(A)改變大氣化學成分和氣候影響
工農業生產向大氣中排放大量的廢氣、粉塵等汙染物，主要包括二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)、壹氧化二氮(N2O)和含氯氟烴(CFCS)。根據確鑿的觀察，近幾十年來大氣中這些氣體的含量急劇增加，而平流層中的臭氧O3。總量大幅下降。如前所述，這些氣體具有明顯的溫室效應，在9500納米(微米)和12500-17000μm波長處有兩個強吸收帶，分別是O3和CO2的吸收帶。尤其是CO2的吸收帶，吸收大約70-90%的紅外長波輻射。來自地氣系統的長波輻射主要集中在7000-13000μm的波長範圍，稱為大氣窗口。這些氣體，如CH4、N2O和CFCS，都在這個大氣窗口內有其吸收波段，大氣中這些溫室氣體濃度的增加必然對氣候變率起重要作用。
工業化前大氣中CO2濃度長期穩定在(280 10) × 10-3 ml/L左右，但近幾十年迅速上升，1990年達到345×10-3ml/L，90年代以後。圖8.14(略)顯示了美國莫納羅亞火山(1959-1993)測量值的逐年變化。大氣中二氧化碳濃度急劇增加的原因主要是由於燃燒大量化石燃料和砍伐大量森林造成的。據研究，排放到大氣中的CO2(約50%)壹部分被海洋吸收，另壹部分被森林吸收成為固體生物儲存在自然界中。然而，由於目前對森林的大量破壞，森林不僅減少了對大氣中CO2的吸收，而且由於被破壞森林的燃燒和腐爛，增加了排放到大氣中的CO2量。目前，對未來二氧化碳的增加有許多不同的估計。例如，按照目前CO2的排放水平，2025年大氣CO2濃度將為4.25×10-3mL/L，是工業化前的1.55倍。
甲烷(CH4沼氣)是另壹種重要的溫室氣體。它主要是通過稻田、反芻動物、沼澤和生物的燃燒排放到大氣中。從200年前到110000年前，CH4含量穩定在0.75-0.80×10-3mL/L，近年來迅速增加。CH4含量在1950處增加到1.25×10-3mL/L，在1990處增加到1.72×10-3mL/L。Dlugokencky等人根據全球23個定點陸地觀測站和太平洋不同緯度的14個船舶觀測站的觀測記錄，估算了過去10年大氣中CH4混合比(M)的年變化值，如圖8.15所示(略)。按照目前的增長率延伸，2000年大氣中CH4含量將達到2.0×10-3mL/L，2030年和2050年將分別達到2.34 ~ 2.50×10-3ml/L。
氧化亞氮(N2O)向大氣中的排放與農田面積的增加和氮肥的施用有關。平流層超音速飛行也會產生N2O。工業化前，大氣中N2O的含量約為2.85× 10-3 ml/L，1985和1990分別增加到3.05×10-3mL/L和3.10×10-3mL/L。考慮到未來的排放，預計到2030年，大氣中N2O的含量可能會增加到3.50×10-3-4.50×10-3ml/L。N2O不僅能引起全球變暖，還能引起平流層臭氧解離，通過光化學作用破壞臭氧層。
含氯氟烴(CFCS)是制冷工業(如冰箱)、噴霧劑和發泡劑的主要原料。這個家族中的壹些化合物，如氟利昂11 (CC12f，CFC11)和氟利昂12 (CC12f2，CFC12)，都是溫室氣體，具有很強的增溫作用。近年來，它被認為是破壞平流層臭氧的主要因素，因此限制CFC11和CFC12的生產已成為壹個突出的國際問題。
制冷行業發展之前，大氣中沒有這種氣體成分。CFC11在1945開始有工業排放，CFC12存在於1935。到1980，對流層低層CFC11含量約為168×10-3mL/L，CFC12為285×10-3mL/L，為1938。圖8.16(略)顯示了近幾十年來CFC12的變化情況，其未來的內容變化取決於未來的限制。
根據專項觀測和計算，大氣中主要溫室氣體濃度的年增量和在大氣中的衰減時間見表8.7(略)。可以看出，除了CO2，大氣中其他溫室氣體的含量都極小，所以稱之為微量氣體。但它們的增暖作用很強，年增量大，在大氣中衰減時間長，影響大。
臭氧(O3)也是壹種溫室氣體，由自然因素產生(太陽輻射中的紫外線對高層大氣中的氧分子發生光化學反應產生)，但可被人類活動排放的氣體破壞，如氯氟烴、鹵代烷基化合物、N2O、CH4、CO等，其中以CFC11和CFC12為主，N2O次之。圖8.17(略)是各氣候帶緯向平均臭氧總量距平的年際變化比(196-1985)。從圖中可以看出，自20世紀80年代初以來，臭氧量急劇減少，南極最低值為-15%，北極為-15%。從60 N到60 S，臭氧總量從1978開始，從平均300多個單位減少到1987的290個單位以下，即減少了3-4%。在垂直變化方面，在15-20km高度下降最大，在對流層低層略有上升。南極臭氧的減少最為突出，在南極中心附近形成壹個極圈，稱為“南極臭氧洞”。從1979到1987，臭氧最小中心的最小值從270個單位下降到150個單位，小於240個單位的區域在不斷擴大，表明南極臭氧洞在不斷加強和擴大。O3總量雖然在1988上升，但在1989再次膨脹。1994 10世界氣象組織發表的壹份研究報告顯示，南極洲四分之三的陸地和附近海面上空的臭氧比10年前減少了65%以上。然而，壹些數據顯示，對流層中的臭氧略有增加。
大氣中溫室氣體的增加將導致氣候變暖和海平面上升。根據目前最可靠的觀測值綜合，全球氣溫從1885上升到1985，上升了0.6-0.9℃。圖8+00(略)指出了1860到1985的實際氣溫變化(全球年平均氣溫1985之差)，表明全球變暖趨勢也在0.8℃左右。1985之後，全球地表溫度持續升高，多數學者認為是溫室氣體排放造成的。該圖列出了溫室氣體排放在三種不同情況下造成的變暖效應，氣候模型的計算結果也表明，這種變暖在極地比赤道更大，在冬季比夏季更大。
隨著全球氣溫升高，海水的溫度也會升高，使海水膨脹，導致海平面上升。此外，由於極地地區的強烈變暖，當大氣中的CO2濃度加倍時，極地冰將會融化，冰邊界將向極地收縮，融化的水將導致海平面上升。實際觀測數據證明，從1880年到1980年，全球海平面百年上升了10-12cm。根據測算，如果溫室氣體排放控制在1985的排放標準，全球海平面將以5.5cm/10a的速度上升，2030年海平面將上升20cm，2050年上升34cm。如果不控制排放，2030年海平面將上升10。
溫室氣體的增加對降水和全球生態系統有壹定的影響。根據氣候模型的計算，大氣中CO2含量增加壹倍，全球範圍內，年總降水量將增加7-11%，但緯度變化不同。壹般來說，高緯度地區由於變暖導致降水增加，中緯度地區由於變暖後副熱帶幹旱區北移而變得幹燥，亞熱帶地區降水增加，低緯度地區由於變暖對流加強，所以降水增加。
就全球生態系統而言，人類活動導致的氣候變暖會導致高緯度凍結的苔原部分解凍，森林的北界會向極地方向發展。在中緯度會幹涸，壹些喜歡潮濕溫暖的森林和生物群落會逐漸被目前在亞熱帶聽到的生物群落所取代。根據預測，CO2翻倍後，全球沙漠將擴大3%，森林面積將減少11%，草地將擴大11%，這是中緯度地區土地幹旱造成的。
溫室氣體中臭氧層的破壞對主體狀態和人體健康有很大影響。臭氧的減少增加了到達地面的太陽輻射中的紫外線輻射。如果大氣中的臭氧總量減少1%，到達地面的紫外線輻射將增加2%。這種紫外線輻射會破壞核糖核酸(DNA)改變遺傳信息和破壞蛋白質，殺死10m水深的單細胞海洋浮遊生物，減少魚類產量，並破壞森林，降低農作物產量和質量，削弱人體免疫力，損害眼睛和增加皮膚癌等疾病。
此外，人類活動排放的氣體中含有大量硫化物、含氮化合物和人造粉塵，會造成空氣汙染，在壹定條件下形成“酸雨”，對森林、魚類、農作物和建築物造成嚴重損失。大氣中灰塵的迅速增加會削弱太陽輻射，影響溫度、雲量(灰塵中的吸濕核)和降水。
(B)改變下墊面特性和氣候影響
人類活動可以通過多種方式改變下墊面的自然屬性。目前，最突出的是破壞森林、坡地和幹旱地區的植被和造成海洋石油汙染。
森林是壹種特殊的下墊面，它不僅影響大氣中CO2的含量，還形成獨特的森林氣候，並能影響附近相當大區域的氣候條件。森林冠層可以吸收大量入射的太陽輻射促進光合作用和蒸騰作用，使其自身溫度增加不多。白天，森林下的地面被樹冠遮擋，太陽輻射穿透不多，溫度也不會急劇升高。夜間由於有樹冠的保護，有效輻射不強，所以溫度不易降低。因此，林內日(年)溫差比林外裸地小，溫度的大陸度明顯減弱。
森林林冠可以截留降水，林下疏松的腐殖質層和枯落物層可以蓄水，減少降雨後的地表徑流，因此森林可以稱為“綠色蓄水庫”。雨水慢慢滲入土壤，增加了土壤水分和可供蒸發的水分。再加上森林的蒸騰作用，林中的絕對濕度和相對濕度都高於林外的裸地。
森林可以增加降雨量。氣流流經林冠時，由於森林的阻礙和摩擦，會被迫上升，導致湍流增強。此外，林區空氣濕度大，凝結高度低，因此林區降水機會多，降雨量也比空曠地區多。據實測資料，林區空氣濕度比非林區高15-25%，年降水量可增加6-10%。
森林可以降低風速。當風吹向森林時，風速在森林的迎風面發生變化，距離森林約100m。經過森林時，風速迅速降低，如果風攜帶泥沙，會使流沙下沈，逐漸固定。穿過森林後，在森林的背風面壹定距離內，風速仍然減小。在幹旱地區，森林可以減少幹燥風的襲擊，防風固沙。在沿海多風地區，森林可以抵禦海風的侵襲，保護農田。森林根系的分泌物可以促進微生物的生長，改善土壤結構。森林覆蓋區氣候濕潤，水土保持良好，生態平衡良性循環，堪稱“綠色海洋”。
據考證，歷史上世界森林曾占地球陸地面積的2/3，但隨著人口的增加、農牧業和工業的發展、城市和道路的修建以及戰爭的破壞，世界森林面積逐漸減少，到19世紀為46%，20世紀初為37%。目前，全球森林覆蓋面積平均約為22%。中國古代也有茂密的森林覆蓋。後來由於人口繁衍、農田擴張、明清戰亂頻繁，全國森林覆蓋率到1949已經下降到8.6%。建國以來，黨和政府組織了大規模的植樹造林，造林面積已達4.6億畝。但由於底子薄，毀林情況相當嚴重。目前森林覆蓋面積僅為12%，在世界160個國家中排名165，438+06。
由於大面積森林遭到破壞，氣候變得幹燥，沙塵暴加劇，水土流失，氣候惡化。相反，解放後，中國在東北西部、河南東部、河北西北部和山東沿海建立了各種防護林，對改造自然和氣候條件發揮了重要作用。
在幹旱和半幹旱地區，曾經有耐旱性很強的草和灌木，它們可以在幹旱地區生存，保護那裏的土壤。但由於人口增加，幹旱半幹旱地區移民較多，他們在那裏擴大農牧業，采挖旱生植物作為燃料(尤其是坡地上的植物)，極大地破壞了當地的草地、灌木等自然植被。坡地雨水匯流快，流速快，對土壤的沖刷作用強。失去自然植被的保護和阻擋後，會造成嚴重的水土流失。在平地上，壹旦幹旱來臨，農田作物無法生長，開墾後疏松的土地沒有植被保護，很容易被風侵蝕。結果表面肥沃的土壤被吹走了，而沙粒卻留了下來，造成了沙漠化。畜牧業也有類似的情況，超過了草原的承載能力。幹旱年份牧草稀疏，地表被牲畜踐踏，還會發生嚴重的風蝕，造成荒漠化。在沙化土地上，氣候更加惡劣，表現在:雨後徑流增加，水土流失加劇，水分減少，使得當地土壤和大氣幹燥，地表反射率增加，破壞了原有的熱量平衡，降水減少，氣候的大陸化程度加強，地表肥力降低，沙塵暴災害大大增加，氣候更加幹旱，進而不利於植物生長。
據聯合國環境規劃署估計，目前，全球每年因荒漠化而喪失6萬平方公裏土地，另有21萬平方公裏土地正在減少，在農業和畜牧業方面已無經濟價值。沙漠化也是對中國的威脅。中國北方歷史時期有654.38+0.2萬km2沙化土地，近幾十年沙化面積逐年增加。因此，我們必須有意識地采取積極措施，保護當地的自然植被，進行大規模的灌溉，進行人工造林，種植耐旱植被，因地制宜地防止氣候惡化。
海洋石油汙染是人類活動改變下墊面性質的另壹個重要方面。據估計，每年有超過6543.8+0億噸石油通過海上運輸到消費地。由於運輸不當或油輪事故，每年有超過654.38+0萬噸石油流入海洋，此外還有工業過程中產生的廢油排入海洋。據估計，每年註入海洋的石油量為200-10萬噸。
壹些倒入海中的廢油在海面上形成壹層油膜，抑制了海水的蒸發，使海洋空氣幹燥。同時減少了海面潛熱的傳遞，導致海水溫度的日變化和年變化增加，使海洋失去了調節溫度的功能，產生了“海洋荒漠化效應”，廢油膜對相對封閉的海面，如地中海、波羅的海、日本海的影響比浩瀚的太平洋、大西洋更顯著。
此外，為了滿足生產和運輸的需要，人類通過填湖造田、開鑿運河、修建大型水庫等方式改變了下墊面的性質，也對氣候產生了重大影響。如新安江水庫1960建成後，其附近的淳安縣夏季較涼，冬季較暖，年內氣溫變小，初霜推遲，終霜提前，無霜期平均延長20天左右。
(3)人為熱量和水蒸氣的排放
隨著工業、交通和城市化的發展，世界能源消耗迅速增加。1970年，全世界的能源消耗相當於燃燒75億噸煤，釋放25×10-10J的熱量。其中，工業生產和機動車運輸排放了大量的余熱，居民的爐竈和空調以及人和牲畜的新陳代謝也釋放了壹定的熱量。這些“人造熱”像熄爐壹樣直接溫暖大氣。目前，如果把人造熱平均到整個大陸上；等於每平方米土地釋放0.05W的熱量。從數值上說，與整個地球從太陽獲得的平均凈輻射熱相比微不足道，但由於人為熱量的釋放集中在壹些人口密集、工商業發達的大城市，其局部增暖效應相當顯著。如表8.8所示，在費爾班克斯和莫斯科等高緯度城市，年平均人為熱量(QF)排放大於凈太陽輻射。中緯度城市，如蒙特利爾和曼哈頓，由於其巨大的人均能源消耗，其年平均人為熱QF排放量高於Rg。尤其是蒙特利爾，由於冬季空調供暖的巨大能耗，其人工熱量相當於太陽凈輻射的11倍以上。然而，在熱帶的香港和赤道的新加坡，與凈太陽輻射相比，人為的熱排放是非常小的。
當燃燒大量化石燃料(天然氣、汽油、燃油和煤等)時。)，除了廢熱排放，還有壹定量的“人造水蒸氣”釋放到空氣中。根據METROMEX，聖路易斯市燃燒產生的人造水汽量為65，438+00.8× 65，438+008 g/h，而當地夏季地面自然蒸散量為6.7×10。顯然，人造水汽的量要比自然蒸散量小得多，但對局地低雲量的增加有壹定作用。
據估計，目前世界能源消耗每年增長約5.5%。如果這壹速度繼續增加，到2000年，世界能源消耗將比1970高出5倍，即每年能源消耗為375億噸煤。它排放的人為熱量和水汽主要集中在城市，對城市氣候的影響會越來越顯示出它的重要性。
*見周淑真、舒冏。城市氣候學。北京:氣象出版社. 1997；197
此外，高空飛行的噴氣式飛機排放的廢氣中，除了CO2之外，還有大量的水蒸氣。據研究，近年來平流層(50百帕高度)的水汽明顯增加。比如它的水汽含量在1970是2×10-3ml/L，上升到3× 10。水蒸氣的熱效應類似於二氧化碳，在地表具有溫室效應。據計算，如果平流層水汽量增加5倍，地表溫度將增加2℃，而平流層溫度將降低10℃。高空水汽增加也會導致高空卷雲量增加。據估計，在大多數噴氣式飛機飛行的北美-大西洋-歐洲航線上，卷雲的數量增加了5-10%。雲對地-氣系統的太陽輻射和紅外輻射有很大影響，在氣候形成和變化中起著重要作用。
(4)城市氣候
城市是人類活動的中心，這裏人口密集，下墊面變化最大。工商業和交通運輸頻繁，消耗能源最多，向大氣中排放大量溫室氣體、“人造熱”、“人造水汽”、粉塵和汙染物。因此，人類活動對氣候的影響在城市最為突出。城市氣候是在區域氣候背景下，城市化之後，人類活動陰影下的壹種特殊的局地氣候。20世紀80年代初，美國學者Lanzburg對城市和郊區的氣候因素做了比較總結，如表8.9所示。
從大量的觀測事實來看，城市氣候的特征可以概括為“五島”效應(濁島、熱島、幹島、濕島、雨島)和風速的降低和變化。
參見landsberg，城市氣候。學術出版社. 1981。
(1)城市渾濁島效應
城市渾濁島效應主要有四種表現。首先，城市大氣中的汙染物比郊區多。就凝結核而言，海洋中凝結核的平均濃度為940格令/立方厘米，絕對最大值為39800格令/立方厘米。大城市空氣中，平均值為147000粒/cm3，是海洋的156倍，絕對最大值為400000粒/cm3，是海洋的100多倍。以上海為例，根據近五年(1986-1990)的監測結果，市區SO2和NO2的平均濃度分別是郊縣的8.7倍和2.4倍。
其次，城市大氣中凝結核多，低空熱力湍流和機械湍流比較強，所以低雲量和以低雲量為基礎的陰天數(低雲量≥8的天數)遠多於郊區。根據上海近十年(1980-1989)的統計，市區平均低雲量為4.0，郊區為2.9。市區陰天(低雲量≥8)天數為60天，而晴天(低雲量≤2)平均天數僅為31天。相反，市區平均陰天天數為132天，郊區平均天數為178天。慕尼黑、布達佩斯、紐約等歐美大城市也觀察到類似現象。第三，在城市大氣中，由於汙染物較多，雲量較低，日照時數減少，直接太陽輻射大大減弱，而散射粒子較多，散射太陽輻射強於幹燥潔凈的空氣。在用D/S表示的大氣渾濁度(又稱渾濁度因子)的區域分布中，城區明顯大於郊區。根據上海市近27年(1959-1985)觀測資料統計計算，上海市區比同期郊區渾濁度因子高15.8%。在上海濁度因子分布圖上，市區呈現明顯的濁度島(圖8.19，略)。國外很多城市也有類似現象。
第四，城市渾濁島效應還表現在城區能見度小於郊區。這是因為城市大氣中有許多顆粒汙染物，它們可以散射和吸收光線，降低能見度。當城市空氣中的NO2濃度極高時，會使天空變成褐色。在這樣的天空背景下，很難分辨目標的距離，造成視距障礙。此外，由於城市中汽車排放的尾氣中的首要汙染物氮氧化物和碳氫化合物比例，在強烈的陽光照射下發生光化學反應後，會形成淡藍色的煙霧，稱為光化學煙霧，會導致城市能見度的惡化。這種現象在美國洛杉磯、日本東京、中國蘭州等城市都有。
(1)下墊面因素:
1.下墊面不透水面積大:城市除少量綠地外，大部分都是人工鋪設的道路、方形建築物和構築物，下墊面不透水面積比郊區綠地大得多。下雨後，雨水很快從排水管道中流失，所以可供蒸發的水比郊區少。在能量平衡中，它獲得的凈輻射Qn對蒸散潛熱QE的貢獻比郊區小得多，而用於加熱下墊面並輸送到空氣中的感熱QH比郊區多。這使得城市下墊面溫度高於郊區，形成“城市下墊面溫度熱島”，並由此通過湍流交換和長波輻射使城市溫度高於郊區。
2.下墊面的熱性質:城市下墊面的導熱系數K和熱容量C。
地表的蓄熱能力明顯高於郊區。白天儲熱更多，晚上地面溫度下降比郊區慢。通過地氣熱交換，市區的溫度高於郊區。
3.下墊面幾何:高低不平的層面，城市中的壹個建築，形成了許多高寬比不同的“城市街谷”。在白天，由於街谷內墻與墻、墻與地之間的反射和吸收，在其他條件相同的情況下，可以比郊區獲得更多的太陽輻射能量。如果墻壁和屋頂塗上更深的顏色，它們的反射率會更小，會吸收更多的太陽能。由於墻壁、屋頂和地板的建築材料具有更高的導熱性和熱容量，“城市街道山谷”在白天吸收和儲存的熱能要多得多。
其次，在“市區街谷”，天空的能見度(smy view fector，簡寫為SVF)比空曠的郊區要小(圖8.21，略)。在街道谷底長波輻射能量的交換中，其長波逆輻射值不僅是來自大氣的逆輻射，還有來自墻壁和屋檐的長波輻射。所以它的長波凈輻射熱量損失比郊區荒野小，城市街道和山谷的風速相對較小，熱量不易散發，導致它的溫度比郊區高。
(2)人為熱和溫室氣體
1.人為熱:在中高緯度城市，尤其是冬季，城市排放的大量人為熱是形成熱島的重要因素。很多城市冬季熱島強度大於暖季，周壹至周五熱島強度大於周末，受此影響。
2.溫室氣體:由於能源消耗大，城市排放到大氣中的CO2等溫室氣體遠多於郊區，其加濕效果明顯。
(3)天氣情況和氣象條件
1.在氣壓梯度較小的穩定天氣形勢下，有利於城市熱島的形成。當強冷鋒過境時，沒有熱島現象。
2.當風速較大，空氣層結不穩定時，郊區之間空氣的水平和垂直混合較強，城區和郊區的溫差不明顯。壹般來說，夜間風速小，空氣穩定度增加，熱島增強。
3.晴天無雲時，郊區之間反射率和長波輻射差異明顯，有利於熱島的形成。
(2)城市熱島效應
根據大量的觀測事實，壹個城市的氣溫往往高於其周圍的郊區。尤其是天氣晴朗無風時，市區溫度Tu與郊區溫度Tr的差值△ Tu-r(也稱熱島強度)更大。比如上海，10月22日20: 00晴，1984，風速1.8m/s，郊區氣溫13℃左右。壹進入市區，氣溫突然升高(圖8.20，圖略)，等溫線密集，溫度梯度陡峭，老城區氣溫65438。城市中人口密集區和工廠區的溫度最高，成為熱島(又稱熱島中心)中的“高峰”。市中心62中氣溫高達18.6℃，比郊區川沙、嘉定高5.6℃，比遠郊松江高6.5℃。類似的強熱島在上海壹年四季都可以出現，尤其是在秋冬季晴朗無風的天氣。
熱島效應在世界上大大小小的城市都可以觀察到，不管它們的緯度位置，海陸位置，地形起伏。其熱島強度與城市規模、人口密度、能源消耗和建築密度密切相關。
城市熱島的形成因素很多(詳見表8.10)，其中下墊面因素、人為熱和溫室氣體排放是受人類活動影響的兩個方面。而同壹城市，在不同的天氣形勢和氣象條件下，熱島效應有時非常明顯(晴天無風)，熱島強度可達6℃-10℃，有時很弱或不明顯(大風，極不穩定)。由於熱島效應的頻繁存在，大城市的月平均氣溫和年平均氣溫往往高於附近的郊區。
(3)城市幹島和濕島效應
表8.8中指出，城市相對濕度小於郊區，具有明顯的幹島效應，這是城市氣候中的普遍特征。城市對大氣水汽壓的影響比較復雜。以上海為例。根據近7年市區11站(1984-1990)的水汽壓eu和相對濕度RHu的平均值，與同期周邊4個郊區站的水汽壓er和相對濕度RHr的平均值進行對比(見表8.65438+)
相對濕度有明顯的日變化。據實測，△RHu-r的絕對值雖然有變化，但都是負值。“城市幹島效應”全天呈現。△eu-r的日變化是不同的。如果計算壹天中四個觀測時刻(02，08，14，20: 00)的平均值，則發現在壹年中的大部分月份，夜間02: 00。
城市濕島”。4月至165438+10月的暖季，有壹個明顯的現象，就是幹島和濕島晝夜交替，尤其是8月。圖8.22和圖8.23(略)給出了1984年8月13(市區幹島)和當天02: 00(市區濕島)幹島和濕島晝夜交替的實例。這種現象在歐美很多城市的溫暖季節經常出現。
上述現象的形成與下墊面因素和天氣條件密切相關。白天，在太陽的照射下，下墊面通過蒸散進入低層空氣的水汽量，市區(綠地面積小，可供蒸發的水汽量少)比郊區小。尤其是盛夏季節，郊區農作物生長密集，郊區之間自然蒸散量差異更大。由於下墊面粗糙(建築物密集，高度不均勻)和熱島效應，市區的機械湍流和熱力湍流比郊區強。通過湍流的垂直交換，從市區低層輸送到高空的水汽量比郊區多，這兩者都導致市區近地面水汽壓低於郊區，形成“城市幹島”。夜間風速減小，空氣層結穩定，郊區氣溫迅速下降，飽和水汽壓降低，大量水汽在地表凝結成露水，低空殘留的水汽量少，水汽壓迅速下降。由於熱島效應，市區的凝結量比郊區少得多，夜間湍流弱，與高空的水汽交換量小。市區近地面水汽壓高於郊區，形成“城市濕島”。這種城市濕島因郊區凝結量不同而被稱為“凝結濕島”，多在日落後幾小時內形成，夜間維持。圖8.22是壹個凝露濕島的例子。日出後，郊區氣溫升高，露水蒸發。很快，郊區的水汽壓力就高於市區，變成了城市幹島。當城市幹島和城市濕島出現時，必然伴隨著城市熱島，因為城市幹島是城市熱島形成的原因之壹(城市消耗的熱量較少)，城市濕島的形成首先要有城市熱島的存在。
課堂遊戲教案1
活動目標:
1.通過參觀這條河，我們知道這條河的汙染是由周圍的垃圾和工廠的汙水管道造成的。
2.知道河流的汙染給人們生活帶來的不便，不要往河裏扔垃圾，激發保護水資源的重要性。
活動準備:孩子知道安全知識:不要爬江上的欄桿；六個塑料袋。
活動流程:
壹、活動前說說:今天老師帶大家去參觀我們