《环境工程学》第五章 大气污染扩散

第五章大气污染扩散 第一节大气结构与气象 有效地防止大气污染的途径,除了采用除尘及废气净化装置等各种工程技术手段外,还需充 分利用大气的湍流混合作用对污染物的扩散稀释能力,即大气的自净能力。污染物从污染源排放 到大气中的扩散过程及其危害程度,主要决定于气象因素,此外还与污染物的特征和排放特性, 以及排放区的地形地貌状况有关。下面简要介绍大气结构以及气象条件的一些基本概念 大气的结构 气象学中的大气是指地球引力作用下包围地球的空气层,其最外层的界限难以确定。通常把 自地面至1200km左右范围内的空气层称做大气圈或大气层,而空气总质量的98.2%集中在距 离地球表面30km以下。超过1200km的范围,由于空气极其稀薄,一般视为宇宙空间 自然状态的大气由多种气体的混合物、水蒸气和悬浮微粒组成。其中,纯净干空气中的氧气、 氮气和氩气三种主要成分的总和占空气体积的99.97%,它们之间的比例从地面直到90km高空 基本不变,为大气的恒定的组分;二氧化碳由于燃料燃烧和动物的呼吸,陆地的含量比海上多 臭氧主要集中在55~60km高空,水蒸气含量在4%以下,在极地或沙漠区的体积分数接近于零, 这些为大气的可变的组分:而来源于人类社会生产和火山爆发、森林火灾、海啸、地震等暂时性 的灾害排放的煤烟、粉尘、氯化氢、硫化氢、硫氧化物、氮氧化物、碳氧化物为大气的不定的组 分 大气的结构是指垂直(即竖直)方向上大气的密 度、温度及其组成的分布状况。根据大气温度在垂直 方向上的分布规律,可将大气划分为四层:对流层 平流层、中间层和暖层,如图5-1所示 1.对流层 平流层顶 对流层是大气圈最靠近地面的一层,集中了大气s0 平流层 质量的75%和几乎全部的水蒸气、微尘杂质。受太阳0 辐射与大气环流的影响,对流层中空气的湍流运动和 垂直方向混合比较强烈,主要的天气现象云雨风雪等 都发生在这一层,有可能形成污染物易于扩散的气象 温度(K) 条件,也可能生成对环境产生有危害的逆温气象条件 图5-1大气层的垂直结构分布 因此,该层对大气污染物的扩散、输送和转化影响最大。 大气对流层的厚度不恒定,随地球纬度增高而降低,且与季节的变化有关,赤道附近约为 15km,中纬度地区约为10~12km,两极地区约为8km;同一地区,夏季比冬季厚。一般情况下, 对流层中的气温沿垂直高度自下而上递减,约每升高100m平均降低0.65℃。 从地面向上至1~1.5km高度范围内的对流层称为大气边界层,该层空气流动受地表影响

第五章 大气污染扩散 第一节大气结构与气象 有效地防止大气污染的途径，除了采用除尘及废气净化装置等各种工程技术手段外，还需充 分利用大气的湍流混合作用对污染物的扩散稀释能力，即大气的自净能力。污染物从污染源排放 到大气中的扩散过程及其危害程度，主要决定于气象因素，此外还与污染物的特征和排放特性， 以及排放区的地形地貌状况有关。下面简要介绍大气结构以及气象条件的一些基本概念。 一、大气的结构 气象学中的大气是指地球引力作用下包围地球的空气层，其最外层的界限难以确定。通常把 自地面至 1200 km 左右范围内的空气层称做大气圈或大气层，而空气总质量的 98．2％集中在距 离地球表面 30 km 以下。超过 1200 km 的范围，由于空气极其稀薄，一般视为宇宙空间。 自然状态的大气由多种气体的混合物、水蒸气和悬浮微粒组成。其中，纯净干空气中的氧气、 氮气和氩气三种主要成分的总和占空气体积的 99.97％，它们之间的比例从地面直到 90km 高空 基本不变，为大气的恒定的组分；二氧化碳由于燃料燃烧和动物的呼吸，陆地的含量比海上多， 臭氧主要集中在 55～60km 高空，水蒸气含量在 4％以下，在极地或沙漠区的体积分数接近于零， 这些为大气的可变的组分；而来源于人类社会生产和火山爆发、森林火灾、海啸、地震等暂时性 的灾害排放的煤烟、粉尘、氯化氢、硫化氢、硫氧化物、氮氧化物、碳氧化物为大气的不定的组 分。 大气的结构是指垂直（即竖直）方向上大气的密 度、温度及其组成的分布状况。根据大气温度在垂直 方向上的分布规律，可将大气划分为四层：对流层、 平流层、中间层和暖层，如图 5－1 所示。 1. 对流层 对流层是大气圈最靠近地面的一层，集中了大气 质量的 75％和几乎全部的水蒸气、微尘杂质。受太阳 辐射与大气环流的影响，对流层中空气的湍流运动和 垂直方向混合比较强烈，主要的天气现象云雨风雪等 都发生在这一层，有可能形成污染物易于扩散的气象 条件，也可能生成对环境产生有危害的逆温气象条件。 因此，该层对大气污染物的扩散、输送和转化影响最大。 大气对流层的厚度不恒定，随地球纬度增高而降低，且与季节的变化有关，赤道附近约为 15km,中纬度地区约为 10～12 km，两极地区约为 8km；同一地区，夏季比冬季厚。一般情况下， 对流层中的气温沿垂直高度自下而上递减，约每升高 100m 平均降低 0．65℃。 从地面向上至 1～1.5 km 高度范围内的对流层称为大气边界层，该层空气流动受地表影响

最大。由于气流受地面阻滞和摩擦作用的的影响,风速随髙度的増加而增大,因此又称为摩擦层。 地表面冷热的变化使气温在昼夜之间有明显的差异,可相差十几乃至几十度。由于从地面到100m 左右的近地层在垂直方向上热量和动量的交换甚微,所以上下气温之差可达1~2℃。大气边界 层对人类生产和生活的影响最大,污染物的迁移扩散和稀释转化也主要在这一层进行 边界层以上的气流受地面摩擦作用的影响越来越小,可以忽略不计,因此称为自由大气 2.平流层 平流层是指从对流层顶到离地高度约55km范围的大气层,该层和对流层包含了大气质量的 99.9%。平流层内空气稀薄,比较干燥,几乎没有水汽和尘埃。平流层的温度分布是:从对流 层顶到离地约22km的高度范围为同温层,气温几乎不随高度变化,约为-55℃。从22km继续向 上进入臭氧带,在这里太阳的紫外辐射被吸收,转化为热能,导致气温随高度增加而上升,到达 层顶时气温升高到一3℃左右。平流层内气温下低上高的分布规律,使得该层空气的竖直对流混 合微弱,大气基本处于平流运动。因此,该层大气的透明度较好,气流稳定,很少出现云雨及风 暴等天气现象 平流层中的臭氧层是80~100km处的氧分子在太阳紫外辐射作用下光解为氧原子,再与其 它氧分子化合成臭氧而形成的,其化合作用主要在30~60km处。从对流层顶向上,臭氧浓度逐 渐增大,在22~25km处达最大值,往后逐渐减小,到平流层顶臭氧含量极其微小。因为40km 以上,在光化作用下,由氧化合为臭氧和由臭氧光解成氧的过程几乎保持平衡状态。在某种环流 作用下,臭氧被送到很少光解的高度以下积聚,集中在15~35km高度之间。通常将22~25km 处称为臭氧层 3.中间层 中间层是指从平流层顶到高度80km左右范围内的大气层,其空气质量仅占大气质量的10-。 该层内温度随高度的增加而下降,层顶的温度可降到一93℃左右。因此,空气的对流运动强烈, 垂直方向混合明显 4.暖层 暖层为中层顶延伸到800km高空的大气层,该层的空气质量只有大气质量的105。暖层在强 烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下,其气温随高度上升而迅速增高,暖层顶部温度可高达500 2000K,且昼夜温度变化很大。暖层的空气处于高度电离状态,因此存在着大量的离子和电子, 故又称为电离层。 气象要素 气象条件是影响大气中污染物扩散的主要因素。历史上发生过的重大空气污染危害事件,都 是在不利于污染物扩散的气象条件下发生的。为了掌握污染物的扩散规律,以便采取有效措施防 治大气污染的形成,必须了解气象条件对大气扩散的影响,以及局部气象因素与地形地貌状况之 间的关系。 在气象学中,气象要素是指用于描述的物理状态与现象的物理量,包括气压、气温、气湿、 云、风、能见度以及太阳辐射等。这些要素都能从观测直接获得,并随着时间经常变化,彼此之

最大。由于气流受地面阻滞和摩擦作用的的影响，风速随高度的增加而增大，因此又称为摩擦层。 地表面冷热的变化使气温在昼夜之间有明显的差异，可相差十几乃至几十度。由于从地面到 lOOm 左右的近地层在垂直方向上热量和动量的交换甚微，所以上下气温之差可达 1～2℃。大气边界 层对人类生产和生活的影响最大，污染物的迁移扩散和稀释转化也主要在这一层进行。 边界层以上的气流受地面摩擦作用的影响越来越小，可以忽略不计，因此称为自由大气。 2. 平流层 平流层是指从对流层顶到离地高度约 55 km 范围的大气层，该层和对流层包含了大气质量的 99.9 ％。平流层内空气稀薄，比较干燥，几乎没有水汽和尘埃。平流层的温度分布是：从对流 层顶到离地约 22km 的高度范围为同温层，气温几乎不随高度变化，约为－55℃。从 22km 继续向 上进入臭氧带，在这里太阳的紫外辐射被吸收，转化为热能，导致气温随高度增加而上升，到达 层顶时气温升高到－3℃左右。平流层内气温下低上高的分布规律，使得该层空气的竖直对流混 合微弱，大气基本处于平流运动。因此，该层大气的透明度较好，气流稳定，很少出现云雨及风 暴等天气现象。 平流层中的臭氧层是 80～100km 处的氧分子在太阳紫外辐射作用下光解为氧原子，再与其 它氧分子化合成臭氧而形成的，其化合作用主要在 30～60km 处。从对流层顶向上，臭氧浓度逐 渐增大，在 22～25km 处达最大值，往后逐渐减小，到平流层顶臭氧含量极其微小。因为 40km 以上，在光化作用下，由氧化合为臭氧和由臭氧光解成氧的过程几乎保持平衡状态。在某种环流 作用下，臭氧被送到很少光解的高度以下积聚，集中在 15～35km 高度之间。通常将 22～25km 处称为臭氧层。 3. 中间层 中间层是指从平流层顶到高度 80km 左右范围内的大气层，其空气质量仅占大气质量的 10－3。 该层内温度随高度的增加而下降，层顶的温度可降到－93℃左右。因此，空气的对流运动强烈， 垂直方向混合明显。 4. 暖层 暖层为中层顶延伸到 800km 高空的大气层，该层的空气质量只有大气质量的 10－5。暖层在强 烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下，其气温随高度上升而迅速增高，暖层顶部温度可高达 500～ 2000K，且昼夜温度变化很大。暖层的空气处于高度电离状态，因此存在着大量的离子和电子， 故又称为电离层。 二、气象要素 气象条件是影响大气中污染物扩散的主要因素。历史上发生过的重大空气污染危害事件，都 是在不利于污染物扩散的气象条件下发生的。为了掌握污染物的扩散规律，以便采取有效措施防 治大气污染的形成，必须了解气象条件对大气扩散的影响，以及局部气象因素与地形地貌状况之 间的关系。 在气象学中，气象要素是指用于描述的物理状态与现象的物理量，包括气压、气温、气湿、 云、风、能见度以及太阳辐射等。这些要素都能从观测直接获得，并随着时间经常变化，彼此之

间相互制约。不同的气象要素组合呈现不同的气象特征,因此对污染物在大气中的输送扩散产生 不同的影响。其中风和大气不规则的湍流运动是直接影响大气污染物扩散的气象特征,而气温的 垂直分布又制约着风场与湍流结构。下面介绍主要的气象要素 1.气压 气压是指大气的压强,即单位面积上所承受的大气柱的重力。气压的单位为Pa,气象学中 常用毫巴(mbar)或百帕(hPa)表示。定义温度为273时,位于纬度45平均海平面上的气压值 为1013.25hPa,称为标准大气压。对于任一地区,气压的变化总是随着高度的增加而降低。空 气在静止状态下,可以用下式表 dp=-pgdz 式中p-气压,Pa Z一大气的竖直高度,m 大气密 2.气温 气温是指离地面1.5m高处的百叶箱内测量到的大气温度。气温的单位一般为℃,理论计算 中则用绝对温度K表示 3.气湿 气湿即为大气的湿度,用以表示空气中的水蒸气含量,气象学中常用绝对湿度、水蒸气分压 露点、相对湿度和比湿等量来表示。 绝对湿度就是单位体积湿空气中所含水蒸气质量,单位为g/m3,其数值为湿空气中水蒸气的 密度,表明了湿空气中实际的水蒸气含量。水蒸气分压是指湿空气温度下水蒸气的压力,它随空 气的湿度增加而增大。当空气温度不变时,空气中的水蒸气含量达到最大值时的分压力称为饱和 水蒸气压,此时的空气称为饱和空气,温度即称为露点。饱和水蒸气压随温度降低而下降,若降 低饱和空气的温度,则空气中的一部分水蒸气将凝结下来,即结露。相对湿度是湿空气中实际的 水蒸气含量与同温下最大可能含有的水蒸气含量的比值,也即实际的水蒸气分压与饱和水蒸气压 之比,表明了湿空气吸收水蒸气的能力及其潮湿程度。相对湿度愈小,空气愈干燥,反之则表示 空气潮湿。比湿是指单位质量干空气含有的水蒸气质量,单位是g/kg 云是指漂浮在大气中的微小水滴或冰晶构成的汇集物质。云吸收或反射太阳的辐射,反映了 气象要素的变化和大气运动的状况,其形成、数量、分布及演变也预示着天气的变化趋势,可用 云量和云高来描述 云遮蔽天空的份额称为云量。我国规定将视野内的天空分为10等分,云遮蔽的成数即为云量 例如:云密布的阴天时的云量为10:云遮蔽天空3成时云量为3:当碧空无云的晴天时,云量则 为0。而国外是把天空分为8等分来,仍按云遮蔽的成数来计算云量。 云底距地面的高度称为云高。按云高的不同范围分为:云底高度在2500m以下称为低云:云 底高度在2500~5000m之间称为中云;而云底高度大于5000m之上称为高云

间相互制约。不同的气象要素组合呈现不同的气象特征，因此对污染物在大气中的输送扩散产生 不同的影响。其中风和大气不规则的湍流运动是直接影响大气污染物扩散的气象特征，而气温的 垂直分布又制约着风场与湍流结构。下面介绍主要的气象要素： 1. 气压 气压是指大气的压强，即单位面积上所承受的大气柱的重力。气压的单位为 Pa，气象学中 常用毫巴(mbar)或百帕（hPa）表示。定义温度为 273K 时，位于纬度 45o 平均海平面上的气压值 为 1013.25hPa，称为标准大气压。对于任一地区，气压的变化总是随着高度的增加而降低。空 气在静止状态下，可以用下式表示: dp gdZ = − (5－1) 式中 p—气压，Pa； Z—大气的竖直高度，m； ρ—大气密度，kg/m3。 2. 气温 气温是指离地面 1.5 m 高处的百叶箱内测量到的大气温度。气温的单位一般为℃，理论计算 中则用绝对温度 K 表示。 3. 气湿 气湿即为大气的湿度，用以表示空气中的水蒸气含量，气象学中常用绝对湿度、水蒸气分压、 露点、相对湿度和比湿等量来表示。 绝对湿度就是单位体积湿空气中所含水蒸气质量，单位为 g/m3，其数值为湿空气中水蒸气的 密度，表明了湿空气中实际的水蒸气含量。水蒸气分压是指湿空气温度下水蒸气的压力，它随空 气的湿度增加而增大。当空气温度不变时，空气中的水蒸气含量达到最大值时的分压力称为饱和 水蒸气压，此时的空气称为饱和空气，温度即称为露点。饱和水蒸气压随温度降低而下降，若降 低饱和空气的温度，则空气中的一部分水蒸气将凝结下来，即结露。相对湿度是湿空气中实际的 水蒸气含量与同温下最大可能含有的水蒸气含量的比值，也即实际的水蒸气分压与饱和水蒸气压 之比，表明了湿空气吸收水蒸气的能力及其潮湿程度。相对湿度愈小，空气愈干燥，反之则表示 空气潮湿。比湿是指单位质量干空气含有的水蒸气质量，单位是 g/kg。 4. 云 云是指漂浮在大气中的微小水滴或冰晶构成的汇集物质。云吸收或反射太阳的辐射，反映了 气象要素的变化和大气运动的状况，其形成、数量、分布及演变也预示着天气的变化趋势，可用 云量和云高来描述。 云遮蔽天空的份额称为云量。我国规定将视野内的天空分为 10 等分，云遮蔽的成数即为云量。 例如：云密布的阴天时的云量为 10；云遮蔽天空 3 成时云量为 3；当碧空无云的晴天时，云量则 为 0。而国外是把天空分为 8 等分来，仍按云遮蔽的成数来计算云量。 云底距地面的高度称为云高。按云高的不同范围分为：云底高度在 2500m 以下称为低云；云 底高度在 2500～5000m 之间称为中云；而云底高度大于 5000m 之上称为高云

5.能见度 能见度是指正常视力的人在当时的天气条件下,从水平方向中能够看到或辨认出目标物的最 大距离,单位是m或km。能见度的大小反映了大气混浊或透明的程度,一般分为十个级别,0 级的白日视程为最小,50m以下,9级的白日视程为最大,大于50km。 6.风 风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向和风速描述。风向是指风的来向,通 常可用16个或8个方位表示,如西北风指风从西北方来。此外也可用角度表示,以北风为0,8 个方位中相邻两方位的夹角为45°,正北与风向的反方向的顺时针方向夹角称为风向角,如东南 风的风向角为135°。 风速是指空气在单位时间内水平运动的距离。气象预报的风向和风速指的是距地面10m高处 在一定时间内观测到的平均风速。 在自由大气中,风受地面摩擦力的影响很小,一般可以忽略不计,风的运动处于水平的匀速 动。但在大气边界层中,空气运动受到地面摩擦力的影响,使风速随高度升高而增大。在离地 面几米以上的大气层中,平均风速与高度之间关系一般可以利用迪肯( Deacon)的幂定律描述 (5-2) 式中u及u一在高度Z及已知高度Z1处的平均风速,m/s n一与大气稳定度有关的指数。在中性层结条件下,且地形开阔平坦只有少量地表覆盖物时, 空气的大规模运动形成风。地球两极和赤道之间大气的温差,陆地与海洋之间的温差以及陆 地上局部地貌不同之间的温差,从而对空气产生的热力作用,形成各种类型风,如海陆风、季风 山谷风、峡谷风等 当气压基本不变时,日出后由于地面吸收太阳的辐射,由底部气层开始的热涡流上升运动逐 渐增强,使大气上下混合强度增大,因此下层风速渐大,一般在午后达到最大值:而夜间在地面 的冷却作用下,湍流活动减弱直至停止,使下层风速减小,乃至静止。反之,高层大气的白天风 速最小,夜间风速最大 海陆风出现在沿海地区,是由于海陆接壤区域的地理差异产生的热力效应,形成以一天为周 期而变化的大气局部环流。在吸收相同热量的条件下,由于陆地的热容量小于海水,因此地表温 度的升降变化比海水快。白天,阳光照射下的陆地温升比海洋快,近地层陆地上空的气温高于海 面上空,空气密度小而上升,因此产生水平气压梯度,低层气压低于海上,于是下层空气从海面 上流向陆地,称为海风;而陆地高层空间的气压高于海上,气流由陆地流向海洋,从而在这一区 域形成空气的闭合环流。夜间,陆地温降又比海洋快,近地气层的气温低于海面上的气温,形成 了高于海面上的气压,于是下层空气从陆地流向海上,称 为陆风,并与高空的逆向气流形成闭合环流。海陆风的流 动示意图如图5-2所示。 海陆风的影响区域有限。海风高约1000m,一般深入 到陆地20~40km处,最大风力为5~6级;陆风高约100 (a)海风 (b)陆风 图5-2海陆风示意图

5. 能见度 能见度是指正常视力的人在当时的天气条件下，从水平方向中能够看到或辨认出目标物的最 大距离，单位是 m 或 km。能见度的大小反映了大气混浊或透明的程度，一般分为十个级别，0 级的白日视程为最小，50m 以下，9 级的白日视程为最大，大于 50km。 6. 风 风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向和风速描述。风向是指风的来向，通 常可用 16 个或 8 个方位表示，如西北风指风从西北方来。此外也可用角度表示，以北风为 0 o，8 个方位中相邻两方位的夹角为 45o，正北与风向的反方向的顺时针方向夹角称为风向角，如东南 风的风向角为 135o。 风速是指空气在单位时间内水平运动的距离。气象预报的风向和风速指的是距地面 10m 高处 在一定时间内观测到的平均风速。 在自由大气中，风受地面摩擦力的影响很小，一般可以忽略不计，风的运动处于水平的匀速 运动。但在大气边界层中，空气运动受到地面摩擦力的影响，使风速随高度升高而增大。在离地 面几米以上的大气层中，平均风速与高度之间关系一般可以利用迪肯(Deacon)的幂定律描述： 1 1 ( / )n u u z z = （5－2） 式中 u 及 u1—在高度 Z 及已知高度 Z1 处的平均风速，m/s； n—与大气稳定度有关的指数。在中性层结条件下，且地形开阔平坦只有少量地表覆盖物时， n＝1/7。 空气的大规模运动形成风。地球两极和赤道之间大气的温差，陆地与海洋之间的温差以及陆 地上局部地貌不同之间的温差，从而对空气产生的热力作用，形成各种类型风，如海陆风、季风、 山谷风、峡谷风等。 当气压基本不变时，日出后由于地面吸收太阳的辐射，由底部气层开始的热涡流上升运动逐 渐增强，使大气上下混合强度增大，因此下层风速渐大，一般在午后达到最大值；而夜间在地面 的冷却作用下，湍流活动减弱直至停止，使下层风速减小，乃至静止。反之，高层大气的白天风 速最小，夜间风速最大。 海陆风出现在沿海地区，是由于海陆接壤区域的地理差异产生的热力效应，形成以一天为周 期而变化的大气局部环流。在吸收相同热量的条件下，由于陆地的热容量小于海水，因此地表温 度的升降变化比海水快。白天，阳光照射下的陆地温升比海洋快，近地层陆地上空的气温高于海 面上空，空气密度小而上升，因此产生水平气压梯度，低层气压低于海上，于是下层空气从海面 上流向陆地，称为海风；而陆地高层空间的气压高于海上，气流由陆地流向海洋，从而在这一区 域形成空气的闭合环流。夜间，陆地温降又比海洋快，近地气层的气温低于海面上的气温，形成 了高于海面上的气压，于是下层空气从陆地流向海上，称 为陆风，并与高空的逆向气流形成闭合环流。海陆风的流 动示意图如图 5-2 所示。 海陆风的影响区域有限。海风高约 1000m，一般深入 到陆地 20～40km 处，最大风力为 5～6 级；陆风高约 100～

300m,延伸到海上8~10km处,风力不过3级。在内陆的江河湖泊岸边,也会出现类似的环流 但强度和活动范围均较小 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应,形成以一年四季为周期而变化的大 气环流,但影响的范围比海陆风大得多。夏季,大陆上空的气温高于海洋上空,形成低层空气从 海洋流向大陆,而高层大气相反流动,于是构成了夏季的季风环流,类似于白天海风环流的循环 冬季,大陆上空的气温低于海洋上空,形成低层空气从大陆流向海洋,高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流,类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧,夏季大陆 盛行东南风,西南地区吹西南风;冬季大陆盛行西北风,西 南地区吹东北风 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 一种局地风,也是以一天为周期循环变化。白天,山坡吸受 较强的太阳辐射,气温增高,因空气密度小而上升,形成空 少 (b)山风 气从谷底沿山坡向上流动,称为谷风;同时在高空产生由山 图5-3山风和谷风示意图 坡指向山谷的水平气压梯度,从而产生谷底上空的下降气流,形成空气的热力循环。夜间,山坡 的冷却速度快,气温比同高度的谷底上空低,空气密度大,使得空气沿山坡向谷底流动,形成山 风,同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图5-3所示 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时,因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1.气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率,简称气温直减率,可用参数y (5-3) 式中,负号表示气温随高度而降低。 2.大气的温度层结 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。 图5-4所示为温度层结曲线的三种基本类型 (1)递减层结。气温沿高度增加而降低,即γ>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。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢,空气团处于加5-4温度层结示意图 速上升运动,大气为不稳定状态

300m，延伸到海上 8～lOkm 处，风力不过 3 级。在内陆的江河湖泊岸边，也会出现类似的环流， 但强度和活动范围均较小。 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应，形成以一年四季为周期而变化的大 气环流，但影响的范围比海陆风大得多。夏季，大陆上空的气温高于海洋上空，形成低层空气从 海洋流向大陆，而高层大气相反流动，于是构成了夏季的季风环流，类似于白天海风环流的循环。 冬季，大陆上空的气温低于海洋上空，形成低层空气从大陆流向海洋，高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流，类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧，夏季大陆 盛行东南风，西南地区吹西南风；冬季大陆盛行西北风，西 南地区吹东北风。 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 一种局地风，也是以一天为周期循环变化。白天，山坡吸受 较强的太阳辐射，气温增高，因空气密度小而上升，形成空 气从谷底沿山坡向上流动，称为谷风；同时在高空产生由山 坡指向山谷的水平气压梯度，从而产生谷底上空的下降气流，形成空气的热力循环。夜间，山坡 的冷却速度快，气温比同高度的谷底上空低，空气密度大，使得空气沿山坡向谷底流动，形成山 风，同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图 5－3 所示。 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时，因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1. 气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率，简称气温直减率，可用参数  表示： T Z     = −     （5－3） 式中，负号表示气温随高度而降低。 2. 大气的温度层结 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。 图 5－4 所示为温度层结曲线的三种基本类型： （1）递减层结。气温沿高度增加而降低，即 O，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。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢，空气团处于加 速上升运动，大气为不稳定状态

(2)等温层结。气温沿高度增加不变,即γ=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。此时上升空气 团的降温速度比周围气温快,上升运动将减速并转而返回,大气趋于稳定状态, (3)逆温层结。气温沿高度增加而升高,即y<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。通常,按 逆温层的形成过程又分为辐射逆温、下沉逆温、湍流逆温、平流逆温、锋面逆温等类型 辐射逆温为大陆上常年可见的逆温类型,是由于地面的快速冷却而形成,通常出现于晴朗无 云或少云、风速不大的夜间。夜晚地面向大气辐射白天吸收的热量而逐渐冷却,近地面的气温随 之降低。离地愈近,气温冷却愈快,离地愈远的空气受地面影响愈弱,降温愈慢,形成自地面开 始的辐射逆温。辐射逆温随着地面的冷却逐渐向上扩展,到日出前逆温充分发展。日出后,地面 吸收太阳的辐射逐渐升温,逆温层又逐渐自下而上消失。到上午九点钟左右,逆温全部消失。辐 射逆温的生消过程如图5-5所示。辐射逆温层的厚度通常在几十米到几百米之间,高纬度地区 甚至厚达2~3km。冬季夜长,逆温层较厚且消失较慢。 夏季夜短,则逆温层较薄,消失也快。此外,地形、云 层、风等因素也会影响辐射逆温的形成及强度。 下沉逆温是因高压区内某一层空气发生下沉运动 图5-5辐射逆温的生消过程 时,导致下层空气被压缩升温而形成:湍流逆温发生在(⑧)漕骺臨疟雰殁牘层迎点是砻蔣過迎牆失 绝热状态下的大气湍流运动时:平流逆温是暖空气水平流至冷地表地区上空所形成:锋面逆温为 对流层中冷暖空气相遇时,由于暖空气密度小,爬到冷空气上面所致。这些类型的逆温一般不从 地面开始,出现在离地面数十米至数千米的高空,也称为上层逆温。实际上,大气中出现逆温 能是由几种原因共同作用形成的。 出现逆温时,好像一个盖子阻碍它下面的污染物质扩散,对大气污染扩散影响极大,因此许 多大气污染事件都发生在具有逆温层与静风的气象条件下 3.干绝热直减率 考察一团在大气中做垂直运动的干空气,如果干空气在运动中与周围空气不发生热量交换, 则称为绝热过程。当干气团垂直运动在递减层结时,气团的温度变化与气压变化相反。若气团的 压力沿高度发生显著变化,则气温变化引起的气团内能变化与气压变化导致的气团做功相当,此 时可忽略气团与周围大气的热交换,视为绝热过程。干气团绝热上升时,因周围气压减小而膨胀 消耗大部分内能对周围大气做膨胀功,则气团温度显著降低。干气团绝热下降时,因周围气压增 大被压缩,外界的压缩功大部分转化为气团的内能增量,气团温度明显上升 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γa,即: rd (5-4) 干气团在垂直升降过程中服从热力学第一定律,即: (5-5)

（2）等温层结。气温沿高度增加不变，即 ＝O，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。此时上升空气 团的降温速度比周围气温快，上升运动将减速并转而返回，大气趋于稳定状态。 （3）逆温层结。气温沿高度增加而升高，即 O，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。通常，按 逆温层的形成过程又分为辐射逆温、下沉逆温、湍流逆温、平流逆温、锋面逆温等类型。 辐射逆温为大陆上常年可见的逆温类型，是由于地面的快速冷却而形成，通常出现于晴朗无 云或少云、风速不大的夜间。夜晚地面向大气辐射白天吸收的热量而逐渐冷却，近地面的气温随 之降低。离地愈近，气温冷却愈快，离地愈远的空气受地面影响愈弱，降温愈慢，形成自地面开 始的辐射逆温。辐射逆温随着地面的冷却逐渐向上扩展，到日出前逆温充分发展。日出后，地面 吸收太阳的辐射逐渐升温，逆温层又逐渐自下而上消失。到上午九点钟左右，逆温全部消失。辐 射逆温的生消过程如图 5－5 所示。辐射逆温层的厚度通常在几十米到几百米之间，高纬度地区 甚至厚达 2～3km。冬季夜长，逆温层较厚且消失较慢。 夏季夜短，则逆温层较薄，消失也快。此外，地形、云 层、风等因素也会影响辐射逆温的形成及强度。 下沉逆温是因高压区内某一层空气发生下沉运动 时，导致下层空气被压缩升温而形成；湍流逆温发生在 绝热状态下的大气湍流运动时；平流逆温是暖空气水平流至冷地表地区上空所形成；锋面逆温为 对流层中冷暖空气相遇时，由于暖空气密度小，爬到冷空气上面所致。这些类型的逆温一般不从 地面开始，出现在离地面数十米至数千米的高空，也称为上层逆温。实际上，大气中出现逆温可 能是由几种原因共同作用形成的。 出现逆温时，好像一个盖子阻碍它下面的污染物质扩散，对大气污染扩散影响极大，因此许 多大气污染事件都发生在具有逆温层与静风的气象条件下。 3. 干绝热直减率 考察一团在大气中做垂直运动的干空气，如果干空气在运动中与周围空气不发生热量交换， 则称为绝热过程。当干气团垂直运动在递减层结时，气团的温度变化与气压变化相反。若气团的 压力沿高度发生显著变化，则气温变化引起的气团内能变化与气压变化导致的气团做功相当，此 时可忽略气团与周围大气的热交换，视为绝热过程。干气团绝热上升时，因周围气压减小而膨胀， 消耗大部分内能对周围大气做膨胀功，则气团温度显著降低。干气团绝热下降时，因周围气压增 大被压缩，外界的压缩功大部分转化为气团的内能增量，气团温度明显上升。 干气团在绝热垂直运动过程中，升降单位距离(通常取 l00m)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，即： d T Z     = −     （5－4） 干气团在垂直升降过程中服从热力学第一定律，即： q u w =  + （5－5）

气团可视为理想气体,并设气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡,在绝热过程中有 q=0,则式(5-5)可改写为: dq=c dr+vdp=0 (5-6) 气团的物理状态可用理想气体状态方程来描述,即: =RT (5-7) pdv+vdp= Rdr 由式(4-6)、及式(4-8)可得: 式中cn一干空气比定压热容,cp=c,+R=1004J/(kg·K)。 将式(5-1)带入式(5-9),并近似地视气团的密度p与比体积v互为倒数,得: y=-=8≈1K/100m 上式可见,在干绝热过程中,气团每上升或下降100m,温度约降低或升高1K,即ya为固定 值,而气温直减率γ则随时间和空间变化,这是两个不同的概念 四、大气的稳定度 1.大气稳定度 大气稳定度是指大气中的某一气团在垂直方向上的稳定程度。一团空气受到某种外力作用而 产生上升或者下降运动,当运动到某一位置时消除外力,此后气团的运动可能出现三种情况:① 气团仍然继续加速向前运动,这时的大气称为不稳定大气;②气团不加速也不减速而作匀速运动, 或趋向停留在外力去除时所处的位置,这时的大气称为中性大气;③气团逐渐减速并有返回原先 高度的趋势,这时的大气称为稳定大气。 设某一气团在外力作用下上升了一段距离dz,在新位置的状态参数为p、p;及T,它周围 大气的状态参数为p、p及T。消除外力后,单位体积气团受到重力pg和浮升力pg的共同作用, 产生垂直方向的升力(p-p1)g,其加速度为: p-p (5-11) 假定移动过程中气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡,即p=p,则由状态方程可得 pT:=pT,代入上式则得 T-T 上式可见,在新位置上,T>T,则a>0,即气团的温度大于周围大气温度时,气团仍然加

气团可视为理想气体，并设气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡，在绝热过程中有 dq= 0，则式（5－5）可改写为： 0 v dq c dT vdp = + = （5－6） 气团的物理状态可用理想气体状态方程来描述，即： pv RT = (5－7) pdv vdp RdT + = （5－8） 由式（4－6）、及式（4-8）可得： p vdp c dT = （5－9） 式中 cp—干空气比定压热容，cp＝cv＋R＝1004 J/(kg·K)。 将式（5－1）带入式（5－9），并近似地视气团的密度  与比体积 v 互为倒数，得： 1 /100 d p dT g K m dZ c  = − =  （5－10） 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  则随时间和空间变化，这是两个不同的概念。 四、大气的稳定度 1. 大气稳定度 大气稳定度是指大气中的某一气团在垂直方向上的稳定程度。一团空气受到某种外力作用而 产生上升或者下降运动，当运动到某—位置时消除外力，此后气团的运动可能出现三种情况：① 气团仍然继续加速向前运动，这时的大气称为不稳定大气；②气团不加速也不减速而作匀速运动， 或趋向停留在外力去除时所处的位置，这时的大气称为中性大气；③气团逐渐减速并有返回原先 高度的趋势，这时的大气称为稳定大气。 设某一气团在外力作用下上升了一段距离 dz，在新位置的状态参数为 pi、i 及 Ti，它周围 大气的状态参数为 p、 及 T。消除外力后，单位体积气团受到重力 ig 和浮升力 g 的共同作用， 产生垂直方向的升力（－i）g，其加速度为： i i a g    − = （5－11） 假定移动过程中气团的压力与周围大气的气压随时保持平衡，即 pi＝p，则由状态方程可得 iTi＝T，代入上式则得 T T i a g T − = （5－12） 上式可见，在新位置上，Ti＞T，则 a＞0，即气团的温度大于周围大气温度时，气团仍然加

速,表明大气是不稳定的:若T0的区域,当 y>时,a>0,气团加速,大气为不稳定;当y=%时,a=0,100 y6 D D D D D 帕斯奎尔法虽然可以利用常规气象资料确定大气稳定度等级,简单易行,应用方便,但这种 方法没有确切地描述太阳的辐射强度,云量的确定也不准确,较为粗略,为此特纳尔作了改进与 补充。 特纳尔方法首先根据某地、某时及太阳倾角的太阳高度OB和云量(全天空为10分制),确定

速，表明大气是不稳定的；若 Ti＜T，则 a＜0，气团减速，表明大气稳定。因为气团的温度难以 确定，实际上很难用上式判别大气稳定度。 假定在初始位置时，气团与周围空气的温度相等，均为 T0，其绝热上升 dz 距离后，气团温 度为 Ti＝T0－ddz，周围气温为 T＝T0－dz，式(5－12)则变为： d a g dz T   − = （5－13） 由式（5－13）可分析大气的稳定性，在 ＞0 的区域，当 ＞d 时，a＞0,气团加速，大气为不稳定；当 ＝d 时，a＝0， 大气为中性；当 ＜d 时，a＜0,气团减速，大气为弱稳定，而 出现等温层结与逆温层结时，即 ≤0，则大气处于强稳定状 态，图 5－6 为大气稳定度分析图。分析可见，干绝热直减率 d＝1K/lOOm 可作为大气稳定性的判据，可用当地实际气层的  与其比较，以此判断大气的稳定度。 大气稳定度对污染物在大气中的扩散有很大影响。大气 越不稳定，污染物的扩散速率就越快；反之，则越慢。 2. 大气稳定度的分类 大气稳定度与天气现象、时空尺度及地理条件密切相关，其级别的准确划分非常困难。目前 国内外对大气稳定度的分类方法已多达 10 余种，应用较广泛的有帕斯奎尔（Pasquill）法和特 纳尔(Turner)法。帕斯奎尔法用地面风速(距离地面高度 10m)、白天的太阳辐射状况（分为强、 中、弱、阴天等）或夜间云量的大小将稳定度分为 A～F 六个级别，如表 5－1 所示。 表 5－1 大气稳定度等级 地面风速（距地面 10m 处）/m·s -1 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≥5/10 云量≤4/10 ＜2 A A～B B D 2~3 A～B B C D E F 3~5 B B~C C D D E 5~6 C C~D D D D D ＞6 D D D D D D 帕斯奎尔法虽然可以利用常规气象资料确定大气稳定度等级，简单易行，应用方便，但这种 方法没有确切地描述太阳的辐射强度，云量的确定也不准确，较为粗略，为此特纳尔作了改进与 补充。 特纳尔方法首先根据某地、某时及太阳倾角的太阳高度θh 和云量(全天空为 10 分制)，确定

太阳辐射等级,再由太阳的辐射等级和距地面高度10m的平均风速确定大气稳定度的级别。我国 采用特纳尔方法,太阳高度角0可按下式计算: 0n=arcsin[sino sin 8 +cos p cos 8 cos(15t+2-300)I (5-14) 式中φ、λ—分别为当地地理纬度、经度,(9); t一观测时的北京时间,h; δ一太阳倾角(赤纬),(°),其概略值查阅表5-2。 表5-2太阳倾角(赤纬)概略值 8/(° 月份1 5 9 101112 上旬-22-15-5617 17 5-15-22 中旬-2 下旬-19-92 我国提出的太阳辐射等级见表5-3,表中总云量和低云量由地方气象观测资料确定。大气 稳定度等级见表5-4,表中地面平均风速指离地面10m高度处10min的平均风速。 表5-3太阳辐射等级(中国) 总云量/低云量夜间 太阳高度角O/(°) 0≤1515650 ≤4/≤4 +2 5~7/≤4 0 +3 ≥8/≤4 0 1 ≥5/5~7 0 0 +1 ≥8/≥8 0 表5-4大气稳定度等级 地面平均风速 太阳辐射等级 +3 2 A A-B E F

太阳辐射等级，再由太阳的辐射等级和距地面高度 10m 的平均风速确定大气稳定度的级别。我国 采用特纳尔方法，太阳高度角θh 可按下式计算： arcsin sin sin cos cos cos 15 300 ( ) h       = + + −   t   （5－14） 式中 、—分别为当地地理纬度、经度，（）； t—观测时的北京时间，h； —太阳倾角（赤纬），（），其概略值查阅表 5－2。 表 5 － 2 太阳倾 角（ 赤 纬 ） 概 略值 /（） 月份 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 上旬 －22 －15 －5 6 17 22 22 17 7 －5 －15 －22 中旬 －21 －12 －2 10 19 23 21 14 3 －8 －18 －23 下旬 －19 －9 2 13 23 23 19 11 －1 －12 －21 －23 我国提出的太阳辐射等级见表 5－3，表中总云量和低云量由地方气象观测资料确定。大气 稳定度等级见表 5－4，表中地面平均风速指离地面 10m 高度处 10min 的平均风速。 表 5－3 太阳辐射等级（中国） 总云量/低云量 夜间 太阳高度角θh/（） θh≤15 15＜θh≤35 35＜θh≤65 θh＞65 ≤4/≤4 －2 －1 ＋1 ＋2 +3 5～7/≤4 －1 0 ＋1 ＋2 +3 ≥8/≤4 －1 0 0 ＋1 +1 ≥5/5～7 0 0 0 0 +1 ≥8/≥8 0 0 0 0 0 表 5－4 大气稳定度等级 地面平均风速 /m·s -1 太阳辐射等级 ＋3 ＋2 ＋1 0 －1 －2 ≤1.9 A A～B B D E F

2~2.9 A-B C E F 3~4.9 B B-C D E 5~5.9 C C-D D D D

2 ～2.9 A ～ B B C D E F 3 ～4.9 B B ～ C C D D E 5 ～5.9 C C ～ D D D D D ≥ 6 C D D D D D