IPCC第三次评估报告^[1]明确指出1960—2000年全球平均气温上升了0.4~0.8 ℃, 20世纪90年代是20世纪最暖的10年。随着全球气候变暖和人类开发利用自然资源的力度加大, 陆地、近海及海岸带的生态环境明显退化, 日益恶化, 已经对人类生存与发展构成了严重威胁。由人类活动引起的气候变化正日益成为深刻影响21世纪全球发展的一个重大社会问题。我国地理位置处在中纬度生态脆弱地区, 水资源短缺日趋严重, 而且分布不均匀, 严重影响到我国社会经济发展。在漫长的海岸线附近地区人口密集、经济和贸易发达, 直接受到海平面上升的威胁。过去几十年, 我国平均温度与全球的变化趋势大致相同, 呈现出逐渐上升的趋势, 冬季变暖明显。据IPCC的预测, 由于人类活动的影响, 全球的变暖趋势还要加剧。所以我国也面临着全球气候变化以及其他环境问题的威胁^[2]。

中国气象科学研究院在探索气候和气候变化方面做出了卓越贡献, 在历史气候资料重建、气候区划、气候变化、短期气候预测理论和方法以及气候资源的开发和利用研究等方面取得了显著进展^[3]。本文主要对中国气象科学研究院过去50年来在气候和气候变化方面的一些主要研究成果进行回顾, 遗漏之处, 在所难免。

20世纪50—60年代中国气象局气象科学研究所的气候学研究集中在我国气象要素和天气系统的气候学分布特征方面, 1953—1955年由联合资料室出版了第一套气候图集———《中国气候图》, 在此基础上, 1965年气象科学研究所进一步绘制了《中国气候图集》^[4], 该图集给出了太阳辐射、海平面气压和天气系统、气温、水分、天气现象、气候区划等分布特征, 代表了当时我国气候研究工作的水平。此后, 朱瑞兆、王雷等针对秦岭山区气温、降水的特征进行了研究, 揭示了这些地区的气候特征^[3]。在20世纪70年代, 气象科学研究所与北京大学地球物理系等单位合作, 系统地查询了自15世纪以来北方诸省的地方志、正史、类书、故宫档案等史料, 整理出版了《华北、东北近五百年旱涝分布图》^[5-6]。1978年完成了《全国近五百年旱涝分布图》^[3], 该成果获得1982年国家自然科学四等奖。

进入20世纪80年代, 气候学研究得到了迅猛发展, 在《全国近五百年旱涝分布图》基础上, 由张德二、王雷等人增加了近代降水资料, 绘成《中国近五百年旱涝分布图集》^[7-8], 该图集出版后, 在地理、气象、水文、地震、历史、经济等部门得到广泛的应用, 还被美国著名气候学家Landzeberg称为“一项纪念碑式的工作”。蒋观宁将《晴雨录》资料中雨、雪时辰的文字记载换算成月雨量, 使北京逐月降水量序列延长了250年, 成为我国现有降水记录年代最长的一个序列^[3]。张德二与朱淑兰建立了我国秦岭淮河以南共8个地区1470年以来每10年冬季温度指数序列^[9], 张德二与刘传志撰写了《北京1724—1903年夏季月温度序列的重建》^[10], 这些工作受到了国内外学者的重视。张先恭、魏凤英、于淑秋等整理出版了1911—1980年《中国气温等级图》^[11]。张德二还撰写了《我国历史时期以来降尘的天气气候学初步分析》^[12]。从1985年开始, 由张德二主持, 经过近20年的努力, 收集了自甲骨文字以来直到公元1911年三千年间的各种有关气象的文字记载, 并编写成集, 于2004年出版了《中国三千年气象记录总集》^[13], 为中国的气候研究提供了内容齐全、考证认真的、高水平的气象科学基础资料。

利用树木年轮揭示古历史气候特征一直是气候学研究的重点, 张先恭等^[14]对祁连山南坡海拔3600 m的森林上限采集的一批树龄达700年以上的圆柏年轮样本作了研究, 其中树龄最长的达935年, 是我国目前所采集到的、能很好反映我国气候变化的最长的年轮, 为研究我国近千年的气候变化和超长期预报提供了证据。1979—1982年, 刘传志、徐瑞珍与新疆自治区气象局、哈密地区气象局协作, 首次在国内应用了复本原理, 分析了天山东部的145个圆盘样本, 建立了275个年轮序列^[3]。张志华等利用美国亚利桑那大学年轮实验室的年表处理方法和程序, 建立了天山东段10个标准化年表, 该数据达到了国际年轮数据库的要求, 从而提升了我国树木年表方面的研究能力; 此外, 还引进并建立了一套树轮读数和年表研制半自动化测量系统, 为年轮实验室的建立在技术上和装备上打下了坚实的基础^[3]。

我国幅员辽阔, 地形复杂。从赤道气候到高寒带, 从热带雨林到干旱荒漠, 有着多种多样的气候带和自然景观。因此, 不论在科学上还是在经济建设都需要对我国进行区划, 以便从总体上了解我国各区域气候状况和差异。1963—1964年间陈咸吉^[15]进行了中国气候区划研究。建立了3个等级的区划标准, 一级区划决定气候分布的大局, 二级区划主要进行气候湿润程度划分, 三级区划指标是季干燥程度, 全国共划分了36个气候区, 这些工作对于开展我国气候区划奠定了基础。钱纪良和林之光^[16]用降水量和彭曼法最大可能蒸发量之比的干频率为指标研究我国从气候角度而言的干和湿的区别, 确定了286个站点的四季干湿属类, 划分为15种干湿气候类型。李世奎和王石立等^[17-19]根据农林牧对热、水条件配合程度的适应及抗逆“弹性”的不同将我国农业气候划分为东部季风型农业气候大区, 内蒙古、甘肃、新疆干旱型农牧业气候大区, 青藏高寒型农业气候大区。东部季风型农业气候大区又划分为6个农业气候带。另外, 还考虑了热量指标, 将我国种植制度划分为一、二、三熟制, 可供耕作改制规划和各地发展农业生产参考^[20]。

此外, 朱瑞兆、王善型等参加了“全国建筑气候分区”, 综合气候条件以及与之有关的地理环境, 并兼顾到人民生活习惯和民族特点等地方性因素, 将全国划分为7个建筑气候区、26个二级区和两个特区^[21]。朱瑞兆和薛桁^[22-25]根据风向类型区划, 将全国划分为:季风变化、主导风向、双主导风向、无主导风向和准静止风等5大类型; 并把我国风能划分为4个大区30个小区。特别是, “我国风能开发利用及其布局的可能性”项目的研究成果被国家计委作为制定全国风能开发利用总体规划的重要依据之一, 所收集的资料数据是当时我国第一份内容最为详尽的风能数据资料, 如此规模的工作, 在国外风能资源研究中也处于前列, 1989年获国家科技进步二等奖。陈咸吉、陆龙骅、张爱玲等^[26]根据日照类型, 将我国划分为12种类型, 并且这12个日照区的地域分布及日照百分率年度呈曲线类型, 与我国天气气候特点很吻合。王炳忠^[27]根据太阳能资源的丰富程度, 季节分配特征, 一天中太阳能最丰富的时间, 将全国划分为4个一级区, 24个二级区, 32个三级区。祝昌汉^[28-29]完成了我国大气透明度、太阳直接辐射、太阳散射辐射的计算和全国分布图。张家诚等^[30]按干燥度10年一遇, 极端最低气温和降水集中度, 将全国划分为5个一级区, 12个二级区和29个三级区。由陈志鹏等^[31]首次完成的《全国数值气候区划》工作, 开创了数值气候区划的先河。这些区划研究均取得了显著的成果, 收到了较好的社会、经济效益。

通过研究近五百年我国丰富的历史气候资料和树木年轮资料, 发现:近五百年来我国出现过3次寒冷和3次回暖时期^[32]。从1920年代以来全国年平均气温在1940年代有一次暖期^[33], 增温最大值冬季在20世纪40年代, 夏季在20世纪30年代^[34], 年平均气温最暖年出现在1946年, 1946年以后, 开始下降并有2次小的波动, 谷年在1957和1967年, 1967年以后又一次明显变暖, 在1978, 1987年和1998年出现3次暖峰, 但是20世纪70年代、80年代气温比40年代要低^[33-34]。经过几次增暖, 1998年达到1920—2002年最暖年, 1998年比1946年暖峰年距平高约0.07 ℃。这些研究表明, 自20世纪20年代以来, 我国地区20世纪40和90年代出现了2个暖期及50—60年代相对冷期, 而变暖最明显是北方地区^[35]。我国气温不仅存在明显的长期趋势, 还存在突变现象:在1919年和1952年发生了两次突变^[36];我国西北地区在1986年附近发生了一次明显的气候跃变, 跃变后比跃变前全区年平均气温上升了0.51 ℃, 冬季上升了1.27 ℃ ^[37]。

在全球变暖背景下, 我国的一些地区存在变冷的趋势, 例如:在35°N以南和105°E以东的我国南方地区存在一个范围相当宽广的变冷区, 其中心在四川省, 自20世纪50年代到80年代年平均气温一直是变冷的^{[36, 38]}。这种变冷主要是由于白天日照减少引起最高气温降低造成的^[38]。20世纪80年代末期才开始变暖, 目前其变冷中心区温度仍低于20世纪40年代气温值^[35]。周秀骥等^[39]认为这种变冷可能是气溶胶的阳伞效应造成的, 该成果强调了气溶胶对气候的反馈作用。

历史旱涝呈现出明显的阶段群发性、周期性和地区分布等规律^[40-42]。在降水分布上我国东部可分为3种旱涝分布型。第一种是以长江流域为中心的全国大范围的旱或者涝分布类型, 第二种是以长江为界, 南方和北方旱涝趋势相反的分布类型, 第三种是江淮流域与其南北两侧旱涝趋势相反的分布型^[43]。

我国近500年来有3个干湿阶段, 每个阶段持续约200年。偏旱和偏涝型的转换有30~40年、80年和200年左右的周期^[42], 这些研究结果为我国旱涝预报提供了可供参考的气候背景。旱涝的发生, 我国南方和西部往往早于北方和东部^[44]。近500年中最明显的干旱期和百年一遇的大旱年绝大部分都出现在干旱阶段中。从20世纪50年代到80年代, 旱涝的严重程度均未超过历史上曾经出现过的严重情况^[41]。50年代以来全国各个地区在干旱发生的频次和干旱的持续性上北方均大于南方^[45]。

20世纪20年代以来, 全国年平均降水自50年代多降水期后, 下降到1978年, 之后并无明显的线性增减^[35]。我国大陆50—60年代春夏季降水减少明显, 秋冬季节变化不大, 1990年开始夏季降水有增加的趋势。降水存在2年、4年和11年的准周期变化。从地域上看, 华北降水减少最显著, 自50年代开始一直在减少; 华东和青藏高原地区也在减少。80年代开始西北、东北和长江中下游地区降水开始增加, 多雨带在80年代及以后由华北南移到长江中下游^[35]。我国西北地区在1986年附近发生了一次明显的气候跃变, 跃变后比跃变前全区年降水总量上升了5.2%, 夏季上升了6.8% ^[37]。

在温度-降水的配置关系上, 江淮流域夏季旱涝年往往对应着冬春我国大范围偏冷的特点^{[44, 46]}。在全球变暖背景下, 20世纪60—70年代全球平均表面气温较冷, 80—90年代较暖; 在冷期长江流域年降水量明显增加, 华北减少, 暖期南方强降水开始时间早、结束晚, 持续时间长, 北方降水开始晚, 持续时间短; 冷期我国东部降水表现出从华南经过长江流域向华北移动的特征, 而暖期强降水主要集中在长江流域^[47]。

降水的年代际变化是伴随着气温转折的。施晓辉和徐祥德系统地研究了我国大陆气候年代际变化的区域性特征, 指出: 20世纪80年代以后我国区域气候总体向“暖湿”的气候型转变; 华北地区冬季气候显著“暖干”型趋势在70年代末期出现, 东北、华南、西南地区的冬季气候在80年代末期亦转为“暖干”型, 80年代初期江淮、高原东部、西北地区东、西部冬季气候转变为“暖湿”型趋势; 东北、华北地区以及西北地区东部在80年代末期以后夏季气候均趋于“暖干”型, 西南和高原东部地区在70年代中期以后出现“暖湿”型趋势, 80年代初期江淮地区和西北地区西部开始出现“暖湿”型趋势, 华南地区较为特殊, 其夏季气候在1984年以后出现了“冷湿”型趋势^[48], 这些成果对于深入认识我国气候的转型具有重要价值。

青藏高原的气候特征和变化一直受到国内外科学界重视。研究表明^[49] :青藏高原自20世纪50年代变冷至60年代, 之后又开始变暖至90年代; 始于1935年的拉萨站资料表明此站以40年代气温为最暖, 之后变冷到60年代, 之后又开始增暖直到90年代, 90年代仍未达到40年代暖期气温。从60年代起, 青藏高原东侧和东南侧在3000 m以下存在一个变冷带, 85°~95°E间自南到北存在一个强变暖带。变冷带和变暖带十分不连续, 存在着正负交替的变化, 因而增暖不是随高度呈线性增加的; 高原自西向东北以及3000 m以下东南地区存在一个降水减少带, 而高原中心地区3000 m以上西部变暖而降水减少, 北部及南部变暖而降水增加, 3000 m以下东南地区变冷而降水减少。

青藏高原中小尺度湍流与对流发展旺盛与高原地面总辐射强度有关。由于青藏高原中部地面强热源或由复杂地形造成的下垫面强热力不均匀性, 高原地区侧边界低层暖湿平流或干冷平流交互影响显著, 形成高原低层强烈不稳定状态。青藏高原中部强逆辐射或逆湿现象均与侧边界异常水汽平流的空间分布特征有关。高原边界层风矢随高度变化呈Ekman螺线, 表明摩擦层具有强湍流运动特征。此深厚高原边界层Ekman螺线动力结构特征表明青藏高原地区存在深厚的Ekman“抽吸泵”的动力机制, 它与高原强湍流浮力、切变项相关的热对流泡以及深厚热对流混合层综合效应有关, 使高原地区存在促使对流云发展的独特边界层动力和热力机制。青藏高原中低空强湍流和异常上升运动、强对流热泡活跃区、近地边界层—对流混合层深厚等条件, 有利于形成高原频发的对流云, 并在一定条件下可突破上层“暖盖”逆温层, 形成高原地区常观测到的“爆米花”云结构, 这些云系发展成深厚成熟的超级对流云团并东移, 使青藏高原地区成为引发我国东部地区洪涝的对流云系统的重要源地之一^[50]。青藏高原近地层与边界层地-气过程的这种综合物理图像对于认识青藏高原地-气之间的物理交换具有重要意义。

夏季我国大气热源增温率最大中心位于高原东南部和云南西部^[51], 这是早期国内外开展青藏高原热状况研究的代表性工作。随后, 陈隆勋等科学家继续在该领域进行深入研究, 推动了青藏高原气候学研究的发展。研究表明:大气冷源9月最早出现在青藏高原北部上空, 10月扩展到整个高原上空^[52]。高原上降水对大气热源也有一定影响, 陈隆勋等在研究1979年夏季青藏高原上空大气热源结构及其能量收支变化时指出, 青藏高原大气热源主要发生在降水活跃期, 而中断期除高原东部外均为热汇区^[53]。这些研究使人们认识到了青藏高原热状况的重要性。此后, 赵平和陈隆勋对青藏高原热源的气候特征进行了更加深入细致的工作^[54-55]。就多年平均而言^[56], 青藏高原大气热源最强在6月, 为78 W/m², 冷源最强出现在12月, 为-72 W/m²;地面感热在高原西南部明显增加造成2月、3月高原西南部大气热量源汇增加最明显, 使得3月在喜马拉雅山北坡形成大气热源中心; 东部大气变为热源的时间以及热源最强出现的时间, 比西南部晚一个月。

随着国内外对青藏高原气候异常影响的更加关注, 中国气象科学研究院的科技人员也持续关注该领域的相关研究。Zhao等^[57]指出东亚大气环流与高原大气热状况的异常变化关系密切, 在夏季高原大气热源偏强时, 高原及其邻近地区中、低层为异常气旋式环流, 中国大陆低层为异常西南风, 从高原东南部沿着长江流域一直到日本海附近对流偏强、降水偏多; 西太平洋副热带高压偏南, 南海北部对流弱、降水偏多。青藏高原春季热源及感热分布的非均匀性对随后的夏季中国江淮地区、华南地区和华北地区的降水有一定的指示意义^{[56, 58-59]}。夏季高原地形动力强迫使来自南海与孟加拉湾的季风水汽流转向, 到达长江流域, 可以引起降水偏多^[60]。青藏高原热状况作为一个重要的信号, 在全球气候变化中的重要性一直受到关注, 中国气象科学研究院的研究表明:青藏高原热状况与ENSO有密切关系, 冬季冷源的异常变化可以改变青藏高原与其东侧大陆及其附近海域上空大气之间的热力差异, 诱生出青藏高原东侧的异常经向风和赤道太平洋地区的异常纬向风, 引起赤道太平洋海温异常^[61-62]。这些研究成果加深了关于青藏高原在全球气候变化中重要性的认识。

全球臭氧变化一直是国际科学界的热点, 周秀骥等^[63]在20世纪90年代发现青藏高原夏季存在臭氧低值中心, 1月的中国地区多年平均的臭氧总量等值线基本上与纬圈平行, 但到6月, 在青藏高原上空出现了明显的臭氧总量低值中心, 并一直维持到9月。该成果成为该领域的经典之作, 为开展青藏高原夏季臭氧变化对气候的影响奠定了基础, 已经引起了国内外科学界的广泛关注。

对于这种现象产生原因的分析也成为以后的研究热点, 大量的学者对青藏高原臭氧低值中心的形成机理进行了深入细致的研究。一些研究表明, 青藏高原上空整个对流层都是上升气流, 气流沿高原四周斜坡向高原爬升, 可一直上升到对流层上层和平流层低层, 另外夏季高原上活跃的对流活动, 也有助于高原周围的物质和低空污染物向高原辐合, 在高原上升到平流层下部, 然后向四周辐射, 这为青藏高原上空夏季出现臭氧低值中心提供了有利的环流背景条件^[64-67]。在夏季青藏高原臭氧低值中心形成过程中, 动力输送过程起着最主要的作用, 化学过程部分补偿了动力输送过程所引起的臭氧减少。

青藏高原地区的臭氧递减率比同纬度的中国东部地区要大, 存在一臭氧递减的强中心 (30°~35°N, 80°~90°E) ^[68]。青藏高原所产生的特殊环流不是造成青藏高原形成臭氧强递减中心的主要原因^[69]。Zhou等^[70]指出:伴随着臭氧总量的减少, 平流层的温度和高度表现出明显的降低趋势, 对流层是上升趋势, 臭氧总量的减少意味着平流层吸收的紫外辐射减少, 故导致平流层降温, 因此, 青藏高原上空臭氧总量减少可能是平流层变冷的一个原因; 同时, 平流层变冷有利于气团下沉, 因此, 平流层的位势高度随之降低, 而对流层位势高度上升。

地球环境的变迁对气候具有重要影响, 在地球构造尺度上, 青藏高原由隆起初期到现代高度一半和现代高度情景的数值试验结果表明:青藏高原的隆起可以导致中国气候变冷, 东部变湿而西北部变干; 青藏高原从隆起初期到隆起到现代高度一半时期中国地区降水是增加的, 但当继续隆起后降水却有所减少, 尤其是在中国西北地区^[71]。该研究对于理解青藏高原隆升对亚洲气候形成的影响具有重要意义。在地球构造尺度上, 14MaB.P.澳大利亚板块位置移动对气候也有重要影响, 当该板快位置较现代偏南时, 南半球副热带地区大洋上反气旋环流加强, 南极涛动变强、周期缩短; 赤道太平洋海温比现在冷, 南太平洋高纬度地表气温下降, 赤道太平洋地区的降水量少于现代, 在南半球中纬度大部分地区降水量减少, 罗斯海附近及其西侧靠近南极大陆地区海冰增加, 威德尔海附近海冰减少^[72-73]。

在轨道尺度上, 中国气象科学研究院的学者使用全球和区域气候模式对末次盛冰期 (LGM) 时期的气候特征进行了研究^[74-75], 结果表明:热带对流可以放大大气对地球轨道变化的响应, 并通过季风环流、Walker环流等对全球气候产生影响; 东亚冬季风偏强, 南方夏季风偏弱, 东北、华北大部分地区、黄土高原和青藏高原东部年降水量比现在显著减少, 地面变干; 在青藏高原中、西部由于气温下降引起地面蒸发量减少, 地表净得到水分、变潮湿, 使当地湖面水位升高; 冬季青藏高原绝大部分地区积雪明显比现代厚, 冰川平衡线高度与现代相比降低, 有助于当时冰川大规模扩张^[76], 这个结果对于澄清已经争论了一百多年的青藏高原在LGM时期是否存在统一冰盖有积极意义。在海洋尺度上, 地质考察和GCMS模拟结果表明全新世温暖期 (距今大约6000~9000年前) 变暖大约3~7 ℃, 尤以夏季明显, 我国东北与西北变湿而中部变干, 不过来自地质考察的资料很少, 模式模拟结果在降水方面差异较大, 有待进一步考察与验证^[77]。

由于东亚地区处于亚洲大陆东端和太平洋西岸的中、低纬度地区, 复杂的地形、独特的地表特征和海洋状况对东亚气候具有重要影响^[78-79], 因此关于东亚气候形成原因方面的研究一直受到重视, 中国气象科学研究院在东亚季风气候、季风天气、东亚夏季风的动力学及数值试验等方面进行过深入研究, 做出了重要贡献, 许多学者从不同角度开展东亚气候形成机理研究, 并取得了许多重要结果。

东亚大气环流是影响我国气候的最直接的原因^[80-83], 特别是我国属季风性气候, 东亚季风对我国天气和气候的影响更加明显。中国气象科学研究院的科技人员关于东亚季风气候变化机理的研究包括:气候形成原因^[84-85], 季风年际变异及其与我国天气异常关系^[86-87], 东亚夏季风动力学和数值试验^[88], 东亚副热带低频振荡向西传播及高低纬低频振荡南北传播的汇合, 年际低频振荡中的海气相互作用^[89-90]以及亚洲大气热源^[91-94], 热带季风和副热带季风的相互作用, 东西向和南北向海陆热力差异对季风形成的作用, 夏季风爆发起源于东亚季风系统中的南海^[95], 冬、夏东亚季风环流系统及其成员^{[88, 96-98]}等方面。陈隆勋等的研究发现:亚洲大气热源中心主要位于热带, 而不在青藏高原上空^[91-94], 并且东亚季风系统和印度季风系统既相互独立又相互作用^[95], 这一观点纠正了过去认为中国季风单纯是印度季风向东延伸的概念, 为东亚季风的提出建立了一个新的科学基础。

近年来, 中国气象科学研究院又在季风气候的季节性和年代际变异等方面取得了新进展, 例如:东亚大陆季风的季节性变化是青藏高原东部与西太平洋副热带地区的热力差异决定的^[99]; 1978年后东亚夏季风减弱是春季东亚大陆与南海和西太平洋部分海域热力对比减弱所致^[100];东亚—太平洋地区海平面气压场的耦合模态与东亚副热带冬、夏季风异常有关^[101], 其中夏季东亚中纬度热低压异常变化的影响较大^[102]。东亚冬季风的两个主要模态 (一个是东亚和西北太平洋的经向风异常, 一个是东亚和西太平洋纬向风异常) 对东亚冬季风变弱均有贡献^[103]。东亚季风与印度季风有密切关系, 东亚和印度洋东部到热带西太平洋的对流层平均温度的热力对比变化可以引起印度夏季风环流变化^[104]。

热带海温对东亚季风气候的异常变化有重要影响^[105-107], 在El Niño期间, 东亚大气环流和降水出现明显异常, 夏季华南和华北降水偏少, 而江淮流域降水偏多^[108-109]。此外, 西太平洋暖池区海温异常时, Walker环流加强东移, Hadley环流加强; 自热带向中高纬传播的波列将海温变化的影响传播到全球, 对副热带高压、西风急流、西风带槽脊强度及位置分布产生重大影响, 并造成全球高度场, 温度场的变化^[110];春季海温在较大程度上决定了中国夏季降水雨带及其分布类型^[111]。这些研究极大地促进了东亚季风和气候变化机理的研究, 对于了解东亚季风和气候的形成和变化原因有重要意义。

此外, 中国气象科学研究院的科研人员也讨论了地形对降水、气温气候特征形成的影响^[112-121], 冰雪圈变化对东亚气候的影响^[122-124]。陆面状况变化对季风的影响明显, 区域性地表蒸散的变化将引起显著的气候效应, GOALS/LASG陆气耦合模式中去掉亚洲蒸散后, 季风区地表温度显著升高, 干热通量明显增加^[125]。天文、太阳和行星活动与我国气候的关系也受到重视^[126-127], 研究表明:中国5000年以来的气候变迁与9大行星地心会聚的季节和张角有很好的关系。该成果对中国5000年来气候变迁的成因提出了新的见解, 并论证了4000年前应出现一个千年尺度的气候恶化期, 修正了以往有关专家对此时段的温度变迁曲线, 这一研究结果引起了有关专家的重视。

东亚气候预测问题一直受到关注, 气候统计方法和以气候模式为基础的动力模式方法是气候预测的主要手段。在20世纪80年代, 姜达雍等对中期数值天气预报的空间分辨率, 垂直坐标的选取和地形效应、次网格尺度的物理过程、地面摩擦的影响、大尺度加热和地面波动、中期数值预报模式的特征和差分方案应遵循的原则, 大气环流模式在数值天气预报中的应用等问题作了探讨^[128-129]。同时, 统计方法也被广泛用于气候预测, 根据全国大范围夏季降水趋势分布预报的特点, 魏凤英^[130]设计了一种区域动态权重集成预报方案, 试验预报表明:其预报技巧优于过去的预报方法预报技巧的平均水平, 改善了预报技巧的不稳定状况。此外, 根据突变理论、多时间尺度特征以及自记忆原理, 一些学者建立了气温和降水的预测方法^[131-133]。魏凤英^[134]根据北太平洋海表温度分布与中国夏季降水分布的关系, 构建了一个统计预测模式, 较好的预测出北太平洋海温及中国夏季降水的变化趋势。李曾中等^[135]利用一个预测模型, 较好地预测了1998年的江西暴雨和1999年长江流域的降水。陈菊英和张先恭^[32]发展了一套月、季统计预报方法, 成功的预报出1998年长江洪涝。这些预测方法在我国旱涝预测服务中起到了重要作用, 也为短期气候预测业务的全面开展奠定了基础。另外, 观测资料的使用对预报效果也有一定的影响^[136-137]。

然而, 气候系统的平稳性问题是气候统计预测方法无法回避的。张家诚^[138]针对气候预报的可能性问题, 提出气候变化不仅仅是决定性过程, 而且还有很大的随机性, 要确切地表现气候过程的特征, 必须使用统计的概念和阶段分析方法。现在的气候预测方法主要是建立在统计方法基础上, 然而周秀骥和杨培才^[139-140]关于大气随机动力学与可预报性问题、气候系统的非平稳行为和预测理论的研究表明, 气候系统的多层次结构是产生非平稳行为的原因, 而气候系统的非平稳特性是层次结构的集中表现, 这种时间序列的非平稳性使建立在统计基础上的气候预测方法面临严峻挑战。

气候和气候变化与人类社会、经济生活息息相关。尹晓荣、曹鸿兴、张家诚运用模糊马氏链研究气候对国民经济的影响, 证实考虑气候因子对我国国民经济的规划和预测都极为重要^[32]。理论上, 温度每升高1 ℃时, 我国粮食有可能增产600亿斤, 年降水量增加100 mm, 我国东半部的森林农业区一般将会向西北方向扩展100 km左右, 东北地区约达400 km左右。如果年降水量减少100 mm, 森林农业区北界又会向东南方向退缩100 km左右, 在山西与河北西部则达到500 km^[30]。我国大部分地区近50年来作物的生长季延长, 只有少数地方生长季节是缩短的^[141]。近50年北疆气温平均升高了1.0 ℃以上, 对于增加棉铃重量、提高棉花成熟度和棉纤维强力都有利, 冬季气温增幅较大有利于西北冬小麦的越冬和早春分蘖, 也有利于推广冬小麦和提高复种指数。对于放牧区而言, 降水量增加和温度上升意味着冬春季牧场载畜量增加, 在一定程度上有助于四季草场的平衡; 然而, 气温上升和降水增加也带来一些不利的影响, 它助长了冬小麦锈病的越冬、度夏和南下流行, 黏虫发生世代增加等^[37]。

随着CO₂浓度增加, 全球气候变暖, 东北及南方沿海地区有变暖变湿的趋势, 而华北则有可能变暖变干^[142], 导致华北冬小麦产量将有所下降, 西北冬小麦将有所增加, 单纯温度升高可能使得黄淮地区冬小麦生产潜力增加, 我国北方和西北地区玉米的产量有增加趋势^[143], 若维持目前的品种和生产技术措施, 未来双季稻产量将有不同程度的下降^[144]。大气中CO₂浓度升高也可以减弱干旱所带来的不利影响^[145];未来增温有利于改善东北地区当前的热量条件, 减轻低温冷害的危害; 降水增加有利于改善干旱地区作物的供水条件, 提高作物产量^[146]。这些成果推动了我国气候和气候变化研究成果向国家经济发展的转化, 对于国家经济发展具有十分重要的意义。

总之, 过去50年来中国气象科学研究院在资料的恢复、重建和整理, 气候区划, 气候变化, 气候变化的原因, 气候变化预测以及气候变化对社会、经济的影响方面都取得了重要进展, 对推动我国气候和气候变化科学和预测技术的发展发挥了极其重要的作用。但是面对着国际地球科学的迅猛发展, 仍有许多影响气象事业发展的重大科学技术问题急待解决, 因此中国气象科学研究院应该瞄准国家需要, 结合国际气象科学前沿, 深入开展气候预测理论和方法研究, 加强研究成果向气候预测业务的转化, 开展多圈层, 耦合模式开发, 进行年际到年代际气候变化的检测、评估和预估的方法和理论研究, 提高我国重大气候灾害的预测能力, 开展气候变化对我国的综合影响分析及其对策研究, 为中国气象局气候与气候变化业务发展提供更强大的科技支撑。