大气污染气象学

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1、第三章大气污染气象学讲授2学时教学要求要求了解与大气污染相关的气象学基本知识， 理解和掌握大气圈的结构、主要气象要素、大气稳定度和逆温的概念。教学重点掌握大气层结构及大气的热力过程。教学难点大气的热力过程、大气稳定度和逆温。教学内容:3-1大气圈结构及气象要素3-2大气的热力过程3-3大气的运动和风污染物排入大气后是否引起严重大气污染除取决于污染物的排入量外与污染物在大气 中的扩散稀释速度关系极大。各区域常常进行环境监测，测定各污染物的情况,我们会发现 在同天大气监测值差别很大。而统一污染源不可能差别很大，有时监测值会几百倍,造成这 种现象的原因是与污染物的传输扩散与气象条件有着密切的关系。近

2、年来,在研究各种气象 条件对大气污染物的传输扩散作用和大气污染物质对天气和气候的影响条件中逐渐形成了 一门新的分支学科大气污染气象学。本章只讨论气象条件对大气污染物的传输扩散作 用，初步掌握厂址选择和烟囱设计中的一些问题,为进一步学习污染气象学知识打下基础。3-1 概述一低层大气的成分：干洁空气、水汽、气溶胶粒子。 二大气的垂直结构三影响大气污染的主要气象要素 气象要素（因子）:表示大气状态和物理现象的物理量在气象上称之。气象要素的数值是直接 观测获得的，主要有:气温、气湿、气压、风向、风速、云况、能见度、降水、蒸发、日照 时数、太阳辐射、地面辐射、大气辐射等,下面分别介绍几个：1. 气温：空

3、气湿度是反映空气中水汽含量和空气潮湿程度的一个物理量，常用的表 示方法有:绝对湿度、水蒸气压力、体积百分比、含湿量、相对湿度、露点等。2. 风a）定义:什么是风？空气水平方向的流动叫风。b）形成：风主要由于气压的水平分布不均匀而引起的，而气压的水平分布不均是由湿度分布不均造成。风的特性用风向与风速表示,它是一向量。由于温度分布不均而形成的风从图a看出地面AB上,t = t2 ,水平方向上的温度和气压到处相等，AB上空各高度在水平 方向上的T、P也到处相等,则等压（各处气都相等的面）与地面平行，此时大气静止状（无风）。 B来看，A、B两地受热不均，A地气温高于B地（tt2）, A地的空气因受热膨

4、胀上升而使 等压面抬高，因而在A地上空各高度上的气压比B地上空间高度要高，造成等压面自A地的 气压必高于B地的气压，在水平气压梯度力的作用下，空气自A地某高度流向B地。C来看，由于b空气流动的结果，B地上空因空气流入造成堆积而使质量增加，地面气压升高。A地上空空气质量减少，地面气压下降,于是地面上产生了自B地指向A地的水平气压梯 度，因此空气自B地流向A地这样形成了高空自A地流向B地，地面自B地流向A地的空气 环流。风的形成除热力原因外,还有动力原因,自然界的风是由于这两种原因综合作用的结果，但只 要有温差存在,空气就不会停止运动。a） 风的度量风的大小有叫风速:在单位时间内，空气水平流动的距

5、离，m/s。风速的测定：EL型电接风向风速仪（连续自动测定每10分钟的平均风速值），通常， 气象台站测得的风向、风速都是指一定时间的平均值。小时平均风速（一般在一年期间）；1 0分钟平均风速（在实验室） 风向:分为16方位，见图2-2，还有一表示方法，以北为零点，沿顺时针方向旋转。 注意字的写法:NE 北NN 北东北b） 性质:随时在变化，如我国季风是我们的特色（冬天东北风）;（1）随高度变化，在一定范围内，风随高度的增大而增大。地面有建筑 物，树木的影响。风速随高度变化的曲线叫风速廓线，其数学表达式叫风速廓线模式。风 速廓线模式都是在气象要素正常分布的情况下推导出来的。在近地层中 性层结情况

6、下推导的两个表达式分别为：对数律：Z-离地面的高度Z0粗糙度（m）M-系数指数律:u UZ1-风速仪的高度u z高度处的平均风速（m/s）11m-指数（2）随地理位置而变山区会产生山风、谷风，海区有海陆风（上海大连等）3. 云云是发生在高空的水汽凝结现象。形成的基本条件：水蒸汽和使水蒸汽达到饱和凝结的环境。云的分类：高云:离地面500 0 m以上，冰晶构成；中云：离地面2500 5 000m间，过冷的微小水滴及冰晶构成；低云：离地面2500m以下，由微小水滴和冰晶构成。云量:云量是指云遮蔽天空的成数。将天空分为十份。这十分中被云所遮盖的成数称为云量。 如在云层中还有少量空隙（空隙总量不到天空的

7、1 /2 0）记为10 ;当天空无云或云量不到 1/20时，云量为0。国外云量与我国云量间的关系，国际云量xl.25 =我国云量（8分）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：低云的云掩盖天空的成数。云量的纪录：一般云量/低云量的形式记录如1 0/7。云状:多种多样，1932年国际云学委员会出版的国际云图，云状分为四族十属。云高:指云底距地面的垂直距离，以米为单位。 测定方法:激光测云仪、弧光测云仪等，目力测定法。4能见度在当时的天气情况下，正常人的眼睛所能看到的最大距离叫能见度。能见就是能把目标物的轮廓从它的天空背景上分辨出来，为了知道能见距离的远近，首 先必须选择若干固

8、定的目标物，量出他们距测点的距离。四能见度的大小反应了大气的混浊程度，反应出大气中杂质的多少。气压与高度的关系 任一点的气压值等于该地单位面积上的大气柱重量，可见气压总是随高度的增加而降低的 气压随高度递减关系式可用气体静力学方程式描述设一单位截面积的垂直气柱，在Z高度上气压为卩,在（Z + AZ）气压下降数量等AZ这段 气柱的重量，即：（P-AP）-P=pgAZ 则AP=-pgAZ。g-重力加速度；P空气的密度微分式:dp = _Pgdz（a）即静力方程式，它表示空气在静止状态下，气压随高度的变化规律-dP称为气压梯度或单dz位高度的气压差将气体状态方程式P V = n R Tp = R T

9、 -VP p =nRTdp = -dzRT以T平均气温代替真实气温T分别从Pm1T P、卩21z2积分得：ln P - ln P =- - zj21RTm 2 1此式即压高公式-静力方程式得积分式据实测近地层高度每升高100米，气压平均降低约12. 4毫巴，在高层小于此值。3-2 大气的热力过程一太阳辐射 太阳的辐射能是地球表面和大气的唯一能量来源，地面和大气获得辐射能增热的同时，本身 放出热辐射而冷却，所以大气内部始终存在着冷与暖的变化，冷、暖在某种意义上讲决定着 空气的干湿与降水，决定着低气压的分布，影响着大气的运动，也就影响了排放至大气的污 染物质的扩散稀释。1什么是辐射 自然界中的一切

10、物体都以电磁波的形式时刻不停的向外传递能量,这种传递能量的方式称为 辐射，以辐射的方式向四周输送的能量称辐射能,有时简称辐射。辐射能的不同，在于电磁波的波长不同,波长即指两连续波间波峰至波峰的距离，物体放射 的波长视物体的温度而定,物体的温度增加放射的波长减短,太阳由于温度很高,它的辐射波长在0.154.0um(10-4cm)之间。辐射最强在0.475um附近。地球表面平均温度在15C, 辐射最强是在1 0um附近，太阳放出主要辐射的波长只有地球放出的波长的丄,所以我们20称太阳辐射是短波，地球辐射是长波，太阳、地球和大气的辐射波长在0. 151 20um之间， 其中0.40.76um可见光波

11、长。波长0.4um为紫外线，波长0.76um的为红外线。 据估算一年中整个地球可以从太阳获得1.3 X 1 0 24卡热量，在不计大气影响条件下,一分钟 内太阳投射到地球表面每一平方厘米面积上的能量称为太阳辐射强度。据计算，在大气上界， 即无大气影响条件下，与太阳成垂直的平面上，每平方厘米面积上每分钟获得的热量为 1.9 4卡，这是在日地平均距离下求得的，称为太阳常数。概括而言：(1) 太阳表面温度6 00 0 K，它的辐射波长0.154.0um,辐射最强在0.4 75 ym长波；地球表面温度15C，它的辐射波长2.0120um,辐射最强在1 0um短波。(2) 各种物体接受辐射波长有选择性。

12、(3) 各种物体高于0C,就可辐射波长，也可接受辐射波。(4) 太阳辐射的波长是地球的丄。202. 大气对太阳辐射的减弱及影响因素 地球周围若没有大气圈,地面可能获得同样的太阳辐射强度，但由于大气的存在使到达 地面的太阳辐射强度远比7.9 4卡少,这主要由于大气对太阳辐射有减弱、消耗等影响，主 要通过下述作用。(1) 吸收辐射大气中的水蒸汽、C02、吸收波长较长的红外部分，03能强烈吸收紫外线(0.2 55 um 的吸收99%),%不吸收太阳辐射。大气吸收太阳辐射后变成了热能，因此在平流层臭氧比较 集中的地方温度较高。(2) 散射作用 散射：使太阳辐射的直线射程发生偏斜，向四面八方散开的现象称

13、为散射。大气中的云滴、尘粒、空气分子对太阳辐射有散射作用,散射只改变太阳辐射的方向，对大气的热能 无影响,经散射,一部分到地面,一部分返宇宙。(3) 反射 大气层云层和较大颗粒的尘埃能将一部分太阳辐射反射到空间去，所以阴天地面得到的太阳辐射很少。上述三种作用以反射作用最大,散射次之，吸收最小。(4) 透过大气层辐射能传递关系：少上述中反射和散射返回宇宙空间的占43%,大气直接吸收的占1 4%，其余43%到达地面被地 面吸收。（包括直接到达地面的 27和散射回地面的 16%两部分）3.大气温度依地面温度的变 化关系辐射能力极大值对应的波长（入）同辐射体的绝对温度T成反比。max九 =897 X1

14、0-6 （m）温度越高，辐射波长越短。max T地面温度为200 3 0 0 K，据此下地面辐射是种长波辐射，大气也以长波辐射方式向 四周输送热量,其中一部分投向地面称为大气的逆辐射。这样大气能防止地面热量的大量散 失，对地面有保温作用。地面辐射G与被地面吸收的大气逆辐射G2之差称为地面有效辐射或 称夜间有效辐射R=G-G2。若无大气，地面的温度不是15，而是-231（据计算）大气圈的存在防止了夜间地 面热量迅速散失引起的急剧降温，因而减少了温度的日变辐。大气对太阳的短波辐射吸收很少（仅臭氧对其有吸收），而大气中的水汽、CO2能大量吸 收地面的长波辐射,因此太阳辐射不是大气，特别不是近地层大气

15、的主要热源。近地层大气 温度主要受地表温度的影响，据统计约有7 595%的地面长波辐射被大气吸收，而且几乎在 近地面405 0米的气层中就完全被吸收了。所以地面温度的同期性变化自然会引起空气温 度的自然性变化。地面温度（土壤温度）的日变化是周期性的，具有一最高值和最低值，在一天里地表温 度最高值在 13 点左右，最低温度在日出前后。在陆地上，大气温度的波动传播基本遵从土壤中温度波动传播规律，离地面越高，振幅 越小，位相越落后，陆地上最高气温出现在14 点到 5 点，最低气温出现在日出时。海洋气温日变辐稍大于水面温度日变辐 ，一般洋面温度昼夜都比气温高，洋面气温日变 辐为12C；内陆湖面气温日变

16、幅较大，可达10C左右,水面最高气温出现在1 2点半左右， 最低气温出现在日出前后。洋面气温日变化是有太阳辐射直接作用造成的。因为海洋水面温 度几乎昼夜不变，是洋面上空气含水汽量较多的结果，其日变辐的极值都比水温提前些。 气温的年变化曲线与地表温度年变化曲线平行，但振幅较小。陆地最高月温在7 月，最低月 温在 1 月。海洋或海滨地带最高月温发生在在 8 月，最低月温在2月或 3 月初。1热力学第一定律大气中的热力学过程遵循热力学第一定律，即能量守恒定律。加于任一封闭物质（气体） 的热量AQ等于该物系内能的变化AU和物系对外所做的功AW即：AQ = AU + AW dQ = CvdT+PdV =

17、 CpdT - RdT+PdV f VdPPV = RTPdV + VdP = RdTdQ = CpdT - VdP 或 dTdQ RT dP=Cp卜CPp在无非膨胀功时，其微分表达式为C -C = R pvdPdQ = C dT RT pPR-气体常数式中：dQ加入物系的热量cp-恒压比2.大气绝热过程 绝热过程：运动中跟外部无热的交换，由于压力的变化而引起内部的能量的变化。 非绝热过程：运动中跟外部有热的交换。 实际中大气中的变化是非绝热变化，但计算时我们近似认为是绝热变化（气块在大气中的运 动）。空气的导热率较小，变化慢 气块大气中运动很快； 气压变化很大。原因有三:（1）（2）（3）

18、大气的绝热方程:8Q = 0绝热:八、dT R dPa式变为:一=-一T CP Pln T = dn PT1 CP P1P.到T2、P2作定积分得T2=1P2丫 CPT1D =T1c /c =P VK-1KIP1丿空气=1.404的大气绝热方程:/ P 0.288=2I PJ3. 干绝热递减率:一干气块在大气中上升运动时，四周围气压减小而膨胀（PP0）一部分内能用于反抗外压 作膨胀，温度下降（TVTo）;下降运动时外界压力逐渐增大（PP0），外力对它作压缩， 功转化为内能，其温度将上升（TTo）。绝热垂直递减率：气块在绝热过程中，垂直方向上每升降单位距离的温度变化值称为绝热垂 直递减率（通常取

19、10 0米），单位：度/100米。干绝热垂直递减率（Y,）：干气块在绝热过程中，垂直方向上每升降单位距离的温度变化值 d称为绝热垂直递减率（通常取100米） ，通常10/100米。（1）准静力条件 绝热过程中气温、气压都是指大气中气块本身的特性，但是对于气压而言，一般情况PHP环，若过程进行的十分缓慢，可使外界气压变化与系统内部气压变化充分平衡每一瞬 环间外部气压与内部气压看成是相等的，即p=p环这个条件称为准静力条件。讨论的大多数过 环程我们认为满足准静力条件，即P=Po（2）干绝热直减率Yd定义：dTgTdZ CPT CP （一般 dZ=100 米）T气块温度;T环境温度。实际中T与T之差

20、不超过10。，T /Tl干绝热气团是未饱和状态，不会有状态的变化,负数表示气块在干绝热上升过程中温度随高 度的降低，若不计高度纬度影响取g=9. 18m/s2,Cp=1004. 8J/Kg*K则丫& =lK/10 0m这表示干空气在作干绝热上升（或下降）运动时，每升高（或下降）100米，温度降低（或升 高）1度。（3）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100米温度变化1 oC,若有相变化,每升高10 0米，温度变化小于1oC。 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

21、一样;在凝结高度以上,温度变化小于干空气的变化值,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Y，约为0. 50C/1 0 0米。m一、大气的静力稳定度1. 气温的垂直分布1）温度层结:温度随高度的分布情况称之温度层结。它影响了大气中垂直方向的流动情 况，由于地面构筑物不同,温度层结不同。2）温度层结类型a. 温度随高度的增加而降低，一般情况是这种规律。b. 温度梯度等于或近似于1 C/10 0m称中性。c. 温度随高度增加而升高，称为逆温。温度不随高度变化,称为等温。见图:层结曲线 层结曲线3）温度层结日变化夜里4）温度变化的实质 温度变化的实质是内能变化。 5）环境温度

22、直减率（定义是干绝热直减率相同）,环境温度的变化。dZY不是一常数，随太阳辐射、气候等而变化,对流层环境温度直减率的平均值为0. 6 5C/10 0mo Y=Yd T C/100m （干绝热状态） Y=0 （等温状态） 丫0 y = dT （逆温状态）dZ YY （超绝热状态）6）位温（9 ）d气块在不同高度有不同温度，不好比较，为便于比较，引出位温。把各层中的气块循着干绝热的程序订正到一个标准高度1000 OhPa处，这里具有的温度称之为位温（）。任何一气块的位温是不变的。（干绝热情况）（innn R Cp （1000 A 0.2889= T 1000 P = T 1000T、P分别为气块最

23、初的压力和温度,而非绝热情况I T丿 I P丿下，位温是变化的。1标准大气压力=1013. 3 2mb （毫巴）1mb=103达因/cm?P =13. 596 g /cm3X 76cmXgX=1013.32m b01032. 大气稳定度1）准静力条件：大气稳定度:表示空气是否安于原来的层次,是否易于发生垂直运动。即指大气沿铅直方向稳定的程度。2）大气稳定度的分类（3类） 如果气块受力离开原来的位置,仍加速前进,这时,大气是不稳定的。 如果气块受力离开原来的位置,气块逐渐减速并有返回原来高度的趋势,这是稳定状 态。 如果气块受力离开原来的位置,就停在哪里,既不加速也不减速，中性状态。3）如何判别

24、稳定度a.设气块状态为T、P、p，环境大气状态为 T、P、p,气块受到的浮力为： F = mg = pVg 重力为：G = pVg它的静浮力为：F -G = （p-ug 因为 P=pRTP = pRT到达某一位置时P= P（达准静力条件）pTpRT = p RT=p T F G = (p p Vg = (p Ip 1 m g丿m g丿T = To + dTT0dTdZT = T0 + dT设气块在起始位置高度的温度和环境温度相同，等于Y = dT带入得T = T0-y ddZ T = T0 -ydZ对于未饱和空气，干空 dZ气按Yd变化。 F1 G =号么jdZm g （认为起始T0与T0项等

25、）讨论： 丫 d 气块上升时，dZ上升。F1 G = f Tt a T（f 0, a 0）符合不稳定条件气块下降时，dZ下降。F1 G 0 t a 0无论上升，下降均属于不稳定状态。y y d 0气块上升,dZ上升，F1 G = f It a I （f 0, a 同时对饱和空b.用位温梯度判别| 0/ Yd气层稳定 dTd詈=T & d :詈 切丫 d气层不稳定=0/ = / d中性 dTdc.用层结曲线和状态曲线（上升空气块温度随高度的变化）判别气而言可用/m = 0判别。t二、逆温逆温的定义：温度随高度的增加而增加，此时空0dZ逆温的最危险状况是逆温层正好处于烟囱排放口。 跟我们研究污染有

26、关的因素: 逆温层的消失时间 逆温层低的高度 逆温层的厚度 逆温的强度（温度随高度的变化情况）不同季节都应掌握上述数据。形成逆温的过程多种多样，最主要有以下几种： 辐射逆温（较常见）平流逆温 锋面逆温 湍流逆温下沉逆温 自学、要求掌握辐射逆温的形成机理，了解其它辐射逆温的形成机理。1. 辐射逆温白天由于太阳射来的辐射能是地面收入的能量比支出的多，地面温度升高;夜间，地面 支出的能量比收入多，地面温度下降。由于大气是直接吸收从地面来的辐射能，愈靠近地面 的空气受地表的影响越大，所以接近地面的空气层在夜间也随之降温，而上层空气的温度下 降得不如近地层空气快，因此，使近地层气温形成上高下低的逆温层，

27、这种因地面辐射冷却而形成的气温随高度增加而递增现象叫辐射逆温。辐射逆温开始于日落（图a），随着夜深，地面消失的热量越多，逆温逐渐向上扩展，黎明 时达最强。日出后（图b ）,太阳辐射逐渐加强，地面很快增温,逆温便自下而上逐渐消失。在大陆常年出现，以冬季最强。因夏季夜短，逆温层较薄，消失也快；冬季夜长，逆温层较厚， 消失也慢。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气沿斜坡流入低谷和盆地，因而常使低谷和盆地 的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不消失。辐射逆温对污染极不利。2. 平流逆温因空气的平流而产生的逆温，称平流逆温。 形成:暖空气平流到冷的地面或冷的水面上会发生接触冷却的作用，下层空气受地面影响大，

28、降温愈多，而上层空气受冷地面的影响小，降温较少，产生逆温现象。平流逆温的形成还与湍流和辐射作用有关。湍流愈强，逆温层底部气温降得愈低，逆温愈明 显。3湍流逆温低层空气的湍流混合而形成的逆温叫湍流逆温。形成过程见图：a 图中的 AB 是气层未经湍流混合前的气温分布，可以看到当时的YY ;低层经湍流混合后，气温直减率将逐渐接近干d绝热直减率。这是因为在湍流运动中空气将上下运动，上升或下沉的空气温度都将按干绝热 直减率变化。因此，升到混合层上部的空气由于降温比周围空气迅速，其温度比周围空气低。 同理，下沉空气比周围空气温度高，这样混合的结果将是混合层以上的混合层与不受湍流混 合影响的上层空气中间出现

29、了过渡层DC层（逆温层）。图a4.下沉逆温由于空气下沉压缩增温形成的逆温称为下沉逆温。 形成：当某一层空气发生下沉运动时,因气压逐渐增大，以及气层向水平方向辐射,其厚度减 少（hh）。若下沉过程绝热且各层中各部分空气的位置相对不变，这样空气层顶部下沉 的距离（l+h）,要比底部下沉的距离（h +l）为大。所以顶部空气的绝热增温要比底部多。 当下沉到某一高度， 出现了空气层顶部的温度高于底部的温度。 见图：AB下沉逆温多出现在高压区内,范围较广，厚度很大,冬天常与辐射逆温结合在一起，它对高架 源影响较大。严格讲，扩散荷点也受电场强弱的影响,因为离子的运动除受扩散力支配外也受电场力支配, 如忽略电场力的影响,简化为只取决于气体的动力状况,还将在此条件下（忽略）给出了扩散荷电量的计算公式：（66式,P dm = a（dx ）cw（dt ）= - F Qx）dc）Vdt = dx