大气环境控制2

1、三、三、 大气环境中污染物的扩散大气环境中污染物的扩散：平均风速风向频率污染系数（1）风）风 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： 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 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-133345666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/211210131212119100（2）湍

2、流）湍流p大气湍流，是指大气中无规则的、三维的小尺度运动。大气湍流，是指大气中无规则的、三维的小尺度运动。p大气湍流表现为大气湍流表现为和和随随位置的位置的不同而呈不同而呈，并由此，并由此引起引起、以及以及等气象属性的随机涨落。等气象属性的随机涨落。p机械湍流，是指由于机械机械湍流，是指由于机械的或动力的作用引起的湍的或动力的作用引起的湍流，其大小决定于流，其大小决定于风速风速分分布和布和地面粗糙度地面粗糙度，当空气，当空气流过粗糙的地表时，会随流过粗糙的地表时，会随地面的起伏而抬升或下沉，地面的起伏而抬升或下沉，从而产生垂直方向湍流，从而产生垂直方向湍流，风速越大机械湍流强度越风速越大机械湍

3、流强度越大。大。p热力湍流，是指由于大热力湍流，是指由于大气的垂直方向温度变化气的垂直方向温度变化引起的湍流，其强度引起的湍流，其强度决决定于大气垂直方向的稳定于大气垂直方向的稳定程度定程度，垂直方向的温，垂直方向的温度变化越大，热力湍流度变化越大，热力湍流的强度越大；相反即越的强度越大；相反即越小。小。根据湍流成因分为两种湍流风的垂直切变：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。p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。p简言之，它

4、与大气稳定度和风速垂直切变有关。简言之，它与大气稳定度和风速垂直切变有关。大气越不稳定，越有利于湍流的发生；风速垂直大气越不稳定，越有利于湍流的发生；风速垂直切变越大，湍流越易发生。切变越大，湍流越易发生。（3）逆温p 对流层大气的热量主要直接来自地面的长波辐射，一般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，即气温随高度增加而递情况下，离地面越远，气温越低，即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率为减，平均垂直递减率为0.65/100米。但在一定条件下，米。但在一定条件下，对流层的某一高度有时也会出现对流层的某一高度有时也会出现气温随高度增加而升高的气温随高度

5、增加而升高的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。现象，这种气温逆转的现象就是逆温。p逆温象一个盖子一样阻碍着气流的垂直运动，所以也叫阻逆温象一个盖子一样阻碍着气流的垂直运动，所以也叫阻挡层。由于污染空气积聚在它的下面，所以会造成严重的挡层。由于污染空气积聚在它的下面，所以会造成严重的大气污染。大气污染事件大多都发生在大气污染。大气污染事件大多都发生在有逆温又静风的条有逆温又静风的条件下。件下。气温垂直递减率气温垂直递减率 在对流层内，气温垂直变化的总趋势是，随高度的增加气温逐渐降低。气温随高度的变化称为气温垂直递减率，可用参数表示。 上式中，负号表示气温随高度而降低。 TZ 干绝热递减率干绝热递

6、减率 dp干气团在绝热垂直运动过程中，升降单位距离(通常取100m)的温度变化值称为干空气温度的绝热垂直递减率，简称干绝热直减率d dTZ 1 /100dpdTgKmdZc上式可见，在干绝热过程中，气团每上升或下降100 m，温度约降低或升高1K，即 d为固定值，而气温直减率为固定值，而气温直减率 则随着则随着时间和空间变化，这是两个不同的概念。时间和空间变化，这是两个不同的概念。 大气的温度层结 p气温随垂直高度的分布规律称为温度层结，因此坐标图上气温变化曲线也称为温度层结曲线温度层结曲线。温度层结反映了沿高度的大气状况是否稳定，其直接影响空气的运动，以及污染物质的扩散过程和浓度分布。1.

7、r 0，递减层结2. r = rd，中性层结3. r =0， 等温层结 4. r 0，逆温层结 温度层结类型p（1）递减层结。递减层结。气温沿高度增加而降低，即0，如曲线1所示。递减层结属于正常分布，一般出现在晴朗的白天，风力较小的天气。地面由于吸收太阳辐射温度升高，使近地空气也得以加热，形成气温沿高度逐渐递减。p（2）等温层结。等温层结。气温沿高度增加不变，即0，如曲线2所示。等温层结多出现于阴天、多云或大风时，由于太阳的辐射被云层吸收和反射，地面吸热减少，此外晚上云层又向地面辐射热量，大风使得空气上下混合强烈，这些因素导致气温在垂直方向上变化不明显。p（3）逆温层结。逆温层结。气温沿高度增

8、加而升高，即0，如曲线3所示。逆温层结简称逆温，其形成有多种机理。当出现逆温时，大气在竖直方向的运动基本停滞，处于强稳定状态。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F地形逆温地形逆温根据根据，可将逆温分为：，可将逆温分为：l辐射逆温辐射逆温由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温。一般发生在由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温。一般发生在的的，当，当（小于（小于3 3米米/s/s）时，地面的长波辐射损失大量热量）时，地面的长波辐射损失大量热量而使温度迅速下降，贴近地面的空气由于地热传导作用从下面开始冷却，而使温度迅速下降，贴近地面的空气由于地热传导作

9、用从下面开始冷却，气温也随之下降。越接近地面的空气降温越大，而远离地面的空气受地气温也随之下降。越接近地面的空气降温越大，而远离地面的空气受地面辐射影响较小，损失热量也较少，降温速度较慢，因而形成了面辐射影响较小，损失热量也较少，降温速度较慢，因而形成了，称作，称作。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，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。辐射逆温有非常明显的日变化。辐射逆温有非常明显的日变化。 地面白天加热，大气自下而上变暖；地面白天加热，大气自下而上变暖；地面夜间变冷，大气自下而上冷却地面夜间变冷，大气自下而上冷却

10、图为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。 (a)是下午时递减温度层结；(b)是日落前1h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(图c)；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也随之自下而上增温，逆温便自下而上的逐渐消失(图d)；大约在上午10点钟左右逆温层完全消失(图e)。 辐射逆温的生消过程辐射逆温的生消过程l下沉逆温下沉逆温p由于稳定气层整层空气下由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆温沉压缩增温而形成的逆温称为下沉逆温，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。p上层空气下沉落入高压气上层空气下沉落入高压气团内因

11、受压而变热，使气团内因受压而变热，使气温高于底层的空气而出现温高于底层的空气而出现随高度的增加气温也增加随高度的增加气温也增加的现象。的现象。p下沉逆温的形成受气压影下沉逆温的形成受气压影响较大而与昼夜没有关系，响较大而与昼夜没有关系，因此没有明显的日变化。因此没有明显的日变化。p下沉气流下沉气流，所以下沉逆温，所以下沉逆温，而是，而是中（离中（离地面地面1km以上高空），对以上高空），对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

12、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。l平流逆温平流逆温p冬季，中纬度沿海地区海面上温度高，陆地上温冬季，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陆上时，常常形成度低，当海上的暖空气流到大陆上时，常常形成平流逆温。平流逆温。p同样暖空气平流到低地、山谷、盆地内积聚的冷同样暖空气平流到低地、山谷、盆地内积聚的冷空

13、气上方时，也可以形成平流逆温。空气上方时，也可以形成平流逆温。l锋面逆温锋面逆温当对流层中当对流层中(4).大气稳定度大气稳定度是是指在垂直方向上大气稳定的程度。污染物在大气中的扩散与大气稳定度有密切的关系。大气的稳定程度直接影响湍流活动的强弱，影响空气污染物的扩散。p大气的稳定度含义可以理解为，如果一空气块受到外部作用，获得了向上或向下的初始运动速度后，可能发生三种情况：(1) 气块加速上升或下降，称这种大气是不稳定的；(2) 气块逐渐减速并有返回原来高度的趋势，称这种大气是稳定的；(3)气块做等速直线运动，称这种大气是中性的。 (1)avav (2) (3)a=0v垂直方向上的大气类似处于

14、不同平衡状态的小球n 判定近地面层稳定度的判定近地面层稳定度的条件条件：用气温的垂直递减率r与干绝热递减率rd可以比较方便地判断气层的稳定度。n 当大气层处于不稳定层结时，会促使湍流运动的发展，使大气扩散稀释能力加强；反之则对湍流起抑制作用，减弱大气的扩散能力。稳定 r0稳定rrd不同不同大气稳定度大气稳定度/温度层结温度层结下的烟型下的烟型2.影响大气污染的地理因素1）地形和地物的影响p气流与地形地物发生摩擦，使风向风速及污染物的扩散稀释发生变化；p山脉对风输送污染物的屏障、阻滞作用；p封闭的山谷盆地，静风、小风频率大，不利于污染物扩散；p城市高层建筑使平均风速减小，在建筑物背风区风速下降，

15、局部地区产生涡流，不利于污染物扩散。2）山谷风3）海陆风4）城市热岛环流2)、山谷风山谷风与污染物扩散p山谷风会形成的局部区域的封闭性环流，不利于大气污染物的扩散。p当夜间出现山风时，由于冷空气下沉谷底，而高空容易滞留由山谷中部上升的暖空气，因此时常出现使污染物难以扩散稀释的逆温层。若山谷有大气污染物卷入山谷风形成的环流中，则会长时间滞留在山谷中难以扩散。p在山风与谷风的转换期，风向不稳定，由于风向摆动，污染物不易扩散。p如果在山谷内或上风峡谷口建有排放大气污染物的工厂，则峡谷风不利于污染物的扩散，并且污染物随峡谷风流动，从而造成峡谷下游地区的污染。p 当烟流越过横挡于烟流途径的山坡时，在其迎

16、风面上会发生下沉现象，使附近区域污染物浓度增高而形成污染，如背靠山地的城市和乡村。烟流越过山坡后，又会在背风面产生旋转涡流，使得高空烟流污染物在漩涡作用下重新回到地面，可能使背风面地区遭到较严重点污染。3)、海陆风海陆风与污染物扩散p海陆风会形成的局部区域的环流，抑制了大气污染物向远处的扩散。p白天，海岸附近的污染物从高空向海洋扩散出去，可能会随着海风的环流回到内地，这样去而复返的循环使该地区的污染物迟迟不能扩散，造成空气污染加重。p在日出和日落后，当海风与陆风交替时大气处于相对稳定甚至逆温状态，不利于污染物的扩散。p大陆盛行的季风与海陆风交汇，两者相遇处的污染物浓度也较高，如我国东南沿海夏季

17、风夜间与陆风相遇。p有时，大陆上气温较高的风与气温较低的海风相遇时，会形成锋面逆温。4)、城市热岛环流p 城市边界层及热岛环岛示意图热岛环流与污染物扩散p城市热岛效应的形成与盛行风和城乡间的温差有关。夜晚城乡温差比白天大，热岛效应在无风时最为明显，从乡村吹来的风速可达2m/s。p虽然热岛效应加强了大气的湍流，有助于污染物在排放源附近的扩散。但是这种热力效应构成的局部大气环流，一方面使得城市排放的大气污染物会随着乡村风流返回城市；另一方面，城市周围工业区的大气污染物也会被环流卷吸而涌向市区，这样，市区的污染物浓度反而高于工业区，并久久不宜散去。城市局部涡流p地面上的建筑物除了阻碍了气流运动而使风

18、速减小，有时还会引起局部环流，这些都不利于烟流的扩散。p当烟流掠过高大建筑物时，建筑物的背面会出现气流下沉现象，并在接近地面处形成返回气流，从而产生涡流。结果，建筑物背风侧的烟流很容易卷入涡流之中，使靠近建筑物背风侧的污染物浓度增大，明显高于迎风侧，如图所示。坐标系 右手坐标系（食指x轴；中指y轴；拇指z轴），原点：为无界点源或地面源的排放点，或者高架源排放点在地面上的投影点；x为主风向；y为横风向；z为垂直向n高斯模式的四点假设 pa污染物浓度在y、z风向上分布为正态分布pb全部高度风速均匀稳定pc源强是连续均匀稳定的pd扩散中污染物是守恒的（不考虑转化） 3、大气污染物扩散模式、大气污染物

19、扩散模式1)无界空间连续点源扩散模式2222( , , )exp ()222yzyzqyzc x y zu 平均风速，m/s； q源强， g/s；y侧向扩散参数，污染物在y方向分布的标准偏差，m；z竖向扩散参数，污染物在z方向分布的标准偏差，m；高架源须考虑到地面对扩散的影响。高架源须考虑到地面对扩散的影响。根据假设可认为地面就象镜子一根据假设可认为地面就象镜子一样对污染物起全反射作用，按全反样对污染物起全反射作用，按全反射原理，可用射原理，可用 “像源法像源法”处理处理把把P点污染物浓度看成为两部分点污染物浓度看成为两部分（实源和像源）作用之和。（实源和像源）作用之和。建立三个坐标系：建立三

20、个坐标系：1、以实源在地面的投影点为原点；、以实源在地面的投影点为原点；P点坐点坐标为（标为（x，y，z）；）； 2、以实源为原点；、以实源为原点；3、以像源为原点。、以像源为原点。2)以高架连续点源大气污染数学模式为例讨论。以高架连续点源大气污染数学模式为例讨论。p（1）实源贡献：P点在以实源为原点的坐标系中的垂直坐标为（z-H）。不考虑地面的影响，实源在P点形成的污染物浓度2222()( , , ,)exp ()222yyyzqyzHc x y z Hu n实实源源的的贡贡献献2222()( , , ,)exp ()222yyyzqyzHc x y z Hu n实实源源的的贡贡献献（2）像

21、源贡献：）像源贡献：P点在以像源为原点的坐标系中的点在以像源为原点的坐标系中的垂直坐标为（垂直坐标为（z+H），像源在），像源在P点形成的污染物浓点形成的污染物浓度为：度为：2222()( , , ,)exp ()222yzyzqyzHc x y z Hu n像像源源的的贡贡献献2222()( , , ,)exp ()222yzyzqyzHc x y z Hu n像像源源的的贡贡献献2)(exp2)()exp2exp(2)(222222zzyzyHzHzyuQHzyxc、式中式中:c污染物浓度，污染物浓度，g / m3 ；Q源强，源强， g / s ； y 用浓度标准偏差表示的用浓度标准偏差表

22、示的y 轴上的扩散系数；轴上的扩散系数； z 用浓度标准偏差表示的用浓度标准偏差表示的z 轴上的扩散系数；轴上的扩散系数；H 烟流中心距地面高度，也称烟囱有效高度，烟流中心距地面高度，也称烟囱有效高度，m；数值为烟囱高度数值为烟囱高度h 与烟羽抬升高度与烟羽抬升高度 H之和之和. H = h + Hu烟囱高度的平均风速，烟囱高度的平均风速，m / s； 因此，对于一个高架连续点源下风向某一点污染物浓度因此，对于一个高架连续点源下风向某一点污染物浓度可用下式表示：可用下式表示：(1)高架连续点源地面浓度高架连续点源地面浓度:即即: z = 0时：时：)2)exp(2exp()0(2222zyzy

23、HyuQHyxc、(2)高架连续点源地面轴线浓度高架连续点源地面轴线浓度即即: y = 0 、z = 0时：时：)2exp()00(22zzyHuQHxc、(3)高架连续点源的地面最大浓度：高架连续点源的地面最大浓度：当当 y = 0 、z = 0 ，并设，并设 y / z = a = 常数常数， 对对 z 求导并令其等于零求导并令其等于零, 即：即：0)2exp(222zzzHauQdd可得：可得：yzHuaQc2max2(4)地面连续点源扩散模式：地面连续点源扩散模式：当当H = 0 时：时：)2)exp(2exp()0(2222zyzyzyuQzyxc、(5)地面连续点源轴线的浓度地面连

24、续点源轴线的浓度:当当 y = 0、 z = 0、 H = 0 时：时：zyuQxc、)000(2. 有效源高计算有效源高计算 烟羽抬升高度的计算十分复杂烟羽抬升高度的计算十分复杂,通常用经验关通常用经验关系式来计算，例如系式来计算，例如Holland 公式：公式：)1079.95 .1 (1)1068.25 .1 (65hssassQdvudTTTpudvH式中：式中：vs 实际状态下的烟流出口速度，实际状态下的烟流出口速度，m/s；d 烟囱出口直径烟囱出口直径, m；Ts、Ta 分别为烟气出口温度和环境大气温度，分别为烟气出口温度和环境大气温度，K；p大气压，大气压，pa ；Qh 烟气热释放率烟气热释放率 J/s ，即单位时间排出烟气的热量；，即