第10章大气扩散与污染控制

1、 1 主要气象要素； 2 大气的热力学过程； 3 大气的运动和风； 4 大气扩散模式； 5 大气污染浓度估算； 6 烟囱计算； 7 厂址选择。 大气环境污染的扩散大气环境污染的扩散 大气环境污染的程度，首先决定于大气环境污染的程度，首先决定于 排放的排放的和和，其次还与，其次还与 、等因素有关，其中以等因素有关，其中以 的影响最为突出。的影响最为突出。 1 主要主要的的气象要素气象要素 影响大气污染的主要气象要素影响大气污染的主要气象要素 气象要素（因子）： 表示大气状态的物理现象和物理量。 与大气污染关系密切的气象要素主要有： 气温、气压、空气湿度（气湿）、气温、气压、空气湿度（气湿）、风（

2、风向、风速）风（风向、风速）、 云况云况、能见度能见度、降水降水、蒸发、日照时数、蒸发、日照时数、太阳辐射太阳辐射、 地面辐射、大气辐射地面辐射、大气辐射等。 1、气温气温： 表示大气温度高低的物理量。通常指距地面1.5m高处百叶 箱中的空气温度。 2、气压气压： 任一点的气压值等于该地单位面积上的大气柱重量，可见 气压总是随高度的增加而降低的。气压随高度递减关系式可 用气体静力学方程式描述，即P=-gZ，其积分式压高公式： 据实测近地层高度每升高每升高100米，气压平均降低约米，气压平均降低约12.4百帕百帕 （1hPa=100Pa) ，在高层小于此值。 3、空气湿度（气湿）空气湿度（气湿）

3、： 反映空气中水汽含量和空气潮湿程度的一个物理量。 常用的表示方法有：绝对湿度、水蒸气压力、体积百分比、 含湿量、相对湿度、露点等。 1212 lnlnZZ RT g PP m 5、云 云是由漂浮在空气中的小水滴、小冰晶汇集而成的， 可反映大气的运动状况。 云的状况可以用云高和云量表示。 云高是指云底距地面的高度。根据云高的不同可分为 高云、中云和低云。 云的多少用云量表示云的多少用云量表示。云量是指云遮蔽天空的成数。 在我国，将天空分为10等份，有几分天空被云遮 盖，云量就是几。如：云占天空的1/10，云量记 为1；在云层中有少量空隙（空隙总量不到天空 的1/20）记为10；当天空无云或云量

4、不到1/20时， 云量为0 。 国外常将天空分为8等分。 国外云量 1.25 我国的云量 云 能见度： 正常视力的人，在天空背景下能看清的水平距离 级别（09级，相应距离为5050000米） ho ho 太阳光线 地面 4、风（风向、风速） 什么是风？空气的流动就形成风。气象上把水平方向的空气运 动称为风。 风的形成：风主要由于气压的水平分布不均匀而引起的，而气 压的水平分布不均是由温度分布不均造成。 P4 P4 P4 P3 P3 P3 P2 P2 P2 P1 P1 P1 A B A B A B t1 t2 t1 t2 t1 t2 t1 = t2 t1 t2 t1 t2 a b c 风向风向

5、风速风速 ；反之机率越低。；反之机率越低。 某一风向的风速越大，则下风向的污染程某一风向的风速越大，则下风向的污染程 度越小，因为来自上风向的污染物输送、度越小，因为来自上风向的污染物输送、 扩散和稀释能力加大，使大气中污染物浓扩散和稀释能力加大，使大气中污染物浓 度降低，即度降低，即 为综合反映某一地区为综合反映某一地区风向频率风向频率和和平均风速平均风速对对 大气污染影响的程度，常用大气污染影响的程度，常用污染系数污染系数来表达：来表达： 平均风速 风向频率 污染系数 是指是指自自（东、（东、 西、南、北等）所吹来的风的西、南、北等）所吹来的风的和和 各个不同方向吹来的各个不同方向吹来的相

6、比的百分相比的百分 数。数。 该风向的平均风速 风向频率 污染系数 各风向的总次数 某风向出现次数 风向频率 P %100 根据公式计算出各风向的污染系数，绘成根据公式计算出各风向的污染系数，绘成风玫瑰图风玫瑰图， 污染系数越大，下风向的污染就越严重（见下图）。污染系数越大，下风向的污染就越严重（见下图）。 方方 位位NNEESESSWWNW 总计总计 风向风向 频率频率 / 14871214171513100 平均平均 风速风速 /ms-1 33345666 污染污染 系数系数 4.72.72.332.82.82.52.1 相对相对 污染污染 系数系数 / 21121013121211910

7、0 除在水平方向运动外，还会由上、下、左、右方向除在水平方向运动外，还会由上、下、左、右方向 的乱运动，风的这种特性和摆动称为大气湍流。的乱运动，风的这种特性和摆动称为大气湍流。 （有点象分子的热运动有点象分子的热运动） 其表现为其表现为和和随随位置的不位置的不 同而呈同而呈，并由此引起，并由此引起、以及以及 等气象属性的随机涨落。等气象属性的随机涨落。 大气湍流是由一系列不规则的涡旋运动组成，这种涡旋称大气湍流是由一系列不规则的涡旋运动组成，这种涡旋称 为湍涡。根据涡旋的尺度可分为三类。为湍涡。根据涡旋的尺度可分为三类。 (a)小涡旋小涡旋 (b)大涡旋大涡旋(c)复合尺度湍流复合尺度湍流

8、（a）无湍流；（）无湍流；（b）小湍涡中的烟团；（）小湍涡中的烟团；（c）与湍涡）与湍涡 尺寸接近的烟团；（尺寸接近的烟团；（d）大湍涡中的烟团）大湍涡中的烟团 F当湍流由当湍流由小涡旋小涡旋组成，它的组成，它的尺度比烟团尺度比烟团 小时小时，因扩散作用缓慢，所以，因扩散作用缓慢，所以烟团几乎烟团几乎 呈水平方向作呈水平方向作直线直线运动运动； F若湍流由若湍流由大涡旋大涡旋组成，其组成，其尺度比烟团大尺度比烟团大 时，由于烟团被大尺度的大气湍流夹带，时，由于烟团被大尺度的大气湍流夹带， 烟团本身截面尺度变化不大，烟团呈烟团本身截面尺度变化不大，烟团呈长长 蛇形蛇形； F当组成湍流的当组成湍流

9、的涡旋尺度与烟团尺度相近涡旋尺度与烟团尺度相近时，烟时，烟 团被湍涡团被湍涡拉开撕裂而变形拉开撕裂而变形，故而，故而烟团很快得到烟团很快得到 扩散扩散。 风的垂直切变：风随高度变化的不连续现象。有风的垂直切变：风随高度变化的不连续现象。有 时表现在风向上，有时表现在风速上，有时二者时表现在风向上，有时表现在风速上，有时二者 皆备。皆备。 湍流能否发生及其强度大小主要决定于湍流能否发生及其强度大小主要决定于 、和和 。 简言之，它与大气稳定度和风速垂直切简言之，它与大气稳定度和风速垂直切 变有关。变有关。大气越不稳定，越有利于湍流大气越不稳定，越有利于湍流 的发生；风速垂直切变越大，湍流越易的发

10、生；风速垂直切变越大，湍流越易 发生。发生。 3逆温逆温 对流层大气的热量主要直接来自地面的长波对流层大气的热量主要直接来自地面的长波 辐射，一般情况下，离地面越远，气温越低，辐射，一般情况下，离地面越远，气温越低， 即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率 为为0.65/100米。但在一定条件下，对流层的米。但在一定条件下，对流层的 某一高度有时也会出现某一高度有时也会出现气温随高度增加而升气温随高度增加而升 高的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。高的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。 逆温象一个盖子一样阻碍着气流的垂直逆温象一个盖子一样阻碍着气流的垂直

11、运动，所以也叫阻挡层。由于污染空气运动，所以也叫阻挡层。由于污染空气 积聚在它的下面，所以会造成严重的大积聚在它的下面，所以会造成严重的大 气污染。大气污染事件大多都发生在气污染。大气污染事件大多都发生在有有 逆温又静风的条件下。逆温又静风的条件下。 根据根据的过程，可将逆温分为：的过程，可将逆温分为： F辐射逆温辐射逆温 F下沉逆温下沉逆温 F平流逆温平流逆温 F锋面逆温锋面逆温 F湍流逆温湍流逆温 （1）辐射逆温）辐射逆温 在在的的，当，当（小于（小于3 米米/s）时，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近）时，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近 地面的气温也随之下降。越接近地面的空气降温越地

12、面的气温也随之下降。越接近地面的空气降温越 大，而远离地面的空气降温较小，因而形成了大，而远离地面的空气降温较小，因而形成了 ，如图所示，称作，如图所示，称作。 随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展， 。一般。一般， ，逆温便逐渐自下而上消失。，逆温便逐渐自下而上消失。 图为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。图为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。 (a)是下午时递是下午时递 减温度层结；减温度层结；(b)是日落前是日落前1h逆温开始生成的情况；随着地面辐逆温开始生成的情况；随着地面辐 射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐向上发展，黎明时达到最强

13、射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐向上发展，黎明时达到最强 (图图c)；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也随之自；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也随之自 下而上增温，逆温便自下而上的逐渐消失下而上增温，逆温便自下而上的逐渐消失(图图d)；大约在上午；大约在上午10 点钟左右逆温层完全消失点钟左右逆温层完全消失(图图e)。 辐射逆温的生消过程辐射逆温的生消过程 ，但以，但以 （夏季夜短，逆温层较薄，消失也快，冬季夏季夜短，逆温层较薄，消失也快，冬季 夜长，逆温层较厚，消失较慢。夜长，逆温层较厚，消失较慢。）。）。 在在地区，冬季的辐射逆温层厚度可达地区，冬季的辐射逆温层厚度可

14、达 200300米，有时可达米，有时可达400米左右。米左右。 （2）下沉逆温）下沉逆温 由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆 温称为下沉逆温，温称为下沉逆温，下沉逆温下沉逆温又称为又称为压缩逆温压缩逆温。 下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或 副热带高压控制下的晴好天气，高压中心附近有副热带高压控制下的晴好天气，高压中心附近有 持久而强盛的下沉运动。持久而强盛的下沉运动。 下沉逆温的形成可以下图说明。下沉逆温的形成可以下图说明。 某高度有一层空气某高度有一层空气ABCD，其厚度为，其厚度为h。当它

15、下沉时，由于。当它下沉时，由于 ，以及，以及使该气层使该气层 变成变成A B C D ，厚度减少为，厚度减少为h （h h）。）。由于顶部由于顶部CD下下 沉到沉到C D 的距离比底部的距离比底部AB下沉到下沉到A B 的距离大，使气层顶的距离大，使气层顶 部的绝热增温比底部增温高。部的绝热增温比底部增温高。如果气层下沉的距离很大，就如果气层下沉的距离很大，就 可能出现可能出现顶部气温比底部气温高顶部气温比底部气温高，从而形成，从而形成逆温层逆温层。 多出现在多出现在，范围很广。厚，范围很广。厚 度也很大，一般可达度也很大，一般可达。下沉气流。下沉气流 ，所以下沉逆温，所以下沉逆温 ，而是，而

16、是中，对中，对 （3）平流逆温）平流逆温 冬季，中纬度沿海地区海面上冬季，中纬度沿海地区海面上 温度高，陆地上温度低，当海上的暖空气流到大温度高，陆地上温度低，当海上的暖空气流到大 陆上时，常常形成平流逆温。同样暖空气平流到陆上时，常常形成平流逆温。同样暖空气平流到 低地、山谷、盆地内积聚的冷空气上方时，也可低地、山谷、盆地内积聚的冷空气上方时，也可 以形成平流逆温。以形成平流逆温。 （4）锋面逆温）锋面逆温 当对流层中当对流层中 （5）湍流逆温）湍流逆温 低层空气低层空气，在低层气流上，在低层气流上 升处比周围空气温度高而形成的逆温，称为湍流逆升处比周围空气温度高而形成的逆温，称为湍流逆 温

17、，这种逆温层一般只有几十米。温，这种逆温层一般只有几十米。 图中的图中的AB是气层在湍流混合前的气温分布，气温是气层在湍流混合前的气温分布，气温 直减率直减率rrd；低层空气经湍流混合后，气层的温度；低层空气经湍流混合后，气层的温度 将按干绝热直减率变化，如（将按干绝热直减率变化，如（b）中的）中的CD。但在混。但在混 合层以上，混合层与不受湍流混合影响的上层空气合层以上，混合层与不受湍流混合影响的上层空气 之间出现了一个过渡层之间出现了一个过渡层DE，即是逆温层。，即是逆温层。 五、大气稳定度与烟流扩散的关系五、大气稳定度与烟流扩散的关系 许多天气现象的发生，都和大气稳定度有许多天气现象的发

18、生，都和大气稳定度有 密切的关系。密切的关系。 大气稳定度系指整层空气的稳定程度大气稳定度系指整层空气的稳定程度，是是 大气对在其中作垂直运动的气团加速、遏大气对在其中作垂直运动的气团加速、遏 制还是不影响其运动的一种热力学性质。制还是不影响其运动的一种热力学性质。 (1) (2) (3) 处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球 (1) (2) (3) 处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球 (1) (2) (3) 处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球 气温垂直递减率气温垂直递减率 （r)r) 气温垂直递减率的含义是：在垂直于地球气温垂直递减率的含义是：在垂直于地球 表面方

19、向上，高度每增加表面方向上，高度每增加100m的气温变的气温变 化值。在正常的气象条件下，对流层内不化值。在正常的气象条件下，对流层内不 同高度上的同高度上的值不同，其平均值约为值不同，其平均值约为 0.65/100m。 由于近地层实际大气的情况非常复杂，各由于近地层实际大气的情况非常复杂，各 种气象条件都可影响到气温的垂直分布，种气象条件都可影响到气温的垂直分布， 因此实际大气的气温垂直分布与标准大气因此实际大气的气温垂直分布与标准大气 可以有很大的不同。可以有很大的不同。 总括起来有下述三种情况：总括起来有下述三种情况： （1）气温随高度的增加而降低，其温度垂直分布与标准大气相）气温随高度

20、的增加而降低，其温度垂直分布与标准大气相 同，此时同，此时0，这种情况一般出现在晴朗的白天，风速不大时，这种情况一般出现在晴朗的白天，风速不大时 ； （2 2）高度增加，气温保持不变，符合这样特点的气层称为等温）高度增加，气温保持不变，符合这样特点的气层称为等温 层，此时层，此时=0=0，这种情况一般出现于多云天或阴天，风速比较大，这种情况一般出现于多云天或阴天，风速比较大 的情况下。白天，由于云层反射到达地面的太阳辐射减少，地面的情况下。白天，由于云层反射到达地面的太阳辐射减少，地面 增温不厉害。夜间，又因云的存在，大大加强了大气的逆辐射，增温不厉害。夜间，又因云的存在，大大加强了大气的逆辐

21、射， 有效辐射减弱，地面冷却不厉害，因此有云时，气温随高度变化有效辐射减弱，地面冷却不厉害，因此有云时，气温随高度变化 不明显。风速较大时，气层上下交换激烈，空气混合较好，也形不明显。风速较大时，气层上下交换激烈，空气混合较好，也形 成气温随高度变化不明显；成气温随高度变化不明显； （3）气温随高度的增加而增加，其温度垂直分布与标准大气的）气温随高度的增加而增加，其温度垂直分布与标准大气的 相反。这种现象称为温度逆增，简称逆温。出现逆温的气层叫逆相反。这种现象称为温度逆增，简称逆温。出现逆温的气层叫逆 温层。此时温层。此时0，这种现象一般出现在少云、无风的夜晚，这种现象一般出现在少云、无风的夜

22、晚。 气团及其干绝气团及其干绝 热递减率热递减率 （rd) 大气稳定的判据大气稳定的判据 第三种情况是，当第三种情况是，当rrd时，时， 从上述三种情况来看，从上述三种情况来看，大气温度的垂直递减率越大，大气温度的垂直递减率越大， 大气越不稳定。在这种情况下有利于大气中污染物大气越不稳定。在这种情况下有利于大气中污染物 的扩散稀释的扩散稀释；相反，相反，气温垂直递减率越小，大气越气温垂直递减率越小，大气越 稳定。稳定。如果气温垂直递减率很小，甚至等于零或为如果气温垂直递减率很小，甚至等于零或为 负值（逆温）时，大气便非常稳定。这种情况对空负值（逆温）时，大气便非常稳定。这种情况对空 气垂直对流

23、运动的发展是巨大的障碍，这如同一个气垂直对流运动的发展是巨大的障碍，这如同一个 盖子，起着阻挡作用。所以习惯上常将逆温、等温、盖子，起着阻挡作用。所以习惯上常将逆温、等温、 以及气温垂直递减率很小的气层称为阻挡层。它严以及气温垂直递减率很小的气层称为阻挡层。它严 重地阻碍地面气流的上升运动，使大气污染物停滞重地阻碍地面气流的上升运动，使大气污染物停滞 积累在接近地面的空气层中，从而加剧大气的污染积累在接近地面的空气层中，从而加剧大气的污染 程度。程度。 I II III 对烟形有很大的影响，对烟形有很大的影响， 可以借助可以借助来判断来判断 和和 （1）波浪型：）波浪型：大气温度垂直变化大于干

24、绝热递减大气温度垂直变化大于干绝热递减 率，大气处于不稳定状态，污染物扩散良好，即率，大气处于不稳定状态，污染物扩散良好，即 d 时，所以烟形摆动大、扩散快，一般不易发时，所以烟形摆动大、扩散快，一般不易发 生烟雾事件。但这种烟形对附近居民有害，如果烟生烟雾事件。但这种烟形对附近居民有害，如果烟 囱很密，也会构成严重威胁。这种烟形多发生在囱很密，也会构成严重威胁。这种烟形多发生在夏夏 天或晴天的中午天或晴天的中午。 (2)(2)锥型锥型 这种烟形多发生在这种烟形多发生在阴天中午或冬季夜间阴天中午或冬季夜间。 (3)扇型扇型 气温自下向上增加，大气处于稳定状态，气温自下向上增加，大气处于稳定状态， 一般风速微