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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 污染物的擴散和稀釋能力。 污染物從污染源排到大氣中的擴散過程， 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、空氣具有強烈的對流運動,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)模空氣的水平運動。 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 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)則的湍流運動都比較盛行， 加上水汽充足， 直接影響著 污染物的傳輸、擴散和轉(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 -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, 進入平流層的大氣污染物停留時間很長, 例如進入平流層的氟氯烴, 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： 氣溫隨高度增高而迅速降低，其頂部氣溫可達到 -83 C,因此空氣具有強烈的對流運動，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: 在強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 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, 主要取決于分子擴散和湍流的 強弱。在8085km以下的大氣層中，以湍流擴散為主，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、主要氣象要素 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、水汽體積分數(shù) 及露點等。 （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數(shù)等于其摩爾分數(shù), PL :：JPv _ d0 P - 0.804 d0 d Nd 0.804 - dd d

12、o id 由上式可得: 所以水汽的體積分數(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）及水蒸氣的摩爾分數(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）求得水汽體積分數(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：在一定氣壓下空氣中的水汽達到飽和狀態(tài)時的溫度，稱為空氣的露點。 4. 風(fēng)向和風(fēng)速 氣象上把水平方向的空氣運動稱為 風(fēng)；垂直方向的空氣運動則稱為 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。 從大氣污染物擴散的觀點看

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數(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: 若氣塊運動過程中滿足絕熱條件，則氣塊運動 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。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，則會造成嚴重的大氣污染現(xiàn)象。事實表明， 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，地面因強烈的有效輻射而很快冷卻， 近地面氣層冷卻最為強 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，地面迅速冷卻，逆溫逐漸向上發(fā)展；黎明時達到最強 圖中的(c);日出后太陽輻射逐漸增 強，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。在 中緯度地區(qū)的冬季，輻射逆溫層厚度可達 200 一 300m，有時可達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，輻射逆溫強度將減少，這是因為云層吸收了地面輻射射來的能量， 重新輻射到地面上的緣故。 另外，強烈的壓力梯度所引起的風(fēng)使湍流增加，因而使逆溫強度減弱。 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 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，一般可達數(shù)百米，下沉逆溫一般達 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。這是因為低層空氣受地面影響大、 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。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與暖空氣團相遇時， 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，高架點源排放煙流擴散形狀和 特點

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,污染物擴散良好， 多發(fā)生在晴朗的白天，地面最大濃度落地點距煙囪較近，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,垂直擴散比扇形好，比波浪型 差；所以煙囪距污染物開始到達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：煙流垂直方向擴散很小，像一條帶子飄向遠方。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， 在遠方會造成污染； 煙囪很低時，會造成近地面上嚴重 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 從地面向上逐漸擴展，當(dāng)擴展到煙流的下邊緣或更高一點時， 煙流便發(fā)生向下的強烈擴散，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) 大氣的運動和風(fēng) 一、引起大氣運動的作用力 大氣的運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動方向，向北指向運動方向的右方，向南指向左方; 由于與大氣運動方向垂直，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)大氣作曲線運動時， 將受到慣性離心力的作用。 其方向與大氣運動方向垂直， 由曲線路徑 的曲率中心指向外； 其大小與大氣運動的線速度的平方成正比， 與曲率半徑成反比。 實際上，由 于大氣運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 運動速度不同的相鄰兩層大氣層之間以及巾近地面運動的大氣和地表之間， 皆會產(chǎn)生阻礙大 氣運動的阻力，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動方向 相反，其大小與其運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_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 好取實測值，當(dāng)無實測值時，在高度 500m以下，可按下表選?。?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散、稀釋，直接取決于大氣的運動狀態(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，因為有可能出現(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， 或者進入海陸風(fēng)局地環(huán)流中，使污染物不能充分的擴散稀釋而造成嚴重的污染。 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。