大气污染控制：第三章 大气污染气象学

1、第三章 大气污染气象学污染物排入大气后，是否引起严重的大气污染取决于： 污染源的状况 废气的温度、成分、源强、源高、源的几何形状、相对位置、排放方式等。 污染物在大气中扩散稀释速率 充分利用大气的净化能力，使地面污染控制在人们可以接受的程度以内，防止污染事故的发生。影响因素：源参数、气象因素、地面特征、周围地区建筑物分布等。气象因素包括：风向、风速、大气湍流运动、气温垂直分布及大气稳定程度等。第一节 大气圈结构及气象要素地球表面环绕着一层很厚的气体，称为大气。自然地理学将受地心引力而随地球旋转的大气层称为大气圈。地球周围的大气圈具有层状结构：对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层，大气圈的上界定

2、为12001400km，以上部分气体非常稀薄，是宇宙空间。 一、对流层特性最近地面的一层大气，对流程度：热带比寒带强烈。厚度：随纬度增加而降低，赤道地区最高（15km），两极最低 (约8 km) ，暖季大于冷季。对流层主要特征： 对流层虽然较薄，但却集中了整个大气质量的3/4和几乎全部水气，主要的气象现象都发生在这一层，它是天气变化最复杂、对人类活动影响最大的一层。 气温随高度增加而降低，每升高100 m平均下降约0.65。 空气受下热面不均匀及其本身特征的影响，而具有强烈的对流运动。 温度和湿度水平分布不均匀：在热带海洋上空，空气比较温暖潮湿；在高纬度内陆上空，空气比较寒冷干燥，因此也经常发

3、生大规模空气运动。对流层下层 (地面至1-2km) ，称为摩擦层，又称大气边界层。 自由大气 动量 混合层(LID) 大气边界层 湍流 几百米2公里 12公里 风速梯度 大气边界层对大气污染 物的扩散迁移影响极大 近地层、下部摩擦层 热流 ( 地表至几十米 ) 大气边界层主要特征： 受地面冷热的直接影响，气温日变化明显，特别是近地层，昼夜相差十几乃至几十度。 由于气流运动受地面摩擦的影响，故风速随高度增加而增大。 大气上下有规则的对流和无规则的湍流运动都比较盛行，水气也比较充足。直接影响污染物的传输、扩散和转化。二、气象要素表示大气状态和物理现象的物理量。 1. 气温 指离地面1.5m高处百叶

4、箱中观测到的空气温度。 2. 气压 指大气压强。气象上气压的单位为毫巴 (mb)。 1mb = 1000dyn/cm2 = 100 Pa在静止大气中，任意点的气压值等于该点单位面积上的大气柱重量： dP = -gdz 或 dP/dz = -g 3. 气湿 空气的湿度简称气湿。即大气中水汽含量的多少和空气的潮湿程度。 绝对湿度：H kg水/kg绝干空气。 相对湿度：= pH2O/pS100 水蒸汽压力、饱和气压、露点等。 4. 风向和风速 气象上把水平方向的空气运动称为风。 铅直方向的空气运动称为升降气流或对流。 风向 方位表示法：把园周分16等分 角度表示法：正北为0，顺时针方向。 风速：单位

5、时间内空气在水平方向移动的距离 (m/s) 。 测定方法：安装于距地面10-12 m高度上的测风仪所观测到的一定时间内的平均值 (如2min、10min) 粗略估计风速可依据自然现象_风力大小来表示。蒲福根据自然现象将风力分为13个等级 (0-12级) ，若用F表示风力等级，则风速： ( km/h) 5. 能见度 在当时天气条件下，视力正常的人能够从天空背景中看到或辨认出的目标物的最大水平距离 (m) 。 能见度大小反映了大气透明度或混浊程度。 6. 云： 云是发生在高空的水汽凝结现象。 云的分类 高云：5000m以上，由水晶组成，云体成白色，有蚕丝般光泽， 薄而透明。 中云：25005000

6、m之间，由过冷的微小水滴及冰晶组成，白色或 灰色，没有光泽，云体稠密。 低云：2500以下，不稳定气层中的低云常分散或孤立的大块云， 稳定气层中的低云结构稀松，低而黑。 云量 指云遮蔽天空的成数。 我国将视野之内的天空分为10份，云遮住了几份云量就是几。 国外分为8份。换算：我国云量 = 国外云量1.25 总云量：指所有云遮蔽天空的成数，不论云的层次和高度。 低云量：指低云遮蔽天空的成数。 云量记录：总云量作分子，低云量作分母，如：10/7，5/5等第二节 大气的热力过程一、太阳、大气和地面的热交换低层大气的增热与冷却是太阳、地球与大气之间进行热量交换的结果。1. 太阳表面温度6000K，时刻

7、向外辐射能量。 紫外区 (波长小于0.4um) 大阳辐射波 可见光区 (波长0.40.76 um) 红外区 (波长大于0.76um) 波长在0.154um之间的辐射能占太阳总辐射能的99%，在0.475um附近的辐射最强。 全球平均情况：太阳辐射约有53%被地面吸收，43%被反射回太空，14%被大气吸收 (包括上层大气) 。2. 大气中能选择吸收太阳辐射的气体主要有水蒸气、CO2、O3。 水蒸汽吸收太阳辐射红外区0.93-2.85um之间的几个吸收带；CO2仅对红外区4.3um之间吸收较强 (太阳辐射该区域较弱) ；O3能强烈吸收紫外线，但主要发生在平流区。 太阳辐射对大气增热没有多大直接作用

8、。 3. 地球表面温度200300K，对流层大气平均温度250K，都产生3120um的长波辐射。 水蒸汽对4.580um、CO2对4.3um、12.717.4um辐射波强烈吸收，约有7595%的地面长波被近地层大气吸收。 地面辐射是向上的。大气辐射是向四面八方的，其中投向地面的部分称为大气逆辐射。大气逆辐射可被地面吸收。地面辐射与被地面吸收的大气逆辐射之差称为地面有效辐射。结论：近地层空气的温度随地表温度的降低而降低，而且是自下而上地被冷却；随地表温度的增加而增加，而且是自下而上被加热。地表温度的周期性变化会引起低层大气的周期性变化。 云层对太阳辐射的影响是很明显的，云愈厚，反射作用愈强。所以

9、阴天得到的大阳辐射少。 二、 气温的绝热变化 1. 绝热过程与泊松(Poisson) 方程 P0 + dP P、T、V环境 V0 + dV 气块 Z + dZ T0 + dT 环境 气块 Z P0、T0、V0 干空气块在 因周围压力低而膨胀 干空气块 大气中上升 反抗外界压力而作功 温度降低干空气导热系数较小，可看作绝热过程。根据热力学第一定律有： dq = dU + dW = dU + PdV ( dW = PdV ) U = HPV 全微分 dU = dHPdVVdP dq = dHVdP = CPdTVdP (dH = CPdT )对单位质量的空气， ，故 式中：CP = 996.5J/

10、kg.K，R = 287J/kg.K对于绝热过程：dq = 0，则 将上式从气块初态(T0，P0) 到终态 (T，P) 积分，得 上式为泊松方程，它描述了气块在绝热升降时气块初态和气块终态之间的关系。表明在绝热过程中系统温度变化由外界压力变化而引起。 2. 干绝热递减率与气温递减率 干空气块 (或在升降过程中未发生水蒸汽相变的湿空气块) 在绝热升降100m时，温度降升的数值称为干绝热递减率，以 表示： 即： 式中：下标 i 代表气块，下标 d 代表干空气。将上式用于气块则： 大多数大气能满足准静力条件，即气块压力与周围大气相等： 又有：则： ，( ) 式中：g = 9081 m/s2，CP=1

11、004 J/kg.K 气温递减率：单位高差气温变化率的负值： 3. 气温的垂直分布 气温随高度的分布可用坐标图上的曲线表示，这条曲线称为温度层结曲线，简称温度层结。 大气中的温度层结有四种类型：气温随高度增加而递减，即 ，称为正常分布层结或递减层结。气温递减率等于或近似等于干绝热递减率，即 ，称为中性层结。气温不随高度变化，即 ，称为等温层结。气温随高度增加而增加，即 ，称为气温逆转，简称逆温。 三、 大气稳定度及其判据 大气稳定度是指垂直方向上大气稳定的程度，即是否容易发生对流。对污染物在大气中的扩散有相当大的影响。分稳定、中性、不稳定气层三种。单位体积空气块受力分析：浮力 ，重力 ，加速力

12、 。 ， 代入状态方程： 及准静力条件 Pi = P 得若气块初态与大气平衡，即 T0=Ti0，当气块绝热上升z后，其温度为： ，周围空气温度为： ，代入上式： 当 时，a0，加速度与位移方向相同，层结不稳定。 当 时，a = 0 ，层结是中性的。四、逆温 具有逆温层的大气层是强稳定层。按逆温层的高度可分为：接地逆温和不接地逆温。按其产生过程可分为：辐射逆温、下混逆温、平流逆温、湍流逆温、锋面逆温。 辐射逆温 由于地面强烈辐射而形成的逆温。 辐射在大陆常年可见，冬季最强。冬天夜长，逆温层厚，消失也慢。可见云和强风可抑制辐射逆温出现。下沉逆温 下沉逆温范围广、厚度大、持续时间长，在离地数百米至数

13、千米的高空都可能出现。在冬季，下沉逆温与辐射逆温相结合，形成很厚的逆温层。平流逆温 当暖空气平流到冷地面时，下层空气受地面影响大，降温多，上层空气降温少，故形成逆温。 当暖空气平流到低地、盆地内积聚的冷空气上面时，也可形成平流逆温。湍流逆温 实际空气的运动都是一种湍流运动。运动的结果使大气中包含的热量、水分和动量以及污染物都得以充分混合和交换。这种因湍流运动引起的混合属性称湍流混合。低层空气因湍流混合而形成的逆温称湍流逆温。5. 锋面逆温 对流的冷空气团与暖空气团相遇时，暖空气因其密度小就会爬到冷空气上面去，形成一千倾斜的过渡区，称为锋面。在锋面上冷暖空气的温差较大时，也可出现逆温，称为锋面逆

14、温。五、 大气稳定度和烟流扩散的关系1.波浪型：出现于全层不稳定的气层中， ，晴朗的白天中午和午后易出现，对污染物扩散良好，但源近距离处会出现高浓度。 2. 锥型：发生在全层中性和弱稳定时， ，扩散比波浪型差，比平展型好，阴天常见。 3. 平展型(扇型)：发生在全层强稳定( )时，烟流垂直扩散受抑制，在水平方向扩散成扇形，晴朗的夜间常出现。对环境影响与源高有关。4. 爬升型(屋脊型) ：烟流下部是稳定大气，上部是不稳定大气。一般日落前出现。持续时间短，对近地处污染较小。5. 漫烟型(熏烟型) ：烟流下部是不稳定大气，烟流上部是稳定大气，烟流向上扩散受到抑制，只能在地面至逆温层之间扩散，造成污染

15、物浓度极高。一般早上日出时出现。第三节 大气的运动和风 大气的运动是在各种力的作用下产生的；大气运动的结果形成风；风对大气污染物起到输送作用和冲淡稀释作用。 一、水平方向作用于空气的力 1. 水平气压梯度力 由于水平方向气压差的存在而作用在单位质量空气上的力Gn 是空气产生水平运动的原动力。 2. 地转偏心力 由于地球自转而产生的使运动着的空气偏离气压梯度力方向的力，也称科佳奥利力： 式中：V、 -分别为风速和当地纬度。 -地球自转角速度。性质： 伴随风的产生而产生。 该力在北半球垂直指向运动方向的右方，在南半球垂直指向运动方向的左方。 由于它与运动方向垂直，只改变风的方向，不改变风速。 该力

16、与sin成正比，故随纬度增加而增大，直道为0，两极最大。 3.惯性离心力 作曲线运动的单位质量空气所受的惯性离心C： 或 C的方向与大气运动方向垂直，由曲率中心指向外缘，由于大气运动的曲率半径都很大，所以C通常很小。 4. 摩擦力 内摩擦力：运动速度不同的两层气体之间。 外摩擦力：贴近地面运动的大气与地面之间。摩擦力的方向与运动方向相反。随高度而变化，越高越小。总结： 大气水平梯度力是引起大气水平运动的直接动力。 其它三个力是大气运动之后才产生并起作用的。 讨论近地层大气运动或低纬度地区大气运动时，地转偏向力可不予考虑。 近于直线的气体运动，惯性离心力可不予考虑。讨论自由大气时，摩擦阻力可不予

17、考虑。 二、大气边界层中风随高度的变化 摩擦阻力随高度增加而减小；风随高度增加而增大；地转偏向力也的影响随高度增加而明显。所以在北半球，风逐渐往右偏转，到了边界层顶，风的大小、方向与地转风完全一致。爱克曼(Ekman) 螺旋线一、近地层的风速廓线模式 平均风速随高度变化的曲线称为风速廓线。 描述平均风速随高度变化的数学表达式称为风速廓线模式。 常用：对数律、指数律。 作用：利用这些模式可根据易测的地面风速(10-12m)，计算出不易测量的较高层风速。 1. 对数律 根据普兰德 (Prandtl) 的混合长理论，可以导出中性层结时近地层风速廓线的典型模式_对数混合长模式。 m/s 式中： _高度

18、Z处的风速，m/s； _摩擦速度，m/s； k_卡门 (Karman) 常数，0.35；Z0 _地面粗糙度，m。 表3-2 有代表性的地面粗糙度 在近地层中性层结条件下应用，精度较高；非中性层结条件下应用误差较大。地面类型Z0(cm) 范围有代表性的Z0(cm)草 原农作物地区村落、分散的森林分散的大楼(城市)密集的大楼(大城市) 110 1030 20100 100400 400 3 10 30 100 300 2. 指数律根据施密特(Schmit) 的半经验理论导出的风速廓线指数律为： m/s式中： _己知高度Z1上的风速，m/s；m_稳定度参数。 3-2 参数m值 指数律在中性条件下，能

19、较满意地应用于300500m的气层，而且在非中性条件下应用也较为准确和方便，所以在大气扩散的实际工作中指数律应用较多。但在中性条件下不如对数准确，特别是近地层 (离地几米高度) 。稳定度级别ABCDEF欧文m城市0.150.150.200.250.400.50乡村0.070.070.100.150.350.55制订原则和方法m0.100.150.200.250.300.30四、地方性风场 水陆交界处的影响水陆热力和动力性质的差异引起水面、陆地上的大气有很大不同。 水面：光滑、机械湍流较弱、扩散速率较慢。 陆地：地表粗糙、机械湍流较强、扩散速率较快。 海风：风速56m/s，深入内陆数十公里，厚度100到1000m以 上，一般为500m，上午911时开始。 陆风：风速12m/s，厚度通常100300m，深入海上距离约 810 公里，1720时开始。 晚上吹向大海的污染物白天有可能随海风吹回来。 山区气温特征 山区污染物的扩散决定于山区特殊的气象条件和地形对气流运动的影响。 气象条件主要表现在山区的温场。风场和湍流特征与平原地区不同。 1. 山区温场 地形复杂、地面受热不均(向阳、背阳、坡度大小等) 、日照时间变化等使水平气温分布很不均匀，造成局部地区热力环流，形成坡风、山谷风等。 山区辐射因地形作用大为增强：夜间山坡冷却快，冷空气下滑，