气候变化对水文循环的影响_姜彤

decreases. Since the 21st Century, the precipitation transformed from evapotranspiration has been increa- sing, and the internal water cycle is more active than before.

Key words: water cycle, climate change, China, global

引 言

水圈、大气圈、岩石圈、冰冻圈和生物圈各个圈 层之间的相互作用构成了地球系统的基本物理过 程，水文循环是指水以液态、固态和气态的形式在气 候系统中不断运动，并储存在海洋、冰川、陆地表面 和大气中，是海洋、陆地和大气之间相互作用中一种 最活跃且最重要的枢纽。水文循环包括两个主要分 支，即大气分支和陆地分支。大气中水汽的输送不 断改变着全球水汽的时空分布特征，在大气中产生 水汽源区和汇区，并通过相变产生的潜热交换反过 来影响大气环流的形态。陆地分支中地表径流、地 下水动态等使得水分及其携带的热量在陆地上发生 改变，调节着全球能量和水分的分布。而降水和蒸 发，则将大气分支和陆地分支联系在一起，使得它们 互为水分和热量的源汇，成为一个整体。近百年来 全球气温呈不断上升的趋势，相对于工业革命前， 2017年全球温升已达1.0℃,21世纪升温趋势仍将 持续(IPCC,2018)。 水文循环系统是气候系统的重 要组成部分，气候变化必然引起全球和区域的水文 循环时空变化。2020年世界气象日的主题是“气候 与水",充分体现了认识气候变化对水文循环影响的 重要性。

1 全球水文循环的研究进展

20世纪60年代以来，在世界面临资源与环境 等全球问题的背景下，联合国教科文组织 (UNESCO) 和世界气象组织(WMO) 等国际机构， 组织和实施了一系列重大国际科学计划。在这些科 学计划中，水文循环在全球气候和生态环境变化中 所起的作用，受到极大重视，成为各项科学计划共同 关注的科学问题(陆桂华和何海，2006;储开凤和汪 静萍，2007)。在国际上，世界气候计划(WCRP) 于 1988年实施一项集观测、试验、研究为一体的科学 计划——全球能量与水文循环试验(GEWEX) 计 划，目的在于观测、理解、模拟大气、地表及表层海洋 的水分循环和能量交换过程，并将研究成果用于指

导全球、区域和流域气候、水文预测和水资源管理 (Stewart et al,1998;Trenberth and Asrar,2014)。 Oki and Kanae(2006)和 Trenberth et al(2007)综合 了多种观测资料，对全球水文循环过程进行了定量 评估，形成了全球水文循环框架：地壳中的含水量最 多，但地下深层水体和其他水体的交换相当缓慢，在 地表水文循环中所起的作用十分微弱，海洋、冰川、 大气、地下水、土壤、多年冻土、河湖储水量分别为 1335040万亿、26350万亿、12.7 万亿、15300 万 亿、122万亿、22万亿、178万亿m³。 海洋平均每年 蒸发水汽量413万亿 m³,其中有373万亿m³ 用于 海洋降水，40万亿m³ 输送到陆地，为陆地降水提供 水汽。陆地平均每年降水113万亿 m³,其中73万 亿m³ 用于植被蒸散，40万亿 m³ 转变为地表径流 (图1)。

理论上，根据克拉珀龙-克劳修斯(C-C)方程，饱 和水汽压会随气温的上升而增加，即大气中的水汽 含量会随着温度的上升而增加，这会增加向下长波 辐射，减小向外短波辐射，总体上改变地球表面的辐 射通量，进而对全球水文循环产生影响(Boer,1993; Milly et al,2002)。 近百年来随着气温升高，观测到 的全球尺度降水、蒸散发、水汽及径流的分布、强度 和极值都发生了变化，表明气候变暖确使全球水文 循环加强(Milly et al,2002;IPCC,2013;Kramer et al,2015)。 但由于较大的区域差异，并且由于监测 网络在空间和时间覆盖范围方面的限制，水文循环 各变量的趋势仍然存在相当大的不确定性(Hun- tington,2006;Huntington et al,2018;Rawlins et al,2010;Syed et al,2010;Durack et al,2012;Giorgi et al,2014;Kramer et al,2015;Good et al,2015)。

通过探空、GPS 及卫星等观测结果发现，1970 年以来，全球对流层和地表水汽含量呈增加趋势，大 气的水汽含量的变化基本遵循 C-C 方程，近40年 全球气温升高了约0.5℃,水汽含量上升了3.5%左 右，2000年以后地表湿度增加趋势减缓。由于现有 观测数据的限制，全球降水/蒸发对气候变暖的响应 却有很大的不确定性(IPCC,2013)。 观测站数据表 明，1900年以来，陆地降水变化不大，但表现为极大 的区域差异。另外，通过海洋表面盐度的变化可以

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图1 全球水文循环平均状况(Trenberth et al,2007)

(白体字单位为108km³,黑体字单位为10³km³ ·a-1)

Fig.1 Global water cycle(Trenberth et al, 2007)

(The unit of white words is 103 km³,and the unit of black italics is 103km³ · a- 1)

间接地表明降水/蒸发的变化，20世纪50年代以来 全球海洋蒸发减去降水的值呈增加趋势(Held and Soden,2006;Wentz et al,2007;Stephens and Hu, 2010;Durack et al,2012;Skliris et al,2016)。

尽管降水/蒸发对气候变暖的响应有较大的不 确定性，但有大部分研究表明气候变暖使得全球平 均的极端降雨事件增加，主要出现在中高纬度；除部 分区域外，于湿地区间和于湿季节间的降水差异将 会增大，受干旱和洪水影响的人口都会有所增加 (IPCC,2013)。

水汽含量和降水变化率不一致的现象将导致大 气总体的垂直质量输送减弱(Held and Soden, 2006)。由于辐射通量变化较小，导致全球水文循环 增加的强度受到抑制，并且与对流层低层水汽的增 加不同步，边界层与对流层中层水汽通量交换将会 减少。并且大部分水汽交换发生在热带湿对流中， 对流质量通量也会减少。在大尺度环流上，由于这 种大气中水汽与层结发生的变化，会使得热带环流 将会减慢，同时 Hadley 环流将向极扩张，热带辐合 带也将产生飘移。热带水汽增加影响与环流减弱影 响相互作用，使得未来的气候变化对区域水文循环 的影响不确定性加大(Vecchi et al,2006;Vecchi and Soden,2007;Tokinaga et al,2012;Ma et al, 2018)。

2 中国水文循环的时空分布特征

中国地处欧亚大陆东部，西倚青藏高原，东邻太 平洋，地形多变，海陆分布复杂，南北纬跨度约为 50°,跨越了热带、亚热带、温带以及寒带等多个气候 带，属大陆性季风性气候。分松花江、辽河、海河、黄 河、淮河、长江、珠江以及东南诸河、西南诸河和西北 诸河等10个一级水资源分区。在全球变暖情形下， 最近几十年中国水文循环及其相关过程存在明显的 趋势变化和年际变率特征(《第三次气候变化国家评 估报告》编写委员会，2015;丁一汇，2016;罗勇等， 2017)。

在任意给定的时域和空间内，水的运动(包括相 变)是连续的，遵循物质守恒。 一个地区的水文循环 可分解为大气分支与陆地分支两个部分，其中，陆地 分支由降水量、出入本区的径流量、蒸散发量及下垫 面蓄水变量等组成，大气分支由输出及输入本区上 空的水汽量、蒸散发量、降水量和本区上空气柱水汽 含量的变化组成。

2.1 中国水文循环各要素空间分布特征

由于探空站点稀疏，目前较多研究也采用再分 析数据来分析大气水汽含量的变化特征，不同数据

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之间时空分辨率不同，存在一定的不确定性(Zhao et al,2015)。 不同数据计算得到的中国多年平均的 整层大气水汽含量约为0.13万亿 m³, 折合平均水 深约14 mm。 受到海陆分布与大气环流的影响，中 国大气水汽含量空间差异较大。在108 °E 以东，整 层大气的水汽含量等值线基本呈纬向分布，由东南 部沿海的40 mm 向西北递减，到蒙古边界只有不到 10 mm,青藏高原和西北地区东部为极小值区，约 5mm 左右。受到青藏高原的影响，中国西南地区 整层大气的水汽含量变化较为剧烈。在四川盆地， 也存在一个相对高值区，整层大气的水汽含量等值 线沿着云贵高原东侧的地势分布。在100°~108 °E, 整层大气的水汽含量等值线由纬向分布转换为经向 分布，大致沿东偏南45°方向分布且较为密集，表明 东西方向水汽含量梯度较大，反映出地形与海拔高 度的变化对水汽含量的显著影响(图2a)。 中国为 多年平均水汽汇区，1961—2018年多年平均水汽输 入、输出分别为16.2万亿、12.3万亿 m³ ·a⁻¹, 水 汽收支为约3.8万亿m³ ·a⁻¹。 东边界的西风输出 大于西边界的西风输入；南边界水汽输入量为最大， 北边界为弱的水汽输入边界，但经向水汽输送量要 小于纬向水汽输送量。

中国多年平均年降水量的空间分布极其不均， 根据1961—2018年气象站观测数据，中国多年平均 年降水量为616.4 mm, 年降水量由东南沿海向西 北内陆逐渐减小，东部大致与纬圈平行，降水分布阶 梯特征十分明显。降水最多的江南平原和东南沿海 地区，年降水量大多在1500～2000 mm; 最少的西 北内陆沙漠地区，年降水量多在200 mm 以下，年降 水量最少的塔里木地区则不足25 mm ( 图 2b)。

由于很难通过仪器测定实际蒸发，目前多是依 赖模型计算得到具有一定时空尺度的实际蒸散发 量，包括基于有限点尺度观测的统计方法、陆面过程 模式、遥感蒸散发模型、互补蒸散发模型以及数据同 化等手段，但不同模型的计算结果存在一定的不确 定性(Wang and Dickinson,2012;Miralles et al, 2016;Bai and Liu,2018)。 不同产品得到的中国平 均的年蒸散发气候态整体介于350～600 mm ·a-1 (Li et al,2014;Mo et al,2015;Sun et al,2017;罗勇 等，2017;苏布达等，2018)。空间分布呈现从东南到 西北递减的态势。蒸散发最大值出现在海南岛，可

达1200 mm 以上；最小值则出现在新疆南部的塔 克拉玛干以及内蒙古西部地区，不足100 mm。 相 对高值出现在中国东南部和南部沿海地区，年蒸散 发普遍在1000 mm 以上；华南和西南部分地区，包 括海南、福建、广东、贵州和云南，蒸散发可达667~ 854 mm;长江中游和华北平原的年蒸散发为400~ 650 mm;东北地区约为350～500 mm; 蒸散发低值 主要分布在寒冷干燥的西北部和北部，年蒸散发低 于300 mm(Ma et al,2019)( 图 2c)。

气候变化对径流的影响主要体现在两方面：降 水变化直接影响产汇流；气温升高导致冰川融雪的 增加和蒸散发的变化，进而影响径流。中国1961— 2018年多年平均流量为26340亿m³ ·a-1,径流深 为278mm。 十大水资源分区的径流差别较大，松 花江区、辽河区、海河区、淮河区、黄河区、长江区、珠 江区径流深分别为117、118、65、210、76、590、917 mm, 径流量分别为1296亿、408 亿、216亿、677 亿、607亿、9856亿、4708亿m³ ·a⁻¹; 东南诸河、 西南诸河、西北诸河径流深分别为904、744、33 mm, 径流量分别为1988亿、5775亿、1174亿 m³ · a-¹( 图 2d)。

1961—2018年，中国多年平均整层大气水汽含 量约为0.13万亿m³,折合水深13.9 mm, 水汽年总 输入量为1681.8 mm, 输出量为1283.5 mm, 水汽 收支为398.3 mm; 降水量为616.4 mm, 蒸散发量 为480.8 mm, 地表水资源量为273.7 mm。 输入水 汽约32%形成降水，68%为过境水汽。可见，16% 的蒸散发通过内循环过程重新形成降水，84%随气 流输出；降水87%是由输入水汽形成，13%是由区 域内部蒸发的水汽形成(图3)。这与刘国纬 (1997)、刘国纬和汪静萍(1997)利用探空、降水和水 文观测资料计算的中国大陆地区1972— 1982年多 年平均的水量平衡结果相近。

2.2 中国水文循环各要素时间变化特征

1961—2018年，中国大陆地区的年平均水汽含 量呈显著下降趋势。20世纪60、70年代为正距平， 但正距平百分率随时间明显减小，但80年代后，中 国大部分区域由正距平百分率转向负距平百分率， 90年代后期逐渐增大，进入21世纪后，大气水汽含 量显著增加(图4a)。

水汽收支在20世纪60、70年代为正距平，70

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图 2 1961—2018年中国多年平均整层大气水汽含量(a),降水量(b),

实际蒸散发(c)和地表径流深(d)的空间分布

(蒸散发空间分布引自Ma et al,2019)

Fig.2 Spatial distribution of annual average atomospheric water vapor(a), precipitation(b),

actual evapotranspiration(c) and surface runoff depth(d) in China during 1961-2018

(evapotranspiration from Ma et al, 2019)

图3 1961—2018年中国大陆水文循环概念模型

Fig.3 Conceptual model of water eycle in China during 1961-2018

年代后期至90年代变化不大，在21世纪后显著上 升。水汽输入、输出在1961— 2018年均呈显著的下 降趋势，北边界自1964年开始由水汽净输出转变为

水汽净輸入，并变化趋势并不显著。纬向水汽净收 支(输出)的减小趋势主要决定于东边界水汽输出的 显著减少；经向水汽净收支(輸入)的下降趋势主要

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决定于南边界水汽输入的显著减少(图4b)。 需 要

注意的是，由于70年代前探空站点稀疏且存在较多

缺测，不管是观测还是再分析资料对中国水汽含量

和水汽收支的趋势都存在较大的不确定性。

图4 1961—2018年中国整层大气水汽含量(a),水汽收支(b),降水量(c),

蒸散发(d)和地表径流量(e)距平百分率时间变化

(气候平均：1981—2010年)

Fig.4 Time variation of atomospheric water vapor(a), water vapor budget (b),

precipitation(c), evapotranspiration(d) and surface runoff (e)

anomaly percentages in China during 1961-2018

(climate value:1981-2010)

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年降水量呈弱增加趋势，变化趋势不显著。但 在年代际尺度上变化较大，20世纪60、70、80年代 和21世纪前10年的年降水量较1961— 2018年均 值分别偏少10.8、6.2、4.8和14.8 mm, 而20世纪 90年代和近10年降水分别偏多11.2和27.1 mm (图4c)。

蒸散发量变化不明显，再分析资料的蒸散发明 显高于其他产品。1961—2000年，不同蒸散发产品 趋势比较一致，皆略有增大，21世纪以来，GLEAM

和JRA-55 的蒸散发继续增大，FLUXNET-MTE 保

持平稳，ERA-Interim、CR 及 AA 模型估算的结果， 中国地表蒸散发在2000年之后呈减小趋势(图 4d)。

地表径流量在呈波动下降趋势。20世纪60年 代至70年代初为正距平，但正距平百分率随时间明 显减小，80、90年代变化不大，进入21世纪后，中国 地表径流量呈现先下降后上升的趋势，2010年后中 国大部分区域由负距平百分率转向正距平百分率 (图4e)。

2.3 中国流域尺度水文循环各要素变化特征

1961—2018年，水汽含量除西南诸河的有弱上 升趋势以外，其余流域都呈下降的趋势。20 世纪 60、70年代，除南方的西南诸河、东南诸河及珠江流 域变化趋势不明显外，其余7个流域都呈显著的下 降趋势；北部3个流域(松花江、辽河和海河)流域变 化趋势较为一致，在90年代有弱增加趋势，2000年 以后开始减少，但在2010年以后又略有增加；淮河、 黄河和长江流域在1961—2018年均呈下降趋势，但 下降速度逐渐变缓，2010年后转变为增加趋势；东 南诸河和珠江流域在2000年前变化趋势不明显，在 2000年后开始出现显著下降趋势，2010年后又转变 为上升趋势；西北诸河在2000年前变化趋势不显 著，在2010年后呈上升趋势(廖爱民等，2013;周杰 等，2013;苏翠等，2014;罗勇等，2017;黄小燕等， 2018;王凯等，2018;李湘瑞等，2019)。

水汽收支在北方松花江、辽河和海河流域均呈 显著减少趋势。松花江和海河流域水汽收支在 1980年前下降速度较快，1980年以后，下降趋势变 缓，但水汽收支年际波动较大。松花江流域进入21 世纪后多为水汽源区，而在21世纪前多为水汽汇 区；海河流域20世纪60、70年代多为水汽汇区，70 年代末至本世纪初多为水汽源区。辽河流域只有在 60年代有少数年为水汽汇区，其余大多数年都为水

汽源区。黄河流域为多年平均水汽汇区，其水汽净 入量呈显著减小的趋势，在1978年前下降速度较 快，1978年以后趋势变缓。淮河流域为多年的水汽 汇，仅在2000年左右有几年为水汽源地，且在2002 年以后，与海河流域类似，流域的水汽净入量有增加 的趋势，多年趋势略微下降但不显著。长江区为多 年平均水汽汇区，1961—2018年水汽净收支量的趋 势略有增加。西南诸河流域也为多年平均水汽汇 区，21世纪后输入水汽量减少。珠江、东南诸河流 域除在1961年为水汽汇之外，其余年份均为水汽源 地，1985年以前流域内水汽输出迅速增加，1986年 之后流域内输出水汽量减少。西北诸河流域为多年 平均弱水汽源区，21世纪流域收支由水汽源区转变 为水汽汇区(刘波等，2012;姚俊强等，2016;罗勇等， 2017;赵光平等，2017;王凯等，2018)。

虽然近百年来中国年均降水量变化趋势不显 著，但区域降水变化波动较大。1961—2018年中国 降水变化趋势有明显的区域特征，西部降水普遍增 加，其中西北诸河、西南诸河和长江和黄河上游，即 新疆大部、内蒙古西部、甘肃中部以及青海西部部分 地区显著增加，中国东部大部(105 °E 以东),除长江 下游，松花江、淮河南部，珠江东部和东南诸河有所 增加外，其他地区降水以减少为主，其中海河、黄河 中下游、长江中游及珠江西部和西南诸河南部显著 减少。长江及其以南地区极端降水事件的发生频率 增大，强度增强，长江以北地区干旱事件的发生频率 逐年增加，尤其以华北地区最为严重(罗勇等，2017; 熊敏诠，2017)。

蒸散发在中国西部和东北主要以增加为主，华 南大部呈现显著的减小趋势(Han et al,2014;Mo et al,2015;Ma et al,2019)。 其中黄河流域及西南诸 河的变化趋势存在不确定性，长江、海河、淮河、珠江 流域和东南诸河实际蒸发量在过去50年间都呈现 下降趋势(王艳君等，2010;李修仓等，2014;罗勇等， 2017),松花江流域、辽河流域和塔里木河流域等在 过去40～50年间都呈现增加趋势(温姗姗等， 2014)。但淮河流域、西南诸河和西北诸河在21世 纪以后发生了趋势转变，淮河流域由显著下降趋势 转变为弱的上升趋势，西南诸河由上升趋势转变为 下降趋势，西北诸河由显著上升趋势转变为明显下 降趋势。值得注意的是，青藏高原地区蒸散发量的 显著增加对中国整体蒸散发量增加起关键作用(Mo et al,2015)。

地表径流量除西北诸河外，在中国北方大部分

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流域呈现减少的趋势，而位于南方的河流径流量变 化趋势比较复杂。松花江流域年径流量呈波动下降 趋势，20世纪80年代前为径流减少阶段，80、90年 代径流则有较为明显的增加，随后迅速下降，21世 纪以后又转变为上升趋势(汪雪格等，2017)。辽河 流域年平均径流量也为下降趋势，80、90年代年际 变动较大(胡海英等，2013;马龙等，2015;郭松， 2016)。海河流域受人类活动和气候变化影响显著， 地表径流量呈现出持续减少的趋势。黄河流域除源 头区年径流变化趋势不显著以外，其余河段的径流 呈现出显著的下降趋势，从上游到下游，河川径流下 降幅度越来越大，趋势越来越显著，21世纪后有所 回升(鲍振鑫等，2014;张利茹等，2017;赵建华等， 2018;杨永辉等，2018)。淮河流域由于区域取调水 情况复杂，就天然径流来看，淮河流域在20世纪60 年代初径流值较大，但60年代中期径流迅速减少， 其后又呈增加趋势，径流变化空间差异性较大，除上 游表现不显著的上升趋势外，流域大部分地区呈现 下降趋势(刘睿和夏军，2013)。长江流域范围广阔， 以直门达水文站为代表的源头区年径流有显著上升 趋势，干流径流量年际变化相对平稳(冯亚文等， 2013;李姝蕾等，2015)。珠江流域大部径流呈减少 趋势，空间差异性比较明显，中上游地区年径流呈下 降趋势，而北江的三水站径流量在90年代后呈增加 趋势(袁菲等，2017;李天生和夏军，2018)。东南诸 河年径流变化与珠江流域类似，也表现出明显的区 域差异性。其中，钱塘江和韩江年径流有增加趋势， 南流江年径流量也呈下降趋势(王翠柏等，2013;郭 晓英等，2016)。西北内陆河流域位于干旱区，气温 升高加速了山区冰川的消融和退缩，使得地表径流 的波动性增加，但平均年径流整体增加趋势显著(罗 勇等，2017;刘静等，2019)。

3 结论与讨论

近百年来随着气温升高，辐射效应随之发生变 化，全球尺度降水、蒸散发、水汽及土壤湿度和径流 的分布、强度和极值都发生了变化，显示出气候变暖 已对全球尺度水文循环产生了一定程度的影响，也 即气候变暖使得全球水循环加强，并有持续增加的 趋势。近40年全球气温升高了约0.5℃,大气水汽 含量上升3.5%左右，虽然由于全球大气水文循环 监测时空限制，水文循环各变量变化规律认识上存

在不足，但大气水汽含量和降水变化的不一致会导 致大气环流的改变，而大气环流的变化会进一步改 变球海表温度的空间分布特征，使得未来的气候变 化对区域水文循环的影响不确定性加大(IPCC, 2013;Kramer et al,2015)。 在全球变暖情形下，近 几十年中国水文循环及其相关过程存在明显的趋势 变化和年际变率特征。大气水汽含量和水汽收支在 20世纪80年代后为上升的趋势。1961—2018年， 中国降水总量虽然没有出现明显变化，但是各个区 域上降水量出现很大的差异；蒸散发平均值呈现微 弱增加；地表径流总体上呈减少趋势，但西北和东南 沿海流域径流出现波动上升趋势。相对于1961— 2000年，21世纪以来，大气水汽总输入量偏小9%, 总输出量偏小13%,水汽收支偏高3%。降水量总 量变化不大，区域蒸散发转化形成的降水增加了 9%,中国区域水文内循环较之前活跃。

同时，中国幅员辽阔，地形复杂，气候变化对中 国水文循环的影响具有较明显的区域特征，使得各 个流域间空间差异增大。相对于1961— 1980年， 1981—2000年东部季风区的松花江、长江和东南和 西北诸河流域降水偏多，流域的外循环和内循环都 比较活跃，蒸散发形成的降水的增加比重大于外界 输入水汽形成的降水增加。辽河和珠江降水变化不 大，虽然流域内循环较活跃，但外界输入水汽形成的 降水略有减少。海河、黄河和淮河流域由蒸散发形 成的降水增加，但输入流域的水汽及其转化的降水 减少较多，外循环较弱，流域降水偏少。2000—2018 年，辽河、海河、黄河、长江、珠江、西南诸河和西北诸 河由蒸散发形成的降水增加，但输入流域的水汽及 其转化的降水减少，流域外循环偏弱，导致总降水变 化不大或略有减少；松花江、淮河和东南诸河流域降 水增多，流域的外循环和内循环都比较活跃，由输入 水汽形成和蒸散发形成的降水均较1961— 1980年 有所增加。

水文循环陆地分支的水量平衡各要素的变化直 接与陆地水资源量的变化息息相关。同时也应注意 到，与具有分水岭意义的流域边界不同，水文循环大 气分支的水汽含量要素存在邻近流域间的交换。尽 管中国各流域空中水汽含量的变化并不明显，但空 中水汽的交换对陆地水文循环及整个区域水量平衡 的影响作用仍不容忽视。研究表明，20世纪80年 代前中国东部地区来自西北太平洋、南海和孟加拉 湾的水汽输送偏强，80年代之后显著减弱，这与80 年代中期以来东亚夏季风年代际减弱的变化特征一 致。由于输送到中高纬地区的水汽大大减少，华北

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地区降水偏少，南方降水偏多。2000年之后，松花 江、辽河、海河、黄河和淮河流域的降水和径流相对 于1981—2000年均有所增加或下降趋势减缓，水汽 收支均较2000年前的下降趋势减缓或转为增加趋 势；而长江、珠江、东南诸河和西南诸河的降水和径 流则有所减少(丁一汇等，2013;苏涛等，2014;梁苏 洁等，2014;罗勇等，2017;丁一汇，2016;邢峰等， 2018)。

此外，温度不是影响实际蒸散发时空变异的唯 一要素，各种气象要素的综合作用最终造成了实际 蒸散发的时间变化和空间格局。以珠江、海河等流 域作为中国湿润、半湿润半干旱等两个气候区的代 表流域，1961—2010年间这两个区域日照时数(表 征能量条件)是引起实际蒸散发变化的主要贡献量， 其他气象要素的贡献量相对较低。降水(表征下垫 面供水条件)的变化对实际蒸散发的变化在湿润地 区贡献较低，在半湿润半于旱地区贡献相对较大，如 海河流域降水的下降对实际蒸散发的下降趋势有较 大的贡献(Li et al,2014;Wang et al,2010;Feng et al,2018)。 并且，蒸散发的时空格局还与植被覆盖 类型紧密相关。

径流的变化不仅仅受气候变化影响，同时还与 下垫面人类活动相关。气候变化主要影响到天然产 流量的变化，而观测到的径流减少，主要的原因是下 垫面人类活动，如水库、堤防、土地利用改变等作用 的结果。北部松花江流域气候变化对径流变化贡献 率较大，而海河、黄河和辽河流域径流变化的主要驱 动因素为人类活动(梁红等，2012;胡海英等，2013; 张利茹等，2017;杨永辉等，2018;李二辉等，2014;Li et al,2018)。 淮河流域径流变化成因复杂，1986— 1999年淮河上游径流减少的主要原因是人类活动 影响，2000—2010年上游径流增加的主要原因是气 候变化(李小雨等，2015)。长江、珠江和东南诸河流 域多年径流量变化成因较为复杂。长江流域上游宜 昌站和寸滩站径流总量下降主要受年降水下降影 响，而人类活动和上游洞庭湖的调蓄作用是长江螺 山站年径流下降的主要原因(李姝蕾等，2015;黄金 龙等，2016)。且人类活动导致的土地利用变化在不 同区域和不同时期变化趋势不同。长江上游地区土 地利用变化导致径流减少，而其他地区土地利用变 化导致径流增加(彭涛等，2018)。

中国历来是一个水资源矛盾极其突出的国家， 虽然水资源总量居于全球各个国家中第六位，但人 均水资源量仅居世界第110位，多年平均值约为 2200 m³ ·人-1,是世界人均水资源量的四分之一左

右，被联合国列为13个贫水国家之一 (秦大河等， 2015)。同时，由于中国所处的特殊地理位置和独特 的自然环境，水资源时空分布极为不均。在全球气 候变化背景下，中国水文循环符合全球水循环变化 的特征，又表现出更为复杂的区域特征，各个流域间 空间差异增大。无论是在干旱区还是湿润区，中国 极端降雨事件都显著增加，易造成同一个地区干涝 交替出现的现象，使得受于旱和洪水影响的人口都 会有所增加(《第三次气候变化国家评估报告》编写 委员会，2015;景丞等，2016;罗勇等，2017;Sun et al,2019)。 因此，研究气候变化与水的相关关系，掌 握气候变化对水文循环影响的变化趋势，可为水资 源管理，实现水资源的持续开发和永续利用，以及为 应对气候变化和防灾减灾提供有力科学依据。

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