第八章 气候变化和人类活动对气候的影响
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，探讨现代气候变化的趋势，具有重大的理论和实践意义。
第一节 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。学界所公认的气候周期变化有：大冰期与大间冰期气候：亚冰期气候与亚间冰期气候：副冰期与副间冰期气候：寒冷期（或小冰期）与温暖期（或小间冰期）气候：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。
一、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。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。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。
发生在距今约3—6亿年前。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。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。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。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。
? 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。
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。
三、近代气候变化特征
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。
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。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。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，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。
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。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。
1?、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。
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。
2、火山活动引起大气透明度的变化
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。火山灰与沙尘的区别，中国的传说。
1991年6月菲律宾Pinatubo皮那图波火山爆发是近80年来最强的一次。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。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Pinatubo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。
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。
3、太阳活动的变化
太阳黑子活动具有大约11年的周期。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。从长期变化来看太阳辐射与太阳活动为正相关。
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。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。
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。
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。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。
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。?
1、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，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。我们知道西欧和极地气候与湾流有关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。
2、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。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，浅海首先变为陆地，然后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。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。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。
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。
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
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。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。
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。这些气体都具有明显的温室效应。
大气中CO2浓度在近几十年来增长速度甚快。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。预计2025年大气中CO2浓度为工业化前的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。
? 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。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。
?除CO2外，其它温室气体均为微量气体。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。
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℃。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。温室气体增加对降水和全球生态系统都有一定影响。
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。
1、森林
森林除了影响大气中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，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。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，称为“绿色蓄水库”。
森林可以增加降水量，森林有减低风速的作用，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”。
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。
2、荒漠化
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。
3、石油污染
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”。
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
1、人为热
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，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。。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，在高纬度城市人为热影响较大，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。
2、人为水汽
在燃烧大量化石燃料时除排放废热外，还释放一定量的“人为水汽”，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。航空煤油的人为水汽。
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。
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。
1、城市混浊岛效应
城市混浊岛效应主要有四个方面的表现。（1）城市大气中的污染物质比郊区多。（2）低云量和以低云量为标准的阴天日数远比郊区多，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，（3）混浊度强：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。（4）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。
?2、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。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）。
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，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。
3、城市干岛和湿岛效应
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，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。
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。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。
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。
4、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。
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。
5、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。
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。
