气候变暖的表现范文

导语：如何才能写好一篇气候变暖的表现，这就需要搜集整理更多的资料和文献，欢迎阅读由公务员之家整理的十篇范文，供你借鉴。

篇1

气候变暖使我国年平均气温上升、积温增加、生长期延长，从而导致种植区成片北移。当年平均温度增加1℃时，大于或等于10℃积温的持续日数全国平均可延长约15d。气候变暖还将使我国作物种植制度发生较大的变化。据计算，到2050年，气候变暖将使目前大部分两熟制地区被不同组合的三熟制取代，三熟制的北界将北移500km之多，从长江流域移至黄河流域；而两熟制地区将北移至目前一熟制地区的中部，一熟制地区的面积将减少23.1％。

2气候变暖对作物品种布局的影响

随着气候变暖，华北目前推广的冬小麦品种(强冬性)将因冬季无法经历足够的寒冷期以满足春化作用对低温的要求而不得不被其他类型的冬小麦品种(如半冬性)所取代；比较耐高温的水稻品种将在南方占主导地位，而且还将逐渐向北方稻区发展；东北地区玉米的早熟品种将逐渐被中、晚熟品种取代。如果不考虑水分的影响，那么在未来热量资源较为丰富的情况下，若仍维持目前的品种和生产状况，不但不能充分利用这种丰富的热量资源，而且还会导致不同程度的减产。

3气候变暖对作物产量的影响

气候变暖对我国农作物产量的影响，在有些地区是正效应，而在另—些地区是负效应。利用3种大气环流模式预测的气候情景，推测出我国主要作物水稻、小麦和玉米产量可能变化趋势。

3.1水稻产量的变化。在不考虑水分的影响下，早稻、晚稻、单季稻均呈现不同幅度的减产，其中早稻减产幅度较小，晚稻和单季稻减产幅度较大。另从空间分布看，单季稻由北向南减产幅度逐渐增加，在华北中北部产量下降最大(约为17％)，黄河中下游和西北地区产量下降较少(10～15％)，江淮地区和四川盆地产量下降最少(6～10％)；早稻则是长江以南的南方中部稻区产量下降最少(在2％以下)，而其周边地区特另提西部地区，产量下降较多(一般在2～5％，部分在6%以上)；南方稻区长江以南地区的西北部，晚稻产量下降较多(10～15％)，其东南部产量下降较少(7～10％)

3.2小麦产量的变化。气候变暖对春小麦产量的影响大于冬小麦；对灌溉小麦的影响小于雨养小麦，也就是说灌溉能减小气候变化对小麦产量的不利影响。但是对水资源比较缺乏咖C方麦区而言，灌溉并不是解决问题的根本途径，适当改变种植方式，选育抗旱、耐高温的品种等也许是更为合理有效的对策。气候变暖将使春玉米减产2～7％，夏玉米减产5～7％，灌溉玉米减产2～6％，无灌溉玉米减产6～7％。也就是说，气候变化将使我国的玉米总产量平均减产3～6％，灌溉条件下减产的幅度比无灌溉的要小。总体来说，气候变化对我国玉米生产的影响是弊大于利。产量减少的主要原因是生育期缩短和生育期高温的不利影响。

4气候变暖对农业用水的影响

4.1江河径流发生流量变化。气候变暖后，我国7个流域的年径流量的变化有3种结果：一种是全国主要江河年径流量都减少；一种是北方径流量减少，南方径流量增加；一种是北方径流量增加，南方径流量减少。进—步的模拟研究表明，长江及其以南地区气候变化导致的年径流量变幅较小，为-8～8％；淮河及其以北地区气候变化导致的年径流量变幅最大，其中淮河减少15％，海滦河流域的京津唐地区减少16％，辽河增幅最大，为17％，黄河上游增幅次之，为15％，松花江增幅最小12％。径流量减幅可达降水减幅的4倍以上。这些将直接影响农业生产。

4.2水资源的供需状况的变化。4种全球大气环流模式结果表明，气候变化产生的缺水量小于人口增长及经济发展引起的缺水量；但中等早年及特枯水年，气候变化产生的缺水量将大大加剧海滦河流域、京津唐地区、黄河流域及淮河流域的缺水，并对社会经济产生严重影响。特别是对农业经济影响重大。研究表明，气候变暖对农业灌溉用水的影响，远远大于对工业用水和生活用水的影响，尤其是在降水趋于减少或蒸发的增加大于降水增加的地区。

4.3水质的变化。气候变暖后，—些地区由于蒸发量加大，河水流量趋于减少，可能会加重河流原有的污染程度，特别是在枯水季节。同时，河水温度的上升，也会促进河流里污染物沉积、废弃物分解，从而使水质下降。当然，年平均流量明显增力n的河流，水质可能会有所好转。

4.4旱涝灾害。全球气候变暖可能增加全球水文循环，使全球平均降水量趋于增加，但降水变率可能随着平均降水量的增加而发生变化，蒸发量也会因全球平均温度增加而增大，这可能意味着未来旱涝等灾害的出现频率会增加。这表明在对气候变化的响应上，极端降水事件表现得更加明显。华北地区近43年来年平均干湿指数的主要演变特征是以旱为主，而且存在非常强的干旱化趋势，其旱涝变化有64～72个月的周期；华北干旱主要以夏、秋旱为主，而且多两季连续干旱，自1999年起的连续干旱是近半个世纪以来最为严重的一次。

篇2

关键词：全球气候变化；生态系统；长白山；响应

基金项目：“十二五”农村领域国家科技计划项目（2012BAD22B0401）

中图分类号： S718.5 文献标识码： A DOI编号： 10.14025/ki.jlny.2017.05.041

森林生态系统是地球上最大的生态系统之一，也是最复杂的生态系统，它的生物资源丰富，系统呈生物量和生物生产力多样性特点。森林面积占陆地面积的26%，但森林碳的储备量占整个陆地的80%以上。全球气候变化不可避免地影响森林生态系统，森林生态系统在受到影响的情况下也在做出响应。

1长白山森林系统概况

吉林省东南部的长白山是天然保护区，它的年平均温度约3.5℃，年平均降水量约696毫米，日照时数1800～2300小时，属于温带大陆性山地气候。长白山的生态系统比较完整，山上气候变化多样，植物种类丰富，地区土壤多数是森林土，呈暗棕色，所种植的优势树木主要是红松、蒙古栎、椴树等。长白山从底到顶的高度大约为2000米，分布着5个植被带，分别是阔叶林带、针叶阔叶混交林带、针叶林带、岳桦林带和高山苔原带。

2全球气候变化趋势及对长白山生态系统的影响

在IPCC第三次评估报告中指出，全球气候变暖的背景下，中国的气候也明显受到了影响。最突出的表现是在最近100年中，中国气候温度上升了0.4℃～0.5℃，长白山是中国气候变暖影响最大的地区。长白山海拔2100米左右，气候严寒，一年中大概有9个月是积雪覆盖，但受全球气候变暖影响，二氧化碳浓度渐增，并考虑气溶胶浓度变化的情况下，长白山将不断变暖，而且降水量也不断增加。森林与气候间的关系非常密切，气候的变化也对森林有着非常大的影响，随着全球气候变化，长白山森林植物分布也将产生巨大变化，气候变化引起的生态系统变化会使生物多样性减少，许多十分珍贵的树种将会消失。二氧化碳浓度的上升会改变森林的生物量和生产力，气候变化使得长白山冬季温度升高，春季提早到来，植物提前开花放叶，从而导致生态系统结构和植物特种结构改变。

3全球气候变化情况下长白山生态系统的响应

森林对气候适应比较缓慢，适应能力弱，所以非常容易受到气候变化的不利影响。长白山由于海拔比较高，而气候变化随着海拔高度变化增大，影响主要表现在改变森林生态系统的分布和植物品种的组成。长白山山脚是暖湿带气候，山顶是多变复杂的极地气候，山脚的平均温度大概在2.9℃左右，山顶温度在-7.4℃左右。长白山地区的降水量比较多，降水量随着海拔的高度而变暖，山脚降水量约为800毫米左右，山顶的天池降水量则达到1350毫米左右。本文主要以长白山地区红松阔叶林和云杉、冷杉林受气候影响的响应为研究对象。

3.1红松阔叶林对气候变化的响应

当全球气候普遍增温，并降水量不变的情况下，红松阔叶林地带的红松、阔叶蒙古栎还有松树的品种和数量在减少，有的品种甚至消失。而其他种类的椴树和白蜡树的数量却在增加，并逐渐成为这一区域的主要树种。这表明气候变暖后，此区域更适合紫椴和水曲柳等阔叶树的生长，而该区域之前的主要树种红松会因为气候变暖停止生长甚至消失。

当全球气候变化影响普遍增温，并降水量变化的情况下，红松阔叶林的变化与降水量不变情况类似，也是以紫椴和水曲柳为主要生长树种，不同的是降水量的不同改变了阔叶林中各个生物数量。气候变暖使长白山地区原有的红松阔叶林带变成以阔叶树为主，降水量不会影响树种，只会影响树种生物的数量。

3.2云杉、冷云杉林对气候变化的响应

云杉和冷杉林处在长白山的中山带，这个地带气候窭洌土壤是棕色泰加林土为主。根据林业调查显示，这个地带也有一定的红松生存，但是由于区域环境限制，阔叶树种生长比较差。气候变暖后，之前的优势树种云杉、冷杉林数量开始减少，而和它一起混生的红松数量开始增加，群落中的桦树、椴树等一些阔叶生物的数量也在增加。上部云杉、冷杉林带主要以云冷杉和少量落叶松为主，红松在这个地带没有分布。当全球气候变化影响普遍增温，并降水量不变的情况下，由于冷杉是适合生长在高山且寒冷地区，对气候变暖比较敏感，所以云杉、冷杉林群落的变化是云冷杉的树种数量会小幅度上升。因为在这种情况下，对于云冷杉来说改善了生长环境，数量增加也是必然。当全球气候变化影响普遍增温，并降水量变化的情况下，生物群落的变化与之前基本相同，区别是红松、桦树、椴树等阔叶树种的生物数量在增加。

4结语

通过对长白山地区森林系统受气候变化影响变化，以红松阔叶林和云杉、冷杉林为例调查得出结论：气候变暖，长白山地区的温带阔叶林中红松林中的阔叶林的比重增加，该地区的植物群落将以阔叶树种为主，气候变化越明显，阔叶树种的增加也越明显。降水量不影响树种分布，影响的是生物数量。云冷杉林带群落中出现了红松阔叶林带的树种，温度增加幅度的变大，使得红松阔叶林带树种增加数量变多，所占的比例也增加。这表明气候变暖的幅度影响红松阔叶林在群落中所占比例，无论降水量增加还是减少，都对长白山区域的生物种类影响不大，只对生物数量有少量影响，所以温度影响是长白山地区森林生态环境的主要因素。

参考文献

[1]张明旭.全球气候变化背景下长白山森林生态系统的响应[J].通化师范学院学报，2011，（06）.

篇3

关键词 气候变化；气候移民；概念；类型

中图分类号 X24 文献标识码 A 文章编号 1002-2104（2012）06-0164-06 doi:10.3969/j.issn.1002-2104.2012.06.027

气候变化问题、气候变化及其不利影响所导致的现实或潜在的大量气候移民已成为21世纪人类社会面临的严峻挑战，是现阶段人类社会普遍关注的核心问题之一。随着全球气候模式的变化，全球气候变暖确定性的增加已导致地球海洋洋流流向的变化，使得热带海洋表面气温不断上升，全球海洋风暴持续时间延长、强度增加，海平面上升，荒漠化加剧，干旱、洪涝频繁多发，气候开始变得极端无常。极端而无常的气候，催生了大量的“气候移民”，他们因气候变化、生态失衡、地质变异和环境污染等原因而受灾不得不进行迁移。环境正义基金会主席史蒂夫·特伦特指出“气候变化影响家庭、基础设施、食物、水及人类健康，还将会导致史无前例的大规模人群迁移”［1］。据联合国环境和人类安全组织、香港发展与救援NGO组织——香港乐施会等组织机构在2009年的预计，在1998-2007年间，全球每年受气候灾害影响的气候难民人数约为2.43亿人；2015年后气候难民人数将达到3.75亿人以上。目前，不少国家和地区的气候难民已开始进行自发和有组织的气候移民，世界上现在已有约2 600万因为气候变化而被迫迁徙的气候移民，到2050年，全球估计将有2亿人沦为“气候移民”［2］。

气候移民是人们应对气候变化压力的重要机制之一。关涉气候移民的研究，早在莱文斯坦的迁移法则中就将不适宜的气候、不公平的法律、重税、不适宜的社会环境和经济刺激等看作是造成人口迁移的主要因素［3］。美国地理学家Ellen Churchill Semple更是认为“寻找更好的土地、适宜的气候和容易居住的环境是人们迁移的动机”［4］。尽管早期人们将气候变化作为一种重要因素纳入了对气候移民的解释和理解之中，但随后就逐渐消失了，直到20世纪80年代末，才有一些关于气候移民的理论著作问世。20世纪90年代初期，有关气候移民规模的预测方逐渐为人们所认识。但由于早期关于气候移民的研究和政策讨论偏重于以未来为导向的警示性预测，而不是观察分析迁移流，以致产生了两种不同的观点：自然科学家认为环境恶化和迁移之间存在内在联系［5］，社会科学家认为环境仅仅是影响人们迁移因素中的一种［6］。当前，有关气候移民的争议仍旧存在，但学科间的认识分异逐渐减少，环境科学家和人口学家都认为自然环境是迁移的动力因素，气候变化对人口迁移的影响力逐渐凸显，观察或试验研究逐渐取代预测，但其研究结果仍旧非常有限。

如何以已有研究为基础，突破社会文化交叉法、经济视角的牵绊，提升人们对气候风险导致气候移民问题严重性的认知，对气候移民进行概念上的梳理与界定，类型上的归类与划分，剖析造成气候移民问题的制约性因素，将气候移民从经济迁移大流中分离出来已是一个摆在世人面前不容回避的现实性、迫切性的重要议题，深刻认识把握这一全球性的社会现象，有助于人类与自然生态环境的和谐共存与可持续发展。

1 气候变化的表现形式以及对人口迁移的影响1．1 气候变化的表现形式

工业革命以来的人类活动，尤其是发达国家在工业化过程中大量消耗能源资源，导致大气中温室气体浓度增加，引起全球气候近50年来以变暖为主要特征的显著变化，对全球自然生态系统产生了明显影响，气候变化现象怪异难料，沙尘暴、飓风、雪灾、干旱、洪涝等气候灾害的能量与数量不断升级，已对自然系统、生物系统和人类环境产生了较大影响，给人类社会的生存和发展已带来严重挑战，已成为人类最迫切需要关注与解决的问题。

基于联合国政府间气候变化专门委员会（IPCC）和《联合国气候变化框架公约》（UNFCCC）第一款对气候变化的定义，并结合不断变化发展着的社会现实，本文对气候变化的概念定义为：气候变化是指经过相当一段时间的观察，自然气候变化或人类活动直接或间接地改变全球大气组成所导致的气候在平均状态统计学意义上的巨大改变或者持续较长一段时间（典型的为10年或更长）的气候变动［7］。其原因或因于自然自身的演变历程，或为外界条件使然，亦或是人为因素造成的大气组成成分和自然资源利用的改变。如此，对气候变化诸现象展开分析，既突出了气候变化中的人为致因又可与主要由自然原因导致的气候变率相区别。

总体看来，现阶段气候变化的主要表现形式主要有以下两个方面：

陈绍军等：气候移民的概念与类型探析

篇4

关键词：全球气候变暖；凋落物分解；土壤碳库；

作者简介：郭继勋，E-mail：gjixun@nenu.edu.cn

土地利用变化和化石燃料燃烧等人类活动引起大气温室气体的富集，由此导致地球表面平均温度上升［1-2］。政府间气候变化专门委员会预测全球地表温度到2100年将上升1.1—6.4℃［2］，这种全球尺度的气候变迁给整个陆地生态系统带来深远影响。全球气候变暖所带来的诸如气候带转移、生态系统地理分布格局变化等极大地改变了生态系统中原有的植被层-凋落物层-土壤各个碳库间的动态平衡［3］。全球气候变暖通过环境因素、凋落物数量和质量以及分解者3个方面，直接或间接地作用于凋落物分解过程，并进一步影响土壤养分周转和碳库动态(图1)。全球气候变暖通过对温度、水分等环境因子的短期作用直接影响凋落物的分解速率；同时也可对植物群落结构和植物表型的长期作用影响凋落物数量和质量，从而间接地改变凋落物分解速率［4］；此外，气候变暖也可通过直接影响土壤微环境或是间接影响地上植物及养分输入，作用于土壤中微生物量、微生物活动以及群落结构进而影响凋落物分解过程及其反馈结果。本文针对陆地生态系统凋落物分解这一关键生态学过程，从凋落物分解的3个主要影响因素入手，剖析全球变暖背景下的凋落物分解过程的响应和反馈的研究现状和进展。

1凋落物分解研究历史

凋落物从广义上可分为森林叶凋落物、死亡根系和倒木3部分［5］。在凋落物分解这一研究课题上，叶凋落物分解的研究已有100多年的历史。早在1876年德国生物学家Ebermayer就凋落物在养分循环中的作用开展了大量研究［6］。此后国外许多学者陆续对生态系统内凋落物的动态分解过程以及养分释放等方面开展了大量的野外实验研究［4］。而中国有关凋落物的研究起步较晚，直到20世纪80年代，我国学者才开始对凋落物分解进行研究，主要涉及不同物种以及区域差异对凋落物分解的影响，以及分解过程中养分动态变化研究［7-8］。随着对全球气候变化的广泛关注，20世纪90年代针对气候变暖背景下叶凋落物分解的研究也得到广泛开展，其中包括凋落物分解与生态系统碳收支平衡的问题，全球气候变暖下凋落物分解动态研究以及土壤微生物活性与凋落物分解的关系等方面的研究［9-12］。近10年来，国内外科学家也逐渐认识到地下凋落物输入对整个生态系统过程的重要性，及其在陆地生态系统中应对全球气候变暖的反馈机制研究中的重要角色。而对于分解过程的各影响因子之间对调控凋落物分解的交互作用机制、凋落物分解过程与地上植物群落的互作机制以及凋落物分解对全球变化的响应与反馈机制等一系列科学问题仍需深入研究。

2气候变暖对凋落物分解的影响

2.1环境因素

由于全球气候变暖所引起的全球平均气温上升、降雨格局的改变，这些环境因子的变化均以不同程度不同方式影响着地上植物群落结构、物侯变化以及地表和土壤微环境。一般来说，气候变暖所引起的直接作用主要是通过改变不同生态系统中水热条件，加强地上植物的蒸腾作用、降低土壤含水量，进而影响凋落物的分解［13］。就间接作用而言，气候变暖可通过长期的作用影响地上植物群落的结构组成、特别是优势物种的功能型以及延长植物生长周期从而可能引起凋落物质量和分解能力的改变［14］。

2.1.1温度升高

大量增温模拟实验表明，在不同生态系统下采用不同模拟增温的实验方法可在不同程度上加速凋落物分解［15-16］(表1)。Moore等发现年平均气温是陆地生态系统凋落物分解速率最密切相关的控制因子，可使凋落物分解率增加4%—7%［17］。我国草原生态系统，随着温度升高凋落物分解速率也有加快的趋势［18］，短期小尺度上增温使凋落物分解速率增加，这可能是由于土壤氮有效性的提高［19］间接地通过提高植物凋落物质量从而促进凋落物分解［20-21］；而在长期大尺度上其可能受到增温以及相应的植物群落生长过程中群落组成改变的共同影响［3］。对于湿地生态系统，增温能够增加水体温度从而直接通过促进淋溶［22］进而加速凋落物分解，并通过促进无脊椎动物的物理破碎间接提高凋落物分解速率［23］。Kang等认为不同纬度下由于温度的差异而导致的凋落物分解速率不同与相应的酶活性差异有关［24］。然而，在不同森林生态系统，增温对凋落物分解的作用并不一致［25-26］。Cheng等认为温度升高1℃所引起的气候变暖可能不会引起凋落物分解速率的显著变化，这可能是由于在干旱季节土壤湿度变化产生的补偿机制对温度升高导致的凋落物的分解速率增加产生了抑制效应［15，27］。在温带森林生态系统实验发现凋落物分解率会在增温处理下明显降低［26］。

2.1.2湿度改变

气候变暖引起的温湿度变化对凋落物分解速率的影响在已有的大量研究中得到验证［17，35-36］。全球变暖将改变森林生态系统的水热条件，导致地面蒸散增加而使土壤含水量降低进而不利于凋落物的淋溶和分解。在全球尺度上实际蒸散通常作为气候因子影响凋落物分解的另一个重要指标［37］。Aerts将来自44个冷温带地区和潮湿热带地区进行的为期一年的叶凋落物分解实验数据与实际蒸散进行了相关分析发现，凋落物分解与实际蒸散呈指数关系，其中热带地区凋落物分解受实际蒸散影响最为显著［4］。Robinson等［32］在年降雨量为330mm的亚北极石楠灌丛区域发现增温降低了凋落物的分解速率而水分的增加却显著增加其分解速率。此外有些研究结果表明气候变暖对凋落物分解的影响源于温湿度变化对土壤有机质新陈代谢的间接作用［35-36］。在没有湿度限制的长期增温下，全球气候变化可能会增加凋落物分解速率，但对于自然条件下多种环境因子交互作用对其分解率的研究则很少［38］。因此对于未来如何更加精确地预测气候变化对凋落物分解速率的影响更多地要结合降雨、蒸腾等多方面信息［4］。

2.2地上植物群落

气候变暖已经引起了北半球极寒生物带以及高山冻原生物带植被丰富度和组成的剧烈变化［39-40］。通过模型，研究者们也预测出在寒冷生物群区内长时期的气候变暖会导致地上植物生物量和植被生产力的剧烈增加［41］。植被生产力的增加将会提高凋落物的输入量，从而使枯枝落叶成为地上年凋落物产量的主要来源，进而促进地上不同质量不同分解力植物群落的演替。Johances等证明了在寒冷北方生物带灌木叶凋落物积累的增加同时会潜在降低增温对凋落物分解速率的正效应［3］。总而言之，凋落物质量和数量的变化受控于地上植物群落生产力和群落组成的改变［42］。气候变暖对凋落物输入量、凋落物物理特征和化学组分的影响均可能作用于陆地生态系统凋落物分解过程。

2.2.1凋落物输入量

一般而言，气候变暖往往会促进植物生长、增加初级生产力，进而增加凋落物的输入量，同时气候变暖也可导致植物群落组成和结构的变化从而改变凋落物积累速率及分解速率，进而影响生态系统水平中碳库的动态变化［3］。Wu等通过荟萃分析综合了生态系统水平上凋落物分解对增温的响应，发现增温普遍刺激了植物的生长以及生态系统碳库的周转，同时增温也可显著增加植物总净光合生产力［43］，这可能是由于温度升高提高了土壤养分的矿化能力进而增加了地上生物量［44-45］。而植物生物量随温度增加而升高的这一现象也可能表现在某一特定生态系统类型中的某一优势物种。例如Biasi等研究表明，在地衣丰富的矮灌木的冻原生态系统中，地上植物生物量对增温的响应比北极严寒生态系统内地上植物生物量差异显著［46］。Natali在北方极地寒冷系统中对冬夏两季进行的开顶式增温实验表明，增温使这两个季节中初级生产力增加20%，并同时增加凋落物的分解速率［47］。然而，一些研究证明植物的生长和地上生物量同时在干旱和湿润的土壤中对增温处理没产生显著性响应［48］，甚至会降低某个物种的生物量［49-51］，这可能是由于增温减低了土壤含水量从而影响了地上植物对水分的吸收进而影响其生长。

2.2.2凋落物质量

气候变暖对凋落物化学组分的影响同样会引起凋落物分解速率的特异性响应。凋落物的化学性质称之为“基质质量”，定义为凋落物的相对可分解性，其中包括诸如含有C、N、P养分元素的易分解组分和木质素、纤维素等难分解有机组分［52］。气候变暖对凋落物质量的影响主要侧重在两个方面：植物群落原有物种短期内化学性质的改变和群落中物种组成的长期变化［4］。Fierer发现温度变化会引起凋落物碳含量的变化，并由此影响凋落物分解过程［53］。Day等在南极半岛的冻原带对维管植物南极漆姑草(Colobanthusquitensis)和发草(Deschampsiaantarctica)进行了4个生长季节的紫外线增温处理，发现与对照处理相比，增温使漆姑草地上生物量明显增加，同时两种维管植物中碳含量也同时增多，而氮浓度相对降低。这就导致了漆姑草凋落物层的数量以及C/N含量也同时增加，进而导致其分解速率降低［54］。此外，还有研究发现木质素浓度以及初始木质素与N的比值会限制凋落物分解，降低其分解速率［6］。Berg等发现叶中N含量高会抑制生物量损失，因为其会对木质素分解酶产生抑制，从而抑制木质素分解、降低凋落物分解速率［55-56］。然而，一些研究表明，在凋落物质量和分解速率之间没有明显的关系［57］，尽管一些模型已经对此进行了描述，但至今仍无令人普遍接受的凋落物组分变异对凋落物分解进行预测。

2.2.3凋落物分解阶段

凋落物分解对气候变暖的响应存在阶段上的分异。Berg等将凋落物分解在形成腐殖质之前划分为3个阶段，其中每个阶段呈现不同养分释放规律。在分解的早期阶段，凋落物主要分解的是可溶性物质，以及未被保护的纤维素和半纤维素等物质，而这一过程可能受到水热等环境因子的影响。一般认为，水热因子和N、P、S等可溶性物质对分解早期分解速率的影响是正向的［55］，而在分解的中后期，气候对分解的影响逐渐减低［55］。在分解后期，凋落物自身的养分元素的限制，如N素限制可能成为调控分解速率的主要因子，此时凋落物分解对于周围水热因子的直接作用并不十分敏感。在分解的最后阶段，即接近形成腐殖质阶段，分解会达到一个极限值［55］。范萍萍［58］对落叶松(Larixgmelinii)、云杉(Piceakoraiensis)和黄波罗(Phellodendronamurense)叶凋落物进行的分解实验发现，77%的生物量损失来自前期易分解凋落物组分，20%的生物量损失来自后期的难分解凋落物组分。然而，气候变暖的影响不仅源于对分解环境中水热因子的直接调控，往往还通过影响凋落物的化学组分控制分解速率。就这一点而言不论凋落物分解的早期还是后期，都会受到气候变暖的影响，只不过前期更多地表现在气候变暖的直接作用，后期则更多的是间接影响。因此，了解气候变暖对凋落物不同分解阶段的影响，将会更好地了解凋落物分解过程及其对全球气候变暖的响应。

2.3分解者的影响

分解者主要包括节肢动物、蚯蚓、白蚁、昆虫等大型土壤动物以及细菌、放线菌、真菌等微生物，他们是分解凋落物的主要执行者。各种土壤分解者彼此相互作用、相互协调共同参与凋落物的分解过程。地上凋落物经过土壤动物的物理破碎后则由大量的土壤微生物进行生物化学分解作用［59］，将其进一步分解成为简单无机分子或转化为腐殖质。而大型节肢动物、蚯蚓和小型土壤动物不仅在粉碎凋落物上发挥着重要作用，它们在与土壤微生物相互作用过程中形成的营养级间的级联效应同样在调节凋落物分解中具有重要作用。

2.3.1土壤动物活动及其丰富度

在凋落物分解过程中土壤动物(例如，节肢动物)的活动受到温度［60-61］，湿度以及凋落物质量的影响［6］，而任何由于土壤动物的变化所引起的对凋落物分解速率的影响都会受到环境因子的直接影响，或者受地上植物群落组成变化的间接影响。Bokhorst等在南极陆地生态系统上进行了为期两年的野外开顶式增温实验发现，增温1—2℃对土壤动物丰富度的影响可能源于不同纬度以及在同一纬度上不同植物群落组成的差异［62］。在不同纬度上，本地节肢动物群落多样性随着纬度升高而降低。而在同一纬度上，弹尾目的丰富度在矮小灌木植被中却增多，这可能是由于水分因子是当地一个重要的限制因子［63］，因此高丰富度和高多样性的节肢动物会在环境更加湿润且地上植物群落密度更大的地区生活。增温处理对低、高纬度地区蜱螨亚纲和弹尾目的物种丰富度和多样性没有影响；而使中纬度地区上地衣群落内弹尾目的物种丰富度降低，表明中纬度区域土壤动物，至少是弹尾目的物种对增温处理响应敏感，这可能是由于增温引起了植物群落内相对湿度降低［64-65］，从而限制了该类土壤动物的生长与活动。同样的结论也在Coulson等的研究中得到验证，3a的增温使弹尾目物种丰富度显著降低［66］，但前气门亚目的总数量在南极地区却显著增加，这可能是由于其捕食者受环境湿度的限制数量减少从而增加其生存的机会［67］。Webb等人提出，甲螨亚目在快速应对短期环境变化(增温处理)的能力是很有限的，但是持续的环境温度升高很可能会影响其种群增长速率［68］。综上可见，增温不仅会影响土壤动物物种丰富度，对不同物种的差异性影响也会进一步地改变土壤动物的物种组成。土壤动物对气候变暖的这些特异性响应又会如何影响凋落物分解速率呢？研究表明土壤动物丰富度的改变对凋落物分解的影响可能存在生态系统特异性，例如，在温带或者湿润的热带森林生态系统，土壤动物丰富度的增加往往会提高凋落物的分解速率，而在其他条件寒冷、干旱的生态系统中却与此不同［69］。Grizelle等在干旱和湿润的两种不同环境下的亚热带生态系统以及温带亚高山森林生态系统区域内进行的研究同样发现土壤动物对凋落物分解速率的影响在不同生态系统中的表现不同［70］。在热带湿润气候环境下土壤动物的丰富度高于温带亚高山森林生态系统以及热带干旱区域，对凋落物的分解影响也显著高于处于干旱区域以及温带亚高山森林生态系统下的土壤动物［70］。这一自然温度梯度下的研究结果间接地表明了土壤动物对温度变化的响应及其对凋落物分解的影响可能受到所在生态系统特定条件(尤其是水分条件)的限制。

2.3.2微生物活动

气候变暖对微生物活动会产生直接或间接的影响，从而调控凋落物分解。一方面气候变暖直接作用于地表和土壤理化环境，另一方面通过改变微生物生长活动所需的碳源和能量间接地影响土壤微生物活动及其所介导的凋落物分解等生态过程［71］。微生物分泌的胞外酶是微生物分解作用的主要载体，也是微生物群落活性的体现。气候变暖可以通过对温湿度变化直接影响酶的活性［72］、影响分解酶的总量和种类［73］，同时影响微生物量和群落组成。微生物酶直接作用于有机质底物、参与凋落物分解过程。气候变暖对分解底物数量和质量的改变同样会影响微生物酶活性及其分解作用［74］。那么气候变暖打破某些特殊生境的低温限制是否能够加速凋落物分解？Kang等发现在某些特殊生态系统中，例如湿地生态系统，由于高纬度温度条件和凋落物质量相对低，因此往往伴有较低的土壤酶活性，从而限制凋落物的分解；而低纬度地区由于环境温度相对较高则往往会打破这种限制而促进凋落物分解［24］。Suvendu对4种理化性质不同的热带水稻生长的土壤条件进行了增温和升高CO2浓度处理，发现增温至45℃时土壤微生物碳含量平均升高41.4%，同时微生物活性也显著升高，这都表明增温和增加CO2浓度等气候变化可以改变土壤微生物活性［75］。另外，气候变暖和CO2浓度升高的交互作用也可增加β葡萄糖甘酶的活性。这也说明土壤中不稳定碳的输入在响应增温和CO2浓度升高的交互作用上会反过来刺激微生物活性从而增加相应的酶活性，进而影响凋落物的分解过程［75］。

2.3.3微生物生物量

在全球气候变暖背景下，微生物群落可以通过驯化来适应这种环境变化。一些短期研究表明，微生物量会随温度上升而增加［76-77］，但在长期增温实验中发现微生物生物量可能会保持不变甚至降低［78-79］。这可能是由于长期的升温环境下微生物形成适应性生长［80-81］，因此改变了特定微生物类群的生理适应功能，也可能是由于长期的环境波动改变了微生物群落组成。Van［76］在荷兰进行的连续两年增温控制实验发现，微生物量C、N、P含量显著增加并提高了凋落物初始分解速率，这可能是由于增温使微生物净矿化速率提高，从而导致微生物量含量增加，并提高了植物对于有效养分的吸收，进而增加了凋落物中易分解养分含量［82］。同样，对于亚北极石楠灌丛土壤的室内增温培养研究发现，不同温度以及有无凋落物存在的土壤环境下，微生物N含量会随着温度升高以及凋落物输入的增加而增多［83］。Gutknecht分析了8a的野外增温实验发现周围环境年际间和季节性的温度变化对于微生物群落的影响比增温处理的作用更显著，同时微生物量对增温处理的响应并不显著［78］。Rinnan也指出增温处理会导致亚北极石楠灌丛的群落土壤微生物量C、N含量降低［79，84］。这些研究结果说明土壤微生物量对长期增温处理可能确实存在一定的适应性。

2.3.4微生物群落结构

温度升高可能对生态系统水热动态及微环境产生显著影响［85］，改变土壤和凋落物中生物群落结构和组成［30，86］，使高寒地区土壤冻结时间和强度降低，进而影响凋落物分解过程。Julie等通过两年的野外增温实验发现，微生物群落结构受到增温的强烈影响，同时细菌数量随温度升高显著下降而真菌群落数量显著增长，特别是外生菌根真菌，同时其相应的地上灌木树种也显著增加［87］，这可能是由于微生物类群在应对外界环境变化时选择了不同的生活对策［88］。Rinnan等在亚北极石楠灌丛地带进行的连续7a和17a的增温实验表明，增温使细菌的增长分别降低了28%和73%［89］。Christian等通过不同时间段不同程度的室内增温培养实验发现，增温5℃和9℃分别使凋落物分解速率增加了18%与31%，同时通过模型拟合发现其土壤真菌分解者所支持的优势物种在响应温度变化时更为显著，这可能是由于大多数真菌的温度敏感性较低所致［90］。尽管很多研究都发现温度的变化土壤微生物会导致群落的改变，但是这种微生物分解者群落结构变化在植物-土壤反馈过程中的作用却常常被忽视，同时如何通过调节凋落物分解过程而控制土壤养分循环过程尚不清楚［91］。

2.3.5分解者亚系统营养级间的交互作用

土壤中细菌和真菌可以形成90%的土壤微生物量，它们是凋落物的主要分解者［92］，但其活动强烈受到与其伴随生活的其他土壤生物的影响［93］。诸如蚯蚓(Pheretima)等主要的土壤动物在凋落物分解过程中所扮演的重要角色［94］，它可通过粉碎有机质增加微生物与待分解物质的接触表面，促进微生物在凋落物分解过程中的作用［95］。蚯蚓作为凋落物的居住者以及转移者，生活在有机质层及其凋落物表层并以粗糙的微粒有机质为食，摄取大量的未分解的凋落物并通过作用于土壤中其他生物组分进而对微生物群落结构和功能产生影响［96］。Mara等研究表明蚯蚓的活动减少了土壤中细菌和真菌的丰富度，在不同植物培养材料中，蚯蚓的活动强烈改变着土壤微生物群落结构［97］。此外，在热带和温带地区，土壤节肢动物的丰富度会随环境温度升高和分解底物增多而增加，进而加速凋落物的分解［98-99］，有研究表明小型节肢动物的存在可增加高达50%的分解率［100］。然而，只有很少实验证明在亚热带地区也有同样的结论。在凋落物分解过程中，各型级土壤动物与微生物是相互协同的，多级土壤动物与微生物共存对分解的促进作用要高于单级土壤动物与微生物共存和只有微生物存在的情况［101］。Wang等［102］发现土壤动物丰富度沿着纬度梯度变化(8%—15%)，而且这些土壤动物的活动与凋落物分解速率存在很高的相关性。高纬度地区相对适宜的温湿度环境能够促进真菌的生长从而增加食真菌土壤动物的数量进而加速凋落物分解［103］。由此可见，研究土壤动物对微生物的影响及其之间的交互作用有助于更好地理解凋落物分解对气候变暖的响应。

3凋落物分解对全球变暖的反馈

凋落物经过分解作用一部分转化为有效养分供给植物生长，一部分以有机质的形式存在土壤中，而更多地会以CO2的形式释放到大气中。因此，凋落物对气候做出的反馈取决于积累与分解之间的平衡。在北方寒冷生物带上影响凋落物分解的因素对于增温处理会同时产生正反馈和负反馈效应。正反馈效应来自于温度对凋落物分解产生的直接影响，即增温将提高凋落物分解速率，因此在面对长期的温度升高影响下，会有大量来自于凋落物分解释放的碳输入到大气［104］。Salinas等在热带安第斯山和临近的亚马逊低地大尺度凋落物交互移植实验中发现，地区温度增加0.9℃提高了凋落物分解速率以及养分矿化率，同时土壤碳库含量增加了10%［105］。然而，凋落物所产生的负反馈效应会由于增温所诱导的植物生长型的改变而间接影响凋落物分解，即含有高质量、分解快的禾本植物和非禾本植物的凋落物被低质量、分解慢的灌木叶凋落物而取代，这样就减少了凋落物向大气输入的碳量以及土壤中支持植物生产养分的碳含量的释放，从而影响土壤碳库发生改变［106］。而这种负反馈效应可能会被正反馈效应部分抵消，因此在长期大尺度上对气候变暖和碳循环模型的建立上应将这些反馈效应考虑在内［107］。

全球气候变暖的长期作用使植物群落组成发生改变从而导致凋落物质量的变化，这一影响会通过土壤养分循环过程对气候变暖作出反馈。然而，目前已有的针对这一反馈环节的研究更多地是在植物-土壤系统层面上，通常忽略了微生物分解者对养分库大小的控制作用。Takeshi等［3］经模型研究发现，微生物群落会削弱地上植物群落变化控制土壤养分循环这一反馈过程。这是由于在一个封闭的环境下，存在着两类主要微生物类群，它们分别支持具有高分解力(易分解养分含量增多时)的凋落物与低分解力(难分解养分含量多时)的凋落物。那么微生物类群对于两种不同有机养分类型就会产生竞争，当遇到具有高分解力的凋落物时，由于其分解速率快，可以供给对其分解的微生物类群更多的养分，进而增加该种微生物类群的相对丰富度。而微生物群落组成的这一适应性变化在某种程度上改变了易分解有机养分和难分解有机养分的积累模式，从而削弱了凋落物分解力与养分库大小之间的反馈关系。由此可见，陆地生态系统对气候变暖的反馈研究建立在植物-微生物-土壤系统层面上则会更为有效地探明其内在机制。

4问题与展望

4.1重视多因子交互作用

由于控制和影响凋落物分解的生物因子和非生物因子众多。因此，单独研究每一个因子的作用往往忽略因子间的互作效应，不能综合全面地分析凋落物分解过程。自然条件下，凋落物分解过程受多因子的综合作用，探索多因素的分解模型可更为准确地预测凋落物分解速率及其对气候变化的反馈。比如，受水分限制的生态系统，增温处理对分解作用的影响可能是正向的，但是水分的限制却抵消了增温对分解作用的正效应［4］。

4.2加强凋落物质量研究

经过已往的大量研究，人们已经认识到凋落物质量在影响分解速率和气候反馈上的重要性，但是对其影响机制众说纷纭。该方面的进一步研究需要侧重在诸多方面：(1)不同化学组分的特异性响应。比如，N组分、木质素以及木质化的纤维素含量和动态变化对在凋落物分解过程的调控；(2)凋落物物理特性。凋落物的物理特性对凋落物分解速率的影响同样很重要，但以往的相关研究不多；(3)化学组分的交互效应。C、N养分的交互作用是如何控制凋落物分解的，特别是要注重作为无机N源和C的有效性在凋落物分解中的作用。其他诸如P、Mn等元素对于分解过程也是不容忽视的；(4)重视不同分解阶段的研究。凋落物分解是一个较长时期的过程，分解速率随分解阶段而变化，不同分解阶段可能存在不同的分解机制，而人们对这些机制尚不清楚，这将限制凋落物分解对气候反馈机制的认知。

4.3重视地下凋落物分解过程研究及其与地上凋落物分解过程的整合

地下凋落物分解是供给植物生长推动生态系统碳素循环的主要地下生态过程，也是土壤碳库的主要来源之一。然而，以往研究工作更多地侧重在地上凋落物分解过程，对地下凋落物分解作用相关知识的欠缺限制了地上与地下凋落分解过程研究的有效整合，以及对于二者对气候反馈机制的系统认知。

4.4加强土壤分解者作用的研究

土壤生物(土壤动物和土壤微生物)是生态系统功能研究中最不确定的因素［19，108］。全球气候变化如何影响土壤生物群落，进而作用于凋落物分解过程，将是今后研究的重要方面之一。作者认为对凋落物分解气候反馈机制的研究，应将分解者纳入到传统的植物-土壤研究框架，在植物-分解者-土壤框架进行综合考虑，这将有助于更为准确地评估和预测分解过程对气候变化的响应和反馈。

4.5重视分解者亚系统各营养级在影响凋落物分解过程的级联效应

不同营养级分解者在凋落物分解过程中相互关联，它们作为一个有机的整体对改善土壤条件，作用于凋落物分解各个环节。由于研究方法等方面的限制，即使人们已经认识其重要性，但已有的相关研究并不多，对气候变暖背景下凋落物分解的分解者营养级间的内在作用机制更少。因此，加强分解者亚系统各营养级在影响凋落物分解过程的级联效应研究有利于更好地估测凋落物分解对气候变化的响应和反馈机制。

4.6大尺度跨区域分解实验和长期实验的重要性

篇5

气候变暖会使企业的生产效率发生改变，但对农业生产的影响会更直接，更突出。研究显示，海拔高度每升高100米，气温就会降低大约0.8度。这大致相当于纬度向北推100公里。而假设未来温度升高1度，现有的作物种植界限就会向南或向北摆动，导致传统种植区域发生很大的改变。例如香蕉以前只能在南方热带种植，气温升高后，以前没有种植条件的北方也可能适合其生长。随着种植界限的改变，作物的产量也会发生变化，喜温的作物可能产量增加，但同时也可能形成一些热害，导致高温、干旱。

另外，气候变化会令能源消耗结构发生变化；生活模式转变亦将影响到各行各业，起码冷气机生产商现在可以考虑拓展北极市场。据香港《文汇报》报道，加拿大魁北克省一个2000多人的村庄，2006年8月底的气温高达31摄氏度，导致当地的爱斯基摩人为25名办公室职员添置了1O部冷气机。为爱斯基摩人争取权益的克卢捷表示，北极地方密闭的房屋用来御寒，但在炎热天气下房里气温非常高，人们借助冷气机降温才能正常工作。

人们的行为方式、生活习惯也会发生改变。在人类的文化活动方面，比如旅游，尤其是比较发达的国外海岸带旅游，在气候变暖后都会有很大的变化。以前冬天冷，人们可能不愿意出门，现在气温升高，冬季的旅游活动会增加。

打破自然界传统平衡

在全球增暖的背景下，中国东南沿海、西南、西北、内蒙古和东北部分地区洪涝灾害增加，黄河中游以南和华北平原干旱增加。北方地区少量的降水增加可能抵不上蒸发消耗，旱灾仍在继续波动扩大，干旱发生频率和强度的增加将加重草地土壤侵蚀，从而将增大荒漠化的趋势，严重的缺水形势将难以缓解。

气温升高导致冰川融化已经是不争的事实。大量的冰川融化使海平面正在升高，各个地区的海岸带也在随着海平面的升高不断变化。海平面上升会导致海岸带的变化，这对全球影响很大，尤其是对沿海国家或者岛屿国家的影响更为明显。比如我国的上海、日本的东京，这些大型沿海城市的海拔高度较低，如果海平面持续上升，这些地区很可能会被逐渐淹没掉。

随着海平面上升，海岸带地区的经济将受到很大冲击。这个地区的居民、工厂需要考虑搬家。另外在海浪防止方面，需要加高和加强防护堤。红树林、草地、湿地等在维持地区生态格局中发挥重要功能的海岸带生物群落，会随着海岸带的变化面临消亡。很多岛屿国家都在担心，海平面升高后人要住到哪里去。

海平面的上升还会导致海水倒灌。这是个很严重的问题，在海水和淡水的交汇处有一个混合区，很多年以来，这个区域海水和淡水的进出是平衡的，海平面升高导致出海口区域的盐分发生变化，从而影响整个区域内人类的生存环境。

例如，在海平面上升50厘米条件下，长江口现在100年一遇的风暴潮将变为50年一遇，珠江口现在50年一遇的风暴潮将变为10年一遇，再考虑到未来台风频率的增加，风暴潮灾害将更加严重。

此外，自然界的降水规律也可能发生变化，水资源的季节性分布和时间分布会有很大改变。这种变化也有两种可能性，有人认为可用水资源总量会增加，也有人预测会减少。但不管怎样，传统的区域间的水量平衡会发生变化，之前水域地区、半干旱地区、干旱地区的界限会被打破。有研究发现，原本气候湿润的地区会出现季节性干旱，比如我国南方地区过去雨量比较充沛，但近年统计数据显示，相对干旱的季节变得更干旱了。

大量研究还表明，传统的降水规律可能会改变，比如我国每年八九月份是降水的高峰季节，每个区域又有其传统的降水分布。新的气候变化条件下，可能会导致一些过去没有出现过的情况。例如暴雨的增加，将直接导致水土流失和土壤侵蚀加剧，进而增加滑坡、泥石流等地质灾害的发生频率和强度。

生态系统遭遇隐形破坏

全球气候变暖对许多地区的自然生态系统已产生影响，自然生态系统由于适应能力有限，容易受到严重的甚至不可恢复的破坏。

气候变暖对生态系统的影响可以说是一种隐形破坏。因为这种变化不易被察觉，却在分分秒秒地改变着整个地球。这其中最典型的是植被的分布格局。这里的植被是广义的，农作物、森林都包括在内。它们传统的分布空间、分布规律相对固定，将来气候变暖后界限温度改变，全球尺度上传统的分布格局就会被打破，植被结构会发生重大变化，从而带动一系列的连锁反应，例如会导致有害生物的增加甚至变异，事实上，目前国内国际都有人专门研究未来的病虫害防治。

有科学家认为，气候变暖很可能对物种及其生活环境产生重大影响。尽管对气候变化如何影响生物多样性的了解还很有限，但最新的研究确定了一些由气候变暖带来明显改变的地区。其一就是所谓的“生态系统分界线”(ecosystem boundaries)，例如把草很高的草原和混合草原分隔开来的过渡地带。降水和温度的改变可以使这些分界线发生移动，某些生态系统扩展到新地区，而其他生态系统则因气候变得不再适宜原有物种生存而缩小范围。

此外，科学家们还发现，气候变化也急剧加快了物种的灭绝速度。对全球5个地区的最新研究表明，如果气候持续变暖，濒临灭绝的物种数量将显著增加。从事该项研究的科学家们预测，由于气候变化，这5个地区到2050年有24％的物种行将灭绝。

研究还指出，气候变化对许多物种生存造成的威胁要比破坏它们自然栖息地的威胁更大。种群本身的结构也会发生改变，主要的物种间形成新的竞争关系，传统的生态结构发生变化，而这些变化带来的影响是相当复杂的。

此外，气候变暖对生态系统更大的影响可能表现在两个方面，一个是地球的化学循环，另一个是地球表面的能量交换。地球的化学循环是指生命元素的地球化学循环，主要包括碳、氮、磷的循环。而地球表面能量交换是指地表每年释放、吸收多少能量。气温升高带来的植被结构和物种种群发生的变化，也同时引起地球化学循环的形势发生变化，最终导致能量平衡的变化，引起全球的热量平衡场变化，从而使大气环流发生改变。

此外，人类是生态系统中的一员，气候变化对人体健康的影响也显而易见：热浪冲击频繁加大，导致死亡率及心脏、呼吸系统等疾病发病率增加；疟疾、登革热等对气候变化敏感的传染性疾病，其传播范围也可能增加；随着居住环境的变化，人的机体抵抗力和适应能力下降，伤寒、痢疾等传染病就成为常见病。

俄罗斯科学家的最新研究也认为，全球气候变暖会改变居住环境，从而导致人的健康状况恶化。研究发现，在降水比较多的部分陆地地区，由于水位上升，人们饮用最多的是靠近地表的水。而地表水的水质会因地表物质污染而下降，人饮用这样的水，就会惠上皮肤病、心血管、肠胃病等各类传染性疾病。

篇6

关键词 新和县；气候变化；分析

中图分类号 P467 文献标识码 A 文章编号 1673-9671-（2012）092-0212-02

新和县位于新疆维吾尔自治区天山南麓，塔里木盆地北缘，东隔渭干河与库车县相望，北隔勤格山与拜城县相邻，南连沙雅县。属大陆性、暖温带、干旱气候，热量丰富，光照充足，降水稀少，夏季干热，冬季干冷，气温的年较差比较大。

1 资料与方法

本文选取新和县气象局1971-2010年的气象观测资料，包括气温、降水、日照、大风、天气现象等各项气象要素的年、季、月的统计。

2 气候变化特征

2.1 温度变化特征

2.1.1 年平均温度

7新和县近30年年平均气温虽出现高低波动，但总的趋势是升高的。30年平均气温为11.3℃，80年代年平均气温为10.7℃，90年代年平均气温为11.3℃，2001-2010年平均气温为12.0℃， 2001-2010年气温继续上升；与70年代（10.6℃）相比，2001-2010年平均气温（12.0℃）偏高1.4℃；在这30年中，年平均气温最高值（2004和2009年的12.3℃）较最低值（1984年的10.0℃）升高了2.3℃；年平均气温在11.3℃以上的年份，80年代仅出现1次，90年代出现5次，而2001-2010年就出现了10次，其中7次年平均气温都在12.0℃及以上。从这种线性变化趋势可以看出，1997年开始新和县气候变暖趋势较为明显。

2.1.2 季、月平均温度

新和县温度2001—2010年变化较明显，由20世纪70年代到21世纪，变化最大的是2月份，由-3.3℃上升到-0.7℃，上升了2.6℃；其次是3月，上升了2.4℃；其他月份仍然上升的趋势较明显。各季平均温度以春季变化较为明显，秋季次之，再次之为夏季和冬季，其中2001—2010年春季平均气温较70年代春季平均气温上升了1.7℃。由此可见，新和县近40年温度一年四季都在上升。

2.2 降水量变化特征

2.2.1 年降水量变化

降水量年份之间波动较大，近40年年平均降水量76.8 mm，年降水量最低值出现在2007年（26.0 mm），最高值为1987年（217.2 mm）；20世纪70年代年平均降水量为59.7 mm，80年代为93.1 mm，90年代为75.6 mm，21世纪前10年年平均降水量为78.7 mm，可见，年均降水量在80年代明显增多，90年代后明显减少，减少原因主要是由于年份间降水不均造成的。

2.2.2 降水月、季变化

21世纪相比于20世纪70年代，6月份平均降水量增加明显，增加了12.7 mm，且2、4、5、7、8、9、10、11、12月份都有所增加；相反，3月份平均降水量减少了2.2 mm；1月份也出现了相应减少趋势，减少不明显。因此得出，一年四季平均降水一律增多，夏季平均降水量明显增多，其次为秋季，冬季，春季。

2.3 日照时数变化特征

2.3.1 年日照时数变化

近40年年平均日照时数2893.9 h，年日照时数最低值出现在1992年（2524.1 h），最高值为2009年（3305.7 h）；年日照时数20世纪70-80年代变化不大，年平均分别为2860.1 h、2919.9 h，90年代出现下滑，年均日照时数为2722.8 h，而2001-2010年又趋于上升趋势，升高到了3075.0 h。

2.3.2 日照时数季变化

春季日照时数成逐年增加，80-90年代增幅较小，2001-2010年较60年代增加了94.5 h；夏季日照时数在90年代时减少，2001-2010年较60年代增加了85.0 h；80-90年代秋季日照减少，2001-2010年间又达到最高值；冬季日照时数在90年代出现最低值，进入21世纪又与60年代持平。由此分析，年日照时数的变化表现出春夏季大幅增加，秋季次之，冬季变化不大。

2.4 大风变化特征

2.4.1 大风日数年代变化

从1971-2010年共出现大风354天，20世纪70年代大风日数最多，共137天；80年代98天；90年代大风日数最少，共48天，2001-2010年共出现71天。由表图知，20世纪80-90年代大风频率比70年代大幅度减少，70年代平均每年出现13.7天，80年代出现9.8天，而90年代减少到每年出现4.8 天，2001-2010年平均每年出现7.1天。从新和县逐年大风日数变化曲线可看出，70年代大风日数在10-16天之间摆动，80年代变幅最大在2-26 d之间摆动，1982年最多，之后开始快速减少，90年代在2～8天之间震荡。2000-2010年大风日数在2～13天之间。40年中大风日数最多的一年是1982年，出现26天，最少的年份是1998年、2004年，出现2天。

2.4.2 大风的月、季变化

新和县一年中2-10月均可出现大风，5-6月最多，月平均大风日数均为2.1天，1、11、12月无出现大风天气，月大风日数极高值出现在1983年5月，值为7天。

3 气候变化对农业生产的影响

3.1 各种极端气象灾害事件频发对农业的影响

随着气候的变暖，新和县气象灾害发生的频率和强度有逐年加大的趋势。

3.2 气候变暖对农业的影响

3.2.1 对农作物种植界限和制度的影响

新和县气候变暖，有效积温增加，农作物的种植制度也随之变化，终霜提前，春作物播种期也相应提早；初霜推迟，越冬作物晚播，生育期缩短，复种指数增加。

3.2.2 对作物生长发育的影响

温度升高和光照增加有利于提高作物的光合作用速率，延长全年生长期，对多年生果树有利，而对生育期较短的栽培作物却产生不利的影响，较高温度加速了作物发育，使其生育期缩短，不利于积累光合同化物；同时较高的蒸发率可导致作物生长的水分胁迫加重。

3.2.3 对病虫害的影响

由于秋冬季气候变暖，为农作物害虫及虫卵过冬提供了温床，增大了虫害越冬基数，造成来年病虫害危害加剧。气候变暖同时加快了昆虫各虫态期的发育，导致首次出现期、迁飞期和种群高飞期的提前，影响农作物产量和品质。

4 小结

1）新和县年平均气温有明显的上升趋势，特别是21世纪上升幅度明显，其温度的变化主要是由春季温度升高引起的。

2）降水有增多趋势，主要表现为夏季降水量增多。

3）光照时数的变化表现出春夏季大幅增加，秋季次之，冬季变化不大。

4）大风日数呈逐年代减少趋势。70年代大风日数在10-16天之间摆动，2000-2010年大风日数在2～13天之间。5-6月大风出现最多。

5）随着气候的变化，农业气象灾害频率和强度逐年增加，对新和县农作物种植、生长发育以及病虫害发生发展等方面都带来了一定的影响。

参考文献

[1]葛洪燕.气象为托克逊县农业保驾护航[J].新疆农业科技，2009，1：22-22.

[2]王修兰.二氧化碳、气候变化与农业[J].北京：中国统计出版社，1998：1-61.

[3]秦大河，王馥棠，赵宗慈等.气候变化对农业生态的影响[J].北京：气象出版社，2003：100-101.

篇7

    随着全球性变暖,地球环境的许多要素也发生了变化,这在艾比湖流域地区反映明显,如湖泊萎缩、河道断流、沙漠化加剧、生物多样性受损等,导致水资源短缺,旱灾、洪灾、雪害、滑坡、泥石流等自然灾害增加。因此,维护艾比湖流域自然生态系统的相对稳定,对维护绿洲的生态平衡和社会经济的可持续发展具有不可估量的作用。

    1资料与方法

    联合国政府间气候变化工作组最新完成的一份报告草案称[1],从l860年到现在,北半球的气温已经平均升高了0.4℃~0.8℃,其中的20世纪是l000年来北半球气温升高幅度最大的一个世纪,而l990年~1999年是l000年来北半球平均气温最高的l0年。20世纪的全球气候变暖己成为大气科学研究的热点。王绍武[2]利用中国气温等级资料研究了近l00年中国气温变化规律,表明中国的气温变化与全球有相同的时候,却并不总是一致。近百年来中国气温上升了0.4℃~0.5℃,略低于全球平均的0.6℃[3,4],中国与全球气温的相关系数在0.3~0.4之间。中国东北、华北及新疆的变暖可能与北半球一致,新疆从20世纪80年代以来,气温变化与全国、全球气候增暖趋势是一致的,也存在明显的季节差别和地区差别,冬季最为明显,北疆增暖幅度大于南疆。这里将利用艾比湖流域温泉、精河、博乐、阿拉山口、乌苏5个气象站在近40年的气温、降水逐年月资料,用相关分析及线性趋势分析等统计方法,分析在全球变暖的大背景下,艾比湖流域气候与生态环境演变的趋势。

    2结果与讨论

    2.1艾比湖流域气候的年际变化艾比湖流域属中温大陆干旱气候,水资源缺乏但较为稳定,生态环境极脆弱,是经济开发的主要制约因素,由于独特的地理环境,形成立体型的多态气候,自西向东,年平均气温从-3.8℃上升到8.6℃,年平均降水量从228mm下降到104mm,从而形成了山区、平原和荒漠等多种气候态,有利于合理开发多种产业。全球性气候变暖在艾比湖流域反映明显,呈明显变暖和变湿趋势,同时,春季低温冷害、夏季暴雨洪水等灾害性天气气候增多,洪旱频率增大,突发性天气气候事件增多,寒潮冷空气明显减少,沙尘暴减少。90年代平均气温与前30年平均气温相比,平均偏高0.6℃;20世纪90年代年降水量与前30年平均值相比,平均增长了9.4%。这将会对经济发展带来一定的影响,但干旱总体特征不会改变,原因是升温导致蒸发增加,可抵消甚至超过降水增加的作用,助于解决干旱缺水的程度。艾比湖流域的年平均气温具有缓慢上升的趋势,各区域振幅变化具有较好的同步性。表1中列出了艾比湖流域三大代表性区域年平均气温与降水量趋势方程及相关系数,在0.05的信度下,区域内的年平均气温趋势方程的相关系数均通过了显着性检验(t检验),说明了在艾比湖流域的增温趋势明显;山区、平原和荒漠地带年平均气温趋势方程的相关系数分别为0.39、0.63和0.52;而它们的信度分别通过0.01、0.05的显着性检验。随着气温的上升,艾比湖流域年降水量也有所增加,且各区域振幅变化具有较好的同步性,年平均降水量的变化除了平原区外没有明显变化趋势,其年平均降水量趋势方程的相关系数很低,不能通过0.05的显着性检验,山区和荒漠区年平均降水量趋势方程的相关系数通过了0.01、0.05的显着性检验。通过艾比湖流域气温与降水量变化趋势方程可预测未来50年气温与降水量的估计值。未来50年艾比湖流域降水量的增加比例要大于其气温增加的比例,这表明未来气候变化趋势对平原荒漠植被的恢复有利。但随着气温的增加地面蒸发量也会增加,因此干湿变化总趋势不会有太大的变化。艾比湖流域是典型的干旱半干旱地区,水资源是生态环境系统的核心。水资源的补给主要是山区自然降水和冰川融水。由于气候变暖,艾比湖流域高山冰川融化量增加,水资源的增加将暂时有利于经济发展,但冰川如长期萎缩,将会严重影响冰川固体水库调节功能,并诱发灾害。90年代以后,艾比湖流域突发性大降水增加,造成洪水频发,1994年、1995年、1998年、1999年、2001年、2002年都出现了“暴雨、融雪型”洪水,这可能是地球气候变暖在艾比湖流域的反映。

    2.2艾比湖流域生态环境演变的总体趋势气候变暖是一个全球性问题,它带来了一系列的环境演变,这必然对艾比湖流域的生态环境产生较大影响。艾比湖流域生态用水远远低于国际惯例要求,水资源处于生态环境系统的核心地位。受全球气候变化和干湿周期性变化的双重影响,艾比湖流域的降水量普遍有所增加,十分有利于生态保护和工程建设,并促进了自然生态系统的修复过程。但由于该地带降水分布极不均匀,造成地表径流空间分布极不均匀,是形成山地、平原和荒漠三大生态环境系统和不宜于人类活动及生物生长的沙漠、戈壁的主要原因。生态环境系统的原初相对平衡状态极易遭到破坏而恶化,又极难恢复或建立新的更加优化的相对平衡状态。特别是最近20年中艾比湖流域气候增暖、增湿,总体上说,有利于生态环境的保护与建设。但人类活动对生态环境有正、负两方面的效应。正效应是:由于开荒造田、兴修水利、营造防护林带、建设人工草地、控制排污量以及立法、执法检查等,扩大和稳定了绿洲;改善了小气候条件;提高了土地的生产性能;发挥了水资源的利用效益;增加了环境的人口承载能力。负效应是:由于盲目毁林开荒、毁草开荒、过度放牧、大水漫灌“、三废”增加以及没有树立可持续发展观、有法不依、违法不究、执法不严等,造成水量失衡、水盐失衡、水土失衡、自然生态失衡。具体表现为:河流断流,湖泊、水库干涸,地下水位下降;土地沙漠化;水土流失,土壤盐渍化和盐碱化;林地破坏;草地沙化、退化;水质咸化、矿化度提高;野生物种减少;大气污染指数上升。总体上说,绿洲化和沙漠化并存。既有人进沙退现象,也有沙进人退现象,在绿洲扩大的同时沙漠也在不断扩大。绿洲与沙漠之间的缓冲带在不断缩小。绿洲生态环境得到了改善,但潜伏着盐渍化、沙漠化和污染的威胁,绿洲以外的山地生态环境和平原荒漠生态环境总体上还是平衡失调甚至有恶化趋势。全球变暖对艾比湖水量的增加有密切的关系。未来气候与环境变化对西部经济有重要影响,艾比湖流域生态环境脆弱,未来降水量增加也不可能彻底改变这种状态,原因是虽然降水量有所增加,但由于随着气温的增加,地面蒸发量与植被蒸腾量也会增加,即该地区总的趋势不会有太大的变化。将来受环境变化最大的是农业与农村,农业问题面广量大。传统农业生产的资源消耗量大,过度开垦、过牧超载等生产方式不利于可持续发展,也不利于迅速提高劳动生产率和农业经济水平,传统农业的抗灾能力很弱,对未来气候变化的适应能力较差,草原畜牧业尤为突出。必须充分估计未来气候变暖和自然灾害增加对农村经济社会发展的影响。

篇8

关键词植树造林；全球气候变暖；影响；作用；措施

1全球气候变暖的影响

全球气候变暖将给地球和人类带来复杂的影响，既有正面的，也有负面的。例如，随着全球温度的升高，副极地地区也许将更适合人类居住；在适当的条件下，较高的二氧化碳浓度能够促进光合作用，从而使植物具有更高的固碳速率，使植物生长增加，即二氧化碳的增产效应，这是全球变暖的正面影响。但是与正面影响相比，全球气候变暖对人类活动的负面影响将更为巨大和深远。例如，由于气候变暖的影响，珠穆朗玛峰的顶峰下降了1.3m。祁连山冰川缩减危及河西走廊:近年来，祁连山冰川融化比20个世纪70年代减少了大约10亿m3，冰川局部地区的雪线正以年均2.0~2.6m的速度上升。

1.1海平面上升

过去的100年中海平面上升了14.4cm，我国上升了11.5cm。海平面升高的原因，主要是海水的热膨胀作用，当海洋变暖时，海平面则升高。全球升温会引起地球南北两极的冰山融化，这也是造成海平面上升的主要原因之一。

1.2对动植物的影响

气候是决定生物群落分布的主要因素，气候变化能改变一个地区不同物种的适应性并能改变生态系统内部不同种群的竞争力。自然界的动植物，尤其是植物群落，可能因无法适应全球气候变暖的速度而作适应性转移，从而惨遭厄运。以往的气候变化(如冰期)曾使许多物种消失，未来的气候将使一些地区的某些物种消失，而有些物种则从气候变暖中得到益处，其栖息地可能增加，竞争对手和天敌也可能减少。例如，扬子鳄只能生活在宣城、泾县和南陵等地，如果北界线北移，扬子鳄可能会自然绝种。

1.3对农业的影响

一年中温度和降水的分布是决定种植何种作物的主要因素，温度及由温度引起降水的变化将影响到粮食作物的产量和作物的分布类型。气候的变化曾经导致生物带和生物群落空间(纬度)分布的重大变化。如公元800—1200年，北大西洋地区的平均温度比现在高1℃，使玉米在挪威种植成为可能；但到了公元1500—1800年，西欧出现小冰川期，平均气温只比现在低1~2℃，造成了挪威50%的农场弃耕，冰岛的农业耕种活动则几乎全部停止。除此之外，全球气候变暖还会使高温、热浪、热带风暴、龙卷风等自然灾害加重。因此，全球气温升高后，世界粮食生产的稳定性和分布状况将会有很大变化。

1.4对人类健康的影响

人类健康取决于良好的生态环境，全球气候变暖将成为影响22世纪人类健康的一个主要因素。极端高温将对22世纪人类健康造成极大困扰，主要体现为发病率和死亡率增加，尤其是疟疾、淋巴腺丝虫病、血吸虫病、钩虫病、霍乱、脑膜炎、黑热病、登革热等传染病将危及热带地区和国家，某些目前主要发生在热带地区的疾病可能随着气候变暖向中纬度地区传播。

2森林在气候变化中发挥的作用

针对导致气候变化的两大主要因素，国际社会在应对气候变化中，正在采取2项战略措施:一是直接减排。即通过工业、能源领域的技术改造，提高能源利用效率，来减少二氧化碳等温室气体排放；二是间接减排。即通过以森林为主体的生物吸收大气中的二氧化碳，将已排放到大气中的温室气体吸收固定下来，以达到减少大气中温室气体含量的目的[1]。在2项战略措施中，直接减排十分重要，必须长期坚持；而通过森林来实现间接减排，成本低、易施行、综合效益大，是目前应对气候变化最经济、最现实、最有效的重要途径。

2.1森林是陆地上最大的储碳库

森林是陆地生态系统的主体，因其具有吸收二氧化碳、放出氧气的特殊功能，而被称为“地球之肺”。森林以其巨大的生物量储存着大量的碳，是陆地上最大的储碳库[2]。据联合国政府间气候变化专门委员会估算:全球陆地生态系统中约储存了2.48万亿t碳，其中1.15万亿t碳储存在森林生态系统中。2000年，联合国政府间气候变化专门委员会又发表报告指出，森林面积占全球面积的27.6%，森林植被的碳储量约占全球植被的77%，森林土壤的碳储量约占全球土壤的39%，森林生态系统碳储量占陆地生态系统碳储量的比例为57%。

2.2森林是最经济有效的吸碳器

森林通过光合作用吸收二氧化碳，放出氧气，把大气中的二氧化碳以生物量的形式固定下来，这个过程被称为碳汇。科学研究表明:林木每生长1m3，平均吸收二氧化碳1.83t，放出氧气1.62t。全球森林对碳的吸收和储量占全球每年大气和地表碳流动量的90%。国内专家研究指出，在中国种植1hm2森林，每储存1t二氧化碳的成本约为122元人民币，这与非碳汇措施减排每1t碳成本高达数百美元形成了鲜明反差。据专家测算:一个20万kW机组的煤炭发电厂每年约排放87.78万t二氧化碳，可与3.2万hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳当量抵消；1驾波音777飞机从北京到上海来回旅程约4h，1d进行1个来回，1年约排放28032t二氧化碳，可与1000hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳当量抵消；1辆奥迪A4汽车1年的二氧化碳排放量约为20.2t，可与0.7hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳当量抵消。

2.3森林固碳已经成为缓解气候变化的根本措施之一

恢复和保护森林作为减排的重要措施，受到了国际社会的高度重视，并被写入了《京都议定书》。联合国政府间气候变化专门委员会在2010年的第四次全球气候变化评估报告中指出:与林业相关的措施，可在很大程度上以较低成本减少温室气体排放并增加碳汇，从而缓解气候变化。目前，许多发达国家已在实行森林间接减排。如，日本承诺减排6%，其中3.9%由森林固碳间接减排，2.1%由工业直接减排。围绕后京都议定书的国际谈判，许多国家和国际组织都在积极推动森林间接减排政策的制定，以进一步发挥森林在应对气候变化中的特殊作用。

3我国传统植树造林的弊端

建国以来，我国营造的大量人工林已成为经济建设所需木材的主要来源，并对保护生态环境起到了重要作用。但随着时间的推移，大面积营造单一树种的造林方式，逐渐显露出弊端。

人工林在我国占有十分重要的位置，它不仅是经济建设所需木材的主要来源，对保护生态环境也起着重要的作用。多年来我国对营造人工林十分重视，目前全国人工林的面积大约有4139万hm2，其中大多数是用材林，防护林只占很少部分。总结我国几十年来营造人工林的作法，有些很明显的特点:人工林主要分布于山区和重要河流的中上游；树种以针叶树为主，全国人工林针叶树占68%、阔叶树占32%，而南方各省针叶树的比例更大，在90%以上，而且集中连片，大面积连片种植单一树种、品种的人工林在很多地方都可以看到。南方一些杉木产区县，杉木人工林面积占森林总面积的70%~80%。有些平原地区还存在着单一无性系连片造林的状况。这些人工林采伐后又常常更换同一树种，造成多代连作。随着时间的推移，我国人工林的营造方法显露出不少弊端，目前已造成许多不良后果。

除了病虫害的严重威胁外，单一树种和成片连作造成地力严重衰退，这已在杉木、桉树、柳杉及落叶松人工林中有明显表现。杉木人工林由于土壤肥力下降，2代和3代20年内人工林损失蓄积量30~45m3/hm2。在花岗岩发育的土壤上地力衰退情况更为严重。天然森林的植被是复杂而多样化的，一个山坡上可以出现多种森林植被类型。任何一片森林都是多树种混交，如贵州梵净山的栲树林，参与构成乔木层的就有182种，整个森林有4个层次构成，维管束植物有407种。这种环境为多种生物提供了栖息地，也使森林具有涵养水源等多种功能。但现在单一树种或少数几个树种的大面积人工林，由于生物多样性严重下降，林区的生态环境恶化，森林各种功能与生产力得不到充分发挥，森林的适应能力和稳定性也大大下降。造成生态环境恶化与生物多样性严重下降。

4科学植树造林的措施

4.1营造由多树种组成的混交林

首先要转变人们的观念，特别是领导者的认识，科学地对待植树造林，每个工程都要因地制宜做好规划，适地适树，采用多树种营造各种方式的混交林，逐渐恢复自然界丰富多样的生态系统[3]。因经济建设的需求是多方面的，经济林同样不能搞单一品种，其不能适应多方面的需要。

4.2提高造林工程的科技含量

植树造林是一项科学性很强的工程，不能认为造林是简单的挖坑栽树，高标准的造林工程，从前期规划到选种育苗、培育养护，每个环节都要有先进技术和科学方法做支撑[4]。另外，还应改进人工林的育林方法。目前采用的高强度林地清理、整地等措施既不经济，也不符合生态系统管理的要求，要逐渐推广不炼山或整地造林，提倡局部抚育和割草抚育，以减少水土流失。人工林的密度应适当降低，使人工林形成多层结构的森林群落，这样才有利于人工林多种功能的发挥，提高人工林维护地力稳定性的能力。

4.3提倡封山育林

还应充分利用自然力发展森林，保护好现有的次生阔叶林。我国南北方的用材林基地，都存在着许多天然更新能力很强的次生阔叶林，这些次生阔叶林树种组成多，群落结构复杂，生产力高，对保护物种资源有重要价值。要营造这些森林并非易事，但如果采取保护或封山育林措施，营林效果将会很好。

5参考文献

[1]张玲.试谈林业经济发展前景及植树造林相关技术[J].科技信息，2007(11):390.

[2]田书忠.开发闲散荒废土地资源实施植树造林绿化工程[J].中国林业，2003(10B):32-33.

篇9

2006年入夏以来，我国重庆、四川等地持续高温少雨，干旱发展迅速。8月15日，重庆大部和四川东部仍然维持高温酷热天气，日最高气温在38～40℃、局部40～43.5℃。重庆28个区县最高气温超过40℃，綦江达44.5℃、万盛44.3℃、江津44.3℃，均突破全市建站以来最高气温极值。到18日为止，重庆地区的高温天气超过了40天，有些地方甚至超过了50天。面对持续的高温干旱，人们禁不住要问“持续高温的成因是什么”？有人提出，这种严重的高温干旱天气与三峡大坝的建成有关。就此，国家气候中心局地气候监测重点站从全球气候变暖、2006年大气环流特点，以及局地气候水域效应等方面,综合分析了这次高温干旱成因，认为目前某些网民将高温干旱的成因归咎于三峡工程是没有根据的，是不科学、不负责任的说法。

下面是重庆、四川高温干旱事件的主要成因分析：

一、四川、重庆干旱高温是在全球气候变暖极端气候事件增加背景影响下发生的

我国2006年四川、重庆干旱这种极端高温干旱是全球气候变暖大的气候背景影响下发生的。四川、重庆这种极端高温干旱事件,实际上是全球气候变暖的一种现象，近百年以来，地球气侯正经历一次以全球变暖为主要特征的显著变化。气候变暖导致全球极端气候事件增加，如：2006年7月欧洲大部分国家、美国西部和东北部、中部和南部地区也出现了持续近3周的高温热浪袭击，根据美国国家防旱中心公布报告说，滚滚热浪已经给农业造成巨大灾害，美国60%的国土出现本世纪以来罕见的旱情。2003年夏季欧洲大部地区遭受高温热浪袭击，造成3万多人死亡。气候变暖的原因是由人类活动和气侯自然波动共同造成的。气候变化在北半球中高纬度地区尤其明显，我们中国的很多地方实际上就处在北半球中高纬度地区，所以我国也是气侯变化比较明显的地方。重庆、四川恰好就处于这个地区，所以说这是在北半球及我国夏季极端高温热浪频繁出现的大背景下引起的，不是局地气候变化所造成的。

二、四川、重庆干旱高温与大气环流特征关系密切

首先，2006年，西太平洋海温比往年偏高0.5℃，副热带对流活动明显，副热带高气压的位置较往年偏北、偏西，尤其是进入8月以来，副高脊线每日均维持在27°N以北，而8月多年平均副高脊线位置为26°N，同时西太平洋副高位置也比常年略偏西。副高的这种形态，不利于将南方的暖湿气流带到西南地区东部。另一方面，受大陆高压稳定控制，川东、重庆上空盛行下沉气流，对流活动受到抑制，致使该地区降水偏少，气温偏高，旱情严重。这种气候状况长期控制了我国长江中游地区，导致伏天高温天气出现时间较长，对重庆、四川等地区影响十分突出。

第二，去冬今春，青藏高原降雪较常年偏少两成左右，热状况偏强。作为冷源的青藏高原积雪减少，造成高原热力作用显著，青藏高压也比常年偏强，并与副热带高压连接成一个强大的高压带，持续控制重庆市的大部分地区。同时，来自中低层孟加拉湾的水汽通道受大陆高压阻断，使我国西南地区水汽条件不充足，空气湿度偏低，造成干旱少雨。

第三，2006年北方冷空气较弱。大气环流比较平稳，冷空气没有南移下降到西南地区，而是平移到我国东部，造成北京、黄淮、东北等地带降雨较频繁。而西南地区南北气流交汇不明显，造成该地区降水偏少。由于气温偏高、降水偏少，因此川东、重庆等地旱情严重。

三、类似高温干旱历史曾出现过，并非大坝建成才有

重庆地区历来伏旱发生频率就非常高，当地农民有“十年九旱”的说法。重庆历史上就是我国四大“火炉”之一，历史上40℃以上高温纪录也不少见。比如重庆1992年、1994年分别出现5天和4天超过40℃的高温纪录。涪陵1961、1964年也出现过7天和6天超过40℃的高温纪录，今年涪陵超过40℃的高温有6天，未超过历史同期最多。四川、重庆发生类似的干旱年份有1959、1966、1972、1992、2001年等，主要是因为大气环流异常造成的。只是2006年就影响范围和持续时间来说是50年来最严重的。

四、城市热岛效应的影响是其中原因之一

重庆地区城市化建设加快，导致了城市热效应的加剧，这虽然不会对整个气候产生大的影响，但是大面积下垫面的改变，即大量生长着绿色植被的地面被混凝土代替，使太阳辐射后产生的热能无法很快被吸收、扩散，再加上重庆地处盆地这个特殊的地形，这些也都是导致重庆市这次持续高温的原因之一。

五、库区水面面积扩大，水域调节气温是降温作用

由气候学的基本原理可知道:三峡大坝建成之后，库区水面面积扩大，而水域具有调节功能，水气蒸发的过程实际是一个吸热的过程，由于水域蒸发效应可降低水域周围的气温。这就和海边受海洋性气候影响，在相同时间里，海边的温度低于内地的道理是一样的。

六、局地气候监测表明三峡工程建设对局地气候影响很小

在三峡工程建设开始之时，国家就启动了“长江三峡工程生态与环境监测系统工程”，由国务院三峡办组织实施，旗下囊括了水质、水文、气候、农业、生态等17个子系统。经过多年监测观察，并没有发现三峡库区蓄水量的变化对气候造成明显的影响。根据气候数值模拟研究表明：水域升高后，三峡库区水域变化对气候的影响范围在20公里左右。水域周边20公里以内地区气温表现为冬升夏降，变化幅度在0.5℃左右，而降雨在接近水域地区稍减，远处稍有增加。超过20公里的范围，三峡工程对气候基本就没有什么影响了。2006年特大高温干旱包括了重庆、四川在内的长江中游近百万平方公里地区，这样大面积的高温干旱事件已经远远超出了三峡水库的影响范围。

由此可以看出，三峡工程影响在气象学上是局地中小尺度的概念，对于大尺度天气气候的影响是相当有限的，只能说在局部地点有所影响。另外，2006年中国频繁的台风、东北低温以及大范围的高温干旱，这些现象在气候上是互相联系的，应该将它们同全球的大气环流相联系看待，而不是区区几公里的水位变化能影响的。这次重庆、四川高温干旱主要原因是大气环流异常变化引起的。

七、 重庆、四川地区高温干旱天气气候预测

根据中央气象台和国家气候中心预测：在未来4天，东部、川西高原以及四川盆地西部、云南大部将有阵雨或雷阵雨天气，局部旱情可得以缓和。但四川盆地东部、重庆大部地区的高温干旱仍将持续。21日以后有可能在四川盆地东部、重庆大部呈现降水增多的趋势，使包括四川盆地和重庆在内的旱情部分缓和。一直到9月份，副热带高气压减弱，冷空气增强、活跃之后，四川盆地、重庆地区的降雨会进一步增加，旱情才会得到缓解。

篇10

关键词：陈巴尔虎旗；浅层地温；气温变化；地形

中图分类号： P314 文献标识码： A DOI编号： 10.14025/ki.jlny.2016.07.026

浅层地温是影响农作物生长、城市建设等诸多人类活动的重要影响因素。其是大气圈、岩石圈热交换的媒介，大气圈气温的波动会直接影响浅层地温的变化[1]。针对工程、勘探以及种植等多方面的需求，不同的科研学者对浅层地温的变化从不同角度进行了探索和研究[2]。根据近代科学家研究表明由于全球气温的变暖导致浅层地温也呈现出升高的趋势，例如前苏联科学家研究发现近100年来俄罗斯地区浅层地温呈现升高的趋势，中国大兴安岭阿木尔地区多年冻土在上世纪70年代至90年代期间其浅层地温呈现升高的趋势[1]等。而针对此项观点陆晓波等通过研究近50年来的地温场资料提出了不同的观点，其认为全国的平均地温变化大致应分为3个阶段，即地温下降阶段，相对气候冷期及90年代后期的升温阶段。

陈巴尔虎旗位于内蒙古呼伦贝尔市西北部地区，其地温场的变化规律分析较少[1]。故本文在整理收集陈巴尔虎旗地区观测站近30年的气温以及浅层地温（即40厘米）资料后进行分析，并结合其地形起伏变化影响 ，研究其地温的变化规律、区域性地温分布特征、地温与气温变化的相关关系等，得到了一些初步的研究成果，为今后地温研究奠定了一定的基础。

1数据来源与方法

本文主要选择陈巴尔虎旗气象观测站1980年～2010年年平均气温、40厘米浅层地温年数据、月平均气温、月40厘米浅层地温数据，地面高程模型数据（Digital Elevation Model， DEM）。主要采用相关性分析法、趋势分析法对气温和浅层地温数据进行分析比较。

2研究区概况

陈巴尔虎旗地处呼伦贝尔市的西北部，是呼伦贝尔草原的腹地，其东经坐标为118度22分～121度02分，北纬48度48分～50度12分，属于中温带半湿润半干旱大陆性气候。其具体表现为夏季温凉短促，冬季漫长严寒。

3结果与分析

3.1 年40厘米浅层地温及平均气温变化特征

陈巴尔虎旗近30年平均浅层地温为2.5℃。从图1可知，陈巴尔虎旗近30年浅层地温变化趋势较大，约以每10年0.377℃的趋势变暖。其中2007年是近30年来浅层地温最高的一年，年平均浅层地温4.4℃；1981年是最低的一年，年平均地温为1.2℃。同时这30年中，前20年浅层地温变化相对较小，年际间温差最大为2℃；近10年浅层地温波动较大，年际间温差最大达到了2.5℃，这也是近几年极端事件频发引起的气候异常所导致的。

陈巴尔虎旗近30年平均气温为-0.9℃。从图2可知，近30a来气温呈现显著变暖的形式，大约以每10年0.596℃的增长速度变暖。其中2007年也是近30年来气温最高的一年，年平均气温为0.8℃；1981年和1984年年平均气温均为-2.7℃。

通过分析可知，近30年浅层地温和气温都在呈现出变暖的形势，同时其最高最低温度年份基本一致。通过验证年平均气温和年平均浅层地温的相关系数（见表1）可知，其相关系数为0.446，经验证属相关，其显著性检验可通过置信度95%。浅层地温和气温属相关而非显著性相关，主要原因是由于地温不但受气温影响还受到地下岩石圈的影响[2]。

3.2 月40厘米浅层地温及平均气温变化特征

由近30年月平均气温变化曲线（图3）可知，随着季节的变化从1～12月地温和气温均呈现出先增长后下降的变化趋势。浅层地温变化曲线的峰值和气温变化曲线的峰值存在一定的差异性，这主要表现在浅层地温变化曲线的峰值主要出现在8月，而气温变化曲线的峰值出现在7月，且浅层地温变化曲线的升降幅度和趋势较气温变化曲线更为平缓。这几点均可说明浅层地温变化较气温变化的滞后性，虽然浅层地温的变化受气温的影响较大，因为其自身的影响因素的限制，使其在随气温变化的过程中存在一定的滞后性。

通过表1分析可知，月浅层地温与月平均气温的相关系数为0.997，可通过置信度99%的检验，属显著相关。较年平均气温的相关性比较可知，月平均气温的相关系数要远高于年平均，这是由于气温在一年内变化波动较大，而浅层地温虽受气温的影响会出现一定的年际间的波动，但其地温的变化幅度较小。而在一个月中气温的变化幅度较年际间的变化幅度相对较小，这与浅层地温的变化规律相类似。虽然浅层地温较气温的变化具有滞后性，但是总体的趋势和形式是一致的。

3.3 地面起伏变化与浅层地温空间分布的关系

由图4可知，陈巴尔虎旗地区东高西低，其海拔最高地区海拔约为1056米。其浅层地温40厘米地温所呈现出与其地形分布特点相反的分布特征，其呈现出西高东低的空间分布特征，浅层地温最高地区约为3.0℃。这说明地形的起伏对浅层地温的分布存在着一定的影响，地势越高的地区浅层地温值越低，地势越低的地方浅层地温值越高。这是由于地温的变化不但收到大气圈的影响，同时还受到岩石圈的影响。但是其影响幅度并不是很大，从东到西，海拔变化约有500米，但是浅层地温从东到西温差变化约1.5℃。这说明地形因素虽然影响着地温的变化，但是其影响也不显著，其受气温的影响也较大。

4结语

对比分析陈巴尔虎旗40厘米浅层地温的变化趋势，及其与气温、地形起伏变化的相关关系可得到如下几方面的结论。

近30年来，陈巴尔虎旗40厘米浅层地温呈现出变暖的趋势，大约以每10年0.596℃的趋势变暖。2007年是近30年来浅层地温最高的一年，年平均浅层地温4.4℃；1981年是最低的一年，年平均地温为1.2℃。

通过分析近30年浅层地温和气温年际间的变化形式可知，都在呈现出变暖的形势，同时其最高最低温度年份基本一致。但是验证年平均气温和年平均浅层地温的相关系数，其相关系数为0.446，经验证属相关，其显著性检验可通过置信度95%。浅层地温和气温属相关而非显著性相关，主要原因是由于地温不但受气温影响还受到地下岩石圈的影响[2]。

月浅层地温变化与月平均气温的变化曲线基本一致，但是浅层地温变化曲线的峰值和气温变化曲线的峰值存在一定的差异性，这主要表现在浅层地温变化曲线的峰值主要出现在8月，而气温变化曲线的峰值出现在7月，且浅层地温变化曲线的升降幅度和趋势较气温变化曲线更为平缓。这说明浅层地温的月际间变化由一定的滞后性，虽然浅层地温的变化受气温的影响较大，因为其自身的影响因素的限制，使其在随气温变化的过程中存在一定的滞后性。

分析浅层地温的空间分布与地形起伏之间的关系可知，地形的起伏对浅层地温的分布存在着一定的影响，地势越高的地区浅层地温值越低，地势越低的地方浅层地温值越高，是其影响幅度并不是很大。

参考文献

[1]崔军平，任战利，肖辉，等.2007.海拉尔盆地地温分布及控制因素研究[J].地质科学，42（04）：656-665.