比较城市和郊区大气特征的异同
人类活动对气候的影响有两种:一种是无意识的影响，即人类活动中对气候的副作用；一种是为了某种目的，采取一定的措施，有意识地改变气候条件。现阶段，第一种影响占绝对优势，这种影响在以下三个方面最为明显:①工农业生产中排放到大气中的温室气体和各种污染物改变了大气的化学成分；(2)在发展农牧业等活动中改变下垫面性质的，如破坏森林草原植被、海洋石油污染等；③城市气候对城市的影响。世界工业革命以来的200年间，随着人口的急剧增加、科学技术的发展和生产规模的迅速扩大，人类活动对气候的不利影响越来越严重。
一.不断变化的大气化学成分和气候影响
工农业生产向大气中排放大量的废气、粉尘等污染物，主要包括二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)、一氧化二氮(N2O)和含氯氟烃(CFCs)。制冷行业发展之前，大气中没有这种气体成分。CFC11的工业排放始于1945，CFC12始于1935。到1980，对流层低层CFC11含量约为168×10-3mL/L，CFC12为285×10-3mL/L，为1938。
表3城市和郊区气候特征比较
如图。可以看出，除了CO2，大气中其他温室气体的含量都极小，所以称之为微量气体。但是它们的变暖效应
应该是极强的，年增量大，在大气中衰变时间长，影响大。
臭氧(O3)也是一种温室气体，受自然因素(太阳辐射中的紫外线辐射)对高层大气中氧分子的影响。
光化学效应)，但被人类活动排放的气体破坏，如氯氟烃、卤代烷基化合物、N2O、CH4、CO等能破坏臭氧的气体。其中以CFC11和CFC12为主，N2O次之。自20世纪80年代初以来，臭氧量急剧减少，南极最低值为-15%，北极为-5%。全球来看，正常情况下振荡应该在2%以内，今年根据1987实测达到了-4%以上。从60 N到60 S，臭氧总量从1978开始，从平均300多个单位减少到1987的290个单位以下，即减少了3-4%。在垂直变化方面，在15-20km高度下降最大，在对流层低层略有上升。南极臭氧的减少最为突出，在南极中心附近形成一个极圈，称为“南极臭氧洞”。从1979到1987，臭氧最小中心的最小值从270个单位下降到150个单位，小于240个单位的区域在不断扩大，表明南极臭氧洞在不断加强和扩大。O3总量虽然在1988上升，但在1989再次膨胀。1994 10世界气象组织发表的一份研究报告显示，南极洲陆地和附近海面3/4以上的臭氧比10年前减少了65%以上。然而，一些数据显示，对流层中的臭氧略有增加。
大气中温室气体的增加将导致气候变暖和海平面上升。根据最可靠的观测数据，全球气温从1885上升到100，上升了0.6-0.9℃。全球变暖的趋势也在0.8℃左右。1985之后，全球地表温度持续升高，多数学者认为是温室气体排放造成的。该图列出了温室气体排放在三种不同情况下造成的变暖效应，气候模型的计算结果也表明，这种变暖在极地比赤道更大，在冬季比夏季更大。随着全球气温升高，海水的温度也会升高，使海水膨胀，导致海平面上升。此外，由于极地地区的强烈变暖，当大气中的CO2浓度加倍时，极地冰将会融化，冰边界将向极地收缩，融化的水将导致海平面上升。实际观测数据证明，从1880年到1980年，全球海平面百年上升了10-12厘米。根据测算，如果温室气体排放控制在1985的排放标准，全球海平面将以5.5cm/10a的速度上升，2030年海平面将上升20cm，2050年上升34cm。如果不控制排放，2030年海平面将上升10。
温室气体的增加对降水和全球生态系统有一定的影响。根据气候模型的计算，大气中CO2含量增加一倍，全球范围内，年总降水量将增加7-11%，但不同纬度的变化比例不同。
温室气体对臭氧层的破坏对生态和人类健康有很大影响。臭氧的减少增加了到达地面的太阳辐射中的紫外线辐射。如果大气中的臭氧总量减少1%，到达地面的紫外线辐射将增加2%。这种紫外线辐射会破坏核糖核酸(DNA)改变遗传信息，破坏蛋白质，杀死10m水深的单细胞海洋浮游生物，减少鱼类产量，并破坏森林，降低农作物产量和质量，削弱人体免疫力，损害眼睛，增加皮肤癌等疾病。
此外，人类活动排放的气体中含有大量硫化物、氮化物和人造粉尘，会造成空气污染，在一定条件下形成“酸雨”，对森林、鱼类、农作物和建筑物造成严重损失。大气中灰尘的迅速增加会削弱太阳辐射，影响温度、云量(灰尘中的吸湿核)和降水。
第二，改变下垫面特性和气候效应
人类活动可以通过多种方式改变下垫面的自然属性。目前，最突出的是破坏森林、坡地和干旱地区的植被和造成海洋石油污染。
森林是一种特殊的下垫面，它不仅影响大气中CO2的含量，还形成独特的森林气候，并能影响附近相当大区域的气候条件。森林冠层可以吸收大量入射的太阳辐射促进光合作用和蒸腾作用，使其自身温度增加不多。白天，森林下的地面被树冠遮挡，太阳辐射穿透不多，温度也不会急剧升高。夜间由于有树冠的保护，有效辐射不强，所以温度不易降低。因此，林内日(年)温差比林外裸地小，温度的大陆度明显减弱。
森林林冠可以截留降水，林下疏松的腐殖质层和枯落物层可以蓄水，减少降雨后的地表径流，因此森林可以称为“绿色蓄水库”。雨水慢慢渗入土壤，增加了土壤水分和可供蒸发的水分。再加上森林的蒸腾作用，林中的绝对湿度和相对湿度都高于林外的裸地。
森林可以增加降雨量。当气流流经林冠时，由于森林的阻碍和摩擦，会迫使气流上升，导致湍流增强。此外，林区空气湿度大，凝结高度低，因此林区降水机会多，降雨量也比空旷地多。据实测资料，林区空气湿度比非林区高15-25%，年降水量可增加6-10%。
森林可以降低风速。当风吹向森林时，风速在森林的迎风面发生变化，距离森林约100m。经过森林时，风速迅速降低，如果风携带泥沙，会使流沙下沉，逐渐固定。穿过森林后，在森林的背风面一定距离内，风速仍然减小。在干旱地区，森林可以减少干燥风的袭击，防风固沙。在沿海多风地区，森林可以抵御海风，保护农田。森林根系的分泌物可以促进微生物生长，改善土壤结构。森林覆盖区气候湿润，水土保持良好，生态平衡良性循环，堪称“绿色海洋”。
据考证，历史上世界森林曾占地球陆地面积的2/3，但随着人口的增加、农牧业和工业的发展、城市和道路的修建以及战争的破坏，世界森林面积逐渐减少，到19世纪为46%，20世纪初为37%。目前，全球森林覆盖面积平均约为22%。中国古代也有茂密的森林覆盖。后来由于人口繁衍、农田扩张、明清战乱频繁，全国森林覆盖率到1949已经下降到8.6%。建国以来，党和政府组织了大规模的植树造林，造林面积已达4.6亿亩。但由于底子薄，毁林情况相当严重。目前森林覆盖面积仅为12%，在世界160个国家中排名165，438+06。
由于大面积森林遭到破坏，气候变得干燥，沙尘暴加剧，水土流失，气候恶化。相反，解放后，中国在东北西部、河南东部、河北西北部和山东沿海建立了各种防护林，对改造自然和气候条件发挥了重要作用。
在干旱和半干旱地区，曾经有耐旱性很强的草和灌木，它们可以在干旱地区生存，保护那里的土壤。但由于人口增加，干旱半干旱地区移民较多，他们在那里扩大农牧业，采挖旱生植物作为燃料(尤其是坡地上的植物)，极大地破坏了当地的草地、灌木等自然植被。坡地雨水汇流快，流速快，对土壤的冲刷作用强。失去自然植被的保护和阻挡后，会造成严重的水土流失。在平地上，一旦干旱来临，农田作物无法生长，开垦后疏松的土地没有植被保护，很容易被风侵蚀。结果表面肥沃的土壤被吹走了，而沙粒却留了下来，造成了沙漠化。畜牧业也有类似的情况，超过了草原的承载能力。干旱年份牧草稀疏，地表被牲畜践踏，还会发生严重的风蚀，造成荒漠化。在沙化土地上，气候更加恶劣，表现在:雨后径流增加，水土流失加剧，水分减少，使得当地土壤和大气干燥，地表反射率增加，破坏了原有的热量平衡，降水减少，气候大陆化程度增加，地表肥力降低，沙尘暴灾害大大增加，气候变得更加干燥，进而更加不利于植物生长。
据联合国环境规划署估计，目前，全球每年因荒漠化而丧失6万平方公里土地，另有21万平方公里土地正在减少，在农业和畜牧业方面已无经济价值。沙漠化也是对中国的威胁。中国北方历史时期有654.38+0.2万km2沙化土地，近几十年沙化面积逐年增加。因此，我们必须有意识地采取积极措施，保护当地的自然植被，进行大规模的灌溉，进行人工造林，种植耐旱植被，因地制宜地防止气候恶化。
海洋石油污染是人类活动改变下垫面性质的另一个重要方面。据估计，每年有超过6543.8+0亿吨石油通过海上运输到消费地。由于运输不当或油轮事故，每年有超过654.38+0万吨石油流入海洋，此外还有工业过程中产生的废油排入海洋。据估计，每年注入海洋的石油量为200-10万吨。
一些倒入海中的废油在海面上形成一层油膜，抑制了海水的蒸发，使海洋空气干燥。同时减少了海面潜热的传递，导致海水温度的日变化和年变化增加，使海洋失去了调节温度的功能，产生了“海洋荒漠化效应”，废油膜对相对封闭的海面，如地中海、波罗的海、日本海的影响比浩瀚的太平洋、大西洋更显著。
此外，为了满足生产和运输的需要，人类通过填湖造田、开凿运河、修建大型水库等方式改变了下垫面的性质，也对气候产生了重大影响。如新安江水库1960建成后，其附近的淳安县夏季较凉，冬季较暖，年内气温变小，初霜推迟，终霜提前，无霜期平均延长20天左右。
第三，人为热量和人为水汽排放
随着工业、交通和城市化的发展，世界能源消耗迅速增加。1970年，全世界的能源消耗相当于燃烧75亿吨煤，释放25×1010J的热量。其中，工业生产和机动车运输排放了大量的余热，居民的炉灶和空调以及人和牲畜的新陈代谢也释放了一定的热量。这些“人造热”像火炉一样直接温暖大气。目前，如果把人造热平均到整个大陆上；等于每平方米土地释放0.05W的热量。从数值上说，与整个地球从太阳获得的平均净辐射热相比微不足道，但由于人为热量的释放集中在一些人口密集、工商业发达的大城市，其局部增暖效应相当显著。如图所示，在费尔班克斯、莫斯科等高纬度城市，年平均人为热量(QF)排放大于太阳净辐射；中纬度城市，如蒙特利尔和曼哈顿，由于其巨大的人均能源消耗，其年平均人为热QF排放量高于Rg。尤其是蒙特利尔，由于冬季空调供暖的巨大能耗，其人工热量相当于太阳净辐射的11倍以上。然而，在热带的香港和赤道的新加坡，与净太阳辐射相比，人为的热排放是非常小的。
当燃烧大量化石燃料(天然气、汽油、燃油和煤等)时。)，除了废热排放，还有一定量的“人造水蒸气”释放到空气中。根据METROMEX，圣路易斯市燃烧产生的人造水汽为65，438+00.8× 65，438+008 g/h，而当地夏季地面自然蒸散量为6.7×10。显然，人造水汽的量要比自然蒸散量小得多，但对局地低云量的增加有一定作用。据估计，目前世界能源消耗每年增长约5.5%。如果这一速度继续增加，到2000年，世界能源消耗将比1970高出5倍，即每年能源消耗为375亿吨煤。它排放的人为热量和水汽主要集中在城市，对城市气候的影响会越来越显示出它的重要性。
表2不同城市的人为热排放
此外，高空飞行的喷气式飞机排放的废气中，除了CO2之外，还有大量的水蒸气。据研究，近年来平流层(50百帕高度)的水汽明显增加。比如它的水汽含量在1970是2×10-3mL/L，上升到3× 10。水蒸气的热效应类似于二氧化碳，在地表具有温室效应。据计算，如果平流层水汽量增加5倍，地表温度将增加2℃，而平流层温度将降低10℃。高空水汽增加也会导致高空卷云量增加。据估计，在大多数喷气式飞机飞行的北美-大西洋-欧洲航线上，卷云的数量增加了5-10%。云对地-气系统的太阳辐射和红外辐射有很大影响，在气候形成和变化中起着重要作用。
第四，城市气候
城市是人类活动的中心，这里人口密集，下垫面变化最大。工商业和交通运输频繁，消耗能源最多，向大气中排放大量温室气体、“人造热”、“人造水汽”、粉尘和污染物。因此，人类活动对气候的影响在城市最为突出。城市气候是在区域气候背景下，城市化后人类活动影响下的特殊局地气候。上世纪80年代初，美国学者Lanzburg对城市和郊区的气候因素做了比较总结，如表3所示。
从大量的观测事实来看，城市气候的特征可以概括为“五岛”效应(浊岛、热岛、干岛、湿岛、雨岛)和风速的降低和变化。
(一)城市浑浊岛效应
城市浑浊岛效应主要有四种表现。首先，城市大气中的污染物比郊区多。就凝结核而言，海洋中凝结核的平均浓度为940格令/立方厘米，绝对最大值为39800格令/立方厘米。大城市空气中，平均值为147000粒/cm3，是海洋的156倍，绝对最大值为4000000粒/cm3，是海洋的100多倍。以上海为例，根据近五年(1986—1990)的监测结果，市区SO2和氮氧化合物的平均浓度分别是郊县的8.7倍和2.4倍。
其次，城市大气中凝结核多，低空热力湍流和机械湍流比较强，所以低云量和以低云量为基础的阴天数(低云量≥8的天数)远多于郊区。根据上海近十年(1980-1989)的统计，市区平均低云量为4.0，郊区为2.9。市区阴天(低云量≥8)天数为60天，而郊区平均晴天(低云量≤2)天数仅为31天，市区为132天，郊区为178天。慕尼黑、布达佩斯、纽约等欧美城市也观察到类似现象。
第三，在城市大气中，由于污染物较多，云量较低，日照时数减少，直接太阳辐射大大减弱，而散射粒子较多，散射太阳辐射强于干燥洁净的空气。在用D/S表示的大气浑浊度(又称浑浊度因子)的区域分布中，城区明显大于郊区。根据上海近27年(1959—1985)观测资料的统计计算，上海市区的浑浊度因子比同期郊区的浑浊度因子高15.8%。在上海浑浊因子分布图上，市区呈现出明显的浑浊岛。国外很多城市也有类似现象。
第四，城市浑浊岛效应还表现在城区能见度小于郊区。这是因为城市大气中有许多颗粒污染物，它们可以散射和吸收光线，降低能见度。当城市空气中的NO2浓度极高时，会使天空变成褐色。在这样的天空背景下，很难分辨目标的距离，造成视距障碍。此外，在城市中，汽车尾气中的首要污染物——氮氧化物和碳氢化合物，在强烈的阳光照射下，会形成淡蓝色的雾霾，称为光化学雾霾，导致城市能见度恶化。这种现象在美国洛杉矶、日本东京、中国兰州等城市都有。
(二)城市热岛效应
根据大量的观测事实，一个城市的气温往往高于其周围的郊区。尤其是天气晴朗无风时，市区温度Tu与郊区温度Tr的差值△ Tu-r(也称热岛强度)更大。比如上海，10月22日20时晴，1984，风速1.8m/s，郊区气温13℃左右。一进入市区，温度骤然升高，等温线密集，温度梯度陡峭。老城区的气温在17℃以上，像一个“城市中人口密集区和工厂区的温度最高，成为热岛(又称热岛中心)中的“高峰”。市中心62中气温高达18.6℃，比郊区川沙、嘉定高5.6℃，比远郊松江高6.5℃。类似的强热岛在上海一年四季都可以出现，尤其是在秋冬季晴朗无风的天气。
由于热岛效应的频繁存在，大城市的月平均气温和年平均气温往往高于附近的郊区。
(三)城市干岛和湿岛效应
表2中指出，城市相对湿度小于郊区，具有明显的干岛效应。
是的，这是城市气候的普遍特征。城市对大气水汽压的影响更复杂。以上海为例，根据近7年市区11站(1984-1990)的水汽压eu和相对湿度RHu的平均值以及同期周边4个郊区站的水汽压er和相对负值的平均值，郊区的水汽压和相对湿度有明显的日变化。据实测△RHu-r的绝对日变是不同的。如果我们取一天中的四个观测时刻(02，08，14，20)，我们可以把它们分成四个点。
但在郊区高于er(表6)，造成“城市湿岛”。4月至165438+10月的暖季，有一个明显的现象，就是干岛和湿岛昼夜交替，尤其是8月。
表5上海月平均水汽压及其相对值
郊区湿度(%)比较(1984—1990)
上述现象的形成与下垫面因素和天气条件密切相关。白天，在太阳的照射下，下垫面通过蒸散进入低层空气的水汽量，市区(绿地面积小，可供蒸发的水汽量少)比郊区小。尤其是盛夏季节，郊区农作物生长密集，郊区之间自然蒸散量差异更大。由于下垫面粗糙(建筑物密集，高度不均匀)和热岛效应，市区的机械湍流和热力湍流比郊区强。通过湍流的垂直交换，从市区低层输送到高空的水汽量比郊区多，这两者都导致市区近地面水汽压低于郊区，形成“城市干岛”。夜间风速减小，空气层结稳定，郊区气温迅速下降，饱和水汽压降低，大量水汽在地表凝结成露水，低空残留的水汽量少，水汽压迅速下降。由于热岛效应，市区的凝结量比郊区少得多，夜间湍流弱，与高空的水汽交换量小。市区近地面水汽压高于郊区，形成“城市湿岛”。这种城市湿岛因郊区凝结量不同而被称为“凝结湿岛”，多在日落后几小时内形成，夜间维持。当城市干岛和城市湿岛出现时，必然伴随着城市热岛，因为城市干岛是城市热岛形成的原因之一(城市消耗的热量较少)，城市湿岛的形成首先要有城市热岛的存在。
城区平均水汽压低于郊区，由于热岛效应相对湿度小于郊区。以上海为例。近七年(1984—1990)上海年平均相对湿度市中心小于74%，郊区大于80%，呈现明显的城市干岛(图略)。根据普查，即使当水汽压分布呈现城市湿岛时，相对湿度的分布在市区仍小于周围郊区。
在国外，城市干岛和湿岛的研究比较著名的有英国的莱斯特、加拿大的埃德蒙顿、美国的芝加哥和圣路易斯。城市湿岛的形成大多归因于郊区凝结量的差异，少数谈到城市湿岛的形成是因为城区积雪融化速度比郊区快，而郊区有雪时，由于城区雪水融化比蒸发，空气中的水汽压增加，从而形成城市湿岛。根据作者对1984年上海大气水汽压的对比分析，还发现上海城市湿岛的形成包括霜冻湿岛、雾天湿岛、雨天湿岛和雪天湿岛等。，这种情况只有在风力较轻并伴有城市热岛的情况下才会出现。
(D)城市雨岛效应
关于城市对降水的影响，国际上有很多争议。1971—1975年，美国在密苏里州圣路易斯市及其附近郊区建立了密集的降雨观测网络，并利用先进技术开展了为期五年的大城市气象观测实验(METROMEX)，证实了城市及其下风向确实存在“雨岛”促进降水的效应。这方面有大量的观察和研究数据。以上海为例，根据该地区170多个雨量观测站的数据，结合天气情况。通过对多个个例的分析和分类统计，发现上海城市对降水的影响在汛期(5-9月)更加明显。在上海近30年汛期降水分布图上(1960—1989)，城区降水明显高于郊区，呈现出明显的城区雨岛。在非汛期(10至次年4月)和年平均降水量分布图(示意图)中没有发现这种现象。
城市雨岛形成的条件是:在大气环流较弱，有利于城市地区降水的大尺度天气形势下，城市热岛环流引起的局地气流的辐合上升，有利于对流雨的发展；(2)城市下垫面的粗糙度对缓慢移动的降雨系统有阻隔作用，使其移动更加缓慢，延长了城市地区的降雨时间；(3)城市空气中凝结核较多，化学成分和粒径不同。当大核(如硝酸盐)较多时，可促进暖云降水。上述因素的影响会“诱导”暴雨最大强度的登陆点位于市区及其下风向，形成雨岛。
城市不仅影响降水的分布，还因为大气中有大量的SO2和NO2，在一系列复杂的化学反应下，形成硫酸和硝酸，通过雨的形成过程(rian out)和冲刷过程，落入“酸雨”，危害很大。
(五)城市平均风速小，局地差异大，有热岛环流。
城市下垫面粗糙度大，具有降低平均风速的作用，这可以从以下两个方面得到证明:①同一地点在其城市发展的历史进程中前后风速的对比；②市区与郊区同期风速对比。国内外大城市有大量实测数据，仍以上海为例。上海市气象台从1884开始记录风速，至今已有100多年。近百年来，上海的城市发展非常快，城市人口增长了34倍多，建筑密度也迅速增加，年平均风速明显逐年下降。表7。
表7上海市气象台历年年平均风速(m/s )( 1984—1990)
从表8.12可以看出，无论风速计安装在什么高度，在同一高度测得的风速都是随着上海的发展而减小的。地面以上12m风速方面，最近5年(1986-1990)平均风速比90多年前(1894-1900)下降34.2%。从图8.25可以看出，上海市中心城区近10年的平均风速(2.5m/s)比远郊的南汇(3.7m/s)低32.4%。
在大尺度上，在气压梯度极小的天气形势下，特别是在晴朗的夜晚，由于城市热岛的存在，在城区形成一个弱低压中心，出现一股上升气流。郊区近地面的空气从四面八方流入城市，风向与热岛中心汇聚。
从热岛中心上升的空气在一定高度流向郊区，并在郊区下沉，形成缓慢的热岛环流，也称为城市风系统，有利于污染物在城区聚集形成沙尘覆盖，并在城区形成低云和局地对流雨。在中国的上海、北京和其他城市已经观测到城市热岛环流的存在。
此外，由于城市内街道走向、宽度、高度、两侧建筑类型、朝向不同，各地获得的太阳辐射能量明显不同，盛行风弱或无风时会发生局地热环流。当盛行风吹过一排排高低不平的建筑物时，由于屏障效应产生不同的上升和下降气流，产生回旋和绕流，使风的局部变化更加复杂。
(选自周淑真等人的《气象学和气候学》。)