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1、第三章 大氣污染氣象學(xué) 為了有效地控制大氣污染 除需采取安裝凈化裝置等各種技術(shù)措施外， 還需充分利用大氣對 污染物的擴(kuò)散和稀釋能力。 污染物從污染源排到大氣中的擴(kuò)散過程， 與排放源本身的特性、 氣象 條件、地面特征和周圍地區(qū)建筑物分布等因素有關(guān)。 本章主要對大氣污染氣象學(xué)的基本知識作一 扼要介紹。 第一節(jié) 大氣圈結(jié)構(gòu)及氣象要素 一、大氣圈垂直結(jié)構(gòu) 地球表面環(huán)繞著在層很厚的氣體，稱為環(huán)境大氣或地球大氣，簡稱 大氣 。大氣是自然環(huán)境 的重要組成部分，是人類及生物賴以生存的必不可少的物質(zhì)。 大氣圈的垂直結(jié)構(gòu) 是指氣象要素的垂直分布情況；如氣溫、氣壓、大氣密度和大氣成分的 垂直分布等。 根據(jù)氣溫在垂直

2、于 下墊面 (即地球表面情況 ) 方向上的分布，可將大氣分為五層： 對流層 、 平流層、中間層 、暖層和散逸層 。 1. 對流層 對流層是大氣層最低的一層；平均厚度為 12 公里。由于對流程度在熱帶要比寒帶強(qiáng)烈，故 自下墊面算起的對流層的厚度隨緯度增加而降低，赤道處約為 1617km，中緯度地區(qū)約 10 12km,兩極附近只有 89km。 對流層的主要特征是 ： (1) 對流層雖然較薄,但卻集中了整個大氣質(zhì)量的 34 和幾乎全部水汽,主要的大氣現(xiàn)象都 發(fā)生在這一層中,它是天氣變化最復(fù)雜、對人類活動影響最大的一層； (2) 氣溫隨高度增加而降低，每升高 100 m平均降溫約0.65C； (3)

3、空氣具有強(qiáng)烈的對流運(yùn)動,大氣垂直混合激烈。主要由于下墊面受熱不均及其本身特性 不同造成的。 (4) 溫度和濕度的水平分布不均勻；例如在熱帶海洋上空,空氣比較溫暖潮濕,在高緯度內(nèi) 陸上空,空氣比較寒冷干燥,因此也經(jīng)常發(fā)生大規(guī)?？諝獾乃竭\(yùn)動。 對流層亞層分層情況： (1)對流層的下層，厚度約為 12km，其中氣流受地面阻滯和摩擦的影響很大，稱為 大氣邊 界層 (或摩擦層 )。 其中從地面到50100m左右的一層又稱 近地層。在近地層中，垂直方向上熱量和動量的 交換甚微，所以溫差很大，可達(dá) 12C。 (3)在近地層以上,氣流受地面摩擦的影響越來越小。在大氣邊界層以上的氣流,幾乎不受 地面摩擦的影響

4、,所以稱為 自由大氣層 。 大氣邊界層特征： 在大氣邊界層中,由于受地面冷熱的直接影響,所以氣溫的 日變化很明顯 ,特別是 近地層 , 晝夜可相差十兒乃至幾十度。 出于氣流運(yùn)動受地面摩擦的影響, 故風(fēng)速隨高度的增高而增大。 在 這一層中， 大氣上下有規(guī)則的對流和無規(guī)則的湍流運(yùn)動都比較盛行， 加上水汽充足， 直接影響著 污染物的傳輸、擴(kuò)散和轉(zhuǎn)化。 2. 平流層 從對流層頂?shù)?055km高度的一層稱為平流層。 亞層分層情況： 從對流層項(xiàng)到2535km左右的一層，氣溫幾乎不隨高度變化，為 -55C左右，稱為 同溫層; 從這以上到平流層頂，氣溫隨高度增高而增高，至平流層頂達(dá) -3C左右，稱為 逆溫層。

5、 平流層集中了大氣中大部分臭氧（ 03）,并在2025km高度上達(dá)到最大值，形成 臭氧層。 特征： 在平流層中, 幾乎沒有空氣對流運(yùn)動, 空氣垂直混合微弱, 極少出現(xiàn)雨雪天氣； 同時正是因 為這種情況, 進(jìn)入平流層的大氣污染物停留時間很長, 例如進(jìn)入平流層的氟氯烴, 能與臭氧發(fā)生 光化學(xué)反應(yīng),致使臭氧層的臭氧逐漸減少。 3. 中間層 從平流層頂?shù)?85km 高度的一層稱為 中間層。 特點(diǎn)： 氣溫隨高度增高而迅速降低，其頂部氣溫可達(dá)到 -83 C,因此空氣具有強(qiáng)烈的對流運(yùn)動，垂 直混合明顯；因此也稱為上層對流層。 4. 暖層 從中間層頂?shù)?800km 高度為暖層。 特點(diǎn): 在強(qiáng)烈的太陽紫外線和宇

6、宙射線作用下, 再度出現(xiàn)溫度隨高度上升而增高的現(xiàn)象。 暖層空氣 處于高度的電離狀態(tài),存在著大量的離了和電子,故又稱 電離層 。 5. 散逸層 暖層以上的大氣層統(tǒng)稱為散逸層。 它是大氣的外層, 氣溫很高, 空氣極為稀薄, 空氣粒子運(yùn) 動速度很高,可以擺脫地球引力而散逸到太空中。 均質(zhì)層和非均質(zhì)層： 大氣壓力的垂直分布, 總是隨著高度的升高而降低, 并可用氣體靜力學(xué)方程來描述； 大氣密度 隨高度的變化幾乎和壓力的變化規(guī)律相同。 大氣成分的垂直分布, 主要取決于分子擴(kuò)散和湍流的 強(qiáng)弱。在8085km以下的大氣層中，以湍流擴(kuò)散為主，大氣的主要成分氮和氧的組成比例幾乎 不變,稱為 均質(zhì)大氣層 （簡稱 均

7、質(zhì)層 ）；在均質(zhì)層以上的大氣中,以分子擴(kuò)散為主,氣體隨高度 變化很大,稱為 非均質(zhì)層 。這層中較輕的氣體成分有明顯增加。 二、主要?dú)庀笠?表示大氣狀態(tài)的物理量和物理現(xiàn)象,稱為 氣象要素 。 氣象要素主要有：氣溫、氣壓、氣濕、風(fēng)向、風(fēng)速、云況、能見度等。 1. 氣溫 氣象上講的地面氣溫一般是指距地面 1.5m 高處在百葉箱中觀測到的空氣溫度。單位是攝氏 溫度C或熱力學(xué)溫度 K。 2. 氣壓6 氣壓是指大氣的壓力。氣壓單位用帕 （Pa）表示，1Pa=1N/m2 ;氣象上常用的氣壓單位是百帕 hPa；國際上規(guī)定，溫度0C、緯度45的海平面上的氣壓為一個標(biāo)準(zhǔn)大氣壓；它與其它氣壓單 位的關(guān)系 1atm

8、 = 101325Pa=1013.25hPa=760mmHg 3. 氣濕 空氣的濕度簡稱 氣濕，反映大氣中水汽含量的多少和空氣的潮濕程度。 常用的表示方法有：絕對濕度、水汽壓、飽和水氣壓、相對濕度、含濕量、水汽體積分?jǐn)?shù) 及露點(diǎn)等。 （1）絕對濕度：在1m3濕空氣中含有的水汽質(zhì)量（kg）,稱為濕空氣的絕對濕度。 由理想氣體狀態(tài)方程可得到： PV=nRT= 式中：Pw 空氣的絕對濕度, Pw水汽分壓， Pa； kg/m3 （濕空氣）； Pv RT Rw水汽的氣體常數(shù), Rw=461.5J/(kg Rw 831 = 461.5 18 T 空氣溫度，K。 （2）相對濕度： 空氣的絕對濕度 相對溫度。

9、pw與同溫度下飽和空氣的絕對濕度 p之百分比，稱為空氣的 P P 0 =100 w 100 二 P 式中：0空氣的相對濕度， P飽和絕對濕度， Pv飽和空氣的水汽分壓， % ； 3 kg/m（飽和空氣）； Pa。 （3）含濕量：濕空氣中1kg干空氣所包含的水汽質(zhì)量（ 也稱為比濕。 kg）稱為空氣的含濕量（d），氣象中 d - 一 一 m2 dV2 d (V1=V2) 式中：d空氣的含濕量， pw 空氣的絕對濕度, p干空氣的密度， 由理想氣體狀態(tài)方程可知： kg (水汽) kg/m3 kg/m3。 /kg （干空氣） （濕空氣）； PV _ PwM RT M FW Pw R T RwT _ P

10、dM RT Pi R T _ Pd RiT R 287 1 干空氣的氣體常數(shù) Rd=287.1J/（kg K）,貝U d 0.622，代入上式得 Rw 461.5 d = 0.622 也=0.622 Pw 0.622 Pd P_P P_6Pv 在工程應(yīng)用中常將空氣的含濕量定義為 1標(biāo)準(zhǔn)立方米（1m3N）干空氣所包含的水汽質(zhì)量（kg）, 其單位是kg（水汽）/m3N（干空氣），并用do表示，則得： Rw=461.5 根據(jù)定義有： d kg（水汽）d kg（水汽）； 0m3N（干空氣）_kg（干空氣）； 所以 d0 kg（干空氣）d d . 3 d0 - d Nd d m N （干空氣） 式中：P

11、dd 標(biāo)準(zhǔn)狀況下干空氣的密度， 上式推導(dǎo)如下: fw RdPw RwPd Rd Rw FW Rd P - FW R w GPv P-Pv kg/m3N。 PM RT R T RT 101325 101325 273.15% 一 凡 一 273.15 L 所以： Rd 101325 o.804。故得: Rw 273.15 人 461.5 匚 _ Rdv RwPd =罟盒“0.804晉0.804盤 = 0.804 GPv P_Pv （4）水氣體積分對于理想氣體來說，混合氣體中某一氣體的體積分?jǐn)?shù)等于其摩爾分?jǐn)?shù), PL :：JPv _ d0 P - 0.804 d0 d Nd 0.804 - dd d

12、o id 由上式可得: 所以水汽的體積分?jǐn)?shù)可表示成: ：JPv _ d0 P - 0.804 d0 講解例3-1 （P70） 附例題：已知某地區(qū)的大氣環(huán)境參數(shù)為： 大氣壓P=101325Pa,氣溫T=298K,相對濕度$ =75% 試問該地區(qū)的大氣含濕量（d、d。）、絕對濕度（p）及水蒸氣的摩爾分?jǐn)?shù)（妨各為多少？干空氣的 密度（p Nd）是多少？ 解：查表得T=298K時的飽和水 汽壓力Pv=3139.8Pa，由式（3-5）求大氣含濕量 d =0.622 匕 0.622 0.75 3139.8 0.0148kg /kg（干空氣） P PV 101325 0.75 X3139.8 由式（3-7）

13、得含濕量（工程計算）： P， 0.75 3139.8 3 d0 =0.804 v 0.0804 0.0191kg/m N（干空氣） P-GR 101325 -0.75 3139.8 由式（3-2 ）得 Pw= Pv=0.75 X 3139.8=2354.85Pa ; 由式（3-1 ）得絕對濕度 幾 Pw 2354.85 0.0171kg /m3（干空氣） RwT 461.5 798 由式（3-8）求得水汽體積分?jǐn)?shù)： 化=巴=2354.85 = 0 0232 = 2 32% P 101325 由式（3-6）得干空氣密度 匸Nd二蟲二0.0191 = 1.29kg/m3N（干空氣） Nd d 0.

14、0148 N （5）露點(diǎn)：在一定氣壓下空氣中的水汽達(dá)到飽和狀態(tài)時的溫度，稱為空氣的露點(diǎn)。 4. 風(fēng)向和風(fēng)速 氣象上把水平方向的空氣運(yùn)動稱為 風(fēng)；垂直方向的空氣運(yùn)動則稱為 升降氣流。風(fēng)是一個矢 量，具有大小和方向。 風(fēng)向是指風(fēng)的來向。例如，風(fēng)從東方來稱東風(fēng)。風(fēng)向可用 8個方位或16 個方位表示。也可用角度表示，如圖 32所示。 270 ESFJ東東南 / I 1 r 202.5* 南府帝 KI J -2區(qū)向的芮牛方苗 風(fēng)速是指單位時間內(nèi)空氣在水平方向運(yùn)動的距離，單位用 m/s或km/h表示。通常氣象臺站 392. 北時業(yè) 恂北/ NNW 3I7NW 北東北 NNE 応北 / NEV5 / 乘東北

15、 / ENE67 5, 247 亍、 157 5 所測定的風(fēng)向、風(fēng)速，都是指一定時間 （如2min或10min）的平均值。有時也需要測瞬時風(fēng)向、 風(fēng)速。 根據(jù)自然現(xiàn)象將風(fēng)力分為 13個等級(012級),若用F表示風(fēng)力等級，則風(fēng)速u(單位km/h) 5. 云況 云是大氣中的水汽凝結(jié)現(xiàn)象，它是由飄浮在空中的大量小水滴或小冰晶或兩者的混合物構(gòu)成 的。云的生成、外形特征、量的多少、分布及演變，不僅反映了當(dāng)時大氣的運(yùn)動狀態(tài)，而且預(yù)示 著天氣演變的趨勢。 云對太陽輻射和地面輻射起反射作用， 反射的強(qiáng)弱視云的厚度而定。 由于云 層的反射作用，云層存在的效果是使氣溫隨高度的變化減小。 從大氣污染物擴(kuò)散的觀點(diǎn)看

16、，主要關(guān)心的是 云量和云高。 (1) 云高：指云底距地面的高度，根據(jù)云底高度可將云分為: 5000m以上，它由冰晶組成，云體呈白色，有蠶絲般光澤，薄而透 25005000m之間，由過冷的微小水滴幾冰晶構(gòu)成，顏色為白色或 2500m以下，不穩(wěn)定氣層中的低云常分散為孤立的大云塊，穩(wěn)定氣 層中低云云層低而黑，結(jié)構(gòu)稀松。 (2) 云量：是指云遮蔽天空的成數(shù)。我國將天空分為 10等分，云遮蔽了幾分，云量就是 幾。例如碧空無云，云量為零；陰天云量為 10。國外將天空分為 8等分，云遮蔽幾分云量就是 幾。兩者的換算關(guān)系為 國外云量X 1.25 =我國云量 總云量：指所有云遮蔽天空的成數(shù)，不論云的層次和高度。

17、 低云量：指低云遮蔽天空的成數(shù)。 云量記錄：一般總云量和低云量以分?jǐn)?shù)的形式記入觀測記錄。 如10/7、5/5、7/2。任何情況下，低云量不得大于總云量。 6. 能見度 能見度是指在當(dāng)時的大氣條件下，視力正常的人能夠從天空背景下看到或辨認(rèn)出的目標(biāo)物 的最大水平距離，單位用 m或km表示。能見度的大小反映大氣透明或混濁的程度。能見度的 觀測值通常分為10級，如表3-1所示：計算公式見P17 (1-2) 能見/規(guī)業(yè)與自日和養(yǎng) 白 fl 0 丫 d,稱為正常分布層結(jié)或遞減層結(jié)； 氣溫直減率等于或近似等于干絕熱直減率，即 丫 = Y d,稱為中性層結(jié)； (3) 氣溫不隨高度變化，即 丫= 0,稱為等溫層

18、結(jié)； (4) 氣溫隨高度增加而增加即 丫 0，稱為氣溫逆轉(zhuǎn)，簡稱逆溫。 三、大氣穩(wěn)定度 1. 大氣穩(wěn)定度的概念 大氣穩(wěn)定度是指在垂直方向上大氣穩(wěn)定的程度， 即是否易于發(fā)生對流。對于大氣穩(wěn)定度可以 作這樣的理解，如果一空氣塊由于某種原因受到外力的作用， 產(chǎn)生了上升或下降運(yùn)動后， 可能發(fā) 生三種情況： (1) 當(dāng)外力去除后，氣塊就減速并有返回原來高度的趨勢，則稱這種大氣是 穩(wěn)定的； (2) 當(dāng)外力去除后，氣塊加速上升或下降，稱這種大氣是 不穩(wěn)定的； (3) 當(dāng)外力去除后，氣塊被外力推到哪里就停到哪里或作等速運(yùn)動，稱這種大氣是 中性的。 2. 大氣穩(wěn)定度的判別 判斷大氣是否穩(wěn)定，可用氣塊法來說明。假

19、設(shè)一氣塊的狀態(tài)參數(shù)為 態(tài)參數(shù)為T、P、p,則單位體積氣塊(體積V-1 )受四周大氣的浮力為 此二力作用下產(chǎn)生的向上加速度為： 、Pi和p；周圍大氣狀 pg,本身重力為 pg，在 (3-16) 利用準(zhǔn)靜力條件 Pi=P和理想氣體狀態(tài)方程，則有: . (3-17) 度的周圍空氣溫度 T=T0- Y AZ。假設(shè)起始溫度相同，即 Ti0=T0,則有: m _ PM .- _m V RT ； i V PM RTi ，代入式(3-16)得: 若氣塊運(yùn)動過程中滿足絕熱條件，則氣塊運(yùn)動 AZ高度時，其溫度 Ti=Tio-Y dAZ ;而同樣高 (3T8) 從式（3-18）可知，（丫 - 丫 d）的符號決定了氣

20、塊加速度 a與其位移AZ的方向是否一致，也就 是決定了大氣是否穩(wěn)定。若 AZ 0,則有三種情況: （1） 丫 Y d時，a0,氣塊的加速度與其位移方向是相同， 氣塊作加速運(yùn)動，大氣不穩(wěn)定; （2） 丫 丫 d,氣塊上升（或下降）后，氣塊溫度 T將高于（或低于）周圍大 氣溫度T,氣塊密度p i小于（或大于）大氣密度 p，因而氣塊繼續(xù)上升（或下降），所以是不 穩(wěn)定的。反之，要圖 3-4 （ b）中，丫 v 丫 d,氣塊上升（或下降）后，它的溫度低于（或高于） 周圍大氣，則氣塊的升降運(yùn)動受到阻礙，所以大氣是穩(wěn)定的。 四、逆溫 輻射到地球表面的太陽輻射主要是短波輻射。地面吸收太陽輻射的同時也向空中輻射

21、能量， 這種輻射主要是長波輻射。大氣吸收短波輻射的能力很弱，而吸收長波輻射的能力卻極強(qiáng)。因此, 在大氣邊界層內(nèi)特別是近地層內(nèi)， 空氣溫度的變化主要是受地表長波輻射的影響。 近地層空氣溫 度，隨著地面溫度的增高而增高， 而且是自下而上的增高； 即氣溫隨高度是垂直遞減的， 也就是 Y 0,但在特定情況下，也會出現(xiàn) 丫 =0或Y v 0的情況。一般將氣溫隨高度增加而增加的氣 層稱為逆溫層。逆溫層的存在，大大阻礙了氣流的垂直運(yùn)動；所以也將逆溫層稱為 阻擋層。由 于受污染的氣流不能穿過逆溫層而積累在它的下面，則會造成嚴(yán)重的大氣污染現(xiàn)象。事實(shí)表明， 有許多大氣污染事件多發(fā)生在有 逆溫及靜風(fēng)的氣象條件下，所

22、以在研究污染物的大氣擴(kuò)散時必 須對逆溫給予足夠的重視。 逆溫可以發(fā)生在近地層中，也可能發(fā)生在較高氣層 （自由大氣）中。根據(jù)逆溫生成的過程，可 將逆溫分為輻射逆溫、下沉逆溫、平流逆溫、鋒面逆溫及湍流逆溫等五種。 1. 輻射逆溫 由于地面強(qiáng)烈輻射冷卻而形成的逆溫，稱為 輻射逆溫。這種逆溫與大氣污染的關(guān)系最為密 切。在晴朗無云( (或少云) )的夜間，當(dāng)風(fēng)速較小(v 3m/s)時，地面因強(qiáng)烈的有效輻射而很快冷卻， 近地面氣層冷卻最為強(qiáng) 烈，較高的氣層冷卻較慢，因而形成自地面開始逐漸向上發(fā)展的 逆溫層, 稱為輻射逆溫。圖35示出輻射逆溫在一晝夜間從生成到消失的過程。 a t c d 圖圖3-5輻射逆溫

23、的生請過程輻射逆溫的生請過程 圖中(a)是下午時遞減溫度層結(jié)；(b)是日落前1小時逆溫開始生成的情況；隨著地面輻射的 增強(qiáng)，地面迅速冷卻，逆溫逐漸向上發(fā)展；黎明時達(dá)到最強(qiáng) 圖中的(c);日出后太陽輻射逐漸增 強(qiáng)，地面逐漸增溫，空氣也隨之自下而上的增溫，逆溫便自下而上的逐漸消失 圖中(d);大約在 上午10點(diǎn)鐘左右逆溫層完全消失圖中的(e)。輻射逆溫在陸地上常年可見，但以冬季最強(qiáng)。在 中緯度地區(qū)的冬季，輻射逆溫層厚度可達(dá) 200 一 300m，有時可達(dá)400m左右。冬季睛朗無云和 微風(fēng)的白天，由于地面輻射超過太陽輻射， 也會形成輻射逆溫。 輻射逆溫與大氣污染關(guān)系最為密 切。 冬季晴朗無云和微風(fēng)的

24、白天， 由于地面輻射超過太陽輻射， 也會形成逆溫層。再有云層遮蓋 時，輻射逆溫強(qiáng)度將減少，這是因?yàn)樵茖游樟说孛孑椛渖鋪淼哪芰浚?重新輻射到地面上的緣故。 另外，強(qiáng)烈的壓力梯度所引起的風(fēng)使湍流增加，因而使逆溫強(qiáng)度減弱。 69m/s的風(fēng)速，可以完 全制止逆溫的出現(xiàn)。 2 下沉逆溫 由于空氣下沉受到壓縮增溫而形成的逆溫稱為 下沉逆溫。即當(dāng)上層空氣下沉?xí)r，落入高壓 氣團(tuán)中，因受壓而變熱，使氣溫高于下層的空氣下沉逆溫可以用下圖來說明： 假定某高度有一氣團(tuán) ABCD，其厚度為h，當(dāng)它下沉?xí)r，由于低空氣壓增大及氣層向水平方 向擴(kuò)散，該氣層被壓縮成 A B C D厚度減小為h (v h)。這樣，氣層頂部 C

25、D比底部AB下 降的距離大(H H),因而氣層頂部絕熱增溫比底部增溫多，從而形成逆溫。 下沉逆溫多處現(xiàn)在高壓控制區(qū)， 范圍很廣，厚度也很大，一般可達(dá)數(shù)百米，下沉逆溫一般達(dá) 到某一高度時就停止了，所以下沉逆溫多發(fā)生在高空中。 3 平流逆溫 由暖空氣平流到冷地面上而形成的逆溫稱為 平流逆溫。這是因?yàn)榈蛯涌諝馐艿孛嬗绊懘蟆?降溫多，上層空氣降溫少所形成的。 暖空氣與地面之間溫差越大， 逆溫越強(qiáng)。當(dāng)冬季中緯度沿海 地區(qū)海上暖空氣流到大陸上，及暖空氣平流到低地、盆地內(nèi)積聚的冷空氣上面時， 皆可形成平流 逆溫。 4. 湍流逆混 低層空氣湍流混合形成的逆溫稱為 湍流逆溫。湍流逆濕的形成過程如圖 38所示：

26、- trrJ (a)中的AB是氣層在湍流混合前的氣溫分布， 氣溫直減率丫丫 d；低層空氣經(jīng)湍流混合后， 氣層的溫度將按干絕熱直減率變化，如 (b)中的CD。但在混合層以上，混合層與不受湍流混合影 響的上層空氣之間出現(xiàn)了一個過渡層 DE，即是逆溫層。 5 鋒面逆溫 在對流層中的冷空氣團(tuán)與暖空氣團(tuán)相遇時， 暖空氣因其密度小就會爬到冷空氣上面去， 形成 一個傾斜的過渡區(qū)，稱為鋒面，在鋒面上，如果冷暖空氣的溫差較大；即可出現(xiàn)逆溫，這種逆溫 稱為鋒面逆溫。鋒面逆溫僅在冷空氣一邊可以看到。 五、煙流形狀與大氣穩(wěn)定度的關(guān)系 大氣污染狀況與大氣穩(wěn)定度有密切關(guān)系。大氣穩(wěn)定度不同，高架點(diǎn)源排放煙流擴(kuò)散形狀和 特點(diǎn)

27、不同，造成的污染狀況差別很大。典型的煙流形狀有以下五種： （1） 波浪形：煙流呈波浪狀，發(fā)生在 全層不穩(wěn)定大氣中，即丫 丫 d,污染物擴(kuò)散良好， 多發(fā)生在晴朗的白天，地面最大濃度落地點(diǎn)距煙囪較近，濃度較高。 （2） 錐形：煙流呈圓錐狀，發(fā)生在 中性條件下，即丫 = Y d,垂直擴(kuò)散比扇形好，比波浪型 差；所以煙囪距污染物開始到達(dá)地面的距離要大于波浪型， 而小于扇形。錐形常常出現(xiàn)在有云和 風(fēng)低的情況下，晝夜均可能出現(xiàn)。 （3） 扇形：煙流垂直方向擴(kuò)散很小，像一條帶子飄向遠(yuǎn)方。從上面看，煙流呈扇形展開。 它發(fā)生在煙囪出口處于 逆溫層中，即該層大氣 丫 -Y dV -1。污染情況隨煙囪高度不同而異。

28、當(dāng) 煙囪很高時，近處地面上不會生成污染， 在遠(yuǎn)方會造成污染； 煙囪很低時，會造成近地面上嚴(yán)重 污染。 （4） 爬升型（屋脊型）：煙流的 下部是穩(wěn)定的大氣，上部是不穩(wěn)定的大氣。一般在日落后 出現(xiàn)，由于地面輻射冷卻，低層形成逆溫，而高空仍保持遞減層結(jié)。它持續(xù)時間較短，對近處地 面污染較小。 （5） 漫煙型（熏煙型）：對于輻射逆溫，日出后逆溫從地面向上逐漸消失，即不穩(wěn)定大氣 從地面向上逐漸擴(kuò)展，當(dāng)擴(kuò)展到煙流的下邊緣或更高一點(diǎn)時， 煙流便發(fā)生向下的強(qiáng)烈擴(kuò)散，而上 邊緣仍處于逆溫層中，漫煙型便發(fā)生了（對近地面造成嚴(yán)重污染） 。這時煙流下部 丫 - Y d 0 , 上部丫 - Y dV-1。這種煙流多發(fā)生

29、在上午 8： 0010： 00,持續(xù)時間較短。（下部是不穩(wěn)定的大 氣，上部是穩(wěn)定的大氣） 第三節(jié) 大氣的運(yùn)動和風(fēng) 一、引起大氣運(yùn)動的作用力 大氣的運(yùn)動是在各種力的作用下產(chǎn)生的，作用于大氣上的力，有 氣壓梯度力，重力，地轉(zhuǎn) 偏向力、摩擦力和慣性離心力。這些力之間的不同結(jié)合，構(gòu)成了不同形式的大氣運(yùn)動和風(fēng)。 1.水平氣壓梯度力 單位質(zhì)量的空氣在氣壓場中受到的作用力，稱為 氣壓梯度力。這一力可分解為 垂直和水平 方向的兩個分量。 垂直氣壓梯度力雖大，但由于有空氣重力與之平衡，所以空氣在垂直方向所受作用力并不 大。水平氣壓梯度力雖小，但卻是大氣運(yùn)動的主要原因。水平氣壓梯度力 G的大小，與空氣密 度p成反

30、比，與水平氣壓梯度（ 鄉(xiāng) ）成正比，即： 上式表明，只要水平方向存在著氣壓梯度，就有水平氣壓梯度力作用在大氣上，使大氣由 高壓側(cè)向低壓側(cè)運(yùn)動，直到水平氣壓與之平衡為止。 （例子見教材P81） 2. 地轉(zhuǎn)偏向力 由于地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的使運(yùn)動著的大氣偏離氣壓梯度方向的力，稱為 地轉(zhuǎn)偏向力。 如果以u、3和分別表示風(fēng)速、地球自轉(zhuǎn)角速度和當(dāng)?shù)氐乩砭暥?，?Dn表示水平地轉(zhuǎn)偏 向力，則有： Dn =2u sin 地轉(zhuǎn)偏向力 具有如下性質(zhì)： 伴隨風(fēng)速的產(chǎn)生而產(chǎn)生； 水平地轉(zhuǎn)偏向力的方向垂直于大氣運(yùn)動方向，向北指向運(yùn)動方向的右方，向南指向左方; 由于與大氣運(yùn)動方向垂直，所以只改變風(fēng)向，不改變風(fēng)速； 該力正比于

31、sin，隨緯度增高而增大，在兩極最大，在赤道為零。 3. 慣性離心力 當(dāng)大氣作曲線運(yùn)動時， 將受到慣性離心力的作用。 其方向與大氣運(yùn)動方向垂直， 由曲線路徑 的曲率中心指向外； 其大小與大氣運(yùn)動的線速度的平方成正比， 與曲率半徑成反比。 實(shí)際上，由 于大氣運(yùn)動的曲率半徑一般很大，所以慣性離心力通常很小。 2 v =m r 4.摩擦力 運(yùn)動速度不同的相鄰兩層大氣層之間以及巾近地面運(yùn)動的大氣和地表之間， 皆會產(chǎn)生阻礙大 氣運(yùn)動的阻力，即摩擦力。前者稱內(nèi)摩擦力，后者稱外摩擦力。 外摩擦力的方向與大氣運(yùn)動方向 相反，其大小與其運(yùn)動速度和下墊面的粗糙程度成正比。 內(nèi)摩擦力與外摩擦力的向量總和稱為總 摩擦

32、力。 摩擦力的大小隨大氣高度不同而異， 在近地層中最為顯著， 高度越高，作用越弱，在12km 高度，摩擦力始終存在。所以把 12km以下的大氣層稱為 摩擦層，把這以上的大氣層稱為 自由 大氣層。 二、 大氣邊界層中風(fēng)隨高度的變化 大氣邊界層中，由于摩擦力隨高度增加而減小， 當(dāng)氣壓梯度力不隨高度變化時， 風(fēng)帶將隨高 度增加而增大。在北半球，風(fēng)向隨高度將向右偏轉(zhuǎn)。 在北半球，如果把邊界層中不同高度的風(fēng)矢量用矢量圖表示， 并把他們投影到同一個水平面 上，把風(fēng)矢量頂點(diǎn)連接起來，就得到一風(fēng)矢量跡線，稱為 ?？寺菥€。從地面向高空望去，風(fēng) 向是沿順時針方向變化的。當(dāng)?shù)竭_(dá)大氣邊界層頂時，風(fēng)速和風(fēng)向完全接近了

33、地轉(zhuǎn)風(fēng)。 三、 近地層中風(fēng)速廓線模式 平均風(fēng)速隨高度的變化曲線稱為 風(fēng)速廓線。風(fēng)速廓線的數(shù)學(xué)表達(dá)式稱為 風(fēng)速廓線模式。近地 層(離地面大約100m左右)的風(fēng)速廓線模式有多種，這里介紹兩種根據(jù)湍流半經(jīng)驗(yàn)理論推導(dǎo)出的 模式。 1.對數(shù)律風(fēng)速廓線模式 * ln - . (3-22) k z 式中：u 高度z處的平均風(fēng)速， m/s; u* - 摩擦速度， m/s; k 卡門常數(shù)，常取 0.4； zo - 地面粗糙度，m。 *3-2有世蠡性的地面相耀慶 地面類劈 Zk/cm 有代盤性的加1 草原 J - L0 3 農(nóng)作物臨區(qū) 10-30 村落、井散的材林 20 - 100 30 井散的大樓城巾) 100

34、-400 100 密卑羽大樓(丈城市) 400 500 2.指數(shù)律風(fēng)速廓線模式 z m u =ui() . (3 - 23) z 式中ui 高度z1處的風(fēng)速，m/s ； m穩(wěn)定度參數(shù)。 參數(shù)m的變化取決于溫度層結(jié)和地面粗糙度， 0 v m 1,層結(jié)越不穩(wěn)定時，m值越小。m值最 好取實(shí)測值，當(dāng)無實(shí)測值時，在高度 500m以下，可按下表選取： 值 穩(wěn)定度穩(wěn)定度 A B C D E衛(wèi)衛(wèi) 城市城市 0.15 0.15 0.20 0.25 0.30 鄉(xiāng)村鄉(xiāng)村 0,07 (L07 0J0 仇仇15 0.25 四、地方性風(fēng)場 污染物在大氣中的擴(kuò)散、稀釋，直接取決于大氣的運(yùn)動狀態(tài)。污染物質(zhì)隨風(fēng)飄蕩，與空氣密

35、度相同的污染煙氣總是隨著風(fēng)波輸送到遠(yuǎn)方。 這是風(fēng)的第一個作用，即整體的輸送作用。風(fēng)的另 一個作用使對污染物的沖淡稀釋作用。 風(fēng)速越大，單位時間內(nèi)與污染煙氣混合的清潔空氣量越大。 所以，污染濃度總是與風(fēng)速成反比。 1.海陸風(fēng) 海陸風(fēng)是海風(fēng)和陸風(fēng)的總稱。它發(fā)生在海陸交界地帶，是以24h為周期的一種大氣局地環(huán)流。 海陸風(fēng)是由于陸地和海洋的熱力性質(zhì)的差異而引起的。 在白天，由于太陽輻射，陸地升溫比海洋 快，在海陸大氣之間產(chǎn)生了溫度差、氣壓差，使低空大氣由海洋流向陸地，形成海風(fēng)，高空大氣 從陸地流向海洋，形成反海風(fēng)，它們同陸地上的上升氣流和海洋上的下降氣流一起形成了海陸風(fēng) 局地環(huán)流。 圖3-11海陸風(fēng)壞

36、就 在夜晚，由于有效輻射發(fā)生了變化， 陸地比海洋降溫快， 在海陸之間產(chǎn)生了與白天相反的溫 度差、氣壓差，使低空大氣從陸地流向海洋、形成陸風(fēng)，高空大氣從海洋流向陸地，形成反陸風(fēng)。 它們同陸地下降氣流和海面上升氣流一起構(gòu)成了海陸風(fēng)局地環(huán)流。 由海陸風(fēng)的環(huán)流性質(zhì)及其晝夜變化， 我們必須注意到：建在海邊排出污染物的工廠， 必須考 慮海陸風(fēng)的影響，因?yàn)橛锌赡艹霈F(xiàn)在夜間隨陸風(fēng)吹到海面上的污染物，在白天又隨海風(fēng)吹回來， 或者進(jìn)入海陸風(fēng)局地環(huán)流中，使污染物不能充分的擴(kuò)散稀釋而造成嚴(yán)重的污染。 2.山谷風(fēng) 山谷風(fēng)是山風(fēng)和谷風(fēng)的總稱。它發(fā)生在山區(qū)，是以24h為周期的局地環(huán)流。山谷風(fēng)在山區(qū)最 為常見，它主要是由于山坡和谷地受熱不均而產(chǎn)生的。如圖 312所示。 S 3-12山眷鳳環(huán)流 在白天，太陽先照射到山坡上， 使山坡上大氣比谷地上同高度的大氣溫度高， 形成了由谷地 吹向山坡的風(fēng)，稱為 谷風(fēng)。在高空形成了由山坡吹向山谷的反谷風(fēng)。它們同山坡上升氣流和谷 地下降氣流一起形成了山谷風(fēng)局地環(huán)流。 在夜間，山坡和山頂比谷地冷卻得快， 使山坡和山頂?shù)?冷空氣順山坡下滑到谷底， 形成山風(fēng)。在高空則形成了自山谷向山頂吹的反山風(fēng)。 它們同山坡下 降氣流和谷地上升氣流一起構(gòu)成了山谷風(fēng)局地環(huán)流。