方法

选取1965―2015年旅顺口区国家气候站旅顺本站的逐月温度气象数据，计算春、夏、秋、冬季的平均气温、月最高气温和月最低气温，绘制变化曲线来反映旅顺地区温度变化特征。

一定时期的气候变化是指一定时期内气候平均变化或者气候变化率数值，也就是气候相关要素在均方差变化上体现。因此，气候的均值计算或者均方差计算一定程度上反映了气候变化的相关规律，对气候分析有重要意义。本文是对旅顺地区温度均值进行计算，采用蒙特卡洛显著性检验，即只要满足不小于某一标准值时，一定时期的温度变化就是超过自然变率的温度异常变化[3]。

2 结果与分析

2.1 年、季气温线性趋势系数

旅顺口区年、春、夏、秋、冬季气温变化率线性趋势系数分别为0.268、0.197、0.004、0.341、1.589 ℃/10年。其中秋季相关系数r>0.273，通过蒙特卡洛显著性标准0.05信度检验。

2.2 年、季平均气温变化趋势

通过计算得出旅顺口区近51年气温线性趋势系数，结果表明：旅顺口地区春、夏、秋、冬四季气温都呈现上升趋势。从春季（图1）、夏季（图2）、秋季（图3）和冬季（图4）的气温趋势线来看，春季、秋季和冬季气温的上升趋势明显，分别以0.20、0.34、1.59 ℃/10年的速度上升，夏季的上升速度较缓和，从0.004 ℃/10年缓慢上升，分析近51年均气温变化（图5）可以得出旅顺口区近51年气温是以0.27 ℃/10年速度上升，和四季变化趋势吻合。同时，可以得出旅顺口区气温升高主要是以春季、秋季和冬季气温升高为主导因素。这也从侧面反映了旅顺口区近51年来冬季降雪较少的现象。

2.3 暖冬分析

对旅顺本站冬季平均气温51年取均值得-6.6 ℃，则把旅顺地区冬季平均气温>-6.6 ℃时的冬季称为旅顺口区的一个暖冬年[4]。依据此标准，1966―1975年、1976―1985年、1986―1995年、1996―2005年、2006―2015年分别有暖冬1、4、9、7、7个。因此，1965―2015年旅顺口区共出现28个暖冬，其中1986年以来就出现了23个，说明暖冬出现频率随着年份的增长在增加。

3 结论

分析表明，旅顺口区近51年气温总体呈上升趋势，春季、秋季和冬季气温上升趋势明显，年平均气温以0.27 ℃/10年的速度升温。旅顺口区1986年以来就出现了23个暖冬，说明暖冬出现频率随着年份的增长在增加。从侧面也反映了气温在上升的趋势。气候变化包括ο喙氐钠象要素进行累加取平均和求的线性变化斜率。随着获取气象资料年份的增加，累加取平均的结果表明了均态值变化，线性变化斜率总体反映了变化趋势。同时，还需要更多的模型研究来分析问题[5]。

4 参考文献

[1] 丁一汇，张锦，徐影，等.气候系统的演变及其预测[M].北京：气象出版社，1990：228.

[2] 胡毅，李萍，杨建功.应用气象学[M].北京：气象出版社，2005：57.

[3] 李爱珍，刘厚风，张桂芹.气候系统编号与人类活动[M].北京：气象出版社，2003.

气候变化的趋势范文第12篇

关键词：河北省，气温 ，蒸发、降水，变化特征

中图分类号：R122.2+1 文献标识码：A 文章编号：

1.引言

气候变化不仅影响着水文、生物和生态系统,还影响着人类的经济、生活，与每个人都息息相关。IPCC最新的第四次评估报告认为，全球气候变化已是不争的事实，最近100年(1996-2005年)的温度线性趋势为0.74℃。因此未来气候变化引起的效应对地区、国家甚至全球的可持续发展具有举足轻重的作用。

河北省自古以来气象灾害频繁，每年由此带来巨大经济损失，90年代后平均每年达上百亿元，且呈逐年增加趋势。现在国内外已有很多专家学者对气候变化进行了研究，为更加全面地研究河北省的气候变化，在借鉴前人研究成果的基础上，本文以气候变化的三个重要因素：气温、蒸发、降水为研究对象，利用多年的气候数据，分析气候变化的趋势特征。为促进河北省气候资源的合理利用，为防灾、减灾提供参考依据。

2．研究区域概况和数据来源

2.1区域概况

河北省地处华北腹地，总面积有18.77 万平方公里，占全国总面积的 1.96％。河北省地势西北高、东南低，地貌复杂多样主要由坝上高原、燕山和太行山山地、河北平原三大地貌单元组成。河北省属于温带半湿润半干旱大陆性季风气候大部分地区四季分明干湿期明显。河北省年平均气温在4 - 13℃之间, 由北向南逐渐升高。河北省年平均降水量350 - 770mm ,降水量分布很不均匀,多年平均降水量为531.7mm。

2.2数据来源

气候数据。所使用的气象数据来源由河北省气候中心提供的河北省境内68个气象站的近50年（1956-2005年）气象观测数据，包括气温、降水量和和蒸发量。其中的蒸发量数据是20cm蒸发皿测定的水面蒸发量。数据的处理按面积加权平均法计算得出。

3．河北省气候变化特征分析

3.1气温变化

气温是气候变化的重要因素之一。 我国幅员辽阔各地气候的时空变化具有不同的地域特征，近 50年来年平均气温整体上升趋势非常突出。根据河北省近50年的气温数据资料看出，河北省年平均气温最低值出现在2O世纪 6O年代，为 9．8℃，以后逐渐上升，最高值出现在9O年代，为 1O．7℃，高出6O年代 0．9℃，平均每 1O年升高0．3℃。6O年代山区平均气温为 8．6℃，90年代升至9.3℃，升高 0.7℃，平原区 9O年代平均气温对比 5O年代整整升高了 1℃。从多年的监测数据上看，河北省年平均气温呈上升趋势，平均每 1O年上升 0．3～O．4℃，其中，局部地区，如燕山丘陵区、冀东平原大部、冀北高原部分以及太行山前平原的部分地区升温幅度超过 1℃。

图-1河北省年平均气温距平变化

3.2水面蒸发量

使用河北省68个气象站自1956年～2005年的20cm口径蒸发皿观测数据,认真分析后得出河北省蒸发量的变化趋势。结果显示:近50年来,河北省的平均蒸发量呈现明显下降的趋势（图一）,各气候分区变化趋势和河北省总体趋势相似：均呈波动式下降趋势。1983年前(含1983年)的大部年份蒸发量大于平均值，而1983年后的年份多小于平均值。近50年来年蒸发量最高值出现在1968年,超出平均值20 %。数据详见《河北省及各分区各年度平均蒸发量》表。从年代上看，河北省年平均蒸发量呈现下降趋势，平均每 10年下降 62mm，其中，太行山区中部、太行山前平原东部以及冀东平原西部降幅较大，超过 220mm。一般会认为气温上应该会使陆地水面蒸发量增加，河北省近50年的年平均气温增加了1.3℃ ,对应的蒸发量却呈现明显下降趋势，研究表明是因为风速变化对蒸发量的影响力远大于气温变化的影响力 。

表-1河北省各分区年代年平均蒸发量

图-2 河北省年平均蒸发量年变化曲线（0.1mm）

3.3降水量

降水量虽然在90年代后期经历了一次较大幅度的下降过程,但总体上河北省近50年降水量下降的趋势并不明显,基本处于稳中有降。

结合多年来的实际气象条件对比相关数据发现，河北省多年平均降水量2O世纪 5O年代至 9O年代逐渐减少，由5O年代的 576 mm，到90年代的516 mm，减少了60mm，平均每 1O年减少15 mm。山区多年平均降水量5O年代时为590mm，80年代时降成 510mm，减少了80mm，虽然9O代又回升至 522mm，但是仍比 5O年代少了 68mm。拿平原地区来讲9O年代时比5O年代减少了53mm。平原区 6O年代时降水量最大，应与1963年发生大洪水有关系，山区 9O年代时降水量有所回升，应与与 1996年发生的大洪水有关系。可见河北省多年平均降水量变化波动较大，总体上是随年代而逐渐降低，山区比平原减幅大些。图-3是利用1965-2005年的降水量数据做出的年平均降水量距平变化去，从中可以看出,河北省年平均降水量距平变化呈波浪式下降。由此可见降水量自从20世纪70年代后就比较小,尽管中间也出现了几次连续偏多的时段,但连续偏多的幅度比较小,总体来说降水量呈减少趋势。在一定程度上造成了河北省水资源补给量的不足。综上所述，河北省多年平均降水量变化波动较大，总体上是随年代而逐渐降低，在一定程度上造成了河北省水资源补给量的不足。

图-3 河北省年平均降水量距平变化

4.结论

利用河北省 1956～2005年近 50年气象数据和水资源评价数据进行分析得出：

①河北省气温变化呈现平均每 1O年上升0．3～O．4℃的变化趋势。河北省年平均气温最低的时期是2O世纪 6O年代，而后逐渐上升，到9O年代达到最高，总体上呈平均每 1O年上升 0．3～O．4℃的变化趋势。

②从年代上看 ，河北省的年平均蒸发量呈现平均每 1O年下降 62mm的下降趋势。

③河北省多年平均降水量呈现平均每 1O年减少 15mm的逐渐下降趋势。其中山区比平原减幅大些。

气候变化的影响已受到国内外普遍关注，了解河北省气候变化的趋势可以更好地为河北省气候资源的合理利用提供参考，预防气象灾害、减少气象灾害的损失，从而促进京津冀地区经济的可持续协调发展。

参考文献：

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4. 安月改，李元华．河北省近 5O年蒸发量气候变化特征[J]．干旱区资源与环境，2005，19(4)：159—162．

气候变化的趋势范文第13篇

关键词：气温 功率谱 线性回归方法 变化趋势 变化周期

中图分类号：P467 文献标识码：A 文章编号：1672-3791（2012）12（a）-0213-02

全球气候变暖是指地球-大气系统平均温度较长时期的升高现象，以得到人类的共识。全球变暖会引发海平面上升、降水量重新分配，冰川和冻土消融等，进而导致资源危机、环境危机，甚至引发人类的冲突，对人类的生存造成了严重威胁。IPCC（政府间气候变化专门委员会—— Intergovernmental Panel on Climate Change）第四次评估报告指出[1-2]：1906-2005年，全球变暖现象明显，趋势为0.074 ℃/10 a；有研究表明[3]近50年期间辽宁朝阳的气温递增趋势显著，为0.8～1.9℃·a-1；张翠艳[4]的研究发现近50年期间锦州地区的气温也呈显著性逐年现行递增，趋势为0.028 ℃·a-1。本文利用地面观测资料，采用一元线性回归方法、功率谱分析等方法，对丹东地区气温的长期变化趋势、变化周期等进行深入研究，希望可以为研究和应对全球气候变化做贡献。

1 气温特征分析

1.1 逐年变化趋势

将丹东地区的气温从1951-2010年取逐年平均，利用一元线性回归方法，分析近60年期间丹东地区气温的逐年线性变化趋势，见图1。近60年期间，丹东地区的气温变化趋势的相关系数为0.65，通过了95%的信度检验，线性趋势回归系数为0.0258，即近60年丹东地区的气温以0.0258 ℃·a-1的速度显著性逐年线性递增。

1951-1959年期间，气温震荡剧烈，也递增显著；1959-1983年期间，该地区的气温变化趋势较为平缓，年平均气温在8.5 ℃上下波动，而后迅速递减，直至1985年为一相对波谷；1985-1989年，递增趋势比较显著，而后表现出缓慢的变化趋势，直至现在。

1.2 逐季变化趋势

本文还将丹东地区的地面气温从1951-2010年取逐春季、逐夏季、逐秋季、逐冬季平均，利用线性回归方法，分析近60年期间该地区不同季节地面气温的变化趋势，见图2。

春季，相关系数为0.44，通过了95%的信度检验，线性递增趋势显著，回归系数为0.0292，即近60年丹东逐春季的气温以0.0292 ℃·a-1的速度显著性线性递增；夏季，相关系数为0.15，没有通过了95%的信度检验，变化趋势不显著，即近60年丹东逐夏季的气温无显著性变化趋势；秋季，相关系数为0.28，通过了95%的信度检验，线性递增趋势显著，回归系数为0.02，即近60年丹东逐秋季的气温以0.02 ℃·a-1的速度显著性线性递增；冬季，相关系数为0.38，通过了95%的信度检验，线性递增趋势显著，回归系数为0.0452，即近60年丹东逐冬季的气温以0.0452 ℃·a-1的速度显著性线性递增。

对比不同季节的变化趋势发现，丹东的地面气温以春季和冬季两季的递增趋势较为强劲，递增趋势远强于年平均气温的递增趋势，其次是秋季，夏季则无显著性变化趋势，详见表1。

1.3 变化周期

将丹东气温从1951-2010年取逐年平均，利用功率谱分析该地区气温的变化周期，当谱密度大于红噪音检验标准谱的时候，说明存在该显著性周期。由图1可见，近60年期间，丹东地区的气温存在显著的2.5年、3.08年、3.64～5.71年的变化周期以及40年以上的长周期震荡。

2 结论

（1）1951-2009年，丹东地区的气温以0.0258 ℃·a-1的速度显著性逐年线性递增。1951-1959年期间，气温震荡剧烈，也递增显著；1959-1983年期间，该地区的气温变化趋势较为平缓，年平均气温在8.5 ℃上下波动，而后迅速递减，直至1985年为一相对波谷；1985-1989年，递增趋势比较显著，而后表现出缓慢的变化趋势，直至现在。

（2）对比不同季节的变化趋势发现，丹东的地面气温以春季和冬季两季的递增趋势较为强劲，递增趋势远强于年平均气温的递增趋势，其次是秋季，夏季则无显著性变化趋势。

（3）近60年期间，丹东地区的气温存在显著的2.5年、3.08年、3.64～5.71年的变化周期以及40年以上的长周期震荡。

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气候变化的趋势范文第14篇

关键词 作物生长季；气候变化特征；辽宁大石桥；1963—2012年

中图分类号 S162.5 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2013）14-0235-02

气候条件是影响农业生产的重要因素之一，近年来全球极端天气事件频发[1-6]，给粮食生产带来不同程度的影响[7-10]。有研究指出，气候变暖使中国东北、西北地区农作物种植结构发生改变[9]，其中辽宁省存在“气温显著升高，降水、日照减少”的暖干化趋势[10]。大石桥市是国家确定的绿色食品生产基地和质米生产基地之一，也是国家重要商品粮食基地。因此，研究该地区作物生长季气候变化特征，可以为调整产业结构等提供参考依据。

1 资料与方法

选取大石桥市地面气象观测站1963—2012年4—9月常规气象观测资料（气温、积温、降水、日照、冻土、无霜期等）制作距平曲线，运用线性回归方程y（t）=a0+a1t（其中，y为各要素平均值，t为时间；a为线性趋势项，a×10表示各要素平均每10年的气候倾向率），按照世界气象组织规定的30年（1971—2000年）平均值作为气候值，分析大石桥市作物生长季的气候变化特征[11-13]。

2 结果与分析

2.1 气温

由图1可知，近50年大石桥市年平均气温与作物生长季平均气温变化趋势基本一致，在波动中均呈增温的趋势，气候倾向率分别为0.436、0.480 ℃/a。生长季平均气温在20世纪60—70年代负距平比较多，在1963—1980年间仅有4年为正距平，近50年来的最低值出现在此时段的1976年，为17.7 ℃。80年代之后的负距平逐渐减少，正距平逐渐增多，其中在1997—2012年间仅有1次负距平，近50年来的最大值出现在此时段的2007年，为21.6 ℃。从年代际变化来看，20世纪60、70、80年代的生长际平均气温分别为19.0、18.8、19.3 ℃，均低于气候值（19.4 ℃），20世纪90年代、21世纪00年代明显上升，分别为20.0、20.8 ℃，分别高于气候值0.6、1.4 ℃。

2.2 积温

由图2可知，近50年大石桥市作物生长季5、10、15 ℃积温总体均呈增温趋势，且变化趋势基本趋于一致，气候倾向率分别为83.069、89.420、113.840 ℃/10 a。其中，15 ℃积温波动幅度较5、10 ℃积温偏大。从年代际变化来看，20世纪60年代至21世纪00年代5、10、15 ℃积温呈逐渐递增态势，20世纪60—80年代变化平稳，20世纪90年代到21世纪00年代增温明显，其中21世纪00年代与20世纪80年代相比，5、10、15 ℃积温分别增加了269、286、456 ℃。

2.3 降水

由图3可知，近50年大石桥市作物生长季降水量与年降水量变化趋势趋于一致，均呈下降的趋势，平均每10年分别下降9.0、10.7 mm，其中1963—1978年间波动幅度较大，1979—1984年间变化平稳，1985—2009年间下降趋势较为明显，2010—2012年间降水明显增多。近50年生长季降水最少年为2006年，为308 mm，最多年为2010年，为900 mm。

2.4 日照时数

由图4可知，大石桥市作物生长季日照时数总体呈下降趋势，平均每10年下降54.6 h，近50年下降273 h。从年际变化来看，1963—1966年间波动较大，1967—1972年间变化平稳，1973—1985年间下降趋势明显，之后出现短暂的上升，在1989—1996年间再次明显下降，经过短暂的振荡后，进入21世纪又呈下降态势。

2.5 无霜期

由图5可知，近50年大石桥市无霜期明显增多，平均每10年增加9 d，其中1963—1987年间，负距平较多，占76%，1988—2012年间则正距平较多，占88%。尤其是进入21世纪之后，无霜期增加明显。

2.6 冻土深度

由图6可知，大石桥市年最大冻土深度在波动中总体呈下降趋势，平均每10年下降6.3 cm。其中20世纪60—80年代间多数年份高于气候值（77cm），20世纪90年代、21世纪00年代除个别年份外，大多低于气候值，尤其是20世纪90年代末至21世纪00年代年最大冻土深度明显低于气候值。最大值出现在1969年，为106 cm，最小值出现在2002年、2007年均为49 cm。

3 结论

（1）近50年大石桥市年平均气温、作物生长季平均气温、5 ℃积温、10 ℃积温、15 ℃积温变化趋势一致，总体均呈增温趋势。

（2）近50年大石桥市作物生长季降水量与年降水量均呈下降的趋势，平均每10年分别下降9.0、10.7 mm。

（3）近50年大石桥市作物生长季日照时数总体呈下降趋势，平均每10年下降54.6 h，50年下降273 h。

（4）近50年大石桥市无霜期日数明显增多，尤其是进入21世纪之后，无霜期日数增加明显。

（5）近50年大石桥市年最大冻土深度在波动中总体呈下降趋势，平均每10年下降6.3 cm。最大值出现在1969年，为106 cm，最小值出现在2002、2007年，这2年数值均为49 cm。

4 参考文献

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气候变化的趋势范文第15篇

气候变化是当今国际社会极为关注的问题。IPCC第三次评估报告(2001)中指出[1]，自1861年以来，全球地表平均气温不断上升，20世纪的上升幅度为(0.6±0.2)℃。通过大量数据集和资料分析的改进与延伸，IPCC第四次评估报告(2007)进一步指出[2]，全球气候呈现以变暖为主要特征的显著变化，近50年平均线性增暖速率(每10年0.13℃)几乎是近100年的两倍。任国玉等[3]分析了1951年以来近50年中国地面气候变化基本特征，中国近50年地表平均气温变暖幅度约为1.1℃，增温速率接近每10年0.22℃，比全球和北半球同期平均增温速率明显偏高。

在全球气候变暖的背景下，区域气候变化响应及其特征的分析研究[4－18]既验证了气候变暖的基本事实，同时也给出了各区域气候变化的一些特点。但是有关气候变化的研究，目前大多直接使用站点的气温和降水观测值，没有考虑迁站(空间改变)带来的数据序列的一致性问题，也没有考虑站点气温序列的气候代表性问题。云南地处高原地区，全省海拔相差很大，最高点为滇藏交界的德钦县怒山山脉梅里雪山主峰卡格博峰，海拔高度6740m；最低点在与越南交界的河口县境内南溪河与元江汇合处，海拔高度76.4m。站点的空间代表性有限，在气象要素空间分析时，有必要考虑地形因素，使空间分析更为精准。在本文的前期工作中[19]，已完成了利用地面站点气温和降水资料进行的细网格客观分析(气温插值考虑了地形高度订正)，在此基础上进行了站点气温和降水序列的空间订正、以及气候区划和气候代表站选取。本文将利用细网格数据深入分析云南近50年来的气候变化。

2资料

2.1气候区划

资料选用1961—2008年云南省124个站以及与云南相邻的、四川、贵州的37个地面站的逐日平均气温。计算1971—2000年标准30年云南及邻近地区161站365天30年的平均气温，用于气候区划时统计≥10℃的积温和天数。统计云南124站标准30年年平均气温，建立云南区域气温随高度递减的统计关系(图1)，即海拔每升高(降低)100m，气温约下降(上升)0.51℃。在得到云南及邻近地区161站365天标准30年平均气温和气温垂直递减率的基础上，利用Cressman方法[20]将站点资料插值到网格点上。插值时以扫描半径范围为单元进行地形订正(即对某一格点插值时，将其扫描半径内站点值根据其垂直递减率计算订正到格点高度上，再进行距离权重插值)。插值范围为包含了云南省的97.258～106.186°E，21.144～29.244°N矩形，经纬网格距取0.009°×0.009°，格点数为963×901。网格点的地形高度取自国家测绘局提供给中国气象局的“国家基础地理信息数据”中的云南DEM数据，云南省范围以外的格点地形高度定义为-999.99，客观分析时遇到地形高度为-999.99的格点不进行插值。同时，按上述方法得到1961—1970年、1971—1980年、1981—1990年、1991—2000年和2001—2008年五个年代际的365天平均气温细网格数据。由于降水的垂直递减率关系不显著，细网格插值时没有考虑地形订正。

2.2温度和降水

(1)时间序列使用1961—2008年云南124站气温和降水平均的逐年序列。(2)空间分布使用1961—2008年97.258～106.186°E，21.144～29.244°N范围内0.009°×0.009°细网格的逐年平均气温和降水序列以及气候区划结果序列。

3气候带的变化

细网格数据(0.009°×0.009°)气候区划把云南分为6个气候带[19](图2)，即北热带、南亚热带、中亚热带、北亚热带、温带和高原气候带，所占面积比例分别为3.32%、21.97%、17.31%、39.71%、9.26%和8.43%。云南气候以亚热带为主，占总面积的78.99%，其它气候带所占比例较小。随着全球气候变暖，近50年来云南气候带也发生了显著变化，图3给出了云南气候带五个年代际的变化。可以看出北热带和南亚热带(图3a、3b)的面积显著增加，其中北热带面积自1960年代到本世纪前8年剧增了93.40%，南亚热带面积也增加了13.95%。北热带和南亚热带面积的增加，导致了中亚热带、北亚热带和温带的面积减少(图3c、3d、3e)。其中，中亚热带面积微减了0.28%，北亚热带减少了7.04%，温带减少了31.79%。高原气候带在区划时定义为海拔高度3000m以上的格点或站点，所以面积没变。但如果把该气候带细划分为高原寒带和高原温带，则高原寒带面积在减小，高原温带面积在增加。气候带变化分析表明，云南气候对全球气候变暖的响应是显著的，这种变化对本地区的生态和农业将产生较大影响。

4气温变化

图4是云南省1971—2000年年平均气温分布，云南大部分地区年平均气温在10～20℃，滇西北高海拔地区低于5℃，滇南低纬度地区和低海拔地区则超过20℃。显然，由于地形复杂南北温差巨大，超过了纬度差异带来的变化。

图5给出了近50年云南124站年平均气温的时间序列，1961—2008年云南的年平均气温上升趋势非常明显，平均上升了0.66℃(图5线性趋势)，增温速率达0.14℃/(10a)。与全国同期相比[21]升温趋势一致，升温幅度和增温速率都低于全国平均状况(近50年平均上升了1.3℃，增温速率为0.25℃/(10a))。

1980年代中后期是云南冷暖趋势的转折点(图5多项式变化)。1986年以前的26年中，偏暖年仅有10年(气温正距平)，其余16年为偏冷年(气温负距平)，其中1971年为近50年来最冷的一年，年平均气温距平为-0.62℃。1987年以后，气温急速上升，在22年中，偏冷年仅有5年，其余17年为偏暖年。特别是1998年以来的11年全为偏暖年，其中5年为特暖年(气温距平≥0.5℃)，峰值出现在1998年，年平均气温距平高达0.79℃，次峰值分别出现在2003、2005和2006年，年平均气温距平分别为0.74、0.74和0.75℃。图6给出了1961—2008年云南124站四季气温变化，各季节气温都呈上升趋势，但增温速率有所不同。其中，冬季增温幅度最大，增温速率高达0.235℃/(10a)；其次是秋季，增温速率为0.142℃/(10a)；夏季增温幅度较小，增温速率为0.118℃/(10a)；春季增温幅度最小，增温速率仅为0.065℃/(10a)。在48年中，云南春、夏、秋、冬四个季节的平均气温分别上升了0.312、0.566、0.682和1.128℃。与全国同期相比[21]，升温幅度和增温速率都低于全国平均状况(春、夏、秋、冬各季平均上升了1.5、0.8、1.1和2.1℃)。云南各季节增温速率按大小依次为冬季、秋季、夏季和春季，全国平均状况依次为冬季、春季、秋季和夏季。这表明，云南气候变化与气候大背景变化一致，但变化的幅度与季节性有不同。

云南四个季节的变化中，变化波动幅度最小的是夏季，最大的是冬季，春秋两季差不多。春季，1969年最暖，1984年最冷；1961—2000年的40年中冷春和暖春年际表现为交替变化，而最近8年冷暖交替消失，表现连续为暖春年份。

夏季，2005年最热，1974年最凉；1980年代以前气温负距平波动幅度相对较大、年份居多，低温明显；之后，虽然气温距平波动交替出现，但幅度均较小。因此夏季低温年份减少、强度减弱。秋季，1998年最热，1979年最凉；1998年以前气温距平波动交替出现，1998年以后气温距平波动均在正值范围内，表明秋季的低温连阴雨现象减弱。

冬季，1998年最暖，1982年最冷；上世纪以前冷冬和暖冬交替发生，自本世纪以来冬季温度连续偏高，暖冬现象明显。

在图5和图6中气温变化趋势的相关系数显著性检验，除了春季气温没有通过α=0.1显著性检验外，其余均通过了α=0.01显著性检验。表明云南气温的变化趋势，年、夏季、秋季和冬季较为显著，仅春季变化趋势不显著。

图7给出了1961—2008年云南年平均气温变化趋势(线性回归系数)空间分布情况，云南大部分区域气温呈上升趋势，上升幅度基本上在0～0.5℃/(10a)之间，也有极少数区域上升幅度可达0.5℃/(10a)以上。但是，在大多数区域气温为上升趋势的情况下，少数区域气温却呈下降趋势。气温下降区域为怒江北部、迪庆北部、丽江东部、楚雄北部、昆明北部和元江县，其分布主要集中在低海拔河谷地区。

5降水变化

由图8可知，云南省年平均降水量约为1100mm。近50年来，有8年降水量超过1200mm，7年降水量少于1000mm；峰值为2001年，降水量高达1245.86mm，谷值为2003年，降水量仅为933.39mm。虽然各年降水量差异比较明显，但总体变化趋势不大，1961—2008年云南年降水量呈很微弱的下降趋势，下降率为-2.8mm/(10a)。从个季节看，主汛期(6—8月)降水量下降比较大，变率为-11mm/(10a)；其次是雨季(5—10月)，变率为-5.4mm/(10a)；而干季(11月—次年4月)则降水量增加，变率为2.6mm/(10a)。图8中的降水变化趋势其相关系数，年、主汛期、雨季和干季均没有通过α=0.1的显著性检验。表明云南降水变化趋势不显著。图9是云南1971—2000年平均年降水量的空间分布，可看出云南省年降水量的空间分布差异较大，滇中及其以北地区降水量一般在1000mm左右，滇南地区一般为1500mm左右；滇西南和滇南边缘地区以及曲靖东部和怒江中北部年均降水量在1500mm以上，其中西盟、孟连、澜沧、江城、绿春、金平等地在2000mm以上，西盟和金平甚至高达2500mm以上；滇西北高海拔地区和金沙江河谷地区降水量较少，一般为小于1000mm，其中德钦、香格里拉、洱源、宾川、元谋、东川、永善等地年均降水量小于750mm。

云南年降水量约为1100mm，虽然比长江中下游地区和东南部沿海地区要少，但与全国大部分地区相比降水还算比较丰沛。然而，云南降水量除了空间分布(图9)不均外，时间分布也极为不均。图10给出了云南124站雨季(5—10月)降水量占年降水量的比例，可以看出，平均85.22%的降水量出现在雨季，而干季降水量平均不到15%，说明云南干湿季分明。

云南124站平均降水量随时间的变化(图8)以及多年平均分布(图9)，无法表达地区差异。图11给出了1961—2008年云南年降水量变化趋势(线性回归系数)的空间分布。

就年降水量变化趋势来看，近50年来云南的迪庆、丽江、怒江、保山、德宏、普洱北部、西双版纳南部、红河、大理东部、楚雄、昆明西部和北部等地降水量出现不同程度的增加趋势，其中江城、绿春、金平等地增加最为显著，增加速率达30～70mm/(10a)；而其他地区降水量则呈下降趋势，其中西盟、罗平、广南、昭通等地减少速率为-30～-70mm/(10a)。

6小结

(1)云南近50年来的气温变化，趋势上与北半球和全国一致，但气候变暖的速率相对缓慢。在气候变暖的背景下，各气候带也发生了显著变化，北热带和南亚热带面积增加，而中亚热带、北亚热带和温带的面积减少。