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1、会计学1污染物的大气扩散污染物的大气扩散第一节、大气圈垂直结构及气象要素第一节、大气圈垂直结构及气象要素环境大气或地球大气（简称大气环境大气或地球大气（简称大气)大气圈：大气圈：自然地理学将受地心引力而随地球自然地理学将受地心引力而随地球旋转的大气层。旋转的大气层。大气圈的垂直结构：大气圈的垂直结构：指气象要素的垂直分布指气象要素的垂直分布情况，如气温、气压、大气密度和大气成分情况，如气温、气压、大气密度和大气成分的垂直分布等。的垂直分布等。第1页/共102页一、大气圈结构分层一、大气圈结构分层 对流层对流层 平流层平流层 中间层中间层 暖（热）层暖（热）层 散逸层散逸层第2页/共102页第3
2、页/共102页1.对流层对流层（1）结构：）结构：对流层厚度随纬度增加而降低；对流层厚度随纬度增加而降低；第4页/共102页（2）对流层主要特征）对流层主要特征较薄较薄集中了整个大气质量的集中了整个大气质量的和几乎全部水蒸气和几乎全部水蒸气主要的大气现象都发生这里主要的大气现象都发生这里大气温度大气温度随高度增加降低随高度增加降低(每升高每升高100m平均降平均降温约温约0.65)第5页/共102页空气具有强烈的对流运动：主要由于下垫面受空气具有强烈的对流运动：主要由于下垫面受热不均及其特性不同造成。热不均及其特性不同造成。温度和湿度的水平分布不均：发生大规模空温度和湿度的水平分布不均：发生大
3、规模空气的气的水平运动水平运动(风风)。第6页/共102页大气边界层（或摩擦层）：大气边界层（或摩擦层）：气流受地面阻滞和摩气流受地面阻滞和摩擦影响大，厚度为擦影响大，厚度为12km。自由大气：自由大气：近地层：近地层：从地面到从地面到50100m的一层。上下气温只的一层。上下气温只差很大，可达差很大，可达12。第7页/共102页大气上下大气上下有规则有规则的对流和的对流和无规则无规则的湍流运动，的湍流运动，水汽充足，直接影响大气污染物的传输扩散和转水汽充足，直接影响大气污染物的传输扩散和转化。化。边界层边界层气温的日变化气温的日变化很明显，近地层昼夜可相很明显，近地层昼夜可相差十几乃至几十度
4、。差十几乃至几十度。风速随高度的增加而增大风速随高度的增加而增大。第8页/共102页没有大气对流运动，大气垂直混合微弱，极少没有大气对流运动，大气垂直混合微弱，极少出现雨雪天气，大气污染物的停留时间很长。出现雨雪天气，大气污染物的停留时间很长。2、平流层、平流层5055km高度高度特别氟氯碳（特别氟氯碳（CFCs）等致使臭氧层逐渐减薄。）等致使臭氧层逐渐减薄。第9页/共102页臭氧层：臭氧层：集中大部分臭氧，并在集中大部分臭氧，并在2025高度上高度上达到最大值。强烈吸收波长为达到最大值。强烈吸收波长为200300nm的太阳的太阳紫外线。紫外线。同温层：同温层：从对流层顶到从对流层顶到3540
5、，气温几乎不，气温几乎不随高度变化，为随高度变化，为-55。第10页/共102页逆温层：逆温层：从同温层以上到平流层顶，气温随高从同温层以上到平流层顶，气温随高度增高而增高，至平流层顶达度增高而增高，至平流层顶达-3左右。左右。第11页/共102页从平流层顶到从平流层顶到85高度。高度。特点：特点：气温随高度升高而迅速降低，顶部气温可气温随高度升高而迅速降低，顶部气温可达达-83以下。对流运动强烈，垂直混合明显。以下。对流运动强烈，垂直混合明显。3、中间层、中间层第12页/共102页从中间层顶到从中间层顶到800高度。高度。4、暖层（或电离层）、暖层（或电离层）第13页/共102页特点：特点：
6、在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用下，再度出现气温随高度升高而增加的现象。下，再度出现气温随高度升高而增加的现象。暖层气体分子被高度电离，存在着大量的离子暖层气体分子被高度电离，存在着大量的离子和电子，故又称为和电子，故又称为电离层电离层。第14页/共102页5 5、散逸层、散逸层 空气粒子运动速度很高，可以摆脱地球引力而空气粒子运动速度很高，可以摆脱地球引力而散逸到太空中去。散逸到太空中去。暖层以上的大气层，大气外层暖层以上的大气层，大气外层。气温很高，空气极为稀薄气温很高，空气极为稀薄第15页/共102页 大气压力的垂直分布大气压力的垂直分布总是随着高度的
7、升高降低，总是随着高度的升高降低，并可用气体静力学方程来描述。并可用气体静力学方程来描述。二、大气压力及密度变化二、大气压力及密度变化大气密度大气密度随高度的变化几乎和压力的变化规随高度的变化几乎和压力的变化规律相同。律相同。第16页/共102页均质大气层（均质层）：均质大气层（均质层）：在在8085以下的大以下的大气层中，以气层中，以湍流扩散湍流扩散为主，大气的主要成分氮为主，大气的主要成分氮和氧的组成比例几乎不变。和氧的组成比例几乎不变。非均质层：非均质层：在均质层以上的大气层中以在均质层以上的大气层中以分子分子扩散扩散为主，气体组成随高度变化而变化。这层为主，气体组成随高度变化而变化。这
8、层中较轻的气体成分明显增加。中较轻的气体成分明显增加。三、大气成分的垂直分布主要取决因素三、大气成分的垂直分布主要取决因素第17页/共102页第二节、气象条件对烟气扩散的影响第二节、气象条件对烟气扩散的影响影响烟气扩散的气象条件影响烟气扩散的气象条件主要有：主要有：风向风向、大气湍大气湍流流、大气温度的垂直分布大气温度的垂直分布和和大气稳定度大气稳定度等。等。一、风和湍流对污染物扩散的影响一、风和湍流对污染物扩散的影响1、风对大气污染扩散的影响、风对大气污染扩散的影响风：风：空气的水平运动。空气的水平运动。第18页/共102页整体输送作用整体输送作用整体输送作用整体输送作用冲淡稀释作用冲淡稀释
9、作用冲淡稀释作用冲淡稀释作用（1 1）风风风风对对对对污污污污染染染染物物物物浓浓浓浓度度度度分分分分布布布布的的的的作作作作用用用用污染区总是处于污染源的污染区总是处于污染源的污染区总是处于污染源的污染区总是处于污染源的下风向下风向下风向下风向将将将将污染源污染源污染源污染源安排在易于扩散安排在易于扩散安排在易于扩散安排在易于扩散的城市的的城市的的城市的的城市的下风向下风向下风向下风向。第19页/共102页冲淡稀释作用冲淡稀释作用风速越大，单位时间混合的清洁空气量越多。风速越大，单位时间混合的清洁空气量越多。污染物污染物浓度浓度与污染物的与污染物的排放总量排放总量成成正比正比，与，与平平均风
10、速均风速成成反比反比，若风速提高一倍，则下风向的污，若风速提高一倍，则下风向的污染物浓度减少一半。染物浓度减少一半。第20页/共102页 在无风或在无风或风速小风速小，烟流，烟流垂直垂直的；当的；当风速较风速较大大时，烟流则是时，烟流则是弯曲弯曲的的（2）风速对烟流扩散影响很大）风速对烟流扩散影响很大第21页/共102页地面污染源地面污染源风速低，污染重；风速高，污染轻。风速低，污染重；风速高，污染轻。高架污染源高架污染源风速大会风速大会降低抬升高度降低抬升高度，烟气着地浓度增，烟气着地浓度增大；大；风速大能风速大能增加湍流增加湍流，加快污染物的扩散，加快污染物的扩散，使烟气的着地浓度降低。使
11、烟气的着地浓度降低。影响具有双重性影响具有双重性第22页/共102页对于某一高架源，存在对于某一高架源，存在危险风速危险风速，在该风速，在该风速下地面可能出现最高污染物浓度。下地面可能出现最高污染物浓度。对于下风向所有点的平均浓度而言，对于下风向所有点的平均浓度而言，风速大风速大对减轻污染是比较对减轻污染是比较有利有利的。的。第23页/共102页2、湍流（紊流）对大气污染扩散的影响、湍流（紊流）对大气污染扩散的影响除了风存在着不同于主流方向（平均风向）的各除了风存在着不同于主流方向（平均风向）的各种尺寸的次生运动或漩涡运动，即种尺寸的次生运动或漩涡运动，即湍流运动湍流运动。风速越大，湍流就越强
12、，污染物的稀释扩散速风速越大，湍流就越强，污染物的稀释扩散速率就越快，大气污染物的浓度就越低。率就越快，大气污染物的浓度就越低。大气湍流：大气湍流：大气因受动力湍流影响形成的不规大气因受动力湍流影响形成的不规则运动气流。则运动气流。湍流扩散速率比分子扩散速率快湍流扩散速率比分子扩散速率快105106倍。倍。大气湍流运动造成流场各部分之间的强烈混合，大气湍流运动造成流场各部分之间的强烈混合，大大加快烟气的扩散速率。大大加快烟气的扩散速率。第24页/共102页二、大气稳定度对污染物扩散的影响二、大气稳定度对污染物扩散的影响指单位（通常取指单位（通常取100m）高差气温变化率的负）高差气温变化率的负
13、值，用值，用gg表示，公式如下：表示，公式如下：（式2-1）若气温随高度增加时递减的，则若气温随高度增加时递减的，则gg为正值；为正值；反之，反之，gg为负值。为负值。（一）气温直减率（一）气温直减率第25页/共102页干空气干空气干空气干空气在绝热上升（或下降）过程中，每升高在绝热上升（或下降）过程中，每升高在绝热上升（或下降）过程中，每升高在绝热上升（或下降）过程中，每升高或下降单位高差（通常取或下降单位高差（通常取或下降单位高差（通常取或下降单位高差（通常取100m100m）的温度变化率）的温度变化率）的温度变化率）的温度变化率的负值，称为的负值，称为的负值，称为的负值，称为干空气温度绝
14、热垂直递减率干空气温度绝热垂直递减率干空气温度绝热垂直递减率干空气温度绝热垂直递减率，简，简，简，简称称称称干绝热直减率干绝热直减率干绝热直减率干绝热直减率，用，用，用，用 d d表示，其定义式为：表示，其定义式为：表示，其定义式为：表示，其定义式为：（式（式（式（式2-22-2）T Ti i干空气块的温度，它不同于周围空气的温度；干空气块的温度，它不同于周围空气的温度；干空气块的温度，它不同于周围空气的温度；干空气块的温度，它不同于周围空气的温度；c cp p干空气比定压热容，其值为干空气比定压热容，其值为干空气比定压热容，其值为干空气比定压热容，其值为1004J1004J(kgK)(kgK
15、)；gg重力加速度，取重力加速度，取重力加速度，取重力加速度，取9.81m9.81m2 2/s/s。第26页/共102页干空气干空气在绝热上升（或下降）运动时，每在绝热上升（或下降）运动时，每升高（或下降）升高（或下降）100m，温度约降低（或上，温度约降低（或上升）升）1K。对于作绝热升降运动的对于作绝热升降运动的湿空气块湿空气块，在其未，在其未达到饱和状态前，也是每升降达到饱和状态前，也是每升降100m，温度，温度变化约为变化约为1K。（式（式2-2）第27页/共102页气温沿高度分布气温沿高度分布曲线曲线或或温度层结温度层结曲线曲线，简称，简称温度温度层结层结（二）气温的垂直分布（二）气
16、温的垂直分布 气温沿垂直高度的分布气温沿垂直高度的分布大大气气中中的的温温度度层层结结的的四四种种类类型型曲线曲线1，气温随高，气温随高度增加而递减，即度增加而递减，即gg0，称为，称为正常分正常分布层结布层结或或递减层结。递减层结。曲线曲线2，气温直减，气温直减率等于或近似等于干率等于或近似等于干绝热直减率，即绝热直减率，即gg=ggd，称为，称为中性层中性层结。结。第28页/共102页大大气气中中的的温温度度层层结结的的四四种种类类型型曲线曲线3，气温不随高，气温不随高度变化，即度变化，即gg=0，称，称为为等温层结。等温层结。曲线曲线4，气温随高度增，气温随高度增加而增加，即加而增加，即
17、gg0，称，称为为气温逆转，气温逆转，简称简称逆温。逆温。第29页/共102页不同大气稳定度情况下的五种典型烟流形状。不同大气稳定度情况下的五种典型烟流形状。波浪型波浪型锥型锥型平展型平展型爬升型爬升型漫烟型漫烟型（三）大气稳定度对烟流形状的影响（三）大气稳定度对烟流形状的影响第30页/共102页多发生在晴朗的白天，地面最大浓度落地点距离多发生在晴朗的白天，地面最大浓度落地点距离烟囱较近，浓度较大。烟囱较近，浓度较大。1、波浪型：、波浪型：呈波浪状，污染物扩散良好，发生在全层不稳定呈波浪状，污染物扩散良好，发生在全层不稳定大气中，即大气中，即 d 0时。时。第31页/共102页2、锥型：、锥型
18、：这种烟流呈圆锥形，发生在中性条件下，即这种烟流呈圆锥形，发生在中性条件下，即ggg g d 0.垂直扩散比平展型好，比波浪型差。垂直扩散比平展型好，比波浪型差。第32页/共102页3、平展型：、平展型：垂直方向扩散很小，像一条带子，俯视烟流呈扇垂直方向扩散很小，像一条带子，俯视烟流呈扇形展开。形展开。发生在烟囱发生在烟囱出口处于逆温层出口处于逆温层中，即该大气中，即该大气ggg g d 1。污染随烟囱高度不同而异污染随烟囱高度不同而异。当烟囱很高时，近处。当烟囱很高时，近处地面上不会造成污染。地面上不会造成污染。第33页/共102页（4）爬升型（屋脊型）爬升型（屋脊型）下部是稳定的大气，上部
19、是不稳定的大气。下部是稳定的大气，上部是不稳定的大气。日落后出现日落后出现，地面由于有效辐射的放热，低层形，地面由于有效辐射的放热，低层形成成逆温逆温，而高空仍保持递减层结。，而高空仍保持递减层结。持续时间较短持续时间较短，对近处地面污染较小。，对近处地面污染较小。第34页/共102页（5）漫烟型（熏烟型）漫烟型（熏烟型）对于辐射逆温，日出后逆温逐渐消失，发展到对于辐射逆温，日出后逆温逐渐消失，发展到烟流的下边缘或更高一点时，烟流便发生了向下烟流的下边缘或更高一点时，烟流便发生了向下的强烈扩散，而上边缘仍处于逆温层中。的强烈扩散，而上边缘仍处于逆温层中。下部下部ggg g d 0，上部上部gg
20、g g d 1。多发生在上午多发生在上午810点，持续时间很短。点，持续时间很短。第35页/共102页（四）逆温（四）逆温大气温度层结一般是大气温度层结一般是0，即气温随高度增加，即气温随高度增加是递减的。是递减的。在特定条件下也会发生在特定条件下也会发生gg=0或或gg0的现象，的现象，即气温随高度增加而不变或增加。一般将气温随高即气温随高度增加而不变或增加。一般将气温随高度增加而增加的气层称为度增加而增加的气层称为逆温层逆温层。第36页/共102页根据逆温生成的过程，可将逆温分为根据逆温生成的过程，可将逆温分为辐射逆温、辐射逆温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及及
21、湍流逆温湍流逆温五种。五种。逆温可发生在近地层中，也可能发生在较高气层逆温可发生在近地层中，也可能发生在较高气层（自由大气）中。（自由大气）中。当发生等温或逆温时，大气是稳定的，阻碍了当发生等温或逆温时，大气是稳定的，阻碍了气流的垂直运动，所以也将逆温层也称为气流的垂直运动，所以也将逆温层也称为阻挡层阻挡层。逆温层存在逆温层存在造成严重的大气污染造成严重的大气污染。第37页/共102页第38页/共102页在晴朗无云（或少云）的在晴朗无云（或少云）的夜间夜间，当风速较小（小，当风速较小（小于于3m/s）是时，地面因强烈的有效辐射而很快冷）是时，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近地面气层冷却最为强
22、烈，较高的气层冷却较却，近地面气层冷却最为强烈，较高的气层冷却较慢，因而形成了自地面开始逐渐向上发展的逆温层，慢，因而形成了自地面开始逐渐向上发展的逆温层，称为称为辐射逆温辐射逆温。1、辐射逆温、辐射逆温第39页/共102页辐射逆温在陆地上常年可见，但冬季最强。辐射逆温在陆地上常年可见，但冬季最强。辐射逆温与大气污染的关系最为密切。辐射逆温与大气污染的关系最为密切。冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面辐射超过冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面辐射超过太阳辐射，也会形成太阳辐射，也会形成逆温层逆温层。在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200300m，有时可
23、达，有时可达400m左右。左右。第40页/共102页图（图（图（图（a a）是下午时递减温度层结；）是下午时递减温度层结；）是下午时递减温度层结；）是下午时递减温度层结；图（图（图（图（b b）是日落前）是日落前）是日落前）是日落前1h1h逆温开始生成的情况，随逆温开始生成的情况，随逆温开始生成的情况，随逆温开始生成的情况，随着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐向上发展，黎明时到达最强，即图（向上发展，黎明时到达最强，即图（向上发展，黎明时到达最强，即图（向上发展，黎明时
24、到达最强，即图（c c）；）；）；）；第41页/共102页日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也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的增温，逆温便自下而上逐渐消失，即随之自下而上的增温，逆温便自下而上逐渐消失，即随之自下而上的增温，逆温便自下而上逐渐消失，即随之自下而上的增温，逆温便自下而上逐渐消失，即图（图（图（图（d d）；）；）；）；大约在上午大约在上午大约在上午大约在上午1010点左右逆温层完全消失，即图（点左右逆温层完全消失，即图（点左右逆温层完全消失，即图（点左右逆温层
25、完全消失，即图（e e）。）。）。）。第42页/共102页由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温称为下称为下称为下称为下沉逆温沉逆温沉逆温沉逆温。2 2、下沉逆温、下沉逆温、下沉逆温、下沉逆温第43页/共102页下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及由于水平辐散，该气层被压缩。由于水平辐散，该气层被压缩。由于水平辐散，该气层被压缩。由于水平辐散，该气层被
26、压缩。若气层下沉过程是绝热的，使气层顶部的绝热增温若气层下沉过程是绝热的，使气层顶部的绝热增温若气层下沉过程是绝热的，使气层顶部的绝热增温若气层下沉过程是绝热的，使气层顶部的绝热增温大于底部。若气层下沉距离很大，就可能使顶部增温大于底部。若气层下沉距离很大，就可能使顶部增温大于底部。若气层下沉距离很大，就可能使顶部增温大于底部。若气层下沉距离很大，就可能使顶部增温后的气温高于底部增温后的气温，从而形成逆温。后的气温高于底部增温后的气温，从而形成逆温。后的气温高于底部增温后的气温，从而形成逆温。后的气温高于底部增温后的气温，从而形成逆温。第44页/共102页例如有一后例如有一后例如有一后例如有一
27、后500m500m的气层，顶高的气层，顶高的气层，顶高的气层，顶高3500m3500m，底高，底高，底高，底高3000m3000m，气温分别为，气温分别为，气温分别为，气温分别为-12-12和和和和-10-10。下沉后厚度为。下沉后厚度为。下沉后厚度为。下沉后厚度为200m200m，顶高，顶高，顶高，顶高1700m1700m，底高为，底高为，底高为，底高为1500m1500m。如果气温按干。如果气温按干。如果气温按干。如果气温按干绝热直减率变化，则顶部增温为绝热直减率变化，则顶部增温为绝热直减率变化，则顶部增温为绝热直减率变化，则顶部增温为6 6（增加（增加（增加（增加1818）；底）；底）；
28、底）；底部增温为部增温为部增温为部增温为5 5（增加（增加（增加（增加1515）；结果顶部比底部气温高）；结果顶部比底部气温高）；结果顶部比底部气温高）；结果顶部比底部气温高1 1，形成了逆温。，形成了逆温。，形成了逆温。，形成了逆温。3500m3500m3000m3000m1500m1500m1700m1700m第45页/共102页下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很广，厚下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很广，厚下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很广，厚下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很广，厚度也很大，一般可达数百米。度也很大，一般可达数百米。度也很大，一般可达数百米。度也很大，一般可达
29、数百米。下沉气流一般达到某一高度就停止了，所以下沉气流一般达到某一高度就停止了，所以下沉气流一般达到某一高度就停止了，所以下沉气流一般达到某一高度就停止了，所以下沉下沉下沉下沉逆温多发生在高空大气中逆温多发生在高空大气中逆温多发生在高空大气中逆温多发生在高空大气中第46页/共102页3 3、平流逆温、平流逆温、平流逆温、平流逆温由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温称为平流称为平流称为平流称为平流逆温逆温逆温逆温。这是由于低层空气受地面影响大、降温多，上层这是由于低层空气受地面影响大、降温多，上层
30、这是由于低层空气受地面影响大、降温多，上层这是由于低层空气受地面影响大、降温多，上层空气降温少所形成的。空气降温少所形成的。空气降温少所形成的。空气降温少所形成的。暖空气与地面之间温差越大，逆温就越强。暖空气与地面之间温差越大，逆温就越强。暖空气与地面之间温差越大，逆温就越强。暖空气与地面之间温差越大，逆温就越强。当冬季当冬季当冬季当冬季中纬度沿海地区海上暖空气流中纬度沿海地区海上暖空气流中纬度沿海地区海上暖空气流中纬度沿海地区海上暖空气流到大陆上及到大陆上及到大陆上及到大陆上及暖空气平流到低地、盆地内聚集的冷空气上面时，暖空气平流到低地、盆地内聚集的冷空气上面时，暖空气平流到低地、盆地内聚集
31、的冷空气上面时，暖空气平流到低地、盆地内聚集的冷空气上面时，皆可形成皆可形成皆可形成皆可形成平流逆温平流逆温平流逆温平流逆温。第47页/共102页4 4、湍流逆温、湍流逆温、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逆温湍流逆温湍流逆温湍流逆温。实际空气的运动都是一种湍流运动，其结果将使实际空气的运动都是一种湍流运动，其结果将使实际空气的运动都是一种湍流运动，其结果将使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、水分和动量以及污染物质得以大气中包含的热量、水分和动量以及污染物质得
32、以大气中包含的热量、水分和动量以及污染物质得以大气中包含的热量、水分和动量以及污染物质得以充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混合称为合称为合称为合称为湍流混合湍流混合湍流混合湍流混合。第48页/共102页湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程图中的图中的AB是是气层在湍流混气层在湍流混合前的气温分合前的气温分布，气温直减布，气温直减率率d；第49页/共102页低层空气经湍低层空气经湍流混合后，气层流混合后，气层的温度将按的
33、温度将按干绝干绝热直减率热直减率d变化，变化，图中的图中的CD。湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程湍流逆温的形成过程混合层与不受湍流混合层与不受湍流混合影响的上层空混合影响的上层空气之间出现了一个气之间出现了一个过渡层过渡层DE，即，即逆温逆温层层。第50页/共102页在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇时，暖空在对流层中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，形成一个倾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，称为斜的过渡区，称为锋面锋面。5、锋面逆温、锋面逆温第51页/共102页在锋面上，如果冷暖空气的温差较大，也可以出在锋面上，如
34、果冷暖空气的温差较大，也可以出现逆温。现逆温。锋面逆温仅在冷空气一侧可以看到。锋面逆温仅在冷空气一侧可以看到。第52页/共102页三、特殊环境所具有的风力场对大气扩散的影响三、特殊环境所具有的风力场对大气扩散的影响在海陆交界地带具有在海陆交界地带具有海陆风海陆风，它是海风和陆风的，它是海风和陆风的总称，是由于陆地和海洋的热力性质的差异而引起总称，是由于陆地和海洋的热力性质的差异而引起的，的，在大湖泊、江河的水陆交界地带也会产生水陆在大湖泊、江河的水陆交界地带也会产生水陆风局地环流，称为风局地环流，称为水陆风水陆风。但水陆风的活动范围和强度比海陆风要小。但水陆风的活动范围和强度比海陆风要小。以以
35、24h为周期的一种为周期的一种大气局地环流大气局地环流。1.海陆风海陆风第53页/共102页在白天由于太阳辐射，在白天由于太阳辐射，陆地升温比海洋快，在陆地升温比海洋快，在海陆大气之间差生了温海陆大气之间差生了温度差、气压差，使低空度差、气压差，使低空大气由海洋流向陆地，大气由海洋流向陆地，形成海风形成海风；高空大气从陆地流向高空大气从陆地流向海洋，海洋，形成反海风形成反海风；它们同陆地上的上升它们同陆地上的上升流和海洋上的下降流一流和海洋上的下降流一起起形成海陆风局地环流形成海陆风局地环流。第54页/共102页夜晚陆地比海洋降夜晚陆地比海洋降温快，在海陆之间产温快，在海陆之间产生了与白天相反
36、的温生了与白天相反的温度差、气压差，使低度差、气压差，使低空大气从陆地流向海空大气从陆地流向海洋，洋，形成陆风形成陆风；高空大气从海洋流高空大气从海洋流向陆地，向陆地，形成反陆风形成反陆风。它们同陆地下降气它们同陆地下降气流和海面上升气流一流和海面上升气流一起起构成了海陆风局地构成了海陆风局地环流环流。第55页/共102页 由上可知，由上可知，建在海边排除污染物的工厂，必建在海边排除污染物的工厂，必须考虑海陆风的影响。须考虑海陆风的影响。因为有可能出现在夜间随陆风吹到海面上的污染物，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来，或者进入海陆风局地环流在白天又随海风吹回来，
37、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污染。中，使污染物不能充分的扩散稀释而造成严重污染。第56页/共102页2、山谷风、山谷风 山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以以24h为周期的为周期的局地环流局地环流，它主要是由于山坡和谷，它主要是由于山坡和谷地受热不均产生。地受热不均产生。第57页/共102页在白天，太阳先在白天，太阳先照射到山坡上，使照射到山坡上，使山坡比谷地上同高山坡比谷地上同高度的大气温度高，度的大气温度高，形成了由谷地吹向形成了由谷地吹向山坡的风，山坡的风，称为谷称为谷风风。在高空形成了由在高空形成了由山
38、坡吹向山谷的山坡吹向山谷的反反谷风谷风。它们同山坡上升它们同山坡上升气流和谷地下降气气流和谷地下降气流流形成了山谷风局形成了山谷风局地环流。地环流。第58页/共102页在夜间山坡和山在夜间山坡和山顶比谷地冷却快，顶比谷地冷却快，使山坡和山顶的冷使山坡和山顶的冷空气顺山坡下滑到空气顺山坡下滑到谷底，谷底，形成了山风形成了山风。在高空则形成了在高空则形成了自山谷吹向山顶的自山谷吹向山顶的反山风反山风。它们同山坡下降它们同山坡下降气流和谷地上升气气流和谷地上升气流一起构成了流一起构成了山谷山谷风局地环流风局地环流。第59页/共102页山风和谷风的方向是相反的，但比较稳定。山风和谷风的方向是相反的，但
39、比较稳定。在山风与谷风的在山风与谷风的转换期转换期，风向是不稳定的，山风，风向是不稳定的，山风和谷风均有机会出现，时而山风，时而谷风。这时和谷风均有机会出现，时而山风，时而谷风。这时若有大量污染物排入谷中，由于若有大量污染物排入谷中，由于风向的摆动风向的摆动，污染污染物不易扩散物不易扩散，在山谷中停留时间很长，有可能造成，在山谷中停留时间很长，有可能造成严重的大气污染。严重的大气污染。第60页/共102页3、城市热岛环流、城市热岛环流城市热岛环流是由城乡温度差引起的局地风。城市热岛环流是由城乡温度差引起的局地风。主主要要原原因因城市人口密集、工业集中，使得能耗水城市人口密集、工业集中，使得能耗
40、水平高；平高；城市的覆盖物（如建筑、水泥路面等）城市的覆盖物（如建筑、水泥路面等）热容量大，白天吸收太阳辐射热，夜间放热容量大，白天吸收太阳辐射热，夜间放热缓慢，使低层空气冷却变缓；热缓慢，使低层空气冷却变缓；城市上空笼罩着一层烟雾和城市上空笼罩着一层烟雾和CO2，使地面使地面有效辐射减弱。有效辐射减弱。第61页/共102页使城市净热量收入比周围乡村多，故平均气使城市净热量收入比周围乡村多，故平均气温比周围乡村高（特别是夜间），于是形成了温比周围乡村高（特别是夜间），于是形成了所谓的所谓的城市热岛城市热岛。据统计，城乡平均温差一般为据统计，城乡平均温差一般为0.41.5，有，有时可达时可达68
41、。其差值与城市的大小、性质、。其差值与城市的大小、性质、当地气候条件及纬度有关。当地气候条件及纬度有关。产生城乡温度差异的主要原因产生城乡温度差异的主要原因第62页/共102页城市热岛效应原理示意图城市热岛效应原理示意图城市热岛效应原理示意图城市热岛效应原理示意图由于城市温度由于城市温度经常比乡村高经常比乡村高（特别是夜间）（特别是夜间），气压比乡村，气压比乡村低，所以可以低，所以可以形成一种从周形成一种从周围农村吹向城围农村吹向城市的特殊的局市的特殊的局地风，称为地风，称为城城市热岛环流市热岛环流或或城市风城市风。第63页/共102页城市热岛效应原理示意图城市热岛效应原理示意图城市热岛效应原
42、理示意图城市热岛效应原理示意图易导致城市周易导致城市周围污染物围污染物向城向城市中心聚集市中心聚集,特特特特别是夜间城市别是夜间城市别是夜间城市别是夜间城市上空有逆温存上空有逆温存上空有逆温存上空有逆温存在时。在时。在时。在时。第64页/共102页处于热岛效应下的北京城区处于热岛效应下的北京城区处于热岛效应下的北京城区处于热岛效应下的北京城区第65页/共102页第三节、污染物浓度的估算第三节、污染物浓度的估算一、高斯模一、高斯模式式高高斯斯模模式式估估算算的的四四点点假假设设污染物浓度在污染物浓度在y、z轴上的分布轴上的分布符合高斯符合高斯分布（正态）；分布（正态）；在全部空间中在全部空间中风
43、速是均匀的、稳定的风速是均匀的、稳定的；源强势源强势连续均匀连续均匀的；的；在扩散过程中在扩散过程中污染物质量守恒污染物质量守恒。进行进行污染物浓度估算污染物浓度估算需要遵守的前提条件。需要遵守的前提条件。第66页/共102页高斯模式的坐高斯模式的坐标系，其标系，其原点为原点为排放点排放点（无界点（无界点源或地面源）或源或地面源）或高架源排放点在高架源排放点在地面的投影点地面的投影点；x轴正向为轴正向为平平均风向均风向；y轴在水平面轴在水平面上垂直于上垂直于x轴，轴，正向在正向在x轴左侧；轴左侧；第67页/共102页 z轴垂直轴垂直于水平面于水平面oxy，向上，向上为正向，即为正向，即为右手坐
44、标为右手坐标系。系。该坐标系该坐标系中烟流中心中烟流中心线或与线或与x轴轴重合，或在重合，或在xoy面的投面的投影为影为x轴。轴。第68页/共102页无限空间连续点源扩散的高斯模式为：无限空间连续点源扩散的高斯模式为：式式2-3C任一点处污染物浓度，任一点处污染物浓度，g/m3；Q源强，单位源强，单位时间污染源排放的污染物，时间污染源排放的污染物，mg/s；s sy污染物在污染物在y方向分布的标准偏差，即水平扩散系数，方向分布的标准偏差，即水平扩散系数，m；s sz污染物在污染物在z方向分布的标准差，即垂直扩散系数，方向分布的标准差，即垂直扩散系数，m；u 平均风速，平均风速，m/s。第69页
45、/共102页式中H烟囱的有效高度，m。（式2-4）高架连续点源的高斯模式，必须考虑地面对扩散高架连续点源的高斯模式，必须考虑地面对扩散的影响。可以认为地面向镜面一样、对污染物起的影响。可以认为地面向镜面一样、对污染物起全反射作用。那么下风向某点污染物的浓度应该全反射作用。那么下风向某点污染物的浓度应该是由两部分组成；是由两部分组成；一部分是不存在地面反射作用时该点所具有的污一部分是不存在地面反射作用时该点所具有的污染物浓度；染物浓度；另一部分是由于地面反射作用所增加的污染物浓另一部分是由于地面反射作用所增加的污染物浓度。度。高架连续点源的高斯模式为：高架连续点源的高斯模式为：第70页/共102
46、页图2-11同时也标出了高斯模式的坐标系，其原点为排放点（无界点源或地面源）或高架源排放点在地面的投影点，x轴正向为平均风向，y轴在水平面上垂直于x轴，正向在x轴左侧，z轴垂直于水平面oxy，向上为正向，即为右手坐标系。在该坐标系中，烟流中心线或与x轴重合，或在xoy面的投影为x轴。图2-11无限空间连续点源扩散的告示模式为：（式2-3）式中C任一点处污染物浓度，g/m3；Q源强，单位时间污染源排放的污染物，mg/s；sy污染物在y方向分布的标准偏差，即水平扩散系数，m；sz污染物在z方向分布的标准差，即垂直扩散系数，m；u 平均风速，m/s。式中H烟囱的有效高度，m。（式2-4）高架连续点源
47、的高斯模式，必须考虑地面对扩散的影响。可以认为地面向镜面一样、对污染物起全反射作用。那么下风向某点污染物的浓度应该是由两部分组成，一部分是不存在地面反射作用时该点所具有的污染物浓度；另一部分是由于地面反射作用所增加的污染物浓度。高架连续点源的高斯模式为：第71页/共102页不管是无限空间连续点源，还是高架连续点源，高斯公式均表明：下风向某点污染物的浓度与源强Q成正比，与风速u和扩散参数sy和sz成反比。sy和sz实质上是对不同稳定度时大气湍流扩散能力的量度。因此，高斯公式可以较正确的反映污染浓度与各种气象因子之间的关系，并根据式（2-3）和式（2-4）两个公式求取某点的污染物浓度。当y=0时，
48、C（x,0,z,H）即为高架连续点源烟流中心线上污染物的浓度；当z=0时，C（x,y,0,H）即为高架连续点源的污染物在地面的浓度；当y=0，z=0时，C（x,0,0,H）即为高架连续点源烟流地面中心线上污染物的浓度；当z=0,H=0时，C（x,y,0,0）即为地面连续点源的污染物在地面的浓度；当y=0，z=0,H=0时，C（x,0,0,0）即为地面连续点源中心线上污染物的浓度.第72页/共102页二、扩散参数的确定 在采用高斯模式求取某点污染物浓度时，需要先确定公式中的未知扩散参数sy和sz，通常用P-G曲线法和中国国家标准规定的两种方法求取。（一）P-G扩散曲线法 帕斯奎尔（Pasquil
49、l）于1961年推荐了一种仅需常规气象观测资料就可估算sy和sz的方法，吉福德（Gifford）进一步将它做成应用更方便的图表，所以这种方法又简称P-G曲线法。这一方法首先根据太阳辐射情况（云量、云状和日照）和距地面10m高处的风速u10将大气的扩散稀释能力划分为AF六个稳定度级别。然后根据大量扩散试验数据和理论上的考虑，用曲线来表示每一个稳定度级别的sy和sz随下风距离的变化。第73页/共102页1.根据常规气象资料确定稳定度级别P-G法划分稳定度级别的标准见表2-1.地面风速u10（m/s）白天太阳辐射阴天的白天或夜间有云的夜间强中弱薄云遮天或低云云量5/10云量4/102AABBD23A
50、BBCDEF35BBCCDDE56CCDDDDD6CDDDDD表表2-1 稳定度级别划分表稳定度级别划分表 第74页/共102页对该标准的几点说明如下：（1）稳定度级别中，A为强不稳定，B为不稳定，C为弱不稳定，D为中性，E为较稳定，F为稳定。（2）稳定度级别AB表示按A、B级的数据内插。（3）夜间定义为日落前1h至日出后1h。（4）不论何种天气状况，夜间前后各1h算作中性，即D级稳定度。（5）强太阳辐射对应于碧空下的太阳高度角大于60的条件；弱太阳辐射相当于碧空下太阳高度角为1535。在中纬度地区，仲夏晴天的中午为强太阳辐射，寒冬晴天中午为弱太阳辐射。云量将减少太阳辐射，云量应与太阳高度一起