海洋的变化及其对中国气候的作用

蔡榕硕 陈幸荣

摘要 本文重点分析了气候变化背景下海洋的变化及其对中国气候的作用，评估了中国近海及相邻大洋对气候变化的响应、未来变化及其对中国气候的影响。结果表明：①1958—2018年，特别是1970年代末以来，全球和中国海洋明显变暖，且中国海洋升温高于同时段全球平均，主要归因于黑潮暖水入侵中国近海陆架的年代际增强;在不同气候情景下（温室气体从低到高排放的情景，RCP2.6， 4.5， 8.5）中国近海尤其是东中国海（渤海、黄海和东海）可能成为全球海洋升温最高的海区之一。1970年代中期以来，中国东海和南海海表盐度呈现下降趋势。1970年代末以来，中国近海环流变化显著，黑潮入侵东中国海陆架以及通过吕宋海峡入侵南海出现年代际增强，冬季黄海暖流以及南海上层环流年代际减弱。②20世纪以来，全球海平面上升速率约1.5±0.4 mm/a，主要贡献来自海水热膨胀和陆地冰川冰盖融化;2006年以来，全球海平面上升明显加速，上升速率达3.6 mm/a。1980年迄今，中国沿海海平面上升速率为3.4 mm/a，高于同时段全球平均;在不同气候情景下海平面将持续上升，当前沿海地区百年一遇极端水位的重现期将显著缩短。③1970年代之后，热带海洋的海温分布如厄尔尼诺信号出现年代际变化，厄尔尼诺显著增强，持续时间更持久;并且，1990年之后，中部型厄尔尼诺趋于频发，发展年夏季长江流域降水偏少、气温偏高，华南降水偏多，次年春季华南降水偏少，而东部型厄尔尼诺的影响则大致相反;未来厄尔尼诺对中国气候的影响预估有较大不确定性。印度洋海盆增暖明显加强，与此相关的是中国东部高温天气频发。1977年以来，全球超强台（飓）风和海洋热浪等极端事件趋频、趋强。④中国近海总体可能是大气CO2的汇，每年从大气中吸收约10.8 TgC的CO2。长江口和珠江口及附近海域有长期酸化和溶解氧降低的现象，但近海碳源汇格局及酸化的长期变化仍不够清楚。此外，未来中国近海盐度、环流、强台风和海洋热浪的变化，以及海洋的碳源汇、酸化和溶解氧的观测和研究亟须加强。

关键词 气候变化;海洋;极端事件;中国;碳源汇

中图分类号 P467

文献标识码 A 文章编号 1002-2104（2020）09-0009-12 DOI：10.12062/cpre.20200646

政府间气候变化专门委员会（IPCC）第五次评估报告（AR5）表明，海洋覆盖了大约地球表面的71%，吸收了约93%因温室效应产生的额外能量，在地球气候系统的自然变化中发挥着重要作用[1]。相对于大气而言，海洋有缓变的特性，成为全球气候变化的主要“记忆体”，调节着全球的气候状况，海洋对中国气候变化有重要影响。近年来，随着海洋和大气观测资料的增加，研究方法的日新月异，我们对海洋在气候变化中的重要作用不断取得新的认识。2017年，中国政府启动了《第四次气候变化国家评估报告》（简称评估报告）的编制，开展了全球和中国海洋变化及其气候效应的评估，并取得了若干新进展及新认识。本文主要从海洋的温度、盐度、环流、海平面变化和海气相互作用的气候效应等物理海洋过程，以及海洋的碳源汇、酸化和溶解氧变化等生物地球化学循环过程，分析并评估全球和中国海洋变化及其气候效应，以期为中国应对气候变化和参与气候变化国际谈判提供必要的科学支撑。

1 海洋物理性质的变化

1.1 海温、盐度和环流的变化

IPCC評估表明，自20世纪中叶以来，全球海洋上层2 000 m的热含量呈现出较为稳定的上升趋势，且归因于人类排放温室气体[2-3]。观测显示，气候变暖背景下20世纪中叶以来全球陆地和海洋的表面升温明显[4-6]。1958—2018年，中国近海区域（本文指渤海、黄海、东海和南海， 图1a中黑色方框所示海域，0～40°N， 100～140°E）平均海表面温度（SST）的线性增量为0.98±0.19 ℃（速率0.016±0.003 1 ℃/a）高于全球海洋平均增温（0.54±0.04 ℃）（见图1b）;其中，东中国海（渤海、黄海和东海的简称）的升温尤其显著，达1.41±0.16 ℃（速率0.023±0.003 ℃/a），远高于相邻的陆地或海区的升温（高信度①）[4-9]，这显著区别于地球表面的一般升温变暖规律，即大陆变暖高于海洋，中高纬地区高于低纬地区，东中国海的升温速率约为中国大陆升温速率（约 0.015 ℃/a）的1.5倍[10]。分析表明，东中国海升温主要归因于黑潮入侵陆架海域和副热带高压的年代际增强，这又与东亚季风年代际的减弱密切相关[5]。在不同气候情景下（从温室气体低排放到高排放情景，RCP2.6，4.5，8.5， RCPs），全球和中国海洋还将显著升温，东中国海可能成为全球海洋升温幅度最大的海区之一（证据量中等，一致性高）[11-15]。IPCC AR5指出，自1950年代以来，海洋表层盐度（SSS）的变化表现为蒸发强于降水的副热带海域海水变得更咸，而降水强于蒸发的热带和极区海水变得更淡，高盐度和低盐度区域的表层海水盐度差异增加是几乎确定的[1]。1970年代中期到2010年代前期，中国东海、南海SSS表现出下降的趋势（证据量中等，一致性中等）[16-17]，但2015年以来，南海SSS波动较大[18]。在不同气候情景下（RCPs），未来东中国海SSS 总体变化不大，南海则有较明显下降，且RCP8.5情景下SSS的变化比RCP4.5情景下显著（证据量有限，一致性中等）[14-15]。

研究表明，气候变暖背景下全球海洋环流发生了明显的变化。相对于1850—1900年，大西洋经向翻转环流（AMOC）变弱，且很可能继续减弱[3]，而大洋西边界流区有增强趋势[19]。20世纪90年代以来，全球大洋环流系统的流速似乎正在加快，并以热带海洋最为突出，这种加速现象超出了自然的变率，主要归因于全球变暖（证据量中等，一致性高）[20]。中国近海上层环流受季风影响较大（高信度）。近几十年来，中国近海区域上空的东亚季风出现年代际的减弱，这导致黄海暖流减弱，主轴位置西移，且引起黑潮暖水入侵东中国海陆架以及通过吕宋海峡入侵南海出现年代际的增强（高信度）[5，8，21-26]。但是，对中国近海环流预估的认知仍有限，主要是由于该海域海洋环流的形成与变化机理复杂，长时间序列和覆盖广泛的观测数据不足，以及数值模拟的不确定性等原因。

1.2 海平面和极值水位的变化

观测表明，1902—2010年全球海平面上升速率为1.5±0.4 mm/a[3， 27-28]，1901—1990年、1993—2018年期间上升速率分别为1.38±0.57 mm/a和3.15±0.3 mm/a[3， 29];期间，2006—2015年海平面明显加速上升，达3.58（3.10～4.06） mm/a[27-28]。20世纪，海平面上升的主要贡献来自海水热膨胀和陆地冰川冰盖融化;2006年以来，陆地冰川和冰盖融化对海平面上升的贡献已超过海洋热膨胀的影响，主要归因于人为强迫引起的气候变化（高信度）[27-28]（图2）。1980—2019年，中国沿海海平面上升速率为3.4 mm/a，高于同时段全球平均水平;并且，2010—2019年中国沿海平均海平面处于近40年来高位（图3）[30]。预估显示，21世纪，全球和中国海平面将继续上升，并有显著的区域性特征（证据量中等，一致性中等）[27-28， 31-33];到21世纪末，东海海平面上升幅度将高于南海（证据量充分，一致性中等）[31-33]。在不同气候情景下（RCPs），未来海平面的变化将进一步引起沿海地区台（飓）风-风暴潮、潮汐特征和极值水位的明显变化[27-28]。其中，在RCP2.6，8.5情景下，到21世纪末，全球海平面相对于1986—2005年平均将分别上升约0.43 m（0.29～0.59 m）和0.84 m（0.61～1.10 m）（中等信度），这将进一步抬升沿海发生极值水位的基础高度。在RCP8.5情景下，当前沿海地区较少发生的百年一遇极值水位事件将变为一年一遇或更频繁（高信度），以长江口吕泗和福建厦门海域验潮站为例，当前百年一遇的极值水位为4.5和7.5 m，到21世纪末，将变为几年一遇和低于一年一遇（RCP8.5）[27-28， 34]。

2 太平洋-印度洋海气相互作用及其气候效应

20世纪50年代末以来，气候变暖改变了海洋的能量，全球海洋温度和海平面上升明显、海气相互作用加强[1]。20世纪70年代以来，热带中太平洋海温分布型态如厄尔尼诺年际信号发生年代际变化，中部型厄尔尼诺增多，中部型和传统型（东部型）厄尔尼诺型的海温异常对中国气候产生了不同的影响[35-37]。海洋的升温变暖还引起台（飓）风和海洋热浪的发生频次、强度和影响范围产生很大的变化[1， 3， 27-28， 34]。

2.1 热带太平洋的厄尔尼诺-南方涛动（El Nio-Southern Oscillation，ENSO）

ENSO既是热带太平洋海域，也是全球热带海洋最强的年际变化信号，对全球及中国气候都有重要的影响。但是，在全球变暖背景下ENSO信号出现了显著的年代际变化。一是ENSO振幅增大。1970年以来由于厄尔尼诺事件中赤道太平洋对流的东移加强，海洋层结强化，ENSO振幅有所增大（中等信度）[38]，持续时间更长，中国东部地区的降水与ENSO之间的联系较之前变得更为紧密。不过，随着全球变暖的加剧，热带印度洋海温的显著上升使得热带印度洋-太平洋间的海温纬向梯度发生改变，大气环流的调整将可能抑制ENSO的振幅[39]，因此，未来ENSO振幅的变化及对我国气候的影响仍存在较大的不确定性。二是厄尔尼诺类型发生年代际变化。1990年以来，中部型厄尔尼诺事件的发生频率明显超过东部型厄尔尼诺事件（高信度），并对中国气候产生不同于传统东部型厄尔尼诺的影响（高信度）。例如，在中部型厄尔尼诺发展年，夏季的长江流域降水偏少、气温偏高，华南降水偏多[40-41]，秋季和冬季的中国大部分地区温度偏低[42-43]，西南冬季降水偏多[44]，次年春季华南降水偏少[45];在东部型厄尔尼诺期间，上述情形不显著或大致相反（证据量充分，一致性中等），这也使得我国降水和气温随之发生了显著变化。当前气候模式对热带气候态和ENSO特征的模拟普遍存在偏差，对未来ENSO影响中国气候变化的预估存在不确定性[46-47]。

2.2 热带印度洋的海盆模态（IOB）和偶极子模态（IOD）

气候变暖改变了海洋增暖的空间分布以及海气耦合模态的响应，也使得印度洋海温发生异常并对中国气候的影响出现了显著的变化。印度洋SST海盆模态（IOB）和偶极子模态（IOD）分别是SST年际变率的主导模态和第二模态。当前者为暖位相时，我国夏季华南气温偏高、东北气温偏低、长江流域降水偏多[48]，且晚夏江南區域容易出现极端高温灾害[49];后者为正位相时，对我国秋季气候有显著影响。

IOB的变化与ENSO密切相关。1958—2001年，热带西南印度洋温跃层呈现变浅的趋势，厄尔尼诺激发的海洋波动更易引起该海域表层海水变暖，而低层大气环流响应有利于夏季北印度洋表层海水增暖，IOB的年际变率随着ENSO年际变率的增加而增加[50-52];同时，随着1970年代中期之后ENSO振幅的显著增强，其持续时间也更持久，IOB的持续时间也随之变长，与中国气候异常的联系在1976/77之后变得更为紧密（证据充分，一致性高）[36，53]。

极端IOD事件和夏季型IOD的出现可能使得IOD对中国东部气候的影响更为显著（证据量中等，一致性中等）。在全球气候变暖背景下，1950—2009年，印度洋上空Walker环流存在减弱的长期变化趋势，出现更多的夏季型IOD[51]。IOD的强度和发生频率在20世纪存在上升趋势[54]和年代际变化特征[55]，甚至在2019年出现了四十年来最强的一次IOD，超过了1994年和1997年的极端偶极子事件[56]。

2.3 印度洋-中国近海-太平洋海气相互作用及气候效应

在北半球夏季，发展中的厄尔尼诺可以触发IOD正事件，但IOD也可以独立于ENSO存在，并反过来影响ENSO[57]。强的IOD正事件可引起西太平洋出现异常的西风，从而促进厄尔尼诺的发展[58-59]。厄尔尼诺激发的遥相关过程会诱发印度洋洋盆尺度的持续升温，这在厄尔尼诺衰减年会对赤道和西北太平洋产生较强的反馈作用[36，48，51，53]（图4）。由于西太平洋和印度洋之间存在跨洋盆的海气相互作用，因此，印度洋电容器效应被延伸为印度洋-太平洋海洋电容器效应（IPOC）[53]。

预估显示，在RCP2.6和RCP8.5情景下，21世纪极端厄尔尼诺的频率是20世纪的20倍（中等信度），且中部型和东部型的比例将进一步增加[60-61]。同时，极端IOD事件的频率也会进一步增加（低信度）[60-62]。

2.4 西北太平洋强台风和海洋热浪的变化及影响

气候变暖背景下，近四十年来全球强热带气旋（强飓风和台风）强度增加，且趋于频繁，对全球许多地区造成重大灾害[63]。西北太平洋地区强台风的发生频率、登陆频次和位置的变化及伴随的台风-风暴潮、强降水和破坏性强风等致灾因子对沿海经济社会有严重的影响，而海洋热浪的频数、范围和强度变化对海洋生态系统、渔业和水产养殖等有重大影响。

1970年以来，西北太平洋140°E以西形成的强热带气旋的比例增加了16%～20%，频率几乎翻倍，最近二十年（1998—2015年）东亚沿海地区强热带气旋的产生数量明显增加[64]。1961年以来，西北太平洋热带气旋生命期的最大强度年平均呈现增加趋势，1980年以后尤其显著（中等信度）;同时，强热带气旋的纬度极向扩展，西北太平洋热带气旋达到最大强度的位置向北移动[64-65]，导致强台风登陆日本、朝鲜半岛和中国东部地区和登陆热带气旋平均强度增加[66]，特别是1977年以来，登陆东亚和东南亚的台风强度增加了12%～15%，其中4～5级台风个数翻了一倍（中等信度）[67]（图5）。海洋增暖对热带气旋活动的变化一直受到关注，未来强热带气旋的强度可能会增加，但其个数可能不变或更少（证据量中等，一致性低）[27]。总的来说，西太平洋热带气旋频次、强度、路径和登陆台风频数发生了变化，但关于内部变率和气候变暖对热带气旋长期变化趋势的贡献还无定论，对登陆中国强台风的地点、强度及频率变化及其对中国气候的影响研究仍不足。

海洋热浪（MHW）指海洋表面长时间的异常高温现象，空间范围可达数百km[68]，向下深处可延伸数百m[69]，可持续几天到几个月[70]，能对自然生态系统造成毁灭性和持续性影响[70-71]。自1982年以来，全球MHW的频率很可能翻了1倍，且持续时间更长，强度和范围也在增加[60， 72]。最近几十年来，大部分地区上层海洋的增暖很可能与人类活动排放温室气体有关，这表明MHW频次的增加可归因于人类活动的影响（证据量中等，一致性高）。1982—2010年，全球38%的沿岸地区极端高温热浪变得更为普遍[73];2016年8月中国近海出现破纪录的极端高海温，东中国海海域SST的28.5 ℃和30 ℃等值线伸到36° N 和 32° N，为1980年以来的最北纬度[74];并且，2017年和2018年继续出现海洋热浪[75]。

在未来全球变暖背景下，MHW的频率和强度很可能会增加[3， 60， 72， 76]。模拟表明，21世纪末，全球升温3.5 ℃的情景下，全球MHW出现的平均概率将达到工业化前水平的41倍（不同模式范围：36～45倍），热浪的空间范围将增加21倍，持续时间将达112 d，最大强度将增至2.5 ℃（高信度）[72]。全球气候持续变暖影响使得MHW的频次、范围、强度和持续时间增加（证据量充分，一致性高），未来海洋热浪增加的可能性也较肯定，但增幅数值大小需要进一步研究。对中国近海地区海洋热MHW变化及其影响的研究较少，需要加强。

3 海洋碳循环、酸化和溶解氧的变化

工业革命以来，人类向大气中累积排放了约665 PgC的CO2等温室气体。一方面，海洋吸收了其中约四分之一（165 PgC）的CO2，海水酸性增加了26%[77-78]，破坏了海水碳酸盐体系的动态平衡，改变了地球生物化学循环。另一方面，海洋吸收了约93%因温室效应产生的额外能量，海水升温变暖，层化加剧，阻碍了表层和深层之间的水交换，水温的升高降低了海水的氧溶解度，并影响海洋生物生产力[1-3]。海洋的化学性质特别是碳循环、酸化和溶解氧含量的变化尤其突出[1，3]。因此，本文对此加以评估，并分析了中国近海碳源汇格局的变化。

3.1 海洋碳循环与源汇格局的变化

大气CO2溶于海水后，经过碳酸盐化学过程，形成溶解无机碳，海洋浮游植物通过光合作用吸收海水中溶解无机碳，形成有机碳。目前，全球海洋中的碳储量约是大气碳储量的45倍。最近20年来，海洋很可能吸收了人为排放CO2总量的20%～30%，导致海洋pH值明显下降，海水持续酸化[1]。观测表明，约占全球近海面积12%的中国近海不同季节和区域碳源汇的性质差异很大。其中，夏、秋季的渤海为大气CO2源，冬、春季为大气CO2汇（低信度）[79-80]，渤海全年是大气CO2源（证据量有限，一致性中等）[79-80]。冬、春季的黄海是大气CO2汇，夏、秋季是大气CO2源 [79]，黄海全年可能是大气CO2的弱汇或者海气CO2交换基本平衡（证据量有限，一致性中等）[79-80]。东海不同区域的碳源汇有较明显的季节和年代际变化，但观测值难以覆盖全海域，全年总体是碳汇（证据量中等，一致性高）[81-83]。冬季的南海是大气CO2汇，春、夏、秋季为大气CO2源 [84]，全年是碳源（证据量有限，一致性中等）[84-87]。总体而言，全球近海总体是大气CO2汇，每年吸收约0.2 PgC[88-89]，中国近海可能是大气CO2汇（证据量中等，一致性中等），每年从大气吸收约10.8 TgC的CO2[84，87]（见表1）。然而，因上述观测资料涵盖的时间和空间有限，对于中国近海碳源汇格局和强度的估计有较大的不确定性。

预估显示，在RCP 8.5 和RCP 4.5情景下，2012—2100年，全球海洋对大气CO2的累積吸收分别为400（320～635）与250（180～400） PgC[91]。由于近海的碳源汇格局受到陆地、大气、大洋以及人类活动等多方面的影响，迄今仍难以可靠预估中国近海碳源汇格局的未来演变。

3.2 海洋酸化IPCC评估表明，1980年代末以来，全球海洋表层pH值每10年下降0.017～0.027 pH单位;并且，海洋酸化很可能从20世纪中叶就已出现，并影响了大约95%的大洋[92-93]。观测表明，中国渤海不同海域呈现不同程度酸化的现象（证据量有限，一致性中等）[94-98]。北黄海不同季节的海水文石饱和度（Ωarag）偏低[99]，而黄海冷水团区域可能是中国近海最先遭受海洋酸化影响的海区之一[100]。东海沿岸表层海水存在一定程度的酸化趋势，在长江口和杭州湾海域酸化较明显;东海酸化受到多种因素的影响，有待进一步的归因分析[101-103]。南海对大气中CO2浓度的吸收效率比较低[104-105]，南海北部未呈现明显的酸化现象[106]，但近岸海域酸化速度较明显[107-109]。总体而言，2000年之前的十年尺度记录未发现显著的酸化，但百年尺度上有酸化的现象（证据量中等，一致性中等）[110];中国海洋酸化的研究还缺乏长期、连续和覆盖面较广的观测，已有的观测仍存在许多的未知量和较大的不确定性。

预估还显示，在RCP2.6和RCP8.5情景下，相对于2006—2015年而言，到2081—2100年，全球海洋表层pH值将分别下降0.036～0.042和0.287～0.291，高纬度海域更显著[92-93]。在RCP2.6，4.5和RCP8.5情景下，到21世纪末，中国近海表层pH值将分别下降0.05、0.14和0.32[14-15]，中国近海酸化将高于全球平均（证据量中等，一致性高）。迄今为止，中国尚未建立系统的海洋酸化观测体系、标准体系及评估体系，缺少长时间序列观测数据，在海洋酸化的评估和预估方面仍存在较大的不确定性。

3.3 海洋溶解氧的变化

溶解氧（DO）指通过大气交换或经过生物、化学反应后溶解于水体中的分子态氧。DO含量下降会引起海洋生产力、生物多样性和生态系统发生重大变化。海洋变暖降低了海水中氧气的溶解度，沿岸水域富营养化增加生物的耗氧速率是导致海水缺氧的重要原因[111-112]。

自20世纪中叶以来，全球海洋溶解氧含量下降了2%以上，缺氧海水体积扩大了4倍[113]。目前已有400多个海域的DO含量低于2 mg L-1或63 μmol kg-1的水体，被称为“死亡区”，影响面积超过24.5万 km2[114]。人类活动造成的环境污染是导致缺氧区形成的一个重要原因。1970—2010年，海洋0～1 000 m的DO损失了0.5%～3.3%。海洋低氧区（OMZs）的面积扩大了3%～8%，且热带海域最明显[92-93]。

观测表明，渤海不同时期不同海域出现DO下降或大范围底部OMZs，DO甚至低至2.30 mg L-1，并与酸化耦合[115-116]。自2008年以来，黄海DO出现下降趋势[117]。过去的50年里，长江口与邻近海域低氧区面积从1 900 km2大到13 700～20 000 km2，增长了近10倍[118]。夏季长江口是缺氧频发区[119-124]。此外，1981—2000年，珠江口DO含量明显下降[125-126]。总体而言，长江口和珠江口海域DO有显著的降低趋势，缺氧区面积呈逐年扩大，渤海近年来也发生了底层缺氧的现象，且与酸化现象耦合。中国河口和近海DO的降低与富营养化、赤潮、养殖业产生的生源颗粒在底层水体矿化分解以及水体层化等人类活动相关。

预估表明，在RCP2.6和RCP8.5情景下，相對于2006—2015年而言，到2081—2100年，全球表层海水DO分别下降3.2%～3.7%和1.6%～2.0%[92-93]。在RCP2.6，4.5和RCP8.5情景下，到21世纪末，中国近海表层DO值下降将分别超过3.43、5.70和9.85 μmol L-1，下降幅度高于全球平均;并且，东中国海下降幅度还要高于南海，RCP8.5情景下降低的幅度比 RCP4.5情景更显著（证据量中等，一致性高）[14-15]。

4 结论与讨论

4.1 结论

本文综合评估了气候变化背景下全球和中国海洋的变化、太平洋-中国近海-印度洋对气候变化的响应、未来的变化及其对中国气候的影响。主要结论如下：

（1）1958—2018年，全球和中国海洋的温度、盐度分布型态变化显著，海洋升温变暖明显，且中国海洋升温高于全球平均（高信度）;在不同的温室气体排放情景（RCP2.6， 4.5， 8.5）下中国近海尤其是东中国海（渤海、黄海和东海）可能成为全球海洋升温幅度最高的海区之一（证据量中等，一致性高）。最近几十年来，全球海洋特别是热带海域环流明显加速;1970年代末以来，黑潮入侵中国海陆架增强，是东中国海升温的主要原因（高信度）。20世纪以来，全球海平面持续上升，1990年以来海平面上升明显加速，而2006年以来的上升加速更为显著，主要归因于人为引起的气候变暖（高信度）。未来全球和中国海平面很可能持续上升，并将引起当前沿海许多地区百年一遇极值水位的重现期明显缩短（高信度）。

（2）1970年代之后，热带太平洋海温年际异常如厄尔尼诺信号出现年代际变化，强度显著增强、持续时间更长;并且，1990年之后，中部型厄尔尼诺趋于频发。厄尔尼诺信号的年代际变化对中国气候的影响发生明显变化（高信度）;未来厄尔尼诺对中国气候的影响预估存在较大不确定性。其次，印度洋海盆增暖加强，与此相关的是中国东部高温天气频发（中等信度）。1977年以来，中国东部及邻近海域出现的超强台风和海洋热浪等极端事件趋频、趋强（中等信度）。全球气候持续变暖影响使得海洋热浪的频次、范围、强度和持续时间增加（高信度），未来海洋热浪增加的可能性也较肯定，但增幅数值大小需要进一步研究。对中国近海地区海洋热浪变化及其影响的研究较少。

（3）中国渤海、黄海、东海和南海分别为CO2的源、弱汇、汇和源;总体而言，中国近海可能是CO2的汇（中等信度），每年从大气吸收CO2约10.8 TgC。中国近海局部海域出现酸化和溶解氧降低现象（中等信度），特别是长江口和珠江口溶解氧含量有长期降低的趋势，但由于观测数据有限，有关中国海域碳源汇格局及酸化的长期变化仍不清楚。

4.2 讨论

自中国政府于2015年9月发布《第三次气候变化国家评估报告》以来，国内外发表了大量与气候变化和海洋相关的研究论文和评估报告，特别是2018年和2019年IPCC相继发布了《全球升温1.5 ℃特别报告》《气候变化中的海洋和冰冻圈特别报告》。为此，本文主要基于2015—2020年发表的最新学术论文和国内外权威评估报告，重点关注全球和中国海洋的变化及其中国气候效应。与上次国家评估报告不同的是，本文首次采用了IPCC第五次评估报告的不确定性处理方法[127]，评估阐释了全球和中国海洋升温及其归因、海洋环流和海平面及极值水位的变化，以及热带太平洋—中国近海—印度洋年际海温异常的年代际变化及其气候效应，涵盖了极端厄尔尼诺和IOD事件及未来预估，并评估了强台风和海洋热浪的变化，预估了未来中国海洋的温度、盐度、pH值和溶解氧的变化。另外，评估还得到了中国近海为大气CO2源及汇格局的初步结果，但由于观测资料的时间和覆盖范围有限，因此，中国近海每年CO2的源汇评估结果的信度水平仍较低。

此外，本文評估揭示，有关中国近海盐度、环流、强台风和海洋热浪的变化，尤其是海洋的碳源汇、酸化和溶解氧的观测、预估和相关研究亟须加强。

致谢：本文参考了《第四次气候变化国家评估报告》第一卷第七章：“海洋与中国气候变化”初稿的部分内容，并借此机会感谢参与本章撰写或讨论的各位作者：曹龙、陈泽生、成里京、杜凌、杜岩、刘克修、谭红建、吴仁广、张锐、张守文、张晓爽、王东晓（按姓氏拼音为序）。

（编辑：刘呈庆）

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