導語：如何才能寫好一篇氣候變暖的表現，這就需要搜集整理更多的資料和文獻，歡迎閱讀由公務員之家整理的十篇范文，供你借鑒。

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氣候變暖使我國年平均氣溫上升、積溫增加、生長期延長，從而導致種植區成片北移。當年平均溫度增加1℃時，大于或等于10℃積溫的持續日數全國平均可延長約15d。氣候變暖還將使我國作物種植制度發生較大的變化。據計算，到2050年，氣候變暖將使目前大部分兩熟制地區被不同組合的三熟制取代，三熟制的北界將北移500km之多，從長江流域移至黃河流域；而兩熟制地區將北移至目前一熟制地區的中部，一熟制地區的面積將減少23.1％。

2氣候變暖對作物品種布局的影響

隨著氣候變暖，華北目前推廣的冬小麥品種(強冬性)將因冬季無法經歷足夠的寒冷期以滿足春化作用對低溫的要求而不得不被其他類型的冬小麥品種(如半冬性)所取代；比較耐高溫的水稻品種將在南方占主導地位，而且還將逐漸向北方稻區發展；東北地區玉米的早熟品種將逐漸被中、晚熟品種取代。如果不考慮水分的影響，那么在未來熱量資源較為豐富的情況下，若仍維持目前的品種和生產狀況，不但不能充分利用這種豐富的熱量資源，而且還會導致不同程度的減產。

3氣候變暖對作物產量的影響

氣候變暖對我國農作物產量的影響，在有些地區是正效應，而在另—些地區是負效應。利用3種大氣環流模式預測的氣候情景，推測出我國主要作物水稻、小麥和玉米產量可能變化趨勢。

3.1水稻產量的變化。在不考慮水分的影響下，早稻、晚稻、單季稻均呈現不同幅度的減產，其中早稻減產幅度較小，晚稻和單季稻減產幅度較大。另從空間分布看，單季稻由北向南減產幅度逐漸增加，在華北中北部產量下降最大(約為17％)，黃河中下游和西北地區產量下降較少(10～15％)，江淮地區和四川盆地產量下降最少(6～10％)；早稻則是長江以南的南方中部稻區產量下降最少(在2％以下)，而其周邊地區特另提西部地區，產量下降較多(一般在2～5％，部分在6%以上)；南方稻區長江以南地區的西北部，晚稻產量下降較多(10～15％)，其東南部產量下降較少(7～10％)

3.2小麥產量的變化。氣候變暖對春小麥產量的影響大于冬小麥；對灌溉小麥的影響小于雨養小麥，也就是說灌溉能減小氣候變化對小麥產量的不利影響。但是對水資源比較缺乏咖C方麥區而言，灌溉并不是解決問題的根本途徑，適當改變種植方式，選育抗旱、耐高溫的品種等也許是更為合理有效的對策。氣候變暖將使春玉米減產2～7％，夏玉米減產5～7％，灌溉玉米減產2～6％，無灌溉玉米減產6～7％。也就是說，氣候變化將使我國的玉米總產量平均減產3～6％，灌溉條件下減產的幅度比無灌溉的要小。總體來說，氣候變化對我國玉米生產的影響是弊大于利。產量減少的主要原因是生育期縮短和生育期高溫的不利影響。

4氣候變暖對農業用水的影響

4.1江河徑流發生流量變化。氣候變暖后，我國7個流域的年徑流量的變化有3種結果：一種是全國主要江河年徑流量都減少；一種是北方徑流量減少，南方徑流量增加；一種是北方徑流量增加，南方徑流量減少。進—步的模擬研究表明，長江及其以南地區氣候變化導致的年徑流量變幅較小，為-8～8％；淮河及其以北地區氣候變化導致的年徑流量變幅最大，其中淮河減少15％，海灤河流域的京津唐地區減少16％，遼河增幅最大，為17％，黃河上游增幅次之，為15％，松花江增幅最小12％。徑流量減幅可達降水減幅的4倍以上。這些將直接影響農業生產。

4.2水資源的供需狀況的變化。4種全球大氣環流模式結果表明，氣候變化產生的缺水量小于人口增長及經濟發展引起的缺水量；但中等早年及特枯水年，氣候變化產生的缺水量將大大加劇海灤河流域、京津唐地區、黃河流域及淮河流域的缺水，并對社會經濟產生嚴重影響。特別是對農業經濟影響重大。研究表明，氣候變暖對農業灌溉用水的影響，遠遠大于對工業用水和生活用水的影響，尤其是在降水趨于減少或蒸發的增加大于降水增加的地區。

4.3水質的變化。氣候變暖后，—些地區由于蒸發量加大，河水流量趨于減少，可能會加重河流原有的污染程度，特別是在枯水季節。同時，河水溫度的上升，也會促進河流里污染物沉積、廢棄物分解，從而使水質下降。當然，年平均流量明顯增力n的河流，水質可能會有所好轉。

4.4旱澇災害。全球氣候變暖可能增加全球水文循環，使全球平均降水量趨于增加，但降水變率可能隨著平均降水量的增加而發生變化，蒸發量也會因全球平均溫度增加而增大，這可能意味著未來旱澇等災害的出現頻率會增加。這表明在對氣候變化的響應上，極端降水事件表現得更加明顯。華北地區近43年來年平均干濕指數的主要演變特征是以旱為主，而且存在非常強的干旱化趨勢，其旱澇變化有64～72個月的周期；華北干旱主要以夏、秋旱為主，而且多兩季連續干旱，自1999年起的連續干旱是近半個世紀以來最為嚴重的一次。

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關鍵詞：全球氣候變化；生態系統；長白山；響應

基金項目：“十二五”農村領域國家科技計劃項目（2012BAD22B0401）

中圖分類號： S718.5 文獻標識碼： A DOI編號： 10.14025/ki.jlny.2017.05.041

森林生態系統是地球上最大的生態系統之一，也是最復雜的生態系統，它的生物資源豐富，系統呈生物量和生物生產力多樣性特點。森林面積占陸地面積的26%，但森林碳的儲備量占整個陸地的80%以上。全球氣候變化不可避免地影響森林生態系統，森林生態系統在受到影響的情況下也在做出響應。

1長白山森林系統概況

吉林省東南部的長白山是天然保護區，它的年平均溫度約3.5℃，年平均降水量約696毫米，日照時數1800～2300小時，屬于溫帶大陸性山地氣候。長白山的生態系統比較完整，山上氣候變化多樣，植物種類豐富，地區土壤多數是森林土，呈暗棕色，所種植的優勢樹木主要是紅松、蒙古櫟、椴樹等。長白山從底到頂的高度大約為2000米，分布著5個植被帶，分別是闊葉林帶、針葉闊葉混交林帶、針葉林帶、岳樺林帶和高山苔原帶。

2全球氣候變化趨勢及對長白山生態系統的影響

在IPCC第三次評估報告中指出，全球氣候變暖的背景下，中國的氣候也明顯受到了影響。最突出的表現是在最近100年中，中國氣候溫度上升了0.4℃～0.5℃，長白山是中國氣候變暖影響最大的地區。長白山海拔2100米左右，氣候嚴寒，一年中大概有9個月是積雪覆蓋，但受全球氣候變暖影響，二氧化碳濃度漸增，并考慮氣溶膠濃度變化的情況下，長白山將不斷變暖，而且降水量也不斷增加。森林與氣候間的關系非常密切，氣候的變化也對森林有著非常大的影響，隨著全球氣候變化，長白山森林植物分布也將產生巨大變化，氣候變化引起的生態系統變化會使生物多樣性減少，許多十分珍貴的樹種將會消失。二氧化碳濃度的上升會改變森林的生物量和生產力，氣候變化使得長白山冬季溫度升高，春季提早到來，植物提前開花放葉，從而導致生態系統結構和植物特種結構改變。

3全球氣候變化情況下長白山生態系統的響應

森林對氣候適應比較緩慢，適應能力弱，所以非常容易受到氣候變化的不利影響。長白山由于海拔比較高，而氣候變化隨著海拔高度變化增大，影響主要表現在改變森林生態系統的分布和植物品種的組成。長白山山腳是暖濕帶氣候，山頂是多變復雜的極地氣候，山腳的平均溫度大概在2.9℃左右，山頂溫度在-7.4℃左右。長白山地區的降水量比較多，降水量隨著海拔的高度而變暖，山腳降水量約為800毫米左右，山頂的天池降水量則達到1350毫米左右。本文主要以長白山地區紅松闊葉林和云杉、冷杉林受氣候影響的響應為研究對象。

3.1紅松闊葉林對氣候變化的響應

當全球氣候普遍增溫，并降水量不變的情況下，紅松闊葉林地帶的紅松、闊葉蒙古櫟還有松樹的品種和數量在減少，有的品種甚至消失。而其他種類的椴樹和白蠟樹的數量卻在增加，并逐漸成為這一區域的主要樹種。這表明氣候變暖后，此區域更適合紫椴和水曲柳等闊葉樹的生長，而該區域之前的主要樹種紅松會因為氣候變暖停止生長甚至消失。

當全球氣候變化影響普遍增溫，并降水量變化的情況下，紅松闊葉林的變化與降水量不變情況類似，也是以紫椴和水曲柳為主要生長樹種，不同的是降水量的不同改變了闊葉林中各個生物數量。氣候變暖使長白山地區原有的紅松闊葉林帶變成以闊葉樹為主，降水量不會影響樹種，只會影響樹種生物的數量。

3.2云杉、冷云杉林對氣候變化的響應

云杉和冷杉林處在長白山的中山帶，這個地帶氣候窶洌土壤是棕色泰加林土為主。根據林業調查顯示，這個地帶也有一定的紅松生存，但是由于區域環境限制，闊葉樹種生長比較差。氣候變暖后，之前的優勢樹種云杉、冷杉林數量開始減少，而和它一起混生的紅松數量開始增加，群落中的樺樹、椴樹等一些闊葉生物的數量也在增加。上部云杉、冷杉林帶主要以云冷杉和少量落葉松為主，紅松在這個地帶沒有分布。當全球氣候變化影響普遍增溫，并降水量不變的情況下，由于冷杉是適合生長在高山且寒冷地區，對氣候變暖比較敏感，所以云杉、冷杉林群落的變化是云冷杉的樹種數量會小幅度上升。因為在這種情況下，對于云冷杉來說改善了生長環境，數量增加也是必然。當全球氣候變化影響普遍增溫，并降水量變化的情況下，生物群落的變化與之前基本相同，區別是紅松、樺樹、椴樹等闊葉樹種的生物數量在增加。

4結語

通過對長白山地區森林系統受氣候變化影響變化，以紅松闊葉林和云杉、冷杉林為例調查得出結論：氣候變暖，長白山地區的溫帶闊葉林中紅松林中的闊葉林的比重增加，該地區的植物群落將以闊葉樹種為主，氣候變化越明顯，闊葉樹種的增加也越明顯。降水量不影響樹種分布，影響的是生物數量。云冷杉林帶群落中出現了紅松闊葉林帶的樹種，溫度增加幅度的變大，使得紅松闊葉林帶樹種增加數量變多，所占的比例也增加。這表明氣候變暖的幅度影響紅松闊葉林在群落中所占比例，無論降水量增加還是減少，都對長白山區域的生物種類影響不大，只對生物數量有少量影響，所以溫度影響是長白山地區森林生態環境的主要因素。

參考文獻

[1]張明旭.全球氣候變化背景下長白山森林生態系統的響應[J].通化師范學院學報，2011，（06）.

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關鍵詞 氣候變化；氣候移民；概念；類型

中圖分類號 X24 文獻標識碼 A 文章編號 1002-2104（2012）06-0164-06 doi:10.3969/j.issn.1002-2104.2012.06.027

氣候變化問題、氣候變化及其不利影響所導致的現實或潛在的大量氣候移民已成為21世紀人類社會面臨的嚴峻挑戰，是現階段人類社會普遍關注的核心問題之一。隨著全球氣候模式的變化，全球氣候變暖確定性的增加已導致地球海洋洋流流向的變化，使得熱帶海洋表面氣溫不斷上升，全球海洋風暴持續時間延長、強度增加，海平面上升，荒漠化加劇，干旱、洪澇頻繁多發，氣候開始變得極端無常。極端而無常的氣候，催生了大量的“氣候移民”，他們因氣候變化、生態失衡、地質變異和環境污染等原因而受災不得不進行遷移。環境正義基金會主席史蒂夫·特倫特指出“氣候變化影響家庭、基礎設施、食物、水及人類健康，還將會導致史無前例的大規模人群遷移”［1］。據聯合國環境和人類安全組織、香港發展與救援NGO組織——香港樂施會等組織機構在2009年的預計，在1998-2007年間，全球每年受氣候災害影響的氣候難民人數約為2.43億人；2015年后氣候難民人數將達到3.75億人以上。目前，不少國家和地區的氣候難民已開始進行自發和有組織的氣候移民，世界上現在已有約2 600萬因為氣候變化而被迫遷徙的氣候移民，到2050年，全球估計將有2億人淪為“氣候移民”［2］。

氣候移民是人們應對氣候變化壓力的重要機制之一。關涉氣候移民的研究，早在萊文斯坦的遷移法則中就將不適宜的氣候、不公平的法律、重稅、不適宜的社會環境和經濟刺激等看作是造成人口遷移的主要因素［3］。美國地理學家Ellen Churchill Semple更是認為“尋找更好的土地、適宜的氣候和容易居住的環境是人們遷移的動機”［4］。盡管早期人們將氣候變化作為一種重要因素納入了對氣候移民的解釋和理解之中，但隨后就逐漸消失了，直到20世紀80年代末，才有一些關于氣候移民的理論著作問世。20世紀90年代初期，有關氣候移民規模的預測方逐漸為人們所認識。但由于早期關于氣候移民的研究和政策討論偏重于以未來為導向的警示性預測，而不是觀察分析遷移流，以致產生了兩種不同的觀點：自然科學家認為環境惡化和遷移之間存在內在聯系［5］，社會科學家認為環境僅僅是影響人們遷移因素中的一種［6］。當前，有關氣候移民的爭議仍舊存在，但學科間的認識分異逐漸減少，環境科學家和人口學家都認為自然環境是遷移的動力因素，氣候變化對人口遷移的影響力逐漸凸顯，觀察或試驗研究逐漸取代預測，但其研究結果仍舊非常有限。

如何以已有研究為基礎，突破社會文化交叉法、經濟視角的牽絆，提升人們對氣候風險導致氣候移民問題嚴重性的認知，對氣候移民進行概念上的梳理與界定，類型上的歸類與劃分，剖析造成氣候移民問題的制約性因素，將氣候移民從經濟遷移大流中分離出來已是一個擺在世人面前不容回避的現實性、迫切性的重要議題，深刻認識把握這一全球性的社會現象，有助于人類與自然生態環境的和諧共存與可持續發展。

1 氣候變化的表現形式以及對人口遷移的影響1．1 氣候變化的表現形式

工業革命以來的人類活動，尤其是發達國家在工業化過程中大量消耗能源資源，導致大氣中溫室氣體濃度增加，引起全球氣候近50年來以變暖為主要特征的顯著變化，對全球自然生態系統產生了明顯影響，氣候變化現象怪異難料，沙塵暴、颶風、雪災、干旱、洪澇等氣候災害的能量與數量不斷升級，已對自然系統、生物系統和人類環境產生了較大影響，給人類社會的生存和發展已帶來嚴重挑戰，已成為人類最迫切需要關注與解決的問題。

基于聯合國政府間氣候變化專門委員會（IPCC）和《聯合國氣候變化框架公約》（UNFCCC）第一款對氣候變化的定義，并結合不斷變化發展著的社會現實，本文對氣候變化的概念定義為：氣候變化是指經過相當一段時間的觀察，自然氣候變化或人類活動直接或間接地改變全球大氣組成所導致的氣候在平均狀態統計學意義上的巨大改變或者持續較長一段時間（典型的為10年或更長）的氣候變動［7］。其原因或因于自然自身的演變歷程，或為外界條件使然，亦或是人為因素造成的大氣組成成分和自然資源利用的改變。如此，對氣候變化諸現象展開分析，既突出了氣候變化中的人為致因又可與主要由自然原因導致的氣候變率相區別。

總體看來，現階段氣候變化的主要表現形式主要有以下兩個方面：

陳紹軍等：氣候移民的概念與類型探析

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關鍵詞：全球氣候變暖；凋落物分解；土壤碳庫；

作者簡介：郭繼勛，E-mail：gjixun@nenu.edu.cn

土地利用變化和化石燃料燃燒等人類活動引起大氣溫室氣體的富集，由此導致地球表面平均溫度上升［1-2］。政府間氣候變化專門委員會預測全球地表溫度到2100年將上升1.1—6.4℃［2］，這種全球尺度的氣候變遷給整個陸地生態系統帶來深遠影響。全球氣候變暖所帶來的諸如氣候帶轉移、生態系統地理分布格局變化等極大地改變了生態系統中原有的植被層-凋落物層-土壤各個碳庫間的動態平衡［3］。全球氣候變暖通過環境因素、凋落物數量和質量以及分解者3個方面，直接或間接地作用于凋落物分解過程，并進一步影響土壤養分周轉和碳庫動態(圖1)。全球氣候變暖通過對溫度、水分等環境因子的短期作用直接影響凋落物的分解速率；同時也可對植物群落結構和植物表型的長期作用影響凋落物數量和質量，從而間接地改變凋落物分解速率［4］；此外，氣候變暖也可通過直接影響土壤微環境或是間接影響地上植物及養分輸入，作用于土壤中微生物量、微生物活動以及群落結構進而影響凋落物分解過程及其反饋結果。本文針對陸地生態系統凋落物分解這一關鍵生態學過程，從凋落物分解的3個主要影響因素入手，剖析全球變暖背景下的凋落物分解過程的響應和反饋的研究現狀和進展。

1凋落物分解研究歷史

凋落物從廣義上可分為森林葉凋落物、死亡根系和倒木3部分［5］。在凋落物分解這一研究課題上，葉凋落物分解的研究已有100多年的歷史。早在1876年德國生物學家Ebermayer就凋落物在養分循環中的作用開展了大量研究［6］。此后國外許多學者陸續對生態系統內凋落物的動態分解過程以及養分釋放等方面開展了大量的野外實驗研究［4］。而中國有關凋落物的研究起步較晚，直到20世紀80年代，我國學者才開始對凋落物分解進行研究，主要涉及不同物種以及區域差異對凋落物分解的影響，以及分解過程中養分動態變化研究［7-8］。隨著對全球氣候變化的廣泛關注，20世紀90年代針對氣候變暖背景下葉凋落物分解的研究也得到廣泛開展，其中包括凋落物分解與生態系統碳收支平衡的問題，全球氣候變暖下凋落物分解動態研究以及土壤微生物活性與凋落物分解的關系等方面的研究［9-12］。近10年來，國內外科學家也逐漸認識到地下凋落物輸入對整個生態系統過程的重要性，及其在陸地生態系統中應對全球氣候變暖的反饋機制研究中的重要角色。而對于分解過程的各影響因子之間對調控凋落物分解的交互作用機制、凋落物分解過程與地上植物群落的互作機制以及凋落物分解對全球變化的響應與反饋機制等一系列科學問題仍需深入研究。

2氣候變暖對凋落物分解的影響

2.1環境因素

由于全球氣候變暖所引起的全球平均氣溫上升、降雨格局的改變，這些環境因子的變化均以不同程度不同方式影響著地上植物群落結構、物侯變化以及地表和土壤微環境。一般來說，氣候變暖所引起的直接作用主要是通過改變不同生態系統中水熱條件，加強地上植物的蒸騰作用、降低土壤含水量，進而影響凋落物的分解［13］。就間接作用而言，氣候變暖可通過長期的作用影響地上植物群落的結構組成、特別是優勢物種的功能型以及延長植物生長周期從而可能引起凋落物質量和分解能力的改變［14］。

2.1.1溫度升高

大量增溫模擬實驗表明，在不同生態系統下采用不同模擬增溫的實驗方法可在不同程度上加速凋落物分解［15-16］(表1)。Moore等發現年平均氣溫是陸地生態系統凋落物分解速率最密切相關的控制因子，可使凋落物分解率增加4%—7%［17］。我國草原生態系統，隨著溫度升高凋落物分解速率也有加快的趨勢［18］，短期小尺度上增溫使凋落物分解速率增加，這可能是由于土壤氮有效性的提高［19］間接地通過提高植物凋落物質量從而促進凋落物分解［20-21］；而在長期大尺度上其可能受到增溫以及相應的植物群落生長過程中群落組成改變的共同影響［3］。對于濕地生態系統，增溫能夠增加水體溫度從而直接通過促進淋溶［22］進而加速凋落物分解，并通過促進無脊椎動物的物理破碎間接提高凋落物分解速率［23］。Kang等認為不同緯度下由于溫度的差異而導致的凋落物分解速率不同與相應的酶活性差異有關［24］。然而，在不同森林生態系統，增溫對凋落物分解的作用并不一致［25-26］。Cheng等認為溫度升高1℃所引起的氣候變暖可能不會引起凋落物分解速率的顯著變化，這可能是由于在干旱季節土壤濕度變化產生的補償機制對溫度升高導致的凋落物的分解速率增加產生了抑制效應［15，27］。在溫帶森林生態系統實驗發現凋落物分解率會在增溫處理下明顯降低［26］。

2.1.2濕度改變

氣候變暖引起的溫濕度變化對凋落物分解速率的影響在已有的大量研究中得到驗證［17，35-36］。全球變暖將改變森林生態系統的水熱條件，導致地面蒸散增加而使土壤含水量降低進而不利于凋落物的淋溶和分解。在全球尺度上實際蒸散通常作為氣候因子影響凋落物分解的另一個重要指標［37］。Aerts將來自44個冷溫帶地區和潮濕熱帶地區進行的為期一年的葉凋落物分解實驗數據與實際蒸散進行了相關分析發現，凋落物分解與實際蒸散呈指數關系，其中熱帶地區凋落物分解受實際蒸散影響最為顯著［4］。Robinson等［32］在年降雨量為330mm的亞北極石楠灌叢區域發現增溫降低了凋落物的分解速率而水分的增加卻顯著增加其分解速率。此外有些研究結果表明氣候變暖對凋落物分解的影響源于溫濕度變化對土壤有機質新陳代謝的間接作用［35-36］。在沒有濕度限制的長期增溫下，全球氣候變化可能會增加凋落物分解速率，但對于自然條件下多種環境因子交互作用對其分解率的研究則很少［38］。因此對于未來如何更加精確地預測氣候變化對凋落物分解速率的影響更多地要結合降雨、蒸騰等多方面信息［4］。

2.2地上植物群落

氣候變暖已經引起了北半球極寒生物帶以及高山凍原生物帶植被豐富度和組成的劇烈變化［39-40］。通過模型，研究者們也預測出在寒冷生物群區內長時期的氣候變暖會導致地上植物生物量和植被生產力的劇烈增加［41］。植被生產力的增加將會提高凋落物的輸入量，從而使枯枝落葉成為地上年凋落物產量的主要來源，進而促進地上不同質量不同分解力植物群落的演替。Johances等證明了在寒冷北方生物帶灌木葉凋落物積累的增加同時會潛在降低增溫對凋落物分解速率的正效應［3］。總而言之，凋落物質量和數量的變化受控于地上植物群落生產力和群落組成的改變［42］。氣候變暖對凋落物輸入量、凋落物物理特征和化學組分的影響均可能作用于陸地生態系統凋落物分解過程。

2.2.1凋落物輸入量

一般而言，氣候變暖往往會促進植物生長、增加初級生產力，進而增加凋落物的輸入量，同時氣候變暖也可導致植物群落組成和結構的變化從而改變凋落物積累速率及分解速率，進而影響生態系統水平中碳庫的動態變化［3］。Wu等通過薈萃分析綜合了生態系統水平上凋落物分解對增溫的響應，發現增溫普遍刺激了植物的生長以及生態系統碳庫的周轉，同時增溫也可顯著增加植物總凈光合生產力［43］，這可能是由于溫度升高提高了土壤養分的礦化能力進而增加了地上生物量［44-45］。而植物生物量隨溫度增加而升高的這一現象也可能表現在某一特定生態系統類型中的某一優勢物種。例如Biasi等研究表明，在地衣豐富的矮灌木的凍原生態系統中，地上植物生物量對增溫的響應比北極嚴寒生態系統內地上植物生物量差異顯著［46］。Natali在北方極地寒冷系統中對冬夏兩季進行的開頂式增溫實驗表明，增溫使這兩個季節中初級生產力增加20%，并同時增加凋落物的分解速率［47］。然而，一些研究證明植物的生長和地上生物量同時在干旱和濕潤的土壤中對增溫處理沒產生顯著性響應［48］，甚至會降低某個物種的生物量［49-51］，這可能是由于增溫減低了土壤含水量從而影響了地上植物對水分的吸收進而影響其生長。

2.2.2凋落物質量

氣候變暖對凋落物化學組分的影響同樣會引起凋落物分解速率的特異性響應。凋落物的化學性質稱之為“基質質量”，定義為凋落物的相對可分解性，其中包括諸如含有C、N、P養分元素的易分解組分和木質素、纖維素等難分解有機組分［52］。氣候變暖對凋落物質量的影響主要側重在兩個方面：植物群落原有物種短期內化學性質的改變和群落中物種組成的長期變化［4］。Fierer發現溫度變化會引起凋落物碳含量的變化，并由此影響凋落物分解過程［53］。Day等在南極半島的凍原帶對維管植物南極漆姑草(Colobanthusquitensis)和發草(Deschampsiaantarctica)進行了4個生長季節的紫外線增溫處理，發現與對照處理相比，增溫使漆姑草地上生物量明顯增加，同時兩種維管植物中碳含量也同時增多，而氮濃度相對降低。這就導致了漆姑草凋落物層的數量以及C/N含量也同時增加，進而導致其分解速率降低［54］。此外，還有研究發現木質素濃度以及初始木質素與N的比值會限制凋落物分解，降低其分解速率［6］。Berg等發現葉中N含量高會抑制生物量損失，因為其會對木質素分解酶產生抑制，從而抑制木質素分解、降低凋落物分解速率［55-56］。然而，一些研究表明，在凋落物質量和分解速率之間沒有明顯的關系［57］，盡管一些模型已經對此進行了描述，但至今仍無令人普遍接受的凋落物組分變異對凋落物分解進行預測。

2.2.3凋落物分解階段

凋落物分解對氣候變暖的響應存在階段上的分異。Berg等將凋落物分解在形成腐殖質之前劃分為3個階段，其中每個階段呈現不同養分釋放規律。在分解的早期階段，凋落物主要分解的是可溶性物質，以及未被保護的纖維素和半纖維素等物質，而這一過程可能受到水熱等環境因子的影響。一般認為，水熱因子和N、P、S等可溶性物質對分解早期分解速率的影響是正向的［55］，而在分解的中后期，氣候對分解的影響逐漸減低［55］。在分解后期，凋落物自身的養分元素的限制，如N素限制可能成為調控分解速率的主要因子，此時凋落物分解對于周圍水熱因子的直接作用并不十分敏感。在分解的最后階段，即接近形成腐殖質階段，分解會達到一個極限值［55］。范萍萍［58］對落葉松(Larixgmelinii)、云杉(Piceakoraiensis)和黃波羅(Phellodendronamurense)葉凋落物進行的分解實驗發現，77%的生物量損失來自前期易分解凋落物組分，20%的生物量損失來自后期的難分解凋落物組分。然而，氣候變暖的影響不僅源于對分解環境中水熱因子的直接調控，往往還通過影響凋落物的化學組分控制分解速率。就這一點而言不論凋落物分解的早期還是后期，都會受到氣候變暖的影響，只不過前期更多地表現在氣候變暖的直接作用，后期則更多的是間接影響。因此，了解氣候變暖對凋落物不同分解階段的影響，將會更好地了解凋落物分解過程及其對全球氣候變暖的響應。

2.3分解者的影響

分解者主要包括節肢動物、蚯蚓、白蟻、昆蟲等大型土壤動物以及細菌、放線菌、真菌等微生物，他們是分解凋落物的主要執行者。各種土壤分解者彼此相互作用、相互協調共同參與凋落物的分解過程。地上凋落物經過土壤動物的物理破碎后則由大量的土壤微生物進行生物化學分解作用［59］，將其進一步分解成為簡單無機分子或轉化為腐殖質。而大型節肢動物、蚯蚓和小型土壤動物不僅在粉碎凋落物上發揮著重要作用，它們在與土壤微生物相互作用過程中形成的營養級間的級聯效應同樣在調節凋落物分解中具有重要作用。

2.3.1土壤動物活動及其豐富度

在凋落物分解過程中土壤動物(例如，節肢動物)的活動受到溫度［60-61］，濕度以及凋落物質量的影響［6］，而任何由于土壤動物的變化所引起的對凋落物分解速率的影響都會受到環境因子的直接影響，或者受地上植物群落組成變化的間接影響。Bokhorst等在南極陸地生態系統上進行了為期兩年的野外開頂式增溫實驗發現，增溫1—2℃對土壤動物豐富度的影響可能源于不同緯度以及在同一緯度上不同植物群落組成的差異［62］。在不同緯度上，本地節肢動物群落多樣性隨著緯度升高而降低。而在同一緯度上，彈尾目的豐富度在矮小灌木植被中卻增多，這可能是由于水分因子是當地一個重要的限制因子［63］，因此高豐富度和高多樣性的節肢動物會在環境更加濕潤且地上植物群落密度更大的地區生活。增溫處理對低、高緯度地區蜱螨亞綱和彈尾目的物種豐富度和多樣性沒有影響；而使中緯度地區上地衣群落內彈尾目的物種豐富度降低，表明中緯度區域土壤動物，至少是彈尾目的物種對增溫處理響應敏感，這可能是由于增溫引起了植物群落內相對濕度降低［64-65］，從而限制了該類土壤動物的生長與活動。同樣的結論也在Coulson等的研究中得到驗證，3a的增溫使彈尾目物種豐富度顯著降低［66］，但前氣門亞目的總數量在南極地區卻顯著增加，這可能是由于其捕食者受環境濕度的限制數量減少從而增加其生存的機會［67］。Webb等人提出，甲螨亞目在快速應對短期環境變化(增溫處理)的能力是很有限的，但是持續的環境溫度升高很可能會影響其種群增長速率［68］。綜上可見，增溫不僅會影響土壤動物物種豐富度，對不同物種的差異性影響也會進一步地改變土壤動物的物種組成。土壤動物對氣候變暖的這些特異性響應又會如何影響凋落物分解速率呢？研究表明土壤動物豐富度的改變對凋落物分解的影響可能存在生態系統特異性，例如，在溫帶或者濕潤的熱帶森林生態系統，土壤動物豐富度的增加往往會提高凋落物的分解速率，而在其他條件寒冷、干旱的生態系統中卻與此不同［69］。Grizelle等在干旱和濕潤的兩種不同環境下的亞熱帶生態系統以及溫帶亞高山森林生態系統區域內進行的研究同樣發現土壤動物對凋落物分解速率的影響在不同生態系統中的表現不同［70］。在熱帶濕潤氣候環境下土壤動物的豐富度高于溫帶亞高山森林生態系統以及熱帶干旱區域，對凋落物的分解影響也顯著高于處于干旱區域以及溫帶亞高山森林生態系統下的土壤動物［70］。這一自然溫度梯度下的研究結果間接地表明了土壤動物對溫度變化的響應及其對凋落物分解的影響可能受到所在生態系統特定條件(尤其是水分條件)的限制。

2.3.2微生物活動

氣候變暖對微生物活動會產生直接或間接的影響，從而調控凋落物分解。一方面氣候變暖直接作用于地表和土壤理化環境，另一方面通過改變微生物生長活動所需的碳源和能量間接地影響土壤微生物活動及其所介導的凋落物分解等生態過程［71］。微生物分泌的胞外酶是微生物分解作用的主要載體，也是微生物群落活性的體現。氣候變暖可以通過對溫濕度變化直接影響酶的活性［72］、影響分解酶的總量和種類［73］，同時影響微生物量和群落組成。微生物酶直接作用于有機質底物、參與凋落物分解過程。氣候變暖對分解底物數量和質量的改變同樣會影響微生物酶活性及其分解作用［74］。那么氣候變暖打破某些特殊生境的低溫限制是否能夠加速凋落物分解？Kang等發現在某些特殊生態系統中，例如濕地生態系統，由于高緯度溫度條件和凋落物質量相對低，因此往往伴有較低的土壤酶活性，從而限制凋落物的分解；而低緯度地區由于環境溫度相對較高則往往會打破這種限制而促進凋落物分解［24］。Suvendu對4種理化性質不同的熱帶水稻生長的土壤條件進行了增溫和升高CO2濃度處理，發現增溫至45℃時土壤微生物碳含量平均升高41.4%，同時微生物活性也顯著升高，這都表明增溫和增加CO2濃度等氣候變化可以改變土壤微生物活性［75］。另外，氣候變暖和CO2濃度升高的交互作用也可增加β葡萄糖甘酶的活性。這也說明土壤中不穩定碳的輸入在響應增溫和CO2濃度升高的交互作用上會反過來刺激微生物活性從而增加相應的酶活性，進而影響凋落物的分解過程［75］。

2.3.3微生物生物量

在全球氣候變暖背景下，微生物群落可以通過馴化來適應這種環境變化。一些短期研究表明，微生物量會隨溫度上升而增加［76-77］，但在長期增溫實驗中發現微生物生物量可能會保持不變甚至降低［78-79］。這可能是由于長期的升溫環境下微生物形成適應性生長［80-81］，因此改變了特定微生物類群的生理適應功能，也可能是由于長期的環境波動改變了微生物群落組成。Van［76］在荷蘭進行的連續兩年增溫控制實驗發現，微生物量C、N、P含量顯著增加并提高了凋落物初始分解速率，這可能是由于增溫使微生物凈礦化速率提高，從而導致微生物量含量增加，并提高了植物對于有效養分的吸收，進而增加了凋落物中易分解養分含量［82］。同樣，對于亞北極石楠灌叢土壤的室內增溫培養研究發現，不同溫度以及有無凋落物存在的土壤環境下，微生物N含量會隨著溫度升高以及凋落物輸入的增加而增多［83］。Gutknecht分析了8a的野外增溫實驗發現周圍環境年際間和季節性的溫度變化對于微生物群落的影響比增溫處理的作用更顯著，同時微生物量對增溫處理的響應并不顯著［78］。Rinnan也指出增溫處理會導致亞北極石楠灌叢的群落土壤微生物量C、N含量降低［79，84］。這些研究結果說明土壤微生物量對長期增溫處理可能確實存在一定的適應性。

2.3.4微生物群落結構

溫度升高可能對生態系統水熱動態及微環境產生顯著影響［85］，改變土壤和凋落物中生物群落結構和組成［30，86］，使高寒地區土壤凍結時間和強度降低，進而影響凋落物分解過程。Julie等通過兩年的野外增溫實驗發現，微生物群落結構受到增溫的強烈影響，同時細菌數量隨溫度升高顯著下降而真菌群落數量顯著增長，特別是外生菌根真菌，同時其相應的地上灌木樹種也顯著增加［87］，這可能是由于微生物類群在應對外界環境變化時選擇了不同的生活對策［88］。Rinnan等在亞北極石楠灌叢地帶進行的連續7a和17a的增溫實驗表明，增溫使細菌的增長分別降低了28%和73%［89］。Christian等通過不同時間段不同程度的室內增溫培養實驗發現，增溫5℃和9℃分別使凋落物分解速率增加了18%與31%，同時通過模型擬合發現其土壤真菌分解者所支持的優勢物種在響應溫度變化時更為顯著，這可能是由于大多數真菌的溫度敏感性較低所致［90］。盡管很多研究都發現溫度的變化土壤微生物會導致群落的改變，但是這種微生物分解者群落結構變化在植物-土壤反饋過程中的作用卻常常被忽視，同時如何通過調節凋落物分解過程而控制土壤養分循環過程尚不清楚［91］。

2.3.5分解者亞系統營養級間的交互作用

土壤中細菌和真菌可以形成90%的土壤微生物量，它們是凋落物的主要分解者［92］，但其活動強烈受到與其伴隨生活的其他土壤生物的影響［93］。諸如蚯蚓(Pheretima)等主要的土壤動物在凋落物分解過程中所扮演的重要角色［94］，它可通過粉碎有機質增加微生物與待分解物質的接觸表面，促進微生物在凋落物分解過程中的作用［95］。蚯蚓作為凋落物的居住者以及轉移者，生活在有機質層及其凋落物表層并以粗糙的微粒有機質為食，攝取大量的未分解的凋落物并通過作用于土壤中其他生物組分進而對微生物群落結構和功能產生影響［96］。Mara等研究表明蚯蚓的活動減少了土壤中細菌和真菌的豐富度，在不同植物培養材料中，蚯蚓的活動強烈改變著土壤微生物群落結構［97］。此外，在熱帶和溫帶地區，土壤節肢動物的豐富度會隨環境溫度升高和分解底物增多而增加，進而加速凋落物的分解［98-99］，有研究表明小型節肢動物的存在可增加高達50%的分解率［100］。然而，只有很少實驗證明在亞熱帶地區也有同樣的結論。在凋落物分解過程中，各型級土壤動物與微生物是相互協同的，多級土壤動物與微生物共存對分解的促進作用要高于單級土壤動物與微生物共存和只有微生物存在的情況［101］。Wang等［102］發現土壤動物豐富度沿著緯度梯度變化(8%—15%)，而且這些土壤動物的活動與凋落物分解速率存在很高的相關性。高緯度地區相對適宜的溫濕度環境能夠促進真菌的生長從而增加食真菌土壤動物的數量進而加速凋落物分解［103］。由此可見，研究土壤動物對微生物的影響及其之間的交互作用有助于更好地理解凋落物分解對氣候變暖的響應。

3凋落物分解對全球變暖的反饋

凋落物經過分解作用一部分轉化為有效養分供給植物生長，一部分以有機質的形式存在土壤中，而更多地會以CO2的形式釋放到大氣中。因此，凋落物對氣候做出的反饋取決于積累與分解之間的平衡。在北方寒冷生物帶上影響凋落物分解的因素對于增溫處理會同時產生正反饋和負反饋效應。正反饋效應來自于溫度對凋落物分解產生的直接影響，即增溫將提高凋落物分解速率，因此在面對長期的溫度升高影響下，會有大量來自于凋落物分解釋放的碳輸入到大氣［104］。Salinas等在熱帶安第斯山和臨近的亞馬遜低地大尺度凋落物交互移植實驗中發現，地區溫度增加0.9℃提高了凋落物分解速率以及養分礦化率，同時土壤碳庫含量增加了10%［105］。然而，凋落物所產生的負反饋效應會由于增溫所誘導的植物生長型的改變而間接影響凋落物分解，即含有高質量、分解快的禾本植物和非禾本植物的凋落物被低質量、分解慢的灌木葉凋落物而取代，這樣就減少了凋落物向大氣輸入的碳量以及土壤中支持植物生產養分的碳含量的釋放，從而影響土壤碳庫發生改變［106］。而這種負反饋效應可能會被正反饋效應部分抵消，因此在長期大尺度上對氣候變暖和碳循環模型的建立上應將這些反饋效應考慮在內［107］。

全球氣候變暖的長期作用使植物群落組成發生改變從而導致凋落物質量的變化，這一影響會通過土壤養分循環過程對氣候變暖作出反饋。然而，目前已有的針對這一反饋環節的研究更多地是在植物-土壤系統層面上，通常忽略了微生物分解者對養分庫大小的控制作用。Takeshi等［3］經模型研究發現，微生物群落會削弱地上植物群落變化控制土壤養分循環這一反饋過程。這是由于在一個封閉的環境下，存在著兩類主要微生物類群，它們分別支持具有高分解力(易分解養分含量增多時)的凋落物與低分解力(難分解養分含量多時)的凋落物。那么微生物類群對于兩種不同有機養分類型就會產生競爭，當遇到具有高分解力的凋落物時，由于其分解速率快，可以供給對其分解的微生物類群更多的養分，進而增加該種微生物類群的相對豐富度。而微生物群落組成的這一適應性變化在某種程度上改變了易分解有機養分和難分解有機養分的積累模式，從而削弱了凋落物分解力與養分庫大小之間的反饋關系。由此可見，陸地生態系統對氣候變暖的反饋研究建立在植物-微生物-土壤系統層面上則會更為有效地探明其內在機制。

4問題與展望

4.1重視多因子交互作用

由于控制和影響凋落物分解的生物因子和非生物因子眾多。因此，單獨研究每一個因子的作用往往忽略因子間的互作效應，不能綜合全面地分析凋落物分解過程。自然條件下，凋落物分解過程受多因子的綜合作用，探索多因素的分解模型可更為準確地預測凋落物分解速率及其對氣候變化的反饋。比如，受水分限制的生態系統，增溫處理對分解作用的影響可能是正向的，但是水分的限制卻抵消了增溫對分解作用的正效應［4］。

4.2加強凋落物質量研究

經過已往的大量研究，人們已經認識到凋落物質量在影響分解速率和氣候反饋上的重要性，但是對其影響機制眾說紛紜。該方面的進一步研究需要側重在諸多方面：(1)不同化學組分的特異性響應。比如，N組分、木質素以及木質化的纖維素含量和動態變化對在凋落物分解過程的調控；(2)凋落物物理特性。凋落物的物理特性對凋落物分解速率的影響同樣很重要，但以往的相關研究不多；(3)化學組分的交互效應。C、N養分的交互作用是如何控制凋落物分解的，特別是要注重作為無機N源和C的有效性在凋落物分解中的作用。其他諸如P、Mn等元素對于分解過程也是不容忽視的；(4)重視不同分解階段的研究。凋落物分解是一個較長時期的過程，分解速率隨分解階段而變化，不同分解階段可能存在不同的分解機制，而人們對這些機制尚不清楚，這將限制凋落物分解對氣候反饋機制的認知。

4.3重視地下凋落物分解過程研究及其與地上凋落物分解過程的整合

地下凋落物分解是供給植物生長推動生態系統碳素循環的主要地下生態過程，也是土壤碳庫的主要來源之一。然而，以往研究工作更多地側重在地上凋落物分解過程，對地下凋落物分解作用相關知識的欠缺限制了地上與地下凋落分解過程研究的有效整合，以及對于二者對氣候反饋機制的系統認知。

4.4加強土壤分解者作用的研究

土壤生物(土壤動物和土壤微生物)是生態系統功能研究中最不確定的因素［19，108］。全球氣候變化如何影響土壤生物群落，進而作用于凋落物分解過程，將是今后研究的重要方面之一。作者認為對凋落物分解氣候反饋機制的研究，應將分解者納入到傳統的植物-土壤研究框架，在植物-分解者-土壤框架進行綜合考慮，這將有助于更為準確地評估和預測分解過程對氣候變化的響應和反饋。

4.5重視分解者亞系統各營養級在影響凋落物分解過程的級聯效應

不同營養級分解者在凋落物分解過程中相互關聯，它們作為一個有機的整體對改善土壤條件，作用于凋落物分解各個環節。由于研究方法等方面的限制，即使人們已經認識其重要性，但已有的相關研究并不多，對氣候變暖背景下凋落物分解的分解者營養級間的內在作用機制更少。因此，加強分解者亞系統各營養級在影響凋落物分解過程的級聯效應研究有利于更好地估測凋落物分解對氣候變化的響應和反饋機制。

4.6大尺度跨區域分解實驗和長期實驗的重要性

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氣候變暖會使企業的生產效率發生改變，但對農業生產的影響會更直接，更突出。研究顯示，海拔高度每升高100米，氣溫就會降低大約0.8度。這大致相當于緯度向北推100公里。而假設未來溫度升高1度，現有的作物種植界限就會向南或向北擺動，導致傳統種植區域發生很大的改變。例如香蕉以前只能在南方熱帶種植，氣溫升高后，以前沒有種植條件的北方也可能適合其生長。隨著種植界限的改變，作物的產量也會發生變化，喜溫的作物可能產量增加，但同時也可能形成一些熱害，導致高溫、干旱。

另外，氣候變化會令能源消耗結構發生變化；生活模式轉變亦將影響到各行各業，起碼冷氣機生產商現在可以考慮拓展北極市場。據香港《文匯報》報道，加拿大魁北克省一個2000多人的村莊，2006年8月底的氣溫高達31攝氏度，導致當地的愛斯基摩人為25名辦公室職員添置了1O部冷氣機。為愛斯基摩人爭取權益的克盧捷表示，北極地方密閉的房屋用來御寒，但在炎熱天氣下房里氣溫非常高，人們借助冷氣機降溫才能正常工作。

人們的行為方式、生活習慣也會發生改變。在人類的文化活動方面，比如旅游，尤其是比較發達的國外海岸帶旅游，在氣候變暖后都會有很大的變化。以前冬天冷，人們可能不愿意出門，現在氣溫升高，冬季的旅游活動會增加。

打破自然界傳統平衡

在全球增暖的背景下，中國東南沿海、西南、西北、內蒙古和東北部分地區洪澇災害增加，黃河中游以南和華北平原干旱增加。北方地區少量的降水增加可能抵不上蒸發消耗，旱災仍在繼續波動擴大，干旱發生頻率和強度的增加將加重草地土壤侵蝕，從而將增大荒漠化的趨勢，嚴重的缺水形勢將難以緩解。

氣溫升高導致冰川融化已經是不爭的事實。大量的冰川融化使海平面正在升高，各個地區的海岸帶也在隨著海平面的升高不斷變化。海平面上升會導致海岸帶的變化，這對全球影響很大，尤其是對沿海國家或者島嶼國家的影響更為明顯。比如我國的上海、日本的東京，這些大型沿海城市的海拔高度較低，如果海平面持續上升，這些地區很可能會被逐漸淹沒掉。

隨著海平面上升，海岸帶地區的經濟將受到很大沖擊。這個地區的居民、工廠需要考慮搬家。另外在海浪防止方面，需要加高和加強防護堤。紅樹林、草地、濕地等在維持地區生態格局中發揮重要功能的海岸帶生物群落，會隨著海岸帶的變化面臨消亡。很多島嶼國家都在擔心，海平面升高后人要住到哪里去。

海平面的上升還會導致海水倒灌。這是個很嚴重的問題，在海水和淡水的交匯處有一個混合區，很多年以來，這個區域海水和淡水的進出是平衡的，海平面升高導致出海口區域的鹽分發生變化，從而影響整個區域內人類的生存環境。

例如，在海平面上升50厘米條件下，長江口現在100年一遇的風暴潮將變為50年一遇，珠江口現在50年一遇的風暴潮將變為10年一遇，再考慮到未來臺風頻率的增加，風暴潮災害將更加嚴重。

此外，自然界的降水規律也可能發生變化，水資源的季節性分布和時間分布會有很大改變。這種變化也有兩種可能性，有人認為可用水資源總量會增加，也有人預測會減少。但不管怎樣，傳統的區域間的水量平衡會發生變化，之前水域地區、半干旱地區、干旱地區的界限會被打破。有研究發現，原本氣候濕潤的地區會出現季節性干旱，比如我國南方地區過去雨量比較充沛，但近年統計數據顯示，相對干旱的季節變得更干旱了。

大量研究還表明，傳統的降水規律可能會改變，比如我國每年八九月份是降水的高峰季節，每個區域又有其傳統的降水分布。新的氣候變化條件下，可能會導致一些過去沒有出現過的情況。例如暴雨的增加，將直接導致水土流失和土壤侵蝕加劇，進而增加滑坡、泥石流等地質災害的發生頻率和強度。

生態系統遭遇隱形破壞

全球氣候變暖對許多地區的自然生態系統已產生影響，自然生態系統由于適應能力有限，容易受到嚴重的甚至不可恢復的破壞。

氣候變暖對生態系統的影響可以說是一種隱形破壞。因為這種變化不易被察覺，卻在分分秒秒地改變著整個地球。這其中最典型的是植被的分布格局。這里的植被是廣義的，農作物、森林都包括在內。它們傳統的分布空間、分布規律相對固定，將來氣候變暖后界限溫度改變，全球尺度上傳統的分布格局就會被打破，植被結構會發生重大變化，從而帶動一系列的連鎖反應，例如會導致有害生物的增加甚至變異，事實上，目前國內國際都有人專門研究未來的病蟲害防治。

有科學家認為，氣候變暖很可能對物種及其生活環境產生重大影響。盡管對氣候變化如何影響生物多樣性的了解還很有限，但最新的研究確定了一些由氣候變暖帶來明顯改變的地區。其一就是所謂的“生態系統分界線”(ecosystem boundaries)，例如把草很高的草原和混合草原分隔開來的過渡地帶。降水和溫度的改變可以使這些分界線發生移動，某些生態系統擴展到新地區，而其他生態系統則因氣候變得不再適宜原有物種生存而縮小范圍。

此外，科學家們還發現，氣候變化也急劇加快了物種的滅絕速度。對全球5個地區的最新研究表明，如果氣候持續變暖，瀕臨滅絕的物種數量將顯著增加。從事該項研究的科學家們預測，由于氣候變化，這5個地區到2050年有24％的物種行將滅絕。

研究還指出，氣候變化對許多物種生存造成的威脅要比破壞它們自然棲息地的威脅更大。種群本身的結構也會發生改變，主要的物種間形成新的競爭關系，傳統的生態結構發生變化，而這些變化帶來的影響是相當復雜的。

此外，氣候變暖對生態系統更大的影響可能表現在兩個方面，一個是地球的化學循環，另一個是地球表面的能量交換。地球的化學循環是指生命元素的地球化學循環，主要包括碳、氮、磷的循環。而地球表面能量交換是指地表每年釋放、吸收多少能量。氣溫升高帶來的植被結構和物種種群發生的變化，也同時引起地球化學循環的形勢發生變化，最終導致能量平衡的變化，引起全球的熱量平衡場變化，從而使大氣環流發生改變。

此外，人類是生態系統中的一員，氣候變化對人體健康的影響也顯而易見：熱浪沖擊頻繁加大，導致死亡率及心臟、呼吸系統等疾病發病率增加；瘧疾、登革熱等對氣候變化敏感的傳染性疾病，其傳播范圍也可能增加；隨著居住環境的變化，人的機體抵抗力和適應能力下降，傷寒、痢疾等傳染病就成為常見病。

俄羅斯科學家的最新研究也認為，全球氣候變暖會改變居住環境，從而導致人的健康狀況惡化。研究發現，在降水比較多的部分陸地地區，由于水位上升，人們飲用最多的是靠近地表的水。而地表水的水質會因地表物質污染而下降，人飲用這樣的水，就會惠上皮膚病、心血管、腸胃病等各類傳染性疾病。

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關鍵詞 新和縣；氣候變化；分析

中圖分類號 P467 文獻標識碼 A 文章編號 1673-9671-（2012）092-0212-02

新和縣位于新疆維吾爾自治區天山南麓，塔里木盆地北緣，東隔渭干河與庫車縣相望，北隔勤格山與拜城縣相鄰，南連沙雅縣。屬大陸性、暖溫帶、干旱氣候，熱量豐富，光照充足，降水稀少，夏季干熱，冬季干冷，氣溫的年較差比較大。

1 資料與方法

本文選取新和縣氣象局1971-2010年的氣象觀測資料，包括氣溫、降水、日照、大風、天氣現象等各項氣象要素的年、季、月的統計。

2 氣候變化特征

2.1 溫度變化特征

2.1.1 年平均溫度

7新和縣近30年年平均氣溫雖出現高低波動，但總的趨勢是升高的。30年平均氣溫為11.3℃，80年代年平均氣溫為10.7℃，90年代年平均氣溫為11.3℃，2001-2010年平均氣溫為12.0℃， 2001-2010年氣溫繼續上升；與70年代（10.6℃）相比，2001-2010年平均氣溫（12.0℃）偏高1.4℃；在這30年中，年平均氣溫最高值（2004和2009年的12.3℃）較最低值（1984年的10.0℃）升高了2.3℃；年平均氣溫在11.3℃以上的年份，80年代僅出現1次，90年代出現5次，而2001-2010年就出現了10次，其中7次年平均氣溫都在12.0℃及以上。從這種線性變化趨勢可以看出，1997年開始新和縣氣候變暖趨勢較為明顯。

2.1.2 季、月平均溫度

新和縣溫度2001—2010年變化較明顯，由20世紀70年代到21世紀，變化最大的是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趨勢較明顯。各季平均溫度以春季變化較為明顯，秋季次之，再次之為夏季和冬季，其中2001—2010年春季平均氣溫較70年代春季平均氣溫上升了1.7℃。由此可見，新和縣近40年溫度一年四季都在上升。

2.2 降水量變化特征

2.2.1 年降水量變化

降水量年份之間波動較大，近40年年平均降水量76.8 mm，年降水量最低值出現在2007年（26.0 mm），最高值為1987年（217.2 mm）；20世紀70年代年平均降水量為59.7 mm，80年代為93.1 mm，90年代為75.6 mm，21世紀前10年年平均降水量為78.7 mm，可見，年均降水量在80年代明顯增多，90年代后明顯減少，減少原因主要是由于年份間降水不均造成的。

2.2.2 降水月、季變化

21世紀相比于20世紀70年代，6月份平均降水量增加明顯，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月份平均降水量減少了2.2 mm；1月份也出現了相應減少趨勢，減少不明顯。因此得出，一年四季平均降水一律增多，夏季平均降水量明顯增多，其次為秋季，冬季，春季。

2.3 日照時數變化特征

2.3.1 年日照時數變化

近40年年平均日照時數2893.9 h，年日照時數最低值出現在1992年（2524.1 h），最高值為2009年（3305.7 h）；年日照時數20世紀70-80年代變化不大，年平均分別為2860.1 h、2919.9 h，90年代出現下滑，年均日照時數為2722.8 h，而2001-2010年又趨于上升趨勢，升高到了3075.0 h。

2.3.2 日照時數季變化

春季日照時數成逐年增加，80-90年代增幅較小，2001-2010年較60年代增加了94.5 h；夏季日照時數在90年代時減少，2001-2010年較60年代增加了85.0 h；80-90年代秋季日照減少，2001-2010年間又達到最高值；冬季日照時數在90年代出現最低值，進入21世紀又與60年代持平。由此分析，年日照時數的變化表現出春夏季大幅增加，秋季次之，冬季變化不大。

2.4 大風變化特征

2.4.1 大風日數年代變化

從1971-2010年共出現大風354天，20世紀70年代大風日數最多，共137天；80年代98天；90年代大風日數最少，共48天，2001-2010年共出現71天。由表圖知，20世紀80-90年代大風頻率比70年代大幅度減少，70年代平均每年出現13.7天，80年代出現9.8天，而90年代減少到每年出現4.8 天，2001-2010年平均每年出現7.1天。從新和縣逐年大風日數變化曲線可看出，70年代大風日數在10-16天之間擺動，80年代變幅最大在2-26 d之間擺動，1982年最多，之后開始快速減少，90年代在2～8天之間震蕩。2000-2010年大風日數在2～13天之間。40年中大風日數最多的一年是1982年，出現26天，最少的年份是1998年、2004年，出現2天。

2.4.2 大風的月、季變化

新和縣一年中2-10月均可出現大風，5-6月最多，月平均大風日數均為2.1天，1、11、12月無出現大風天氣，月大風日數極高值出現在1983年5月，值為7天。

3 氣候變化對農業生產的影響

3.1 各種極端氣象災害事件頻發對農業的影響

隨著氣候的變暖，新和縣氣象災害發生的頻率和強度有逐年加大的趨勢。

3.2 氣候變暖對農業的影響

3.2.1 對農作物種植界限和制度的影響

新和縣氣候變暖，有效積溫增加，農作物的種植制度也隨之變化，終霜提前，春作物播種期也相應提早；初霜推遲，越冬作物晚播，生育期縮短，復種指數增加。

3.2.2 對作物生長發育的影響

溫度升高和光照增加有利于提高作物的光合作用速率，延長全年生長期，對多年生果樹有利，而對生育期較短的栽培作物卻產生不利的影響，較高溫度加速了作物發育，使其生育期縮短，不利于積累光合同化物；同時較高的蒸發率可導致作物生長的水分脅迫加重。

3.2.3 對病蟲害的影響

由于秋冬季氣候變暖，為農作物害蟲及蟲卵過冬提供了溫床，增大了蟲害越冬基數，造成來年病蟲害危害加劇。氣候變暖同時加快了昆蟲各蟲態期的發育，導致首次出現期、遷飛期和種群高飛期的提前，影響農作物產量和品質。

4 小結

1）新和縣年平均氣溫有明顯的上升趨勢，特別是21世紀上升幅度明顯，其溫度的變化主要是由春季溫度升高引起的。

2）降水有增多趨勢，主要表現為夏季降水量增多。

3）光照時數的變化表現出春夏季大幅增加，秋季次之，冬季變化不大。

4）大風日數呈逐年代減少趨勢。70年代大風日數在10-16天之間擺動，2000-2010年大風日數在2～13天之間。5-6月大風出現最多。

5）隨著氣候的變化，農業氣象災害頻率和強度逐年增加，對新和縣農作物種植、生長發育以及病蟲害發生發展等方面都帶來了一定的影響。

參考文獻

[1]葛洪燕.氣象為托克遜縣農業保駕護航[J].新疆農業科技，2009，1：22-22.

[2]王修蘭.二氧化碳、氣候變化與農業[J].北京：中國統計出版社，1998：1-61.

[3]秦大河，王馥棠，趙宗慈等.氣候變化對農業生態的影響[J].北京：氣象出版社，2003：100-101.

篇7

    隨著全球性變暖,地球環境的許多要素也發生了變化,這在艾比湖流域地區反映明顯,如湖泊萎縮、河道斷流、沙漠化加劇、生物多樣性受損等,導致水資源短缺,旱災、洪災、雪害、滑坡、泥石流等自然災害增加。因此,維護艾比湖流域自然生態系統的相對穩定,對維護綠洲的生態平衡和社會經濟的可持續發展具有不可估量的作用。

    1資料與方法

    聯合國政府間氣候變化工作組最新完成的一份報告草案稱[1],從l860年到現在,北半球的氣溫已經平均升高了0.4℃~0.8℃,其中的20世紀是l000年來北半球氣溫升高幅度最大的一個世紀,而l990年~1999年是l000年來北半球平均氣溫最高的l0年。20世紀的全球氣候變暖己成為大氣科學研究的熱點。王紹武[2]利用中國氣溫等級資料研究了近l00年中國氣溫變化規律,表明中國的氣溫變化與全球有相同的時候,卻并不總是一致。近百年來中國氣溫上升了0.4℃~0.5℃,略低于全球平均的0.6℃[3,4],中國與全球氣溫的相關系數在0.3~0.4之間。中國東北、華北及新疆的變暖可能與北半球一致,新疆從20世紀80年代以來,氣溫變化與全國、全球氣候增暖趨勢是一致的,也存在明顯的季節差別和地區差別,冬季最為明顯,北疆增暖幅度大于南疆。這里將利用艾比湖流域溫泉、精河、博樂、阿拉山口、烏蘇5個氣象站在近40年的氣溫、降水逐年月資料,用相關分析及線性趨勢分析等統計方法,分析在全球變暖的大背景下,艾比湖流域氣候與生態環境演變的趨勢。

    2結果與討論

    2.1艾比湖流域氣候的年際變化艾比湖流域屬中溫大陸干旱氣候,水資源缺乏但較為穩定,生態環境極脆弱,是經濟開發的主要制約因素,由于獨特的地理環境,形成立體型的多態氣候,自西向東,年平均氣溫從-3.8℃上升到8.6℃,年平均降水量從228mm下降到104mm,從而形成了山區、平原和荒漠等多種氣候態,有利于合理開發多種產業。全球性氣候變暖在艾比湖流域反映明顯,呈明顯變暖和變濕趨勢,同時,春季低溫冷害、夏季暴雨洪水等災害性天氣氣候增多,洪旱頻率增大,突發性天氣氣候事件增多,寒潮冷空氣明顯減少,沙塵暴減少。90年代平均氣溫與前30年平均氣溫相比,平均偏高0.6℃;20世紀90年代年降水量與前30年平均值相比,平均增長了9.4%。這將會對經濟發展帶來一定的影響,但干旱總體特征不會改變,原因是升溫導致蒸發增加,可抵消甚至超過降水增加的作用,助于解決干旱缺水的程度。艾比湖流域的年平均氣溫具有緩慢上升的趨勢,各區域振幅變化具有較好的同步性。表1中列出了艾比湖流域三大代表性區域年平均氣溫與降水量趨勢方程及相關系數,在0.05的信度下,區域內的年平均氣溫趨勢方程的相關系數均通過了顯著性檢驗(t檢驗),說明了在艾比湖流域的增溫趨勢明顯;山區、平原和荒漠地帶年平均氣溫趨勢方程的相關系數分別為0.39、0.63和0.52;而它們的信度分別通過0.01、0.05的顯著性檢驗。隨著氣溫的上升,艾比湖流域年降水量也有所增加,且各區域振幅變化具有較好的同步性,年平均降水量的變化除了平原區外沒有明顯變化趨勢,其年平均降水量趨勢方程的相關系數很低,不能通過0.05的顯著性檢驗,山區和荒漠區年平均降水量趨勢方程的相關系數通過了0.01、0.05的顯著性檢驗。通過艾比湖流域氣溫與降水量變化趨勢方程可預測未來50年氣溫與降水量的估計值。未來50年艾比湖流域降水量的增加比例要大于其氣溫增加的比例,這表明未來氣候變化趨勢對平原荒漠植被的恢復有利。但隨著氣溫的增加地面蒸發量也會增加,因此干濕變化總趨勢不會有太大的變化。艾比湖流域是典型的干旱半干旱地區,水資源是生態環境系統的核心。水資源的補給主要是山區自然降水和冰川融水。由于氣候變暖,艾比湖流域高山冰川融化量增加,水資源的增加將暫時有利于經濟發展,但冰川如長期萎縮,將會嚴重影響冰川固體水庫調節功能,并誘發災害。90年代以后,艾比湖流域突發性大降水增加,造成洪水頻發,1994年、1995年、1998年、1999年、2001年、2002年都出現了“暴雨、融雪型”洪水,這可能是地球氣候變暖在艾比湖流域的反映。

    2.2艾比湖流域生態環境演變的總體趨勢氣候變暖是一個全球性問題,它帶來了一系列的環境演變,這必然對艾比湖流域的生態環境產生較大影響。艾比湖流域生態用水遠遠低于國際慣例要求,水資源處于生態環境系統的核心地位。受全球氣候變化和干濕周期性變化的雙重影響,艾比湖流域的降水量普遍有所增加,十分有利于生態保護和工程建設,并促進了自然生態系統的修復過程。但由于該地帶降水分布極不均勻,造成地表徑流空間分布極不均勻,是形成山地、平原和荒漠三大生態環境系統和不宜于人類活動及生物生長的沙漠、戈壁的主要原因。生態環境系統的原初相對平衡狀態極易遭到破壞而惡化,又極難恢復或建立新的更加優化的相對平衡狀態。特別是最近20年中艾比湖流域氣候增暖、增濕,總體上說,有利于生態環境的保護與建設。但人類活動對生態環境有正、負兩方面的效應。正效應是:由于開荒造田、興修水利、營造防護林帶、建設人工草地、控制排污量以及立法、執法檢查等,擴大和穩定了綠洲;改善了小氣候條件;提高了土地的生產性能;發揮了水資源的利用效益;增加了環境的人口承載能力。負效應是:由于盲目毀林開荒、毀草開荒、過度放牧、大水漫灌“、三廢”增加以及沒有樹立可持續發展觀、有法不依、違法不究、執法不嚴等,造成水量失衡、水鹽失衡、水土失衡、自然生態失衡。具體表現為:河流斷流,湖泊、水庫干涸,地下水位下降;土地沙漠化;水土流失,土壤鹽漬化和鹽堿化;林地破壞;草地沙化、退化;水質咸化、礦化度提高;野生物種減少;大氣污染指數上升。總體上說,綠洲化和沙漠化并存。既有人進沙退現象,也有沙進人退現象,在綠洲擴大的同時沙漠也在不斷擴大。綠洲與沙漠之間的緩沖帶在不斷縮小。綠洲生態環境得到了改善,但潛伏著鹽漬化、沙漠化和污染的威脅,綠洲以外的山地生態環境和平原荒漠生態環境總體上還是平衡失調甚至有惡化趨勢。全球變暖對艾比湖水量的增加有密切的關系。未來氣候與環境變化對西部經濟有重要影響,艾比湖流域生態環境脆弱,未來降水量增加也不可能徹底改變這種狀態,原因是雖然降水量有所增加,但由于隨著氣溫的增加,地面蒸發量與植被蒸騰量也會增加,即該地區總的趨勢不會有太大的變化。將來受環境變化最大的是農業與農村,農業問題面廣量大。傳統農業生產的資源消耗量大,過度開墾、過牧超載等生產方式不利于可持續發展,也不利于迅速提高勞動生產率和農業經濟水平,傳統農業的抗災能力很弱,對未來氣候變化的適應能力較差,草原畜牧業尤為突出。必須充分估計未來氣候變暖和自然災害增加對農村經濟社會發展的影響。

篇8

關鍵詞植樹造林；全球氣候變暖；影響；作用；措施

1全球氣候變暖的影響

全球氣候變暖將給地球和人類帶來復雜的影響，既有正面的，也有負面的。例如，隨著全球溫度的升高，副極地地區也許將更適合人類居住；在適當的條件下，較高的二氧化碳濃度能夠促進光合作用，從而使植物具有更高的固碳速率，使植物生長增加，即二氧化碳的增產效應，這是全球變暖的正面影響。但是與正面影響相比，全球氣候變暖對人類活動的負面影響將更為巨大和深遠。例如，由于氣候變暖的影響，珠穆朗瑪峰的頂峰下降了1.3m。祁連山冰川縮減危及河西走廊:近年來，祁連山冰川融化比20個世紀70年代減少了大約10億m3，冰川局部地區的雪線正以年均2.0~2.6m的速度上升。

1.1海平面上升

過去的100年中海平面上升了14.4cm，我國上升了11.5cm。海平面升高的原因，主要是海水的熱膨脹作用，當海洋變暖時，海平面則升高。全球升溫會引起地球南北兩極的冰山融化，這也是造成海平面上升的主要原因之一。

1.2對動植物的影響

氣候是決定生物群落分布的主要因素，氣候變化能改變一個地區不同物種的適應性并能改變生態系統內部不同種群的競爭力。自然界的動植物，尤其是植物群落，可能因無法適應全球氣候變暖的速度而作適應性轉移，從而慘遭厄運。以往的氣候變化(如冰期)曾使許多物種消失，未來的氣候將使一些地區的某些物種消失，而有些物種則從氣候變暖中得到益處，其棲息地可能增加，競爭對手和天敵也可能減少。例如，揚子鱷只能生活在宣城、涇縣和南陵等地，如果北界線北移，揚子鱷可能會自然絕種。

1.3對農業的影響

一年中溫度和降水的分布是決定種植何種作物的主要因素，溫度及由溫度引起降水的變化將影響到糧食作物的產量和作物的分布類型。氣候的變化曾經導致生物帶和生物群落空間(緯度)分布的重大變化。如公元800—1200年，北大西洋地區的平均溫度比現在高1℃，使玉米在挪威種植成為可能；但到了公元1500—1800年，西歐出現小冰川期，平均氣溫只比現在低1~2℃，造成了挪威50%的農場棄耕，冰島的農業耕種活動則幾乎全部停止。除此之外，全球氣候變暖還會使高溫、熱浪、熱帶風暴、龍卷風等自然災害加重。因此，全球氣溫升高后，世界糧食生產的穩定性和分布狀況將會有很大變化。

1.4對人類健康的影響

人類健康取決于良好的生態環境，全球氣候變暖將成為影響22世紀人類健康的一個主要因素。極端高溫將對22世紀人類健康造成極大困擾，主要體現為發病率和死亡率增加，尤其是瘧疾、淋巴腺絲蟲病、血吸蟲病、鉤蟲病、霍亂、腦膜炎、黑熱病、登革熱等傳染病將危及熱帶地區和國家，某些目前主要發生在熱帶地區的疾病可能隨著氣候變暖向中緯度地區傳播。

2森林在氣候變化中發揮的作用

針對導致氣候變化的兩大主要因素，國際社會在應對氣候變化中，正在采取2項戰略措施:一是直接減排。即通過工業、能源領域的技術改造，提高能源利用效率，來減少二氧化碳等溫室氣體排放；二是間接減排。即通過以森林為主體的生物吸收大氣中的二氧化碳，將已排放到大氣中的溫室氣體吸收固定下來，以達到減少大氣中溫室氣體含量的目的[1]。在2項戰略措施中，直接減排十分重要，必須長期堅持；而通過森林來實現間接減排，成本低、易施行、綜合效益大，是目前應對氣候變化最經濟、最現實、最有效的重要途徑。

2.1森林是陸地上最大的儲碳庫

森林是陸地生態系統的主體，因其具有吸收二氧化碳、放出氧氣的特殊功能，而被稱為“地球之肺”。森林以其巨大的生物量儲存著大量的碳，是陸地上最大的儲碳庫[2]。據聯合國政府間氣候變化專門委員會估算:全球陸地生態系統中約儲存了2.48萬億t碳，其中1.15萬億t碳儲存在森林生態系統中。2000年，聯合國政府間氣候變化專門委員會又發表報告指出，森林面積占全球面積的27.6%，森林植被的碳儲量約占全球植被的77%，森林土壤的碳儲量約占全球土壤的39%，森林生態系統碳儲量占陸地生態系統碳儲量的比例為57%。

2.2森林是最經濟有效的吸碳器

森林通過光合作用吸收二氧化碳，放出氧氣，把大氣中的二氧化碳以生物量的形式固定下來，這個過程被稱為碳匯。科學研究表明:林木每生長1m3，平均吸收二氧化碳1.83t，放出氧氣1.62t。全球森林對碳的吸收和儲量占全球每年大氣和地表碳流動量的90%。國內專家研究指出，在中國種植1hm2森林，每儲存1t二氧化碳的成本約為122元人民幣，這與非碳匯措施減排每1t碳成本高達數百美元形成了鮮明反差。據專家測算:一個20萬kW機組的煤炭發電廠每年約排放87.78萬t二氧化碳，可與3.2萬hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳當量抵消；1駕波音777飛機從北京到上海來回旅程約4h，1d進行1個來回，1年約排放28032t二氧化碳，可與1000hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳當量抵消；1輛奧迪A4汽車1年的二氧化碳排放量約為20.2t，可與0.7hm2人工林在1年中吸收的二氧化碳當量抵消。

2.3森林固碳已經成為緩解氣候變化的根本措施之一

恢復和保護森林作為減排的重要措施，受到了國際社會的高度重視，并被寫入了《京都議定書》。聯合國政府間氣候變化專門委員會在2010年的第四次全球氣候變化評估報告中指出:與林業相關的措施，可在很大程度上以較低成本減少溫室氣體排放并增加碳匯，從而緩解氣候變化。目前，許多發達國家已在實行森林間接減排。如，日本承諾減排6%，其中3.9%由森林固碳間接減排，2.1%由工業直接減排。圍繞后京都議定書的國際談判，許多國家和國際組織都在積極推動森林間接減排政策的制定，以進一步發揮森林在應對氣候變化中的特殊作用。

3我國傳統植樹造林的弊端

建國以來，我國營造的大量人工林已成為經濟建設所需木材的主要來源，并對保護生態環境起到了重要作用。但隨著時間的推移，大面積營造單一樹種的造林方式，逐漸顯露出弊端。

人工林在我國占有十分重要的位置，它不僅是經濟建設所需木材的主要來源，對保護生態環境也起著重要的作用。多年來我國對營造人工林十分重視，目前全國人工林的面積大約有4139萬hm2，其中大多數是用材林，防護林只占很少部分。總結我國幾十年來營造人工林的作法，有些很明顯的特點:人工林主要分布于山區和重要河流的中上游；樹種以針葉樹為主，全國人工林針葉樹占68%、闊葉樹占32%，而南方各省針葉樹的比例更大，在90%以上，而且集中連片，大面積連片種植單一樹種、品種的人工林在很多地方都可以看到。南方一些杉木產區縣，杉木人工林面積占森林總面積的70%~80%。有些平原地區還存在著單一無性系連片造林的狀況。這些人工林采伐后又常常更換同一樹種，造成多代連作。隨著時間的推移，我國人工林的營造方法顯露出不少弊端，目前已造成許多不良后果。

除了病蟲害的嚴重威脅外，單一樹種和成片連作造成地力嚴重衰退，這已在杉木、桉樹、柳杉及落葉松人工林中有明顯表現。杉木人工林由于土壤肥力下降，2代和3代20年內人工林損失蓄積量30~45m3/hm2。在花崗巖發育的土壤上地力衰退情況更為嚴重。天然森林的植被是復雜而多樣化的，一個山坡上可以出現多種森林植被類型。任何一片森林都是多樹種混交，如貴州梵凈山的栲樹林，參與構成喬木層的就有182種，整個森林有4個層次構成，維管束植物有407種。這種環境為多種生物提供了棲息地，也使森林具有涵養水源等多種功能。但現在單一樹種或少數幾個樹種的大面積人工林，由于生物多樣性嚴重下降，林區的生態環境惡化，森林各種功能與生產力得不到充分發揮，森林的適應能力和穩定性也大大下降。造成生態環境惡化與生物多樣性嚴重下降。

4科學植樹造林的措施

4.1營造由多樹種組成的混交林

首先要轉變人們的觀念，特別是領導者的認識，科學地對待植樹造林，每個工程都要因地制宜做好規劃，適地適樹，采用多樹種營造各種方式的混交林，逐漸恢復自然界豐富多樣的生態系統[3]。因經濟建設的需求是多方面的，經濟林同樣不能搞單一品種，其不能適應多方面的需要。

4.2提高造林工程的科技含量

植樹造林是一項科學性很強的工程，不能認為造林是簡單的挖坑栽樹，高標準的造林工程，從前期規劃到選種育苗、培育養護，每個環節都要有先進技術和科學方法做支撐[4]。另外，還應改進人工林的育林方法。目前采用的高強度林地清理、整地等措施既不經濟，也不符合生態系統管理的要求，要逐漸推廣不煉山或整地造林，提倡局部撫育和割草撫育，以減少水土流失。人工林的密度應適當降低，使人工林形成多層結構的森林群落，這樣才有利于人工林多種功能的發揮，提高人工林維護地力穩定性的能力。

4.3提倡封山育林

還應充分利用自然力發展森林，保護好現有的次生闊葉林。我國南北方的用材林基地，都存在著許多天然更新能力很強的次生闊葉林，這些次生闊葉林樹種組成多，群落結構復雜，生產力高，對保護物種資源有重要價值。要營造這些森林并非易事，但如果采取保護或封山育林措施，營林效果將會很好。

5參考文獻

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[2]田書忠.開發閑散荒廢土地資源實施植樹造林綠化工程[J].中國林業，2003(10B):32-33.

篇9

2006年入夏以來，我國重慶、四川等地持續高溫少雨，干旱發展迅速。8月15日，重慶大部和四川東部仍然維持高溫酷熱天氣，日最高氣溫在38～40℃、局部40～43.5℃。重慶28個區縣最高氣溫超過40℃，綦江達44.5℃、萬盛44.3℃、江津44.3℃，均突破全市建站以來最高氣溫極值。到18日為止，重慶地區的高溫天氣超過了40天，有些地方甚至超過了50天。面對持續的高溫干旱，人們禁不住要問“持續高溫的成因是什么”？有人提出，這種嚴重的高溫干旱天氣與三峽大壩的建成有關。就此，國家氣候中心局地氣候監測重點站從全球氣候變暖、2006年大氣環流特點，以及局地氣候水域效應等方面,綜合分析了這次高溫干旱成因，認為目前某些網民將高溫干旱的成因歸咎于三峽工程是沒有根據的，是不科學、不負責任的說法。

下面是重慶、四川高溫干旱事件的主要成因分析：

一、四川、重慶干旱高溫是在全球氣候變暖極端氣候事件增加背景影響下發生的

我國2006年四川、重慶干旱這種極端高溫干旱是全球氣候變暖大的氣候背景影響下發生的。四川、重慶這種極端高溫干旱事件,實際上是全球氣候變暖的一種現象，近百年以來，地球氣侯正經歷一次以全球變暖為主要特征的顯著變化。氣候變暖導致全球極端氣候事件增加，如：2006年7月歐洲大部分國家、美國西部和東北部、中部和南部地區也出現了持續近3周的高溫熱浪襲擊，根據美國國家防旱中心公布報告說，滾滾熱浪已經給農業造成巨大災害，美國60%的國土出現本世紀以來罕見的旱情。2003年夏季歐洲大部地區遭受高溫熱浪襲擊，造成3萬多人死亡。氣候變暖的原因是由人類活動和氣侯自然波動共同造成的。氣候變化在北半球中高緯度地區尤其明顯，我們中國的很多地方實際上就處在北半球中高緯度地區，所以我國也是氣侯變化比較明顯的地方。重慶、四川恰好就處于這個地區，所以說這是在北半球及我國夏季極端高溫熱浪頻繁出現的大背景下引起的，不是局地氣候變化所造成的。

二、四川、重慶干旱高溫與大氣環流特征關系密切

首先，2006年，西太平洋海溫比往年偏高0.5℃，副熱帶對流活動明顯，副熱帶高氣壓的位置較往年偏北、偏西，尤其是進入8月以來，副高脊線每日均維持在27°N以北，而8月多年平均副高脊線位置為26°N，同時西太平洋副高位置也比常年略偏西。副高的這種形態，不利于將南方的暖濕氣流帶到西南地區東部。另一方面，受大陸高壓穩定控制，川東、重慶上空盛行下沉氣流，對流活動受到抑制，致使該地區降水偏少，氣溫偏高，旱情嚴重。這種氣候狀況長期控制了我國長江中游地區，導致伏天高溫天氣出現時間較長，對重慶、四川等地區影響十分突出。

第二，去冬今春，青藏高原降雪較常年偏少兩成左右，熱狀況偏強。作為冷源的青藏高原積雪減少，造成高原熱力作用顯著，青藏高壓也比常年偏強，并與副熱帶高壓連接成一個強大的高壓帶，持續控制重慶市的大部分地區。同時，來自中低層孟加拉灣的水汽通道受大陸高壓阻斷，使我國西南地區水汽條件不充足，空氣濕度偏低，造成干旱少雨。

第三，2006年北方冷空氣較弱。大氣環流比較平穩，冷空氣沒有南移下降到西南地區，而是平移到我國東部，造成北京、黃淮、東北等地帶降雨較頻繁。而西南地區南北氣流交匯不明顯，造成該地區降水偏少。由于氣溫偏高、降水偏少，因此川東、重慶等地旱情嚴重。

三、類似高溫干旱歷史曾出現過，并非大壩建成才有

重慶地區歷來伏旱發生頻率就非常高，當地農民有“十年九旱”的說法。重慶歷史上就是我國四大“火爐”之一，歷史上40℃以上高溫紀錄也不少見。比如重慶1992年、1994年分別出現5天和4天超過40℃的高溫紀錄。涪陵1961、1964年也出現過7天和6天超過40℃的高溫紀錄，今年涪陵超過40℃的高溫有6天，未超過歷史同期最多。四川、重慶發生類似的干旱年份有1959、1966、1972、1992、2001年等，主要是因為大氣環流異常造成的。只是2006年就影響范圍和持續時間來說是50年來最嚴重的。

四、城市熱島效應的影響是其中原因之一

重慶地區城市化建設加快，導致了城市熱效應的加劇，這雖然不會對整個氣候產生大的影響，但是大面積下墊面的改變，即大量生長著綠色植被的地面被混凝土代替，使太陽輻射后產生的熱能無法很快被吸收、擴散，再加上重慶地處盆地這個特殊的地形，這些也都是導致重慶市這次持續高溫的原因之一。

五、庫區水面面積擴大，水域調節氣溫是降溫作用

由氣候學的基本原理可知道:三峽大壩建成之后，庫區水面面積擴大，而水域具有調節功能，水氣蒸發的過程實際是一個吸熱的過程，由于水域蒸發效應可降低水域周圍的氣溫。這就和海邊受海洋性氣候影響，在相同時間里，海邊的溫度低于內地的道理是一樣的。

六、局地氣候監測表明三峽工程建設對局地氣候影響很小

在三峽工程建設開始之時，國家就啟動了“長江三峽工程生態與環境監測系統工程”，由國務院三峽辦組織實施，旗下囊括了水質、水文、氣候、農業、生態等17個子系統。經過多年監測觀察，并沒有發現三峽庫區蓄水量的變化對氣候造成明顯的影響。根據氣候數值模擬研究表明：水域升高后，三峽庫區水域變化對氣候的影響范圍在20公里左右。水域周邊20公里以內地區氣溫表現為冬升夏降，變化幅度在0.5℃左右，而降雨在接近水域地區稍減，遠處稍有增加。超過20公里的范圍，三峽工程對氣候基本就沒有什么影響了。2006年特大高溫干旱包括了重慶、四川在內的長江中游近百萬平方公里地區，這樣大面積的高溫干旱事件已經遠遠超出了三峽水庫的影響范圍。

由此可以看出，三峽工程影響在氣象學上是局地中小尺度的概念，對于大尺度天氣氣候的影響是相當有限的，只能說在局部地點有所影響。另外，2006年中國頻繁的臺風、東北低溫以及大范圍的高溫干旱，這些現象在氣候上是互相聯系的，應該將它們同全球的大氣環流相聯系看待，而不是區區幾公里的水位變化能影響的。這次重慶、四川高溫干旱主要原因是大氣環流異常變化引起的。

七、 重慶、四川地區高溫干旱天氣氣候預測

根據中央氣象臺和國家氣候中心預測：在未來4天，東部、川西高原以及四川盆地西部、云南大部將有陣雨或雷陣雨天氣，局部旱情可得以緩和。但四川盆地東部、重慶大部地區的高溫干旱仍將持續。21日以后有可能在四川盆地東部、重慶大部呈現降水增多的趨勢，使包括四川盆地和重慶在內的旱情部分緩和。一直到9月份，副熱帶高氣壓減弱，冷空氣增強、活躍之后，四川盆地、重慶地區的降雨會進一步增加，旱情才會得到緩解。

篇10

關鍵詞：陳巴爾虎旗；淺層地溫；氣溫變化；地形

中圖分類號： P314 文獻標識碼： A DOI編號： 10.14025/ki.jlny.2016.07.026

淺層地溫是影響農作物生長、城市建設等諸多人類活動的重要影響因素。其是大氣圈、巖石圈熱交換的媒介，大氣圈氣溫的波動會直接影響淺層地溫的變化[1]。針對工程、勘探以及種植等多方面的需求，不同的科研學者對淺層地溫的變化從不同角度進行了探索和研究[2]。根據近代科學家研究表明由于全球氣溫的變暖導致淺層地溫也呈現出升高的趨勢，例如前蘇聯科學家研究發現近100年來俄羅斯地區淺層地溫呈現升高的趨勢，中國大興安嶺阿木爾地區多年凍土在上世紀70年代至90年代期間其淺層地溫呈現升高的趨勢[1]等。而針對此項觀點陸曉波等通過研究近50年來的地溫場資料提出了不同的觀點，其認為全國的平均地溫變化大致應分為3個階段，即地溫下降階段，相對氣候冷期及90年代后期的升溫階段。

陳巴爾虎旗位于內蒙古呼倫貝爾市西北部地區，其地溫場的變化規律分析較少[1]。故本文在整理收集陳巴爾虎旗地區觀測站近30年的氣溫以及淺層地溫（即40厘米）資料后進行分析，并結合其地形起伏變化影響 ，研究其地溫的變化規律、區域性地溫分布特征、地溫與氣溫變化的相關關系等，得到了一些初步的研究成果，為今后地溫研究奠定了一定的基礎。

1數據來源與方法

本文主要選擇陳巴爾虎旗氣象觀測站1980年～2010年年平均氣溫、40厘米淺層地溫年數據、月平均氣溫、月40厘米淺層地溫數據，地面高程模型數據（Digital Elevation Model， DEM）。主要采用相關性分析法、趨勢分析法對氣溫和淺層地溫數據進行分析比較。

2研究區概況

陳巴爾虎旗地處呼倫貝爾市的西北部，是呼倫貝爾草原的腹地，其東經坐標為118度22分～121度02分，北緯48度48分～50度12分，屬于中溫帶半濕潤半干旱大陸性氣候。其具體表現為夏季溫涼短促，冬季漫長嚴寒。

3結果與分析

3.1 年40厘米淺層地溫及平均氣溫變化特征

陳巴爾虎旗近30年平均淺層地溫為2.5℃。從圖1可知，陳巴爾虎旗近30年淺層地溫變化趨勢較大，約以每10年0.377℃的趨勢變暖。其中2007年是近30年來淺層地溫最高的一年，年平均淺層地溫4.4℃；1981年是最低的一年，年平均地溫為1.2℃。同時這30年中，前20年淺層地溫變化相對較小，年際間溫差最大為2℃；近10年淺層地溫波動較大，年際間溫差最大達到了2.5℃，這也是近幾年極端事件頻發引起的氣候異常所導致的。

陳巴爾虎旗近30年平均氣溫為-0.9℃。從圖2可知，近30a來氣溫呈現顯著變暖的形式，大約以每10年0.596℃的增長速度變暖。其中2007年也是近30年來氣溫最高的一年，年平均氣溫為0.8℃；1981年和1984年年平均氣溫均為-2.7℃。

通過分析可知，近30年淺層地溫和氣溫都在呈現出變暖的形勢，同時其最高最低溫度年份基本一致。通過驗證年平均氣溫和年平均淺層地溫的相關系數（見表1）可知，其相關系數為0.446，經驗證屬相關，其顯著性檢驗可通過置信度95%。淺層地溫和氣溫屬相關而非顯著性相關，主要原因是由于地溫不但受氣溫影響還受到地下巖石圈的影響[2]。

3.2 月40厘米淺層地溫及平均氣溫變化特征

由近30年月平均氣溫變化曲線（圖3）可知，隨著季節的變化從1～12月地溫和氣溫均呈現出先增長后下降的變化趨勢。淺層地溫變化曲線的峰值和氣溫變化曲線的峰值存在一定的差異性，這主要表現在淺層地溫變化曲線的峰值主要出現在8月，而氣溫變化曲線的峰值出現在7月，且淺層地溫變化曲線的升降幅度和趨勢較氣溫變化曲線更為平緩。這幾點均可說明淺層地溫變化較氣溫變化的滯后性，雖然淺層地溫的變化受氣溫的影響較大，因為其自身的影響因素的限制，使其在隨氣溫變化的過程中存在一定的滯后性。

通過表1分析可知，月淺層地溫與月平均氣溫的相關系數為0.997，可通過置信度99%的檢驗，屬顯著相關。較年平均氣溫的相關性比較可知，月平均氣溫的相關系數要遠高于年平均，這是由于氣溫在一年內變化波動較大，而淺層地溫雖受氣溫的影響會出現一定的年際間的波動，但其地溫的變化幅度較小。而在一個月中氣溫的變化幅度較年際間的變化幅度相對較小，這與淺層地溫的變化規律相類似。雖然淺層地溫較氣溫的變化具有滯后性，但是總體的趨勢和形式是一致的。

3.3 地面起伏變化與淺層地溫空間分布的關系

由圖4可知，陳巴爾虎旗地區東高西低，其海拔最高地區海拔約為1056米。其淺層地溫40厘米地溫所呈現出與其地形分布特點相反的分布特征，其呈現出西高東低的空間分布特征，淺層地溫最高地區約為3.0℃。這說明地形的起伏對淺層地溫的分布存在著一定的影響，地勢越高的地區淺層地溫值越低，地勢越低的地方淺層地溫值越高。這是由于地溫的變化不但收到大氣圈的影響，同時還受到巖石圈的影響。但是其影響幅度并不是很大，從東到西，海拔變化約有500米，但是淺層地溫從東到西溫差變化約1.5℃。這說明地形因素雖然影響著地溫的變化，但是其影響也不顯著，其受氣溫的影響也較大。

4結語

對比分析陳巴爾虎旗40厘米淺層地溫的變化趨勢，及其與氣溫、地形起伏變化的相關關系可得到如下幾方面的結論。

近30年來，陳巴爾虎旗40厘米淺層地溫呈現出變暖的趨勢，大約以每10年0.596℃的趨勢變暖。2007年是近30年來淺層地溫最高的一年，年平均淺層地溫4.4℃；1981年是最低的一年，年平均地溫為1.2℃。

通過分析近30年淺層地溫和氣溫年際間的變化形式可知，都在呈現出變暖的形勢，同時其最高最低溫度年份基本一致。但是驗證年平均氣溫和年平均淺層地溫的相關系數，其相關系數為0.446，經驗證屬相關，其顯著性檢驗可通過置信度95%。淺層地溫和氣溫屬相關而非顯著性相關，主要原因是由于地溫不但受氣溫影響還受到地下巖石圈的影響[2]。

月淺層地溫變化與月平均氣溫的變化曲線基本一致，但是淺層地溫變化曲線的峰值和氣溫變化曲線的峰值存在一定的差異性，這主要表現在淺層地溫變化曲線的峰值主要出現在8月，而氣溫變化曲線的峰值出現在7月，且淺層地溫變化曲線的升降幅度和趨勢較氣溫變化曲線更為平緩。這說明淺層地溫的月際間變化由一定的滯后性，雖然淺層地溫的變化受氣溫的影響較大，因為其自身的影響因素的限制，使其在隨氣溫變化的過程中存在一定的滯后性。

分析淺層地溫的空間分布與地形起伏之間的關系可知，地形的起伏對淺層地溫的分布存在著一定的影響，地勢越高的地區淺層地溫值越低，地勢越低的地方淺層地溫值越高，是其影響幅度并不是很大。

參考文獻

[1]崔軍平，任戰利，肖輝，等.2007.海拉爾盆地地溫分布及控制因素研究[J].地質科學，42（04）：656-665.