地表植被改变对气候变化影响的模拟研究

第21卷第10期2006 年10月

1001-8166 08 文章编号：（2006）10-1075-

地球科学进展

ADVANCESIN EARTH SCIENCE

Vol .21　 No.10

O ct.，2006

地表植被改变对气候变化影响的模拟研究

陈　星，雷　鸣，汤剑平

（南京大学大气科学系，江苏　南京　210093）

摘　要：由于人类活动的影响，在过去的几百年里全球植被发生了很大的变化。地表植被的变化通过地面的能量和水汽交换而改变气候，研究目的是通过数值模拟认识这一过程的有关气候效应。

AGCM SSIB 模式对由于植被变化而可能导致的气候变化进行了敏感性模拟试验，方法上使用 ＋研 年、1800 年、1900 年、1950 年所代表的气候特征时期植被改究区域为欧亚大陆。模拟主要对1700

变所造成的气候变化响应进行平衡态试验。欧亚大陆在这些时段内植被变化是非常明显的，有大片的土地覆盖从森林变为草地或者耕地，或者从自然草地变为耕地。结果表明地表植被的改变对于气候的作用是非常复杂的，但中纬度地区在统计上有着比较明显的作用。得出的主要结论是，从

1700 年到1950 年由于植被的退化，东亚地区夏季变得更热而冬季变得更冷，欧洲冬夏都变冷了；

中国南部的降水在夏季不断减少，亚洲夏季风被削弱。关　键　词：植被变化；气候模拟；气候变化；欧亚大陆

P461 ＋．7　　　文献标识码：A中图分类号：

　　陆面过程是影响气候变化的基本物理生化过程之一。近20年来，陆面的物理过程机理及模式发展研究有了快速发展。人们已经认识到：分布不均匀的复杂下垫面所构成的陆地表面是整个全球气候系统的一个重要分量；陆面和大气之间进行的各种时空尺度上的相互作用和各种动量、能量、物质及辐射的交换对于大气环流及气候状况有极大的影响，有时在某些局部，某个时段内起着关键性的决定作用。这种交换的通量强度既与下垫面本身物理化学性质及其动态变化的状况有关，也与变化的大气状况以及太阳辐射的强度有关。另一方面，人类活动对土地利用方式的改变已经改变了人类生态环境。包括地表植被变化在内的陆地生态系统与全球变化的关系已成为全球变化研究的核心内容之一［］，其中值得重点解决的问题就包括土地利用和土地覆盖变化与气候变化的关系

［2］

1

热点之一。

GCM 研究陆面过程的敏感性是 Char-最早利用

［3］ney Sahel 。他从理论上研究非洲萨赫勒（ ）干旱时

就注意到了植被的重要性，开创性地提出了地球生物反馈机制，部分地解释了大沙漠边缘地区的干旱重发现象。他认为萨赫勒地区由于过度放牧破坏了地表植被，使反射率变大，从而改变了地表能量平衡，使之成为一个辐射热汇，大气冷却造成下沉气流的加强与维持，加剧了干旱，从而造成植被进一步退化，导致沙漠边缘的扩展这一恶性正反馈过程；并于

1977 年用 GISSGCM 证实了他的假设。

近十多年来，我国科学家做了很多关于植被的

［］

气候敏感性实验。范广洲等在对陆面植被类型

4

对华北地区夏季降水影响进行了数值模拟研究后认为，华北地区以草原或沙漠代替落叶林后，该地区夏季降水略有减少，但降水总量变化不大，这主要是由于降水变化的区域分布不一致所致；华北西北部以

。因此，深入进行与植被变化

相关的气候变化机制研究是气候模拟研究的重点和

2006-04-24 ；2006-08-24.　收稿日期：修回日期：

*基金项目：40475035 ）；国家自然科学基金项目“中国东部地区地表植被演变与气候变化的模拟研究”（编号：国家重点基础研究发展

2006C B40050 0.计划项目“北方干旱化与人类适应”（编号：）资助-男，E- mail xchen nj u. edu. cn 　作者简介：陈星（1957），江苏镇江人，教授，主要从事全球变化和古气候模拟研究. ： ＠

0761

　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

沙漠代替草原后，华北地区的平均降水有所增加，这主要是由华北北部地区降水增加引起的；华北中部以南的降水变化主要由积云对流降水变化引起，以北主要由大尺度降水变化引起。以农田代替落叶林后，华北地区夏季降水略有增加，且主要是由于大尺度降水变化引起的。对实验结果的机制分析表明，华北地区地表植被类型对区域降水的影响主要是通过改变地表粗糙度和地表反照率，从而改变地—气能量交换，导致局地环流变化来实现的。

符淙斌等

［5］

利用一个区域环境系统集成模式

（R IEMS ）［6

］模拟了恢复东亚地区自然植被对区域

气侯和环境可能影响的程度。其结果表明，恢复自然植被将使东亚地区夏季季风增强，从而有更多的水汽输送到中国大部分地区，使大气中水汽含量明显增加，降水量增多，土壤变湿，从而明显地改变区域生态环境。南部季风低压加深，南风即夏季风增强，北部有反气旋差值环流发展且位置偏东，有利于大量暖湿空气从海洋向内陆干旱半干旱区输送，从

而改善那里的气候和环境状况。高学杰等［7

］用区

域模式研究了植被改变对我国气候的影响。

1　资　料

本文所采用的地表植被资料来源于K

lein Gold-e wi jk 等［8］的工作，并于2001

年升级为1700 —1900 年的所有时期［9］（h

ttp ：//w ww. rivm . nl / ieweb /i eweb / index. html ）。自然植被的基准类型是模仿改

进了的B

IOME 模式［10］

并由L

eem ans 等［11］

做了一些

修改，方案包括17种分类，其中农田和城市被赋予了相同的比重。在地表覆盖数据资料类型中的地表

类型又根据B

ATS 的需要被划分为18种。因此而得到了一套适用于B

ATS 方案的地表覆盖类型分类，并且得到了可用的每隔50年（1700 —1990 年）

的资料

［9］

。本文将它们转换为S SiB （S

implified Sim-p le Biosphere Model ）模式能识别的12种地表类型

（表1）。

300 年来地表覆盖的演化是非常明显的，绝大

部分变化都发生在20 ～

60°N 的中纬度地区。（1）中国东部和南部，森林被草地或者耕地所

替代

。（2）印度半岛，几乎所有的土地在1990 年都变为了耕地。

（3）50°N 左右，50 ～

120°E 很大的一片区域从高草变为了低草。

（4）东欧也有大片的自然植被变为耕地。

1700 年以来，1800 —1950 年之间地表类型变化最大，可

以认为这是工业化的一个结果。大部分地表覆盖类型的转换可归并为4种：森林变为草地或者耕地；低草变为耕地；高草变为低草或者耕地；半沙漠地区变成耕地，其中最明显的是越来越多的地表变为耕地。

表1　S

SiB 的地表植被类型T able1 Surface vegetation types of SSiB

2　模式与模拟实验设计

全球大气环流模式A

GCM 是中国科学院大气物理研究所（I

AP ）9层谱模式的第三个版本L 9 R15- 3），即垂直9层结构，水平径向15波展开

菱形截断［

12，13］

。该模式起源于S immonds ［14］，最早

由林元弼引进我国，此后进行了一系列改进，并与

S SiB ［15，16］

结合成为A GCM ＋S

SiB 模式。该模式的辐射方案得到进一步改进［

17］

。在此基础上，成为

A GCM ＋S

SiB 第三个版本［18］

。该模式经过检验具

备了较好的现代气候模拟能力，并成功用于古气候

模拟

［19，20］

。

S SiB 是简化的陆面过程，该模式引入A

GCM 后，大大改善了亚洲季风区、北非和欧洲地区的降水模拟。这是因为该模式更真实地描述了全球植被在气候形成中的作用。模式由土壤、植被冠层和大气三部分组成。植被共分为12种类型，土壤层按植被根系分布分为浅层区、深层区和水分重力渗漏区。模式采用了20多个参数描述植被、土壤的生理和物理特性，包括植被的光学特性、形态特性、生理特性参数以及土壤热力性质和对水分的传输特性参数。

因而，S SiB 中的植被、土壤的物理过程包括了辐射、

感热、潜热以及对液态水的控制等。

本文设计了基于现代气候环境的控制试验、各个时代每隔50年的不同植被覆盖下的气候平衡态敏感性试验、考虑不同时期的太阳辐射和CO2浓度变化的敏感性试验共16组试验，每个试验积分11年，取后10年平均作为气候平均。各个时期的太阳

辐射强度和大气中的CO2浓度分别由文献［21，22］

中的数据确定。下面讨论的是各时期实际植被分

（

第10期　　　　　　　　　　　陈　星等：地表植被改变对气候变化影响的模拟研究　　　　　　　　　 0771

CO2浓度和太阳辐射强度下的模拟结果与控制布、

试验的差异比较。

3　模式模拟结果及分析

3.1　模式模拟能力的检验

为了检验模式模拟的结果，我们把控制试验所

ECWMF 的再分析资料做了对比，得的模拟结果与

h Pa 高度上的环流场。主要比较了欧亚大陆上850

年的各种初始资料积分10年，模式采用1990取后

9年输出结果得出气候平均值，ECWMF 再分析与

—1999 年的环流场平均值进行比较，资料1991模拟

ECMWF 再分析资料结果风场如图1（a），（c）所示，

如图1（b），（d）。可以看出模拟的印度上空自西而

东的环流，以及中国东南部的由于东亚季风带来的

ECMWF 的再分析资料相吻合。另南支气流都和

外，欧洲上空的西支气流和中东区域的南支气流也

ECMWF 的阿拉伯大致相同。两者最显著的差别是

海上空的强大西南气流在模式模拟结果里没有得到清楚的显示。冬季两者在欧洲上空的西风气流、中国东北部的西北气流和中国东南部的北向气流都非常相似的。但在南印度洋上有所不同，模拟的结果

ECMWF 再分析资料是西在赤道附近是西北气流而

南气流。由此可见，欧亚大陆上空的模式模拟结果ECMWF 再分析资料基本是吻合的，与 在一定程度上反应了实际气候状况。

h Pa 风场模拟与分析资料的比较图1　850

Fig.1　 Com parison between simulated wind and ECMWFwind at 850 h Pa

模拟的夏季（a）和冬季（c）风场，资料分析的夏季（b）和（d）冬季风场

summer and （cwinter aresimulatedwind ，summer and （d）（ winter areobservedwind （a）（ ） ）（ ） （b）（ ） ）

3.2　温度对地表覆盖变化的响应

3.2.1　夏季地面温度对地表覆盖变化的响应 年与1700 年两个平衡态的如图2所示为1800

—1800 年，温度差。可以看出1700西伯利亚和东欧夏季温度都下降了约1℃，印度区域也有所变冷。

北欧、中东、中国东南和东北部温度略有上升，升幅

—1900 年欧亚大陆的大部分地区约为0.5℃。1800

温度都略有下降，尤其在东欧，甚至下降了2℃，但

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7，8月图2　模拟的夏季（6，）平均地表温度变化

Fig.2　 Simulated summer （JJ ） Amean surface airtem perature changes duetove getation changes

年，在东亚区域，地表温度升高了1℃。到1950欧洲温度继续下降，而在中国中部和南部，温度升高了0.5 0.8℃。从1950 年到1990 年，～只有极地的一些区域和高纬地区有明显的变化。

从上述描述可以看出，因为植被变化夏季地表温度改变最明显的区域是中国东南部，随着陆面从森林变为草地，或者从草地变为耕地，地表的温度在不断地升高。这是因为这一区域植被退化和土地变干而造成的感热的增加。据统计，夏季地表温度升高的区域主要是那些植被退化很严重的区域。

另一个有明显变化的区域位于地中海周围的东欧地区。事实上这一区域植被退化也比较明显。但与东亚不同的是，东欧的地表温度在持续下降。这可能是由于植被类型改变而导致的环流场变化。如前面所述，森林退化使得地表气温上升。这种温度上升加强了空气的上升运动和海陆风环流，在低层，表现为风从海洋吹向陆地。众所周知，沿海地区的气候受海洋的作用影响非常大。所以一般而言沿海地区的气候都要比内陆的气候更温和一些。或者说这是一个负反馈效应，当地表温度上升的时候，海陆风环流加强来使得陆地变得冷却，反之亦然。所以，尽管几乎整个印度的土地都变成了耕地，但地表气

温却没有太大的改变。

3.2.2　冬季地面温度对地表覆盖变化的响应

1700 —1800 年冬季的欧亚大陆大部分区域都在变冷（图略），只是在高纬地区和中国东北部有一些变暖。有2个变暖中心，一个是中国东南部，另一

—1900 年由于植被改个是东欧和中亚地区。1800

变温度变化显示出3个区域特征，东亚和南亚区域变冷，欧洲尤其是东欧区域也在变冷，而中东地区有

—1950 年高纬度地区有比较大变暖的趋势。1900

的变化，在西伯利亚西部和中部地区温度甚至升高了2℃，而在西伯利亚东部温度有小幅下降。大部分区域没有太大的改变，另外在中国东南部有一个

—1990 年极地附近的温度又还变冷的区域。1950

年的情况，原到1900在中国东南部和帕米尔高原温

度在升高。可以看出，跟夏季类似，冬季比较显著而稳定的温度变化特点是，东亚区域冬季地表气温变得更低，这显然是由于在这些区域植被退化，土壤干旱而造成的地表感热通量下降所致。同时冬季大气低层有更强的从陆地到海洋的“离岸风”，把内陆的冷空气带到了海边的区域，这就使得这些区域的温

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度有了下降。因此海边的区域以及相邻的区域一旦出现植被退化，气候一般会变得更冷。

3.2.3　年平均地表温度对植被覆盖变化的响应

1700 —1800 年欧亚大从全年平均温度变化看，

陆年平均地表气温变化不是很明显，主要在印度和

—1900 年欧洲绝大东欧地区有小幅的变暖。1800

部分区域都变冷，尤其是在东欧地区，甚至达到了1.5℃的降温。印度半岛也有约0.5℃的降温，而在高纬度地区却有0.5℃的升温。在随后的50年里

—1990 年中亚和面，只有高纬度有一些变化。1950

东西伯利亚地区都有0.6℃左右的升温，而在欧洲有变冷的趋势。年平均温度的变化相对来说不是很明显，因为虽然季节变化更明显，夏天变得更热，而冬天变得更冷，但全年平均则没有显著的变化。3.3　降水对地表覆盖改变的响应

1700 —1950 年之间在欧亚大陆根据模拟结果，

上只有东亚的夏季降水有明显的变化，降水出现持

年到1990 年，续下降。从1950在印度地区以及中

国的西部，降水有所增加，但在中国的东北部降水有小幅减少。

如图3所示，由于植被变化而导致的夏季降水变化显著的区域都主要位于亚洲的季风区内。这些区域的降水大部分都是减少的，个别地区有较大的

减少。中国东南部夏季降水减少量甚至达到了100

mm。1900 —1950 年印度半岛由于植被非常快的由草地变为了耕地而造成降水显著减少。在这些区域的主要植被类型改变都是由森林变为草地和从草地变为耕地。根据模拟结果可以认为，季风区域植被的退化将会导致夏季降水的减少。冬季降水对植被变化的响应不敏感，而年降水对植被变化的响应趋势与夏季降水基本一致（图略）。

图3　植被变化引起的夏季降水变化

Fig.3　 Summer precipitation change duetoveg etation change

3.4　大气环流的变化

3.4.1　夏季850 h Pa 高度环流变化

根据前面所讨论的，植被退化会造成地表面的

—1800 年以及1800 —1900 年夏季温度上升。1700

增大的陆地和海面温差会增强低层的从海洋到陆地

的风。从图4的（a）、（b）可以看出，从海洋向陆地的海陆风有很明显的增强。在图4（c）中，有一个低层的气旋式环流位于东欧上方，这个环流将更多的

—水汽和冷空气带到东欧，因此地表的温度在1700

1950 年一直呈下降趋势。在南亚地区，西南气流不

0801　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

断减弱。其结果使得南亚区域的幅合也明显减弱，因此中国东南部的近岸气流也减弱，夏季的降水也

—1950 年东亚地区夏季风的强度相应减少。1700在减弱，从东南海域到内陆的近岸气流减弱了。因

此进入内陆的带有大量水汽的冷湿空气越来越少，这也使得植被退化区域夏季越来越热且降水减少。

h Pa 风场的变化图4　夏季850

Fig.4　 Summer wind change at 850 h Pa

3.4.2　冬季的850 h Pa 高度上的环流变化

1700 —1800 年东欧地区来自内陆的西北气流

和东南气流都有所增强（图5），因此全东欧地区和

高加索区域都有所变冷。南亚地区冬季的东风也由于植被的退化而减弱，但对地表气温和降水没有太

—1900 年东欧的西北气流继续增强，大影响。1800

更多的冷空气被带到了东欧并使得那里的冬天更加寒冷。东亚地区因冬季季风增强，西北风增强，因此

—1950 年欧洲的变化不是也变得更加寒冷。1900

很明显。从图上可以看出，中国东部的植被变化最

—1990 年东欧明显，离岸风变大且温度降低。1950

的西北气流增强，因此而变冷0.5℃。

4　结论和讨论

AGCM SSiB模式对欧亚大陆地 本文中通过 ＋

表植被变化的气候效应的敏感性进行了探讨。通过

年、1800 年、1900 积分10年得出各个时期（1700

1950 年、1990 年年、）平均态植被变化的气候敏感

性，分析了植被变化对于地表气温，夏季降水和环流变化的影响，得出一些初步结论。

—1990 年，（1）1700地表的植被类型因为人类

的活动而有显著的改变。在东亚、南亚、中亚和东欧地区都有大片的植被由森林变成草原和由草原变成耕地。这些区域以及相邻区域的气候变化比植被变化不大的区域更为显著。

（2）一般而言，地表植被的退化会使得夏天更热而冬天更冷，但相同的地表植被改变在不同的区域因为不同的当地自然环境和气候状况而产生不同

1700 —1990 年夏天东的气候效应。根据模拟结果，

亚地区因为植被退化而导致地表温度最大上升了约2℃，而在东欧地区却最多可变冷约2℃。这两个区域的冬季都因为植被退化而变冷了。可以看出，温度的区域和季节变化除受植被因素影响外，可能还与其他因子及其相互作用有关，需要进一步的研究。

第10期　　　　　　　　　　　陈　星等：地表植被改变对气候变化影响的模拟研究　　　　　　　　　 0811

h Pa 风场的变化图5　冬季850

Fig.5　 Winter wind change at 850 h Pa

　　（3）高纬度区域对植被变化非常敏感，但尚未发现明显的变化规律。这可能是由于模式中采用了不同的参数化方案，以及极地地区非常复杂的物理过程造成的，极地地区的气候变化还需要做更多的试验来研究。

（4）整个欧亚大陆由于地表植被变化造成的夏季降水量变化只有在中国南部和印度半岛比较明显。因为南亚季风的强度减弱，同时在中南半岛的幅合作用也减弱，因此中国南部的降水有明显减少。植被退化的另一个效应是使该区域的湿度降低。

h Pa 高度环流场受到地表植被变化的（5）850

显著影响。在欧洲夏季由于上升运动和海陆风环流的加强，吹向高纬度的南风增强了，在地面就表现为近岸风。在冬季，北风得到加强。亚洲地区主要表现为地表植被变化使得夏季风减弱而冬季风增强。

AGCM 模式在模拟由于空间分辨率相对较粗，

气候的区域特征时有一定的局限性，尤其是在那些地形和土地使用比较复杂的地区；进一步的工作将结合区域模式做更深入的分析。

致谢：本文研究工作的完成得益于王汉杰教授

提供的有关资料，在此表示衷心感谢。

References 参考文献（ ）：

FuB o jie ， NiuD ong ， Zhao Shidong. Study onglobalchangeand ［1］　

terrestrialecosystems ： Historyand prospect dvancesinE arth ［J］.AScience ，2005 ，20556-560.（5）：［傅伯杰，牛栋，赵士栋.全球变

化与陆地生态系统研究：回顾与展望［J］.地球科学进展，

2005 ，20556-560.（5）：］

LiJi ayang ， ChenP anqin ， GeQ uansheng ， etal .G lobalchange ［2］　

and humanactivities ： Prioritiesofthe globalchangeresearchin nextphaseinC hina dvancesinE arth Science ，2005 ，20［J］.A

（4）：371-377.［李家洋，陈泮勤，葛全胜，等.全球变化与人类

2005 ，20371-377.活动的相互作用［J］.地球科学进展，（4）：］

CharneyJ U.D ynamicsofdesertsand droughti n Sahel J uar-［3］　 ［］.Q

terlyJ ournalofR oyalM eteorology Society ，1975 ，101 ：193-202.

FanG uangzhou ， Lü Shihua.N umericalsimulationstudyf orthe ［4］　

effectofground vegetationtypeonnorthC hin asummerprecipitati-on lateauM eteorology ，1999 ，18（4）：649-658.［J］.P［范广洲，

吕世华.陆面植被类型对华北地区夏季降水影响的数值模拟

1999 ，18649-658.研究［J］.高原气象，（4）：］

FuC ongbin ， YuanH uiling. Avirtualexperimentofthe effe ctof ［5］　

recoveryvegetationonthe climateand enviro nmentinE asternA si-an hinese ScienceB ulletin ，2001 ，46（8）：691-695.［J］.C［符淙

斌，袁慧玲.恢复自然植被对东亚夏季气候和环境影响的一

0821

　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

v ancesinA tmospheric Sciences ，131-17.，1996（1）：

Simmonds I. Analysisofthe “ spinning ofglobalcirculationmod-［14］　 ”

elournalofG eophysicalR esearch ，1985 ，90：5637-5660.［J］.J

Sellers PJ， Mintz Y， Sud Y C， etal . Asimplebiospheremodel ［15］　

SiB） forusewithingeneralcirculationmodels ournalof （ ［J］.J Atmospheric Sciences ，1986 ，43：505-531.

XueY ongkang ， Sellers PJ， KinterJ L， etal . Asimplifiedbio-［16］　

spheremodelforglobalclimatestudies ournalofC limate ，［J］.J 1991 ，4：345-364.

WangB iao.T heR adiativeT ransfermodelinC l i mate Simulation ［17］　

eij ing ： InstituteofA tmospheric Sciences ， ChineseA cad-［D］.B

emyof Science ，1996.［王标.气候模拟中的辐射传输模式1996.［D］.北京：中国科学院大气物理研究所博士论文，］

ZhangX uehong ， ShiG uangyu ， LiuH ui etal.I APG lobal O-［18］　 ，

cean- Atmosphere-L and SystemM odel M］.B eij ing ， NewY ork ：［ScienceP ress ，2000.

ChenX ing ，YuG e ， LiuJi an.A nA GCM＋ SSi Bsimulationon ［19］　

changesinpaleomonsoonclimateat 21 ka ctaM eteorologi-［J］.A ca Sinica ，2001 ，15333-345.（3）：

ChenX ing ， YuG e ， LiuJi an ， Climatesimulationand mecha-［20］　

nismsoftemperaturevariationinE asternA si ainmid-H olocene ScienceinC hina （ Series D），2002 ，32335-345.［J］. （4）：［陈

2001 ，46691-695.个虚拟试验［J］.科学通报，（8）：］

XiongZ he. SimulationandA nalysisofE aster nA sianC limateand ［6］　

ItsI nterA nnualV ariabilitybyR egionalC lim ateM odel ［D］.B ei- jing ： InstituteofA tmospheric Sciences ， ChineseA cademyof Sci-ence ，2001.［熊？.区域气候模式对东亚气候及其年际变率的2001.模拟和分析［D］.北京：中国科学院大气物理研究所，］Gao XJ， Luo Y， Lin W T， etal . Simulationofeffectofland use ［7］　

changeonclimateinC hina by aregionalclimat emodel ［J d-］.A vancesinA tmospheric Sciences ，20592.，2003（4）：583-KleinG oldewij k CGM ， Battj esJJ. AHundredY ear （1890-［8］　

1990 ） Database

f orI ntegrated

E nvironmentalA sses s ments

HYDE ， version1 .1 ）［R］.R eportN o.422514002 ， National （

InstituteofP ublicH ealthandt heE nvironmen t（ RIVM ）.T he Netherlands ：Bilthoven ，1997.

KleinG oldewij k K.E stimating globalland us echangeoverthe ［9］　

past 300 years ： TheH YDEdatabase ［J lobalB iogeochemical ］.G Cycles ，2001 ，15417-434.（2）：

PrenticeI C ， Cramer W， Harrison S P， etal. Aglobalbiome ［10］　

modelbasedonplantphysiologyand dominance ， soilproperties and climate ournalofB iogeography ，1992 ，19：117-134.［J］.J

Leemans R， vandenB orn GJ.D eterminingt he potentialglo bal ［11］　

distributionofnaturalvegetation ， crops and agriculturalproduc- tivity ater ， Air＆ SoilP ollution ，1994 ，76（1/2 ）：133-［J］.W162.

LiuH ui WuG uoxiong.I mpactsoflands urfaceonclimat eofJ u-［12］　 ，

lyand onsetofsummermonsoon ： Astudyw ithanA GCM plus SSi B［J dvancesinA tmospheric Sciences ，1997 ，14（3）：290-］.A308.

WuG uoxiong ， LiuH ui.Z haoY ucheng ， etal . Anine-l ayerat-［13］　

mosphericgeneralcirculationmodelandi tsp erformance ［JAd-］.

星，于革，刘健.东亚中全新世的气候模拟及其温度变化机制

D辑，2002.32 335-345.］探讨［J］.中国科学：（4）：

Crowley TJ.C ausesofclimatechangeoverthe l ast 1000 years ［21］　

Science ，2000 ，289 ：270-277.［J］.

Zorita E， González-R oucoJ F， Legutke S，etal .T estingt he ［22］　

mann ， approachtopaleoclimatereconstructionsin t he contextof a 1000- yearcontrolsimulationwiththeE CHO-Gcoupledclimate model ournalofC limate ，2003 ，16：1378-1390.［J］.J

Sim ula tin g th e Effect of Changed Vegeta tio n o nth e

C lim ate Change in Eurasia

CHEN Xin ， gLEIMin ， gTANG J ia n- pin g

Departmentof Atmospheric Sciences Nan jing University ，Nan jing　210093 ，China （ ， ）

Abstract The globalland cover has been changed in the la st hundredsofyearsdue tohuman activity. Lan d：

c over change （LCC ） affectsclimatethrough the surface energy an dmoisturebudgets. The purpose ofthisstudy ist ounderstand the climaticeffectsofthese ph ysical processes by numerical simulation. We used an AGCM SSi B ＋ odeltosimulatethe msensitivityofclimatec hanges due tothe land cover change. The studyi ng area is Eurasia. E-quilibrium climaticstate simulations werec onducted in summer and winter by using estimat ed land cover for the y earsof 1700 ，1800 ，1900 ，1950 and 1990. Each simulation experimentrun 11 yearsand the average ofthe results o fthe last 10 yearsrepresents mean climate st ate. The LCC between these periods was extensi ve over Eurasia ，wherelarge area altered from forest toeither grass or crops ，or from natural grassland to crops. Resultssh ow that t he effectof LCC on climatechange isverycom p lex ，and therearestatisticallysignificantimpa ctsin the most mid- lelatitudes. dWecan summarize som eprimer co nclusions. With the degradation ofvegetatio nfrom 1700 to 1950 ，in East Asiathe climatewas warmerin summeran dcolderin winterand in Europe itwas both cold er. The summer precipitation in South China decreased while the Asian summer monsoon was weakening. From 1950 to 1990 ，the e ffectsarenotsignificantbecause the LCC is notobviouscom pared tothe timebefore 1950.

K ey words ：Vegetation change ；Climatemodeling ；Climatechange ；Eurasia.

第21卷第10期2006 年10月

1001-8166 08 文章编号：（2006）10-1075-

地球科学进展

ADVANCESIN EARTH SCIENCE

Vol .21　 No.10

O ct.，2006

地表植被改变对气候变化影响的模拟研究

陈　星，雷　鸣，汤剑平

（南京大学大气科学系，江苏　南京　210093）

摘　要：由于人类活动的影响，在过去的几百年里全球植被发生了很大的变化。地表植被的变化通过地面的能量和水汽交换而改变气候，研究目的是通过数值模拟认识这一过程的有关气候效应。

AGCM SSIB 模式对由于植被变化而可能导致的气候变化进行了敏感性模拟试验，方法上使用 ＋研 年、1800 年、1900 年、1950 年所代表的气候特征时期植被改究区域为欧亚大陆。模拟主要对1700

变所造成的气候变化响应进行平衡态试验。欧亚大陆在这些时段内植被变化是非常明显的，有大片的土地覆盖从森林变为草地或者耕地，或者从自然草地变为耕地。结果表明地表植被的改变对于气候的作用是非常复杂的，但中纬度地区在统计上有着比较明显的作用。得出的主要结论是，从

1700 年到1950 年由于植被的退化，东亚地区夏季变得更热而冬季变得更冷，欧洲冬夏都变冷了；

中国南部的降水在夏季不断减少，亚洲夏季风被削弱。关　键　词：植被变化；气候模拟；气候变化；欧亚大陆

P461 ＋．7　　　文献标识码：A中图分类号：

　　陆面过程是影响气候变化的基本物理生化过程之一。近20年来，陆面的物理过程机理及模式发展研究有了快速发展。人们已经认识到：分布不均匀的复杂下垫面所构成的陆地表面是整个全球气候系统的一个重要分量；陆面和大气之间进行的各种时空尺度上的相互作用和各种动量、能量、物质及辐射的交换对于大气环流及气候状况有极大的影响，有时在某些局部，某个时段内起着关键性的决定作用。这种交换的通量强度既与下垫面本身物理化学性质及其动态变化的状况有关，也与变化的大气状况以及太阳辐射的强度有关。另一方面，人类活动对土地利用方式的改变已经改变了人类生态环境。包括地表植被变化在内的陆地生态系统与全球变化的关系已成为全球变化研究的核心内容之一［］，其中值得重点解决的问题就包括土地利用和土地覆盖变化与气候变化的关系

［2］

1

热点之一。

GCM 研究陆面过程的敏感性是 Char-最早利用

［3］ney Sahel 。他从理论上研究非洲萨赫勒（ ）干旱时

就注意到了植被的重要性，开创性地提出了地球生物反馈机制，部分地解释了大沙漠边缘地区的干旱重发现象。他认为萨赫勒地区由于过度放牧破坏了地表植被，使反射率变大，从而改变了地表能量平衡，使之成为一个辐射热汇，大气冷却造成下沉气流的加强与维持，加剧了干旱，从而造成植被进一步退化，导致沙漠边缘的扩展这一恶性正反馈过程；并于

1977 年用 GISSGCM 证实了他的假设。

近十多年来，我国科学家做了很多关于植被的

［］

气候敏感性实验。范广洲等在对陆面植被类型

4

对华北地区夏季降水影响进行了数值模拟研究后认为，华北地区以草原或沙漠代替落叶林后，该地区夏季降水略有减少，但降水总量变化不大，这主要是由于降水变化的区域分布不一致所致；华北西北部以

。因此，深入进行与植被变化

相关的气候变化机制研究是气候模拟研究的重点和

2006-04-24 ；2006-08-24.　收稿日期：修回日期：

*基金项目：40475035 ）；国家自然科学基金项目“中国东部地区地表植被演变与气候变化的模拟研究”（编号：国家重点基础研究发展

2006C B40050 0.计划项目“北方干旱化与人类适应”（编号：）资助-男，E- mail xchen nj u. edu. cn 　作者简介：陈星（1957），江苏镇江人，教授，主要从事全球变化和古气候模拟研究. ： ＠

0761

　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

沙漠代替草原后，华北地区的平均降水有所增加，这主要是由华北北部地区降水增加引起的；华北中部以南的降水变化主要由积云对流降水变化引起，以北主要由大尺度降水变化引起。以农田代替落叶林后，华北地区夏季降水略有增加，且主要是由于大尺度降水变化引起的。对实验结果的机制分析表明，华北地区地表植被类型对区域降水的影响主要是通过改变地表粗糙度和地表反照率，从而改变地—气能量交换，导致局地环流变化来实现的。

符淙斌等

［5］

利用一个区域环境系统集成模式

（R IEMS ）［6

］模拟了恢复东亚地区自然植被对区域

气侯和环境可能影响的程度。其结果表明，恢复自然植被将使东亚地区夏季季风增强，从而有更多的水汽输送到中国大部分地区，使大气中水汽含量明显增加，降水量增多，土壤变湿，从而明显地改变区域生态环境。南部季风低压加深，南风即夏季风增强，北部有反气旋差值环流发展且位置偏东，有利于大量暖湿空气从海洋向内陆干旱半干旱区输送，从

而改善那里的气候和环境状况。高学杰等［7

］用区

域模式研究了植被改变对我国气候的影响。

1　资　料

本文所采用的地表植被资料来源于K

lein Gold-e wi jk 等［8］的工作，并于2001

年升级为1700 —1900 年的所有时期［9］（h

ttp ：//w ww. rivm . nl / ieweb /i eweb / index. html ）。自然植被的基准类型是模仿改

进了的B

IOME 模式［10］

并由L

eem ans 等［11］

做了一些

修改，方案包括17种分类，其中农田和城市被赋予了相同的比重。在地表覆盖数据资料类型中的地表

类型又根据B

ATS 的需要被划分为18种。因此而得到了一套适用于B

ATS 方案的地表覆盖类型分类，并且得到了可用的每隔50年（1700 —1990 年）

的资料

［9］

。本文将它们转换为S SiB （S

implified Sim-p le Biosphere Model ）模式能识别的12种地表类型

（表1）。

300 年来地表覆盖的演化是非常明显的，绝大

部分变化都发生在20 ～

60°N 的中纬度地区。（1）中国东部和南部，森林被草地或者耕地所

替代

。（2）印度半岛，几乎所有的土地在1990 年都变为了耕地。

（3）50°N 左右，50 ～

120°E 很大的一片区域从高草变为了低草。

（4）东欧也有大片的自然植被变为耕地。

1700 年以来，1800 —1950 年之间地表类型变化最大，可

以认为这是工业化的一个结果。大部分地表覆盖类型的转换可归并为4种：森林变为草地或者耕地；低草变为耕地；高草变为低草或者耕地；半沙漠地区变成耕地，其中最明显的是越来越多的地表变为耕地。

表1　S

SiB 的地表植被类型T able1 Surface vegetation types of SSiB

2　模式与模拟实验设计

全球大气环流模式A

GCM 是中国科学院大气物理研究所（I

AP ）9层谱模式的第三个版本L 9 R15- 3），即垂直9层结构，水平径向15波展开

菱形截断［

12，13］

。该模式起源于S immonds ［14］，最早

由林元弼引进我国，此后进行了一系列改进，并与

S SiB ［15，16］

结合成为A GCM ＋S

SiB 模式。该模式的辐射方案得到进一步改进［

17］

。在此基础上，成为

A GCM ＋S

SiB 第三个版本［18］

。该模式经过检验具

备了较好的现代气候模拟能力，并成功用于古气候

模拟

［19，20］

。

S SiB 是简化的陆面过程，该模式引入A

GCM 后，大大改善了亚洲季风区、北非和欧洲地区的降水模拟。这是因为该模式更真实地描述了全球植被在气候形成中的作用。模式由土壤、植被冠层和大气三部分组成。植被共分为12种类型，土壤层按植被根系分布分为浅层区、深层区和水分重力渗漏区。模式采用了20多个参数描述植被、土壤的生理和物理特性，包括植被的光学特性、形态特性、生理特性参数以及土壤热力性质和对水分的传输特性参数。

因而，S SiB 中的植被、土壤的物理过程包括了辐射、

感热、潜热以及对液态水的控制等。

本文设计了基于现代气候环境的控制试验、各个时代每隔50年的不同植被覆盖下的气候平衡态敏感性试验、考虑不同时期的太阳辐射和CO2浓度变化的敏感性试验共16组试验，每个试验积分11年，取后10年平均作为气候平均。各个时期的太阳

辐射强度和大气中的CO2浓度分别由文献［21，22］

中的数据确定。下面讨论的是各时期实际植被分

（

第10期　　　　　　　　　　　陈　星等：地表植被改变对气候变化影响的模拟研究　　　　　　　　　 0771

CO2浓度和太阳辐射强度下的模拟结果与控制布、

试验的差异比较。

3　模式模拟结果及分析

3.1　模式模拟能力的检验

为了检验模式模拟的结果，我们把控制试验所

ECWMF 的再分析资料做了对比，得的模拟结果与

h Pa 高度上的环流场。主要比较了欧亚大陆上850

年的各种初始资料积分10年，模式采用1990取后

9年输出结果得出气候平均值，ECWMF 再分析与

—1999 年的环流场平均值进行比较，资料1991模拟

ECMWF 再分析资料结果风场如图1（a），（c）所示，

如图1（b），（d）。可以看出模拟的印度上空自西而

东的环流，以及中国东南部的由于东亚季风带来的

ECMWF 的再分析资料相吻合。另南支气流都和

外，欧洲上空的西支气流和中东区域的南支气流也

ECMWF 的阿拉伯大致相同。两者最显著的差别是

海上空的强大西南气流在模式模拟结果里没有得到清楚的显示。冬季两者在欧洲上空的西风气流、中国东北部的西北气流和中国东南部的北向气流都非常相似的。但在南印度洋上有所不同，模拟的结果

ECMWF 再分析资料是西在赤道附近是西北气流而

南气流。由此可见，欧亚大陆上空的模式模拟结果ECMWF 再分析资料基本是吻合的，与 在一定程度上反应了实际气候状况。

h Pa 风场模拟与分析资料的比较图1　850

Fig.1　 Com parison between simulated wind and ECMWFwind at 850 h Pa

模拟的夏季（a）和冬季（c）风场，资料分析的夏季（b）和（d）冬季风场

summer and （cwinter aresimulatedwind ，summer and （d）（ winter areobservedwind （a）（ ） ）（ ） （b）（ ） ）

3.2　温度对地表覆盖变化的响应

3.2.1　夏季地面温度对地表覆盖变化的响应 年与1700 年两个平衡态的如图2所示为1800

—1800 年，温度差。可以看出1700西伯利亚和东欧夏季温度都下降了约1℃，印度区域也有所变冷。

北欧、中东、中国东南和东北部温度略有上升，升幅

—1900 年欧亚大陆的大部分地区约为0.5℃。1800

温度都略有下降，尤其在东欧，甚至下降了2℃，但

0781　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

7，8月图2　模拟的夏季（6，）平均地表温度变化

Fig.2　 Simulated summer （JJ ） Amean surface airtem perature changes duetove getation changes

年，在东亚区域，地表温度升高了1℃。到1950欧洲温度继续下降，而在中国中部和南部，温度升高了0.5 0.8℃。从1950 年到1990 年，～只有极地的一些区域和高纬地区有明显的变化。

从上述描述可以看出，因为植被变化夏季地表温度改变最明显的区域是中国东南部，随着陆面从森林变为草地，或者从草地变为耕地，地表的温度在不断地升高。这是因为这一区域植被退化和土地变干而造成的感热的增加。据统计，夏季地表温度升高的区域主要是那些植被退化很严重的区域。

另一个有明显变化的区域位于地中海周围的东欧地区。事实上这一区域植被退化也比较明显。但与东亚不同的是，东欧的地表温度在持续下降。这可能是由于植被类型改变而导致的环流场变化。如前面所述，森林退化使得地表气温上升。这种温度上升加强了空气的上升运动和海陆风环流，在低层，表现为风从海洋吹向陆地。众所周知，沿海地区的气候受海洋的作用影响非常大。所以一般而言沿海地区的气候都要比内陆的气候更温和一些。或者说这是一个负反馈效应，当地表温度上升的时候，海陆风环流加强来使得陆地变得冷却，反之亦然。所以，尽管几乎整个印度的土地都变成了耕地，但地表气

温却没有太大的改变。

3.2.2　冬季地面温度对地表覆盖变化的响应

1700 —1800 年冬季的欧亚大陆大部分区域都在变冷（图略），只是在高纬地区和中国东北部有一些变暖。有2个变暖中心，一个是中国东南部，另一

—1900 年由于植被改个是东欧和中亚地区。1800

变温度变化显示出3个区域特征，东亚和南亚区域变冷，欧洲尤其是东欧区域也在变冷，而中东地区有

—1950 年高纬度地区有比较大变暖的趋势。1900

的变化，在西伯利亚西部和中部地区温度甚至升高了2℃，而在西伯利亚东部温度有小幅下降。大部分区域没有太大的改变，另外在中国东南部有一个

—1990 年极地附近的温度又还变冷的区域。1950

年的情况，原到1900在中国东南部和帕米尔高原温

度在升高。可以看出，跟夏季类似，冬季比较显著而稳定的温度变化特点是，东亚区域冬季地表气温变得更低，这显然是由于在这些区域植被退化，土壤干旱而造成的地表感热通量下降所致。同时冬季大气低层有更强的从陆地到海洋的“离岸风”，把内陆的冷空气带到了海边的区域，这就使得这些区域的温

第10期　　　　　　　　　　　陈　星等：地表植被改变对气候变化影响的模拟研究　　　　　　　　　 0791

度有了下降。因此海边的区域以及相邻的区域一旦出现植被退化，气候一般会变得更冷。

3.2.3　年平均地表温度对植被覆盖变化的响应

1700 —1800 年欧亚大从全年平均温度变化看，

陆年平均地表气温变化不是很明显，主要在印度和

—1900 年欧洲绝大东欧地区有小幅的变暖。1800

部分区域都变冷，尤其是在东欧地区，甚至达到了1.5℃的降温。印度半岛也有约0.5℃的降温，而在高纬度地区却有0.5℃的升温。在随后的50年里

—1990 年中亚和面，只有高纬度有一些变化。1950

东西伯利亚地区都有0.6℃左右的升温，而在欧洲有变冷的趋势。年平均温度的变化相对来说不是很明显，因为虽然季节变化更明显，夏天变得更热，而冬天变得更冷，但全年平均则没有显著的变化。3.3　降水对地表覆盖改变的响应

1700 —1950 年之间在欧亚大陆根据模拟结果，

上只有东亚的夏季降水有明显的变化，降水出现持

年到1990 年，续下降。从1950在印度地区以及中

国的西部，降水有所增加，但在中国的东北部降水有小幅减少。

如图3所示，由于植被变化而导致的夏季降水变化显著的区域都主要位于亚洲的季风区内。这些区域的降水大部分都是减少的，个别地区有较大的

减少。中国东南部夏季降水减少量甚至达到了100

mm。1900 —1950 年印度半岛由于植被非常快的由草地变为了耕地而造成降水显著减少。在这些区域的主要植被类型改变都是由森林变为草地和从草地变为耕地。根据模拟结果可以认为，季风区域植被的退化将会导致夏季降水的减少。冬季降水对植被变化的响应不敏感，而年降水对植被变化的响应趋势与夏季降水基本一致（图略）。

图3　植被变化引起的夏季降水变化

Fig.3　 Summer precipitation change duetoveg etation change

3.4　大气环流的变化

3.4.1　夏季850 h Pa 高度环流变化

根据前面所讨论的，植被退化会造成地表面的

—1800 年以及1800 —1900 年夏季温度上升。1700

增大的陆地和海面温差会增强低层的从海洋到陆地

的风。从图4的（a）、（b）可以看出，从海洋向陆地的海陆风有很明显的增强。在图4（c）中，有一个低层的气旋式环流位于东欧上方，这个环流将更多的

—水汽和冷空气带到东欧，因此地表的温度在1700

1950 年一直呈下降趋势。在南亚地区，西南气流不

0801　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

断减弱。其结果使得南亚区域的幅合也明显减弱，因此中国东南部的近岸气流也减弱，夏季的降水也

—1950 年东亚地区夏季风的强度相应减少。1700在减弱，从东南海域到内陆的近岸气流减弱了。因

此进入内陆的带有大量水汽的冷湿空气越来越少，这也使得植被退化区域夏季越来越热且降水减少。

h Pa 风场的变化图4　夏季850

Fig.4　 Summer wind change at 850 h Pa

3.4.2　冬季的850 h Pa 高度上的环流变化

1700 —1800 年东欧地区来自内陆的西北气流

和东南气流都有所增强（图5），因此全东欧地区和

高加索区域都有所变冷。南亚地区冬季的东风也由于植被的退化而减弱，但对地表气温和降水没有太

—1900 年东欧的西北气流继续增强，大影响。1800

更多的冷空气被带到了东欧并使得那里的冬天更加寒冷。东亚地区因冬季季风增强，西北风增强，因此

—1950 年欧洲的变化不是也变得更加寒冷。1900

很明显。从图上可以看出，中国东部的植被变化最

—1990 年东欧明显，离岸风变大且温度降低。1950

的西北气流增强，因此而变冷0.5℃。

4　结论和讨论

AGCM SSiB模式对欧亚大陆地 本文中通过 ＋

表植被变化的气候效应的敏感性进行了探讨。通过

年、1800 年、1900 积分10年得出各个时期（1700

1950 年、1990 年年、）平均态植被变化的气候敏感

性，分析了植被变化对于地表气温，夏季降水和环流变化的影响，得出一些初步结论。

—1990 年，（1）1700地表的植被类型因为人类

的活动而有显著的改变。在东亚、南亚、中亚和东欧地区都有大片的植被由森林变成草原和由草原变成耕地。这些区域以及相邻区域的气候变化比植被变化不大的区域更为显著。

（2）一般而言，地表植被的退化会使得夏天更热而冬天更冷，但相同的地表植被改变在不同的区域因为不同的当地自然环境和气候状况而产生不同

1700 —1990 年夏天东的气候效应。根据模拟结果，

亚地区因为植被退化而导致地表温度最大上升了约2℃，而在东欧地区却最多可变冷约2℃。这两个区域的冬季都因为植被退化而变冷了。可以看出，温度的区域和季节变化除受植被因素影响外，可能还与其他因子及其相互作用有关，需要进一步的研究。

第10期　　　　　　　　　　　陈　星等：地表植被改变对气候变化影响的模拟研究　　　　　　　　　 0811

h Pa 风场的变化图5　冬季850

Fig.5　 Winter wind change at 850 h Pa

　　（3）高纬度区域对植被变化非常敏感，但尚未发现明显的变化规律。这可能是由于模式中采用了不同的参数化方案，以及极地地区非常复杂的物理过程造成的，极地地区的气候变化还需要做更多的试验来研究。

（4）整个欧亚大陆由于地表植被变化造成的夏季降水量变化只有在中国南部和印度半岛比较明显。因为南亚季风的强度减弱，同时在中南半岛的幅合作用也减弱，因此中国南部的降水有明显减少。植被退化的另一个效应是使该区域的湿度降低。

h Pa 高度环流场受到地表植被变化的（5）850

显著影响。在欧洲夏季由于上升运动和海陆风环流的加强，吹向高纬度的南风增强了，在地面就表现为近岸风。在冬季，北风得到加强。亚洲地区主要表现为地表植被变化使得夏季风减弱而冬季风增强。

AGCM 模式在模拟由于空间分辨率相对较粗，

气候的区域特征时有一定的局限性，尤其是在那些地形和土地使用比较复杂的地区；进一步的工作将结合区域模式做更深入的分析。

致谢：本文研究工作的完成得益于王汉杰教授

提供的有关资料，在此表示衷心感谢。

References 参考文献（ ）：

FuB o jie ， NiuD ong ， Zhao Shidong. Study onglobalchangeand ［1］　

terrestrialecosystems ： Historyand prospect dvancesinE arth ［J］.AScience ，2005 ，20556-560.（5）：［傅伯杰，牛栋，赵士栋.全球变

化与陆地生态系统研究：回顾与展望［J］.地球科学进展，

2005 ，20556-560.（5）：］

LiJi ayang ， ChenP anqin ， GeQ uansheng ， etal .G lobalchange ［2］　

and humanactivities ： Prioritiesofthe globalchangeresearchin nextphaseinC hina dvancesinE arth Science ，2005 ，20［J］.A

（4）：371-377.［李家洋，陈泮勤，葛全胜，等.全球变化与人类

2005 ，20371-377.活动的相互作用［J］.地球科学进展，（4）：］

CharneyJ U.D ynamicsofdesertsand droughti n Sahel J uar-［3］　 ［］.Q

terlyJ ournalofR oyalM eteorology Society ，1975 ，101 ：193-202.

FanG uangzhou ， Lü Shihua.N umericalsimulationstudyf orthe ［4］　

effectofground vegetationtypeonnorthC hin asummerprecipitati-on lateauM eteorology ，1999 ，18（4）：649-658.［J］.P［范广洲，

吕世华.陆面植被类型对华北地区夏季降水影响的数值模拟

1999 ，18649-658.研究［J］.高原气象，（4）：］

FuC ongbin ， YuanH uiling. Avirtualexperimentofthe effe ctof ［5］　

recoveryvegetationonthe climateand enviro nmentinE asternA si-an hinese ScienceB ulletin ，2001 ，46（8）：691-695.［J］.C［符淙

斌，袁慧玲.恢复自然植被对东亚夏季气候和环境影响的一

0821

　　　　　　　　　　　　　　　　　地球科学进展　　　　　　　　　　　　　　　　　　　　第21卷

v ancesinA tmospheric Sciences ，131-17.，1996（1）：

Simmonds I. Analysisofthe “ spinning ofglobalcirculationmod-［14］　 ”

elournalofG eophysicalR esearch ，1985 ，90：5637-5660.［J］.J

Sellers PJ， Mintz Y， Sud Y C， etal . Asimplebiospheremodel ［15］　

SiB） forusewithingeneralcirculationmodels ournalof （ ［J］.J Atmospheric Sciences ，1986 ，43：505-531.

XueY ongkang ， Sellers PJ， KinterJ L， etal . Asimplifiedbio-［16］　

spheremodelforglobalclimatestudies ournalofC limate ，［J］.J 1991 ，4：345-364.

WangB iao.T heR adiativeT ransfermodelinC l i mate Simulation ［17］　

eij ing ： InstituteofA tmospheric Sciences ， ChineseA cad-［D］.B

emyof Science ，1996.［王标.气候模拟中的辐射传输模式1996.［D］.北京：中国科学院大气物理研究所博士论文，］

ZhangX uehong ， ShiG uangyu ， LiuH ui etal.I APG lobal O-［18］　 ，

cean- Atmosphere-L and SystemM odel M］.B eij ing ， NewY ork ：［ScienceP ress ，2000.

ChenX ing ，YuG e ， LiuJi an.A nA GCM＋ SSi Bsimulationon ［19］　

changesinpaleomonsoonclimateat 21 ka ctaM eteorologi-［J］.A ca Sinica ，2001 ，15333-345.（3）：

ChenX ing ， YuG e ， LiuJi an ， Climatesimulationand mecha-［20］　

nismsoftemperaturevariationinE asternA si ainmid-H olocene ScienceinC hina （ Series D），2002 ，32335-345.［J］. （4）：［陈

2001 ，46691-695.个虚拟试验［J］.科学通报，（8）：］

XiongZ he. SimulationandA nalysisofE aster nA sianC limateand ［6］　

ItsI nterA nnualV ariabilitybyR egionalC lim ateM odel ［D］.B ei- jing ： InstituteofA tmospheric Sciences ， ChineseA cademyof Sci-ence ，2001.［熊？.区域气候模式对东亚气候及其年际变率的2001.模拟和分析［D］.北京：中国科学院大气物理研究所，］Gao XJ， Luo Y， Lin W T， etal . Simulationofeffectofland use ［7］　

changeonclimateinC hina by aregionalclimat emodel ［J d-］.A vancesinA tmospheric Sciences ，20592.，2003（4）：583-KleinG oldewij k CGM ， Battj esJJ. AHundredY ear （1890-［8］　

1990 ） Database

f orI ntegrated

E nvironmentalA sses s ments

HYDE ， version1 .1 ）［R］.R eportN o.422514002 ， National （

InstituteofP ublicH ealthandt heE nvironmen t（ RIVM ）.T he Netherlands ：Bilthoven ，1997.

KleinG oldewij k K.E stimating globalland us echangeoverthe ［9］　

past 300 years ： TheH YDEdatabase ［J lobalB iogeochemical ］.G Cycles ，2001 ，15417-434.（2）：

PrenticeI C ， Cramer W， Harrison S P， etal. Aglobalbiome ［10］　

modelbasedonplantphysiologyand dominance ， soilproperties and climate ournalofB iogeography ，1992 ，19：117-134.［J］.J

Leemans R， vandenB orn GJ.D eterminingt he potentialglo bal ［11］　

distributionofnaturalvegetation ， crops and agriculturalproduc- tivity ater ， Air＆ SoilP ollution ，1994 ，76（1/2 ）：133-［J］.W162.

LiuH ui WuG uoxiong.I mpactsoflands urfaceonclimat eofJ u-［12］　 ，

lyand onsetofsummermonsoon ： Astudyw ithanA GCM plus SSi B［J dvancesinA tmospheric Sciences ，1997 ，14（3）：290-］.A308.

WuG uoxiong ， LiuH ui.Z haoY ucheng ， etal . Anine-l ayerat-［13］　

mosphericgeneralcirculationmodelandi tsp erformance ［JAd-］.

星，于革，刘健.东亚中全新世的气候模拟及其温度变化机制

D辑，2002.32 335-345.］探讨［J］.中国科学：（4）：

Crowley TJ.C ausesofclimatechangeoverthe l ast 1000 years ［21］　

Science ，2000 ，289 ：270-277.［J］.

Zorita E， González-R oucoJ F， Legutke S，etal .T estingt he ［22］　

mann ， approachtopaleoclimatereconstructionsin t he contextof a 1000- yearcontrolsimulationwiththeE CHO-Gcoupledclimate model ournalofC limate ，2003 ，16：1378-1390.［J］.J

Sim ula tin g th e Effect of Changed Vegeta tio n o nth e

C lim ate Change in Eurasia

CHEN Xin ， gLEIMin ， gTANG J ia n- pin g

Departmentof Atmospheric Sciences Nan jing University ，Nan jing　210093 ，China （ ， ）

Abstract The globalland cover has been changed in the la st hundredsofyearsdue tohuman activity. Lan d：

c over change （LCC ） affectsclimatethrough the surface energy an dmoisturebudgets. The purpose ofthisstudy ist ounderstand the climaticeffectsofthese ph ysical processes by numerical simulation. We used an AGCM SSi B ＋ odeltosimulatethe msensitivityofclimatec hanges due tothe land cover change. The studyi ng area is Eurasia. E-quilibrium climaticstate simulations werec onducted in summer and winter by using estimat ed land cover for the y earsof 1700 ，1800 ，1900 ，1950 and 1990. Each simulation experimentrun 11 yearsand the average ofthe results o fthe last 10 yearsrepresents mean climate st ate. The LCC between these periods was extensi ve over Eurasia ，wherelarge area altered from forest toeither grass or crops ，or from natural grassland to crops. Resultssh ow that t he effectof LCC on climatechange isverycom p lex ，and therearestatisticallysignificantimpa ctsin the most mid- lelatitudes. dWecan summarize som eprimer co nclusions. With the degradation ofvegetatio nfrom 1700 to 1950 ，in East Asiathe climatewas warmerin summeran dcolderin winterand in Europe itwas both cold er. The summer precipitation in South China decreased while the Asian summer monsoon was weakening. From 1950 to 1990 ，the e ffectsarenotsignificantbecause the LCC is notobviouscom pared tothe timebefore 1950.

K ey words ：Vegetation change ；Climatemodeling ；Climatechange ；Eurasia.