第三章-大气扩散ppt课件.ppt

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1、n 大气污染的出现一般由三个因素共同作用引起，即污染源、现场大气状态和污染物接受体。n 污染物通过污染源排放到大气中，与大气相互作用，通过混合、反应、转移等过程对接受体产生影响。n 大气污染也可以看做是污染源排放出的污染物、对污染物起稀释作用的大气和承受污染的物体三者之间相互关联、相互影响而产生的一种效应。由此可以断定，一个区域或地区造成大气环境污染的程度，不仅决定于污染源污染源排放的污染物特性污染物特性、排放总排放总量、与污染源距离的远近以及污染物的污染途径等量、与污染源距离的远近以及污染物的污染途径等，其次还与气象要素气象要素、地形地形（马斯河谷烟雾事件发生在（马斯河谷烟雾事件发生在地势比

2、较低洼的地方，那里不利于大气污染物的扩散地势比较低洼的地方，那里不利于大气污染物的扩散和迁移）和迁移）等因素有关，其中以气象要素气象要素的影响最为突出。影响污染物在大气中运动的气象因素主要有风、湍流、逆温和大气稳定度等。一、影响大气污染扩散的气象因素所谓风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用 所谓风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用 风 风向 向 和 和 风速 风速 描述。描述。排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着 排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着 下风向 下风向 迁移、迁移、输送、扩散和稀释，风速越大，污染物被输送的距离越远，输送、扩散和稀释，风速越大，污染物被输送的距

3、离越远，其浓度越低。其浓度越低。风向 是指风吹来的方向。是指风吹来的方向。可用 可用8 8 个方位或 个方位或16 16 方位表示。方位表示。风速 是指空气在单位时间内水平运动的距离。是指空气在单位时间内水平运动的距离。大气污染不仅受 大气污染不仅受 风向 风向，也受，也受 风速 风速 的影响。的影响。1、风某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越高高；反之机率越低。也就是说，大气污染程度与也就是说，大气污染程度与风向频率成正比。风向频率成正比。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、扩散和稀释能力加大，使大气中污染物

4、浓度降低，即大气污染程大气污染程度与风速成反比。即风速增加一倍，则下风向污度与风速成反比。即风速增加一倍，则下风向污染物浓度也相应会减少一半。染物浓度也相应会减少一半。风对污染物的作用有两点：一是对污染物沿下风方向的转移，二是在转移过程中对污染物浓度的稀释作用。为综合反映某一地区风向频率和平均风速对大气污染影响的程度，常用污染系数来表达：气象预报的风速指的是距地面10m 高处在一定时间内观测到的平均风速。风向频率是指在一定时间内自某个方位（东、西、南、北等）所吹来的风的重复次数和该时间内各个不同方向吹来的全部风的次数相比的百分数。风向频率玫瑰图风向玫瑰图是气象学上对风向研究的一种方法和手段，它

5、反映过去风向发生的频率，预示未来风向发生频率的趋势。根据公式计算出各风向的污染系数，绘成风玫瑰图，污染系数越大，下风向的污染就越严重。如果从一个原点出发，画出许多根辐射线，每一根线的方向就是某个地区的一种方向，而线段的长短则表示该方向风的风向频率，将这些线段的末端逐一连接起来，即为该地区的风向频率玫瑰图。风向频率及污染系数实例风向频率及污染系数实例此表为测定各方位风向频率和风速后的污染系数计算实例，此表为测定各方位风向频率和风速后的污染系数计算实例，相 相对污染系数 对污染系数 为某方位污染系数与各方位污染系数之和的比值。为某方位污染系数与各方位污染系数之和的比值。所谓大气湍流，是指大气中无规

6、则的、三维的小尺度运动。即风除在水平方向运动外，还会由上、下、左、右方向的乱运动，风对污染物的稀释作用，实际上是由于风的无规则阵性和摆动造成大气湍流所引起的。（有点象分子的热运动）大气湍流表现为 气流的速度 气流的速度和 方向 方向随 时间和空间 时间和空间位置的不同而呈 随机变化 随机变化，并由此引起 温度 温度、湿度 湿度以及 污染物浓度 污染物浓度等气象属性的随机涨落。2湍流(Turbulent Flow)把湍流想象成是由许多湍涡形成的，湍涡的不规则运动与分子运动极为相似。不同的是，分子的运动以分子为单位，湍流以湍涡为单位，湍涡运动速度比分子运动速度大的多，比分子扩散快105106倍。没

7、有湍流运动，污染物的扩散就成了问题。近地面大气湍流的形成和强度，主要取决于机械湍流和热力湍流。l 机械湍流，是指由于机械的或动力的作用引起的湍流，其大小决定于风速分布和地面粗糙度，当空气流过粗糙的地表时，会随地面的起伏而抬升或下沉，从而产生垂直方向湍流，风速越大机械湍流强度越大。l 热力湍流，是指由于大气的垂直方向温度变化引起的湍流，其强度决定于大气垂直方向的稳定程度，垂直方向的温度变化越大，热力湍流的强度越大；相反即越小。排放到大气中的污染物质，在湍流作用下被扩散和稀释。湍流运动造成大气中各组分间的强烈混合。当污染物由污染源排入大气中时，高浓度部分污染物由于湍流混合，不断被清洁空气渗入，同时

8、又无规则地分散到其他方向去，使污染物不断地被稀释、冲淡。比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气总是向下风方向飘去总是向下风方向飘去，并，并不断地向四周扩散不断地向四周扩散，这就是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。这就是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。只有风无湍流，从烟囱中排出的废气像一条只有风无湍流，从烟囱中排出的废气像一条“烟烟管管”一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少扩散。扩散。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。(a)小涡旋(b)大涡旋(c)复合尺度湍流（a）无

9、湍流；（b）小湍涡中的烟团；（c）与湍涡尺寸接近的烟团；（d）大湍涡中的烟团小湍涡中的烟团大湍涡中的烟团与湍涡尺寸接近的烟团风的垂直切变：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，有时二者皆备。湍流能否发生及其强度大小主要决定于风速大风速大小小、地面起伏状况地面起伏状况和近地面大气的热状况近地面大气的热状况。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；风速垂直切变越大，湍流越易发生。风和湍流是决定污染物在大气中扩散状况的最直接的因子，也是最本质的因子，是决定污染物扩散快慢的决定性因素。风速愈大，湍流愈强风速愈大，湍流愈强，污染物扩散，污染物扩

10、散稀释的速率就稀释的速率就愈快愈快。因此凡是有利。因此凡是有利于增大风速、增强湍流的气象条件，于增大风速、增强湍流的气象条件，都有利于污染物的稀释扩散，否则，都有利于污染物的稀释扩散，否则，将会使污染加重。将会使污染加重。思考题：决定污染物扩散快慢的决定性因素是什么？为什么？3逆温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减，平均垂直递减率为0.65/100 米。但在一定条件下，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运动，所以也叫阻挡层。由于污染空气积聚在它的

11、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有逆温又静风的条件下。逆温是环境中很重要的大气现象，许多严重的污染事件都与之有关。逆温现象经常发生在较低气层中，这时气层稳定性强，对于大气中垂直运动起阻碍作用，不利于大气中污染物的扩散，导致排放的气体污染物累积并产生污染事故。F辐射逆温F下沉逆温F平流逆温F锋面逆温F湍流逆温F地形逆温根据逆温发生原因不同，可将逆温分为：（1）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 晴空无云（或 晴空无云（或少云）少云）的 夜晚 夜晚，当 风速较小 风速较小（小于3米/s）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

12、热传导作用从下面开始冷却，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 自地面开始向上的逆温层 自地面开始向上的逆温层，称作 辐射逆温 辐射逆温。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强 黎明时达最强。一般 日 日出后 出后，太阳辐射逐渐增强 太阳辐射逐渐增强，地面很快增温 地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失。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；地面夜间变冷，大气自下而上冷却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；

13、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在陆地上常年可见，但以冬季最强（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。）。在中纬度地区，冬季的辐射逆温层厚度可达200300米，有时可达400米左右。辐射逆温最常出现，故与大气污染的关系最为密切。（2）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温称为下沉逆温，下沉逆温又称为压缩逆温。上层空气下沉落入高压气团内因受压而变

14、热，使气温高于底层的空气而出现随高度的增加气温也增加的现象。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，高压中心附近有持久而强盛的下沉运动。下沉逆温的形成受气压影响较大而与昼夜没有关系，因此没有明显的日变化。下沉逆温的形成可以下图说明。某高度有一层空气ABCD，其厚度为h。当它下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大 周围大气对它的压力逐渐增大，以及 由于水平扩散 由于水平扩散使该气层变成ABCD，厚度减少为h（hh）。由于顶部CD下沉到CD的距离比底部AB下沉到AB的距离大，使气层顶部的绝热增温比底部增温高。如果气层下沉的距离很大，就可能出现顶部气温比底部气温高，从而

15、形成逆温层。下沉逆温下沉逆温多出现在高高压控制区压控制区，范围很广。厚度也很大，一般可达数百米数百米。下沉气流达到某一高达到某一高度就停止了度就停止了，所以下沉逆温一般不从地面一般不从地面开始开始，而是多发生在多发生在高空大气层高空大气层中（离地面1km 以上高空），对高的排放源影响较高的排放源影响较大。大。（3）平流逆温由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。流逆温。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，也可以形成平流逆温。（4）锋

16、面逆温当对流层中冷、暖空气相遇时，暖空气因密度小就会爬到冷空气上面，形成一个倾斜的过渡区，称之为锋面。在锋面上，如果冷空气与暖空气的温度差较大，也会出现自下而上温度升高的现象，这种逆温称为锋面逆温。（5）湍流逆温低层空气在湍流混合过程中上升，在低层气流上升处比周围空气温度高而形成的逆温，称为湍流逆温，这种逆温层一般只有几十米。图中的AB是气层在湍流混合前的气温分布，气温直减率rrd；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（b）中的CD。但在混合层以上，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DE，即是逆温层。（6）地形逆温此外，局部地区的 此外，局部地区的特殊地

17、形 特殊地形也会形 也会形成逆温，称为 成逆温，称为地形逆温 地形逆温，例如盆地，例如盆地和谷地的逆温。和谷地的逆温。在这些地区，晚上密度较大的冷空 在这些地区，晚上密度较大的冷空气沿着山坡流向山谷并聚集在山谷 气沿着山坡流向山谷并聚集在山谷中，山谷内空气由于湍流作用和辐 中，山谷内空气由于湍流作用和辐射较弱温度下降较慢，从而被山坡 射较弱温度下降较慢，从而被山坡流下的冷空气挤压、抬升，遂出现 流下的冷空气挤压、抬升，遂出现上温下冷逆温现象。上温下冷逆温现象。这种地形逆温的状况有时 这种地形逆温的状况有时能保持一整天而不消失，能保持一整天而不消失，除非太阳光直射到山坡或 除非太阳光直射到山坡或

18、者热风劲吹。因此，建设 者热风劲吹。因此，建设在山谷或盆地的工业城市，在山谷或盆地的工业城市，由于排出的污染物量较大、由于排出的污染物量较大、扩散效果不好，因而很容 扩散效果不好，因而很容易造成非常严重的空气污 易造成非常严重的空气污染。染。实际上，大气中出现逆温时，可能是几种原因共同产生的结果，比较复杂，应作具体分析。4大气稳定度许 多 天 气 现 象 的 发 生，都 和 大 气 稳 定 度 有密切的关系。大 气 稳 定 度 系 指 整 层 空 气 的 稳 定 程 度，是大 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。首先从一个熟悉的例子

19、说明稳定度的概念。将一个球放在下凹的地面上，它是稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它都会返回原位置。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球将一个球放在上凸的地面上，它是不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它都会越来越快地远离原位置。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球将一个球放在水平的地面上，它既不是稳定的，也不是不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它自身产生的加速度始终为0。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球假定有一块空气作向上或向下的垂直运动，在其上升或下降时，可能出现稳定、不稳定和中性平衡3种状态。大气稳定度是表征大气中某一高度上的气团在垂直方向上的相对稳定的程度的物理

20、量。&垂直运动的气团在外力消失后，又逐渐回到原来的位置，这种状况的大气是稳定的；&当外力消失后，气团仍继续上升，甚至加速前进，这种状况的大气是不稳定的；&当外力消失后，气团不改变位置，既不上升也不下降。这种状况的大气是处于中性平衡状态。当 气 团 处 于 平 衡 位 置 时，即 具 有 与 四 周 大 气 相同的气压、温度和密度，这时气团不动。当 该 空 气 团 受 到 外 力 作 用，做 垂 直 运 动 时，只要 它 本 身 的 干 绝 热 递 减 率（d）与 周 围 空 气 的气 温 垂 直 递 减 率 不 一 致，那 么 它 到 达 一 新 的 高度 时 其 温 度 与 周 围 空 气

21、的 温 度 就 不 相 等，于 是就 会 产 生 向 上 或 向 下 的 加 速 度。因 此，大 气 是否稳定取决于 与d的对比关系。气温垂直递减率（r)在正常的气象条件下（即标准大气状况下），近地层的气体温度总要比其上层气体温度高。因此，对流层内，气温垂直变化的总趋势，是随高度的增加而逐渐降低。气温垂直变化的这种情况，用气温垂直递减率（）来表示。气温垂直递减率的含义是：在垂直于地球表面方向上，高度每增加100m 的气温变化值。在正常的气象条件下，对流层内不同高度上的 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，各种气象条件都可影响到气温的垂直分布，因此实际大气的

22、气温垂直分布与标准大气可以有很大的不同。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同，此时0，这种情况一般出现在晴朗的白天，风速不大时；（2）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=0，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，地面增温不厉害。夜间，又因云的存在，大大加强了大气的逆辐射，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；（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相反。这种

23、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0，这种现象一般出现在少云、无风的夜晚。气团及其干绝热递减率（rd)在物理上，把与外界没有热量交换的系统状态变化称为绝热变化，状态变化所经历的过程称为绝热过程。在绝热过程中系统的状态变化及对外作功是靠系统的内能变化来达到的。大气中作垂直运动的空气团，因向外膨胀或受外界压力所引起的温度变化，要比和外界交换能量所起的温度变化大得多，因此被视为绝热变化。rd干空气块或未饱和的湿空气块在绝热条件下每升高单位高度（通常取单位高度为100m）所造成的温度下降值。对于做绝热运动的湿空气块，如果在绝热升降过程中未达到饱和状态，也就是未发生相变，则其气温直

24、减率和干绝热气温直减率一样。理论和实践都证明，对一个干燥或未饱和的湿空气气团，在大气中绝热上升每100m 要降温0.98，如果气团在大气中下降100m，气团升温0.98，通常可近似取1，而这个数值与周围温度无关。气团绝热每上升100m，气温下降1称为气温的干绝热递减率，用rd（1/100m）表示。湿空气的绝热变化湿空气团作绝热升降时情况较复杂，在升降过程中若无相变化，其温度直减率和干绝热直减率一样，每升降100m，温度变化1；若有相变化，每升高100m，温度变化小于1。湿空气上升达到饱和状态并开始凝结的高度称为凝结高度，在凝结高度以下，其温度变化同干空气一样；在凝结高度以上，温度变化小于干空气

25、的变化值，饱和空气每上升（或下降）单位距离空气的温度变化，称为湿绝热递减率m，约为0.5/100m。污染气体由污染源排到大气中时一般不会立即和周围大气混合均匀，这样污染性气体的理化性质有别于周围大气，可视作一个气团来进行研究。当气团垂直上升时，随外界压力的减少必然膨胀作功，使气团的温度下降。相反，当气团下降时，由于外界压力加大，气团被压缩而增温即绝热增温。大气稳定的判据r rd第一种情况是，当r rd时，假设上升气团未被水汽饱和，其干绝热递减率为1/100m，而它周围空气的温度垂直递减率小于1/100m，那么上升气团在任何一高度上都比周围空气冷，密度大。因此，它向上的速度减小，并有返回原来高度

26、的趋势，大气的这种状态是稳定的。也就是说，当r rd时，不论由哪种气象因素使大气作垂直上下运动，它都是力争恢复到原来状态。对于这种状态的大气，称为稳定状态。第二种情况是，当r rd时，如果气团受外力作用上升到任何一高度上都比周围空气热，密度小，因受气团外部的大气浮力作用，使它继续上升；反之，当气团受外力作用使其下降时，由于气团内部温度低于外部大气温度，气团将继续下降。总之，在r rd时，不论由哪种气象因素使大气作垂直上下运动，它的运动趋势总是远离平衡位置。这种状态的大气称为不稳定状态。第三种情况是，当r rd时，气团受外力作用上升或下降，气团内的温度与外部大气温度始终保持相等，气团被推到那里就

27、停在那里。这时大气状态称为中性状态。从上述三种情况来看，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的扩散稀释；相反，气温垂直递减率越小，大气越稳定。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、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，使大气污染物停滞积累在接近地面的空气层中，从而加剧大气的污染程度。I II III大气稳定度对大气污染的影响大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱排出的烟羽形状不同

28、。风和大气稳定度对烟形有很大的影响，可以借助烟形来判断大气的稳定状况和污染趋势。（1）波浪型：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 d 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（在距离污染源不远处烟流即可达到地面），如果烟囱很密，也会构成严重威胁。这种烟形多发生在夏天或晴天的中午。（2）锥型：当上空和地面的气温差别不太大，且高空的风速较大时。就会出现水平扩散大于垂直扩散，因而烟形呈圆锥型。这种烟形多发生在阴天中午或冬季夜间。（4）熏烟型：这种烟形多发生在冬季的早晨。日出后由于地面温度升高，使逆温从地面向上逐渐消失，当大气层在烟囱顶部以上处于稳定状态，在烟囱高度以下处于不稳定状态时，好像烟囱上面有一个“锅盖”，使烟气不能向上扩散，而只能大量下沉，在下风处地面造成严重污染，许多烟雾事件是在此条件下形成的。这种烟流多发生在上午8-9 点钟，持续时间较短。