第八章气候变化和人类活动对气候的影响第一节 气候变化的史实地球上各种自然现象都在不断地变化之中，
气候也不例外。根据观测事实，地球上的气候一直不停地呈波浪式发展，冷暖干湿相互交替，
变化的周期长短不一。前两章所论述的现代气候是地球气候变化长河中的一个发展阶段。研究地球气候变化的历史，弄清现代气候变化的趋势，这一方面具有重大的理论意义，另一方面更为我们按照气候演变规律，采取适当措施及早预防和抗御异常气候灾害，合理地利用气候资源，改造气候条件提供科学依据，其实用价值愈来愈明确。
本章着重论述：气候变化的历史事实，探讨导致气候变化的因素和人类活动对气候变化的影响。
一,气候变化的史实地球形成为行星的时间尺度约为 50± 5亿年 。
据地质沉积层的推断,约在 20亿年前地球上就有大气圈和水圈 。 地球气候史的上限,可追溯到 20± 2亿年 。 据地质考古资料,历史文献记载和气候观测记录分析,世界上的气候都经历着长度为几十年到几亿年为周期的气候变化 。 现在为科学界所公认的有：
大冰期与大间冰期气候：时间尺度约为几百万年到几万万年 。
亚冰期气候与亚间冰期气候：时间尺度约为几十万年 。
副冰期与副间冰期气候：时间尺度约为几万年 。
寒冷期 （ 或小冰期 ） 与温暖期 （ 或小间冰期 ） 气候：时间尺度约为几百年到几千年 。
世纪及世纪内的气候变动：时间尺度为几年到几十年 。
从时间尺度和研究方法来看,地球气候变化史可分为三个阶段：地质时期的气候变化,
历史时期的气候变化和近代气候变化 。 地质时期气候变化时间跨度最大,从距今 22亿 — 1万年,
其最大特点是冰期与间冰期交替出现 。 历史时期气候一般指 1万年左右以来的气候 。 近代气候是指最近一,二百年有气象观测记录时期的气候 。
二,地质时期的气候变化地球古气候史的时间划分,采用地质年代表示 （ 表 8·1） 。 在漫长的古气候变迁过程中,
反复经历过几次大冰期气候 。 在表 8·1中列出三次大冰期,即震旦纪大冰期,石炭 — 二迭纪大冰期和第四纪大冰期 （ 图 8·1） 。 这三个大冰期都具有全球性的意义,发生的时间也比较确定 。
震旦纪以前,还有过大冰期的反复出现,其出现时间目前尚有不同意见 。 在大冰期之间是比较温暖的大间冰期 。
1.震旦纪大冰期气候震旦纪大冰期发生在距今约 6亿年前。根据古地质研究，在亚、欧、非、北美和澳大利亚的大部分地区中，都发现了冰碛层，说明这些地方曾经发生过具有世界规模的大冰川气候。
在我国长江中下游广大地区都有震旦纪冰碛层，
表示这里曾经历过寒冷的大冰期气候。而在目前黄河以北地区震旦纪地层中分布有石膏层和龟裂纹现象，说明那里当时曾是温暖而干燥的气候。
2.寒武纪 — 石炭纪大间冰期气候寒武纪 — 石炭纪大间冰期发生在距今约
3— 6亿年前。这里包括寒武纪、奥陶纪、志留纪、泥盆纪和石炭纪五个地质时期，共经历 3.3
亿年，都属于大间冰期气候。当时整个世界气候都比较温暖，特别是石炭纪是古气候中典型的温和湿润气候。当时森林面积极广，最后形成大规模的煤层，树木缺少年轮，说明当时树木终年都能均匀生长，具有海洋性气候特征，
没有明显季节区别。在我国石炭纪时期，全国都处于热带气候条件下，到了石炭纪后期出现三个气候带，自北而南分布着湿润气候带、干燥带和热带。
3.石炭 — 二迭纪大冰期石炭 — 二迭纪大冰期发生在距今 2— 3亿年。
从所发现的冰川迹象表明，受到这次冰期气候影响的主要是南半球。在北半球除印度外，目前还未找到可靠的冰川遗迹。这时我国仍具有温暖湿润气候带、干燥带和炎热潮湿气候带。
4.三迭纪 — 第三纪大间冰期气候三迭纪 — 第三纪大间冰期发生在距今约 2
亿到 200万年前，包括整个中生代的三迭纪、侏罗纪、白垩纪，都是温暖的气候。到新生代的第三纪时，世界气候更趋暖化，共计约为 2.2亿年。 在我国三迭纪的气候特征是西部和西北部普遍为干燥气候。到侏罗纪，我国地层普遍分布着煤、粘土和耐火粘土等，由此可以认为我国当时普遍在湿热气候控制下。侏罗纪后期到白垩纪是干燥气候发展的时期，当时我国曾出现一条明显的干燥气候带。西起新疆经天山、
甘肃，向南伸至大渡河下游到江西南部都有干燥气候下的石膏层发育。到了新生代的早第三纪，世界气候更普遍变暖，格陵兰具有温带树种，我国当时的沉积物大多带有红色，说明我国当时的气候比较炎热。晚第三纪时，东亚大陆东部气候趋于湿润。晚第三纪末期世界气温普遍下降。喜热植物逐渐南退。
5.第四纪大冰期气候第四纪大冰期约从距今 200万年前开始直到现在。当冰期最盛时在北半球有三个主要大陆冰川中心，即斯堪的那维亚冰川中心：冰川曾向低纬伸展到 51° N左右；北美冰川中心：冰流曾向低纬伸展到 38° N左右；西伯利亚冰川中心：冰层分布于北极圈附近 60° — 70° N之间，
有时可能伸展到 50° N的贝加尔湖附近。估计当时陆地有 24％的面积为冰所覆盖，还有 20％的面积为永冻土，这是冰川最盛时的情况。在这次大冰期中，气候变动很大，冰川有多次进退。
根据对欧洲阿尔卑斯山区第四纪山岳冰川的研究，确定第四纪大冰期中有 5个亚冰期。在中国也发现不少第四纪冰川遗迹，定出 4次亚冰期
（表 8·2） 。在亚冰期内，平均气温约比现代低
8° — 12℃ 。在两个亚冰期之间的亚间冰期内，
气温比现代高。北极约比现代高 10℃ 以上，低纬地区约比现代高 5.5℃ 左右。覆盖在中纬度的冰盖消失，甚至极地冰盖整个消失。在每个亚冰期之中，气候也有波动，例如在大理亚冰期中就至少有 5次冷期（或称副冰期），而其间为相对温暖时期（或称副间冰期）。每个相对温暖时期一般维持 1万年左右。目前正处于一个相对温暖的后期。
据研究，在距今 1.8万年前为第四纪冰川最盛时期，一直到 1,65万年前，冰川开始融化，
大约在 1万年前大理亚冰期（相当于欧洲武木亚冰期）消退，北半球各大陆的气候带分布和气候条件基本上形成为现代气候的特点。
二,历史时期的气候变化自第四纪更新世晚期,约距今 1万年左右的时期开始,全球进入冰后期 。 挪威的冰川学家曾作出冰后期的近 1万年来挪威的雪线升降图
（ 图 8·2） 。 从图上看来近 1万年雪线升降幅度并不小,它表明这期间世界气候有两次大的波动：一次是公元前 5 000年到公元前 1500年的最适气候期,当时气温比现在高 3° — 4℃ （ 雪线升高表示温度上升 ） ；一次是 15世纪以来的寒冷气候 （ 雪线降低表示温度下降 ）,其中
1550— 1850年为冰后期以来最寒冷的阶段,称小冰河期,当时气温比现在低 1° — 2℃ 。 中国近 5000
年来的气温变化 （ 虚线 ） 大体上与近 5000年来挪威雪线的变化相似,图 8·2中两条曲线变化趋势大体一致 。
根据对历史文献记载和考古发掘等有关资料的分析，可以将 5000年来我国的气候划分为 4
个温暖时期和 4个寒冷时期，如 表 8·3所示。
综上所述可见在近 5000年的最初 2000年中，
大部分时间的年平均温度比现在高 2℃ 左右，是最适气候期。从公元前 1000年的周朝初期以后，
气候有一系列的冷暖变动。其分期的特征是：
温暖期愈来愈短，温暖的程度愈来愈低。从生物分布可以看出这一趋势。例如，在第一个温暖时期，我国黄河流域发现有象；在第二个温暖时期象群栖息北限就移到淮河流域及其以南，
公元前 659— 627年淮河流域有象栖息；第三个温暖时期就只在长江以南，例如，信安（浙江衢县）和广东、云南才有象。而 5000年中的四个寒冷时期相反，长度愈来愈大，程度愈来愈强。从江河封冻可以看出这一趋势。在第二个寒冷时期只有淮河封冻的例子（公元 225年），
第三个寒冷时期出现了太湖封冻的情况（公元
1111年），而在第四个寒冷时期在 17世纪（如公元 1670年）长江也出现封冻现象。
气候波动是全球性的，虽然世界各地最冷年份和最暖年份发生的年代不尽相同，但气候的冷暖起伏是先后呼应的，图 8·3给出近 600年来不同地区气温序列图，这些气温序列是由不同作者应用不同的方法建立的，反映的地区也不相同，但却有相当大的一致性。图 8·3中的 b、
d,e表明确实从公元 1550年前后气温出现明显的负距平，开始进入寒冷时期，图 a也有这样的趋势（可惜资料年数稍短），图 c与图 f则推迟到公元 160O年才进入寒冷期，所以 17世纪比较冷是一致的。 18世纪相对较暖，只有图 8·3中
f仍维持较冷，但至少在 18世纪前半期冷的程度也有所减弱,19世纪又出现一个寒冷期，只有在图 e相对冷的程度弱一些，大约在公元 1800—
1850年之间气温达到最低，因此在历史时期将公元 1550— 1850年定为小冰期是有依据的。在小冰期中气温负距平约为 -0.5℃ 。
历史时期的气候，在干湿上也有变化，不过气候干湿变化的空间尺度和时间尺度都比较小。中国科学院地理所曾根据历史资料，推算出我国东南地区自公元元年至公元 1900年的干湿变化如 表 8·4所示。其湿润指数 I的计算方法为,I=2F/（ F＋ D），式中 F为历史上有记载的雨涝频数,D是同期内所记载的干旱频数,I
值变化于 0— 2之间,I=1表示干旱与雨涝频数相等，小于 1表示干旱占优势。对中国东南地区而言，求得全区湿润指数平均为 1.24，将指数大于 1.24定义为温期，小于 1.24定为旱期，在这段历史时期中共分出 10个旱期和 10个湿期 。
表 8·4中国东南地区旱湿期从 表 8·4中可以看出各干湿期的长度不等，最长的湿期出现在唐代中期（公元 811— 1050年），
持续 240年，接着是最长的旱期，出现在宋代，
持续 220年（公元 1051— 1270年）。
三,近代气候变化特征近百余年来由于有了大量的气温观测记录,
区域的和全球的气温序列不必再用代用资料 。
由于各个学者所获得的观测资料和处理计算方法不尽相同,所得出的结论也不完全一致 。 但总的趋势是大同小异的,那就是从 19世纪末到本世纪 40年代,世界气温曾出现明显的波动上升现象 。 这种增暖在北极最突出,1919— 1928
年间的巴伦支海水面温度比 1912— 1918年时高出 8℃ 。 巴伦支海在 30年代出现过许多以前根本没有来过的喜热性鱼类,1938年有一艘破冰船深入新西伯利亚岛海域,直到 83° 05'N,创造世界上船舶自由航行的最北纪录 。 这种增暖现象到 40年代达到顶点,此后,世界气候有变冷现象 。 以北极为中心的 60° N以北,气温愈来愈冷,进入 60年代以后高纬地区气候变冷的趋势更加显著 。 例如 1968年冬,原来隔着大洋的冰岛和格陵兰,竟被冰块连接起来,发生了北极熊从格陵兰踏冰走到冰岛的罕见现象 。 进入 70
年代以后,世界气候又趋变暖,到 1980年以后,
世界气温增暖的形势更为突出 。
威尔森（ H.Wilson）和汉森（ J.Hansen）
等应用全球大量气象站观测资料，将 1880年到
1993年逐年气温对 1951年至 1980年这 30年的平均气温求出距平值 （图 8·4） 。计算结果为全球年平均气温从 1880到 1940年这 60年中增加 0.5℃,
1940— 1965年降低了 0.2℃,然后从 1965—
1993年又增暖了 0.5℃ 。北半球的气温变化与全球形势大致相似，升降幅度略有不同。从 1880
年到 1940年年平均气温增暖 0.7℃,此后 30年降温 0.2℃,从 1970年至 1993年又增暖 0.6℃ 。南半球年平均气温变化呈波动较小的增长趋势，
从 1880年到 1993年增暖 0.5℃,显示出自 1980
年以来全球年平均气温增暖的速度特别快。
1990年为近百余年来年温最高值年（正距平为
0.47℃ ），其余 7个特暖年（正距平在 0.25℃ —
0.41℃ ）
均出现在
1980—
1993年中。
琼斯（ P.D.Jones）等对近 140年（ 1854—
1993年）世界气温变化作了大量研究工作。他们亦指出从 19世纪末至 1940年世界气温有明显的增暖，从 40年代至 70年代气温呈相对稳定状态，在 80年代和 90年代早期气温增加非常迅速。
自 19世纪中期至今，全球年平均气温增暖 0.5℃ 。
南半球各季皆有增暖现象，北半球的增暖仅出现在冬、春和秋三季，夏季气温并不比 1860—
1870年代暖。 Briffa和 Jones（ 1993）曾指出全球各地近百余年来增暖的范围和尺度并不相同，
有少数地区自 19世纪以来一直仍在变冷。但就全球平均而言,20世纪的增暖是明显的。他们列出南、北半球和全球各两组的气温变化序列，
一组是经过 ENSO影响订正后的数值，一组是实测数值（图略），其气温变化曲线起伏与威尔森等所绘制的近百余年的气温距平图大同小异。
我国学者根据我国从 1910— 1984年 137个站的气温资料，将每个站逐月的平均气温划分为五个等级，即 1级暖,2级偏暖,3级正常,4
级偏冷,5级冷，并绘制了全国 1910年以来逐月的气温等级分布图。根据图中冷暖区的面积计算出各月气温等级值，把每 5年的平均气温等级值与北半球每 5年的平均温度变化进行比较 （图
8·5） 。可见本世纪以来我国气温的变化与北半球气温变化趋势基本上亦是大同小异的，即前期增暖,40年代中期以后变冷,70年代中期以来又见回升，所不同的只是在增暖过程中,30
年代初曾有短期降温，但很快又继续增温，至
40年代初达到峰点。另外,40年代中期以后的降温则比北半球激烈，至 50年代后期达到低点，
60年代初曾有短暂回升，但很快又再次下降，
而且夏季比冬季明显,70年代中期后又开始回升，但 80年代的增暖远不如北半球强烈，在 80
年代南、北半球和全球都是本世纪年平均气温最高的 10年，而我国 1980— 1984年的平均气温尚低于 60年代的水平。从上世纪末到本世纪 40
年代，我国年平均气温约升高 0.5— 1.0℃,40
年代以后由增暖到变冷，全国平均降温幅度在
0.4— 0.8℃ 之间,70年代中期以后逐渐转为增暖趋势。
因此从上世纪末以来，我国气温总的变化趋势是上升的，这在冰川进退、雪线升降中也有所反映。如 1910— 1960年 50年间天山雪线上升了 40— 50m，天山西部的冰舌末端后退了 500
－ 1000m，天山东部的冰舌后退了 200— 400m，
喜马拉雅山脉在我国境内的冰川，近年来也处于退缩阶段。
20世纪我国降水的总趋势大致是从 18,19
世纪的较为湿润时期转向较为干燥的过渡时期。
由于降水的区域性很强，各地降水周期的位相很不一致,表 8·5列出北京、上海、广州三站每
10年年平均降水量 R（ mm）及其距平百分率△ R
％。由此表可见，在本世纪 30年代是少雨时期，
50年代是多雨时期,60年代和 70年代降水量又明显偏少，结合 20世纪气温资料分析，我国东部北纬 40° 以南的气候状况可归纳为 表 8·6的配置。
表 8·5 北京、上海、广州三站每 10年平均降水量 R（ mm）
及距平百分率△ R（ %）
表 8·620世纪以来每 10年我国气候特征综上所述，全球地质时期气候变化的时间尺度在 22亿年到 1万年以上，以冰期和间冰期的出现为特征，气温变化幅度在 10℃ 以上。冰期来临时，不仅整个气候系统发生变化，甚至导致地理环境的改变。历史时期的气候变化是近 1
万年来，主要是近 5000年来的气候变化，变化的幅度最大不超过 2— 3℃,大都是在地理环境不变的情况发生。近代的气候变化主要是指近百年或 20世纪以来的气候变化，气温振幅在
0.5— 1.0℃ 之间。
第二节 气候变化的因素气候的形成和变化受多种因子的影响和制约。 图 8·6表示各因子之间的主要关系。图中 C、
D是气候系统的两个主要组成部分,A,B则是两个外界因子。由图上可以看出：太阳辐射和宇宙 -地球物理因子都是通过大气和下垫面来影响气候变化的。人类活动既能影响大气和下垫面从而使气候发生变化，又能直接影响气候。在大气和下垫面间，人类活动和大气及下垫面间，
又相互影响、相互制约，这样形成重叠的内部和外部的反馈关系，从而使同一来源的太阳辐射影响不断地来回传递,组合分化和发展 。
在这种长期的影响传递过程中，太阳又出现许多新变动，它们对大气的影响与原有的变动所产生的影响叠加起来，交错结合，以多种形式表现出来，使地球有史以来，气候的变化非常复杂。
一,太阳辐射的变化太阳辐射是气候形成的最主要因素 。 气候的变迁与到达地表的太阳辐射能的变化关系至为密切,引起太阳辐射能变化的条件是多方面的 。
（ 一 ） 地球轨道因素的改变地球在自己的公转轨道上,接受太阳辐射能 。 而地球公转轨道的三个因素：偏心率,地轴倾角和春分点的位置都以一定的周期变动着,
这就导致地球上所受到的天文辐射发生变动,
引起气候变迁 。
1.地球轨道偏心率的变化由第六章所述,到达地球表面单位面积上的天文辐射强度是与日地距离 （ b） 的平方成反比的,地球绕太阳公转轨道是一个椭圆形,现在这个椭圆形的偏心率 （ e） 约为 0,016。 目前北半球冬季位于近日点附近,因此北半球冬半年比较短 （ 从秋分至春分,比夏半年短 7.5
日 ）,但偏心率是在 0.00— 0.06之间变动的,
其周期约为 96 000年 。 以目前情况而论,地球在近日点时所获得的天文辐射量 （ 不考虑其它条件的影响 ） 较现在远日点的辐射量约大 1/15，
当偏心率 e值为极大时,则此差异就成为 1/3。
如果冬季在远日点,夏季在近日点,则冬季长而冷,夏季热而短,使一年之内冷热差异非常大 。 这种变化情况在南北半球是相反的 。
2.地轴倾斜度的变化地轴倾斜 （ 即赤道面与黄道面的夹角,又称黄赤交角 ） 是产生四季的原因 。 由于地球轨道平面在空间有变动,所以地轴对于这个平面的倾斜度 （ ε ） 也在变动 。 现在地轴倾斜度是
23.44°,最大时可达 24.24°,最小时为
22.1°,变动周期约 40000年 。 这个变动使得夏季太阳直射达到的极限纬度 （ 北回归线 ） 和冬季极夜达到的极限纬度 （ 北极圈 ） 发生变动
（ 图 8·7） 。
当倾斜度增加时，高纬度的年辐射量要增加，赤道地区的年辐射量会减少。例如当地轴倾斜度增大 1° 时，在极地年辐射量增加 4.02％，
而在赤道却减少 0.35％。可见地轴倾斜度的变化对气候的影响在高纬度比低纬度大得多。此外，倾斜度愈大，地球冬夏接受的太阳辐射量差值就愈大，特别是在高纬度地区必然是冬寒夏热，气温年较差增大；相反，当倾斜度小时，
则冬暖夏凉，气温年较差减小。夏凉最有利于冰川的发展。
3.春分点的移动春分点沿黄道向西缓慢移动,大约每 21000
年,春分点绕地球轨道一周 。 春分点位置变动的结果,引起四季开始时间的移动和近日点与远日点的变化 。 地球近日点所在季节的变化,
每 70年推迟 1天 。 大约在 1万年前,北半球在冬季是处于远日点的位置 （ 现在是近日点 ）,那时北半球冬季比现在要更冷,南半球则相反 。
上面三个轨道要素的不同周期的变化，是同时对气候发生影响的。米兰柯维奇（ M.M.-
Lankovitch）曾综合这三者的作用计算出
65° N纬度上夏季太阳辐射量在 60万年内的变化，并用相对纬度来表示。例如,23万年前在
65° N上的太阳辐射量和现在 77° N上的一样，
而在 13万年前又和现在 59° N上的一样。他认为当夏季温度降低约 4— 5℃,冬季反而略有升高的年份，冬天降雪较多，而到夏天雪还未来得及融化时，冬天又接着到来，这样反复进行，
就 会形成冰期。他还绘制成 65° N纬度上夏季辐射量在 60万年内的变化（用相对纬度表示）
图①，并在图上标出第四纪冰期中历次亚冰期出现的时期（图略）。 近人按米兰柯维奇的思路，利用大型电子计算机重新计算在距今一百万年以前至一百万年以后 65° N的相对纬度 （图
8·8）,图中相对纬度在 68° N以上时涂黑，表示冰期，并标出过去定出的冰期。其计算结果大体上对过去第四纪中几个著名的冰期均有明显的反映。
图 8·8中还给出今后 100万年由于太阳辐射量的变化还将出现的多次亚冰期和亚间冰期。
气候变化受多种因子的制约，这仅是因地球轨道因素改变而引起的太阳辐射量变化的一个值得参考的因子。
（ 二 ） 火山活动引起大气透明度的变化到达地表的太阳辐射的强弱要受大气透明度的影响。火山活动对大气透明度的影响最大，
强火山爆发喷出的火山尘和硫酸气溶胶能喷入平流层，由于不会受雨水冲刷跌落，它们能强烈地反射和散射太阳辐射，削弱到达地面的直接辐射。据分析火山尘在高空停留的时间一般只有几个月，而硫酸气溶胶则可形成火山云在平流层飘浮数年，能长时间对地面产生净冷却效应。据历史记载 1815年 4月初 Tambora火山
（ 8.25° S,118.0° E）爆发时,500km内有三天不见天日，各方面估计喷出的固体物质可达
100— 300km3。大量浓烟云长期环绕平流层漂浮，显著减弱太阳辐射，欧美各国在 1816年普遍出现了“无复之年”。 据 Bryson（ 1977）估计，当年整个北半球中纬度气温平均比常年偏低 1℃ 左右。在英格兰夏季气温偏低 3℃,在加拿大 6月即开始下雪。再从我国华东沿海各省近
500年历史气候资料中可见，在 1817年六月廿九日（阳历 8月 11日）赣北彭泽（ 29.9° N，
116.0° E）见雪，木棉多冻伤。皖南东至县
（ 30.1° N,117.0° E）在同年七月二日（阳历
8月 14日）降雨雪，平地寸许。在我国中部夏季有两处以上出现霜雪记载的这类严重冷夏在
1500— 1865年间竟有 35年。这说明,六月雪,
是确有其事的，它们绝大多数出现在大火山爆发后的两年间。
20世纪以来,火山强烈喷发后,太阳直接辐射 （ Q） 的减弱有实测记录可稽 。 例如,①
Santa－ Maria火山 （ 14,8° N,91,6° W1902
年 ） 1903年 Q比 1902年下降 15％ ； 155,2° W，
1912年 ）,1912到 1913年 Q下降 11％ ； ③ St－
Helen火山 （ 46,2° N,122,2° W,1980年 ）
1980年我国 5站 Q下降 15％ ； ④ El－ Chicho'n火山 （ 17.3° N,93.2° W,1982年 ） 在 1982—
1983年冬使我国日本和夏威夷的 Q值分别下降 20
％ 左右 。
1991年 6月菲律宾 Pinatubo火山爆发是近
80年来最强的一次 。 图 8·9给出这次爆发后其气溶胶光学厚度对 1989— 1990年平均值的距平 。
从图上可以看出,在热带 （ 20° S— 30° N） 在火山爆发后 3个月后气溶胶厚度达到峰值,直到
1993年 5月 （ 亦即约两年后 ） 恢复到正常 。 南北半球中纬度 （ 40° — 80° N,40° — 60° S） 气溶胶光学厚度的峰值出现较晚,但均在春夏之际 。 显然,气溶胶光学厚度增大,太阳辐射削弱的程度亦增大 。 有资料证明 1992年 4— 10月北半球两个大陆气温距平在 — 0.5—— 1.0℃ 之间 。
由图 8·4可见 1990和 1991年曾经是近百年来最暖的两年,但 1992
年全球平均下降了 0.2℃,北半球下降 0.4℃ 。
不少学者认为,
这主要是 Pinat-
ubo爆发的影响 。
火山爆发呈现着周期性的变化,历史上寒冷时期往往同火山爆发次数多,强度大的活跃时期有关 。 Baldwin等 （ 1976） 指出,火山活动的加强可能是小冰期以至最近一次大冰期出现的重要原因 。 Bray（ 1977） 则指出,过去 200万年间几乎每次冰期的建立和急剧变冷都和大规模火山爆发有关 。 例如在 1912年以前的 150年,
北半球火山爆发较频,所以气候相对地比较寒冷 。 1912年以后至 20世纪 40年代北半球火山活动很少,大气混浊度减小,可以吸收更多的太阳辐射,因此气温增高,形成一温暖时期 。
总之,火山活动的这种,阳伞效应,是影响地球上各种空间尺度范围为时数年以上气候变化的重要因子 。
（ 三 ） 太阳活动的变化太阳黑子活动具有大约 11年的周期 。 据
1978年 11月 16日到 1981年 7月 13日雨云 7号卫星
（ 装有空腔辐射仪 ） 共 971天的观测,证明太阳黑子峰值时太阳常数减少 。 最近富卡尔,马利安 （ Fonkaland Lean,1986） 的研究指出,太阳黑子使太阳辐射下降只是一个短期行为,但太阳光斑可使太阳辐射增强 。 太阳活动增强,
不仅太阳黑子增加,太阳光斑也增加 。 光斑增加所造成的太阳辐射增强,抵消掉因黑子增加而造成的削弱还有余 。 因此,在 11年周期太阳活动增强时,太阳辐射也增强,即从长期变化来看太阳辐射与太阳活动为正相关 （ 图略 ） 。
据最新研究,太阳常数可能变化在 1— 2％
左右 。 模拟试验证明,太阳常数增加 2％,地面气温可能上升 3℃,但减少 2％,地面气温可能下降 4.3℃ 。 我国近 500年来的寒冷时期正好处于太阳活动的低水平阶段,其中三次冷期对应着 太 阳 活 动 的 不 活 跃 期 。 如 第 一 次 冷 期
（ 1470— 1520年 ） 对应着 1460— 1550年的斯波勒极小期；第二次冷期 （ 1650 — 1700年 ） 对应着 1645 —
1715年的蒙德尔极小期；第三次冷期 （ 1840—
1890年 ） 较弱,也对应着 19世纪后半期的一次较弱的太阳活动期 。 而在中世纪太阳活动极大期间 （ 1100— 1250） 正值我国元初的温暖时期,
说明我国近千年来的气候变化与太阳活动的长期变化也有一定联系 。
二,宇宙 -地球物理因子宇宙因子指的是月球和太阳的引潮力,地球物理因子指的是地球重力空间变化,地球转动瞬时极的运动和地球自转速度的变化等 。 这些宇宙 -地球物理因子的时间或空间变化,引起地球上变形力的产生,从而导致地球上海洋和大气的变形,并进而影响气候发生变化 。 近年来这方面的研究工作正在大力开展,在我国已有专著发表 。
月球和太阳对地球都具有一定的引潮力,
月球的质量虽比太阳小得多,但因离地球近,
它的引潮力等于太阳引潮力的 2.17倍 。 月球引潮力是重力的千分之 0.56到千分之 1.12,其多年变化在海洋中产生多年月球潮汐大尺度的波动,这种波动在极地最显著,可使海平面高度改变 40— 50mm,因而使海洋环流系统发生变化,
进而影响海 -气间的热交换,引起气候变化 。
地球表面重力的分布是不均匀的 。 由于重力分布的不均匀引起海平面高度的不均匀,并且使大气发生变形可从 图 8.10中看出 。 在
40° — 70° N地区平均海平面高度距平计算值
（ △ H） 与气压平均距平观测值 （ △ P） 呈明显的反相关,其相关系数为 γ P,H=-0.82± 0.4。
北半球大气的四大活动中心的产生及其宽度,
外形和深度,都带有变形的性质 。 有人认为海平面变形力距平,可以看作大气等压面变形的指数 。
天文观测证明,地轴是在不断地移动的,
地球自转速度也在变动着,这些都会引起离心力的改变,相应地也会引起海洋和大气的变化,
从而导致气候变化。据研究厄尔尼诺事件的发生与地球自转速度变化有密切联系。从地球自转的年际变化来看,1956年以来发生的 8次厄尔尼诺事件，均发生在地球自转速度减慢时段，
尤其是自转连续减慢两年之时。再从地球自转的月变化来看,1957,1963,1965,1969、
1972和 1976年 6次厄尔尼诺事件，无论是海温开始增暖和最暖的时间，都发生在地球自转开始减慢和最慢之后或处在同时，表明地球自转减慢有可能是形成厄尔尼诺的原因。其物理原因在于，上述 6次厄尔尼诺增温都首先开始于赤道太平洋东部的冷水区，海水和大气都是附在地球表面跟随地球自转快速向东旋转，在赤道转速为最大，达每秒 465m。当地球自转突然减慢时，必然出现“刹车效应”，使大气和海水获得一个向东的惯性力，从而使自东向西流动的赤道洋流和赤道信风减弱，导致赤道太平洋东部的冷水上翻减弱而发生海水增暖的厄尔尼诺现象。 1982— 1983和 1986— 1987年两次厄尔尼诺事件，海水增暖首先开始于赤道中太平洋，这两次地球自转开始减慢时间虽落后于海温增暖，
但对其后的赤道东太平洋冷水区的增温以及厄尔尼诺增温抵达盛期，仍有重要贡献。
三,下垫面地理条件的变化在整个地质时期中，下垫面的地理条件发生了多次变化，对气候变化产生了深刻的影响。
其中以海陆分布和地形的变化对气候变化影响最大。
（ 一 ） 海陆分布的变化在各个地质时期地球上海陆分布的形势也是有变化的 。 以晚石炭纪为例,那时海陆分布和现在完全不同 （ 图 8·11）,在北半球有古北极洲,北大西洋洲 （ 包括格陵兰和西欧 ） 和安加拉洲三块大陆 。 前两块大陆是相连的,在三大洲之南为坦弟斯海 。 在此海之南为冈瓦纳大陆,这个大陆连接了现在的南美,亚洲和澳大利亚 。 在这样的海陆分布形势下,有利于赤道太平洋暖流向西流入坦弟斯海 。 这个洋流分出一支经伏尔加海向北流去,因此这一带有温暖的气候 。 从动物化石可以看到,石炭纪北极区和斯匹次卑尔根地区的温度与现代地中海的温度相似,即受此洋流影响的缘故 。 冈瓦纳大陆由于地势高耸,有冰河遗迹,在其南部由于赤道暖流被东西向的大陆隔断,气候比较寒冷 。
此外,在古北极洲与北大西洋洲之间有一个向北的海湾,同样由于与暖流隔绝,其附近地区有显著的冰原遗迹 。
又例如,大西洋中从格陵兰到欧洲经过冰岛与英国有一条水下高地,这条高地因地壳运动有时会上升到海面之上,而隔断了墨西哥湾流向北流入北冰洋 。 这时整个欧洲西北部受不到湾流热量的影响,因而形成大量冰川 。 有不少古气候学者认为,第四纪冰川的形成就与此有密切关系 。 当此高地下沉到海底时,就给湾流进入北冰洋让出了通道,西北欧气候即转暖 。
这条通道的阻塞程度与第四纪冰川的强度关系密切 。
（ 二 ） 地形变化在地球史上地形的变化是十分显著的 。 高大的喜马拉雅山脉,在现代有,世界屋脊,之称,可是在地史上,这里却曾是一片汪洋,称为喜马拉雅海 。 直到距今约 7千万至 4千万年的新生代早第三纪,这里地壳才上升,变成一片温暖的浅海 。 在这片浅海里缓慢地沉积着以碳酸盐为主的沉积物,从这个沉积层中发现有不少海生的孔虫,珊瑚,海胆,介形虫,鹦鹉螺等多种生物的化石,足以证明当时那里确是一片海区 。 由于这片海区的存在,有海洋湿润气流吹向今日我国西北地区,所以那时新疆,内蒙古一带气候是很湿润的 。 其后由于造山运动,出现了喜马拉雅山等山脉,这些山脉成了阻止海洋季风进入亚洲中部的障碍,因此新疆和内蒙古的气候才变得干旱 。
四,大气环流和大气化学组成的变化大气环流形势和大气化学组成成分的变化是导致气候变化和产生气候异常的重要因素 。
例如近几十年来出现的旱涝异常就与大气环流形势的变化有密切关系 。 图 8.13是 1951— 1966
年与 1900— 1930年相比较的北半球平均气压分布的距平图,可以看出,在本世纪 50年代和 60
年代,北半球大气环流的主要变化,就是北冰洋极地高压的扩大和加强 。 这种扩大加强对北极区域是不对称的,在极地中心区域平均气压的变化较小,平均气压的主要变化发生在大西洋北部区域,最突出的特点是大西洋 50° N以北的极地高压的扩展,它导致北大西洋地面偏北风加强,促使极地海冰南移和气候带向低纬推进 。
根据高纬度洋面海冰的观测记录,在北太平区域海冰南限与上一次气候寒冷期 （ 1550—
1850年 ） 结束后的海冰南限位置相差无几,而大西洋区域的海冰南限却南进甚多,这是极地高压在北大西洋区域扩大与加强的结果 。
北极变冷导致极地高压加强,气候带向南推进,这一过程在大气活动中心的多年变化中也反映出来 。 从冬季环流形势来看,大西洋上冰岛低压的位置在一段时间内一直是向西南移动的；太平洋上的阿留申低压也同样向西南移动 。 与此同时,中纬度的纬向环流减弱,经向环流加强,气压带向低纬方向移动 。
从 1961— 1970年,这 10年是经向环流发展最明显的时期,也是我国气温最低的 10年 。 在转冷最剧的 1963年,冰岛地区竟被冷高压所控制,原来的冰岛低压移到了大西洋中部,亚速尔高压也相应南移,这就使得北欧奇冷,撒哈拉沙漠向南扩展 。 在这一副热带高压中心控制下,盛行下沉气流,再加上前述的生物地球物理反馈机制 （ 见第六章第四节 ）,因而造成这一区域的持续干旱 。 而在地中海区域正当冷暖气团交绥的地带,静止锋在此滞留,致使这里暴雨成灾 。
大气中有一些微量气体和痕量气体对太阳辐射是透明的,但对地气系统中的长波辐射
（ 约相当于 285K黑体辐射 ） 却有相当强的吸收能力,对地面气候起到类似温室的作用,故称温室气体 。 图 8·13给出地气系统的长波辐射及影响气候变化的主要温室气体的吸收带,图中所列出的 CO2,CH4,N2O,O3等成分是大气中所固有的,CFC11和 CFC12是由近代人类活动所引起的 。 这些成分在大气中总的含量虽很小,但它们的温室效应,对地气系统的辐射能收支和能量平衡却起着极重要的作用 。 这些成分浓度的变化必然会对地球气候系统造成明显拢动,引起全球气候的变化 。
据研究上述大气成分的浓度一直在变化着 。
引起这种变化的原因有自然的发展过程,也有人类活动的影响 。 这种变化有数千年甚至更长时间尺度的变化,也有几年到几十年就明显表现出来的变化 。 人类活动可能是造成几年到几十年时间尺度变化的主要原因 。 由于大气是超级流体,工业排放的气体很容易在全球范围内输送,人类活动造成的局地或区域范围的地表生态系统的变化也会改变全球大气的组成,因为大气的许多化学组分大都来自地表生物源 。
第三节 人类活动对气候的影响人类活动对气候的影响有两种：一种是无意识的影响,即在人类活动中对气候产生的副作用；一种是为了某种目的,采取一定的措施,
有意识地改变气候条件 。 在现阶段,以第一种影响占绝对优势,而这种影响以以下三方面表现得最为显著,即 ① 在工农业生产中排放至大气中的温室气体和各种污染物质,改变大气的化学组成； ② 在农牧业发展和其它活动中改变下垫面的性质,如破坏森林和草原植被,海洋石油污染等等； ③ 在城市中的城市气候效应 。
自世界工业革命后的 200年间,随着人口的剧增,
科学技术发展和生产规模的迅速扩大,人类活动对气候的这种不利影响越来越大 。 因此,必须加强研究力度,采取措施,有意识地规划和控制各种影响环境和气候的人类活动,使之向有利于改善气候条件的方向发展 。
一,改变大气化学组成与气候效应工农业生产排入大量废气,微尘等污染物质进入大气,主要有二氧化碳 （ CO2）,甲烷
（ CH4）,一氧化二氮 （ N2O） 和氟氯烃化合物
（ CFCs） 等 。 据确凿的观测事实证明,近数十年来大气中这些气体的含量都在急剧增加,而平流层的臭氧 O3 总量则明显下降 。 如前所述,
这些气体都具有明显的温室效应,如图 8·13所示 。
在波长 9500毫微米 （ μ m） 及 12500— 17000μ m
有两个强的吸收带,这就是 O3及 CO2的吸收带 。
特别是 CO2的吸收带,吸收了大约 70— 90％ 的红外长波辐射 。 地气系统向外长波辐射主要集中在 7000— 13000μ m波长范围内,这个波段被称为大气窗 。 上述 CH4,N2O,CFCs等气体在此大气窗内均各有其吸收带,这些温室气体在大气中浓度的增加必然对气候变化起着重要作用 。
大气中 CO2浓度在工业化之前很长一段时间里大致稳定在约（ 280± 10） × 10-3ml/L，但在近几十年来增长速度甚快,至 1990年已增至
345× 10-3ml/L（见表 8·6）,90年代以后，增长速度更大。图 8·14给出美国哈威夷马纳洛亚站（ Manna Loa） 1959— 1993年实测值的逐年变化。大气中 CO2浓度急剧增加的原因，主要是由于大量燃烧化石燃料和大量砍伐森林所造成的。
据研究排放入大气中的 CO2有一部分（约有 50％
上下）为海洋所吸收，另有一部分被森林吸收变成固态生物体，贮存于自然界，但由于目前森林大量被毁，致使森林不但减少了对大气中
CO2的吸收，而且由于被毁森林的燃烧和腐烂，
更增加大量的 CO2排放至大气中。目前，对未来
CO2的增加有多种不同的估计，如按现在 CO2的排放水平计算，在 2025年大气中 CO2浓度为 4.25
× 10-3mL/L为工业化前的 1.55倍。
甲烷 （ CH4沼气 ） 是另一种重要的温室气体 。 它主要由水稻田,反刍动物,沼泽地和生物体的燃烧而排放入大气 。 在距今 200年以前直到 11万年前,CH4含量均稳定于 0.75— 0.80× 10-
3mL/L近年来增长很快 。 1950年 CH4含量已增加到 1.25× 10-3mL/L,1990年为 1.72× 10-3mL/L。
Dlugokencky等根据全球 23个陆地定点测站和太平洋上 14个不同纬度的船舶观测站观测记录,
估算出近 10年来全球逐年 CH4在大气中混合比
（ M） 的变化值如图 8·15所示 。 根据目前增长率外延,大气中 CH4含量将在公元 2000年达
2.0× 10-3mL/L,2030年和 2050年分别达 2.34至
2.50× 10-3mL/L。
一氧化二氮 （ N2O） 向大气排放量与农面积增加和施放氮肥有关 。 平流层超音速飞行也可产生 N2O。 在工业化前大气中 N2O含量约为
2.85× 10-3mL/L。 1985年和 1990年分别增加到
3.05× 10-3mL/L和 3.10× 10-3mL/L。 考虑今后排放,预计到 2030年大气中 N2O含量可能增加到
3.50× 10-3— 4.50× 10-3mL/L之间,N2O除了引起全球增暖外,还可通过光化学作用在平流层引起臭平氧 O2离解,破坏臭氧层 。
氟氯烃化合物 （ CFCs） 是制冷工业 （ 如冰箱 ）,喷雾剂和发泡剂中的主要原料 。 此族的某些化合物如氟里昂 11（ CCl2F2,CFC11） 和氟里昂 12（ CCl2F2,CFC12） 是具有强烈增温效应的温室气体 。 近年来还认为它是破坏平流层臭氧的主要因子,因而限制 CFC11和 CFC12生产已成为国际上突出的问题 。
在制冷工业发展前,大气中本没有这种气体成分 。 CFC11在 1945年,CFC12在 1935年开始有工业排放 。 到 1980年,对流层低层 CFC11含量约为 168× 10-3mL/L 而 CFC12 为 285× 10-
3mL/L,到 1990年则分别增至 280× 10-3mL/L和
484× 10-3mL/L,其增长是十分迅速的 。 图 8·16
给出 CFC12近数十年来的变化形势,其未来含量的变化取决于今后的限制情况 。
根据专门的观测和计算大气中主要温室气体的浓度年增量和在大气中衰变的时间如 表 8·7
所示 。 可见除 CO2外,其它温室气体在大气中的含量皆极微,所以称为微量气体 。 但它们的增温效应极强,而且年增量大,在大气中衰变时间长,其影响甚巨 。
臭氧（ O3）也是一种温室气体，它受自然因子（太阳辐射中紫外辐射对高层大气氧分子进行光化学作用而生成）影响而产生，但受人类活动排放的气体破坏，如氟氯烃化合物、卤化烷化合物,N2O和 CH4,CO均可破坏臭氧。其中以 CFC11,CFC12起主要作用，其次是 N2O。 图
8·17是各气候带纬向平均臭氧总量距平值的年际变化（ 1965— 1985年，由图可见，自 80年代初期以后，臭氧量急剧减少，以南极为例，最低值达 -15％，北极为 -5％以上，从全球而言，
正常情况下振荡应在 ± 2％之间，据 1987年实测，
这一年达 -4％以上。从 60° N— 60° S间臭氧总表 8·7 大气中的主要温室气体（ IPCC,1990年）
量自 1978年以来已由平均为 300多普生单位减少到 1987年 290单位以下，亦即减少了 3— 4％。
从垂直变化而言，以 15— 20km高空减少最多，
对流层低层略有增加。南极臭氧减少最为突出，
在南极中心附近形成一个极小区，称为,南极臭氧洞,。自 1979年到 1987年，臭氧极小中心最低值由 270单位降到 150单位，小于 240单位的面积在不断扩大，表明南极臭氧洞在不断加强和扩大。在 1988年其 O3总量虽曾有所回升，但到 1989年南极臭氧洞又有所扩大。 1994年 10月 4
日世界气象组织发表的研究报告表明，南极洲
3/4的陆地和附近海面上空的臭氧已比十年前减少了 65％还要多一些。但有资料表明对流层的臭氧却稍有增加。
大气中温室气体的增加会造成气候变暖和海平面抬高 。 根据目前最可靠的观测值的综合,
自 1885以来直到 1985年间的 100年中,全球气温已增加 0.6— 0.9℃ 。 图 8·10中点出了 1860年到
1985年实际的气温变化 （ 对于 1985年全球年平均气温的差值 ）,表明全球增暖的趋势也是
0.8℃ 左右 。 1985年以后全球地面气温仍在继续增加,多数学者认为是温室气体排放所造成的 。
图中列出三种不同情况温室气体的排放所产生的增温效应,从气候模式计算结果还表明此种增暖是极地大于赤道,冬季大于夏季 。
全球气温升高的同时,海水温度也随之增加,这将使海水膨胀,导致海平面升高 。 再加上由于极地增暖剧烈,当大气中 CO2浓度加倍后会造成极冰融化而冰界向极地萎缩,融化的水量会造成海平面抬升 。 实际观测资料证明,自
1880年以来直到 1980年,全球海平面在百年中已抬高了 10— 12cm。 据计算,在温室气体排放量控制在 1985年排放标准情况下,全球海平面将以 5.5cm/10a速度而抬高,到 2030年海平面会比 1985年增加 20cm,2050年增加 34cm,若排放不加控制,到 2030年,海平面就会比 1985年抬升 60cm,2050年抬升 150cm。
温室气体增加对降水和全球生态系统都有一定影响 。 据气候模式计算,当大气中 CO2含量加倍后,就全球讲,降水量年总量将增加 7— 11
％,但各纬度变化不一 。 从总的看来,高纬度因变暖而降水增加,中纬度则因变暖后副热带干旱带北移而变干旱,副热带地区降水有所增加,低纬度因变暖而对流加强,因此降水增加 。
就全球生态系统而言，因人类活动引起的增暖会导致在高纬度冰冻的苔原部分解冻，森林北界会更向极地方向发展。在中纬度将会变干，某些喜湿润温暖的森林和生物群落将逐渐被目前在副热带所见的生物群落所替代。根据预测,CO2加倍后，全球沙漠将扩大 3％，林区减少 11％，草地扩大 11％，这是中纬度的陆地趋于干旱造成的。
温室气体中臭氧层的破坏对生态和人体健康影响甚大 。 臭氧减少,使到达地面的太阳辐射中的紫外辐射增加 。 大气中臭氧总量若减少 1
％,到达地面的紫外辐射会增加 2％,此种紫外辐射会破坏核糖核酸 （ DNA） 以改变遗传信息及破坏蛋白质,能杀死 10m水深内的单细胞海洋浮游生物,减低渔产,以及破坏森林,减低农作物产量和质量,削弱人体免疫力,损害眼睛,
增加皮肤癌等疾病 。
此外,由于人类活动排放出来的气体中还有大量硫化物,氮化物和人为尘埃,它们能造成大气污染,在一定条件下会形成,酸雨,,
能使森林,鱼类,农作物及建筑物蒙受严重损失 。 大气中微尘的迅速增加会减弱日射,影响气温,云量 （ 微尘中有吸湿性核 ） 和降水 。
二,改变下垫面性质与气候效应人类活动改变下垫面的自然性质是多方面的,目前最突出的是破坏森林,坡地,干旱地的植被及造成海洋石油污染等 。
森林是一种特殊的下垫面，它除了影响大气中 CO2的含量以外，还能形成独具特色的森林气候，而且能够影响附近相当大范围地区的气候条件。森林林冠能大量吸收太阳入射辐射，
用以促进光合作用和蒸腾作用，使其本身气温增高不多，林下地表在白天因林冠的阻挡，透入太阳辐射不多，气温不会急剧升高，夜晚因有林冠的保护，有效辐射不强，所以气温不易降低。因此林内气温日（年）较差比林外裸露地区小，气温的大陆度明显减弱。
森林树冠可以截留降水，林下的疏松腐植质层及枯枝落叶层可以蓄水，减少降雨后的地表径流量，因此森林可称为,绿色蓄水库,。
雨水缓缓渗透入土壤中使土壤湿度增大，可供蒸发的水分增多，再加上森林的蒸腾作用，导致森林中的绝对湿度和相对湿度都比林外裸地为大。
森林可以增加降水量，当气流流经林冠时，
因受到森林的阻障和摩擦，有强迫气流的上升作用，并导致湍流加强，加上林区空气湿度大，
凝结高度低，因此森林地区降水机会比空旷地多，雨量亦较大。据实测资料，森林区空气湿度可比无林区高 15— 25％，年降水量可增加
6— 10％。
森林有减低风速的作用，当风吹向森林时，
在森林的迎风面，距森林 100m左右的地方，风速就发生变化。在穿入森林内，风速很快降低，
如果风中挟带泥沙的话，会使流沙下沉并逐渐固定。穿过森林后在森林的背风面在一定距离内风速仍有减小的效应。在干旱地区森林可以减小干旱风的袭击，防风固沙。在沿海大风地区森林可以防御海风的侵袭，保护农田。森林根系的分泌物能促使微生物生长，可以改进土壤结构。森林覆盖区气候湿润，水土保持良好，
生态平衡有良性循环，可称为,绿色海洋,。
根据考证，历史上世界森林曾占地球陆地面积的 2/3，但随着人口增加，农、牧和工业的发展，城市和道路的兴建，再加上战争的破坏，
森林面积逐渐减少，到 19世纪全球森林面积下降到 46％,20世纪初下降到 37％，目前全球森林覆盖面积平均约为 22％。我国上古时代也有浓密的森林覆盖，其后由于人口繁衍，农田扩展和明清两代战祸频繁，到 1949年全国森林覆盖率已下降到 8.6％。建国以来，党和政府组织大规模造林，人造林的面积达 4.6亿亩，但由于底子薄，毁林情况相当严重，目前森林覆盖面积仅为 12％，在世界 160个国家中居 116位。
由于大面积森林遭到破坏，使气候变旱，
风沙尘暴加剧，水土流失，气候恶化。相反，
我国在解放后营造了各类防护林，如东北西部防护林、豫东防护林、西北防沙林、冀西防护林、山东沿海防护林等等，在改造自然，改造气候条件上已起了显著作用。
在干旱、半干旱地区，原来生长着具有很强耐旱能力的草类和灌木，它们能在干旱地区生存，并保护那里的土壤。但是，由于人口增多，在干旱、半干旱地区的移民增加，他们在那里扩大农牧业，挖掘和采集旱生植物作燃料
（特别是坡地上的植物），使当地草原和灌木等自然植被受到很大破坏。坡地上的雨水汇流迅速，流速快，对泥土的冲刷力强，在失去自然植被的保护和阻挡后，就造成严重的水土流失。
在平地上一旦干旱时期到来，农田庄稼不能生长，而开垦后疏松了的土地又没有植被保护，
很容易受到风蚀，结果表层肥沃土壤被吹走，
而沙粒存留下来，产生沙漠化现象。畜牧业也有类似情况，牧业超过草场的负荷能力，在干旱年份牧草稀疏、土地表层被牲畜践踏破坏，
也同样发生严重风蚀，引起沙漠化现象的发生。
在沙漠化的土地上，气候更加恶化，具体表现为：雨后径流加大，土壤冲刷加剧，水分减少，
使当地土壤和大气变干，地表反射率加大，破坏原有的热量平衡，降水量减少，气候的大陆度加强，地表肥力下降，风沙灾害大量增加，
气候更加干旱，反过来更不利于植物的生长。
据联合国环境规划署估计，当前每年世界因沙漠化而丧失的土地达 6万 km2，另外还有 21
万 km2的土地地力衰退，在农、牧业上已无经济价值可言。沙漠化问题也同样威胁我国，在我国北方地区历史时期所形成的沙漠化土地有 12
万 km2，近数十年来沙漠化面积逐年递增，因此必须有意识地采取积极措施保护当地自然植被，
进行大规模的灌溉，进行人工造林，因地制宜种植防沙固土的耐旱植被等来改善气候条件，
防止气候继续恶化。
海洋石油污染是当今人类活动改变下垫面性质的另一个重要方面，据估计每年大约有 10
亿 t以上的石油通过海上运往消费地。由于运输不当或油轮失事等原因，每年约有 100万 t以上石油流入海洋，另外，还有工业过程中产生的废油排入海洋。有人估计，每年倾注到海洋的石油量达 200— 1000万 t。
倾注到海中的废油，有一部分形成油膜浮在海面，抑制海水的蒸发，使海上空气变得干燥。同时又减少了海面潜热的转移，导致海水温度的日变化、年变化加大，使海洋失去调节气温的作用，产生,海洋沙漠化效应,。在比较闭塞的海面，如地中海、波罗的海和日本海等海面的废油膜影响比广阔的太平洋和大西洋更为显著。
此外，人类为了生产和交通的需要，填湖造陆，开凿运河以及建造大型水库等，改变下垫面性质，对气候亦产生显著影响。例如我国新安江水库于 1960年建成后，其附近淳安县夏季较以前凉爽，冬季比过去暖和，气温年较差变小，初霜推迟，终霜提前，无霜期平均延长
20天左右。
三,人为热和人为水汽的排放随着工业,交通运输和城市化的发展,世界能量的消耗迅速增长,仅 1970年全世界消耗的 能 量 就 相 当 于 燃 烧 了 75 亿 t 煤,放出
25× 1010J的热量 。 其中在工业生产,机动车运输中有大量废热排出,居民炉灶和空调以及人,
畜的新陈代谢等亦放出一定的热量,这些,人为热,像火炉一样直接增暖大气 。 目前如果将人为热平均到整个大陆；等于在每平方米的土地上放出 0.05W的热量 。 从数值上讲,它和整个地球平均从太阳获得的净辐射热相比是微不足道的,但是由于人为热的释放集中于某些人口稠密,
工商业发达的大城市,其局地增暖的效应就相当显著 。 如 表 8·8所示,在高纬度城市如费尔班克斯,莫斯科等,其年平均人为热 （ QF） 的排放量大于太阳净辐射；中纬度城市如蒙特利尔,
曼哈顿等,因人均用能量大,其年平均人为热
QF的排放量亦大于 RG。 特别是蒙特利尔冬季因空调取暖耗能量特大,其人为热竟相当于太阳净辐射的 11倍以上 。 但是像热带的香港,赤道带的新加坡,其人为热的排放量与太阳净辐射相比就微乎其微了 。
表 8·8 若干不同城市人为热的排放量 *
在燃烧大量化石燃料 （ 天然气,汽油,燃料油和煤等 ） 时除有废热排放外,还向空气中释放一定量的,人为水汽,,根据美国大城市气象试验 （ METROMEX） 对圣路易斯城由燃烧产生的人为水汽量为 10.8× 1011g/h,而当地夏季地面的自然蒸散量为 6.7× 108g/h。 显然人为水汽量要比自然蒸散的水汽量小得多,但它对局地低云量的增加有一定作用 。
据估计目前全世界能量的消耗每年约增长
5.5％ 。 如按这个速度增加下去,到公元 2000年,
全世界能量消耗将比 1970年增加 5倍,即年耗能为 375亿 t煤 。 其排放出的人为热和人为水汽又主要集中在城市中,对城市气候的影响将愈来愈显示其重要性 。
此外,喷气飞机在高空飞行喷出的废气中除混有 CO2外,还有大量水汽,据研究平流层
（ 50hPa高空 ） 的水汽近年来有显著的增加,例如 1964年其水汽含量为 2× 10-3mL/L,1970年就上升到 3× 10-3mL/L,这就和大量喷气飞机经常在此高度飞行有关 。 水汽的热效应与 CO2相似,
对地表有温室效应 。 有人计算,如果平流层水汽量增加 5倍,地表气温可升高 2℃,而平流层气温将下降 10℃ 。 在高空水汽的增加还会导致高空卷云量的加多,据估计在大部分喷气机飞行的北美 — 大西洋 — 欧洲航线上,卷云量增加了 5— 10％ 。 云对太阳辐射及地气系统的红外辐射都有很大影响,它在气候形成和变比中起着重要的作用 。
四,城市气候城市是人类活动的中心,在城市里人口密集,下垫面变化最大 。 工商业和交通运输频繁,
耗能最多,有大量温室气体,,人为热,,
,人为水汽,,微尘和污染物排放至大气中 。
因此人类活动对气候的影响在城市中表现最为突出 。 城市气候是在区域气候背景上,经过城市化后,在人类活动影响下而形成的一种特殊局地气候 。
在 80年代初期美国学者兰兹葆曾将城市与郊区各气候要素的对比总结如表 8·9所示 。
表 8·9 城市与郊区气候特征比较 *
从大量观测事实看来,城市气候的特征可归纳为城市,五岛,效应 （ 混浊岛,热岛,干岛,湿岛,雨岛 ） 和风速减小,多变 。
（ 一 ） 城市混浊岛效应城市混浊岛效应主要有四个方面的表现 。
首先 城市大气中的污染物质比郊区多,仅就凝结核一项而论,在海洋上大气平均凝结核含量为 940粒 /cm3,绝对最大值为 39800粒 /cm3；而在大城市的空气中平均为 147000粒 /cm3,为海洋上的 156倍,绝对最大值竟达 4000000粒 /cm3，
也超出海洋上绝对最大值 100倍以上 。 再以上海为例,根据近 5年 （ 1986— 1990年 ） 监测结果,
大气中 SO2和 NOx两种气体污染物城区平均浓度分别比郊县高 8.7倍和 2.4倍 。
其次,城市大气中因凝结核多,低空的热力湍流和机械湍流又比较强,因此其低云量和以低云量为标准的阴天日数 （ 低云量 ≥ 8的日数 ）
远比郊区多 。 据上海近十年 （ 1980— 1989年 ）
统计,城区平均低云量为 4.0,郊区为 2.9。 城区一年中阴天 （ 低云量 ≥ 8） 日数为 60天而郊区平均只有 31天,晴天 （ 低云量 ≤ 2） 则相反,城区为 132天而郊区平均却有 178天 。 欧美大城市如慕尼黑,布达佩斯和纽约等亦观测到类似的现象 。
第三,城市大气中因污染物和低云量多,
使日照时数减少,太阳直接辐射 （ S） 大大削弱,
而因散射粒子多,其太阳散射辐射 （ D） 却比干洁空气中为强 。 在以 D/S表示的大气混浊度 （ 又称混浊度因子 turbidity foctor） 的地区分布上,城区明显大于郊区 。 根据上海近 27年
（ 1959— 1985年 ） 观测资料统计计算,上海城区混浊度因子比同时期郊区平均高 15.8％ 。 在上海混浊度因子分布图上,城区呈现出一个明显的混浊岛 （ 图 8.19） 。 在国外许多城市亦有类似现象 。
第四,城市混浊岛效应还表现在城区的能见度小于郊区 。 这是因为城市大气中颗粒状污染物多,它们对光线有散射和吸收作用,有减小能见度的效应 。 当城区空气中二氧化氮 NO2浓度极大时,会使天空呈棕褐色,在这样的天色背景下,使分辨目标物的距离发生困难,造成视程障碍 。 此外城市中由于汽车排出废气中的一次污染物 —— 氮氧化合物和碳氢化物,在强烈阳光照射下,经光化学反应,会形成一种浅蓝色烟雾,称为光化学烟雾,能导致城市能见度恶化 。 美国洛杉矶,日本东京和我国兰州等城市均有此现象 。
表 8·10 城市热岛形成的因素
（ 二 ） 城市热岛效应根据大量观测事实证明，城市气温经常比其四周郊区为高。特别是当天气晴朗无风时，
城区气温 Tu与郊区气温 Tr的差值 ΔTu-r（又称热岛强度）更大。例如上海在 1984年 10月 22日 20
时天晴，风速 1.8m/s，广大郊区气温在 13℃ 上下，一进入城区气温陡然升高 （图 8·20）,等温线密集，气温梯度陡峻，老城区气温在 17℃
以上，好像一个“热岛”矗立在农村较凉的
“海洋”之上。城市中人口密集区和工厂区气温最高，成为热岛中的“高峰”（又称热岛中心），城中心 62中学气温高达 18.6℃ 比近郊川沙、嘉定高出 5.6℃,比远郊松江高出 6.5℃,类似此种强热岛在上海一年四季均可出现，尤以秋冬季节晴稳无风天气下出现频率最大。
世界上大大小小的城市，无论其纬度位置、
海陆位置、地形起伏有何不同，都能观测到热岛效应。而其热岛强度又与城市规模、人口密度、能源消耗量和建筑物密度等密切有关。
城市热岛的形成有多种因素 （ 详见表
8·10）,其中下垫面因素,人为热和温室气体的排放是人类活动影响的两个方面 。 但在同一城市,在不同天气形势和气象条件下,热岛效应有时非常明显 （ 晴稳,无风 ）,热岛强度可达 6℃ — 10℃ 上下,有时则甚微弱或不明显
（ 大风,极端不稳定 ） 。 由于热岛效应经常存在,大城市的月平均和年平均气温经常高于附近郊区 。
（ 三 ） 城市干岛和湿岛效应在表 8·8中指出城市相对湿度比郊区小,有明显的干岛效应,这是城市气候中普遍的特征 。
城市对大气中水汽压的影响则比较复杂,以上海为例,据近 7年 （ 1984— 1990年 ） 城区 11个站水汽压 eu和相对湿度 RHu的平均值与同时期周围
4个近郊站平均水汽压 er和相对湿度 RHr相比较
（ 见表 8·11）,
表 8·11上海各月平均水汽压（ hPa）和相对湿度 (％）的城郊对比 (1084— 1990年）
表 8·12上海逐月各观测时刻城郊平均水汽压差值 （ hPa）
（ 1984年 ）
有明显的日变化 。 据实测 Δ Rhu-r的绝对值虽有变化,但皆为负值 。 全天皆呈现出,城市干岛效应,。 Δ eu-r的日变化则不同,如果按一天中
4个观测时刻 （ 02,08,14,20时 ）,分别计算其平均值,则发现在一年中多数月份夜间 02时城区平均水汽压 eu却高于郊区的 er（ 表 8·12）,
出现,城市湿岛,。 在暖季 4月至 11月有明显的干岛与湿岛昼夜交替的现象,其中尤以 8月份为最突出 。 图 8·22,8·23给出 1984年 8月 13日 14时
（ 城市干岛 ） 和同日 02时 （ 城市湿岛 ） 干岛与湿岛昼夜交替的一次实例,此类现象在欧美许多城市大都经常出现于暖季 。
上述现象的形成,既与下垫面因素又与天气条件密切相关 。 在白天太阳照射下,对于下垫面通过蒸散过程而进入低层空气中的水汽量,
城区 （ 绿地面积小,可供蒸发的水汽量少 ） 小于郊区 。 特别是在盛夏季节,郊区农作物生长茂密,城郊之间自然蒸散量的差值更大 。 城区由于下垫面粗糙度大 （ 建筑群密集,高低不齐 ）,又有热岛效应,其机械湍流和热力湍流都比郊区强,通过湍流的垂直交换,城区低层水汽向上层空气的输送量又比郊区多,这两者都导致城区近地面的水汽压小于郊区,形成
,城市干岛,。 到了夜晚,风速减小,空气层结稳定,
郊区气温下降快,饱和水汽压减低,有大量水汽在地表凝结成露水,存留于低层空气中的水汽量少,水汽压迅速降低 。 城区因有热岛效应,
其凝露量远比郊区少,夜晚湍流弱,与上层空气间的水汽交换量小,城区近地面的水汽压乃高于郊区,出现,城市湿岛,。 这种由于城郊凝露量不同而形成的城市湿岛,称为,凝露湿岛,,且大都在日落后若干小时内形成,在夜间维持 。 图 8·22即是凝露湿岛的一个实例,在日出后因郊区气温升高,露水蒸发,很快郊区水汽压又高于城区,即转变为城市干岛 。 在城市干岛和城市湿岛出现时,必伴有城市热岛,
这是因为城市干岛是城市热岛形成的原因之一 （ 城市消耗于蒸散的热量少 ）,而城市湿岛的形成又必须先具备城市热岛的存在 。
城区平均水汽压比郊区低,再加上有热岛效应,其相对湿度比郊区显得更小 。 以上海为例,上海近 7年 （ 1984— 1990年 ） 年平均相对湿度,城中心区不足 74％,而郊区则在 80％ 以上,
呈现出明显的城市干岛 （ 图略 ） 。 经普查,即使在水汽压分布呈现城市湿岛时,在相对湿度的分布上仍是城区小于四周郊区 。
在国外,城市干岛与湿岛的研究以英国的莱斯特,加拿大的埃德蒙顿,美国的芝加哥和圣路易斯等城市为著称 。 其关于城市湿岛的形成多数归因于城郊凝露量的差异,少数论及因城区融雪比郊区快,在郊区尚有积雪时,城区因雪水融化蒸发,空气中水汽压增高,因而形成城市湿岛 。 根据笔者对上海 1984年全年逐日逐个观测时刻大气中水汽压的城郊对比分析,
还发现上海城市湿岛的形成,除上述凝露湿岛外,还有结霜湿岛,雾天湿岛,雨天湿岛和雪天湿岛等,它们都必须在风小而伴有城市热岛时,才能出现 。
（ 四 ） 城市雨岛效应城市对降水影响问题,国际上存在着不少争论 。 1971— 1975年美国曾在其中部平原密苏里州的圣路易斯城及其附近郊区设置了稠密的雨量观测网,运用先进技术进行持续 5年的大城市气象观测实验 （ METROMEX）,证实了城市及其下风方向确有促使降水增多的,雨岛,效应 。
这方面的观测研究资料甚多,以上海为例,根据本地区 170多个雨量观测站点的资料,结合天气形势,进行众多个例分析和分类统计,发现上海城市对降水的影响以汛期 （ 5— 9月 ） 暴雨比较明显 。 在上海近 30年 （ 1960— 1989年 ） 汛期降水分布图上 （ 图 8·24）,城区的降水量明显高于郊区,呈现出清晰的城市雨岛 。 在非汛期 （ 10月至次年 4月 ） 及年平均降水量分布图
（ 图略 ） 上则无此现象 。
城市雨岛形成的条件是 ① 在大气环流较弱,
有利于在城区产生降水的大尺度天气形势下,
由于城市热岛环流所产生的局地气流的辐合上升,有利于对流雨的发展； ② 城市下垫面粗糙度大,对移动滞缓的降雨系统有阻障效应,使其移速更为缓慢,延长城区降雨时间； ③ 城区空气中凝结核多,其化学组分不同,粒径大小不一,当有较多大核 （ 如硝酸盐类 ） 存在时,
有促进暖云降水作用 。 上述种种因素的影响,
会,诱导,暴雨最大强度的落点位于市区及其下风方向形成雨岛 。
城市不仅影响降水量的分布,并且因为大气中的 SO2和 NO2甚多,在一系列复杂的化学反应之下,形成硫酸和硝酸,通过成雨过程
（ rian out） 和冲刷过程 （ wash out） 成为
,酸雨,降落,为害甚大 。
（ 五 ） 城市平均风速小,局地差异大,有热岛环流城市下垫面粗糙度大,有减低平均风速的效应 。 这可以通过以下两方面的对比来证明：
① 同一地点在其城市发展的历史过程中风速的前后对比； ② 同一时期城市和郊区风速的对比 。
国内外大城市这方面的实测资料甚多,仍以上海为例,上海气象台自 1884年即开始有风速观测记录,迄今已有一百余年 。 在百余年来,上海城市发展速度甚快,市区人口增加 34倍强,
房屋建筑密度增加亦快,年平均风速逐年明显地变小 （ 表 8·13） 。
表 8·13 上海气象台历年年平均风速 （ m/s） (1984-1990年 )
由表 8·12可见,无论风速仪安装在何高度,
其在同一高度所测得的风速,都是随着上海城市的发展,风速逐时段递减 。 以距地面 12m的风速而论,最近 5年 （ 1986— 1990年 ） 的平均风速比 90多年前 （ 1894— 1900年 ） 的平均风速要减小 34.2％。再从 图 8·25看，近 10年上海城中心区平均风速（ 2.5m/s）要比远郊南汇（ 3.7m/s）
小 32.4％。
在大范围内,气压梯度极小的天气形势下,
特别是晴夜,由于城市热岛的存在,在城区形成一个弱低压中心,并出现上升气流 。 郊区近地面的空气乃从四面八方流入城市,风向热岛中心辐合 。 由热岛中心上升的空气在一定高度上又流向郊区,在郊区下沉,形成一个缓慢的热岛环流,又称城市风系 （ 图 8·26）,这种风系有利于污染物在城区集聚形成尘盖,有利于城区低云和局部对流雨的形成 。 我国上海,北京等城市都曾观测到此类城市热岛环流的存在 。
此外,城市内部因街道走向,宽度,两侧建筑物的高度,型式和朝向不同,各地所获得的太阳辐射能就有明显的差异,在盛行风微弱时或无风时会产生局地热力环流 。 又当盛行风吹过鳞次栉比,参差不齐的建筑物时,因阻障效应产生不同的升降气流,涡动和绕流等,使风的局地变化更为复杂 。
内容提要本书是在,气象学与气候学,第二版基础上修订而成的,是本科地理学专业的专业基础课教材 。 全书共 8章,内容包括大气热学,大气水分,大气运动,天气系统,气候形成,气候带和气候类型,气候变化及人类影响等内容 。
三版中在气候系统,大气环流,海 -气作用及青藏高原对气候的影响,人类活动对气候的影响,城市气候等方面作了不少新的补充 。
可作高校地理,气象专业教材,亦可供水文,农林,环境等专业师生,有关科技人员和中学地理教师参考
气候也不例外。根据观测事实，地球上的气候一直不停地呈波浪式发展，冷暖干湿相互交替，
变化的周期长短不一。前两章所论述的现代气候是地球气候变化长河中的一个发展阶段。研究地球气候变化的历史，弄清现代气候变化的趋势，这一方面具有重大的理论意义，另一方面更为我们按照气候演变规律，采取适当措施及早预防和抗御异常气候灾害，合理地利用气候资源，改造气候条件提供科学依据，其实用价值愈来愈明确。
本章着重论述：气候变化的历史事实，探讨导致气候变化的因素和人类活动对气候变化的影响。
一,气候变化的史实地球形成为行星的时间尺度约为 50± 5亿年 。
据地质沉积层的推断,约在 20亿年前地球上就有大气圈和水圈 。 地球气候史的上限,可追溯到 20± 2亿年 。 据地质考古资料,历史文献记载和气候观测记录分析,世界上的气候都经历着长度为几十年到几亿年为周期的气候变化 。 现在为科学界所公认的有：
大冰期与大间冰期气候：时间尺度约为几百万年到几万万年 。
亚冰期气候与亚间冰期气候：时间尺度约为几十万年 。
副冰期与副间冰期气候：时间尺度约为几万年 。
寒冷期 （ 或小冰期 ） 与温暖期 （ 或小间冰期 ） 气候：时间尺度约为几百年到几千年 。
世纪及世纪内的气候变动：时间尺度为几年到几十年 。
从时间尺度和研究方法来看,地球气候变化史可分为三个阶段：地质时期的气候变化,
历史时期的气候变化和近代气候变化 。 地质时期气候变化时间跨度最大,从距今 22亿 — 1万年,
其最大特点是冰期与间冰期交替出现 。 历史时期气候一般指 1万年左右以来的气候 。 近代气候是指最近一,二百年有气象观测记录时期的气候 。
二,地质时期的气候变化地球古气候史的时间划分,采用地质年代表示 （ 表 8·1） 。 在漫长的古气候变迁过程中,
反复经历过几次大冰期气候 。 在表 8·1中列出三次大冰期,即震旦纪大冰期,石炭 — 二迭纪大冰期和第四纪大冰期 （ 图 8·1） 。 这三个大冰期都具有全球性的意义,发生的时间也比较确定 。
震旦纪以前,还有过大冰期的反复出现,其出现时间目前尚有不同意见 。 在大冰期之间是比较温暖的大间冰期 。
1.震旦纪大冰期气候震旦纪大冰期发生在距今约 6亿年前。根据古地质研究，在亚、欧、非、北美和澳大利亚的大部分地区中，都发现了冰碛层，说明这些地方曾经发生过具有世界规模的大冰川气候。
在我国长江中下游广大地区都有震旦纪冰碛层，
表示这里曾经历过寒冷的大冰期气候。而在目前黄河以北地区震旦纪地层中分布有石膏层和龟裂纹现象，说明那里当时曾是温暖而干燥的气候。
2.寒武纪 — 石炭纪大间冰期气候寒武纪 — 石炭纪大间冰期发生在距今约
3— 6亿年前。这里包括寒武纪、奥陶纪、志留纪、泥盆纪和石炭纪五个地质时期，共经历 3.3
亿年，都属于大间冰期气候。当时整个世界气候都比较温暖，特别是石炭纪是古气候中典型的温和湿润气候。当时森林面积极广，最后形成大规模的煤层，树木缺少年轮，说明当时树木终年都能均匀生长，具有海洋性气候特征，
没有明显季节区别。在我国石炭纪时期，全国都处于热带气候条件下，到了石炭纪后期出现三个气候带，自北而南分布着湿润气候带、干燥带和热带。
3.石炭 — 二迭纪大冰期石炭 — 二迭纪大冰期发生在距今 2— 3亿年。
从所发现的冰川迹象表明，受到这次冰期气候影响的主要是南半球。在北半球除印度外，目前还未找到可靠的冰川遗迹。这时我国仍具有温暖湿润气候带、干燥带和炎热潮湿气候带。
4.三迭纪 — 第三纪大间冰期气候三迭纪 — 第三纪大间冰期发生在距今约 2
亿到 200万年前，包括整个中生代的三迭纪、侏罗纪、白垩纪，都是温暖的气候。到新生代的第三纪时，世界气候更趋暖化，共计约为 2.2亿年。 在我国三迭纪的气候特征是西部和西北部普遍为干燥气候。到侏罗纪，我国地层普遍分布着煤、粘土和耐火粘土等，由此可以认为我国当时普遍在湿热气候控制下。侏罗纪后期到白垩纪是干燥气候发展的时期，当时我国曾出现一条明显的干燥气候带。西起新疆经天山、
甘肃，向南伸至大渡河下游到江西南部都有干燥气候下的石膏层发育。到了新生代的早第三纪，世界气候更普遍变暖，格陵兰具有温带树种，我国当时的沉积物大多带有红色，说明我国当时的气候比较炎热。晚第三纪时，东亚大陆东部气候趋于湿润。晚第三纪末期世界气温普遍下降。喜热植物逐渐南退。
5.第四纪大冰期气候第四纪大冰期约从距今 200万年前开始直到现在。当冰期最盛时在北半球有三个主要大陆冰川中心，即斯堪的那维亚冰川中心：冰川曾向低纬伸展到 51° N左右；北美冰川中心：冰流曾向低纬伸展到 38° N左右；西伯利亚冰川中心：冰层分布于北极圈附近 60° — 70° N之间，
有时可能伸展到 50° N的贝加尔湖附近。估计当时陆地有 24％的面积为冰所覆盖，还有 20％的面积为永冻土，这是冰川最盛时的情况。在这次大冰期中，气候变动很大，冰川有多次进退。
根据对欧洲阿尔卑斯山区第四纪山岳冰川的研究，确定第四纪大冰期中有 5个亚冰期。在中国也发现不少第四纪冰川遗迹，定出 4次亚冰期
（表 8·2） 。在亚冰期内，平均气温约比现代低
8° — 12℃ 。在两个亚冰期之间的亚间冰期内，
气温比现代高。北极约比现代高 10℃ 以上，低纬地区约比现代高 5.5℃ 左右。覆盖在中纬度的冰盖消失，甚至极地冰盖整个消失。在每个亚冰期之中，气候也有波动，例如在大理亚冰期中就至少有 5次冷期（或称副冰期），而其间为相对温暖时期（或称副间冰期）。每个相对温暖时期一般维持 1万年左右。目前正处于一个相对温暖的后期。
据研究，在距今 1.8万年前为第四纪冰川最盛时期，一直到 1,65万年前，冰川开始融化，
大约在 1万年前大理亚冰期（相当于欧洲武木亚冰期）消退，北半球各大陆的气候带分布和气候条件基本上形成为现代气候的特点。
二,历史时期的气候变化自第四纪更新世晚期,约距今 1万年左右的时期开始,全球进入冰后期 。 挪威的冰川学家曾作出冰后期的近 1万年来挪威的雪线升降图
（ 图 8·2） 。 从图上看来近 1万年雪线升降幅度并不小,它表明这期间世界气候有两次大的波动：一次是公元前 5 000年到公元前 1500年的最适气候期,当时气温比现在高 3° — 4℃ （ 雪线升高表示温度上升 ） ；一次是 15世纪以来的寒冷气候 （ 雪线降低表示温度下降 ）,其中
1550— 1850年为冰后期以来最寒冷的阶段,称小冰河期,当时气温比现在低 1° — 2℃ 。 中国近 5000
年来的气温变化 （ 虚线 ） 大体上与近 5000年来挪威雪线的变化相似,图 8·2中两条曲线变化趋势大体一致 。
根据对历史文献记载和考古发掘等有关资料的分析，可以将 5000年来我国的气候划分为 4
个温暖时期和 4个寒冷时期，如 表 8·3所示。
综上所述可见在近 5000年的最初 2000年中，
大部分时间的年平均温度比现在高 2℃ 左右，是最适气候期。从公元前 1000年的周朝初期以后，
气候有一系列的冷暖变动。其分期的特征是：
温暖期愈来愈短，温暖的程度愈来愈低。从生物分布可以看出这一趋势。例如，在第一个温暖时期，我国黄河流域发现有象；在第二个温暖时期象群栖息北限就移到淮河流域及其以南，
公元前 659— 627年淮河流域有象栖息；第三个温暖时期就只在长江以南，例如，信安（浙江衢县）和广东、云南才有象。而 5000年中的四个寒冷时期相反，长度愈来愈大，程度愈来愈强。从江河封冻可以看出这一趋势。在第二个寒冷时期只有淮河封冻的例子（公元 225年），
第三个寒冷时期出现了太湖封冻的情况（公元
1111年），而在第四个寒冷时期在 17世纪（如公元 1670年）长江也出现封冻现象。
气候波动是全球性的，虽然世界各地最冷年份和最暖年份发生的年代不尽相同，但气候的冷暖起伏是先后呼应的，图 8·3给出近 600年来不同地区气温序列图，这些气温序列是由不同作者应用不同的方法建立的，反映的地区也不相同，但却有相当大的一致性。图 8·3中的 b、
d,e表明确实从公元 1550年前后气温出现明显的负距平，开始进入寒冷时期，图 a也有这样的趋势（可惜资料年数稍短），图 c与图 f则推迟到公元 160O年才进入寒冷期，所以 17世纪比较冷是一致的。 18世纪相对较暖，只有图 8·3中
f仍维持较冷，但至少在 18世纪前半期冷的程度也有所减弱,19世纪又出现一个寒冷期，只有在图 e相对冷的程度弱一些，大约在公元 1800—
1850年之间气温达到最低，因此在历史时期将公元 1550— 1850年定为小冰期是有依据的。在小冰期中气温负距平约为 -0.5℃ 。
历史时期的气候，在干湿上也有变化，不过气候干湿变化的空间尺度和时间尺度都比较小。中国科学院地理所曾根据历史资料，推算出我国东南地区自公元元年至公元 1900年的干湿变化如 表 8·4所示。其湿润指数 I的计算方法为,I=2F/（ F＋ D），式中 F为历史上有记载的雨涝频数,D是同期内所记载的干旱频数,I
值变化于 0— 2之间,I=1表示干旱与雨涝频数相等，小于 1表示干旱占优势。对中国东南地区而言，求得全区湿润指数平均为 1.24，将指数大于 1.24定义为温期，小于 1.24定为旱期，在这段历史时期中共分出 10个旱期和 10个湿期 。
表 8·4中国东南地区旱湿期从 表 8·4中可以看出各干湿期的长度不等，最长的湿期出现在唐代中期（公元 811— 1050年），
持续 240年，接着是最长的旱期，出现在宋代，
持续 220年（公元 1051— 1270年）。
三,近代气候变化特征近百余年来由于有了大量的气温观测记录,
区域的和全球的气温序列不必再用代用资料 。
由于各个学者所获得的观测资料和处理计算方法不尽相同,所得出的结论也不完全一致 。 但总的趋势是大同小异的,那就是从 19世纪末到本世纪 40年代,世界气温曾出现明显的波动上升现象 。 这种增暖在北极最突出,1919— 1928
年间的巴伦支海水面温度比 1912— 1918年时高出 8℃ 。 巴伦支海在 30年代出现过许多以前根本没有来过的喜热性鱼类,1938年有一艘破冰船深入新西伯利亚岛海域,直到 83° 05'N,创造世界上船舶自由航行的最北纪录 。 这种增暖现象到 40年代达到顶点,此后,世界气候有变冷现象 。 以北极为中心的 60° N以北,气温愈来愈冷,进入 60年代以后高纬地区气候变冷的趋势更加显著 。 例如 1968年冬,原来隔着大洋的冰岛和格陵兰,竟被冰块连接起来,发生了北极熊从格陵兰踏冰走到冰岛的罕见现象 。 进入 70
年代以后,世界气候又趋变暖,到 1980年以后,
世界气温增暖的形势更为突出 。
威尔森（ H.Wilson）和汉森（ J.Hansen）
等应用全球大量气象站观测资料，将 1880年到
1993年逐年气温对 1951年至 1980年这 30年的平均气温求出距平值 （图 8·4） 。计算结果为全球年平均气温从 1880到 1940年这 60年中增加 0.5℃,
1940— 1965年降低了 0.2℃,然后从 1965—
1993年又增暖了 0.5℃ 。北半球的气温变化与全球形势大致相似，升降幅度略有不同。从 1880
年到 1940年年平均气温增暖 0.7℃,此后 30年降温 0.2℃,从 1970年至 1993年又增暖 0.6℃ 。南半球年平均气温变化呈波动较小的增长趋势，
从 1880年到 1993年增暖 0.5℃,显示出自 1980
年以来全球年平均气温增暖的速度特别快。
1990年为近百余年来年温最高值年（正距平为
0.47℃ ），其余 7个特暖年（正距平在 0.25℃ —
0.41℃ ）
均出现在
1980—
1993年中。
琼斯（ P.D.Jones）等对近 140年（ 1854—
1993年）世界气温变化作了大量研究工作。他们亦指出从 19世纪末至 1940年世界气温有明显的增暖，从 40年代至 70年代气温呈相对稳定状态，在 80年代和 90年代早期气温增加非常迅速。
自 19世纪中期至今，全球年平均气温增暖 0.5℃ 。
南半球各季皆有增暖现象，北半球的增暖仅出现在冬、春和秋三季，夏季气温并不比 1860—
1870年代暖。 Briffa和 Jones（ 1993）曾指出全球各地近百余年来增暖的范围和尺度并不相同，
有少数地区自 19世纪以来一直仍在变冷。但就全球平均而言,20世纪的增暖是明显的。他们列出南、北半球和全球各两组的气温变化序列，
一组是经过 ENSO影响订正后的数值，一组是实测数值（图略），其气温变化曲线起伏与威尔森等所绘制的近百余年的气温距平图大同小异。
我国学者根据我国从 1910— 1984年 137个站的气温资料，将每个站逐月的平均气温划分为五个等级，即 1级暖,2级偏暖,3级正常,4
级偏冷,5级冷，并绘制了全国 1910年以来逐月的气温等级分布图。根据图中冷暖区的面积计算出各月气温等级值，把每 5年的平均气温等级值与北半球每 5年的平均温度变化进行比较 （图
8·5） 。可见本世纪以来我国气温的变化与北半球气温变化趋势基本上亦是大同小异的，即前期增暖,40年代中期以后变冷,70年代中期以来又见回升，所不同的只是在增暖过程中,30
年代初曾有短期降温，但很快又继续增温，至
40年代初达到峰点。另外,40年代中期以后的降温则比北半球激烈，至 50年代后期达到低点，
60年代初曾有短暂回升，但很快又再次下降，
而且夏季比冬季明显,70年代中期后又开始回升，但 80年代的增暖远不如北半球强烈，在 80
年代南、北半球和全球都是本世纪年平均气温最高的 10年，而我国 1980— 1984年的平均气温尚低于 60年代的水平。从上世纪末到本世纪 40
年代，我国年平均气温约升高 0.5— 1.0℃,40
年代以后由增暖到变冷，全国平均降温幅度在
0.4— 0.8℃ 之间,70年代中期以后逐渐转为增暖趋势。
因此从上世纪末以来，我国气温总的变化趋势是上升的，这在冰川进退、雪线升降中也有所反映。如 1910— 1960年 50年间天山雪线上升了 40— 50m，天山西部的冰舌末端后退了 500
－ 1000m，天山东部的冰舌后退了 200— 400m，
喜马拉雅山脉在我国境内的冰川，近年来也处于退缩阶段。
20世纪我国降水的总趋势大致是从 18,19
世纪的较为湿润时期转向较为干燥的过渡时期。
由于降水的区域性很强，各地降水周期的位相很不一致,表 8·5列出北京、上海、广州三站每
10年年平均降水量 R（ mm）及其距平百分率△ R
％。由此表可见，在本世纪 30年代是少雨时期，
50年代是多雨时期,60年代和 70年代降水量又明显偏少，结合 20世纪气温资料分析，我国东部北纬 40° 以南的气候状况可归纳为 表 8·6的配置。
表 8·5 北京、上海、广州三站每 10年平均降水量 R（ mm）
及距平百分率△ R（ %）
表 8·620世纪以来每 10年我国气候特征综上所述，全球地质时期气候变化的时间尺度在 22亿年到 1万年以上，以冰期和间冰期的出现为特征，气温变化幅度在 10℃ 以上。冰期来临时，不仅整个气候系统发生变化，甚至导致地理环境的改变。历史时期的气候变化是近 1
万年来，主要是近 5000年来的气候变化，变化的幅度最大不超过 2— 3℃,大都是在地理环境不变的情况发生。近代的气候变化主要是指近百年或 20世纪以来的气候变化，气温振幅在
0.5— 1.0℃ 之间。
第二节 气候变化的因素气候的形成和变化受多种因子的影响和制约。 图 8·6表示各因子之间的主要关系。图中 C、
D是气候系统的两个主要组成部分,A,B则是两个外界因子。由图上可以看出：太阳辐射和宇宙 -地球物理因子都是通过大气和下垫面来影响气候变化的。人类活动既能影响大气和下垫面从而使气候发生变化，又能直接影响气候。在大气和下垫面间，人类活动和大气及下垫面间，
又相互影响、相互制约，这样形成重叠的内部和外部的反馈关系，从而使同一来源的太阳辐射影响不断地来回传递,组合分化和发展 。
在这种长期的影响传递过程中，太阳又出现许多新变动，它们对大气的影响与原有的变动所产生的影响叠加起来，交错结合，以多种形式表现出来，使地球有史以来，气候的变化非常复杂。
一,太阳辐射的变化太阳辐射是气候形成的最主要因素 。 气候的变迁与到达地表的太阳辐射能的变化关系至为密切,引起太阳辐射能变化的条件是多方面的 。
（ 一 ） 地球轨道因素的改变地球在自己的公转轨道上,接受太阳辐射能 。 而地球公转轨道的三个因素：偏心率,地轴倾角和春分点的位置都以一定的周期变动着,
这就导致地球上所受到的天文辐射发生变动,
引起气候变迁 。
1.地球轨道偏心率的变化由第六章所述,到达地球表面单位面积上的天文辐射强度是与日地距离 （ b） 的平方成反比的,地球绕太阳公转轨道是一个椭圆形,现在这个椭圆形的偏心率 （ e） 约为 0,016。 目前北半球冬季位于近日点附近,因此北半球冬半年比较短 （ 从秋分至春分,比夏半年短 7.5
日 ）,但偏心率是在 0.00— 0.06之间变动的,
其周期约为 96 000年 。 以目前情况而论,地球在近日点时所获得的天文辐射量 （ 不考虑其它条件的影响 ） 较现在远日点的辐射量约大 1/15，
当偏心率 e值为极大时,则此差异就成为 1/3。
如果冬季在远日点,夏季在近日点,则冬季长而冷,夏季热而短,使一年之内冷热差异非常大 。 这种变化情况在南北半球是相反的 。
2.地轴倾斜度的变化地轴倾斜 （ 即赤道面与黄道面的夹角,又称黄赤交角 ） 是产生四季的原因 。 由于地球轨道平面在空间有变动,所以地轴对于这个平面的倾斜度 （ ε ） 也在变动 。 现在地轴倾斜度是
23.44°,最大时可达 24.24°,最小时为
22.1°,变动周期约 40000年 。 这个变动使得夏季太阳直射达到的极限纬度 （ 北回归线 ） 和冬季极夜达到的极限纬度 （ 北极圈 ） 发生变动
（ 图 8·7） 。
当倾斜度增加时，高纬度的年辐射量要增加，赤道地区的年辐射量会减少。例如当地轴倾斜度增大 1° 时，在极地年辐射量增加 4.02％，
而在赤道却减少 0.35％。可见地轴倾斜度的变化对气候的影响在高纬度比低纬度大得多。此外，倾斜度愈大，地球冬夏接受的太阳辐射量差值就愈大，特别是在高纬度地区必然是冬寒夏热，气温年较差增大；相反，当倾斜度小时，
则冬暖夏凉，气温年较差减小。夏凉最有利于冰川的发展。
3.春分点的移动春分点沿黄道向西缓慢移动,大约每 21000
年,春分点绕地球轨道一周 。 春分点位置变动的结果,引起四季开始时间的移动和近日点与远日点的变化 。 地球近日点所在季节的变化,
每 70年推迟 1天 。 大约在 1万年前,北半球在冬季是处于远日点的位置 （ 现在是近日点 ）,那时北半球冬季比现在要更冷,南半球则相反 。
上面三个轨道要素的不同周期的变化，是同时对气候发生影响的。米兰柯维奇（ M.M.-
Lankovitch）曾综合这三者的作用计算出
65° N纬度上夏季太阳辐射量在 60万年内的变化，并用相对纬度来表示。例如,23万年前在
65° N上的太阳辐射量和现在 77° N上的一样，
而在 13万年前又和现在 59° N上的一样。他认为当夏季温度降低约 4— 5℃,冬季反而略有升高的年份，冬天降雪较多，而到夏天雪还未来得及融化时，冬天又接着到来，这样反复进行，
就 会形成冰期。他还绘制成 65° N纬度上夏季辐射量在 60万年内的变化（用相对纬度表示）
图①，并在图上标出第四纪冰期中历次亚冰期出现的时期（图略）。 近人按米兰柯维奇的思路，利用大型电子计算机重新计算在距今一百万年以前至一百万年以后 65° N的相对纬度 （图
8·8）,图中相对纬度在 68° N以上时涂黑，表示冰期，并标出过去定出的冰期。其计算结果大体上对过去第四纪中几个著名的冰期均有明显的反映。
图 8·8中还给出今后 100万年由于太阳辐射量的变化还将出现的多次亚冰期和亚间冰期。
气候变化受多种因子的制约，这仅是因地球轨道因素改变而引起的太阳辐射量变化的一个值得参考的因子。
（ 二 ） 火山活动引起大气透明度的变化到达地表的太阳辐射的强弱要受大气透明度的影响。火山活动对大气透明度的影响最大，
强火山爆发喷出的火山尘和硫酸气溶胶能喷入平流层，由于不会受雨水冲刷跌落，它们能强烈地反射和散射太阳辐射，削弱到达地面的直接辐射。据分析火山尘在高空停留的时间一般只有几个月，而硫酸气溶胶则可形成火山云在平流层飘浮数年，能长时间对地面产生净冷却效应。据历史记载 1815年 4月初 Tambora火山
（ 8.25° S,118.0° E）爆发时,500km内有三天不见天日，各方面估计喷出的固体物质可达
100— 300km3。大量浓烟云长期环绕平流层漂浮，显著减弱太阳辐射，欧美各国在 1816年普遍出现了“无复之年”。 据 Bryson（ 1977）估计，当年整个北半球中纬度气温平均比常年偏低 1℃ 左右。在英格兰夏季气温偏低 3℃,在加拿大 6月即开始下雪。再从我国华东沿海各省近
500年历史气候资料中可见，在 1817年六月廿九日（阳历 8月 11日）赣北彭泽（ 29.9° N，
116.0° E）见雪，木棉多冻伤。皖南东至县
（ 30.1° N,117.0° E）在同年七月二日（阳历
8月 14日）降雨雪，平地寸许。在我国中部夏季有两处以上出现霜雪记载的这类严重冷夏在
1500— 1865年间竟有 35年。这说明,六月雪,
是确有其事的，它们绝大多数出现在大火山爆发后的两年间。
20世纪以来,火山强烈喷发后,太阳直接辐射 （ Q） 的减弱有实测记录可稽 。 例如,①
Santa－ Maria火山 （ 14,8° N,91,6° W1902
年 ） 1903年 Q比 1902年下降 15％ ； 155,2° W，
1912年 ）,1912到 1913年 Q下降 11％ ； ③ St－
Helen火山 （ 46,2° N,122,2° W,1980年 ）
1980年我国 5站 Q下降 15％ ； ④ El－ Chicho'n火山 （ 17.3° N,93.2° W,1982年 ） 在 1982—
1983年冬使我国日本和夏威夷的 Q值分别下降 20
％ 左右 。
1991年 6月菲律宾 Pinatubo火山爆发是近
80年来最强的一次 。 图 8·9给出这次爆发后其气溶胶光学厚度对 1989— 1990年平均值的距平 。
从图上可以看出,在热带 （ 20° S— 30° N） 在火山爆发后 3个月后气溶胶厚度达到峰值,直到
1993年 5月 （ 亦即约两年后 ） 恢复到正常 。 南北半球中纬度 （ 40° — 80° N,40° — 60° S） 气溶胶光学厚度的峰值出现较晚,但均在春夏之际 。 显然,气溶胶光学厚度增大,太阳辐射削弱的程度亦增大 。 有资料证明 1992年 4— 10月北半球两个大陆气温距平在 — 0.5—— 1.0℃ 之间 。
由图 8·4可见 1990和 1991年曾经是近百年来最暖的两年,但 1992
年全球平均下降了 0.2℃,北半球下降 0.4℃ 。
不少学者认为,
这主要是 Pinat-
ubo爆发的影响 。
火山爆发呈现着周期性的变化,历史上寒冷时期往往同火山爆发次数多,强度大的活跃时期有关 。 Baldwin等 （ 1976） 指出,火山活动的加强可能是小冰期以至最近一次大冰期出现的重要原因 。 Bray（ 1977） 则指出,过去 200万年间几乎每次冰期的建立和急剧变冷都和大规模火山爆发有关 。 例如在 1912年以前的 150年,
北半球火山爆发较频,所以气候相对地比较寒冷 。 1912年以后至 20世纪 40年代北半球火山活动很少,大气混浊度减小,可以吸收更多的太阳辐射,因此气温增高,形成一温暖时期 。
总之,火山活动的这种,阳伞效应,是影响地球上各种空间尺度范围为时数年以上气候变化的重要因子 。
（ 三 ） 太阳活动的变化太阳黑子活动具有大约 11年的周期 。 据
1978年 11月 16日到 1981年 7月 13日雨云 7号卫星
（ 装有空腔辐射仪 ） 共 971天的观测,证明太阳黑子峰值时太阳常数减少 。 最近富卡尔,马利安 （ Fonkaland Lean,1986） 的研究指出,太阳黑子使太阳辐射下降只是一个短期行为,但太阳光斑可使太阳辐射增强 。 太阳活动增强,
不仅太阳黑子增加,太阳光斑也增加 。 光斑增加所造成的太阳辐射增强,抵消掉因黑子增加而造成的削弱还有余 。 因此,在 11年周期太阳活动增强时,太阳辐射也增强,即从长期变化来看太阳辐射与太阳活动为正相关 （ 图略 ） 。
据最新研究,太阳常数可能变化在 1— 2％
左右 。 模拟试验证明,太阳常数增加 2％,地面气温可能上升 3℃,但减少 2％,地面气温可能下降 4.3℃ 。 我国近 500年来的寒冷时期正好处于太阳活动的低水平阶段,其中三次冷期对应着 太 阳 活 动 的 不 活 跃 期 。 如 第 一 次 冷 期
（ 1470— 1520年 ） 对应着 1460— 1550年的斯波勒极小期；第二次冷期 （ 1650 — 1700年 ） 对应着 1645 —
1715年的蒙德尔极小期；第三次冷期 （ 1840—
1890年 ） 较弱,也对应着 19世纪后半期的一次较弱的太阳活动期 。 而在中世纪太阳活动极大期间 （ 1100— 1250） 正值我国元初的温暖时期,
说明我国近千年来的气候变化与太阳活动的长期变化也有一定联系 。
二,宇宙 -地球物理因子宇宙因子指的是月球和太阳的引潮力,地球物理因子指的是地球重力空间变化,地球转动瞬时极的运动和地球自转速度的变化等 。 这些宇宙 -地球物理因子的时间或空间变化,引起地球上变形力的产生,从而导致地球上海洋和大气的变形,并进而影响气候发生变化 。 近年来这方面的研究工作正在大力开展,在我国已有专著发表 。
月球和太阳对地球都具有一定的引潮力,
月球的质量虽比太阳小得多,但因离地球近,
它的引潮力等于太阳引潮力的 2.17倍 。 月球引潮力是重力的千分之 0.56到千分之 1.12,其多年变化在海洋中产生多年月球潮汐大尺度的波动,这种波动在极地最显著,可使海平面高度改变 40— 50mm,因而使海洋环流系统发生变化,
进而影响海 -气间的热交换,引起气候变化 。
地球表面重力的分布是不均匀的 。 由于重力分布的不均匀引起海平面高度的不均匀,并且使大气发生变形可从 图 8.10中看出 。 在
40° — 70° N地区平均海平面高度距平计算值
（ △ H） 与气压平均距平观测值 （ △ P） 呈明显的反相关,其相关系数为 γ P,H=-0.82± 0.4。
北半球大气的四大活动中心的产生及其宽度,
外形和深度,都带有变形的性质 。 有人认为海平面变形力距平,可以看作大气等压面变形的指数 。
天文观测证明,地轴是在不断地移动的,
地球自转速度也在变动着,这些都会引起离心力的改变,相应地也会引起海洋和大气的变化,
从而导致气候变化。据研究厄尔尼诺事件的发生与地球自转速度变化有密切联系。从地球自转的年际变化来看,1956年以来发生的 8次厄尔尼诺事件，均发生在地球自转速度减慢时段，
尤其是自转连续减慢两年之时。再从地球自转的月变化来看,1957,1963,1965,1969、
1972和 1976年 6次厄尔尼诺事件，无论是海温开始增暖和最暖的时间，都发生在地球自转开始减慢和最慢之后或处在同时，表明地球自转减慢有可能是形成厄尔尼诺的原因。其物理原因在于，上述 6次厄尔尼诺增温都首先开始于赤道太平洋东部的冷水区，海水和大气都是附在地球表面跟随地球自转快速向东旋转，在赤道转速为最大，达每秒 465m。当地球自转突然减慢时，必然出现“刹车效应”，使大气和海水获得一个向东的惯性力，从而使自东向西流动的赤道洋流和赤道信风减弱，导致赤道太平洋东部的冷水上翻减弱而发生海水增暖的厄尔尼诺现象。 1982— 1983和 1986— 1987年两次厄尔尼诺事件，海水增暖首先开始于赤道中太平洋，这两次地球自转开始减慢时间虽落后于海温增暖，
但对其后的赤道东太平洋冷水区的增温以及厄尔尼诺增温抵达盛期，仍有重要贡献。
三,下垫面地理条件的变化在整个地质时期中，下垫面的地理条件发生了多次变化，对气候变化产生了深刻的影响。
其中以海陆分布和地形的变化对气候变化影响最大。
（ 一 ） 海陆分布的变化在各个地质时期地球上海陆分布的形势也是有变化的 。 以晚石炭纪为例,那时海陆分布和现在完全不同 （ 图 8·11）,在北半球有古北极洲,北大西洋洲 （ 包括格陵兰和西欧 ） 和安加拉洲三块大陆 。 前两块大陆是相连的,在三大洲之南为坦弟斯海 。 在此海之南为冈瓦纳大陆,这个大陆连接了现在的南美,亚洲和澳大利亚 。 在这样的海陆分布形势下,有利于赤道太平洋暖流向西流入坦弟斯海 。 这个洋流分出一支经伏尔加海向北流去,因此这一带有温暖的气候 。 从动物化石可以看到,石炭纪北极区和斯匹次卑尔根地区的温度与现代地中海的温度相似,即受此洋流影响的缘故 。 冈瓦纳大陆由于地势高耸,有冰河遗迹,在其南部由于赤道暖流被东西向的大陆隔断,气候比较寒冷 。
此外,在古北极洲与北大西洋洲之间有一个向北的海湾,同样由于与暖流隔绝,其附近地区有显著的冰原遗迹 。
又例如,大西洋中从格陵兰到欧洲经过冰岛与英国有一条水下高地,这条高地因地壳运动有时会上升到海面之上,而隔断了墨西哥湾流向北流入北冰洋 。 这时整个欧洲西北部受不到湾流热量的影响,因而形成大量冰川 。 有不少古气候学者认为,第四纪冰川的形成就与此有密切关系 。 当此高地下沉到海底时,就给湾流进入北冰洋让出了通道,西北欧气候即转暖 。
这条通道的阻塞程度与第四纪冰川的强度关系密切 。
（ 二 ） 地形变化在地球史上地形的变化是十分显著的 。 高大的喜马拉雅山脉,在现代有,世界屋脊,之称,可是在地史上,这里却曾是一片汪洋,称为喜马拉雅海 。 直到距今约 7千万至 4千万年的新生代早第三纪,这里地壳才上升,变成一片温暖的浅海 。 在这片浅海里缓慢地沉积着以碳酸盐为主的沉积物,从这个沉积层中发现有不少海生的孔虫,珊瑚,海胆,介形虫,鹦鹉螺等多种生物的化石,足以证明当时那里确是一片海区 。 由于这片海区的存在,有海洋湿润气流吹向今日我国西北地区,所以那时新疆,内蒙古一带气候是很湿润的 。 其后由于造山运动,出现了喜马拉雅山等山脉,这些山脉成了阻止海洋季风进入亚洲中部的障碍,因此新疆和内蒙古的气候才变得干旱 。
四,大气环流和大气化学组成的变化大气环流形势和大气化学组成成分的变化是导致气候变化和产生气候异常的重要因素 。
例如近几十年来出现的旱涝异常就与大气环流形势的变化有密切关系 。 图 8.13是 1951— 1966
年与 1900— 1930年相比较的北半球平均气压分布的距平图,可以看出,在本世纪 50年代和 60
年代,北半球大气环流的主要变化,就是北冰洋极地高压的扩大和加强 。 这种扩大加强对北极区域是不对称的,在极地中心区域平均气压的变化较小,平均气压的主要变化发生在大西洋北部区域,最突出的特点是大西洋 50° N以北的极地高压的扩展,它导致北大西洋地面偏北风加强,促使极地海冰南移和气候带向低纬推进 。
根据高纬度洋面海冰的观测记录,在北太平区域海冰南限与上一次气候寒冷期 （ 1550—
1850年 ） 结束后的海冰南限位置相差无几,而大西洋区域的海冰南限却南进甚多,这是极地高压在北大西洋区域扩大与加强的结果 。
北极变冷导致极地高压加强,气候带向南推进,这一过程在大气活动中心的多年变化中也反映出来 。 从冬季环流形势来看,大西洋上冰岛低压的位置在一段时间内一直是向西南移动的；太平洋上的阿留申低压也同样向西南移动 。 与此同时,中纬度的纬向环流减弱,经向环流加强,气压带向低纬方向移动 。
从 1961— 1970年,这 10年是经向环流发展最明显的时期,也是我国气温最低的 10年 。 在转冷最剧的 1963年,冰岛地区竟被冷高压所控制,原来的冰岛低压移到了大西洋中部,亚速尔高压也相应南移,这就使得北欧奇冷,撒哈拉沙漠向南扩展 。 在这一副热带高压中心控制下,盛行下沉气流,再加上前述的生物地球物理反馈机制 （ 见第六章第四节 ）,因而造成这一区域的持续干旱 。 而在地中海区域正当冷暖气团交绥的地带,静止锋在此滞留,致使这里暴雨成灾 。
大气中有一些微量气体和痕量气体对太阳辐射是透明的,但对地气系统中的长波辐射
（ 约相当于 285K黑体辐射 ） 却有相当强的吸收能力,对地面气候起到类似温室的作用,故称温室气体 。 图 8·13给出地气系统的长波辐射及影响气候变化的主要温室气体的吸收带,图中所列出的 CO2,CH4,N2O,O3等成分是大气中所固有的,CFC11和 CFC12是由近代人类活动所引起的 。 这些成分在大气中总的含量虽很小,但它们的温室效应,对地气系统的辐射能收支和能量平衡却起着极重要的作用 。 这些成分浓度的变化必然会对地球气候系统造成明显拢动,引起全球气候的变化 。
据研究上述大气成分的浓度一直在变化着 。
引起这种变化的原因有自然的发展过程,也有人类活动的影响 。 这种变化有数千年甚至更长时间尺度的变化,也有几年到几十年就明显表现出来的变化 。 人类活动可能是造成几年到几十年时间尺度变化的主要原因 。 由于大气是超级流体,工业排放的气体很容易在全球范围内输送,人类活动造成的局地或区域范围的地表生态系统的变化也会改变全球大气的组成,因为大气的许多化学组分大都来自地表生物源 。
第三节 人类活动对气候的影响人类活动对气候的影响有两种：一种是无意识的影响,即在人类活动中对气候产生的副作用；一种是为了某种目的,采取一定的措施,
有意识地改变气候条件 。 在现阶段,以第一种影响占绝对优势,而这种影响以以下三方面表现得最为显著,即 ① 在工农业生产中排放至大气中的温室气体和各种污染物质,改变大气的化学组成； ② 在农牧业发展和其它活动中改变下垫面的性质,如破坏森林和草原植被,海洋石油污染等等； ③ 在城市中的城市气候效应 。
自世界工业革命后的 200年间,随着人口的剧增,
科学技术发展和生产规模的迅速扩大,人类活动对气候的这种不利影响越来越大 。 因此,必须加强研究力度,采取措施,有意识地规划和控制各种影响环境和气候的人类活动,使之向有利于改善气候条件的方向发展 。
一,改变大气化学组成与气候效应工农业生产排入大量废气,微尘等污染物质进入大气,主要有二氧化碳 （ CO2）,甲烷
（ CH4）,一氧化二氮 （ N2O） 和氟氯烃化合物
（ CFCs） 等 。 据确凿的观测事实证明,近数十年来大气中这些气体的含量都在急剧增加,而平流层的臭氧 O3 总量则明显下降 。 如前所述,
这些气体都具有明显的温室效应,如图 8·13所示 。
在波长 9500毫微米 （ μ m） 及 12500— 17000μ m
有两个强的吸收带,这就是 O3及 CO2的吸收带 。
特别是 CO2的吸收带,吸收了大约 70— 90％ 的红外长波辐射 。 地气系统向外长波辐射主要集中在 7000— 13000μ m波长范围内,这个波段被称为大气窗 。 上述 CH4,N2O,CFCs等气体在此大气窗内均各有其吸收带,这些温室气体在大气中浓度的增加必然对气候变化起着重要作用 。
大气中 CO2浓度在工业化之前很长一段时间里大致稳定在约（ 280± 10） × 10-3ml/L，但在近几十年来增长速度甚快,至 1990年已增至
345× 10-3ml/L（见表 8·6）,90年代以后，增长速度更大。图 8·14给出美国哈威夷马纳洛亚站（ Manna Loa） 1959— 1993年实测值的逐年变化。大气中 CO2浓度急剧增加的原因，主要是由于大量燃烧化石燃料和大量砍伐森林所造成的。
据研究排放入大气中的 CO2有一部分（约有 50％
上下）为海洋所吸收，另有一部分被森林吸收变成固态生物体，贮存于自然界，但由于目前森林大量被毁，致使森林不但减少了对大气中
CO2的吸收，而且由于被毁森林的燃烧和腐烂，
更增加大量的 CO2排放至大气中。目前，对未来
CO2的增加有多种不同的估计，如按现在 CO2的排放水平计算，在 2025年大气中 CO2浓度为 4.25
× 10-3mL/L为工业化前的 1.55倍。
甲烷 （ CH4沼气 ） 是另一种重要的温室气体 。 它主要由水稻田,反刍动物,沼泽地和生物体的燃烧而排放入大气 。 在距今 200年以前直到 11万年前,CH4含量均稳定于 0.75— 0.80× 10-
3mL/L近年来增长很快 。 1950年 CH4含量已增加到 1.25× 10-3mL/L,1990年为 1.72× 10-3mL/L。
Dlugokencky等根据全球 23个陆地定点测站和太平洋上 14个不同纬度的船舶观测站观测记录,
估算出近 10年来全球逐年 CH4在大气中混合比
（ M） 的变化值如图 8·15所示 。 根据目前增长率外延,大气中 CH4含量将在公元 2000年达
2.0× 10-3mL/L,2030年和 2050年分别达 2.34至
2.50× 10-3mL/L。
一氧化二氮 （ N2O） 向大气排放量与农面积增加和施放氮肥有关 。 平流层超音速飞行也可产生 N2O。 在工业化前大气中 N2O含量约为
2.85× 10-3mL/L。 1985年和 1990年分别增加到
3.05× 10-3mL/L和 3.10× 10-3mL/L。 考虑今后排放,预计到 2030年大气中 N2O含量可能增加到
3.50× 10-3— 4.50× 10-3mL/L之间,N2O除了引起全球增暖外,还可通过光化学作用在平流层引起臭平氧 O2离解,破坏臭氧层 。
氟氯烃化合物 （ CFCs） 是制冷工业 （ 如冰箱 ）,喷雾剂和发泡剂中的主要原料 。 此族的某些化合物如氟里昂 11（ CCl2F2,CFC11） 和氟里昂 12（ CCl2F2,CFC12） 是具有强烈增温效应的温室气体 。 近年来还认为它是破坏平流层臭氧的主要因子,因而限制 CFC11和 CFC12生产已成为国际上突出的问题 。
在制冷工业发展前,大气中本没有这种气体成分 。 CFC11在 1945年,CFC12在 1935年开始有工业排放 。 到 1980年,对流层低层 CFC11含量约为 168× 10-3mL/L 而 CFC12 为 285× 10-
3mL/L,到 1990年则分别增至 280× 10-3mL/L和
484× 10-3mL/L,其增长是十分迅速的 。 图 8·16
给出 CFC12近数十年来的变化形势,其未来含量的变化取决于今后的限制情况 。
根据专门的观测和计算大气中主要温室气体的浓度年增量和在大气中衰变的时间如 表 8·7
所示 。 可见除 CO2外,其它温室气体在大气中的含量皆极微,所以称为微量气体 。 但它们的增温效应极强,而且年增量大,在大气中衰变时间长,其影响甚巨 。
臭氧（ O3）也是一种温室气体，它受自然因子（太阳辐射中紫外辐射对高层大气氧分子进行光化学作用而生成）影响而产生，但受人类活动排放的气体破坏，如氟氯烃化合物、卤化烷化合物,N2O和 CH4,CO均可破坏臭氧。其中以 CFC11,CFC12起主要作用，其次是 N2O。 图
8·17是各气候带纬向平均臭氧总量距平值的年际变化（ 1965— 1985年，由图可见，自 80年代初期以后，臭氧量急剧减少，以南极为例，最低值达 -15％，北极为 -5％以上，从全球而言，
正常情况下振荡应在 ± 2％之间，据 1987年实测，
这一年达 -4％以上。从 60° N— 60° S间臭氧总表 8·7 大气中的主要温室气体（ IPCC,1990年）
量自 1978年以来已由平均为 300多普生单位减少到 1987年 290单位以下，亦即减少了 3— 4％。
从垂直变化而言，以 15— 20km高空减少最多，
对流层低层略有增加。南极臭氧减少最为突出，
在南极中心附近形成一个极小区，称为,南极臭氧洞,。自 1979年到 1987年，臭氧极小中心最低值由 270单位降到 150单位，小于 240单位的面积在不断扩大，表明南极臭氧洞在不断加强和扩大。在 1988年其 O3总量虽曾有所回升，但到 1989年南极臭氧洞又有所扩大。 1994年 10月 4
日世界气象组织发表的研究报告表明，南极洲
3/4的陆地和附近海面上空的臭氧已比十年前减少了 65％还要多一些。但有资料表明对流层的臭氧却稍有增加。
大气中温室气体的增加会造成气候变暖和海平面抬高 。 根据目前最可靠的观测值的综合,
自 1885以来直到 1985年间的 100年中,全球气温已增加 0.6— 0.9℃ 。 图 8·10中点出了 1860年到
1985年实际的气温变化 （ 对于 1985年全球年平均气温的差值 ）,表明全球增暖的趋势也是
0.8℃ 左右 。 1985年以后全球地面气温仍在继续增加,多数学者认为是温室气体排放所造成的 。
图中列出三种不同情况温室气体的排放所产生的增温效应,从气候模式计算结果还表明此种增暖是极地大于赤道,冬季大于夏季 。
全球气温升高的同时,海水温度也随之增加,这将使海水膨胀,导致海平面升高 。 再加上由于极地增暖剧烈,当大气中 CO2浓度加倍后会造成极冰融化而冰界向极地萎缩,融化的水量会造成海平面抬升 。 实际观测资料证明,自
1880年以来直到 1980年,全球海平面在百年中已抬高了 10— 12cm。 据计算,在温室气体排放量控制在 1985年排放标准情况下,全球海平面将以 5.5cm/10a速度而抬高,到 2030年海平面会比 1985年增加 20cm,2050年增加 34cm,若排放不加控制,到 2030年,海平面就会比 1985年抬升 60cm,2050年抬升 150cm。
温室气体增加对降水和全球生态系统都有一定影响 。 据气候模式计算,当大气中 CO2含量加倍后,就全球讲,降水量年总量将增加 7— 11
％,但各纬度变化不一 。 从总的看来,高纬度因变暖而降水增加,中纬度则因变暖后副热带干旱带北移而变干旱,副热带地区降水有所增加,低纬度因变暖而对流加强,因此降水增加 。
就全球生态系统而言，因人类活动引起的增暖会导致在高纬度冰冻的苔原部分解冻，森林北界会更向极地方向发展。在中纬度将会变干，某些喜湿润温暖的森林和生物群落将逐渐被目前在副热带所见的生物群落所替代。根据预测,CO2加倍后，全球沙漠将扩大 3％，林区减少 11％，草地扩大 11％，这是中纬度的陆地趋于干旱造成的。
温室气体中臭氧层的破坏对生态和人体健康影响甚大 。 臭氧减少,使到达地面的太阳辐射中的紫外辐射增加 。 大气中臭氧总量若减少 1
％,到达地面的紫外辐射会增加 2％,此种紫外辐射会破坏核糖核酸 （ DNA） 以改变遗传信息及破坏蛋白质,能杀死 10m水深内的单细胞海洋浮游生物,减低渔产,以及破坏森林,减低农作物产量和质量,削弱人体免疫力,损害眼睛,
增加皮肤癌等疾病 。
此外,由于人类活动排放出来的气体中还有大量硫化物,氮化物和人为尘埃,它们能造成大气污染,在一定条件下会形成,酸雨,,
能使森林,鱼类,农作物及建筑物蒙受严重损失 。 大气中微尘的迅速增加会减弱日射,影响气温,云量 （ 微尘中有吸湿性核 ） 和降水 。
二,改变下垫面性质与气候效应人类活动改变下垫面的自然性质是多方面的,目前最突出的是破坏森林,坡地,干旱地的植被及造成海洋石油污染等 。
森林是一种特殊的下垫面，它除了影响大气中 CO2的含量以外，还能形成独具特色的森林气候，而且能够影响附近相当大范围地区的气候条件。森林林冠能大量吸收太阳入射辐射，
用以促进光合作用和蒸腾作用，使其本身气温增高不多，林下地表在白天因林冠的阻挡，透入太阳辐射不多，气温不会急剧升高，夜晚因有林冠的保护，有效辐射不强，所以气温不易降低。因此林内气温日（年）较差比林外裸露地区小，气温的大陆度明显减弱。
森林树冠可以截留降水，林下的疏松腐植质层及枯枝落叶层可以蓄水，减少降雨后的地表径流量，因此森林可称为,绿色蓄水库,。
雨水缓缓渗透入土壤中使土壤湿度增大，可供蒸发的水分增多，再加上森林的蒸腾作用，导致森林中的绝对湿度和相对湿度都比林外裸地为大。
森林可以增加降水量，当气流流经林冠时，
因受到森林的阻障和摩擦，有强迫气流的上升作用，并导致湍流加强，加上林区空气湿度大，
凝结高度低，因此森林地区降水机会比空旷地多，雨量亦较大。据实测资料，森林区空气湿度可比无林区高 15— 25％，年降水量可增加
6— 10％。
森林有减低风速的作用，当风吹向森林时，
在森林的迎风面，距森林 100m左右的地方，风速就发生变化。在穿入森林内，风速很快降低，
如果风中挟带泥沙的话，会使流沙下沉并逐渐固定。穿过森林后在森林的背风面在一定距离内风速仍有减小的效应。在干旱地区森林可以减小干旱风的袭击，防风固沙。在沿海大风地区森林可以防御海风的侵袭，保护农田。森林根系的分泌物能促使微生物生长，可以改进土壤结构。森林覆盖区气候湿润，水土保持良好，
生态平衡有良性循环，可称为,绿色海洋,。
根据考证，历史上世界森林曾占地球陆地面积的 2/3，但随着人口增加，农、牧和工业的发展，城市和道路的兴建，再加上战争的破坏，
森林面积逐渐减少，到 19世纪全球森林面积下降到 46％,20世纪初下降到 37％，目前全球森林覆盖面积平均约为 22％。我国上古时代也有浓密的森林覆盖，其后由于人口繁衍，农田扩展和明清两代战祸频繁，到 1949年全国森林覆盖率已下降到 8.6％。建国以来，党和政府组织大规模造林，人造林的面积达 4.6亿亩，但由于底子薄，毁林情况相当严重，目前森林覆盖面积仅为 12％，在世界 160个国家中居 116位。
由于大面积森林遭到破坏，使气候变旱，
风沙尘暴加剧，水土流失，气候恶化。相反，
我国在解放后营造了各类防护林，如东北西部防护林、豫东防护林、西北防沙林、冀西防护林、山东沿海防护林等等，在改造自然，改造气候条件上已起了显著作用。
在干旱、半干旱地区，原来生长着具有很强耐旱能力的草类和灌木，它们能在干旱地区生存，并保护那里的土壤。但是，由于人口增多，在干旱、半干旱地区的移民增加，他们在那里扩大农牧业，挖掘和采集旱生植物作燃料
（特别是坡地上的植物），使当地草原和灌木等自然植被受到很大破坏。坡地上的雨水汇流迅速，流速快，对泥土的冲刷力强，在失去自然植被的保护和阻挡后，就造成严重的水土流失。
在平地上一旦干旱时期到来，农田庄稼不能生长，而开垦后疏松了的土地又没有植被保护，
很容易受到风蚀，结果表层肥沃土壤被吹走，
而沙粒存留下来，产生沙漠化现象。畜牧业也有类似情况，牧业超过草场的负荷能力，在干旱年份牧草稀疏、土地表层被牲畜践踏破坏，
也同样发生严重风蚀，引起沙漠化现象的发生。
在沙漠化的土地上，气候更加恶化，具体表现为：雨后径流加大，土壤冲刷加剧，水分减少，
使当地土壤和大气变干，地表反射率加大，破坏原有的热量平衡，降水量减少，气候的大陆度加强，地表肥力下降，风沙灾害大量增加，
气候更加干旱，反过来更不利于植物的生长。
据联合国环境规划署估计，当前每年世界因沙漠化而丧失的土地达 6万 km2，另外还有 21
万 km2的土地地力衰退，在农、牧业上已无经济价值可言。沙漠化问题也同样威胁我国，在我国北方地区历史时期所形成的沙漠化土地有 12
万 km2，近数十年来沙漠化面积逐年递增，因此必须有意识地采取积极措施保护当地自然植被，
进行大规模的灌溉，进行人工造林，因地制宜种植防沙固土的耐旱植被等来改善气候条件，
防止气候继续恶化。
海洋石油污染是当今人类活动改变下垫面性质的另一个重要方面，据估计每年大约有 10
亿 t以上的石油通过海上运往消费地。由于运输不当或油轮失事等原因，每年约有 100万 t以上石油流入海洋，另外，还有工业过程中产生的废油排入海洋。有人估计，每年倾注到海洋的石油量达 200— 1000万 t。
倾注到海中的废油，有一部分形成油膜浮在海面，抑制海水的蒸发，使海上空气变得干燥。同时又减少了海面潜热的转移，导致海水温度的日变化、年变化加大，使海洋失去调节气温的作用，产生,海洋沙漠化效应,。在比较闭塞的海面，如地中海、波罗的海和日本海等海面的废油膜影响比广阔的太平洋和大西洋更为显著。
此外，人类为了生产和交通的需要，填湖造陆，开凿运河以及建造大型水库等，改变下垫面性质，对气候亦产生显著影响。例如我国新安江水库于 1960年建成后，其附近淳安县夏季较以前凉爽，冬季比过去暖和，气温年较差变小，初霜推迟，终霜提前，无霜期平均延长
20天左右。
三,人为热和人为水汽的排放随着工业,交通运输和城市化的发展,世界能量的消耗迅速增长,仅 1970年全世界消耗的 能 量 就 相 当 于 燃 烧 了 75 亿 t 煤,放出
25× 1010J的热量 。 其中在工业生产,机动车运输中有大量废热排出,居民炉灶和空调以及人,
畜的新陈代谢等亦放出一定的热量,这些,人为热,像火炉一样直接增暖大气 。 目前如果将人为热平均到整个大陆；等于在每平方米的土地上放出 0.05W的热量 。 从数值上讲,它和整个地球平均从太阳获得的净辐射热相比是微不足道的,但是由于人为热的释放集中于某些人口稠密,
工商业发达的大城市,其局地增暖的效应就相当显著 。 如 表 8·8所示,在高纬度城市如费尔班克斯,莫斯科等,其年平均人为热 （ QF） 的排放量大于太阳净辐射；中纬度城市如蒙特利尔,
曼哈顿等,因人均用能量大,其年平均人为热
QF的排放量亦大于 RG。 特别是蒙特利尔冬季因空调取暖耗能量特大,其人为热竟相当于太阳净辐射的 11倍以上 。 但是像热带的香港,赤道带的新加坡,其人为热的排放量与太阳净辐射相比就微乎其微了 。
表 8·8 若干不同城市人为热的排放量 *
在燃烧大量化石燃料 （ 天然气,汽油,燃料油和煤等 ） 时除有废热排放外,还向空气中释放一定量的,人为水汽,,根据美国大城市气象试验 （ METROMEX） 对圣路易斯城由燃烧产生的人为水汽量为 10.8× 1011g/h,而当地夏季地面的自然蒸散量为 6.7× 108g/h。 显然人为水汽量要比自然蒸散的水汽量小得多,但它对局地低云量的增加有一定作用 。
据估计目前全世界能量的消耗每年约增长
5.5％ 。 如按这个速度增加下去,到公元 2000年,
全世界能量消耗将比 1970年增加 5倍,即年耗能为 375亿 t煤 。 其排放出的人为热和人为水汽又主要集中在城市中,对城市气候的影响将愈来愈显示其重要性 。
此外,喷气飞机在高空飞行喷出的废气中除混有 CO2外,还有大量水汽,据研究平流层
（ 50hPa高空 ） 的水汽近年来有显著的增加,例如 1964年其水汽含量为 2× 10-3mL/L,1970年就上升到 3× 10-3mL/L,这就和大量喷气飞机经常在此高度飞行有关 。 水汽的热效应与 CO2相似,
对地表有温室效应 。 有人计算,如果平流层水汽量增加 5倍,地表气温可升高 2℃,而平流层气温将下降 10℃ 。 在高空水汽的增加还会导致高空卷云量的加多,据估计在大部分喷气机飞行的北美 — 大西洋 — 欧洲航线上,卷云量增加了 5— 10％ 。 云对太阳辐射及地气系统的红外辐射都有很大影响,它在气候形成和变比中起着重要的作用 。
四,城市气候城市是人类活动的中心,在城市里人口密集,下垫面变化最大 。 工商业和交通运输频繁,
耗能最多,有大量温室气体,,人为热,,
,人为水汽,,微尘和污染物排放至大气中 。
因此人类活动对气候的影响在城市中表现最为突出 。 城市气候是在区域气候背景上,经过城市化后,在人类活动影响下而形成的一种特殊局地气候 。
在 80年代初期美国学者兰兹葆曾将城市与郊区各气候要素的对比总结如表 8·9所示 。
表 8·9 城市与郊区气候特征比较 *
从大量观测事实看来,城市气候的特征可归纳为城市,五岛,效应 （ 混浊岛,热岛,干岛,湿岛,雨岛 ） 和风速减小,多变 。
（ 一 ） 城市混浊岛效应城市混浊岛效应主要有四个方面的表现 。
首先 城市大气中的污染物质比郊区多,仅就凝结核一项而论,在海洋上大气平均凝结核含量为 940粒 /cm3,绝对最大值为 39800粒 /cm3；而在大城市的空气中平均为 147000粒 /cm3,为海洋上的 156倍,绝对最大值竟达 4000000粒 /cm3，
也超出海洋上绝对最大值 100倍以上 。 再以上海为例,根据近 5年 （ 1986— 1990年 ） 监测结果,
大气中 SO2和 NOx两种气体污染物城区平均浓度分别比郊县高 8.7倍和 2.4倍 。
其次,城市大气中因凝结核多,低空的热力湍流和机械湍流又比较强,因此其低云量和以低云量为标准的阴天日数 （ 低云量 ≥ 8的日数 ）
远比郊区多 。 据上海近十年 （ 1980— 1989年 ）
统计,城区平均低云量为 4.0,郊区为 2.9。 城区一年中阴天 （ 低云量 ≥ 8） 日数为 60天而郊区平均只有 31天,晴天 （ 低云量 ≤ 2） 则相反,城区为 132天而郊区平均却有 178天 。 欧美大城市如慕尼黑,布达佩斯和纽约等亦观测到类似的现象 。
第三,城市大气中因污染物和低云量多,
使日照时数减少,太阳直接辐射 （ S） 大大削弱,
而因散射粒子多,其太阳散射辐射 （ D） 却比干洁空气中为强 。 在以 D/S表示的大气混浊度 （ 又称混浊度因子 turbidity foctor） 的地区分布上,城区明显大于郊区 。 根据上海近 27年
（ 1959— 1985年 ） 观测资料统计计算,上海城区混浊度因子比同时期郊区平均高 15.8％ 。 在上海混浊度因子分布图上,城区呈现出一个明显的混浊岛 （ 图 8.19） 。 在国外许多城市亦有类似现象 。
第四,城市混浊岛效应还表现在城区的能见度小于郊区 。 这是因为城市大气中颗粒状污染物多,它们对光线有散射和吸收作用,有减小能见度的效应 。 当城区空气中二氧化氮 NO2浓度极大时,会使天空呈棕褐色,在这样的天色背景下,使分辨目标物的距离发生困难,造成视程障碍 。 此外城市中由于汽车排出废气中的一次污染物 —— 氮氧化合物和碳氢化物,在强烈阳光照射下,经光化学反应,会形成一种浅蓝色烟雾,称为光化学烟雾,能导致城市能见度恶化 。 美国洛杉矶,日本东京和我国兰州等城市均有此现象 。
表 8·10 城市热岛形成的因素
（ 二 ） 城市热岛效应根据大量观测事实证明，城市气温经常比其四周郊区为高。特别是当天气晴朗无风时，
城区气温 Tu与郊区气温 Tr的差值 ΔTu-r（又称热岛强度）更大。例如上海在 1984年 10月 22日 20
时天晴，风速 1.8m/s，广大郊区气温在 13℃ 上下，一进入城区气温陡然升高 （图 8·20）,等温线密集，气温梯度陡峻，老城区气温在 17℃
以上，好像一个“热岛”矗立在农村较凉的
“海洋”之上。城市中人口密集区和工厂区气温最高，成为热岛中的“高峰”（又称热岛中心），城中心 62中学气温高达 18.6℃ 比近郊川沙、嘉定高出 5.6℃,比远郊松江高出 6.5℃,类似此种强热岛在上海一年四季均可出现，尤以秋冬季节晴稳无风天气下出现频率最大。
世界上大大小小的城市，无论其纬度位置、
海陆位置、地形起伏有何不同，都能观测到热岛效应。而其热岛强度又与城市规模、人口密度、能源消耗量和建筑物密度等密切有关。
城市热岛的形成有多种因素 （ 详见表
8·10）,其中下垫面因素,人为热和温室气体的排放是人类活动影响的两个方面 。 但在同一城市,在不同天气形势和气象条件下,热岛效应有时非常明显 （ 晴稳,无风 ）,热岛强度可达 6℃ — 10℃ 上下,有时则甚微弱或不明显
（ 大风,极端不稳定 ） 。 由于热岛效应经常存在,大城市的月平均和年平均气温经常高于附近郊区 。
（ 三 ） 城市干岛和湿岛效应在表 8·8中指出城市相对湿度比郊区小,有明显的干岛效应,这是城市气候中普遍的特征 。
城市对大气中水汽压的影响则比较复杂,以上海为例,据近 7年 （ 1984— 1990年 ） 城区 11个站水汽压 eu和相对湿度 RHu的平均值与同时期周围
4个近郊站平均水汽压 er和相对湿度 RHr相比较
（ 见表 8·11）,
表 8·11上海各月平均水汽压（ hPa）和相对湿度 (％）的城郊对比 (1084— 1990年）
表 8·12上海逐月各观测时刻城郊平均水汽压差值 （ hPa）
（ 1984年 ）
有明显的日变化 。 据实测 Δ Rhu-r的绝对值虽有变化,但皆为负值 。 全天皆呈现出,城市干岛效应,。 Δ eu-r的日变化则不同,如果按一天中
4个观测时刻 （ 02,08,14,20时 ）,分别计算其平均值,则发现在一年中多数月份夜间 02时城区平均水汽压 eu却高于郊区的 er（ 表 8·12）,
出现,城市湿岛,。 在暖季 4月至 11月有明显的干岛与湿岛昼夜交替的现象,其中尤以 8月份为最突出 。 图 8·22,8·23给出 1984年 8月 13日 14时
（ 城市干岛 ） 和同日 02时 （ 城市湿岛 ） 干岛与湿岛昼夜交替的一次实例,此类现象在欧美许多城市大都经常出现于暖季 。
上述现象的形成,既与下垫面因素又与天气条件密切相关 。 在白天太阳照射下,对于下垫面通过蒸散过程而进入低层空气中的水汽量,
城区 （ 绿地面积小,可供蒸发的水汽量少 ） 小于郊区 。 特别是在盛夏季节,郊区农作物生长茂密,城郊之间自然蒸散量的差值更大 。 城区由于下垫面粗糙度大 （ 建筑群密集,高低不齐 ）,又有热岛效应,其机械湍流和热力湍流都比郊区强,通过湍流的垂直交换,城区低层水汽向上层空气的输送量又比郊区多,这两者都导致城区近地面的水汽压小于郊区,形成
,城市干岛,。 到了夜晚,风速减小,空气层结稳定,
郊区气温下降快,饱和水汽压减低,有大量水汽在地表凝结成露水,存留于低层空气中的水汽量少,水汽压迅速降低 。 城区因有热岛效应,
其凝露量远比郊区少,夜晚湍流弱,与上层空气间的水汽交换量小,城区近地面的水汽压乃高于郊区,出现,城市湿岛,。 这种由于城郊凝露量不同而形成的城市湿岛,称为,凝露湿岛,,且大都在日落后若干小时内形成,在夜间维持 。 图 8·22即是凝露湿岛的一个实例,在日出后因郊区气温升高,露水蒸发,很快郊区水汽压又高于城区,即转变为城市干岛 。 在城市干岛和城市湿岛出现时,必伴有城市热岛,
这是因为城市干岛是城市热岛形成的原因之一 （ 城市消耗于蒸散的热量少 ）,而城市湿岛的形成又必须先具备城市热岛的存在 。
城区平均水汽压比郊区低,再加上有热岛效应,其相对湿度比郊区显得更小 。 以上海为例,上海近 7年 （ 1984— 1990年 ） 年平均相对湿度,城中心区不足 74％,而郊区则在 80％ 以上,
呈现出明显的城市干岛 （ 图略 ） 。 经普查,即使在水汽压分布呈现城市湿岛时,在相对湿度的分布上仍是城区小于四周郊区 。
在国外,城市干岛与湿岛的研究以英国的莱斯特,加拿大的埃德蒙顿,美国的芝加哥和圣路易斯等城市为著称 。 其关于城市湿岛的形成多数归因于城郊凝露量的差异,少数论及因城区融雪比郊区快,在郊区尚有积雪时,城区因雪水融化蒸发,空气中水汽压增高,因而形成城市湿岛 。 根据笔者对上海 1984年全年逐日逐个观测时刻大气中水汽压的城郊对比分析,
还发现上海城市湿岛的形成,除上述凝露湿岛外,还有结霜湿岛,雾天湿岛,雨天湿岛和雪天湿岛等,它们都必须在风小而伴有城市热岛时,才能出现 。
（ 四 ） 城市雨岛效应城市对降水影响问题,国际上存在着不少争论 。 1971— 1975年美国曾在其中部平原密苏里州的圣路易斯城及其附近郊区设置了稠密的雨量观测网,运用先进技术进行持续 5年的大城市气象观测实验 （ METROMEX）,证实了城市及其下风方向确有促使降水增多的,雨岛,效应 。
这方面的观测研究资料甚多,以上海为例,根据本地区 170多个雨量观测站点的资料,结合天气形势,进行众多个例分析和分类统计,发现上海城市对降水的影响以汛期 （ 5— 9月 ） 暴雨比较明显 。 在上海近 30年 （ 1960— 1989年 ） 汛期降水分布图上 （ 图 8·24）,城区的降水量明显高于郊区,呈现出清晰的城市雨岛 。 在非汛期 （ 10月至次年 4月 ） 及年平均降水量分布图
（ 图略 ） 上则无此现象 。
城市雨岛形成的条件是 ① 在大气环流较弱,
有利于在城区产生降水的大尺度天气形势下,
由于城市热岛环流所产生的局地气流的辐合上升,有利于对流雨的发展； ② 城市下垫面粗糙度大,对移动滞缓的降雨系统有阻障效应,使其移速更为缓慢,延长城区降雨时间； ③ 城区空气中凝结核多,其化学组分不同,粒径大小不一,当有较多大核 （ 如硝酸盐类 ） 存在时,
有促进暖云降水作用 。 上述种种因素的影响,
会,诱导,暴雨最大强度的落点位于市区及其下风方向形成雨岛 。
城市不仅影响降水量的分布,并且因为大气中的 SO2和 NO2甚多,在一系列复杂的化学反应之下,形成硫酸和硝酸,通过成雨过程
（ rian out） 和冲刷过程 （ wash out） 成为
,酸雨,降落,为害甚大 。
（ 五 ） 城市平均风速小,局地差异大,有热岛环流城市下垫面粗糙度大,有减低平均风速的效应 。 这可以通过以下两方面的对比来证明：
① 同一地点在其城市发展的历史过程中风速的前后对比； ② 同一时期城市和郊区风速的对比 。
国内外大城市这方面的实测资料甚多,仍以上海为例,上海气象台自 1884年即开始有风速观测记录,迄今已有一百余年 。 在百余年来,上海城市发展速度甚快,市区人口增加 34倍强,
房屋建筑密度增加亦快,年平均风速逐年明显地变小 （ 表 8·13） 。
表 8·13 上海气象台历年年平均风速 （ m/s） (1984-1990年 )
由表 8·12可见,无论风速仪安装在何高度,
其在同一高度所测得的风速,都是随着上海城市的发展,风速逐时段递减 。 以距地面 12m的风速而论,最近 5年 （ 1986— 1990年 ） 的平均风速比 90多年前 （ 1894— 1900年 ） 的平均风速要减小 34.2％。再从 图 8·25看，近 10年上海城中心区平均风速（ 2.5m/s）要比远郊南汇（ 3.7m/s）
小 32.4％。
在大范围内,气压梯度极小的天气形势下,
特别是晴夜,由于城市热岛的存在,在城区形成一个弱低压中心,并出现上升气流 。 郊区近地面的空气乃从四面八方流入城市,风向热岛中心辐合 。 由热岛中心上升的空气在一定高度上又流向郊区,在郊区下沉,形成一个缓慢的热岛环流,又称城市风系 （ 图 8·26）,这种风系有利于污染物在城区集聚形成尘盖,有利于城区低云和局部对流雨的形成 。 我国上海,北京等城市都曾观测到此类城市热岛环流的存在 。
此外,城市内部因街道走向,宽度,两侧建筑物的高度,型式和朝向不同,各地所获得的太阳辐射能就有明显的差异,在盛行风微弱时或无风时会产生局地热力环流 。 又当盛行风吹过鳞次栉比,参差不齐的建筑物时,因阻障效应产生不同的升降气流,涡动和绕流等,使风的局地变化更为复杂 。
内容提要本书是在,气象学与气候学,第二版基础上修订而成的,是本科地理学专业的专业基础课教材 。 全书共 8章,内容包括大气热学,大气水分,大气运动,天气系统,气候形成,气候带和气候类型,气候变化及人类影响等内容 。
三版中在气候系统,大气环流,海 -气作用及青藏高原对气候的影响,人类活动对气候的影响,城市气候等方面作了不少新的补充 。
可作高校地理,气象专业教材,亦可供水文,农林,环境等专业师生,有关科技人员和中学地理教师参考
