氣象學(xué)與氣候?qū)W課件

氣候變化和人類活動對氣候的影響

第一節(jié)氣候變化的史實(shí)

地球上各種自然現(xiàn)象都在不斷地變化之中，氣候也不例外。根據(jù)觀測事實(shí)，地球上的氣候一直不停地呈波浪式發(fā)展，冷暖幹濕相互交替，變化的週期長短不一。前兩章所論述的現(xiàn)代氣候是地球氣候變化長河中的一個發(fā)展階段。研究地球氣候變化的歷史，弄清現(xiàn)代氣候變化的趨勢，這一方面具有重大的理論意義，另一方面更為我們按照氣候演變規(guī)律，採取適當(dāng)措施

及早預(yù)防和抗禦異常氣候?yàn)?zāi)害，合理地利用氣候資源，改造氣候條件提供科學(xué)依據(jù)，其實(shí)用價值愈來愈明確。本章著重論述：氣候變化的歷史事實(shí)，探討導(dǎo)致氣候變化的因素和人類活動對氣候變化的影響。一、氣候變化的史實(shí)

地球形成為行星的時間尺度約為50±5億年。據(jù)地質(zhì)沉積層的推斷，約在20億年前地球上就有大氣圈和水圈。地球氣候史的上限，可追溯到20±2億年。據(jù)地質(zhì)考古資料、歷史文獻(xiàn)記載

和氣候觀測記錄分析，世界上的氣候都經(jīng)歷著長度為幾十年到幾億年為週期的氣候變化?，F(xiàn)在為科學(xué)界所公認(rèn)的有：大冰期與大間冰期氣候：時間尺度約為幾百萬年到幾萬萬年。亞冰期氣候與亞間冰期氣候：時間尺度約為幾十萬年。副冰期與副間冰期氣候：時間尺度約為幾萬年。寒冷期（或小冰期）與溫暖期（或小間冰期）氣候：時間尺度約為幾百年到幾千年。

世紀(jì)及世紀(jì)內(nèi)的氣候變動：時間尺度為幾年到幾十年。從時間尺度和研究方法來看，地球氣候變化史可分為三個階段：地質(zhì)時期的氣候變化、歷史時期的氣候變化和近代氣候變化。地質(zhì)時期氣候變化時間跨度最大，從距今22億—1萬年，其最大特點(diǎn)是冰期與間冰期交替出現(xiàn)。歷史時期氣候一般指1萬年左右以來的氣候。近代氣候是指最近一、二百年有氣象觀測記錄時期的氣候。

二、地質(zhì)時期的氣候變化

地球古氣候史的時間劃分，採用地質(zhì)年代表示（表8·1）。在漫長的古氣候變遷過程中，反復(fù)經(jīng)歷過幾次大冰期氣候。在表8·1中列出三次大冰期，即震旦紀(jì)大冰期、石炭—二迭紀(jì)大冰期和第四紀(jì)大冰期（圖8·1）。這三個大冰期都具有全球性的意義，發(fā)生的時間也比較確定。震旦紀(jì)以前，還有過大冰期的反復(fù)出現(xiàn)，其出現(xiàn)時間目前尚有不同意見。在大冰期之間是比較溫暖的大間冰期。

1.震旦紀(jì)大冰期氣候

震旦紀(jì)大冰期發(fā)生在距今約6億年前。根據(jù)古地質(zhì)研究，在亞、歐、非、北美和澳大利亞的大部分地區(qū)中，都發(fā)現(xiàn)了冰磧層，說明這些地方曾經(jīng)發(fā)生過具有世界規(guī)模的大冰川氣候。在我國長江中下游廣大地區(qū)都有震旦紀(jì)冰磧層，表示這裏曾經(jīng)曆過寒冷的大冰期氣候。而在目前黃河以北地區(qū)震旦紀(jì)地層中分布有石膏層和龜裂紋現(xiàn)象，說明那裏當(dāng)時曾是溫暖而乾燥的氣候。2.寒武紀(jì)—石炭紀(jì)大間冰期氣候

寒武紀(jì)—石炭紀(jì)大間冰期發(fā)生在距今約3—6億年前。這裏包括寒武紀(jì)、奧陶紀(jì)、志留紀(jì)、泥盆紀(jì)和石炭紀(jì)五個地質(zhì)時期，共經(jīng)歷3.3億年，都屬於大間冰期氣候。當(dāng)時整個世界氣候都比較溫暖，特別是石炭紀(jì)是古氣候中典型的溫和濕潤氣候。當(dāng)時森林面積極廣，最後形成大規(guī)模的煤層，樹木缺少年輪，說明當(dāng)時樹木終年都能均勻生長，具有海洋性氣候特徵，沒有明顯季節(jié)區(qū)別。在我國石炭紀(jì)時期，全國都處於熱帶氣候條件下，到了石炭紀(jì)後期出現(xiàn)三個氣候帶，自北而南分佈著濕潤氣候帶、乾燥帶和熱帶。

3.石炭—二迭紀(jì)大冰期石炭—二迭紀(jì)大冰期發(fā)生在距今2—3億年。從所發(fā)現(xiàn)的冰川跡象表明，受到這次冰期氣候影響的主要是南半球。在北半球除印度外，目前還未找到可靠的冰川遺跡。這時我國仍具有溫暖濕潤氣候帶、乾燥帶和炎熱潮濕氣候帶。

4.三迭紀(jì)—第三紀(jì)大間冰期氣候三迭紀(jì)—第三紀(jì)大間冰期發(fā)生在距今約2億到200萬年前，包括整個中生代的三迭紀(jì)、侏羅紀(jì)、白堊紀(jì)，都是溫暖的氣候。到新生代的第三紀(jì)時，世界氣候更趨暖化，共計(jì)約為2.2億

年。在我國三迭紀(jì)的氣候特徵是西部和西北部普遍為乾燥氣候。到侏羅紀(jì)，我國地層普遍分佈著煤、粘土和耐火粘土等，由此可以認(rèn)為我國當(dāng)時普遍在濕熱氣候控制下。侏羅紀(jì)後期到白堊紀(jì)是乾燥氣候發(fā)展的時期，當(dāng)時我國曾出現(xiàn)一條明顯的乾燥氣候帶。西起新疆經(jīng)天山、甘肅，向南伸至大渡河下游到江西南部都有乾燥氣候下的石膏層發(fā)育。到了新生代的早第三紀(jì)，世界氣候更普遍變暖，格陵蘭具有溫帶樹種，我國當(dāng)時的沉積物大多帶有紅色，說明我國當(dāng)時的氣候比較炎熱。晚第三紀(jì)時，東亞大陸東部氣候趨於濕潤。晚第三紀(jì)末期世界氣溫

普遍下降。喜熱植物逐漸南退。

5.第四紀(jì)大冰期氣候第四紀(jì)大冰期約從距今200萬年前開始直到現(xiàn)在。當(dāng)冰期最盛時在北半球有三個主要大陸冰川中心，即斯堪的那維亞冰川中心：冰川曾向低緯伸展到51°N左右；北美冰川中心：冰流曾向低緯伸展到38°N左右；西伯利亞冰川中心：冰層分佈於北極圈附近60°—70°N之間，有時可能伸展到50°N的貝加爾湖附近。估計(jì)當(dāng)時陸地有24％的面積為冰所覆蓋，還有20％的面積為永凍土，這是冰川最盛時的情況。在這次大冰期中，氣候變動很大，冰川有多次進(jìn)退。

根據(jù)對歐洲阿爾卑斯山區(qū)第四紀(jì)山嶽冰川的研究，確定第四紀(jì)大冰期中有5個亞冰期。在中國也發(fā)現(xiàn)不少第四紀(jì)冰川遺跡，定出4次亞冰期（表8·2）。在亞冰期內(nèi)，平均氣溫約比現(xiàn)代低8°—12℃。在兩個亞冰期之間的亞間冰期內(nèi)，氣溫比現(xiàn)代高。北極約比現(xiàn)代高10℃以上，低緯地區(qū)約比現(xiàn)代高5.5℃左右。覆蓋在中緯度的冰蓋消失，甚至極地冰蓋整個消失。在每個亞冰期之中，氣候也有波動，例如在大理亞冰期中就至少有5次冷期（或稱副冰期），而其間為相對溫暖時期（或稱副間冰期）。每個相對溫暖時期一般維持1萬年左右。目前正處於一個

相對溫暖的後期。據(jù)研究，在距今1.8萬年前為第四紀(jì)冰川最盛時期，一直到1.65萬年前，冰川開始融化，大約在1萬年前大理亞冰期（相當(dāng)於歐洲武木亞冰期）消退，北半球各大陸的氣候帶分佈和氣候條件基本上形成為現(xiàn)代氣候的特點(diǎn)。

二、歷史時期的氣候變化自第四紀(jì)更新世晚期，約距今1萬年左右的時期開始，全球進(jìn)入冰後期。挪威的冰川學(xué)家曾作出冰後期的近1萬年來挪威的雪線升降圖（圖8·2）。從圖上看來近1萬年雪線升降幅度並不小，它表明這期間世界氣候有兩次大的波動：一次是西元前5000年到西元前1500年的最適氣候期，當(dāng)時氣溫比現(xiàn)在高3°—4℃（雪線升高表示溫度上升）；一次是15世紀(jì)以來的寒冷氣候（雪線降低表示溫度下降），其中1550—1850年為冰後期以來最寒冷的階段，稱小冰河期，當(dāng)時氣溫比現(xiàn)在低1°—2℃。中國近5000

年來的氣溫變化（虛線）大體上與近5000年來挪威雪線的變化相似，圖8·2中兩條曲線變化趨勢大體一致。

根據(jù)對歷史文獻(xiàn)記載和考古發(fā)掘等有關(guān)資料的分析，可以將5000年來我國的氣候劃分為4個溫暖時期和4個寒冷時期，如表8·3所示。

綜上所述可見在近5000年的最初2000年中，大部分時間的年平均溫度比現(xiàn)在高2℃左右，是最適氣候期。從西元前1000年的周朝初期以後，氣候有一系列的冷暖變動。其分期的特徵是：溫暖期愈來愈短，溫暖的程度愈來愈低。從生物分佈可以看出這一趨勢。例如，在第一個溫暖時期，我國黃河流域發(fā)現(xiàn)有象；在第二個溫暖時期象群棲息北限就移到淮河流域及其以南，西元前659—627年淮河流域有象棲息；第三個溫暖時期就只在長江以南，例如，信安（浙江衢縣）和廣東、雲(yún)南才有象。而5000年中的四個寒冷時期相反，長度愈來愈大，程度愈來愈

強(qiáng)。從江河封凍可以看出這一趨勢。在第二個寒冷時期只有淮河封凍的例子（西元225年），第三個寒冷時期出現(xiàn)了太湖封凍的情況（西元1111年），而在第四個寒冷時期在17世紀(jì)（如西元1670年）長江也出現(xiàn)封凍現(xiàn)象。氣候波動是全球性的，雖然世界各地最冷年份和最暖年份發(fā)生的年代不盡相同，但氣候的冷暖起伏是先後呼應(yīng)的，圖8·3給出近600年來不同地區(qū)氣溫序列圖，這些氣溫序列是由不同作者應(yīng)用不同的方法建立的，反映的地區(qū)也不相同，但卻有相當(dāng)大的一致性。圖8·3中的b、d、e表明確實(shí)從西元1550年前後氣溫出現(xiàn)明顯

的負(fù)距平，開始進(jìn)入寒冷時期，圖a也有這樣的趨勢（可惜資料年數(shù)稍短），圖c與圖f則推遲到西元160O年才進(jìn)入寒冷期，所以17世紀(jì)比較冷是一致的。18世紀(jì)相對較暖，只有圖8·3中f仍維持較冷，但至少在18世紀(jì)前半期冷的程度也有所減弱，19世紀(jì)又出現(xiàn)一個寒冷期，只有在圖e相對冷的程度弱一些，大約在西元1800—1850年之間氣溫達(dá)到最低，因此在歷史時期將西元1550—1850年定為小冰期是有依據(jù)的。在小冰期中氣溫負(fù)距平約為-0.5℃。

歷史時期的氣候，在幹濕上也有變化，不過氣候幹濕變化的空間尺度和時間尺度都比較小。中國科學(xué)院地理所曾根據(jù)歷史資料，推算出我國東南地區(qū)自西元元年至西元1900年的幹濕變化如表8·4所示。其濕潤指數(shù)I的計(jì)算方法為：I=2F/（F＋D），式中F為歷史上有記載的雨澇頻數(shù)，D是同期內(nèi)所記載的乾旱頻數(shù)，I值變化於0—2之間，I=1表示乾旱與雨澇頻數(shù)相等，小於1表示乾旱佔(zhàn)優(yōu)勢。對中國東南地區(qū)而言，求得全區(qū)濕潤指數(shù)平均為1.24，將指數(shù)大於1.24定義為溫期，小於1.24定為旱期，在這段歷史時期中共分出10個旱期和10個濕期。表8·4中國東南地區(qū)旱濕期

從表8·4中可以看出各幹濕期的長度不等，最長的濕期出現(xiàn)在唐代中期（西元811—1050年），持續(xù)240年，接著是最長的旱期，出現(xiàn)在宋代，持續(xù)220年（西元1051—1270年）。

三、近代氣候變化特徵近百餘年來由於有了大量的氣溫觀測記錄，區(qū)域的和全球的氣溫序列不必再用代用資料。由於各個學(xué)者所獲得的觀測資料和處理計(jì)算方法不盡相同，所得出的結(jié)論也不完全一致。但總的趨勢是大同小異的，那就是從19世紀(jì)末到本世紀(jì)40年代，世界氣溫曾出現(xiàn)明顯的波動上升現(xiàn)象。這種增暖在北極最突出，1919—1928

年間的巴倫支海水面溫度比1912—1918年時高出8℃。巴倫支海在30年代出現(xiàn)過許多以前根本沒有來過的喜熱性魚類，1938年有一艘破冰船深入新西伯利亞島海域，直到83°05'N，創(chuàng)造世界上船舶自由航行的最北紀(jì)錄。這種增暖現(xiàn)象到40年代達(dá)到頂點(diǎn)，此後，世界氣候有變冷現(xiàn)象。以北極為中心的60°N以北，氣溫愈來愈冷，進(jìn)入60年代以後高緯地區(qū)氣候變冷的趨勢更加顯著。例如1968年冬，原來隔著大洋的冰島和格陵蘭，竟被冰塊連接起來，發(fā)生了北極熊從格陵蘭踏冰走到冰島的罕見現(xiàn)象。進(jìn)入70年代以後，世界氣候又趨變暖，到1980年以後，

世界氣溫增暖的形勢更為突出。

威爾森（H.Wilson）和漢森（J.Hansen）等應(yīng)用全球大量氣象站觀測資料，將1880年到1993年逐年氣溫對1951年至1980年這30年的平均氣溫求出距平值（圖8·4）。計(jì)算結(jié)果為全球年平均氣溫從1880到1940年這60年中增加0.5℃，1940—1965年降低了0.2℃，然後從1965—1993年又增暖了0.5℃。北半球的氣溫變化與全球形勢大致相似，升降幅度略有不同。從1880年到1940年年平均氣溫增暖0.7℃，此後30年降溫0.2℃，從1970年至1993年又增暖0.6℃。南半球年平均氣溫變化呈波動較小的增長趨勢，

從1880年到1993年增暖0.5℃，顯示出自1980年以來全球年平均氣溫增暖的速度特別快。1990年為近百餘年來年溫最高值年（正距平為0.47℃），其餘7個特暖年（正距平在0.25℃—

0.41℃）均出現(xiàn)在

1980—1993年中。

瓊斯（P.D.Jones）等對近140年（1854—1993年）世界氣溫變化作了大量研究工作。他們亦指出從19世紀(jì)末至1940年世界氣溫有明顯的增暖，從40年代至70年代氣溫呈相對穩(wěn)定狀態(tài)，在80年代和90年代早期氣溫增加非常迅速。自19世紀(jì)中期至今，全球年平均氣溫增暖0.5℃。南半球各季皆有增暖現(xiàn)象，北半球的增暖僅出現(xiàn)在冬、春和秋三季，夏季氣溫並不比1860—1870年代暖。Briffa和Jones（1993）曾指出全球各地近百餘年來增暖的範(fàn)圍和尺度並不相同，有少數(shù)地區(qū)自19世紀(jì)以來一直仍在變冷。但就全球平均而言，20世紀(jì)的增暖是明顯的。他們

列出南、北半球和全球各兩組的氣溫變化序列，一組是經(jīng)過ENSO影響訂正後的數(shù)值，一組是實(shí)測數(shù)值（圖略），其氣溫變化曲線起伏與威爾森等所繪製的近百餘年的氣溫距平圖大同小異。我國學(xué)者根據(jù)我國從1910—1984年137個站的氣溫資料，將每個站逐月的平均氣溫劃分為五個等級，即1級暖，2級偏暖，3級正常，4級偏冷，5級冷，並繪製了全國1910年以來逐月的氣溫等級分布圖。根據(jù)圖中冷暖區(qū)的面積計(jì)算出各月氣溫等級值，把每5年的平均氣溫等級值與北半球每5年的平均溫度變化進(jìn)行比較（圖8·5）。可見本世紀(jì)以來我國氣溫的變化與北半

球氣溫變化趨勢基本上亦是大同小異的，即前期增暖，40年代中期以後變冷，70年代中期以來又見回升，所不同的只是在增暖過程中，30年代初曾有短期降溫，但很快又繼續(xù)增溫，至40年代初達(dá)到峰點(diǎn)。另外，40年代中期以後的降溫則比北半球激烈，至50年代後期達(dá)到低點(diǎn)，60年代初曾有短暫回升，但很快又再次下降，而且夏季比冬季明顯，70年代中期後又開始回升，但80年代的增暖遠(yuǎn)不如北半球強(qiáng)烈，在80年代南、北半球和全球都是本世紀(jì)年平均氣溫最高的10年，而我國1980—1984年的平均氣溫尚低於60年代的水準(zhǔn)。從上世紀(jì)末到本世紀(jì)40

年代，我國年平均氣溫約升高0.5—1.0℃，40年代以後由增暖到變冷，全國平均降溫幅度在0.4—0.8℃之間，70年代中期以後逐漸轉(zhuǎn)為增暖趨勢。

因此從上世紀(jì)末以來，我國氣溫總的變化趨勢是上升的，這在冰川進(jìn)退、雪線升降中也有所反映。如1910—1960年50年間天山雪線上升了40—50m，天山西部的冰舌末端後退了500－1000m，天山東部的冰舌後退了200—400m，喜馬拉雅山脈在我國境內(nèi)的冰川，近年來也處於退縮階段。

20世紀(jì)我國降水的總趨勢大致是從18、19世紀(jì)的較為濕潤時期轉(zhuǎn)向較為乾燥的過渡時期。由於降水的區(qū)域性很強(qiáng)，各地降水週期的位相很不一致，表8·5列出北京、上海、廣州三站每10年年平均降水量R（mm）及其距平百分率△R％。由此表可見，在本世紀(jì)30年代是少雨時期，50年代是多雨時期，60年代和70年代降水量又明顯偏少，結(jié)合20世紀(jì)氣溫資料分析，我國東部北緯40°以南的氣候狀況可歸納為表8·6的配置。表8·5北京、上海、廣州三站每10年平均降水量R（mm）及距平百分率△R（%）表8·620世紀(jì)以來每10年我國氣候特徵

綜上所述，全球地質(zhì)時期氣候變化的時間尺度在22億年到1萬年以上，以冰期和間冰期的出現(xiàn)為特徵，氣溫變化幅度在10℃以上。冰期來臨時，不僅整個氣候系統(tǒng)發(fā)生變化，甚至導(dǎo)致地理環(huán)境的改變。歷史時期的氣候變化是近1萬年來，主要是近5000年來的氣候變化，變化的幅度最大不超過2—3℃，大都是在地理環(huán)境不變的情況發(fā)生。近代的氣候變化主要是指近百年或20世紀(jì)以來的氣候變化，氣溫振幅在0.5—1.0℃之間。

第二節(jié)氣候變化的因素

氣候的形成和變化受多種因數(shù)的影響和制約。圖8·6表示各因數(shù)之間的主要關(guān)係。圖中C、D是氣候系統(tǒng)的兩個主要組成部分，A、B則是兩個外界因數(shù)。由圖上可以看出：太陽輻射和宇宙-地球物理因數(shù)都是通過大氣和下墊面來影響氣候變化的。人類活動既能影響大氣和下墊面從而使氣候發(fā)生變化，又能直接影響氣候。在大氣和下墊面間，人類活動和大氣及下墊面間，又相互影響、相互制約，這樣形成重疊的內(nèi)部和外部的回饋關(guān)係，從而使同一來源的太陽輻射影響不斷地來回傳遞、組合分化和發(fā)展。

在這種長期的影響傳遞過程中，太陽又出現(xiàn)許多新變動，它們對大氣的影響與原有的變動所產(chǎn)生的影響疊加起來，交錯結(jié)合，以多種形式表現(xiàn)出來，使地球有史以來，氣候的變化非常複雜。

一、太陽輻射的變化

太陽輻射是氣候形成的最主要因素。氣候的變遷與到達(dá)地表的太陽輻射能的變化關(guān)係至為密切，引起太陽輻射能變化的條件是多方面的。

（一）地球軌道因素的改變

地球在自己的公轉(zhuǎn)軌道上，接受太陽輻射能。而地球公轉(zhuǎn)軌道的三個因素：偏心率、地軸傾角和春分點(diǎn)的位置都以一定的週期變動著，這就導(dǎo)致地球上所受到的天文輻射發(fā)生變動，引起氣候變遷。

1.地球軌道偏心率的變化

由第六章所述，到達(dá)地球表面單位面積上的天文輻射強(qiáng)度是與日地距離（b）的平方成反比的，地球繞太陽公轉(zhuǎn)軌道是一個橢圓形，現(xiàn)在這個橢圓形的偏心率（e）約為0.016。目前北半球冬季位於近日點(diǎn)附近，因此北半球冬半年比較短（從秋分至春分，比夏半年短7.5日），但偏心率是在0.00—0.06之間變動的，其週期約為96000年。以目前情況而論，地球在近日點(diǎn)時所獲得的天文輻射量（不考慮其他條件的影響）較現(xiàn)在遠(yuǎn)日點(diǎn)的輻射量約大1/15，當(dāng)偏心率e值為極大時，則此差異就成為1/3。

如果冬季在遠(yuǎn)日點(diǎn)，夏季在近日點(diǎn)，則冬季長而冷，夏季熱而短，使一年之內(nèi)冷熱差異非常大。這種變化情況在南北半球是相反的。

2.地軸傾斜度的變化地軸傾斜（即赤道面與黃道面的夾角，又稱黃赤交角）是產(chǎn)生四季的原因。由於地球軌道平面在空間有變動，所以地軸對於這個平面的傾斜度（ε）也在變動?，F(xiàn)在地軸傾斜度是23.44°，最大時可達(dá)24.24°，最小時為22.1°，變動週期約40000年。這個變動使得夏季太陽直射達(dá)到的極限緯度（北回歸線）和冬季極夜達(dá)到的極限緯度（北極圈）發(fā)生變動（圖8·7）。

當(dāng)傾斜度增加時，高緯度的年輻射量要增加，赤道地區(qū)的年輻射量會減少。例如當(dāng)?shù)剌S傾斜度增大1°時，在極地年輻射量增加4.02％，而在赤道卻減少0.35％。可見地軸傾斜度的變

化對氣候的影響在高緯度比低緯度大得多。此外，傾斜度愈大，地球冬夏接受的太陽輻射量差值就愈大，特別是在高緯度地區(qū)必然是冬寒夏熱，氣溫年較差增大；相反，當(dāng)傾斜度小時，則冬暖夏涼，氣溫年較差減小。夏涼最有利於冰川的發(fā)展。

3.春分點(diǎn)的移動春分點(diǎn)沿黃道向西緩慢移動，大約每21000年，春分點(diǎn)繞地球軌道一周。春分點(diǎn)位置變動的結(jié)果，引起四季開始時間的移動和近日點(diǎn)與遠(yuǎn)日點(diǎn)的變化。地球近日點(diǎn)所在季節(jié)的變化，每70年推遲1天。大約在1萬年前，北半球在冬

季是處於遠(yuǎn)日點(diǎn)的位置（現(xiàn)在是近日點(diǎn)），那時北半球冬季比現(xiàn)在要更冷，南半球則相反。

上面三個軌道要素的不同週期的變化，是同時對氣候發(fā)生影響的。米蘭柯維奇（M.M.-Lankovitch）曾綜合這三者的作用計(jì)算出65°N緯度上夏季太陽輻射量在60萬年內(nèi)的變化，並用相對緯度來表示。例如，23萬年前在65°N上的太陽輻射量和現(xiàn)在77°N上的一樣，而在13萬年前又和現(xiàn)在59°N上的一樣。他認(rèn)為當(dāng)夏季溫度降低約4—5℃，冬季反而略有升高的年份，冬天降雪較多，而到夏天雪還未來得及融化時，冬天又接著到來，這樣反復(fù)進(jìn)行，

就會形成冰期。他還繪製成65°N緯度上夏季輻射量在60萬年內(nèi)的變化（用相對緯度表示）圖①，並在圖上標(biāo)出第四紀(jì)冰期中歷次亞冰期出現(xiàn)的時期（圖略）。近人按米蘭柯維奇的思路，利用大型電子電腦重新計(jì)算在距今一百萬年以前至一百萬年以後65°N的相對緯度（圖8·8），圖中相對緯度在68°N以上時塗黑，表示冰期，並標(biāo)出過去定出的冰期。其計(jì)算結(jié)果大體上對過去第四紀(jì)中幾個著名的冰期均有明顯的反映。

圖8·8中還給出今後100萬年由於太陽輻射量的變化還將出現(xiàn)的多次亞冰期和亞間冰期。

氣候變化受多種因數(shù)的制約，這僅是因地球軌道因素改變而引起的太陽輻射量變化的一個值得參考的因數(shù)。（二）火山活動引起大氣透明度的變化

到達(dá)地表的太陽輻射的強(qiáng)弱要受大氣透明度的影響?；鹕交顒訉Υ髿馔该鞫鹊挠绊懽畲螅瑥?qiáng)火山爆發(fā)噴出的火山塵和硫酸氣溶膠能噴入平流層，由於不會受雨水沖刷跌落，它們能強(qiáng)烈地反射和散射太陽輻射，削弱到達(dá)地面的直接輻射。據(jù)分析火山塵在高空停留的時間一般只有幾個月，而硫酸氣溶膠則可形成火山雲(yún)在平流層飄浮數(shù)年，能長時間對地面產(chǎn)生淨(jìng)冷卻效應(yīng)。據(jù)歷史記載1815年4月初Tambora火山（8.25°S，118.0°E）爆發(fā)時，500km內(nèi)有三天不見天日，各方面估計(jì)噴出的固體物質(zhì)可達(dá)100—300km3。大量濃煙雲(yún)長期環(huán)繞平流層漂浮，顯著減弱太陽輻射，歐美各國在1816年普遍出現(xiàn)了“無複之年”。據(jù)Bryson（1977）估計(jì)，當(dāng)年整個北半球中緯度氣溫平均比常年偏低1℃左右。在英格蘭夏季氣溫偏低3℃，在加拿大6月即開始下雪。再從我國華東沿海各省近500年曆史氣候資料中可見，在1817年六月廿九日（陽曆8月11日）贛北彭澤（29.9°N，116.0°E）見雪，木棉多凍傷。皖南東至縣（30.1°N，117.0°E）在同年七月二日（陽曆8月14日）降雨雪，平地寸許。在我國中部夏季有兩處以上出現(xiàn)霜雪記載的這類嚴(yán)重冷夏在1500—1865年間竟有35年。這說明“六月雪”是確有其事的，它們絕大多數(shù)出現(xiàn)在大火山爆發(fā)後的兩年間。

20世紀(jì)以來，火山強(qiáng)烈噴發(fā)後，太陽直接輻射（Q）的減弱有實(shí)測記錄可稽。例如：①Santa－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％；③St－Helen火山（46.2°N，122.2°W，1980年）1980年我國5站Q下降15％；④El－Chicho'n火山（17.3°N，93.2°W，1982年）在1982—1983年冬使我國日本和夏威夷的Q值分別下降20％左右。1991年6月菲律賓Pinatubo火山爆發(fā)是近80年來最強(qiáng)的一次。圖8·9給出這次爆發(fā)後其氣溶膠光學(xué)厚度對1989—1990年平均值的距平。從圖上可以看出，在熱帶（20°S—30°N）在火山爆發(fā)後3個月後氣溶膠厚度達(dá)到峰值，直到1993年5月（亦即約兩年後）恢復(fù)到正常。南北半球中緯度（40°—80°N，40°—60°S）氣溶膠光學(xué)厚度的峰值出現(xiàn)較晚，但均在春夏之際。顯然，氣溶膠光學(xué)厚度增大，太陽輻射削弱的程度亦增大。有資料證明1992年4—10月北半球兩個大陸氣溫距平在—0.5——1.0℃之間。由圖8·4可見1990和1991年曾經(jīng)是近百年來最暖

的兩年，但1992

年全球平均下降了0.2℃，北半球下降0.4℃。不少學(xué)者認(rèn)為，這主要是Pinat-ubo爆發(fā)的影響。

火山爆發(fā)呈現(xiàn)著週期性的變化，歷史上寒冷時期往往同火山爆發(fā)次數(shù)多、強(qiáng)度大的活躍時期有關(guān)。Baldwin等（1976）指出，火山活動的加強(qiáng)可能是小冰期以至最近一次大冰期出現(xiàn)的重要原因。Bray（1977）則指出，過去200萬年間幾乎每次冰期的建立和急劇變冷都和大規(guī)?；鹕奖l(fā)有關(guān)。例如在1912年以前的150年，北半球火山爆發(fā)較頻，所以氣候相對地比較寒冷。1912年以後至20世紀(jì)40年代北半球火山活動很少，大氣混濁度減小，可以吸收更多的太陽輻射，因此氣溫增高，形成一溫暖時期。

總之，火山活動的這種“陽傘效應(yīng)”是影響地球上各種空間尺度範(fàn)圍為時數(shù)年以上氣候變化的重要因數(shù)。

（三）太陽活動的變化太陽黑子活動具有大約11年的週期。據(jù)1978年11月16日到1981年7月13日雨雲(yún)7號衛(wèi)星（裝有空腔輻射儀）共971天的觀測，證明太陽黑子峰值時太陽常數(shù)減少。最近富卡爾、馬利安（FonkalandLean，1986）的研究指出，太陽黑子使太陽輻射下降只是一個短期行為，但太陽光斑可使太陽輻射增強(qiáng)。太陽活動增強(qiáng)，不僅太陽黑子增加，太陽光斑也增加。光斑增

加所造成的太陽輻射增強(qiáng)，抵消掉因黑子增加而造成的削弱還有餘。因此，在11年週期太陽活動增強(qiáng)時，太陽輻射也增強(qiáng)，即從長期變化來看太陽輻射與太陽活動為正相關(guān)（圖略）。據(jù)最新研究，太陽常數(shù)可能變化在1—2％左右。模擬試驗(yàn)證明，太陽常數(shù)增加2％，地面氣溫可能上升3℃，但減少2％，地面氣溫可能下降4.3℃。我國近500年來的寒冷時期正好處於太陽活動的低水準(zhǔn)階段，其中三次冷期對應(yīng)著太陽活動的不活躍期。如第一次冷期（1470—1520年）對應(yīng)著1460—1550年的斯波勒極小期；第二次冷期（1650—1700年）對應(yīng)著1645—1715年的蒙德爾極小期；第三次冷期（1840—1890年）較弱，也對應(yīng)著19世紀(jì)後半期的一次較弱的太陽活動期。而在中世紀(jì)太陽活動極大期間（1100—1250）正值我國元初的溫暖時期，說明我國近千年來的氣候變化與太陽活動的長期變化也有一定聯(lián)繫。

二、宇宙-地球物理因數(shù)宇宙因數(shù)指的是月球和太陽的引潮力，地球物理因數(shù)指的是地球重力空間變化，地球轉(zhuǎn)動暫態(tài)極的運(yùn)動和地球自轉(zhuǎn)速度的變化等。這些宇宙-地球物理因數(shù)的時間或空間變化，引起地球上變形力的產(chǎn)生，從而導(dǎo)致地球上海洋和

大氣的變形，並進(jìn)而影響氣候發(fā)生變化。近年來這方面的研究工作正在大力開展，在我國已有專著發(fā)表。

月球和太陽對地球都具有一定的引潮力，月球的品質(zhì)雖比太陽小得多，但因離地球近，它的引潮力等於太陽引潮力的2.17倍。月球引潮力是重力的千分之0.56到千分之1.12，其多年變化在海洋中產(chǎn)生多年月球潮汐大尺度的波動，這種波動在極地最顯著，可使海平面高度改變40—50mm，因而使海洋環(huán)流系統(tǒng)發(fā)生變化，進(jìn)而影響海-氣間的熱交換，引起氣候變化。

地球表面重力的分佈是不均勻的。由於重力分佈的不均勻引起海平面高度的不均勻，並且使大氣發(fā)生變形可從圖8.10中看出。在40°—70°N地區(qū)平均海平面高度距平計(jì)算值（△H）與氣壓平均距平觀測值（△P）呈明顯的反相關(guān)，其相關(guān)係數(shù)為γP，H=-0.82±0.4。北半球大氣的四大活動中心的產(chǎn)生及其寬度、外形和深度，都帶有變形的性質(zhì)。有人認(rèn)為海平面變形力距平，可以看作大氣等壓面變形的指數(shù)。天文觀測證明，地軸是在不斷地移動的，地球自轉(zhuǎn)速度也在變動著，這些都會引起離心力的改變，相應(yīng)地也會引起海洋和大氣的變化，

從而導(dǎo)致氣候變化。據(jù)研究厄爾尼諾事件的發(fā)生與地球自轉(zhuǎn)速度變化有密切聯(lián)繫。從地球自轉(zhuǎn)的年際變化來看，1956年以來發(fā)生的8次厄爾尼諾事件，均發(fā)生在地球自轉(zhuǎn)速度減慢時段，尤其是自轉(zhuǎn)連續(xù)減慢兩年之時。再從地球自轉(zhuǎn)的月變化來看，1957、1963、1965、1969、1972和1976年6次厄爾尼諾事件，無論是海溫開始增暖和最暖的時間，都發(fā)生在地球自轉(zhuǎn)開始減慢和最慢之後或處在同時，表明地球自轉(zhuǎn)減慢有可能是形成厄爾尼諾的原因。其物理原因在於，上述6次厄爾尼諾增溫都首先開始於赤道太平洋東部的冷水區(qū)，海水和大氣都是附在地

球表面跟隨地球自轉(zhuǎn)快速向東旋轉(zhuǎn)，在赤道轉(zhuǎn)速為最大，達(dá)每秒465m。當(dāng)?shù)厍蜃赞D(zhuǎn)突然減慢時，必然出現(xiàn)“剎車效應(yīng)”，使大氣和海水獲得一個向東的慣性力，從而使自東向西流動的赤道洋流和赤道信風(fēng)減弱，導(dǎo)致赤道太平洋東部

的冷水上翻減弱而發(fā)生海水增暖的厄爾尼諾現(xiàn)象。1982—1983和1986—1987年兩次厄爾尼諾事件，海水增暖首先開始於赤道中太平洋，這兩次地球自轉(zhuǎn)開始減慢時間雖落後於海溫增暖，但對其後的赤道東太平洋冷水區(qū)的增溫以及厄爾尼諾增溫抵達(dá)盛期，仍有重要貢獻(xiàn)。

三、下墊面地理?xiàng)l件的變化在整個地質(zhì)時期中，下墊面的地理?xiàng)l件發(fā)生了多次變化，對氣候變化產(chǎn)生了深刻的影響。其中以海陸分佈和地形的變化對氣候變化影響最大。

（一）海陸分佈的變化

在各個地質(zhì)時期地球上海陸分佈的形勢也是有變化的。以晚石炭紀(jì)為例，那時海陸分佈和現(xiàn)在完全不同（圖8·11），在北半球有古北極洲、北大西洋洲（包括格陵蘭和西歐）和安加拉洲三塊大陸。前兩塊大陸是相連的，在三大洲之南為坦弟斯海。在此海之南為岡瓦納大陸，這個大陸連接了現(xiàn)在的南美、亞洲和澳大利亞。在這樣的海陸分佈形勢下，有利於赤道太平洋暖流向西流入坦弟斯海。這個洋流分出一支經(jīng)伏爾加海向北流去，因此這一帶有溫暖的氣候。從動物化石可以看到，石炭紀(jì)北極區(qū)

和斯匹次卑爾根地區(qū)的溫度與現(xiàn)代地中海的溫度相似，即受此洋流影響的緣故。岡瓦納大陸由於地勢高聳，有冰河遺跡，在其南部由於赤道暖流被東西向的大陸隔斷，氣候比較寒冷。此外，在古北極洲與北大西洋洲之間有一個向北的海灣，同樣由於與暖流隔絕，其附近地區(qū)有顯著的冰原遺跡。又例如，大西洋中從格陵蘭到歐洲經(jīng)過冰島與英國有一條水下高地，這條高地因地殼運(yùn)動有時會上升到海面之上，而隔斷了墨西哥灣流向北流入北冰洋。這時整個歐洲西北部受不到灣流熱量的影響，因而形成大量冰川。有不

少古氣候?qū)W者認(rèn)為，第四紀(jì)冰川的形成就與此有密切關(guān)係。當(dāng)此高地下沉到海底時，就給灣流進(jìn)入北冰洋讓出了通道，西北歐氣候即轉(zhuǎn)暖。這條通道的阻塞程度與第四紀(jì)冰川的強(qiáng)度關(guān)係密切。（二）地形變化在地球史上地形的變化是十分顯著的。高大的喜馬拉雅山脈，在現(xiàn)代有“世界屋脊”之稱，可是在地史上，這裏卻曾是一片汪洋，稱為喜馬拉雅海。直到距今約7千萬至4千萬年的新生代早第三紀(jì)，這裏地殼才上升，變成一片溫暖的淺海。在這片淺海裏緩慢地沉積著以碳酸鹽

為主的沉積物，從這個沉積層中發(fā)現(xiàn)有不少海生的孔蟲、珊瑚、海膽、介形蟲、鸚鵡螺等多種生物的化石，足以證明當(dāng)時那裏確是一片海區(qū)。由於這片海區(qū)的存在，有海洋濕潤氣流吹向今日我國西北地區(qū)，所以那時新疆、內(nèi)蒙古一帶氣候是很濕潤的。其後由於造山運(yùn)動，出現(xiàn)了喜馬拉雅山等山脈，這些山脈成了阻止海洋季風(fēng)進(jìn)入亞洲中部的障礙，因此新疆和內(nèi)蒙古的氣候才變得乾旱。

四、大氣環(huán)流和大氣化學(xué)組成的變化

大氣環(huán)流形勢和大氣化學(xué)組成成分的變化是導(dǎo)致氣候變化和產(chǎn)生氣候異常的重要因素。例如近幾十年來出現(xiàn)的旱澇異常就與大氣環(huán)流形勢的變化有密切關(guān)係。圖8.13是1951—1966年與1900—1930年相比較的北半球平均氣壓分佈的距平圖，可以看出，在本世紀(jì)50年代和60年代，北半球大氣環(huán)流的主要變化，就是北冰洋極地高壓的擴(kuò)大和加強(qiáng)。這種擴(kuò)大加強(qiáng)對北極區(qū)域是不對稱的，在極地中心區(qū)域平均氣壓的變化較小，平均氣壓的主要變化發(fā)生在大西洋北部區(qū)域，最突出的特點(diǎn)是大西洋50°N以北

的極地高壓的擴(kuò)展，它導(dǎo)致北大西洋地面偏北風(fēng)加強(qiáng)，促使極地海冰南移和氣候帶向低緯推進(jìn)。根據(jù)高緯度洋面海冰的觀測記錄，在北太平區(qū)域海冰南限與上一次氣候寒冷期（1550—1850年）結(jié)束後的海冰南限位置相差無幾，而大西洋區(qū)域的海冰南限卻南進(jìn)甚多，這是極地高壓在北大西洋區(qū)域擴(kuò)大與加強(qiáng)的結(jié)果。北極變冷導(dǎo)致極地高壓加強(qiáng)，氣候帶向南推進(jìn)，這一過程在大氣活動中心的多年變化中也反映出來。從冬季環(huán)流形勢來看，大西洋上冰島低壓的位置在一段時間內(nèi)一直是向西南移

動的；太平洋上的阿留申低壓也同樣向西南移動。與此同時，中緯度的緯向環(huán)流減弱，經(jīng)向環(huán)流加強(qiáng)，氣壓帶向低緯方向移動。從1961—1970年，這10年是經(jīng)向環(huán)流發(fā)展最明顯的時期，也是我國氣溫最低的10年。在轉(zhuǎn)冷最劇的1963年，冰島地區(qū)竟被冷高壓所控制，原來的冰島低壓移到了大西洋中部，亞速爾高壓也相應(yīng)南移，這就使得北歐奇冷，撒哈拉沙漠向南擴(kuò)展。在這一副熱帶高壓中心控制下，盛行下沉氣流，再加上前述的生物地球物理回饋機(jī)制（見第六章第四節(jié)），因而造成這一區(qū)域的持續(xù)乾旱。而在地中海區(qū)域正當(dāng)冷暖

氣團(tuán)交綏的地帶，靜止鋒在此滯留，致使這裏暴雨成災(zāi)。大氣中有一些微量氣體和痕量氣體對太陽輻射是透明的，但對地氣系統(tǒng)中的長波輻射（約相當(dāng)於285K黑體輻射）卻有相當(dāng)強(qiáng)的吸收能力，對地面氣候起到類似溫室的作用，故稱溫室氣體。圖8·13給出地氣系統(tǒng)的長波輻射及影響氣候變化的主要溫室氣體的吸收帶，圖中所列出的CO2、CH4、N2O、O3等成分是大氣中所固有的，CFC11和CFC12是由近代人類活動所引起的。這些成分在大氣中總的含量雖很小，但它們的溫室效應(yīng),對地氣系統(tǒng)的輻射能收支和能量

平衡卻起著極重要的作用。這些成分濃度的變化必然會對地球氣候系統(tǒng)造成明顯攏動，引起全球氣候的變化。

據(jù)研究上述大氣成分的濃度一直在變化著。引起這種變化的原因有自然的發(fā)展過程，也有人類活動的影響。這種變化有數(shù)千年甚至更長時間尺度的變化，也有幾年到幾十年就明顯表現(xiàn)出來的變化。人類活動可能是造成幾年到幾十年時間尺度變化的主要原因。由於大氣是超級流體，工業(yè)排放的氣體很容易在全球範(fàn)圍內(nèi)輸送，人類活動造成的局地或區(qū)域範(fàn)圍的地表生態(tài)系統(tǒng)的變化也會改變?nèi)虼髿獾慕M成，因?yàn)榇髿獾脑S多化學(xué)組分大都來自地表生物源。

第三節(jié)人類活動對氣候的影響

人類活動對氣候的影響有兩種：一種是無意識的影響，即在人類活動中對氣候產(chǎn)生的副作用；一種是為了某種目的，採取一定的措施，有意識地改變氣候條件。在現(xiàn)階段，以第一種影響占絕對優(yōu)勢，而這種影響以以下三方面表現(xiàn)得最為顯著，即①在工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)中排放至大氣中的溫室氣體和各種污染物質(zhì)，改變大氣的化學(xué)組成；②在農(nóng)牧業(yè)發(fā)展和其他活動中改變下墊面的性質(zhì)，如破壞森林和草原植被，海洋石油污染等等；③在城市中的城市氣候效應(yīng)。自世界工業(yè)革命後的200年間，隨著人口的劇增，

科學(xué)技術(shù)發(fā)展和生產(chǎn)規(guī)模的迅速擴(kuò)大，人類活動對氣候的這種不利影響越來越大。因此，必須加強(qiáng)研究力度，採取措施，有意識地規(guī)劃和控制各種影響環(huán)境和氣候的人類活動，使之向有利於改善氣候條件的方向發(fā)展。

一、改變大氣化學(xué)組成與氣候效應(yīng)工農(nóng)業(yè)生產(chǎn)排入大量廢氣、微塵等污染物質(zhì)進(jìn)入大氣，主要有二氧化碳（CO2）、甲烷（CH4）、一氧化二氮（N2O）和氟氯烴化合物（CFCs）等。據(jù)確鑿的觀測事實(shí)證明，近數(shù)十年來大氣中這些氣體的含量都在急劇增加，而平流層的臭氧O3總量則明顯下降。如前所述，

這些氣體都具有明顯的溫室效應(yīng)，如圖8·13所示。在波長9500毫微米（μm）及12500—17000μm有兩個強(qiáng)的吸收帶，這就是O3及CO2的吸收帶。特別是CO2的吸收帶，吸收了大約70—90％的紅外長波輻射。地氣系統(tǒng)向外長波輻射主要集中在7000—13000μm波長範(fàn)圍內(nèi)，這個波段被稱為大氣窗。上述CH4、N2O、CFCs等氣體在此大氣窗內(nèi)均各有其吸收帶，這些溫室氣體在大氣中濃度的增加必然對氣候變化起著重要作用。

大氣中CO2濃度在工業(yè)化之前很長一段時間裏大致穩(wěn)定在約（280±10）×10-3ml/L，但在近幾十年來增長速度甚快，至1990年已增至345×10-3ml/L（見表8·6），90年代以後，增長速度更大。圖8·14給出美國哈威夷馬納洛亞站（MannaLoa）1959—1993年實(shí)測值的逐年變化。大氣中CO2濃度急劇增加的原因，主要是由於大量燃燒化石燃料和大量砍伐森林所造成的。據(jù)研究排放入大氣中的CO2有一部分（約有50％上下）為海洋所吸收，另有一部分被森林吸收變成固態(tài)生物體，貯存於自然界，但由於目前森林大量被毀，致使森林不但減少了對大氣中CO2的吸收，而且由於被毀森林的燃燒和腐爛，更增加大量的CO2排放至大氣中。目前，對未來CO2的增加有多種不同的估計(jì)，如按現(xiàn)在CO2的

排放水準(zhǔn)計(jì)算，在2025年大氣中CO2濃度為4.25×10-3mL/L為工業(yè)化前的1.55倍。

甲烷（CH4沼氣）是另一種重要的溫室氣體。它主要由水稻田、反芻動物、沼澤地和生物體的燃燒而排放入大氣。在距今200年以前直到11萬年前，CH4含量均穩(wěn)定於0.75—0.80×10-3mL/L近年來增長很快。1950年CH4含量已增加到1.25×10-3mL/L，1990年為1.72×10-3mL/L。Dlugokencky等根據(jù)全球23個陸地定點(diǎn)測站和太平洋上14個不同緯度的船舶觀測站觀測記錄，估算出近10年來全球逐年CH4在大氣中混合比（M）的變化值如圖8·15所示。根據(jù)目前增長率外延，大氣中CH4含量將在西元2000年達(dá)2.0×10-3mL/L，2030年和2050年分別達(dá)2.34至2.50×10-3mL/L。

一氧化二氮（N2O）向大氣排放量與農(nóng)面積增加和施放氮肥有關(guān)。平流層超音速飛行也可產(chǎn)生N2O。在工業(yè)化前大氣中N2O含量約為2.85×10-3mL/L。1985年和1990年分別增加到3.05×10-3mL/L和3.10×10-3mL/L?？紤]今後排放，預(yù)計(jì)到2030年大氣中N2O含量可能增加到3.50×10-3—4.50×10-3mL/L之間，N2O除了引起全球增暖外，還可通過光化學(xué)作用在平流層引起臭平氧O2離解，破壞臭氧層。氟氯烴化合物（CFCs）是製冷工業(yè)（如冰箱）、噴霧劑和發(fā)泡劑中的主要原料。此族的某些化合物如氟里昂11（CCl2F2，CFC11）和氟

里昂12（CCl2F2，CFC12）是具有強(qiáng)烈增溫效應(yīng)的溫室氣體。近年來還認(rèn)為它是破壞平流層臭氧的主要因數(shù)，因而限制CFC11和CFC12生產(chǎn)已成為國際上突出的問題。在製冷工業(yè)發(fā)展前，大氣中本沒有這種氣體成分。CFC11在1945年、CFC12在1935年開始有工業(yè)排放。到1980年，對流層低層CFC11含量約為168×10-3mL/L而CFC12為285×10-3mL/L，到1990年則分別增至280×10-3mL/L和484×10-3mL/L，其增長是十分迅速的。圖8·16給出CFC12近數(shù)十年來的變化形勢，其未來含量的變化取決於今後的限制情況。

根據(jù)專門的觀測和計(jì)算大氣中主要溫室氣體的濃度年增量和在大氣中衰變的時間如表8·7所示?？梢姵鼵O2外，其他溫室氣體在大氣中的含量皆極微，所以稱為微量氣體。但它們的增溫效應(yīng)極強(qiáng)，而且年增量大，在大氣中衰變時間長，其影響甚巨。臭氧（O3）也是一種溫室氣體，它受自然因數(shù)（太陽輻射中紫外輻射對高層大氣氧分子進(jìn)行光化學(xué)作用而生成）影響而產(chǎn)生，但受人類活動排放的氣體破壞，如氟氯烴化合物、鹵化烷化合物、N2O和CH4、CO均可破壞臭氧。其中以CFC11、CFC12起主要作用，其次是N2O。圖8·17是各氣候帶緯向平均臭氧總量距平值的年

際變化（1965—1985年，由圖可見，自80年代初期以後，臭氧量急劇減少，以南極為例，最低值達(dá)-15％，北極為-5％以上，從全球而言，正常情況下振盪應(yīng)在±2％之間，據(jù)1987年實(shí)測，這一年達(dá)-4％以上。從60°N—60°S間臭氧總表8·7

大氣中的主要溫室氣體（IPCC，1990年）

量自1978年以來已由平均為300多普生單位減少到1987年290單位以下，亦即減少了3—4％。從垂直變化而言，以15—20km高空減少最多，對流層低層略有增加。南極臭氧減少最為突出，在南極中心附近形成一個極社區(qū)，稱為“南極臭氧洞”。自1979年到1987年，臭氧極小中心最低值由270單位降到150單位，小於240單位的面積在不斷擴(kuò)大，表明南極臭氧洞在不斷加強(qiáng)和擴(kuò)大。在1988年其O3總量雖曾有所回升，但到1989年南極臭氧洞又有所擴(kuò)大。1994年10月4日世界氣象組織發(fā)表的研究報(bào)告表明，南極洲3/4的陸地和附近海面上空的臭氧已比十年前減少

了65％還要多一些。但有資料表明對流層的臭氧卻稍有增加。大氣中溫室氣體的增加會造成氣候變暖和海平面抬高。根據(jù)目前最可靠的觀測值的綜合，自1885以來直到1985年間的100年中，全球氣溫已增加0.6—0.9℃。圖8·10中點(diǎn)出了1860年到1985年實(shí)際的氣溫變化（對於1985年全球年平均氣溫的差值），表明全球增暖的趨勢也是0.8℃左右。1985年以後全球地面氣溫仍在繼續(xù)增加，多數(shù)學(xué)者認(rèn)為是溫室氣體排放所造成的。圖中列出三種不同情況溫室氣體的排放所產(chǎn)生的增溫效應(yīng)，從氣候模式計(jì)算結(jié)果還表明此種

增暖是極地大於赤道，冬季大於夏季。

全球氣溫升高的同時，海水溫度也隨之增加，這將使海水膨脹，導(dǎo)致海平面升高。再加上由於極地增暖劇烈，當(dāng)大氣中CO2濃度加倍後會造成極冰融化而冰界向極地萎縮，融化的水量會造成海平面抬升。實(shí)際觀測資料證明，自1880年以來直到1980年，全球海平面在百年中已抬高了10—12cm。據(jù)計(jì)算，在溫室氣體排放量控制在1985年排放標(biāo)準(zhǔn)情況下，全球海平面將以5.5cm/10a速度而抬高，到2030年海平面會比1985年增加20cm，2050年增加34cm，若排放不加控制，到2030年，海平面就會比1985年抬升60cm，2050年抬升150cm。

溫室氣體增加對降水和全球生態(tài)系統(tǒng)都有一定影響。據(jù)氣候模式計(jì)算，當(dāng)大氣中CO2含量加倍後，就全球講，降水量年總量將增加7—11％，但各緯度變化不一。從總的看來，高緯度因變暖而降水增加，中緯度則因變暖後副熱帶乾旱帶北移而變乾旱，副熱帶地區(qū)降水有所增加，低緯度因變暖而對流加強(qiáng)，因此降水增加。就全球生態(tài)系統(tǒng)而言，因人類活動引起的增暖會導(dǎo)致在高緯度冰凍的苔原部分解凍，森林北界會更向極地方向發(fā)展。在中緯度將會變幹，某些喜濕潤溫暖的森林和生物群落將逐漸被目前在副熱帶所見的生物群落所替代。根據(jù)

預(yù)測，CO2加倍後，全球沙漠將擴(kuò)大3％，林區(qū)減少11％，草地?cái)U(kuò)大11％，這是中緯度的陸地趨於乾旱造成的。溫室氣體中臭氧層的破壞對生態(tài)和人體健康影響甚大。臭氧減少，使到達(dá)地面的太陽輻射中的紫外輻射增加。大氣中臭氧總量若減少1％，到達(dá)地面的紫外輻射會增加2％，此種紫外輻射會破壞核糖核酸（DNA）以改變遺傳資訊及破壞蛋白質(zhì)，能殺死10m水深內(nèi)的單細(xì)胞海洋浮游生物，減低漁產(chǎn)，以及破壞森林，減低農(nóng)作物產(chǎn)量和品質(zhì)，削弱人體免疫力、損害眼睛、增加皮膚癌等疾病。

此外，由於人類活動排放出來的氣體中還有大量硫化物、氮化物和人為塵埃，它們能造成大氣污染，在一定條件下會形成“酸雨”，能使森林、魚類、農(nóng)作物及建築物蒙受嚴(yán)重?fù)p失。大氣中微塵的迅速增加會減弱日射，影響氣溫、雲(yún)量（微塵中有吸濕性核）和降水。

二、改變下墊面性質(zhì)與氣候效應(yīng)

人類活動改變下墊面的自然性質(zhì)是多方面的，目前最突出的是破壞森林、坡地、乾旱地的植被及造成海洋石油污染等。

森林是一種特殊的下墊面，它除了影響大氣中CO2的含量以外，還能形成獨(dú)具特色的森林氣候，而且能夠影響附近相當(dāng)大範(fàn)圍地區(qū)的氣候條件。森林林冠能大量吸收太陽入射輻射，用以促進(jìn)光合作用和蒸騰作用，使其本身氣溫增高不多，林下地表在白天因林冠的阻擋，透入太陽輻射不多，氣溫不會急劇升高，夜晚因有林冠的保護(hù)，有效輻射不強(qiáng)，所以氣溫不易降低。因此林內(nèi)氣溫日（年）較差比林外裸露地區(qū)小，氣溫的大陸度明顯減弱。

森林樹冠可以截留降水，林下的疏鬆腐植質(zhì)層及枯枝落葉層可以蓄水，減少降雨後的地表徑流量，因此森林可稱為“綠色蓄水庫”。雨水緩緩滲透入土壤中使土壤濕度增大，可供蒸發(fā)的水分增多，再加上森林的蒸騰作用，導(dǎo)致森林中的絕對濕度和相對濕度都比林外裸地為大。森林可以增加降水量，當(dāng)氣流流經(jīng)林冠時，因受到森林的阻障和摩擦，有強(qiáng)迫氣流的上升作用，並導(dǎo)致湍流加強(qiáng)，加上林區(qū)空氣濕度大，凝結(jié)高度低，因此森林地區(qū)降水機(jī)會比空曠地多，雨量亦較大。據(jù)實(shí)測資料，森林區(qū)空氣濕

度可比無林區(qū)高15—25％，年降水量可增加6—10％。森林有減低風(fēng)速的作用，當(dāng)風(fēng)吹向森林時，在森林的迎風(fēng)面，距森林100m左右的地方，風(fēng)速就發(fā)生變化。在穿入森林內(nèi)，風(fēng)速很快降低，如果風(fēng)中挾帶泥沙的話，會使流沙下沉並逐漸固定。穿過森林後在森林的背風(fēng)面在一定距離內(nèi)風(fēng)速仍有減小的效應(yīng)。在乾旱地區(qū)森林可以減小乾旱風(fēng)的襲擊，防風(fēng)固沙。在沿海大風(fēng)地區(qū)森林可以防禦海風(fēng)的侵襲，保護(hù)農(nóng)田。森林根系的分泌物能促使微生物生長，可以改進(jìn)土壤結(jié)構(gòu)。森林覆蓋區(qū)氣候濕潤，水土保持良好，

生態(tài)平衡有良性迴圈，可稱為“綠色海洋”。根據(jù)考證，歷史上世界森林曾占地球陸地面積的2/3，但隨著人口增加，農(nóng)、牧和工業(yè)的發(fā)展，城市和道路的興建，再加上戰(zhàn)爭的破壞，森林面積逐漸減少，到19世紀(jì)全球森林面積下降到46％，20世紀(jì)初下降到37％，目前全球森林覆蓋面積平均約為22％。我國上古時代也有濃密的森林覆蓋，其後由於人口繁衍，農(nóng)田擴(kuò)展和明清兩代戰(zhàn)禍頻繁，到1949年全國森林覆蓋率已下降到8.6％。建國以來，黨和政府組織大規(guī)模造林，人造林的面積達(dá)4.6億畝，但由於底子薄，毀林情況相當(dāng)嚴(yán)重，目前森林覆蓋面

積僅為12％，在世界160個國家中居116位。由於大面積森林遭到破壞，使氣候變旱，風(fēng)沙塵暴加劇，水土流失，氣候惡化。相反，我國在解放後營造了各類防護(hù)林，如東北西部防護(hù)林、豫東防護(hù)林、西北防沙林、冀西防護(hù)林、山東沿海防護(hù)林等等，在改造自然，改造氣候條件上已起了顯著作用。在乾旱、半乾旱地區(qū)，原來生長著具有很強(qiáng)耐旱能力的草類和灌木，它們能在乾旱地區(qū)生存，並保護(hù)那裏的土壤。但是，由於人口增多，在乾旱、半乾旱地區(qū)的移民增加，他們在那裏擴(kuò)大農(nóng)牧業(yè)，挖掘和採集旱生植物作燃料

（特別是坡地上的植物），使當(dāng)?shù)夭菰凸嗄镜茸匀恢脖皇艿胶艽笃茐摹Ｆ碌厣系挠晁畢R流迅速，流速快，對泥土的沖刷力強(qiáng)，在失去自然植被的保護(hù)和阻擋後，就造成嚴(yán)重的水土流失。在平地上一旦乾旱時期到來，農(nóng)田莊稼不能生長，而開墾後疏鬆了的土地又沒有植被保護(hù)，很容易受到風(fēng)蝕，結(jié)果表層肥沃土壤被吹走，而沙粒存留下來，產(chǎn)生沙漠化現(xiàn)象。畜牧業(yè)也有類似情況，牧業(yè)超過草場的負(fù)荷能力，在乾旱年份牧草稀疏、土地表層被牲畜踐踏破壞，也同樣發(fā)生嚴(yán)重風(fēng)蝕，引起沙漠化現(xiàn)象的發(fā)生。在沙漠化的土地上，氣候更加惡化，具體表現(xiàn)

為：雨後徑流加大，土壤沖刷加劇，水分減少，使當(dāng)?shù)赝寥篮痛髿庾儙?，地表反射率加大，破壞原有的熱量平衡，降水量減少，氣候的大陸度加強(qiáng)，地表肥力下降，風(fēng)沙災(zāi)害大量增加，氣候更加乾旱，反過來更不利於植物的生長。

據(jù)聯(lián)合國環(huán)境規(guī)劃署估計(jì)，當(dāng)前每年世界因沙漠化而喪失的土地達(dá)6萬km2，另外還有21萬km2的土地地力衰退，在農(nóng)、牧業(yè)上已無經(jīng)濟(jì)價值可言。沙漠化問題也同樣威脅我國，在我國北方地區(qū)歷史時期所形成的沙漠化土地有12萬km2，近數(shù)十年來沙漠化面積逐年遞增，因此必須有意識地採取積極措施保護(hù)當(dāng)?shù)刈匀恢脖唬?/p>

進(jìn)行大規(guī)模的灌溉，進(jìn)行人工造林，因地制宜種植防沙固土的耐旱植被等來改善氣候條件，防止氣候繼續(xù)惡化。海洋石油污染是當(dāng)今人類活動改變下墊面性質(zhì)的另一個重要方面，據(jù)估計(jì)每年大約有10億t以上的石油通過海上運(yùn)往消費(fèi)地。由於運(yùn)輸不當(dāng)或油輪失事等原因，每年約有100萬t以上石油流入海洋，另外，還有工業(yè)過程中產(chǎn)生的廢油排入海洋。有人估計(jì)，每年傾注到海洋的石油量達(dá)200—1000萬t。傾注到海中的廢油，有一部分形成油膜浮在海面，抑制海水的蒸發(fā)，使海上空氣變得幹

燥。同時又減少了海面潛熱的轉(zhuǎn)移，導(dǎo)致海水溫度的日變化、年變化加大，使海洋失去調(diào)節(jié)氣溫的作用，產(chǎn)生“海洋沙漠化效應(yīng)”。在比較閉塞的海面，如地中海、波羅的海和日本海等海面的廢油膜影響比廣闊的太平洋和大西洋更為顯著。此外，人類為了生產(chǎn)和交通的需要，填湖造陸，開鑿運(yùn)河以及建造大型水庫等，改變下墊面性質(zhì)，對氣候亦產(chǎn)生顯著影響。例如我國新安江水庫於1960年建成後，其附近淳安縣夏季較以前涼爽，冬季比過去暖和，氣溫年較差變小，初霜推遲，終霜提前，無霜期平均延長20天左右。

三、人為熱和人為水汽的排放

隨著工業(yè)、交通運(yùn)輸和城市化的發(fā)展，世界能量的消耗迅速增長，僅1970年全世界消耗的能量就相當(dāng)於燃燒了75億t煤，放出25×1010J的熱量。其中在工業(yè)生產(chǎn)、機(jī)動車運(yùn)輸中有大量廢熱排出，居民爐灶和空調(diào)以及人、畜的新陳代謝等亦放出一定的熱量，這些“人為熱”像火爐一樣直接增暖大氣。目前如果將人為熱平均到整個大陸；等於在每平方米的土地上放出0.05W的熱量。從數(shù)值上講，它和整個地球平均從太陽獲得的淨(jìng)輻射熱相比是微不足道的，但是由於人為熱的釋放集中於某些人口稠密、

工商業(yè)發(fā)達(dá)的大城市，其局地增暖的效應(yīng)就相當(dāng)顯著。如表8·8所示，在高緯度城市如費(fèi)爾班克斯、莫斯科等，其年平均人為熱（QF）的排放量大於太陽淨(jìng)輻射；中緯度城市如蒙特利爾、曼哈頓等，因人均用能量大，其年平均人為熱QF的排放量亦大於RG。特別是蒙特利爾冬季因空調(diào)取暖耗能量特大，其人為熱竟相當(dāng)於太陽淨(jìng)輻射的11倍以上。但是像熱帶的香港，赤道帶的新加坡，其人為熱的排放量與太陽淨(jìng)輻射相比就微乎其微了。表8·8若干不同城市人為熱的排放量*

在燃燒大量化石燃料（天然氣、汽油、燃料油和煤等）時除有廢熱排放外，還向空氣中釋放一定量的“人為水汽”，根據(jù)美國大城市氣象試驗(yàn)（METROMEX）對聖路易斯城由燃燒產(chǎn)生的人為水汽量為10.8×1011g/h，而當(dāng)?shù)叵募镜孛娴淖匀徽羯⒘繛?.7×108g/h。顯然人為水汽量要比自然蒸散的水汽量小得多，但它對局地低雲(yún)量的增加有一定作用。據(jù)估計(jì)目前全世界能量的消耗每年約增長5.5％。如按這個速度增加下去，到西元2000年，全世界能量消耗將比1970年增加5倍，即年耗能為375億t煤。其排放出的人為熱和人為水汽又

主要集中在城市中，對城市氣候的影響將愈來愈顯示其重要性。此外，噴氣飛機(jī)在高空飛行噴出的廢氣中除混有CO2外，還有大量水汽，據(jù)研究平流層（50hPa高空）的水汽近年來有顯著的增加，例如1964年其水汽含量為2×10-3mL/L，1970年就上升到3×10-3mL/L，這就和大量噴氣飛機(jī)經(jīng)常在此高度飛行有關(guān)。水汽的熱效應(yīng)與CO2相似，對地表有溫室效應(yīng)。有人計(jì)算，如果平流層水汽量增加5倍，地表氣溫可升高2℃，而平流層氣溫將下降10℃。在高空水汽的增加還會導(dǎo)致高空卷雲(yún)量的加多，據(jù)估計(jì)在大部分噴氣機(jī)飛

行的北美—大西洋—?dú)W洲航線上，卷雲(yún)量增加了5—10％。雲(yún)對太陽輻射及地氣系統(tǒng)的紅外輻射都有很大影響，它在氣候形成和變比中起著重要的作用。四、城市氣候

城市是人類活動的中心，在城市裏人口密集，下墊面變化最大。工商業(yè)和交通運(yùn)輸頻繁，耗能最多，有大量溫室氣體、“人為熱”、“人為水汽”、微塵和污染物排放至大氣中。因此人類活動對氣候的影響在城市中表現(xiàn)最為突出。城市氣候是在區(qū)域氣候背景上，經(jīng)過城市化後，在人類活動影響下而形成的一種特殊局地氣候。

在80年代初期美國學(xué)者蘭茲葆曾將城市與郊區(qū)各氣候要素的對比總結(jié)如表8·9所示。表8·9

城市與郊區(qū)氣候特徵比較*

從大量觀測事實(shí)看來，城市氣候的特徵可歸納為城市“五島”效應(yīng)（混濁島、熱島、幹島、濕島、雨島）和風(fēng)速減小、多變。（一）城市混濁島效應(yīng)城市混濁島效應(yīng)主要有四個方面的表現(xiàn)。首先城市大氣中的污染物質(zhì)比郊區(qū)多，僅就凝結(jié)核一項(xiàng)而論，在海洋上大氣平均凝結(jié)核含量為940粒/cm3，絕對最大值為39800粒/cm3；而在大城市的空氣中平均為147000粒/cm3，為海洋上的156倍，絕對最大值竟達(dá)4000000粒/cm3，也超出海洋上絕對最大值100倍以上。再以上海為例，根據(jù)近5年（1986—1990年）監(jiān)測結(jié)果，

大氣中SO2和NOx兩種氣體污染物城區(qū)平均濃度分別比郊縣高8.7倍和2.4倍。

其次，城市大氣中因凝結(jié)核多，低空的熱力湍流和機(jī)械湍流又比較強(qiáng)，因此其低雲(yún)量和以低雲(yún)量為標(biāo)準(zhǔn)的陰天日數(shù)（低雲(yún)量≥8的日數(shù)）遠(yuǎn)比郊區(qū)多。據(jù)上海近十年（1980—1989年）統(tǒng)計(jì)，城區(qū)平均低雲(yún)量為4.0，郊區(qū)為2.9。城區(qū)一年中陰天（低雲(yún)量≥8）日數(shù)為60天而郊區(qū)平均只有31天，晴天（低雲(yún)量≤2）則相反，城區(qū)為132天而郊區(qū)平均卻有178天。歐美大城市如慕尼克、布達(dá)佩斯和紐約等亦觀測到類似的現(xiàn)象。

第三，城市大氣中因污染物和低雲(yún)量多，使日照時數(shù)減少，太陽直接輻射（S）大大削弱，而因散射粒子多，其太陽散射輻射（D）卻比幹潔空氣中為強(qiáng)。在以D/S表示的大氣混濁度（又稱混濁度因數(shù)turbidityfoctor）的地區(qū)分佈上，城區(qū)明顯大於郊區(qū)。根據(jù)上海近27年（1959—1985年）觀測資料統(tǒng)計(jì)計(jì)算，上海城區(qū)混濁度因數(shù)比同時期郊區(qū)平均高15.8％。在上?；鞚岫纫驍?shù)分佈圖上，城區(qū)呈現(xiàn)出一個明顯的混濁島（圖8.19）。在國外許多城市亦有類似現(xiàn)象。

第四，城市混濁島效應(yīng)還表現(xiàn)在城區(qū)的能見度小於郊區(qū)。這是因?yàn)槌鞘写髿庵蓄w粒狀污染物多，它們對光線有散射和吸收作用，有減小能見度的效應(yīng)。當(dāng)城區(qū)空氣中二氧化氮NO2濃度極大時，會使天空呈棕褐色，在這樣的天色背景下，使分辨目標(biāo)物的距離發(fā)生困難，造成視程障礙。此外城市中由於汽車排出廢氣中的一次污染物——氮氧化合物和碳?xì)浠?，在?qiáng)烈陽光照射下，經(jīng)光化學(xué)反應(yīng)，會形成一種淺藍(lán)色煙霧，稱為光化學(xué)煙霧，能導(dǎo)致城市能見度惡化。美國洛杉磯、日本東京和我國蘭州等城市均有此現(xiàn)象。

表8·10城市熱島形成的因素

（二）城市熱島效應(yīng)

根據(jù)大量觀測事實(shí)證明，城市氣溫經(jīng)常比其四周郊區(qū)為高。特別是當(dāng)天氣晴朗無風(fēng)時，城區(qū)氣溫Tu與郊區(qū)氣溫Tr的差值ΔTu-r（又稱熱島強(qiáng)度）更大。例如上海在1984年10月22日20時天晴，風(fēng)速1.8m/s，廣大郊區(qū)氣溫在13℃上下，一進(jìn)入城區(qū)氣溫陡然升高（圖8·20），等溫線密集，氣溫梯度陡峻，老城區(qū)氣溫在17℃以上，好像一個“熱島”矗立在農(nóng)村較涼的“海洋”之上。城市中人口密集區(qū)和工廠區(qū)氣溫最高，成為熱島中的“高峰”（又稱熱島中心），城中心62中學(xué)氣溫高達(dá)18.6℃比近郊川沙、嘉定高

出5.6℃，比遠(yuǎn)郊松江高出6.5℃，類似此種強(qiáng)熱島在上海一年四季均可出現(xiàn)，尤以秋冬季節(jié)晴穩(wěn)無風(fēng)天氣下出現(xiàn)頻率最大。

世界上大大小小的城市，無論其緯度位置、海陸位置、地形起伏有何不同，都能觀測到熱島效應(yīng)。而其熱島強(qiáng)度又與城市規(guī)模、人口密度、能源消耗量和建築物密度等密切有關(guān)。城市熱島的形成有多種因素（詳見表8·10），其中下墊面因素、人為熱和溫室氣體的排放是人類活動影響的兩個方面。但在同一城市，在不同天氣形勢和氣象條件下，熱島效應(yīng)有時非常明顯（晴穩(wěn)、無風(fēng)），熱島強(qiáng)度可

達(dá)6℃—10℃上下，有時則甚微弱或不明顯（大風(fēng)、極端不穩(wěn)定）。由於熱島效應(yīng)經(jīng)常存在，大城市的月平均和年平均氣溫經(jīng)常高於附近郊區(qū)。

（三）城市幹島和濕島效應(yīng)

在表8·8中指出城市相對濕度比郊區(qū)小，有明顯的幹島效應(yīng)，這是城市氣候中普遍的特徵。城市對大氣中水汽壓的影響則比較複雜，以上海為例，據(jù)近7年（1984—1990年）城區(qū)11個站水汽壓eu和相對濕度RHu的平均值與同時期周圍4個近郊站平均水汽壓er和相對濕度RHr相比較（見表8·11），表8·11上海各月平均水汽壓（hPa）和相對濕度(％）的城郊對比(1084—1990年）表8·12上海逐月各觀測時刻城郊平均水汽壓差值（hPa）（1984年）

有明顯的日變化。據(jù)實(shí)測ΔRhu-r的絕對值雖有變化，但皆為負(fù)值。全天皆呈現(xiàn)出“城市幹島效應(yīng)”。Δeu-r的日變化則不同，如果按一天中4個觀測時刻（02、08、14、20時），分別計(jì)算其平均值，則發(fā)現(xiàn)在一年中多數(shù)月份夜間02時城區(qū)平均水汽壓eu卻高於郊區(qū)的er（表8·12），出現(xiàn)“城市濕島”。在暖季4月至11月有明顯的幹島與濕島晝夜交替的現(xiàn)象，其中尤以8月份為最突出。圖8·22、8·23給出1984年8月13日14時（城市幹島）和同日02時（城市濕島）幹島與濕島晝夜交替的一次實(shí)例，此類現(xiàn)象在歐美許多城市大都經(jīng)常出現(xiàn)於暖季。

上述現(xiàn)象的形成，既與下墊面因素又與天氣條件密切相關(guān)。在白天太陽照射下，對於下墊面通過蒸散過程而進(jìn)入低層空氣中的水汽量，城區(qū)（綠地面積小，可供蒸發(fā)的水汽量少）小於郊區(qū)。特別是在盛夏季節(jié)，郊區(qū)農(nóng)作物生長茂密，城郊之間自然蒸散量的差值更大。城區(qū)由於下墊面粗糙度大（建築群密集、高低不齊），又有熱島效應(yīng)，其機(jī)械湍流和熱力湍流都比郊區(qū)強(qiáng)，通過湍流的垂直交換，城區(qū)低層水汽向上層空氣的輸送量又比郊區(qū)多，這兩者都導(dǎo)致城區(qū)近地面的水汽壓小於郊區(qū)，形成“城市幹島”。到了夜晚，風(fēng)速減小，空氣層結(jié)穩(wěn)定，

郊區(qū)氣溫下降快，飽和水汽壓減低，有大量水汽在地表凝結(jié)成露水，存留於低層空氣中的水汽量少，水汽壓迅速降低。城區(qū)因有熱島效應(yīng)，其凝露量遠(yuǎn)比郊區(qū)少，夜晚湍流弱，與上層空氣間的水汽交換量小，城區(qū)近地面的水汽壓乃高於郊區(qū)，出現(xiàn)“城市濕島”。這種由於城郊凝露量不同而形成的城市濕島，稱為“凝露濕島”，且大都在日落後若干小時內(nèi)形成，在夜間維持。圖8·22即是凝露濕島的一個實(shí)例，在日出後因郊區(qū)氣溫升高，露水蒸發(fā)，很快郊區(qū)水汽壓又高於城區(qū)，即轉(zhuǎn)變?yōu)槌鞘袔謲u。在城市幹島和城市濕島出現(xiàn)時，必伴有城市熱島，這是因?yàn)?/p>

城市幹島是城市熱島形成的原因之一（城市消耗於蒸散的熱量少），而城市濕島的形成又必須先具備城市熱島的存在。城區(qū)平均水汽壓比郊區(qū)低，再加上有熱島效應(yīng)，其相對濕度比郊區(qū)顯得更小。以上海為例，上海近7年（1984—1990年）年平均相對濕度，城中心區(qū)不足74％，而郊區(qū)則在80％以上，呈現(xiàn)出明顯的城市幹島（圖略）。經(jīng)普查，即使在水汽壓分布呈現(xiàn)城市濕島時，在相對濕度的分佈上仍是城區(qū)小於四周郊區(qū)。

在國外，城市幹島與濕島的研究以英國的萊斯特、加拿大的埃德蒙頓、美國的芝加哥和聖路易斯等城市為著稱。其關(guān)於城市濕島的形成多數(shù)歸因於城郊凝露量的差異，少數(shù)論及因城區(qū)融雪比郊區(qū)快，在郊區(qū)尚有積雪時，城區(qū)因雪水融化蒸發(fā)，空氣中水汽壓增高，因而形成城市濕島。根據(jù)筆者對上海1984年全年逐日逐個觀測時刻大氣中水汽壓的城郊對比分析，還發(fā)現(xiàn)上海城市濕島的形成，除上述凝露濕島外，還有結(jié)霜濕島、霧天濕島、雨天濕島和雪天濕島等，它們都必須在風(fēng)小而伴有城市熱島時，才能出現(xiàn)。

（四）城市雨島效應(yīng)

城市對降水影響問題，國際上存在著不少爭論。1971—1975年美國曾在其中部平原密蘇裏州的聖路易斯城及其附近郊區(qū)設(shè)置了稠密的雨量觀測網(wǎng)，運(yùn)用先進(jìn)技術(shù)進(jìn)行持續(xù)5年的大城市氣象觀測實(shí)驗(yàn)（METROMEX），證實(shí)了城市及其下風(fēng)方向確有促使降水增多的“雨島”效應(yīng)。這方面的觀測研究資料甚多，以上海為例，根據(jù)本地區(qū)170多個雨量觀測站點(diǎn)的資料，結(jié)合天氣形勢，進(jìn)行眾多個例分析和分類統(tǒng)計(jì)，發(fā)現(xiàn)上海城市對降水的影響以汛期（5—9月）暴雨比較明顯。在上海近30年（1960—1989年）汛

期降水分佈圖上（圖8·24），城區(qū)的降水量明顯高於郊區(qū)，呈現(xiàn)出清晰的城市雨島。在非汛期（10月至次年4月）及年平均降水量分佈圖（圖略）上則無此現(xiàn)象。城市雨島形成的條件是①