11.3.1 全球氣候變遷

欲推估人造污染對未來氣候的影響，必須先掌握及預測經濟動向、人口增長速率、國際油價等社經因素，才能推估將有多少人造溫室氣體及懸浮微粒被釋至大氣之中，作為氣候模擬的依據。預測上述的社經因素基本上是不可能的，IPCC科學家因此依據人口、經濟成長率、污染管制、能源價格等因素，假設6種可能的境況，再據之推估21世紀的氣候狀態。

IPCC 科學家依據這些境況，估計溫室氣體濃度的未來變化，再將之置入氣候模式，推估未來氣候。如第三章所述，各種溫室氣體的溫室效應不同。為了方便起見，IPCC科學家將所有溫室氣體的溫室效應總和，換算成二氧化碳的溫室效應，再估計應有的二氧化碳濃度 ，稱之為「等同二氧化碳濃度」( equivalent CO₂ concentration)。因此，下文中的二氧化碳 排放量及濃度，指的實是所有的主要溫室氣體的總和。在前述6種境況下，以衝擊程度來分，由最輕微至最嚴重依序為IS92c，IS92d，IS92b，IS92a，IS92f，IS92e。只有IS92c的二氧化碳 排放量有可能下降，其他境況的排放量仍持續增加，其中以IS92e的增加速率最快，21 世紀末的排放量將高達1990年的5-6倍 (圖11-5a)。以大氣中的濃度而言，到了21 世紀末，IS92c的二氧化碳 濃度接近500ppmv，與1991年比，增加了35%；IS92e 則超過800ppmv，增加了至少170% (圖11-5b)。

由於無法準確無誤的計算出氣溫變化的程度，除了計算最佳估計值(best estimate)，IPCC科學家亦估計了氣溫變化的上下限。依據不同的境況，2100年的全球平均氣溫的最佳估計值將比1990年高出1.3℃至2.5℃不等(圖11-5c)，上下限則在0.9℃到3.5℃之間(圖11-5d )。上述的增溫，二氧化碳 的溫室效應大約佔70%，其他溫室氣體約佔30%。1995年與1990年IPCC報告最大不同之處，在於考慮了懸浮微粒的冷卻效應。由於上述的推估值考慮了懸浮微粒的冷卻效應，因此比1990年IPCC報告的推估值大約低了0.8℃。如果將懸浮微粒含量固定在1990年的值，而不考慮其在1990年之後隨時間增加的趨勢，懸浮微粒的冷卻效應因此被低估，預估的增溫程度將更嚴重，約從0.9℃到4.5℃（圖11-5d中的虛線）。

全球平均氣溫上升，海水溫度也上升，體積膨脹加上極區冰雪溶化使得海平面逐漸上升，在 2100年時將比1990年高出38公分至56公分( 圖11-6a，b )。海平面上升的主要原因是海水體積膨脹，格陵蘭及南極洲冰川溶化的影響較小（見第九章）。由於考慮了懸浮微粒的冷卻效應，此一估計值大約比1990年的估計值小17公分。IPCC 科學家同時也發現，即使在2100年二氧化碳濃度不再繼續上升，大氣溫度還是會繼續上升。因為海洋比熱大、循環慢，它所吸收的熱量還會繼續釋放至大氣。同樣的理由，即使大氣溫度已經穩定下來，海平面高度仍會繼續上升。

無論那一種境況，大氣中二氧化碳含量仍會經續昇高。那麼，什麼時候才會穩定下來呢﹖假設二氧化碳濃度穩定在450，550，650，750，及1000ppm，IPCC科學家分別模擬了二氧化碳含量逐年增加的情況（圖11-7a）。他們發現如果要穩定在上述的濃度，二氧化碳排放量必須在一段時期之後有顯著的下降（圖11-7b）。即使要讓二氧化碳濃度穩定在極高的濃度( 如，1000ppmv )，二氧化碳排放量在23世紀時仍必須下降至低於1990年的排放量。如果要控制在較低濃度( 如，450ppmv )， 則必須在21 世紀中葉就使排放量低於1990年的值。依據此一估計，即使立即實施最嚴格的管制（如，境況IS92c），21 世紀的等同二氧化碳濃度仍將遠高於1995年的358ppmv。如果穩定濃度是450ppmv，依據圖11-7b此一狀況將在2100年發生。屆時全球地面氣溫的最佳估計值，將比1990年高出 約1℃，上下限為0.5℃至1.20℃ ( 圖11-7c )。若是650ppmv，則將在2200年達到穩定值（圖11-7b），增溫將在1.1℃至1.8℃之間。海平面則將上升10至60公分( 450ppmv )或25至180公分( 650 ppmv ) ( 圖11-7d )。由圖中可以清楚看到，即使在二氧化碳濃度穩定之後（亦即，曲線上的黑點），氣溫仍將繼續緩慢上升，而海面則繼續迅速升高，即使在26世紀末仍未達穩定狀態。

11.3 .2 區域氣候變遷

全球平均氣候變化無法代表每一地區的區域氣候變化。即使全球平均氣溫上升，某些地區氣溫仍可能下降。因此，若要評估氣候變遷可能帶來的衝擊，我們必須瞭解區域氣候的可能變化。遺憾的是，空間尺度越小，模式推算結果的可信度越低。對想要評估氣候變遷對台灣的可能影響的人士而言，無疑是利空的消息。

這類的模擬必須仰賴大氣/海洋耦合模式，一般的做法是將等同二氧化碳濃度以1%/year 的速率增加。在境況IS92a，但不考慮懸浮微粒，2030-2050年時，全球各度地面氣溫普遍上升(圖11-8b)。由於海洋熱容量大，比較不容易增溫，陸地上的氣溫上升幅度因此大於海洋，其中又以北半球高緯度地區上升幅度最大，因為北半球陸地較多。以季節而言，氣溫變化最大的是秋冬之交，因為在較暖氣候海冰較晚形成，反照率比較小，反照率-冰的正回饋機制加強了增溫的程度。一旦到了冬季，海冰仍舊形成，而且冬季極區為永夜狀況，反照率-冰回饋機制不存在，影響反而小了些。有趣的是，北大西洋的氣溫不但不上升，反而下降。科學家懷疑，此一現象與溫鹽流洋的回饋機制有關（見下文）。

如果考慮懸浮微粒，某些地區的輻射作用量反而為負值( 圖11-8c )，比如亞洲、中美、南美、南非，尤其以南亞受影響最大。懸浮微粒的冷卻效應明顯地降低了增溫程度，但是氣溫變化的空間分布特性與只考慮二氧化碳的情形類似( 圖11-8d )。此種情況下，連北太平洋都出現降溫的現象。懸浮微粒的冷卻效應使得大部份地區的氣溫下降（圖11-8f），尤其是在上述幾個負輻射作用量的地區。值得注意的是，北大西洋的氣溫反而上升。以上討論的是年平均氣溫，事實上每一季節的反應皆不大相同(圖11-9)。比如，東亞地區降溫以冬季最明顯; 極區增溫則以冬季最明顯，因為冰雪覆蓋面積較小，加上冰-反照率回饋機制，使得極區地面氣溫變化較大。

依據模式的推估，二氧化碳濃度升高將使全球平均降水增加，尤其以冬季的高緯度地區最為明顯 (圖11-10 )。這可能是因為，在較暖的氣候，高緯度大氣的水汽含量增加，加強往極區的水汽傳送，水汽在高緯度度地區聚集，降水量也增加。降水量增加使得北大西洋海水密度變小，減緩了下沈趨勢及溫鹽洋流，連帶使北大西洋表層往北的洋流減緩，熱量傳送變少，北大西洋洋面氣溫因此下降( 圖11-8b )。在低緯度地區，原本降雨量就比較大的地區的降水量普遍增加，尤其是亞洲季風區。

如果沒有考慮懸浮微粒的影響，全球平均降水量比圖11-10稍少，分布形態則類似。懸浮微粒的效應則使亞洲季風區的夏季降水減少，因為它的冷卻效應( 圖11-8c )大多發生在南亞陸地上，減少了海陸溫差，夏季季風也因此變弱。不同模式間的降水模擬結果差異相當大，唯對印度、東南亞降水量增加及南歐的降水量減少的現象，推估結果大多一致。

對植被及農業影響最大的是土壤含水量。由於降水量增加，大部份模式預測冬季高緯度地區的土壤含水量也會因此而增加(圖11-11)。蒸發量則無明顯增加，因為雖然氣溫昇高，但是仍舊佷冷，對蒸發量的影響不大。在夏季，因為氣溫偏高、蒸發增強，北半球中緯度地區土壤含水量因此減少。

圖11-12是9個不同氣候模式對5 個區域的氣溫與降水的模擬結果。在這些地區，所有模式皆預測較暖的氣候，但是推估值的差距相當大，由約0.5℃到6℃不等。對降水的變化，模式的推估值則正負不一，而且差距頗大。譬如，撒哈拉沙漠南緣一帶( Sahel; SAH)的降水量差異，從減少百分之四十到增加百分之六十不等。東南亞地區的冬季降水量差異，在正負百分之二十之間；夏季則從無變化到增加百分之三十。如果詳細比較它們的空間分布，差異更大。

值得注意的是，這些模式模擬現代氣候的結果也不太理想。比如，撒哈拉沙漠的降水模擬值的誤差，約在-100％到120％之間。對誤差為-100％的模式而言（圖11-12）中，SAH的“O”），當等同二氧化碳仍然幾乎等於零。同樣的，對於誤差為120％的模式，當等同二氧化碳加倍時，減少的5％降水也毫無意義可言。倒是對東亞地區（EAS）而言，模式誤差較小，預測值之間的歧異程度也較低，也因此較為可靠。以上結果顯示這類模式模擬區域氣候的可信度仍然不高，在不同區域的表現不ㄧ致。

11.3 .3 異常氣候的發生頻率

在氣候變異度( variability )及極端氣候方面，IPCC 科學家在1995年報告中，作了以下結論:

(1) 氣候平均或變異度的微小變化，可能使極端氣候發生頻率產生相當大的變化。

(2) 普遍增溫將導致高溫情況的發生頻率昇高，但使低溫情況的發生頻率降低。

(3) 暴雨的發生頻率可能提高。平均降水減少的地區，發生乾旱的可能性昇高。水循環可能加強，其含意為某些地區的旱澇加劇，某些地區則減緩。

(4) 中緯度風暴是否加劇或減弱，則無定論。

(5) 目前的知識無法判定熱帶氣旋及颱風的可能變化。

(6) 較暖的氣候使熱帶海洋較接近艾尼紐的情況，類似艾尼紐-南方振盪的氣候型態可能較頻繁。

第一個結論指出一個重要的概念，亦即氣候變異度( variability )或極端氣候與平均狀況無絕對關係。即使全球平均氣溫只上升一些，部份地區的酷寒或熱浪的發生頻率可能大幅提高或降低。然而，IPCC科學家仍無法論斷異常氣候及劇烈天氣發生頻率的未來變遷。