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。 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、石炭一二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、寒武纪一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、石炭一二迭纪大冰期。 石炭一二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
1 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、三迭纪一第三纪大间冰期气候。 迭纪一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22亿年。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51N左右:北美冰川中心:冰流曾向低 纬伸展到38N左右:西伯利亚冰川中心:冰层分布于北极圈附近60—70N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55℃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5000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
2 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15501850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111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83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 、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
3 （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 、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 (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96000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221°,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。 当倾斜度増加时,高纬度的年辐射量要増加,赤道地区的年辐射量会减少。例如当地轴倾斜度
4 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402%,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。 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晩,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191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 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
5 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