中國近海變暖和海洋熱浪演變特征及氣候成因研究進展

蔡榕碩 譚紅建

自然資源部第三海洋研究所海洋可持續發展研究中心, 廈門 361005

1 引言

工業革命以來，人類活動排放了大量的CO2等溫室氣體，導致地球氣候系統顯著變暖，對全球環境、生態和人類社會產生了顯著的影響。聯合國政府間氣候變化專門委員會（IPCC）第六次評估報告（AR6）指出，相對于工業革命初期（1850～1900 年），全球表面溫度在2011～2020 年間上升了1.09°C（0.95°C～1.20°C），其中陸地表面溫度上升了1.59°C（1.34°C～1.83°C），海洋表面溫度上升了0.88°C （0.68°C～1.01°C）。海洋占地球表面積約71%，吸收了90%以上因溫室效應產生的多余熱量，并發生了明顯的變化，包括海洋變暖、海平面上升、海水酸化和缺氧，生物多樣性降低和漁業資源減少等（IPCC 2021, 2023）。近幾十年來，全球變暖引起的極端高海溫事件（海洋熱浪）已經接近甚至超過了某些海洋生物的耐受極限，并屢屢造成嚴重的生態災害，如暖水珊瑚的大規模白化、死亡，以及海草床和大型海藻的大面積消失（Laufk?tter et al., 2020）。研究指出，2016 年發生的海洋熱浪導致大堡礁大約三分之一的珊瑚嚴重白化并難以恢復，即使幸存的珊瑚仍處在緩慢的死亡進程中（Hughes et al., 2017）。

盡管全球變暖是確鑿的，但是海洋變暖的速率和幅度在空間和時間尺度上有很大的區域性差異。一方面，全球高緯度海區（尤其是北冰洋）以及大洋副熱帶西邊界流區域（如黑潮和灣流區）在過去幾十年均表現出顯著的升溫特征，海表面溫度（SST）上升的速率是全球海洋平均的2～3 倍（Wu et al., 2012）。另一方面，全球平均SST 在20 世紀后半葉以近乎線性的方式快速上升，其中，1980 年代和1990 年代是海溫上升速率最快的兩個時期。但在此之后也出現短暫的升溫減緩現象，即，從1990 年代末開始至2010 年代初（1998～2013 年），盡管溫室氣體濃度持續上升，但是全球溫度并未像之前一樣快速上升，在很多區域甚至出現降低的現象，即全球變暖出現減緩或停滯（warming hiatus，Kosaka and Xie, 2013）。例如，多種觀測資料顯示，全球表面溫度上升趨勢在1997～2013 年間為 0.07°C±0.08°C /10a，相比近 50年的趨勢 0.16°C±0.02°C/10a 要低得多（Met Office,2013）。關于該現象，目前較為認可的解釋是氣候系統內部變率的調整和海洋熱吸收的再分布（Chen and Tung, 2014; Trenberth, 2015; 林霄沛等,2016），也有研究將其歸因于人為數據處理不當（Karl et al., 2015）。近年來的研究顯示，在過去的半個世紀中，海洋的每一個十年都比前一個十年更暖（IPCC, 2021）。特別是，2014 年以后，太平洋年代際濤動（PDO）轉入正位相，全球氣候又進入 了 一 個 新 的 快 速 升 溫 期（Su et al., 2017）。2022 年，全球海洋熱含量再創新高，成為有現代海 洋 觀 測 記 錄 以 來 最 暖 的 一 年（Cheng et al.,2023）。因此，全球變暖并未真正停止，只是短暫的減緩，是人為氣候變化與氣候系統自然變率共同作用下的年代際波動。

海洋溫度的快速上升顯著增加了海洋熱浪的發生頻率和強度。海洋熱浪是指發生在海洋中的天氣或中短期氣候尺度的極端高海溫事件，其持續時間通常是數日到幾個月甚至更長，范圍可延伸數百至上千千米并可向深海發展（Hobday et al., 2016）。研究指出，全球變暖背景下海洋熱浪已經變得更頻繁、范圍更廣、強度更大、持續時間更久（Oliver et al., 2018）。1982～2016 年間，全球海洋熱浪發生的頻次增加了近1 倍，其中高強度海洋熱浪的發生頻率增加了20 倍，并且未來隨著全球持續變暖，海洋熱浪的頻率和強度很可能會進一步增加（Fr?licher et al., 2018; Oliver et al., 2018）。海 洋熱浪的強度和頻率也具有顯著的區域性差異。高強度的海洋熱浪主要發生在大洋的西邊界流區域、陸架海和邊緣海、半封閉海以及其他海溫變率較大的區域，如中國近海、地中海、西北大西洋和東北太平洋（Holbrook et al., 2019）。不同海域海洋熱浪的形成機制差別較大，即便同一海域，每次發生海洋熱浪的原因也可能不同，其中大氣強迫（太陽短波輻射和擾動熱通量等）和海洋動力過程（暖平流增強、混合層變淺和上升流減弱等）被認為是最主要的物理機制（胡石建和李詩翰, 2022）。并且，上述局地海洋和大氣過程還受到大尺度氣候模態的影 響，如 厄 爾 尼 諾 和 南 方 濤 動（El Ni?o and Southern oscillation, ENSO）、大 氣 季 節 內 振 蕩（MJO）和印度洋偶極子（IOD）等（Holbrook et al., 2019; 張小娟和鄭飛, 2022）。此外，Li D L et al.（2023）對2021 年7 月西北太平洋破紀錄的海洋熱浪的歸因研究指出，人為強迫引起的平均溫度增加可顯著增加發生極端海洋熱浪的概率。

中國近海及鄰近海域，包括渤海、黃海、東海和南海及其鄰近海域（以下簡稱中國近海）位于亞歐大陸東部，是西北太平洋的邊緣海，跨越了熱帶、亞熱帶和溫帶，有眾多的河口、港灣和廣闊的淺海陸架，以及多樣的海洋生態系統及豐富的海洋生物資源，對中國沿海地區社會經濟的可持續發展有重要意義。研究指出，中國近海是氣候變化的敏感區域（蔡榕碩等, 2006, 2022a; Cai et al., 2016, 2017;Tan et al., 2021）。一方面，中國近海位于東亞季風區，受東亞季風系統（如東亞冬、夏季風和西太平洋副熱帶高壓）變化的顯著影響；另一方面，還位于全球最強副熱帶西邊界流之一的黑潮影響區域，因而也受到黑潮變化的明顯影響。這種獨特的地理位置和氣候條件以及強烈的人類活動使得中國近海海洋環境在過去幾十年發生了顯著的變化，包括明顯變暖、海洋熱浪頻發、富營養化、有害藻華暴發、生物多樣性和資源減少等（蔡榕碩等, 2020b, 2022b）。

隨著全球變暖的加劇，中國近海生態系統面臨海洋升溫疊加海洋熱浪等氣候危害性的威脅日益增加，如何有效地應對氣候變化是當今重大的科學與社會問題。本研究通過梳理過去幾十年來中國近海變暖和海洋熱浪的主要研究論文和評估報告，回顧海洋顯著變暖和海洋熱浪的演變特征及氣候成因，包括變化趨勢和變率、發生規律及機制，以及相關影響，并對重要的研究結果進行數據更新和再現，探討相關的海洋氣候行動及應對策略。文章將有助于進一步認識中國近海對全球變化的響應特征及機理，以期為我國應對氣候變化和防災減災提供科學參考。

2 數據和方法

2.1 數據

本研究采用最新的觀測和再分析數據對中國近海變暖的部分主要研究成果（以作者團隊的成果為主）進行更新及再現。應用的數據集描述見表1，其中SST 數據包括（1）英國哈德萊中心（Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature，HadISST）逐月的資料，分辨率為1°×1°。（2）美國國家海洋和大氣管理局（NOAA）的逐日25 km的全球衛星海溫資料，大氣和海洋再分析數據分別為歐洲中期天氣預報中心（ECMWF）發展的新一代全球大氣再分析產品（ERA5）。（3）中國國家海洋信息中心發展的一套中國海洋再分析產品（China Ocean Reanalysis, 簡稱CORA1.0）。與其他海洋再分析產品相比，CORA1.0 同化了大量的由中國獨立觀測的資料，包括CTD、BT 以及Argo 等，很多研究也都證實了該產品能夠很好地用于再現中國近海的有關海洋過程和現象。

表1 本研究采用的數據集Table 1 Dataset used in this study

2.2 方法

本研究主要采用基于最小二乘法的線性回歸模型評估變量（如SST）的長期變化趨勢。對于變量Y而言，其線性變化趨勢可以通過對｛Xi｝時刻的時間序列｛Yi｝采用如下關系進行線性擬合獲得：

其中，Yi為年（或季節）平均的變量，Xi為時間變量，斜率k即為變化趨勢或者速率，單位為°C/a或°C/10a 。k為正數時表示上升，為負數時表示下降。

為了更好地刻畫中國近海變暖的程度及影響，文章引入氣候變化速度的概念，包括地理等溫線移動速度和物候變遷速率（Loarie et al., 2009; Burrows et al., 2011; 蔡榕碩和付迪, 2018）。從地球氣候的自然規律而言，季節或年平均SST 地理等溫線的分布位置以及季節物候的時間周期是相對固定的。但是，近百年來，由于人為氣候變化導致平均溫度的顯著升高，使得地理等溫線逐漸向高緯度方向移動；同時，日或月等時間尺度的溫度升高導致季節物候的變異及其持續時間的變化，如春季提前到來、秋季滯后結束，即溫暖期變長等。氣候變化速度對生物空間分布和生長節律具有重要意義。為定量描述上述變化，地理等溫線的移動速度（Visotherm，單位：km/10a）表示為季節或年平均SST 長期變化趨勢（k，單位：°C/10a）與其二維空間梯度（ ?，單位：°C/km）的比值：

從上式可以看出，Visotherm具有方向性，可以分解為經向和緯向的分量。由于 ?在平行于等溫線方向的梯度分量很小（幾乎為零），導致Visotherm在該方向的分量無窮大，本研究在計算時對上述情況做了單獨處理。

物候的季節變遷速率（Vphenology，單位：d/10a）表示為SST 長期變化趨勢（k，單位：°C/10a）與其季節變化率（ΔT，單位：°C/d）的比值：

本研究主要關注代表性季節出現的時間節點（春季的4 月和秋季的10 月）變化。季節變化率ΔT用月平均溫度的中央差分表示，即后一個月與前一個月溫度之差，再除以2。以春季為例，季節變遷速率為4 月份的SST 變化趨勢與5 月和3 月溫度中央差分的比值。計算獲得的正（負）值表示季節提前（延后）的天數。

關于海洋熱浪，本研究采用的識別方法是Hobday et al.（2016）定義的固定基準期內相對閾值法，即利用逐日的全球海溫衛星遙感數據（OISST）以30 年（1982～2011 年）基準期內日變化的第90 百分位數的海溫為熱浪閾值，且連續超過閾值不少于5 天（允許異常增暖期間溫度短暫地低于閾值，但不能連續超過2 天）。海洋熱浪一旦發生，可用一系列指標來定量描述海洋熱浪的特征，包含熱浪的平均強度、持續時間、最大強度、累積強度、發生頻次等。

3 結果與分析

中國近海位于東亞季風區，自北向南跨越了溫帶、亞熱帶和熱帶，包括暖溫帶的渤海和黃海、亞熱帶的東海和臺灣海峽、南海北部陸架以及熱帶的南海大部（圖1）。受東亞季風影響，中國近海大部分區域冬季干冷，夏季暖濕，春秋季為交替季節。冬季盛行基本沿海岸線分布的北風，其中長江口以北為來自大陸的西北風，以南為東北風。夏季以西南風為主，平均風速較冬季小，隨著南海夏季風爆發，雨帶逐步向北推進。中國近海夏季還受到西北太平洋副熱帶高壓的控制，天氣晴朗少云，太陽輻射強烈，同時由于海面風速降低，使蒸發造成的熱量損失減少，容易發生海洋熱浪。此外，中國近海環流系統也受到北太平洋西邊界流黑潮及其分支變化的影響。黑潮源自菲律賓東部海域，自南向北流經臺灣島的東部海域，沿著琉球群島北側繼續往東北方向流動，并把大量的熱量從低緯輸運到高緯海域，將熱帶的氣候信號傳遞到中高緯度海區。中國近海獨特的地理位置和氣候條件使得其在全球變暖背景下發生了顯著的升溫等變化。為了便于分析，文章根據地理位置和氣候環境條件的相似性將中國近海區域劃分為東中國海（包括渤海、黃海和東海，23°～43°N，118°～130°E）和 南 海（2°～23°N，108°～120°E）。

圖1 中國近海（a）冬季和（b）夏季海表面溫度（SST，藍色等值線，單位：°C）、低層925 hPa 風場（紅色矢量，單位： m s-1）和上30 m層海洋環流（綠色矢量，單位：m s-1）氣候態（1981～2010 年）分布，黑色方框代表東中國海（包括渤海、黃海和東海，23°～43°N，118°～130°E）和南海（2°～23°N，108°～120°E）。Fig.1 Climatology (1981-2010) of sea surface temperature (SST, blue contours, units: °C), wind field at 925 hPa (red vectors, units: m s-1), and upper 30-m ocean current (green vectors, units: m s-1) in the (a) winter and (b) summer in coastal China seas.The black boxes denote the East China Seas (including Bohai, Yellow Sea, and East China Sea, 23°-43°N,118°-130°E) and South China Sea (2°-23°N, 108°-120°E).

3.1 海溫變化

3.1.1 海溫變化的觀測研究

已有的大量研究揭示了整個西北太平洋尤其是中國近海的顯著升溫現象（張秀芝等, 2005; 蔡榕碩等, 2006; 馮琳和林霄沛, 2009; Cai et al., 2016; Cai et al., 2017）。采用最新資料分析的結果顯示，1960～2022 年期間，中國近海年平均SST 上升了1.02°C±0.19°C，其中東中國海平均SST 上升了1.45°C±0.32°C，而冬季SST 的增加尤為突出，近2°C（圖略）。這表明，半個多世紀以來，中國近海出現明顯的升溫趨勢，并以冬季的東中國海為顯著。為此，文章進一步分析全球和中國近海冬、夏兩季海溫的變化。圖2 為1960～2022 年冬季（12、1 和2 月）和夏季（6、7 和8 月）全球海洋和中國近海SST變化趨勢空間分布和時間序列。由圖可見，在全球變暖背景下，全球大部分海區呈現變暖趨勢，包括印度洋、北太平洋、南太平洋西部和北大西洋，僅南大洋高緯度海區和熱帶東太平洋變暖趨勢不明顯或有微弱的變冷趨勢（圖2a）。另外，在副熱帶大洋西邊界流區域均出現顯著的升溫現象，如北太平洋的黑潮區、南太平洋的東澳大利亞流、北大西洋的灣流區、南大西洋巴西流和印度洋的阿古拉斯流海區。這與Wu et al.（2012）的研究結果類似，即過去百年來大洋西邊界流海區的升溫速率是全球海洋平均的2～3 倍。1960～2022 年期間，東中國海冬季（夏季）上升了1.95°C±0.38°C（1.26°C±0.32°C），升溫速率達到0.31（0.20）°C/10a，是同期全球海洋平均的2～3 倍（表2）。東中國海升溫速率最大區域位于東海的長江河口附近至臺灣海峽南部海域（Cai et al., 2016, 2017）。相對而言，南海SST 升溫速率小于東中國海，冬、夏季升溫速率分別為0.19°C/10a和0.14°C/10a，但也高于全球平均水平（表2）。

表2 東中國海和南海SST 在不同時期的升溫速率 （單位：°C/10a）Table 2 Warming rate (units: °C/10a) during different periods in the East China seas and South China Sea

分析也顯示，中國近海SST 的升溫并非是單調的上升，在全球變暖不同時期還表現出很大的差異。全球平均表面溫度在20 世紀70 年代末到90年代末快速升溫，被稱為全球變暖的加速期；而在21 世紀初期（1998～2013 年）升溫速率發生了短暫的停滯或減緩，被稱為變暖減緩期；2014 年以后全球氣候變暖似乎又進入一個新的上升時期（Dai et al., 2015; Su et al., 2017）。中國近海尤其是東中國海SST 在全球變暖的不同時期均表現出增強的響應特征（Tan et al., 2021）。具體為，在全球變暖加速期（1979～1998 年），東中國海SST以更快的速率上升，冬季升溫速率達到0.62°C/10a，是全球平均水平的5 倍以上。而在全球變暖減緩期（1998～2013 年）, 東中國海又表現出顯著的冷卻態勢，冬季降溫速率達到-0.39°C/10a，同樣顯著高于全球平均。2013 年以后，隨著全球變暖減緩期的結束，東中國海SST 又以空前的上升速率增加（冬季達到0.89°C/10a）。此外，南海的變暖速率雖然低于東中國海，但仍然高于全球平均水平。由此可見，中國近海尤其是東中國海是全球氣候變化的敏感區，并有明顯的年代際和年際變化特征。這既與全球變暖緊密相關，也與其獨特的地理位置和氣候環境條件有關。

上述分析顯示，中國近海除了有顯著的升溫趨勢外，還有明顯的年代際和年際變化。因此，為進一步了解中國近海SST 的年代際和年際變率，文章采用小波分析方法對中國近海SST 的變化周期加以分析。圖3 為中國近海冬、夏季SST 序列的小波系數實部譜。小波系數實部絕對值大小的物理意義表示周期信號的強弱。由圖3 可見，小波系數實部譜揭示了中國近海SST 的主要周期、強度和位相轉換在時間域上的變化。換言之，中國東部海域SST 的變化在小波實部具體數值上有顯著的年際和年代際變化周期。在年際尺度上，冬、夏季SST 均具有明顯的準2 年和3～7 年的變化周期，前者對應準兩年振蕩（quasi-biennial oscillation，QBO），后者與ENSO 的變化周期類似。值得注意的是，在20 世紀80 年代以后，這兩種年際變化信號融合在一起，并大體表現為一種3～4 年的年際變化周期。這可能與ENSO 在20 世紀70 年代末以后活動變得較為頻繁有關，這也表明ENSO對中國近海SST 年際變化的影響可能正在加強，但具體過程還有待進一步研究。

圖3 1960～2022 年中國近海（a）冬季和（b）夏季SST 序列的小波實部譜。Fig.3 Wavelet real part spectra of sea surface temperature in the (a) winter and (b) summer in coastal China seas during 1960-2022.

已有的研究表明，不同類型ENSO 事件對中國近海SST 的影響也存在明顯的差異（Liu Q Y et al., 2014; Tan et al., 2016）。El Ni?o 發展到成熟期后，南海SST 會出現“雙峰型”增溫特征，即El Ni?o 達到頂峰后的2 月和8 月南海SST 會有顯著的正異常變化，并且由El Ni?o 引起的大氣和海洋環流異常分別是這兩次增溫過程的主要貢獻者（Wang et al., 2006）。相 對 而 言，中 部 型El Ni?o（El Ni?o Modoki）引起的南海“雙峰型”升溫持續時間較短，顯著影響區域位于西部邊界流（Liu Q Y et al., 2014）。此外，El Ni?o 與中國東海SST 有6～8 個 月 的 滯 后 正 相 關（Wu et al.,2017），而中部型El Ni?o 則會導致中國近海尤其是黑潮流域秋季出現冷異常（Tan and Cai, 2014;Tan et al., 2016）。在 年 代 際 尺 度 上，中 國 近 海SST 主要表現為大約16 年的低頻振蕩特征，這可能與太平洋年代際振蕩（PDO）有關，但又有所不同，這是因為PDO 的振蕩周期一般是20～30 年（Mantua and Hare, 2002）。中國近海在全球變暖不同時期的升溫速率與PDO 的位相轉換密切相關。PDO 在1970 年代末進入正位相，并分別在1980年代和1990 年代中期達到頂峰，并在1990 年代末轉為負位相。中國近海升溫最迅速的兩個時期分別是PDO 處于正位相最大值的時期，1990 年代末以后中國近海溫度的下降趨勢也與PDO 進入負位相的時期基本一致。2014 年以后，隨著PDO 再次轉為正位相（Su et al., 2017; Tang et al., 2020），中國近海也再次進入快速升溫時期，并伴隨著頻繁發生的海洋熱浪。相關分析表明，東中國海冬季SST序列10 年滑動趨勢與PDO 指數具有顯著的相關性（相關系數為0.55，超過99%信度檢驗），而與AMO 指數的關系不大（Tan et al., 2021）。這表明中國近海的年代際變暖速率很可能受到PDO 位相的調制。

3.1.2 海溫變化的影響機制

研究認為，氣候變化背景下中國近海尤其是東中國海SST 變化受到很多因素的影響，包括東亞季風、黑潮、副熱帶高壓、太陽輻射，以及陸地徑流等因素（Cai et al., 2017; 蔡榕碩等, 2022a）。由于中國近海地處東亞季風區和西北太平洋邊界流黑潮的影響區，因此，文章重點關注東亞季風和黑潮的變化及其影響。一方面，東亞季風低層大氣環流的變動可通過影響海氣界面的潛熱和感熱通量的變化，引起中國近海上層的熱量和SST 變化，因此東亞季風的強弱變動可通過影響中國近海上空氣溫和風速的變化而引起海溫的異常。其中，冬季，強烈的西北風攜帶大量冷空氣從歐亞大陸吹向中國近海，夏季西南季風攜帶暖濕氣流從熱帶吹向中緯度海區。另一方面，中國近海位于北太平洋副熱帶西邊界流黑潮影響區域。黑潮實際上是熱帶太平洋北赤道流向西流至菲律賓群島東部海域后的北向支流，流經臺灣島東北部發生彎曲，部分暖水入侵東中國海陸架海域，并通過東中國海的環流系統將熱量傳輸至該海域，同時黑潮又通過呂宋海峽入侵南海北部。其中，臺灣島以東黑潮的經向流量（熱量和體積）是影響東中國海海溫的重要因子之一（Wu et al., 2012; Cai et al., 2017）。由此可見，東亞季風和黑潮是中國近海SST 變化的重要影響因子，并主要通過海氣熱通量和海洋熱動力等過程而產生作用（馮琳和林霄沛, 2009; Zhang et al., 2010; Cai et al.,2017; Moon et al., 2019）。

圖4 為中國近海SST 和東亞季風低層（925 hPa）風場的主要模態（為節省篇幅，本節主要以冬季為例）在年代際和年際尺度上均表現出顯著的負相關關系（蔡榕碩等, 2011; Cai et al., 2017; Tan et al.,2021）。從圖4a、b 可以清晰地看到，中國近海冬季SST 有明顯的年代際變化特征，顯著區域位于東中國海，而東亞冬季風年代際最顯著的信號是東中國海上空來自中國大陸的西北風，兩者的相關系數達到-0.89。東亞冬季風在1980 年代進入負位相并開始減弱，中國近海SST 也在1980 年代中期轉為正位相并開始上升，考慮到SST 對大氣強迫響應的滯后過程，東亞冬季風年代際減弱很可能是中國近海尤其是東中國近海冬季SST 迅速升溫的重要因素。這表明，近幾十年來東中國海增強的變暖與東亞季風的年代際減弱關系密切。東亞季風在1970 年代末開始減弱并在2000 年以后有所加強（丁一匯等, 2018），上述中國近海SST 的年代際變化也與之相似。從圖4c、d 可看出，中國近海SST 和東亞低層風場的年際變化也有較為一致的耦合關系，相關系數高達-0.81。這也說明，不論是年際還是年代際尺度，中國近海SST 的變化與東亞冬季風有密切關系；并且，這種關系不依賴于線性變化趨勢。

一般地，當東亞冬季風強（弱）時，會帶來大（少）量冷空氣，使中國近海特別是東中國海低層氣溫偏低（高）并伴隨風速的增大（減弱），海氣溫差增大（減小），并且由風速變化引起的蒸發量增大（減小），將引起從海洋向大氣釋放的潛熱通量和感熱通量增多（減少），最終導致SST 降低（升高）。因此，東亞冬季風的變化也將對中國近海的海氣熱通量產生明顯的作用，進而影響SST的變化。一般地，中緯度海域的海氣相互作用主要表現為大氣對海洋的作用，而熱帶海域則主要表現為海洋對大氣的作用。這是由于熱帶海域如南海的上層海洋熱含量較大，SST 較高（26°C 以上），SST 升高可降低海面上空大氣的靜力穩定度，使得大氣垂向混合增強。而較高的SST 可以通過潛熱和感熱對大氣低層加熱，從而降低局地海平面氣壓，相應的氣壓梯度使風場發生調整。由于東中國海的大部分海域為200 m 以淺的陸架海域，且黑潮之外海域上層海洋熱含量較小，不容易引起對流活動，其上空低層大氣環流主要受中緯度環流系統支配，相對穩定，并受大陸性系統的影響明顯，季節和年際變率很大，東亞季風受中緯度大氣環流的影響很大，而局地影響較小，因此，從傳統理論上來看，東中國海及附近海域的海氣相互作用主要應表現為東亞季風對SST 的影響，但由于東中國海的長期升溫變暖，有熱帶化的現象（Cai et al., 2016），這有可能使得該海域海氣相互作用產生異常現象。簡言之，有關東亞季風的變化及其通過海氣熱通量對中國近海尤其是東中國海SST 的影響過程、機制將進一步研究并另文報道。

圖5 為1958～2008 年，臺灣島東部冬、夏季黑潮（23°N 斷面）上層（200 m）海洋經向流速的氣候態及長期變化趨勢。臺灣島東部的黑潮區斷面寬度在121.5°E～123°E 左右，經向流速較大，200 m以淺的流速在0.4 m s-1以上，近表層流速則可以達到0.5 m s-1以上；并且，夏季流速要大于冬季。冬、夏季，黑潮流域200 m 深度以淺的經向流速在1958～2008 年間均有顯著的加強的趨勢，且深度越淺變化趨勢越大。圖6 為源地黑潮（18°N 斷面）經向流量的年際和年代際變化。從圖中可以更易看出，源地黑潮（18°N 斷面）經向流量在1976/77 年后有增強趨勢。雖然黑潮經過23°N 斷面的流量一般小于18°N 斷面，這主要是因為源地黑潮（18°N 斷面）北流過程中，一部分通過呂宋海峽進入南海，另一部分作為主干繼續北上。但由于23°N 斷面的經向流量可反映黑潮經向輸運對東中國海影響的流量指標。因此，從圖5、6 所示的黑潮經向流量的長期趨勢可看出，自1970 年中后期黑潮暖水向北輸運增強，有利于從臺灣海峽到東中國海的變暖趨勢。

此外，圖6 還顯示，黑潮的經向熱輸送也有顯著的年代際和年際變化特征，尤其是黑潮的經向輸運在1970 年代中后期開始明顯增加，并持續至1990 年代中期達到頂峰，在1990 年代末期后至2004 年左右黑潮的經向輸送量出現減弱，2004 年后又有增加的現象（蔡榕碩等, 2013, 2015; 齊繼峰等, 2014 ），這與全球海洋和中國近海海溫的年代際變化也是基本一致的。

值得關注的還有東亞季風和黑潮對中國近海SST 的共同影響機制。圖7 為1958～2008 年中國近海冬季上30 m 層流場氣候態分布及冬季上30 m層流場對東亞冬季風低層風場PC1 回歸的空間分布。如圖4a、b 所示，東中國海（渤海、黃海和東海）的年代際升溫除了與圖4b 中風場PC1 代表的東亞季風年代際減弱明顯相關外，還與圖7b 紅色箭頭所示的黑潮暖水入侵東中國海陸架的分支及經過呂宋海峽進入南海北部的黑潮支流有密切關系。換言之，黑潮暖水入侵東海陸架海域和南海北部有利于中國東部海域的年代際升溫。這是因為中國東部海域上空東亞冬季風（西北風）年代際減弱產生的埃克曼（Ekman）流（向南）變弱，從而有利于黑潮入侵東海陸架海域，進而對SST 年代際的上升有顯著貢獻。同樣，由于東亞夏季風向朝北，當東亞夏季風處于年代際減弱時，其產生向東的埃克曼流也處于減弱中，有助于黃海逆時針環（暖）流的加強（圖略），也有利于黑潮暖水入侵東中國海及SST 的上升（Cai et al., 2017）。

3.2 變暖影響

3.2.1 變暖對物候的影響

IPCC AR6 指出，氣候變暖已經嚴重影響海洋生物和生態系統，包括海洋生物的繁殖、生長和遷徙等生命周期，以及物種的地理分布和季節性演替規律等（Cooley et al., 2022）。其中，海洋的升溫變暖將引起海洋地理等溫線的變遷，而海洋地理等溫線的移動速度和方向是與生態系統和生物多樣性緊密相關的氣候關鍵指標。這是因為對于海洋生物而言，跟隨等溫線移動才能保持其生態位并適應溫度的變化（Burrows et al., 2011）。海溫升高使得海洋地理等溫線向極區方向移動。研究表明，自1960 年以來，全球海洋氣候變化速度為21.7 km/10a，其中，熱帶海域和北極/亞北極氣候變化速度要顯著高于其他海區。觀測數據顯示，熱帶海域魚類等游泳動物的遷移速度最快，平均向極移動速度達到59.2±15.5 km/10a，這與等溫線的氣候變化速率較為一致（Cooley et al., 2022）。

按照蔡榕碩和付迪（2018）的研究方法，本研究基于高分辨率的ERA5 海溫再分析資料，更新了中國近海冬、夏季地理等溫線移動速度的分布圖（圖8）。結果表明，1960～2022 年，中國近海地理等溫線普遍沿著梯度方向朝北方移動，即地理等溫線已偏離自然氣候條件下的位置而向原來溫度相對較低但現在明顯變暖的海域遷移；并且，低緯度海區的地理等溫線移動速率要明顯高于較高緯度的海區，這是因為低緯度海區的溫度梯度較小（公式2），導致中國近海逐步出現熱帶化的現象。同時，地理等溫線還有朝著海岸線方向移動的趨勢，如南海的等溫線向西北方向移動，而東海的等溫線則跨越陸架海區向岸線移動。在黑潮流域，由于主流區域海溫較高，溫度梯度向兩側遞減，等溫線因而也向兩側方向遷移。盡管東中國海冬季升溫趨勢顯著，但由于溫度梯度較大，等溫線移動的速率僅約20 km/10a（圖8a），與全球平均水平相當。夏季，由于溫度梯度相對較小，等溫線移動速率明顯增大，超過50 km/10a，并向黃海、渤海方向移動（圖8b）。

海溫的普遍上升還導致季節性物候發生明顯變化。圖9 為中國近海春、秋季物候的變遷情況，正值和負值分別表示提前和推遲時間（天）。由于顯著的升溫趨勢，1960～2022 年，東中國海近岸海域（從臺灣海峽北部到黃海）春季提前了5 d/10a以上，南海北部平均提前2～3 d/10a，而南海東部及南部平均春季的時間提前3 d/10a 以上（圖9a）。秋季，東中國海和南海北部近岸大部分海域平均推后3～5 d/10a。需要指出的是，由于熱帶海域較低的季節內變率，計算獲得的季節性物候變遷速率偏高，絕對值超過20 d/10a （圖9b 陰影），該區域的部分結果可能具有較大的不確定性（Burrows et al., 2011）。總體而言，氣候變暖背景下中國近海大部分海區的物候春季提前和秋季推遲，這表明了溫暖期的延長和寒冷期的縮短。

圖9 1960～2022 年中國近海（a）春季（4 月）和（b）秋季（10 月）的季節變遷速率（單位：d/10a ）。正值（負值）表示提前（推遲）時間；圖b 斜線區域表示不確定性較大的區域。修改自蔡榕碩和付迪（2018）；采用ERA5 數據更新至2022 年。Fig.9 Speed (units: d/10a) for the seasonal shift in the (a) spring (April) and (b) autumn (October) in coastal China seas during 1960-2022.Positive(negative) values denote the timing of advancement (delay).The areas with diagonal lines in Fig.b indicate large uncertainty.Modified from Cai and Fu(2018); updated to 2022 using ERA5.

3.2.2 變暖對生態的影響

全球海洋從沿岸到近海、大洋分布有各種各樣的生態系統。然而，氣候變化的影響正在加劇。預計到本世紀末，幾乎所有類型的海洋和海岸帶生態系統都將處于高或很高的風險水平（Bindoff et al.,2019; 蔡榕碩等, 2020a, 2022a）。其中, 有的變異是由緩發性的升溫變暖引起的，如物種地理分布的變遷和海洋初生產力的變化，而有的災害則主要由突發性頻繁發生的極端高海溫事件所導致，如暖水珊瑚大規模化白化、死亡。中國近海變暖背景下地理等溫線的遷移和季節性物候的改變對海洋生物及生態系統具有重要意義。一般而言，海洋生物為了保持其生態位而需要處于最適溫度區間。地理等溫線的遷移意味著海洋生物為適應海洋變暖而將隨其遷移而移動，這將改變海洋生物的地理空間分布以及區域內海洋生物的群落結構、物種豐富度和多樣性等。海水變暖引起的春季物候提前促使浮游生物群落在傳統的春季之前開始更替，并為浮游植物水華（藻華）的頻繁暴發提供了必要的生物條件。浮游植物是地球生物的重要組成部分，但頻繁暴發的藻華如赤潮、綠潮等也會對海洋生態系統和漁業生物資源等構成嚴重威脅。對于浮游植物而言，在近岸營養鹽充足的條件下（富營養化），春季海水的提早變暖有利于水體中藻類的生長，其中甲藻數量增速快于硅藻，微型浮游植物迅速演替為優勢種（蔡榕碩, 2010; 唐森銘等, 2017; 蔡榕碩等, 2022a）。而浮游動物群落結構的變化，如暖溫種豐度的提前消退，降低了對浮游植物的攝食壓力，使得浮游植物和浮游動物之間的食物鏈和生物量等失衡，并且前冬低空風場的減弱有利于近岸海水營養鹽的累積，為翌年春、夏季浮游植物的暴發性增殖提供了充分必要的基礎條件，而近岸浮游植物的藻華也極易隨之形成并頻繁暴發（蔡榕碩, 2010; Xu et al., 2011;蔡榕碩等, 2022a; Guo et al., 2023）。

其次，海洋變暖使得海水中的溶解氧更易釋出，并增強海水的層結，阻礙表層氧氣向下層輸送，引起溶解氧濃度下降（Huang et al., 2018），并且大規模藻華的頻繁暴發還將進一步加劇底層水體缺氧，使得對氧氣有較高需求的海洋生物（如游泳動物）更易因缺氧而窒息死亡。觀測數據表明，我國長江口和珠江口外海域均存在季節性的低氧區，面積有不斷擴大的趨勢（Wei et al., 2017）, 并造成嚴重的海洋經濟損失（蔡榕碩等, 2020b）。上述研究也顯示，隨著氣候變暖的加劇，未來海洋氣候環境條件的變化將更有利于有害藻華和赤潮藻物種如甲藻的增殖。換言之，海洋變暖為有害藻華的暴發提供了更有利的基礎條件。例如，與歷史時期相比，預計到2040 年代，由于海洋升溫、海面風場變弱和春季物候提前等原因，使得長江口附近海域浮游植物有害藻華的發生有突破氣候臨界點的風險，暴發頻次可能發生躍變式的增加，并產生一系列不可逆且當前還難以量化的生態災害（蔡榕碩等, 2022a;Guo et al., 2023）。因此，季節性物候的變遷除影響浮游動植物優勢種的演替發生異常以及浮游動植物之間攝食平衡外，還將通過食物鏈進一步影響到游泳動物的群落結構。

此外，季節性物候的變遷正在并將繼續影響漁業資源的主要組分即游泳動物的生物學特征、種群數量以及空間分布與群落結構，包括物種北移、繁殖季節提前、產卵和洄游時間的改變等。其中，黃海冷溫性魚類如大頭鱈分布的北移，冷溫性漁業資源種群密度下降，分布區明顯萎縮（蔡榕碩等,2022b）。海洋變暖背景下本地物種外移后的缺位以及外來物種的入侵，將對局地乃至區域的漁業資源和海水養殖業帶來較大的影響。例如，原本分布于赤道附近海域的熱帶暖水種蘇門答臘金線魚（Nemipterus mesoprion）已可在南海北部灣觀測到（黃梓榮和王躍中, 2009）；臺灣海峽也頻繁發現熱帶海域南海暖水種，1986～1997 年閩南—臺灣淺灘漁場的暖溫性和暖水性魚類的比例分別下降或升高10%～20%（戴天元, 2004）；在中緯度海域，隨著冷水性物種的棲息地的縮小或北退，黃海小黃魚種群也已觀測到向北遷移等（李忠爐等, 2012;Ma et al., 2019），黃海魚類群落暖溫性優勢種分布區明顯北移（ 單秀娟等, 2017）。

未來隨著海洋持續變暖，中國近海絕大多數魚類的棲息地范圍將向北移動，魚類物種豐富度的分布格局將可能有較大變化，物種的周轉或演替構成了時間尺度上物種多樣性變化的主要組分（Hu et al., 2022）。東中國海的主要漁業資源中心還將繼續北移，而黃海、渤海的重要冷溫性漁業資源如大頭鱈和玉筋魚等重要種類將進一步衰退，甚至枯竭，而主要分布于黃海和東海的重要漁業經濟種如藍點馬鮫和三疣梭子蟹的棲息地也將北移并有縮小的風險，長江口和黃河口漁業生態系統健康水平將明顯降低（蔡榕碩等, 2020b, 2022b; Liu et al., 2022; Yan et al., 2022）。然而，大部分海洋生物的遷移終將受到海岸線的阻隔，遷徙的生物在到達陸海分界線之后將“無處可去”，最終可能因無法適應海水溫度的持續上升而在本地區內消失或滅絕（Burrows et al., 2011; Cooley et al., 2022）。

3.3 海洋熱浪

中國近海顯著的升溫變暖也是導致海洋熱浪頻繁發生的重要成因（繆予晴等, 2021; Yao et al.,2020; 王慶元等, 2021; Li et al., 2023a）。然而，相對于相鄰中國東部大陸上的高溫熱浪，海洋熱浪受到的關注較少，但其影響卻愈發嚴重（蔡榕碩等,2022b）。2016 年8 月，東中國海發生了破紀錄的極端海洋熱浪，區域平均的SST 上升幅度超過2°C（2 倍標準差），28.5°C 等值線北伸至36°N ，接近山東半島，為有記錄以來的最北端（Tan and Cai, 2018）。隨后，2017 和2018 年的夏季，東中國海又連續2 年發生嚴重的夏季海洋熱浪（Gao et al., 2020; Yan et al., 2020）；2022 年夏季，東中國海再次暴發極端海洋熱浪（Tan et al., 2023）。持續的極端海洋熱浪對海洋生態系統造成嚴重影響并給近岸海水養殖業帶來嚴重的經濟損失（蔡榕碩等, 2020b; Li et al., 2022）。2020 年夏季，南海也發生了長時間的海洋熱浪，熱浪天數超過60 天，并造成了北部灣潿洲島、海南島西北部近岸和西沙群島等海域珊瑚的大規模白化和死亡（Feng et al.,2022; Lyu et al., 2022）。

3.3.1 海洋熱浪的演變特征

圖10 為基于1982～2022 年高分辨率逐日衛星遙感數據（OISST）計算獲得的中國近海海洋熱浪持續時間和平均強度的氣候態分布及變化趨勢。由此可以看出，南海北部（尤其是北部灣）和東海的長江口鄰近海域是海洋熱浪發生最頻繁的海區，平均每年發生熱浪的天數達25 天以上（圖10a）。在海洋熱浪發生的強度方面，中國近岸海域尤其是北部灣、臺灣海峽、長江口及黃渤海區普遍較強，熱浪平均強度超過2°C（圖10b）。1982～2022 年，中國近海海洋熱浪的發生頻率和強度表現出顯著的增強趨勢。南海北部和東海大部分海區熱浪發生天數和強度平均每十年增加20～30 天和1°C（圖10c、d），這與最近四十年來全球表面溫度幾乎每十年就上升一個臺階（即相對于工業革命前，升溫0.48°C、0.70°C、0.82°C、1.09°C）基本同步（IPCC，2021）。并且，中國近海發生的海洋熱浪變得持續時間更長、范圍更廣、強度更大（圖10、11）。特別是，最近十年（2010～2019 年期間）東中國海、南海5～9 月海洋熱浪平均發生頻率的百分比為20.0%和36.2%，分別是1980 年代（1982～1989 年，1.0%和7.8%）的20 倍和4 倍。2015 年以后，中國近海海洋熱浪似乎進入了一個高發期，其中，2016、2017、2020、2021 和2022 年，東中國海海洋熱浪年發生天數均超過50 天，并以春季和夏季最為顯著（圖11a），而2020～2022 年東中國海夏季海洋熱浪更是激增至平均20 d/a（圖10、11）。類似的，自2015 年以來，南海的海洋熱浪年發生天數也進入一個連續的高發期（圖11b）。與此同時，與海洋熱浪相反的是海洋極端冷事件的發生頻率正在急劇減少，強度也在趨于減弱（Yao et al.,2022; Li Y et al., 2023a）。

圖11 1982～2022 年東中國海和南海（a，b）海洋熱浪持續天數的四季長期變化以及（c，d）5～9 月海洋熱浪年代際頻率百分比和海溫異常（相對于1982～2011）變化。Fig.11 (a, b) Seasonal series of marine heatwave duration, (c, d) decadal frequency percentage, and sea surface temperature anomalies in East China seas and South China Sea during 1982-2022.

3.3.2 海洋熱浪的發生機制

海洋熱浪的形成原因眾多，機制較為復雜。不同海域海洋熱浪發生機制差別較大，即便同一海域，每次發生海洋熱浪的原因也可能不同。但大致可分為兩類：一是大氣強迫，二是海洋動力過程（Holbrook et al., 2019; 胡 石 建 和 李 詩 翰, 2022）。大氣強迫主要包括太陽輻射、感熱、潛熱和風應力等。海洋動力過程包括海流異常導致的暖平流增強、混合層變淺和海洋層結增強、上升流減弱和Ekman 抽吸等。中國近海夏季同時處于強大的西太平洋副熱帶高壓系統（副高）和海洋副熱帶西邊界流黑潮的共同影響下，大氣強迫和海洋動力過程均非常重要。一方面，在副高控制區域內，云層稀薄、風力減弱，使得更多的太陽短波輻射抵達海洋表面，加熱上層海洋；同時海面風場減弱又會抑制海洋上層的混合和蒸發，導致海洋上層層化加強和混合層變淺，有利于熱量快速聚集，容易引起熱浪發生。另一方面，在大氣低層異常的反氣旋環流影響區內，由于Ekman 效應有利于黑潮暖水入侵中國近海，同時上層海洋異常的反氣旋環流使得熱量在近海區域輻聚，從而導致海洋熱浪得到進一步的維持（圖12、圖13）。

圖12 東中國海夏季7～8 月海洋熱浪發生時的大尺度SST 異常（填色，單位：°C）、850 hPa 風場異常（矢量，單位：m s-1）和500 hPa副高5860 等值線（藍色實線， 綠色實線為氣候平均）的合成分析, 選擇的10 個負位相IOD 年（月平均IOD 指數小于-0.5°C）為 2022、2021、2016、2013、2010、2004、2001、1998、1996 和 1990 年，異常相對于1982～2011 年，打點區域為海溫異常信度高于90%的區域。引自Tan et al.（2023）。Fig.12 Composited differences in the sea surface temperature anomaly during July-August (color, units: °C), 850 hPa wind anomalies (vector, units:m s-1), and 500 hPa contour line for 5860 gpm (blue line, green line denotes climate mean) between ten cases of significant negative IOD events,defined as monthly IOD index of less than -0.5°C (including 2022, 2021, 2016, 2013, 2010, 2004, 2001, 1998, 1996, and 1990) and climatological mean condition.Dots denote SST anomalies above the 90% confidence level.Cited from Tan et al.(2023).

圖13 夏季大尺度SST 異常（填色，單位：°C）、850 hPa 風場異常（矢量，單位：m s-1）和500 hPa 副高5880 gpm 等值線的合成分析，選擇6 個厄爾尼諾衰減年（1983、1988、1998、2010、2015、2016 年）和拉尼娜衰減年（1985、1989、1999、2000、2008、2011 年），藍色（綠色）實線為厄爾尼諾（拉尼娜）年副高5880 gpm 等值線，打點區域為海溫異常信度高于90%的區域。引自Tan et al.（2022）。Fig.13 Composited differences in the summer sea surface temperature (SST) anomaly (color, units: °C) and 850 hPa wind anomalies (vector, units:m s-1) between six El Ni?o decay years (1983, 1988, 1998, 2010, 2015, and 2016) and six La Ni?a decay years (1985, 1989, 1999, 2000, 2008, and 2011).The blue (green) line represents the 5880-gpm contour line at 500 hPa during El Ni?o (La Ni?a).Dots denote SST anomalies over 90%confidence level.Cited from Tan et al.(2022).

誘發海洋熱浪發生的局地海洋和大氣過程還受到氣候系統內部模態和人類活動排放溫室氣體造成的長期升溫趨勢的影響。大尺度氣候系統模態，如ENSO、印度洋偶極子（Indian Ocean Dipole，IOD）和大氣季節內振蕩（MJO）均可以通過大氣強迫或遙相關對局地海洋熱浪的形成產生影響（張小娟和鄭飛, 2022）。南海海洋熱浪具有明顯的年際變化特征，并與ENSO 關系密切。在El Ni?o 發生次年的夏季，南海通常會發生大規模的極端海洋熱浪（如1998、2010 和2016 年）；而在La Ni?a次年的夏季，較少發生（如1989、1999、2000 和2011 年）（圖13）。在El Ni?o 達到成熟期的第二年夏季熱帶西太平洋溫躍層變淺、開爾文波傳播和上升流減弱等海洋動力過程可為南海海洋熱浪事件的發生創造有利的條件（Yao and Wang, 2021;Liu et al., 2022）。并且，全球變暖背景下，南海平均溫度的上升將進一步抬升該海域海洋熱浪發生的強度和頻率。因此，即便是較弱的El Ni?o 事件也能導致極端海洋熱浪的發生，如2015 年夏季。相對而言，東中國海海洋熱浪的暴發可能與El Ni?o的發生有一定關系，但與熱帶印度洋海溫異常（IOD）的關系可能更為密切（Tan and Cai, 2018;Li et al., 2022）。例如，在連續三年的La Ni?a 事件之后（該事件通常認為可導致海表面溫度下降，Boening et al., 2012），在2022 年夏季東中國海依然暴發了極端海洋熱浪事件（Tan et al., 2023）。這是因為熱帶印度洋春末夏初發展的偶極子事件通過濕絕熱調整激發出暖性開爾文波并向東傳播，使得熱帶東南印度洋印度尼西亞蘇門答臘島附近海域顯著升溫，異常升溫產生的強對流活動可通過Matsuno-Gill（Matsuno, 1966; Gill, 1980）響 應，而引起西北太平洋海域上空反氣旋環流北移并控制東中國海區域，從而有利于海洋熱浪的發生（圖12）（Xiao et al., 2020; Li et al., 2022; Tan et al., 2023）。在El Ni?o 的衰退期，大氣低層的反氣旋環流控制著南海的大部分海域和東海南部部分海域，除了有利于太陽輻射直接對海洋產生加熱作用外，還抑制了對流活動，并且大氣反氣旋環流分別引起南海和黃海、渤海的反氣旋海流，增強了熱帶海域暖流向南海中北部的輸運，以及東中國海北部海水向南的傳輸，前者增加了南海上層熱量的堆積及海洋熱浪發生的強度和頻率，而后者則反之（圖13）。因此，21 世紀以來，特別是2015 年以后El Ni?o 事件的增多增強有利于南海極端海洋熱浪的發生。

此外，由人類活動排放的溫室氣體造成的海洋平均溫度的上升也增加了海洋熱浪發生的頻率和強度。Li D L et al.（2023）通過對發生于2021 年7月西北太平洋破紀錄的極端海洋熱浪的歸因研究指出，人為強迫引起的平均溫度增加使得該極端海洋熱浪發生的頻率增加40 多倍。

3.4 熱浪影響

相對于緩發性的海洋變暖而言，海洋熱浪是突發性的極端高海溫事件，兩者對海洋生物和生態系統均有顯著的影響，但又有較明顯的差異。例如，前者可引起海洋物候和生物氣候的變化，并造成海洋生物及生態系統的緩發性變異，而后者則經常導致突發性的生態災害，包括海洋生物死亡，如珊瑚大規模的嚴重白化和死亡、赤潮等有害藻華的暴發，以及海水養殖業的災害，以及嚴重的社會經濟損失（蔡榕碩等, 2020b）。以下重點關注暖水珊瑚礁面臨的問題。

暖水珊瑚礁主要分布于南北緯約30°之間的熱帶和亞熱帶淺水海域，對于全球環境與生態和人類社會有極其重要的意義。一方面，珊瑚礁僅占海洋底床面積的約0.1%，但卻為超過25%的海洋生物提供庇護所，并為人類社會提供可持續食物、生計和收入等生態價值，包括生物資源、礦物材料、環境調節、文化娛樂、海岸防護以及國土安全等服務功能。因此，全球雖僅約有2.75 億人口生活在距離珊瑚礁30 千米的范圍內，但珊瑚礁的資源支持著全球至少5 億人的生計（Hoegh-Guldberg, et al.,2014）。另一方面，珊瑚礁也是地球上最脆弱的生態系統之一。特別是，近四十年來全球造礁珊瑚消失了約13.5%，約11700 km2，而藻類數量卻增加了約20%，大規模珊瑚白化愈發頻繁，珊瑚礁生態系統已處于明顯的退化當中（Souter et al., 2021）。其中，除了人類活動的破壞，頻繁發生的海洋熱浪是全球和我國珊瑚礁生態系統衰退的重要原因（蔡榕碩等, 2021a; Cooley et al., 2022）。珊瑚礁是由無數的珊瑚蟲的碳酸鈣骨骼在數百至數千年中形成的。珊瑚礁生態系統則由造礁珊瑚蟲、藻類和其他造礁生物共同構成。其中，珊瑚蟲及其蟲黃藻之間的共生關系尤其密切，蟲黃藻通過光合作用為珊瑚蟲提供豐富的營養物質和氧氣，并清除造礁珊瑚生長過程中的代謝廢物。但是，在海洋環境條件劇變的影響下，如極端高海溫事件的頻繁發生可破壞珊瑚宿主與蟲黃藻之間的共生關系。當珊瑚失去體內共生的蟲黃藻或無法恢復共生關系時，將導致珊瑚組織中蟲黃藻的密度急劇下降，珊瑚蟲也將失去主要的營養物質和能量來源；與此同時，珊瑚蟲也將因失去共生的蟲黃藻及體內色素而暴露出白色骨骼，從而由五彩繽紛變為白色，即珊瑚白化或者死亡。例如，1998 年極端ENSO 事件中，異常的高海溫導致全球珊瑚礁發生大面積白化，甚至死亡，其中印度洋中部超90%的珊瑚發生白化；2016～2017 年，澳大利亞大堡礁約有一半的造礁珊瑚因海洋熱浪的影響發生白化或死亡，直接導致了造礁石珊瑚覆蓋率大幅降低、魚類等敏感物種減少、群落結構發生改變等（Hughes et al., 2017）。此外，海洋熱浪還會對浮游植物、海草、大型海藻、海鳥和大型海洋哺乳動物等產生不利影響。例如，2016 年阿拉斯加海洋熱浪導致當地發生大規模藻華事件，有毒藻類使得大量貝類中毒并最終導致大量海鳥中毒死亡（Walsh et al., 2018）。

觀測表明，過去幾十年來，中國大陸和海南島的近岸珊瑚消失了80%，而在南海群島和環礁上的珊瑚平均覆蓋率則從60%以上下降到了20%左右（Hughes et al., 2013）。Yu et al.（2006）通過對南沙群島死亡塊狀濱珊瑚的高精度年代測定，發現過去200 多年來南沙群島發生了多次大規模珊瑚死亡事件, 并指出這很可能是由于高海溫引起的珊瑚白化所致。近年來，在中國南海諸島（如南沙、西沙群島）和近岸海域（如海南三亞、臺灣墾丁等地）均發現有不同程度的珊瑚白化（Li et al., 2012;Keshavmurthy et al., 2019）。例如，2020 年夏季南海海洋熱浪導致了北部灣潿洲島、徐聞等地近岸80%以上的珊瑚發生白化（Lyu et al., 2022; Feng et al., 2022）。此外，海洋熱浪還影響到了中國近岸海水養殖業。2018 年8 月，中國黃、渤海發生極端海洋熱浪事件，其中黃海北部的長山群島附近海域SST 超過26°C（最大強度高于氣候平均值5°C），并且持續時間超過20 天。本次事件導致養殖海參大面積死亡，造成經濟損失約150 億人民幣（Li et al., 2023b）。

3.5 未來趨勢

IPCC 報告指出，由人類活動排放大量CO2等溫室氣體引起的氣候變化已經使得全球海洋的物理、化學性質和生物生態發生了顯著的變化，如海洋升溫、海水酸化和缺氧、初級生產力降低等；并且，這種變化還將持續下去（Cooley et al., 2022; IPCC,2021, 2023）。第五次國際耦合模式比較計劃（CMIP5）地球系統模式結果表明，變暖將是不同溫室氣體排放濃度情景下未來百年中國近海的主要特征，并且東中國海的升溫幅度將明顯高于南海。在溫室氣體低、中等和高排放濃度情景（RCP2.6、4.5 和8.5）下，相對于1980～2005 年平均，預計到本世紀末期，東中國海SST 將分別升高0.74°C、1.75°C 和3.24°C（圖14，Tan et al., 2020）。海溫上升還將引起海水中的氧溶解度降低和層化加強以及營養鹽交換減弱，導致海洋初級生產力下降（蔡榕碩等,2022）。未來中國近海的酸化程度與溫室氣體排放情景濃度幾乎呈現高比例的線性關系，但是東中國海pH 下降的幅度將超過南海。綜上，未來中國近海尤其是東中國海將同時暴露于強烈的升溫、酸化、缺氧和初級生產力降低等的共同影響下，這將加劇中國近海面臨的氣候風險。

圖14 2006～2100 年RCP2.6、RCP4.5 和RCP8.5 情景下東中國海和南海（a，b）海表溫度、（c，d）溶解氧（DO）、（e，f）海水pH 和（g，h）凈初級生產力年平均的時間變化序列，陰影顏色為25%～75%的模式間偏差。修改自Tan et al.（2020）。Fig.14 Time series of (a, b) sea surface temperature, (c, d) dissolved oxygen (DO), (e, f) sea water pH, and (g, h) net primary production (NPP) in East China seas and the South China Sea under RCP 2.6, RCP 4.5, and RCP 8.5 during 2006-2100.Modified from Tan et al.(2020).

隨著溫室氣體濃度的持續增加，未來全球海洋熱浪的強度和持續天數都將顯著增加。很多海區甚至可能將出現常態化的海洋熱浪現象。預估表明，RCP8.5 情景下，到本世紀末期，全球升溫3.5°C的情景下，全球海洋熱浪出現的平均頻率將達到工業化前水平的41 倍，熱浪的空間范圍將增加21 倍（Fr?licher et al., 2018）；并且，海洋熱浪的發生頻率將幾乎是RCP4.5 情景的2 倍（Oliver et al.,2019）。在中國近海未來進一步升溫的情景下，中國近海也將面臨更為嚴重的海洋熱浪的影響。例如，相對于工業革命化前（1850～1900 年），到21 世紀末期，渤海、黃海海洋熱浪的年發生天數將超過300 天（RCP4.5）和350 天（RCP8.5），意味著上述區域極端高溫海事件將接近飽和，面臨著發生常態化的海洋熱浪的風險（Yao et al., 2020）。其中，在全球升溫2°C 情景下，2022 年夏季東中國海暴發的極端海洋熱浪事件重現期將可能縮短至幾年一遇（Tan et al., 2023）。換言之，當前偶發的海洋熱浪在未來可能成為常態，這將給大多數的海洋生物和生態系統帶來災難性的影響。因此，未來全球升溫下海洋熱浪的變化將嚴重威脅海洋生態系統。另外，需要指出的是，目前多數海洋熱浪未來變化的預估研究都是采用基于當前歷史時期的閾值標準，由人為溫室氣體排放引起的平均溫度上升會直接增加未來海洋熱浪發生的強度和持續時間，而未來平均海溫的變率可能并未發生很大變化（Oliver et al., 2021）。因此，有研究建議采用動態的閾值標準評估海洋熱浪的變化趨勢（Jacox,2019）。

最近的研究顯示，當前的升溫幅度（1.1°C，相對于工業革命時期）已使得全球五個氣候臨界點處于觸發的危險期，包括格陵蘭冰蓋、西南極冰蓋、低緯珊瑚礁系統、北半球凍土以及巴倫支海海冰，并且隨著全球變暖持續還有多個臨界點即將進入危險期（Armstrong et al., 2022）。與之相關的是，長江河口浮游植有害藻華的暴發和南海珊瑚礁生態系統正在逼近氣候臨界點（蔡榕碩等, 2021a, 2021b;Guo et al., 2023）。研究表明，藻華的暴發除了與緩發性的變暖有關外，還與海洋熱浪有較高的相關性（Yao et al., 2020）。海洋熱浪與海水缺氧的同時發生還有嚴重的協同效應，對生態系統的影響遠高于單一事件（Huang et al., 2018; Yao et al., 2020）。研究表明，隨著全球和中國南海珊瑚礁的明顯退化，珊瑚礁的氣候脆弱性也愈發突出，面臨極高的氣候變化風險（Hoegh-Guldberg et al., 2014; 蔡榕碩等,2021a, 2021b）。當全球升溫1.5°C 時，預計最快可能將在2040 年代發生（SSP5-8.5 情景），全球暖水珊瑚礁將減少70%～90%；當升溫2°C 時，幾乎所有的（>99%）暖水珊瑚礁將會消失（Cooley et al., 2022）。而半封閉的近海生態系統比開放系統對人類活動和氣候變化等外部擾動更為敏感，更易達到系統臨界點，進而觸發系統狀態的改變。因此，保護珊瑚礁等生態系統的“窗口期”正在快速的關閉，如何盡快修復受損珊瑚礁，提高其氣候恢復力（韌性），是人類社會面對的一個亟待解決的科學與社會問題。

4 結論與展望

4.1 結論

近幾十年來，人為氣候變化引起中國近海顯著變暖以及海洋熱浪頻繁發生，并對海洋生物和生態系統產生了一系列嚴重的影響，制約了中國海洋生態文明的建設和沿海地區經濟社會的可持續發展。文章回顧分析了中國近海變暖及海洋熱浪的相關研究進展。主要結論如下：（1）1960～2022 年，中國近海尤其是東中國海有顯著的變暖趨勢，分別上升了1.02°C±0.19°C、1.45°C±0.32°C，且東中國海冬季的升溫已接近2°C；而東中國海在全球變暖加速期（1979～1998 年）或減緩期（1998～2013 年）均有顯著增強的響應特征，遠超全球海洋平均，是全球變化的高度敏感區。（2）東亞季風的減弱和黑潮入侵中國近海的增強是中國近海變暖的重要原因。這是由于東亞季風處于減弱狀態時，埃克曼風生流的變弱有利于黑潮暖水入侵中國近海陸架，并有助于加強夏季東海和黃海的逆時針環（暖）流。（3）中國近海SST 具有準2 年、3～7 年的年際以及約16 年的年代際變化周期，與ENSO 和PDO的變化關系密切，不同類型ENSO 對中國近海SST 的影響也有所不同。（4）氣候變暖引起中國近海地理等溫線向北和向陸方向遷移，導致季節性物候發生變遷，春季提前和秋季延后，并影響海洋生物的生長節律、地理分布、群落結構和生態服務功能力，如甲藻數量增速快于硅藻，微型浮游植物演替為優勢種，漁業資源物種豐富度分布格局有較大變化，絕大多數魚類棲息地范圍向北移動，冷溫性漁業資源種類將進一步衰退，特別是棲息地有萎縮的風險。（5）1982～2022 年，中國近海海洋熱浪趨頻變強，最近十年（2010～2019 年）的變化更為顯著，東中國海、南海5～9 月海洋熱浪暴發天數的平均頻率分別是1980 年代的20 倍和4 倍。其中，北部灣和長江口鄰近海域，南海北部和東海大部分海區熱浪發生天數和強度平均每十年增加20～30 天和1°C。西太平洋副熱帶高壓的變化是中國近海夏季海洋熱浪發生的主要影響因素之一，但海洋熱浪的發生還受到IOD 和ENSO 的調控，并分別以東中國海和南海受到的影響為顯著。（6）在氣候變暖背景下，未來中國近海尤其是東中國海將暴露于強烈的升溫、熱浪、酸化、缺氧和初級生產力降低等的共同影響下，海洋氣候變化的綜合風險將明顯加劇；并且，中國南海珊瑚礁生態系統的大規模白化、死亡和長江口附近海域浮游植物有害藻華的暴發很可能面臨觸發氣候臨界點并發生多米諾骨牌效應的風險。

4.2 展望

在氣候變化和人類活動的共同影響下，中國近海生態系統及沿海地區社會經濟面臨的氣候風險日益增加，尤其是極端海洋熱浪的頻繁發生更是對珊瑚礁等生態系統和經濟社會的可持續發展構成嚴重威脅。盡管目前已采取了一些應對措施，如建立珊瑚礁等自然保護區，采取伏季休漁制度，并開展大量珊瑚移植等修復措施。然而，實踐證明，現有的措施如珊瑚移植修復等亟待采取進一步的變革性方法與行動（Bruno et al., 2018; 蔡榕碩等, 2021a, 2021b;Abd-Elgawad et al., 2023; Mohamed et al., 2023;Okubo, 2023）。按照當前的升溫速率，預計到本世紀中期前，海洋熱浪的發生將遠超珊瑚的熱耐受能力，珊瑚礁等生態系統將很可能觸發氣候臨界點，僅靠采取當前的海洋保護區管理及傳統移植方式很難修復受損珊瑚礁的氣候恢復力，難以面對日益嚴重的海洋熱浪的影響和風險的發生。以下是有關我國海洋領域應對氣候變化的幾點思考及展望。

首先，當前我國還未建立專門的海洋熱浪及災害影響預測、預警和監測系統，這可能是因為對海洋熱浪的危害性及其可預報性，以及風險成因的認識尚不夠深入。例如，東中國海海洋熱浪發生的物理過程、機制及其與大尺度氣候因子的聯系、緩發性海洋升溫疊加突發性海洋熱浪的綜合危害性及其與海洋生態系統暴露度和脆弱性的相互作用機制。其次，僅發展早期預測、預警和監測系統遠不足以應對氣候變化的影響，還必須采取有效的適應與減緩措施。目前采取的海洋自然保護區、伏季休漁制度等措施對海洋生態系統和生物資源的保護雖起到了重要的作用，但值得關注的是，中國東部地區包括近海的春、秋季物候正在發生明顯變遷，因此，相關海域保護區和休漁制度是否需據此做出相應的調整是值得有關決策部門深入調研的問題。第三，鑒于氣候變暖背景下當前的許多適應措施，將很快達到極限（IPCC, 2022）。為此，基于海洋生態系統如珊瑚礁、海草床和紅樹林等的連通性、系統性和可恢復性，我國亟待加強開展基于“自然的解決方案”“自然恢復為主，人工干預/支持為輔”，以及有50～100 年前瞻性的修復行動（蔡榕碩等,2021a, 2021b; Abd-Elgawad et al., 2023; Mohamed et al., 2023），恢復受損珊瑚礁、海草床、紅樹林和鹽沼濕地等重要生境，人為增加海岸帶 “藍碳”生態系統碳匯，發揮其減緩氣候變化的作用；同時，還需從“陸海統籌”的角度考慮，實施從陸地到海洋環境的綜合整治，以及從可再生能源到碳捕獲與封存的減排增匯行動，提高社會應對氣候變化風險的能力。