大气温度相对湿度

大气温度相对湿度（精选四篇）

大气温度相对湿度 篇1

一、余热锅炉SCR脱硝反应器的反应过程

蒸汽-燃气联合循环机组中余热锅炉SCR脱硝反应器中主要过程如图1所示。

在SCR脱硝反应器里的反应主要是依据如下原理进行的:

1.在有氧环境里NH3与烟气中的NOx的反应为:

4NO+4NH3→4N2+6H2O

2NO2+4NH3+O2→3N2+6H2O

2.在上述反应中NO和NH3还有一个副反应, 会生产N2O这种温室气体, 反应如下:

4NO+4NH3+3O2→4N2O+6H2O

3.若NO/NH3<1还会附加NH3被氧化的反应:

由此我们可以看出SCR反应器里的氧化还原反应是复杂的, 如果控制不好将会造成氨资源的大量浪费, 同时还可能产生较多的污染气体, 使得脱硝工作得不偿失。

二、大气温度和相对湿度变化同余热锅炉喷氨量的关系分析

1.由于北京地区四季分明, 春夏秋冬四季具有很强的季候特点, 其中春天大气温度低、相对湿度高 (取五一左右天气) ;夏季大气温度高、相对湿度高;秋季大气温度高、相对湿度低;冬季大气温度低、相对湿度低。我们可以通过对这4种情况的分析得出大气温度和相对的湿度变化对余热锅炉喷氨量的影响。

2.在燃气机组在预混模式运行期间机组各种参数趋于稳定, 在诸多参数的调整上具有很好的便利性。目前北京地区燃气机组氮氧化物排放指标要求为小于30mg/Nm3, 各单位若控制在15mg/Nm3以下排污费减半, 所以各单位控制NOx折算值小于15mg/Nm3。在机组运行期间SCR后的NOx测量值和折算值都要求小于15mg/Nm3。

3.春季 (取五一左右天气) 期间机组运行的参数分析

3.1春气机组低负荷运行

我们可从图2看出, 所有工况SCR入口烟气温度大于280℃, 能够满足NOx反应要求, 且NOx的排放满足小于15mg/Nm3要求, 随着大气温度的上升机组喷氨量逐渐上升、大气温度的下降机组喷氨量下降。在03∶00大气湿度的快速下降后喷氨量没有05∶00后增长速度快, 证明大气相对湿度对喷氨量有着逆向作用。

3.2春气机组高负荷运行

我们可从图3看出, 所有工况SCR入口烟气温度大于280℃, 能够满足NOx反应要求, 且NOx的排放满足小于15mg/Nm3要求, 随着大气温度的上升机组喷氨量逐渐上升、大气温度的下降机组喷氨量下降。在整个白天大气相对湿度呈现先下降后上升趋势, 余热锅炉喷氨量也在大气相对湿度上升后有明显下降, 证明大气相对湿度对喷氨量有着逆向作用。可见:机组负荷的高低不能影响大气温度和湿度对喷氨量的影响趋势。

4.夏季期间机组运行的参数分析

我们可从图4内看出, 所有工况SCR入口烟气温度大于280℃, 能够满足NOx反应要求, 且NOx的排放满足小于15mg/Nm3要求, 随着大气温度的上升机组喷氨量逐渐上升、大气温度的下降机组喷氨量下降。在14∶00以前大气湿度的降低加速了喷氨量的增加, 14∶00以后大气湿度的增加很好地减少了喷氨量。

5.秋季期间机组运行的参数分析

我们可从图5内看出, 所有工况SCR入口烟气温度大于280℃, 能够满足NOx反应要求, 且NOx的排放满足小于15mg/Nm3要求, 随着大气温度的上升机组喷氨量逐渐上升、大气温度的下降机组喷氨量下降。在14∶00以前大气湿度的降低加速了喷氨量的急速增加, 14∶00以后大气湿度的增加很好地减少了喷氨量。

6.冬季期间机组运行的参数分析

我们可从图6内看出, 所有工况SCR入口烟气温度大于280℃, 能够满足NOx反应要求, 且NOx的排放满足小于15mg/Nm3要求, 冬季大气温度和相对湿度变化不大, 两者对于喷氨量的影响不能明显看出。

结论

(1) 从上我们可以看出在燃气机组负荷不变的情况下, 余热锅炉喷氨量随着大气温度的上升而增加, 这主要是西门子V94.2型燃机在大气温度增加后燃机燃烧温度会有小幅增加, 众所周知, 随着燃烧温度的上升燃机热力性NOx生成量增加, 使得余热锅炉增加喷氨量来维持C2*小于15mg/Nm3。

(2) 在燃机负荷不变的情况下, 大气相对湿度的增加和降低能够对喷氨量有着较大的逆向影响, 这主要是由于大气相对湿度的增加客观上降低了空气的比容、降低了燃机燃烧温度, 从而减少了NOx的生产, 达到了减少余热锅炉喷氨量的效果, 反之则反。

(3) 上述两点告诉我们燃机在预混模式下运行, 我们需要监视大气温度和相对湿度的变化, 季节性的调整喷氨量能够指导我们在天气骤变的情况下如何调整余热锅炉喷氨量, 譬如突然的将水导致大气相对湿度大幅上升;雨后的大风会使得大气相对湿度大幅下降等等。有了上述的解释, 我们就能够在机组调整的时候做到心里有数、游刃有余。

参考文献

大气温度相对湿度 篇2

大气降水同位素组成特征是同位素水文学的核心概念,也是水同位素应用的主要基础。事实上,水文循环过程中的稳定同位素组成,究其根源还是以降水为初始。如同遗传因子,降水同位素特性为各类水体所继承,是其同位素组成的本质性输入,此后只是在此基础上所发生的各类时程和空间的演化和分异。早期从非海洋环境中获取的非海水、大气水水样分析中,就发现了其氢、氧稳定同位素的相关性,而且也还发现了它们之间的线性关系[1]。随后水文学者对影响大气降水氢氧同位素的因素进行了一系列研究,许多研究已经表明大气降水的氢、氧同位素组成受瑞利蒸馏过程的控制[2,3,4,5,6]。影响大气降水同位素组成的因素可以归结为大陆效应、纬度效应、高程效应、季节效应以及降雨量效应。空气中水蒸气向降水转化的过程取决于许多气候和当地因素,因此全球降水中同位素δ值变化非常大。通常如果降水距离水蒸气主要来源赤道地区越远,δ就多为负值。在北极和南极,冰中的δ18O含量可能会低到-5%。查明大气降水中的同位素的分布特征及影响因素对水循环机制研究具有重要的意义。

我国对大气降水的研究起步较晚,全球降水同位素检测网的站点主要分布在我国东部地区,对于西部和中部站点相对较少,本文利用全球降水同位素检测网对西安地区降水同位素特征及影响因素进行研究。

1数据与方法

全球大气降水同位素检测网GNIP(Global Network of Isotopes in Precipitation)主要观测项目为大气降水的氢氧稳定同位素,并同步记录降水量、气温以及水汽压等气象要素。根据GNIP数据库显示,中国先后加入检测网的站点数量为31个,其中香港的降水同位素数据最为齐全,1961-2007共计47 a的数据资料,环境同位素表示方法用千分差来表示,是相对于维也纳平均海水V-SMOW (Vienna-standard Mean Ocean Water)的千分差,用下式表示为:

$\delta =\frac{R{}_{\text{样}\text{品}}}{R{}_{\text{标}\text{准}}}-1(1)$

式中:R表示重同位素相对于轻同位素的比值;δ为稳定同位素的比值相对标准同位素比值的千分差。

2干旱区降水线

降水线方程受水汽来源、凝结温度、输送方式以及降水期间的湿度和温度的影响,导致不同地区的降水线方程在斜率与截距方面有所差异,这里我们首先对西北干旱区当地雨水线进行分析,首先选用西安、太原、包头、银川四地大气降水同位素值观测点,降水的稳定同位素数据来自国际原子能机构同位素全球检测网站,如图1所示,可以看出降水的相关关系较高,相关系数为R2=0.93,研究区的当地大气降水线(LMWL)为:δ2H=6.89 δ18O+0.66,图中分布有两条大气降水线,全球大气降水线(GMWL)与当地大气降水线(LMWL)。当地雨水线(LMWL)的斜率和截距均小于全球大气降水线,代表了内陆地区干旱、多风的一种动力分馏条件下的云团形成过程,这与形成降水的水汽来源以及水汽的传输路径有关系,表明西北内陆地区形成降水的水汽源的非单一性,除了受海洋水汽的影响,可能还受到研究区地表水体二次蒸发的影响。实际上,由于气候和地理参数的变化,大气降水的同位素组成存在时空变异性,导致各地方的大气降水线(LMWL)与全球大气降水线(GMWL)不同。GMWL的实质是全球许多LMWL的平均值,LMWL由地方气象因子控制。这些地方气象因素均会对大气降水线的斜率和氘盈余值产生影响。通过分析LMWL,可以了解该地区的降水规律、水汽来源及随后由二次混合和重蒸发过程所带来的改变。

图1中可以看出研究区大气降水线的斜率小于全球大气降水线(6.89),杨郧城[7]等对鄂尔多斯盆地的大气降水线也做了研究,得出了类似的结论,结果显示当地降水线的斜率为6.88,截距为0.23。这类降水具有干旱区降水的特征,体现出一定的蒸发效应。值得注意的是一般降水线在研究区同位素研究中主要体现的是一种基准作用。

3大气降水同位素组成与降水量、气温、季节的关系

3.1降水δ18O、δ2H多年加权平均值变化

研究区域选取西安地区为例进行说明探讨降水加权平均同位素组成的影响因素分析。本次研究收集了国际原子能机构同位素全球检测网站降水的同位素数据[8],对其进行降水量、气温以及季节之间的关系。

由表1可以看出,δ2H加权平均值-4.913%,δ18O加权平均值为-0.749%,d-excess加权平均值为1.079%,非常接近全球大气降水线的10。表2为西安地区降水年加权平均值参数分布表,1998年因有些月份缺少降水量而没有计算δ18O、δ2H的加权平均值。

如图2所示,西安地区1985-1991年(1988除外)降水年加权平均值δ2H、δ18O关系线,降水年加权平均值δ2H、δ18O趋势线线性相关系数很高,达到了R2=0.99,关系式为:δ2H=6.97 δ18O+3.01。斜率接近7,小于Craig大气降水线的斜率8。

西安地区δ2H、δ18O年加权平均值与年平均降水量如图3所示,由图3可以看出δ2H、δ18O与年平均降水量负相关关系。关系式为:δ2H=-0.08 P-11.26,δ18O=-0.01 P-2.15。

d-excess年加权平均值与年平均降水量关系如图4所示,他与d-excess成正相关关系,相关系数达到了R=0.82,d-excess=0.01 P+4.70,随着年平均降水的增加d-excess有增大的趋势,降水较多年份空气相对湿润,对于降落雨滴的蒸发作用会减弱,而雨滴蒸发作用会使氘盈余朝着减少的方向移动,因此氘盈余会随着降水量的增加而增大。

由图5可以看出,降水中的氢氧稳定同位素年际变化较大,且趋势有所不同,这与降水的水汽来源的复杂性有关,局部气候的年际变化也会改变降水同位值。从统计结果上看,年平均气温年际变化不大,年加权平均δ2H、δ18O与年平均气温的相关性不十分明显。

3.2多年降水δ18O、δ2H月加权平均值变化分析

不同季节、不同月份雨水的氢氧同位素的影响因素的侧重点可能有所区别,因而有必要对于年内各个月的降水氢氧稳定同位素变化规律需要进一步研究,从统计意义上来解释降水同位素的季节效应,这对研究次降水事件具有更大的实际意义。表3为多年降水稳定同位素特征值表,分别列出了12个月份的同位素特征值变化特征。

表3与图6反映了不同季节的同位素差异较大,存在一定的年内变化。西安地区多年δ18O、δ2H月加权平均值变化较大,多年降水月加权平均δ2H变化幅度大于δ18O的变化。在7月份与9月份氢氧同位素δ值出现极值点,明显偏负于其他月份,且7月份的极值点与年内最大月降水量相对应,明显与降水量有关,图6中显示了在7 -9月份降水量最大的3个月,体现了降水量效应。同位素极大值点出现在了4月份,该时间段内,研究地区处于相对少雨的季节,空气湿度相对于夏季要小的多,气温高于冬季,降落雨滴受到强烈蒸发作用,因而在该季节同位素比值要偏正。冬季(例如12月份)降水同位素δ偏负,而该段时期内降水偏少,温度是处于一年的最低值,造成降水同位素偏负的主要原因是温度效应的影响,从水汽来源上分析,冬季西安地区所在的关中盆地的水汽来源主要是来自高纬度的西伯利亚寒冷干燥的冬季季风,季风雨量少,因而温度成为主要决定因素。

4降水同位素变化影响因素分析

影响降雨的氢氧同位素组成的因素很多,包括云团水汽的来源、气温、高程、纬度以及大陆效应等。大气降水的同位素组成变化与降水的物理过程密切相关,同时与降水区域的气象因子有关,由前面分析可以看出,降水的稳定同位素组成与单一的气象因素存在一定的相关性,这与检测资料的系列长度有关,降水的稳定同位素组成是各个气象因素的函数,分析其同位素组成变化影响需考虑多个方面。

不同区域、不同季节降水的影响因子的侧重点不同,大气降水的几种效应的影响程度也有差别。譬如在西安地区,夏季降水气温因子影响相对较少,降水量效应其主要影响因素,对于西安地区以及所在关中平原地区夏季主要来自太平洋的东南季风以及来自印度洋的西南季风的水汽,从大陆效应因素来看,夏季季风所带的水汽经过多次降水到达关中平原,水汽同位素比值已经十分亏损。而对于春季,主要其作用的是空气湿度,较强的蒸发作用形成了偏正的δ值。

世界大多数地区雨水δ18O的变化与地表气温变化是同步的,气温越低雨水中的δ18O、δ2H越低。从统计结果来看,温度效应与降水同位素组成的相关性不十分明显,似乎影响较少,事实不然,温度对于同位素分馏起着重要作用,主要限于所采用的检测资料较短所致,条件允许范围内,可以验证温度与稳定同位素存在良好的函数关系,这也是古气候研究中的重要技术。下面从模型角度对降水的同位素变化规律进行分析。

5结语

本文研究了西安地区近八年的大气降水的氢氧同位素组成,提出了大气降水线的方程为:δ2H=6.97 δ18O+3.01并与全球大气降水线对比,揭示了当地大气降水线的特征,分析了温度、降水量对大气降水同位素的影响。研究表明:西安地区不同季节降水的影响因子的侧重点不同,大气降水的几种效应的影响程度也有差别,对于西安地区以及所在关中平原地区夏季主要来自太平洋的东南季风以及来自印度洋的西南季风的水汽,从大陆效应因素来看,夏季季风所带的水汽经过多次降水到达关中平原,水汽同位素比值已经十分亏损。

摘要：以西安地区为例研究了近八年的大气降水的氢氧同位素组成,提出了大气降水线的方程,并与全球大气降水线对比,揭示了当地大气降水线的特征,分析了温度、降水量对大气降水同位素的影响。研究表明:西安地区不同季节降水的影响因子的侧重点不同,大气降水的几种效应的影响程度也有差别,对于西安地区以及所在关中平原地区夏季主要来自太平洋的东南季风以及来自印度洋的西南季风的水汽,从大陆效应因素来看,夏季季风所带的水汽经过多次降水到达关中平原,水汽同位素比值已经十分亏损。

关键词：西安,大气降水,氢氧稳定同位素,同位素效应

参考文献

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大气温度相对湿度 篇3

世界级特大型整装气田——内蒙古乌审旗苏里格大气田天然气储量大、品位高,已成为国家“西气东输”工程的重要气源之一,油田中有大量的埋地管线通向国内其他地区。苏里格大气田地表含盐量较高,处于干旱地带,而地下管线及设备的腐蚀主要是土壤腐蚀[1]。

土壤湿度是影响土壤腐蚀的一个重要因素。自然环境中土壤的含水量随着季节、降水、渗透、蒸发、湿度等因素而变化[2,3,4]。当土壤湿度大时,其中氧含量就较少,土壤中金属的腐蚀主要为氧的去极化作用。管线腐蚀调查表明,管线腐蚀最严重的位置往往发生在土壤含水量变化频繁的部位[5,6,7]。为此,本工作以内蒙古苏里格大气田土壤为腐蚀介质,研究了不同土壤湿度对Q235钢腐蚀行为的影响。

1 试 验

试验选择内蒙古西部伊盟乌审旗苏里格大气田土壤和工程上常用的构件用钢Q235钢为试验材料。

将Q235钢线切割成40 mm×20 mm×3 mm和20 mm×20 mm×5 mm试片,用120～1 000号砂纸打磨并经无水乙醇清洗后烘干备用。Q235钢的化学成分见表1。

土样:因地表含盐量较高,随深度增加含盐量逐渐降低,选取管道埋设深度1 m处的土壤为研究对象,其理化性质见表2。

土样经干燥、研磨并通过20目筛,在130 ℃下烘干6 h备用。用去离子水分别在3个槽子中配制湿度为5%,10%,20%(质量分数)的土壤。在试验进行5,15 d和30 d后,用清水冲去附着的土壤,干燥后用SEM观察表面形貌,用EDS和XRD分析产物成分。用500 mL盐酸+500 mL去离子水+3.5 g六次甲基四胺进行表面除锈,用精度为10-4 g的电子天平称重,用失重法计算腐蚀速率。

2 结果与讨论

2.1 自腐蚀电位

30 d内自腐蚀电位随时间的变化结果见图1。由图1可知,钢的自腐蚀电位在腐蚀初期不太稳定,刚开始时是先降后升,在腐蚀中期其值急剧升高,这是由于试样表面状态发生了较大变化所致。在500 h附近趋于一个较为稳定的值,但整体趋势还是上升,这是由于腐蚀初期土壤的氧含量相对较大,因此腐蚀电位高;随着腐蚀的发展,氧含量逐渐减少,腐蚀电位下降;当腐蚀进行一段时间后,试样表面的物质含量和传输状况趋于稳定,因而腐蚀电位逐渐稳定在一个较小的范围内,说明腐蚀速率最后也将逐渐趋于稳定[8]。

在湿度为20%的土壤中,钢的自腐蚀电位除了在腐蚀初期有一个微小的下降外,在整个试验阶段基本保持稳定不变,这是由于当气田土达到湿度为20%时已经达到了过饱和,整个土壤腐蚀体系都被水层所隔离,氧气不能通过水层进入土壤中参与钢的腐蚀反应,因而整个腐蚀体系非常稳定,从而使自腐蚀电位基本保持不变。

2.2 腐蚀速率的测定

试样通过机械和化学除锈后,用电子天平称重,由式(1)和(2)得出腐蚀速率,不同含水量土壤中腐蚀速率随时间的变化见图2。

式中 ΔW——试片经腐蚀和去除腐蚀产物后的质量损失,g

W0——腐蚀试验前试片的原始质量,g

W1——腐蚀试验后,去除腐蚀产物后的试片质量,g

W2——同种材料、同样尺寸的空白试片在去除腐蚀产物的溶液中的质量损失,g

用单位时间、单位面积上的质量损失表示腐蚀速率:

式中 ΔW——腐蚀和去除腐蚀产物后试样的质量变化,g

t ——腐蚀试验的时间,a

v ——腐蚀速率,g/(dm2·a)

S ——试片暴露面积,dm2

从图2可以看出:土壤湿度为10%时的腐蚀速率最大,5%次之,20%的最小。可见,腐蚀速率随时间变化的规律和试样宏观腐蚀观察的结果一致的。对于Q235钢来说,湿度为10%和20%的土壤中腐蚀速率在第14 d和第30 d都在降低。这是由于腐蚀初期土壤的氧含量相对较大,腐蚀比较快,随着腐蚀的发展,试样表面的物质含量和传输状况趋于基本稳定,腐蚀速率因而降低[9]。

2.3 表面宏观形貌

试验结束后取出埋设的试样,用毛刷除去表面的浮土,其典型的腐蚀形貌见图3,除锈后的形貌见图4。

从图3可以看出:30 d后Q235钢在湿度为5%和10%的土壤中都发生了不均匀的全面腐蚀,随着含水量增加腐蚀量增加,腐蚀产物增多;在湿度20%的土壤中试样几乎没发生腐蚀,看不到明显的腐蚀产物存在,这是由于20%含水量土壤已经达到饱和状态,土壤上方有较深的水层存在,水层阻止了氧的渗入,使得20%含水量土壤中的试样由于缺氧而减缓了腐蚀的发生。可见,只有土壤中的水和气达到合适的比例,土壤腐蚀才能达到一个最大值[8]。

由图4可以看出:不同含水量的土壤中Q235钢的腐蚀形态不完全相同,5%含水量土壤中的试样腐蚀坑较浅,为密密麻麻的麻点状的不均匀腐蚀,而10%含水量的试样腐蚀程度较严重,有点蚀坑出现,20%含水量的试样腐蚀程度最小。可见,试样宏观腐蚀观察的结果和腐蚀速率随时间变化的规律是一致的。

2.4 微观观察及分析

图5是在湿度为10%的土壤中Q235钢30 d后的微观扫描电镜形貌,可以看到试样发生了严重的腐蚀,腐蚀产物分2层:图5a为外层,致密且坚硬,图5b是内层,腐蚀产物刚结晶时形态为很规则的疏松的枝晶,很容易被破坏。因此外层一旦被破坏,腐蚀产物对试样的保护作用将减轻。

对试样的腐蚀产物进行EDS分析,结果见图6,其主要元素为O和Fe,从能谱分析中可以看出,腐蚀物基本上为铁的氧化物,其他元素含量特别微小。对腐蚀产物XRD鉴定结果显示,Q235钢30 d后的腐蚀产物主要为Fe2O3和Fe3O4。在30 d时腐蚀产物都为铁的氧化物,EDS分析结果中Na,Si,Mg,K,Ca,Cl元素在试样中基本不存在,所以都来自土壤。而Mn在土壤中含量很少,有可能来自土壤也有可能来自于试样中[8]。

3 结 论

(1)在相同的埋设时间里,土壤湿度为10%时,Q235钢腐蚀程度最大。

(2)从扫描电镜中看到钢腐蚀很严重,说明湿度对Q235钢在不同含水量的苏里格大气田土壤中的腐蚀影响显著。

(3)Q235钢30 d后的腐蚀产物主要是铁的氧化物,即Fe2O3和Fe3O4。

参考文献

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谈森林的调节温度、增加湿度的效应 篇4

关键词：森林,温度,湿度,效应

1 城市绿化

城市绿化改善小气候效应, 最明显的是表现在降温和增湿两方面。综合国内外研究表明, 绿化能使局地气温降低3~5℃, 最大可降低12℃, 增加相对湿度3%~12%, 最大可增加33%。

1.1 降温效应

城市绿化降温效应受自然环境条件、天气气候条件、绿地类型、绿化树木种类、生长发育状况、绿化面积大小以及郁闭度等的影响, 效果有很大差异。前苏联伯洛波多夫在1967年研究指出, 当森林覆盖率由30%增加到70%时, 林内气温将比周围地区平均值低5%~15%。我们知道, 植物在蒸腾过程中要消耗大量潜热, 而这部分热量取自周围空气, 因此其降温效应比遮阳作用更大。在此以城市绿化林木的蒸腾、降温、增湿效应为例说明。

林木的蒸腾作用伴随着能量的消耗和潜热量的转换。这里以L表示蒸发潜热, L定义又在温度T时, 使1g水汽化所需要吸收的热量, 其值大小与蒸发面温度呈线性负相关。其表达式:

式中:T为蒸发面的温度 (℃) ;597为0℃时的蒸发潜热。

对于树木的蒸腾而言, T为叶面温度, 取平均值为32℃, 按上式计算得, 蒸腾的潜热系数L为579.22cal/ (g·℃) , 换算成焦耳为2425.1J/ (g·℃) 。

考虑到空气的湍流、对流和辐射作用, 空气与叶面之间及空气微团之间不断地进行热量扩散和交换, 故取底面积为10m2, 厚度为100m的空气柱作为计算单元。100m代表现代城市覆盖层的高度, 10m2为小气候的水平尺度。在此体积为1000m3的空气柱体重, 因植物蒸腾消耗热量Q是取自于周围1000m3的空气柱体, 故使气柱温度下降。气温下降值△T用下式表示为:

式中:Q为绿地植物蒸腾使其周围单位体积空气损失的人力[J/ (m3·h) ;ρc为空气的容积热容量, 其值为1256J/ (m3·h) 。

1.2 增湿效应

空气是在不断地湍流和对流, 不仅使空气微团之间不停地进行着热量的扩散和交换, 而且也进行着水汽的扩散和交换。由于以森林为主体的城市绿地内, 风速较小, 空气乱流较弱, 蒸腾蒸发的水汽不易扩散, 因此, 提高了绿地内的空气湿度。

1.3 降温增湿效应与舒适环境

城市绿地的降温增湿效应, 能够改变城市小气候环境, 给居民创造一个舒适的环境。环境卫生学认为, 夏季人体感觉最舒适的小气候条件是:气温24℃, 相对湿度70%, 风速2m/s。通过综合分析得出:若要增加人体的舒适度, 绿化结构应是乔木占较大比例, 乔木、灌木、草坪、花卉适当结合;要以遮阴为主, 同时兼顾通风, 并在地面铺植草皮以减少地面辐射, 但很大面积的空旷草坪也不利于舒适度的提高;在无绿化的广场, 人感觉最不舒服。

在干燥寒冷多风的冬季, 由于森林绿地内风速较低, 湿地较大, 空气中的含尘量较少等原因, 使人们感觉比空旷地舒服。

2 森林及林带

森林不仅能够稳定气温, 减少气温变幅, 还影响周围地区的气温。1日内白天林内气温低于空旷地, 夜间则高于空旷地。同样, 林内湿度明显高于林外, 一般可高出10%-20%。关于森林调节气温和增加湿度的机制和城市绿地是一样的, 所不同的是片林一般面积和郁闭度较大, 这种功能显得更为明显。林带对空气湿度的影响, 除太阳辐射、林木蒸腾外, 还涉及林带结构、天气类型、风速大小、下垫面状况、湍流交换强度等因子, 情况比较复杂。研究者着眼点不同, 而使结果产生差异, 但在基本规律上则是一致的: (1) 林网内外月平均气温发生变化, 林网内外月平均气温的差值在-0.7-1.6℃, 最冷月林网内气温高于林网外, 最热月林网内气温低于林网外。林带调节温度效应与林带间距有关, 林带间距越小, 网格内空气温度与旷野差异越大; (2) 不同结构林网对空气温度的影响不同。在疏透结构林带中, 距林带10m处温度较低, 但在距林带50m处有增温现象, 这是因为这种结构林带在上午由于夜间长时间的遮阴, 加强了它的冷却作用的缘故;紧密结构林带在10m处有增温现象, 也是因为这里风速最小。在阴天或多云情况下, 太阳辐射减弱, 林带侧面反射的能量也小于被林带遮挡的天空散射, 所以林带对附近气温的影响降低, 使网格内不同距离上的温度没有显著差异; (3) 不同空气湿度条件下, 林带对气温的影响不同, 在湿润的天气条件下, 林带的降温作用不如干燥天气条件下显著。林带背风面比对照点平均降温0.8℃;当空气相对湿度为54.8%时, 林带内比对照平均降温1.8℃ (见表1) 。

林带调节气温的作用, 对于作物生长十分有利。有人研究林网内玉米指出, 在幼苗期, 玉米和林木蒸腾都较弱, 热量消耗少, 林带表现了增温作用;玉米处于生长旺盛期时, 玉米和林木的蒸腾作用增强, 消耗的热量比旷野大, 这时林带表现了降温作用。这对北方防止作物遭受霜冻具有重要意义。

此外, 森林对地表温度影响于近地层空气温度有关, 而且变化规律相似。片林因林内净辐射、风速减少, 林地土壤热通量减小, 白天地表温度降低, 夜间地表温度提高, 昼夜温差减小。当然, 土壤温度的变化还与林内土壤水分及导热状况有关, 潮湿、疏松的土壤, 温度变化缓慢;干燥、紧密的土壤, 温度变化剧烈;浅色土壤温度变化缓慢, 深色土壤变化剧烈。关于林带附近的温度较高, 而早晨或夜晚林缘附近温度略高, 在5H处最低, 其原因是在5H处风速和湍流交换减弱最大。早晨5:00阳面和阴面均比旷野高1-3℃, 带内比旷野高5℃;林带还提高了阳面的最高温度, 降低了阴面的最高温度, 减小了阴面及带内温度日变幅, 明显地改变了地表温度的日变程。

参考文献

[1]蔺银鼎, 武小刚, 郝兴宇.城市绿地边界温湿度效应对绿地结构的响应[J].中国园林, 2006 (9) .