第三章 大气污染气象学

1、第三章第三章 大气污染气象学大气污染气象学Meteorology for Air Pollution源源受体受体大气扩散大气扩散酸雨越境转移（韩国、朝鲜酸雨越境转移（韩国、朝鲜） 大气科学大气科学 大气物理、化学大气物理、化学大气气象学大气气象学 污染气象学污染气象学 气象条件对污物的稀释、扩散作用气象条件对污物的稀释、扩散作用污染物对气象的影响污染物对气象的影响 目的目的 ：因为污染物从排放到对人体和生态环因为污染物从排放到对人体和生态环境产生切实的影响，中间经历了复杂的大气境产生切实的影响，中间经历了复杂的大气过程：过程：迁移、扩散、沉降、化学反应等迁移、扩散、沉降、化学反应等，它，它们与

2、排放源本身的特性、气象条件、地面特们与排放源本身的特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑物分布等因素有关，特别征和周围地区建筑物分布等因素有关，特别是与气象条件，如是与气象条件，如风向、风速、大气湍流运风向、风速、大气湍流运动、气温垂直分布及大气稳定动、气温垂直分布及大气稳定度等关系密切。度等关系密切。本章主要对大气污染气象学的基本知识作一本章主要对大气污染气象学的基本知识作一扼要介绍。扼要介绍。第三章第三章 大气污染气象学大气污染气象学n3.1 3.1 大气圈结构及气象要素大气圈结构及气象要素n3.2 3.2 大气的热力过程大气的热力过程n3.3 3.3 大气的运动和风大气的运动和风3.1

3、3.1 大气圈结构及气象要素大气圈结构及气象要素3.1.1 3.1.1 大气圈垂直结构大气圈垂直结构3.1.2 3.1.2 气象要素气象要素3.1.1 3.1.1 大气圈垂直结构大气圈垂直结构 大气圈大气圈大气污染气象学和大气物理学中，指从大气污染气象学和大气物理学中，指从 地面到地面到120012001400km1400km的大气。的大气。 大气圈的垂直结构大气圈的垂直结构气象要素的垂直分布情气象要素的垂直分布情 况，如气温、气压、大况，如气温、气压、大 气密度和大气成分等。气密度和大气成分等。本节主要介绍气温的垂直分布。本节主要介绍气温的垂直分布。大大气气圈圈的的垂垂直直结结构构臭氧 吸收

4、300平流层顶（+ ）（- ）平流层对流层对流层顶散逸层（+ ）（- ）（+ ）热成层电离层中间层中间层顶200250绝对温度（K ）50030007080506020409030040020010001030高 度 （ km ）高度（k m ）高度(km)一、一、大气圈垂直结构大气圈垂直结构每升高每升高100m，气温降低气温降低0.65 N2O2ArCO2NeHeKrH2XeO O3 3越往上氧、氦等气体的原子态越多越往上氧、氦等气体的原子态越多紫外线的强烈照紫外线的强烈照射，射，N2和和O2产生产生不同程度的离解不同程度的离解气温很高，空气稀薄，气温很高，空气稀薄，空气离子的运动速度空气离

5、子的运动速度很高，可以摆脱地球很高，可以摆脱地球引力散逸到太空中引力散逸到太空中又叫电离层又叫电离层HH，TT空气处于电离状态，空气处于电离状态，存在大量的离子和电存在大量的离子和电子子HH，TT，有强烈的对，有强烈的对流运动，垂直混合明显流运动，垂直混合明显（1 1）从对流层顶到）从对流层顶到353540km40km左右的一层，气温左右的一层，气温不随高度变化不随高度变化, ,约为约为- -5555；从这；从这( (同温同温) )到平到平流层顶，流层顶，HTHT（2 2）几乎没有空气对流）几乎没有空气对流运动，空气垂直混合微运动，空气垂直混合微弱弱（1 1）集中了大气质量的）集中了大气质量的

6、3/43/4和几乎全部水汽和几乎全部水汽（2 2）HTHT，T/100m=0.65T/100m=0.65（3 3）强烈的对流运动，下垫层受热不均）强烈的对流运动，下垫层受热不均（4 4）温度和湿度分布不均）温度和湿度分布不均是直接影响污染物的传输、扩散和转化的一层是直接影响污染物的传输、扩散和转化的一层3.1.2 3.1.2 气象要素气象要素 气象要素气象要素表示大气状态的物理量和表示大气状态的物理量和 物理现象。物理现象。 气气象象要要素素 气温气温：指距地面，：指距地面，1.5m1.5m高处在百页箱中观高处在百页箱中观 测到的空气温度。测到的空气温度。 气压气压：大气的压强：大气的压强 气

7、湿气湿：空气的湿度反应大气中水汽含量：空气的湿度反应大气中水汽含量 的多少和空气的潮湿度，表示方的多少和空气的潮湿度，表示方 法：绝对法：绝对, ,相对相对 风向和风速风向和风速：u3.02Fu3.02F3/23/2(Km/s)(Km/s)， F F代表风力等级（代表风力等级（0 01212级）级） 云云：大气中的水汽凝结现象。我国云：大气中的水汽凝结现象。我国云 量分量分1010级，国外分级，国外分8 8级级 能见度能见度：单位用：单位用m m或或kmkm表示表示, ,其大小反其大小反 映大气透明或混浊程度映大气透明或混浊程度风向的风向的1616个方位个方位风向标 云云高云（高云（5000m

8、以上）以上）低云（低云（2500米以下）米以下）中云（中云（2500-5000m）第三章第三章 大气污染气象学大气污染气象学3.1 3.1 大气圈结构及气象要素大气圈结构及气象要素n3.2 3.2 大气的热力过程大气的热力过程3.3 3.3 大气的运动和风大气的运动和风3.2 3.2 大气的热力过程大气的热力过程3.2.1 3.2.1 太阳、大气和地面的热交换太阳、大气和地面的热交换 首先，太阳首先，太阳短波短波辐射加热了地球表面；辐射加热了地球表面； 其次，地面其次，地面长波长波辐射加热了大气。辐射加热了大气。近地层大气温度随地表温度的升高而升高近地层大气温度随地表温度的升高而升高（自下而上

9、被加热）（自下而上被加热）；地面温度的降低而降低地面温度的降低而降低（自下而上被冷却）（自下而上被冷却）；地表温度的周期性变化引起低层大气温度随之地表温度的周期性变化引起低层大气温度随之周期性变化周期性变化。3.2.2 3.2.2 气温的垂直变化气温的垂直变化3.2.2.13.2.2.1大气的绝热过程与泊松方程大气的绝热过程与泊松方程 大气的升降过程总伴有不同形式的能量交换。大气的升降过程总伴有不同形式的能量交换。大气的绝热过程大气的绝热过程大气中某一空气块作垂直大气中某一空气块作垂直 运动时与周围空气不发生运动时与周围空气不发生 热量交换的状态变化。热量交换的状态变化。 周周围围气气压压减减

10、小小，一一部部分分内内能能作作膨膨胀胀功功，T T降降低低周周围围气气压压增增加加，外外界界对对其其作作压压缩缩功功，转转化化为为内内能能，T T升升高高空气块绝热运动的两种基本情况简图空气块绝热运动的两种基本情况简图膨胀或压缩发生的膨胀或压缩发生的TT 热交换引起的热交换引起的TT 一般可将一般可将没有水相变化没有水相变化的空气块的的空气块的垂直运垂直运动动近似地看作绝热过程。近似地看作绝热过程。多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。 如果有一小空气块作快速的垂直运动，如果有一小空气块作快速的垂直运动，来不及和周围的空气进行充分的热变换，来不及和周围的空

11、气进行充分的热变换，而外界的压力变化却很大，则可认为该空而外界的压力变化却很大，则可认为该空气块的运动为绝热运动。气块的运动为绝热运动。 近似多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。多数情况下的大气过程都可视为绝热过程。热力学第一定律热力学第一定律 小气块从外界获得的能量小气块从外界获得的能量dQdQ应等于其内应等于其内能的增加值。能的增加值。pdvdTCdQvdTdvpCdTdQvpTRvRTMmpvKgm1 dTdppRTCdTdpPRTRCpdTdpTppRCdTpRTdpCdTdQpvvv 2/pdPdQC dTRTP（式（式3-1） 式中式中:Q加入体系的热量，加入体系的热量，J； C

12、P干空气的定压热容，干空气的定压热容，CP=1005J/（kgK）；）； R干空气的气体常数，干空气的气体常数，R=287.9 J/（kgK） ； T气块温度，气块温度，K； P气块压力，气块压力，hPa。 对于绝热过程，对于绝热过程，dQ=0，式（，式（3-1）变形为）变形为PdTRdPTCP 式（式（3-2） 初态初态T T0 0,P,P0 0/0.288000()()PR CTPPTPP 式（式（3-33-3） 泊松方程泊松方程 终态终态 T T，P P 描述了气块在绝热升降过程中，初态（描述了气块在绝热升降过程中，初态（T T0 0，P P0 0）与）与终态（终态（T T，P P）之间

13、的关系，说明了绝热过程中气温的变）之间的关系，说明了绝热过程中气温的变化完全是气压的变化引起的。化完全是气压的变化引起的。 /0.288000()()PR CTPPTPP泊松方程的作用泊松方程的作用3.2.2.2 3.2.2.2 干绝热直减率干绝热直减率（1）定义）定义 干绝热直减率干绝热直减率干空气（包括未饱和的湿干空气（包括未饱和的湿空气块）在绝热上升或下降过程中，每升高或下空气块）在绝热上升或下降过程中，每升高或下降单位高差降单位高差( (通常取通常取100m)100m)的温度变化率的负值，的温度变化率的负值，称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干

14、绝热直减率，用减率，用d d表示。表示。 ()iddTZ （式（式3-4） （2 2）干绝热直减率）干绝热直减率d d的计算的计算 大气绝热过程大气绝热过程大气中进行的热力过程，所大气中进行的热力过程，所研究的系统与周围空气没有热量交换。研究的系统与周围空气没有热量交换。 假定空气块的气压等于周围大气压力，即满足所假定空气块的气压等于周围大气压力，即满足所谓准静力条件：谓准静力条件： P Pi i=P P=P Pi i+dP+dPi i=P+dP=P+dP 由气体的静力学方程，由气体的静力学方程， （式（式3-53-5） gg重力加速度重力加速度 空气密度空气密度,kg/m,kg/m3 3 将

15、将3-53-5代入代入3-43-4，得，得dPgdZ mKmKCgpCgRTPRTdZdTpCgRTdZdTpdZgCRTdTppiidpiiipii100/1/0098. 0RTp TTi（式（式3-63-6） 干空气（或未达到饱和状态的湿空气）干空气（或未达到饱和状态的湿空气）在作绝热上升在作绝热上升( (或下降或下降) )运动时，运动时，每升每升高高( (或下降或下降)100m)100m温度约降低温度约降低( (或上或上升升)1K)1K。（四）气温的垂直分布（四）气温的垂直分布 气温直减率气温直减率气温随高度的变化。气温随高度的变化。()TZ （式（式3-8） 气气温温t t( (0 0

16、C C) )高高度度z z（m m）温度层结曲线温度层结曲线气气温沿垂直高度的分布，温沿垂直高度的分布，可用坐标图上以高度为可用坐标图上以高度为纵坐标以温度为横坐标纵坐标以温度为横坐标作的曲线表示（左图），作的曲线表示（左图），也叫气温沿高度分布曲也叫气温沿高度分布曲线。线。大大气气中中温温度度层层结结1:1:正常温度层结或递减层结正常温度层结或递减层结:0,:0,即即ZZ，TT 2: 2:中性层结：中性层结：=d d 3:3:等温层结：等温层结：=0=0，即，即ZZ， T=constT=const 4:4:逆温：逆温：0, 0 Z0，a a有三种情况有三种情况 稳稳定定度度判判据据 -d d

17、0,a0,0,a0,气块作加速运动，大气不稳定气块作加速运动，大气不稳定 -d d0,a0,0,a0, 0, 即即ZZ，TT，但在特定条件下也会发生，但在特定条件下也会发生=0=0或或00的现象，即的现象，即气温随高度的增加而不变或增加的气温随高度的增加而不变或增加的逆温现象。逆温现象。随着地表温度降低而降低，自下而上的降低随着地表温度降低而降低，自下而上的降低 近地层近地层空气温度空气温度 当发生等温或逆温时，大气是稳定的，所当发生等温或逆温时，大气是稳定的，所以某一高度的逆温层、等温层的存在，就像一以某一高度的逆温层、等温层的存在，就像一个盖子一样，大大阻碍了气流的垂直运动，所个盖子一样，

18、大大阻碍了气流的垂直运动，所以逆温层又称为以逆温层又称为阻挡层阻挡层。 若逆温层存在于空中某高度，由于上升的若逆温层存在于空中某高度，由于上升的污染气流不能穿过逆温层而在它的下面进行积污染气流不能穿过逆温层而在它的下面进行积聚或扩散，可能会造成严重的大气污染现象。聚或扩散，可能会造成严重的大气污染现象。3.2.4.2 3.2.4.2 逆温的分类逆温的分类 逆温层可发生在近地层中，也可发生在逆温层可发生在近地层中，也可发生在较高气层中。根据逆温发生的过程，可将逆温较高气层中。根据逆温发生的过程，可将逆温分为分为: : (1) (1)辐射逆温辐射逆温 (2)(2)下沉逆温下沉逆温 (3)(3)平流

19、逆温平流逆温 (4)(4)锋面逆温锋面逆温 (5)(5)湍流逆温湍流逆温（1 1）辐射逆温）辐射逆温 在晴朗无云在晴朗无云( (或少云）的夜间或少云）的夜间, , 当风速较当风速较小（小（3m/s)H（3 3）平流逆温）平流逆温 有暖空气平流到冷地表面上而形成有暖空气平流到冷地表面上而形成的逆温称为的逆温称为平流逆温平流逆温。 这是由于低层空气受地表面影响大、这是由于低层空气受地表面影响大、降温多，上层空气降温少所形成的。降温多，上层空气降温少所形成的。（4 4）湍流逆温）湍流逆温 低层空气湍流混合形成的逆温称为低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流湍流逆温逆温。 实际空气的运动都是一种湍流运动，

20、其实际空气的运动都是一种湍流运动，其结果将使大气中包含的热量、水分和动量以结果将使大气中包含的热量、水分和动量以及污染物质得以充分的交换和混合，这种因及污染物质得以充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混合为湍流混合。湍流运动引起的属性混合为湍流混合。 当气层的气温直减率小于干绝热直减当气层的气温直减率小于干绝热直减率时，经湍流混合后，气层的温度分布逐率时，经湍流混合后，气层的温度分布逐渐接近干绝热直减率。渐接近干绝热直减率。 因湍流上升的空气按干绝热直减率降因湍流上升的空气按干绝热直减率降低温度。空气上升到混合层顶部时，它的低温度。空气上升到混合层顶部时，它的温度比周围的气温低，混合的结

21、果，使上温度比周围的气温低，混合的结果，使上层气温降低；空气下沉时，情况相反，致层气温降低；空气下沉时，情况相反，致使下层气温升高。这样就使下层气温升高。这样就在湍流减弱层在湍流减弱层，出现出现逆温逆温。Z ZB BdA A湍湍流流混混合合层层T T（a a）Z ZB BA A湍湍流流混混合合层层T T（b b）E ED DC C湍流混合前的气温分布湍流混合前的气温分布湍流混合后的气温分布湍流混合后的气温分布图图3-10.湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程（5 5）峰面逆温）峰面逆温 在对流层中的在对流层中的冷空气团与冷空气团与暖空气团暖空气团相遇相遇时，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面时

22、，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面去，形成一个倾斜的过渡区称为锋面。在锋去，形成一个倾斜的过渡区称为锋面。在锋面上，如果冷暖空气的温差较大，也可以出面上，如果冷暖空气的温差较大，也可以出现逆温。这种逆温称为锋面逆温现逆温。这种逆温称为锋面逆温( (图图3-11)3-11)，锋锋面逆温仅在冷空一边可以看到面逆温仅在冷空一边可以看到。层层结结曲曲线线锋锋面面层层暖暖空空气气冷冷空空气气T T4 4T T3 3T T2 2T T1 1图图3-11. 峰面逆温的形成过程峰面逆温的形成过程3.2.5 3.2.5 烟流形状与大气稳定度的关系烟流形状与大气稳定度的关系 烟流扩散的形状与大气稳定度有密切的关

23、系。烟流扩散的形状与大气稳定度有密切的关系。 图图3-12. 3-12. 五种典型的烟流形状五种典型的烟流形状图图3-12 波浪型波浪型(a)back图图3-12 锥型锥型 (b)back图图3-12 扇型扇型(c)back图图3-12 爬升型爬升型(d)back图图3-12 漫烟型漫烟型(e)back烟流烟流特点特点 稳定度稳定度 发生情况发生情况 原因原因 波波浪浪型型地面最大浓度落地点距地面最大浓度落地点距烟囱较近，浓度较大烟囱较近，浓度较大 -d0-d0全层大气不稳全层大气不稳定定 晴朗的白晴朗的白天天 大气不稳定大气不稳定 锥锥型型烟流为圆锥形，垂直扩烟流为圆锥形，垂直扩散好于平展型

24、，较波浪散好于平展型，较波浪性差性差 -d=0-d=0中性中性阴天的中阴天的中午和强风午和强风的夜间的夜间 中性大气中性大气 平平展展型型烟流垂直扩散小，从上烟流垂直扩散小，从上看呈扇形；烟囱高，近看呈扇形；烟囱高，近处地面不污染；反之，处地面不污染；反之，则污染则污染 -d-1-d-1逆温逆温弱风晴朗弱风晴朗的夜间和的夜间和清晨清晨 烟囱出口处于逆温层烟囱出口处于逆温层 爬爬升升型型持续时间短，对近处地持续时间短，对近处地面污染小面污染小 低层稳定低层稳定-d0-d0 -d0 日落后出日落后出现现 地面有效辐射的放热，近地地面有效辐射的放热，近地层为逆温层；高层为递减层层为逆温层；高层为递减

25、层结结 漫漫烟烟型型烟流向下发生强烈扩散，烟流向下发生强烈扩散，近处地面污染严重近处地面污染严重低层不稳定低层不稳定-d0-d0高层稳定高层稳定, , -d0-d0上午上午8-108-10点钟点钟 日出后地面增温，低层空气日出后地面增温，低层空气被加热，使逆温从下往上消被加热，使逆温从下往上消失，下层不稳定，上层稳定失，下层不稳定，上层稳定 表表3-1 3-1 五种典型的烟流说明五种典型的烟流说明 第三章第三章 大气污染气象学大气污染气象学3.1 3.1 大气圈结构及气象要素大气圈结构及气象要素3.2 3.2 大气的热力过程大气的热力过程n3.3 3.3 大气的运动和风大气的运动和风3 33

26、3 大气的运动和风大气的运动和风3.3.1 3.3.1 引起大气运动的作用力引起大气运动的作用力 大气的运动是在各种力的作用下产生的。大气的运动是在各种力的作用下产生的。作用力作用力水平压力梯度力水平压力梯度力 地转偏向力地转偏向力 重力重力惯性离心力惯性离心力 摩擦力摩擦力3.3.2 3.3.2 大气边界层中风随高度的变化大气边界层中风随高度的变化 在大气边界层中，由于摩擦力随高度增加在大气边界层中，由于摩擦力随高度增加而减小，当气压梯度力不随高度变化时，风速而减小，当气压梯度力不随高度变化时，风速将随高度增加而增大。风向与等压线的交角随将随高度增加而增大。风向与等压线的交角随高度增加而减小

27、。高度增加而减小。 在北半球，如果把边界层中不同高度的在北半球，如果把边界层中不同高度的风矢量用矢量图表示，并把它们投影到同一风矢量用矢量图表示，并把它们投影到同一水平面上，把风矢量顶点连起来，就得到一水平面上，把风矢量顶点连起来，就得到一风矢量迹线，称为爱克曼风矢量迹线，称为爱克曼(Ekman)螺旋线，螺旋线，如图如图313所示。从地面向高空望去，风向是所示。从地面向高空望去，风向是顺时针变化的。当到了大气边界层顶时，风顺时针变化的。当到了大气边界层顶时，风速和风向完全接近地转风速和风向完全接近地转风。图图3-13.爱克曼螺旋线爱克曼螺旋线3.3.3 3.3.3 近地层中的风速廓线模式近地层

28、中的风速廓线模式 平均风速随高度的变化曲线称为风速廓平均风速随高度的变化曲线称为风速廓线，风速廓线的数学表达式称为风速廓线模线，风速廓线的数学表达式称为风速廓线模式。近地层式。近地层(离地面大约离地面大约)100m左右左右)的风速廓的风速廓线模式有多种。这里介绍两种根据湍流半经线模式有多种。这里介绍两种根据湍流半经验理论推导出的模式。验理论推导出的模式。 *0/0.443 1uZm sum skZm高度 处的平均风速，摩擦速度，卡门常数，在大气中其值为地面粗糙度， ，其值可由书中表查得3.3.3.1 3.3.3.1 中性层结条件下的风速廓线中性层结条件下的风速廓线 模式模式*0lnuZukZ式

29、式(3-8)3.3.3.2 3.3.3.2 非中性层结条件下的风速非中性层结条件下的风速廓线模廓线模 11()mZuuZ11/32uZm sm已知高度 处的风速，稳定度参数，可由书中表中查得（式（式3-9）3.3.2 3.3.2 地方性风场地方性风场3.3.2.1 3.3.2.1 海陆风海陆风 海陆风是海风和陆风的总称。它发生在海陆风是海风和陆风的总称。它发生在海陆交界地带，是以海陆交界地带，是以2424小时为周期小时为周期的一种大的一种大气局地环流。海陆风是由于陆地和海洋的热气局地环流。海陆风是由于陆地和海洋的热力性质差异而引起的力性质差异而引起的。图图3-14.海陆风环流海陆风环流 在大湖

30、波、江河的水陆交界地带也会产在大湖波、江河的水陆交界地带也会产生水陆风局地环流，称为生水陆风局地环流，称为水陆风水陆风。但水陆风。但水陆风的活动范围和强度比海陆风要小。的活动范围和强度比海陆风要小。 建在海边排出污染物的工厂，必须考虑海建在海边排出污染物的工厂，必须考虑海陆风的影响，因为有可能出现在夜间随陆风陆风的影响，因为有可能出现在夜间随陆风吹到海面上的污染物，在白天又随海风吹回吹到海面上的污染物，在白天又随海风吹回来、或者进入海陆风局地环流中，使污染物来、或者进入海陆风局地环流中，使污染物不能充分的扩散稀释而造成严重的污染。不能充分的扩散稀释而造成严重的污染。 3.3.2.2 3.3.2

31、.2 山谷风山谷风 山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以山区，是以2424小时为周期的局地环流。山谷小时为周期的局地环流。山谷风在山区最为常见，它主要是由于山坡和谷风在山区最为常见，它主要是由于山坡和谷地受热不均而产生的。地受热不均而产生的。图图3-15.山谷风环流山谷风环流3.3.2.3 3.3.2.3 城市风城市风 城市风城市风是指在大范围环流微弱时，由于是指在大范围环流微弱时，由于城市热岛而引起的城市与郊区之间的大气环城市热岛而引起的城市与郊区之间的大气环流：空气在城区上升，在郊区下沉，而四周流：空气在城区上升，在郊区下沉，而四周较冷的空气又流向

32、较冷的空气又流向市区市区，在城市和郊区之间，在城市和郊区之间形成一个小型的局地环流，称为形成一个小型的局地环流，称为城市风城市风。 出现地区性静风出现地区性静风(u(u10100.5m/s)0.5m/s)时，城市风很明显；时，城市风很明显； 有地方风时，只在城市背风面出现城市风。有地方风时，只在城市背风面出现城市风。 城市风可将市郊工厂排放的污染物带到市区，使市区城市风可将市郊工厂排放的污染物带到市区，使市区污染物浓度升高。污染物浓度升高。图图3-16.城市和乡村间的环城市和乡村间的环流流 日本北海道的旭川市，人口仅日本北海道的旭川市，人口仅2020万，市郊是万，市郊是山地丘陵，市区为平地，在市郊周围山地建了工山地丘陵，市区为平地，在市郊周围