1、“地理效應”集錦雨島效應“ 雨島效應”是如何形成的呢？專家說明稱,大城市高樓林立, 空氣循環(huán)不暢,加之盛夏季節(jié),建筑物空調、汽車尾氣更加重了熱量的超常排放,使城市 上空形成熱氣流, 熱氣流越積越厚, 最終導致降水形成：“ 大城市大氣環(huán)流較弱,由于城市熱島所產生的局地氣流的上升有利于對流性降水的發(fā)生、進展,城區(qū)空 氣中凝聚核多,大核（如硝酸鹽）存在時有促進暖云降水作用,同時城市的下墊面粗糙度大使其降水雨系減慢,成雨島效應；”延長城區(qū)降水時間； 以上因素共同作用, 就會形美國方面的討論證明,大城市及其下風向“ 雨島效應” 明顯；由于“ 雨島效應” 集中顯現(xiàn)在汛期和暴雨之時,內澇；這樣易形成大面積積

2、水, 甚至形成城市區(qū)域性霧島效應現(xiàn)代城市被科學家稱之為“ 氣候島” ,主要有“ 五島效應” ,其中城市熱 島效應為著名, 但“ 霧島效應”、“ 雨島效應”、“ 干島效應” 、“ 混濁島效應”的影響也不容忽視；所謂“ 霧島效應” ,其緣由主要是城市顆粒污染物增加,凝聚核過多,引起 霧日的增加； 如倫敦為國際著名的霧都, 重慶為我國的霧都, 除了自然條件的原因外,城市霧島效應也是重要因素；倫敦近年來進行了環(huán)境治理后,霧日大大減少,就是最好的證明；此外,除了正常的霧外,有人把城市的“ 煙霧” 也包含在其中,這樣象洛杉 磯著名的光化學煙霧大事也被視為城市霧島效應的一個實例；綠島效應“ 綠島效應” 是指

3、在肯定面積 溫下降以上；約 3 公頃 綠地里氣溫比周邊建筑集合處氣森林是最高的植被； 在成片的森林地區(qū)以及林冠層的下部能形成一種特別的 氣候；森林可以減小氣溫的日變化和年變化,減低地表風速,提高相對濕度,增 加降水,形成森林小氣候；這就是森林的綠島效應；由于森林能轉變風向,減弱 風速,阻滯沙土,起著防風、固沙、保土的作用,因此,大規(guī)模的植樹造林往往 成為改造小氣候的有效措施之一；我國三北地區(qū),風沙大,降水少,蒸發(fā)強,大 規(guī)模的植樹造林,建造防風林帶,對于轉變這些地區(qū)的氣候,促進農牧業(yè)生產,起到很大的作用；綠化可以調劑氣溫, 起到冬暖夏涼的作用； 在酷熱的夏季, 樹木和草坪巨大 的葉面積可以遮陽

4、, 能有效地反射太陽輻射熱, 大大削減陽光對地面的直射；樹 木通過葉片蒸發(fā)水分, 可降低自身的溫度, 提高鄰近的空氣濕度； 因而夏季綠地內的氣溫較非綠地低35,較建筑物地區(qū)可降低10左右；所以,在綠化好的地方,人們會感到空氣清爽,可為人們供應消暑納涼、防暑降溫的良好環(huán)境；在冰冷的冬季,樹木較多的綠地中,由于樹木能減低風速,減弱冷空氣的侵入,樹林內及其背向的一側,溫度可提高 12；綠洲效應定義 在沙漠地區(qū), 由于無水又高溫低濕, 因此無動植物存活； 但是沙漠地區(qū)只要 有水源,水分與空氣混合,降低空氣溫度,提高相對濕度；潮濕的空氣適合作物 成長,形成人類可居住的條件； 在氣象學此種空氣與水混合,空

5、氣的熱量使得水 分自液體轉變?yōu)闅怏w 蒸發(fā)作用 ,空氣的熱量被水分吸取因此削減；空氣溫度因此降低 冷卻作用 ；水分變成水蒸氣又進入空氣之內,因此空氣內相對濕度增加；此種水與空氣混合產生降溫加濕的結果與沙漠中綠洲的形成特別相像,因此稱為綠洲效應；此種過程也稱為蒸發(fā)冷卻作業(yè)；應用在干旱或半干旱地區(qū), 進行大面積的人工澆灌可以引起氣候變化,產生綠洲效應；經過澆灌的土地,土壤潮濕,熱容量增大,水份蒸發(fā)量也隨之增加,土壤和近地面層氣溫的晝夜變化趨向和緩,相對濕度加大； 就好比在沙漠中顯現(xiàn)綠洲一樣；大面積的澆灌可使局部范疇內的氣候相應轉變,額外水份的蒸發(fā)將引起云、輻射和降水等氣候變化； 自 20 世紀 30

6、 歲月以來, 美國在 62022平方公里的土地上進行澆灌,結果使當?shù)爻跸脑鲇?0%；有些科學家仍曾設想建立半徑達50 米的巨型輸水管道, 橫跨大西洋, 將南美亞馬遜河口的淡水輸送至非洲撒哈拉沙漠 澆灌,形成寬闊的綠洲,以改良其極端干旱的氣候狀況；作用條件 綠洲效應來自水與空氣的混合；因此綠洲效應的作用條件在于：1.有足夠的風量與風壓,2.有足夠的水量,3.有足夠的時間使水與空氣得以混合；狹管效應地勢的狹管作用, 當氣流由開闊地帶流入地勢構成的峽谷時,由于空氣質 量不能大量積累,于是加速流過峽谷,風速增大；當流出峽谷時,空氣流速又會 減緩；這種地勢峽谷對氣流的影響； 稱為“ 狹管效應” ；由狹管

7、效應而增大的風,稱為峽谷風或穿堂風；液體在管中流淌, 經過狹窄處時流速加快； 氣流在地面流經狹窄地勢時類似液體 在管中的流淌,流速也會加快,并因氣體具有可壓縮性,密度也會增大；地球上 山地的很多風口和很多地方顯現(xiàn)的地勢雨都與氣流經過狹窄地勢親密相關；狹管效應” 在城市隨著高層建筑物越多、越寬、越近,其顯現(xiàn)的概率比過去 增加很多；據(jù)氣象專家介紹,所謂城市的“ 狹管效應” 就是由于城市高層建筑物 間距微小, 大風迎面吹來后無法順暢通過,只能集合在很小的空間內, 有關科研 部門測試顯示,在城市 6 7 級大風時,由于“ 狹管效應” ,通過高樓之間的 瞬時風力可達 12 級以上；大湖效應大湖效應指的是

8、冷空氣遇到大面積未結冰的水面 蒸汽和熱能, 然后在向風的湖岸形成降水的現(xiàn)象,（通常是湖泊） 從中得到水 通常是以雪的形式顯現(xiàn)； 這情形以在美國東北部的五大湖地區(qū)沿岸的降雪最為著名；其他水域, 如某些海和湖也會產生大湖效應,產生面積較小的雪帶；比如美國東海岸的雪帶,冬季,以魁北克為中心的高壓區(qū)使大氣順時針圍繞流淌,使極地氣團向南經大西洋到達北美海岸,其間穿越墨西哥灣暖流暖和水域,為美國東海岸帶來降雪； 雪雖是大西洋而非湖泊帶來, 也被稱為大湖效應降雪； 美國猶他州的大鹽湖, 加拿大的哈德遜 灣和圣勞倫斯灣都會產生大湖效應暴風雪；成因 以五大湖地區(qū)為例；在秋天到來時,五大湖區(qū)逐步變冷,但冬季不會完

9、全封凍；冬季氣團主要從西向東穿越北美洲；當陸地將夏季吸取的熱輻射掉,大陸氣團變得很冷, 極地氣團南下到大陸上空, 當氣團經過湖面時, 溫度極低的空氣 與相對暖和的水面接觸, 氣團下部溫度上升, 水汽進入氣團； 現(xiàn)在冷氣團下部是 一層暖和潮濕的大氣； 冰冷、密度較大的冷氣團下沉, 使暖空氣上升,溫度降低,水汽凝聚,空氣不太穩(wěn)固,云開頭形成,一般為層云,層積云或大片積云；一般 冷氣團在五大湖區(qū)上空行進一半時,就會形成云,并隨氣流向東漂移；之后,大 氣再次來到冰冷的大陸上空, 與地面的接觸減慢了大氣的移動,從湖面飄過來的 大氣不斷在沿岸集合,暖氣團不斷上升,云層加厚,開頭降水,由于下層空氣溫 度很低

10、,水汽以雪的形式降落下來；降雪地點與降雪量降雪地點取決于使云移動風向和風速；風速打算了暴風雪行進的距離, 風越劇烈,其攜帶的水汽走得越遠,晚秋與初冬季節(jié),其行進的距離最遠；降雪量取決于以下因素：冷氣團與水面的溫差,溫差較大時,水溫越高,冷氣團 溫度越低,冷凝的水汽就越多,雪量就大,一般在 12 月和 1 月簡單顯現(xiàn)這種溫 差,也最簡單產生暴風雪；冷空氣在水面行進的距離,即吹程也會影響降雪量,冷空氣與暖水面接觸時間越長,氣團就會攜帶越多的水汽；假如水面結冰,水汽供應停止,大湖效應就會停止；焚風效應氣流翻過山嶺時在背風坡絕熱下沉而形成干熱的風；當氣流經過山脈時,沿迎風坡上升冷卻, 在所含水汽達飽和

11、之前按干絕熱過程降溫,達飽和后, 按濕 絕熱直減率降溫, 并因發(fā)生降水而削減水分； 過山后空氣沿背風坡下沉, 按干絕 熱直減率增溫, 故氣流過山后的溫度比山前同高度上的溫度高得多,濕度也顯著 削減；亞洲的阿爾泰山、 歐洲的阿爾卑斯山、 北美的落基山東坡等都是著名的焚 風顯現(xiàn)區(qū)；中國不少地區(qū)有焚風,比較明顯的如天山南坡,太行山東坡,大興安 嶺東坡的焚風現(xiàn)象,其增溫影響甚至在多年月平均氣溫直減率上也可促使作物、水果早熟, 強大的焚風可造成干熱風害和森林火災；等；冬季強焚風可引起山區(qū)雪崩實際上在世界其他地區(qū)也有焚風,如北美的落基山、中亞西亞山地、高 加索山、中國新疆吐魯番盆地,甚至太行山東麓也曾顯現(xiàn)

12、過焚風是一種較為常見的地理現(xiàn)象 干燥 .這是由于山脈阻隔暖濕氣流,即山的迎風坡多雨 ,而相反達到同時 ,背風坡少雨 ,把水汽集中在迎風坡 ,水汽集合并到達肯定強度時 ,就會下雨 .同時背風坡常年不能接受水汽 ,以至于蒸發(fā)量相對跟大 ,使土壤相對干旱 .這種現(xiàn)象被稱為雨影效應熱島效應一個地區(qū)的氣溫高于四周地區(qū)的現(xiàn)象；島強度）表示；主要有兩種：一,城市熱島效應用兩個代表性測點的氣溫差值 （即熱城市人口密集、 工廠及車輛排熱、 居民生活用能的釋放、 城市建筑結構及下墊面特性的綜合影響等是其產生的主要緣由；熱島強度有明顯的日變化和季節(jié)變化；日變化表現(xiàn)為夜晚強、白天弱,最大值顯現(xiàn)在晴朗無風的夜晚,上海觀

13、測到 的最大熱島強度達 6以上；季節(jié)分布仍與城市特點和氣候條件有關,北京是冬季最強,夏季最弱,春秋居中,上海和廣州以10 月最強；年均氣溫的城鄉(xiāng)差值約 1左右,如北京為,上海為,洛杉磯為；城市熱島可影響近地 層溫度層結,并達到肯定高度；城市全天以不穩(wěn)固層結為主, 而鄉(xiāng)村夜晚多逆溫；水平溫差的存在使城市暖空氣上升,到肯定高度向四周輻散, 而鄰近鄉(xiāng)村氣流下沉,并沿地面對城市輻合,形成熱島環(huán)流,稱為“ 鄉(xiāng)村風” ,這種流場在夜間尤為明顯；城市熱島仍在肯定程度上影響城市空氣濕度、響就表現(xiàn)為提早發(fā)芽和開花、推遲落葉和休眠；云量和降水； 對植物的影城市熱島效應是城市氣候中典型的特點之一；它是城市氣溫比郊區(qū)

14、氣溫高的現(xiàn)象；城市熱島的形成一方面是在現(xiàn)代化大城市中,人們的日常生活所發(fā)出的熱量；另一方面,城市中建筑群密集,瀝青和水泥路面比郊區(qū)的土壤、植被具有更 大的熱容量（可吸取更多的熱量）,而反射率小,使得城市白天吸取儲存太陽能 比郊區(qū)多,夜晚城市降溫緩慢仍比郊區(qū)氣溫高； 城市熱島是以市中心為熱島中心,有一股較強的暖氣流在此上升, 而郊外上空為相對冷的空氣下沉,這樣便形成了 城郊環(huán)流, 空氣中的各種污染物在這種局地環(huán)流的作用下,集合在城市上空, 如 果沒有很強的冷空氣, 城市空氣污染將加重, 人類生存的環(huán)境被破壞, 導致人類 發(fā)生各種疾病,甚至造成死亡；二,青藏高原的“ 熱島效應”近代地理學的開創(chuàng)者之

15、一、德國科學家洪堡17991804 年間在南美洲安第斯山脈考察時發(fā)覺, 赤道鄰近的高山雪線, 比中緯度的青藏高原很多高山的雪線低 200 米左右；例如：貢嘎山西坡雪線高5100 米左右,而靠近赤道的厄瓜多爾基多鄰近的高山雪線僅約 4800 米多一些；這不符合常理：由于赤道地區(qū)熱量較 高,高山雪線通常應當從赤道向兩極遞降,到極地鄰近降至海平面；據(jù)此,洪堡提出了青藏高原的“ 熱島效應” 理論：對流層大氣的主要直接熱 源是地面,或稱“ 下墊面” ,青藏高原由于下墊面大面積抬升,（相當于把“ 火 爐” 上升）,故其熱量較同緯度、同海拔高度的其它地區(qū)高得多,甚至比赤道附 近的同海拔地區(qū)也要高得多；青藏高原的“ 熱島效應”對環(huán)境的多要素影響極大, 如冰川、生物等；例如,貢嘎山南坡的垂直自然帶和緯度相當?shù)亩朊忌较啾蓉S富得多,很多樹木的分布界線也設于峨眉山,就是這個原理；冷島效應觀測結果說明, 綠洲農田上不同高度層的氣溫, 晝夜均比鄰近的戈壁顯著要低,最高氣溫甚至可低 30左右,蒸發(fā)量約小一半；這說明綠洲在夏季相對于四周環(huán)境 戈壁或沙漠 是一