大气污染控制工程 第三章 大气污染气象学.ppt.Convertor.doc

第三章 大气污染气象学3.1 大气的基本物理性质3.2 大气圈结构及气象要素3.3 大气的热力过程3.4 大气的运动和风OUTLINE北京市环保局2007年7月18日的报道： 7月17日，本市空气质量为轻度污染，是2003年来同期少有的高污染水平，主要原因是雾天静风不利的气象条件所致。 从7月15日开始，本市处于低气压控制区域，风速低，地面风速普遍小于0.5米/秒，不利于污染物的水平扩散；湿度大，相对湿度超过80%，利于颗粒物的加速生成，形成雾霾天气；逆温严重，逆温层厚度超过1000米，混合层高度低，不利于污染物的垂直扩散，大气自净能力差。 大气的基本特性大气的状态方程3.1 大气的基本物理性质大气具有一般流体的基本特性： 连续性、流动性、可压缩性和大气分子之间的摩擦作用(即粘性)。大气区别于一般流体的特点： 大气密度的空间分布不仅与压强有关，而且还依赖于温度。大气运动可看作是由有规则的水平运动和垂直运动，以及无规则的湍流运动叠加形成的。大气的基本特性大气的状态方程理想气体状态方程是 PV=nRT 。其中 R=8.31 焦耳 / (摩尔 开)为普适气体常数或者摩尔气体常数 干空气的状态方程空气密度与气压和温度有关。湿空气的状态方程大气圈的结构主要的气象要素3.2 大气圈结构及气象要素大气圈的结构主要的气象要素气温 气湿 气压 风向和风速 云 能见度 太阳高度角 降水气象学中：1.5m高、百叶箱内气温。表示气温的单位：摄氏温标C，绝对温标 K， 华氏温标 F 气温 大气温度场分布气温随时间的变化气温随时间的变化有两种周期：年变化和日变化。 气温的周期性变化类似于正弦函数的变化，因此可用与正弦函数类似的几个特征量来表示其变化规律。 表示正弦函数的特征量有： 平均值 振幅 位相 类似地可引出表示温度变化的特征量： 平均温度(mean temperature)：日平均温度、年平均温度 振幅(amplitude) ：又叫变幅、较差(range)，即一个周期中最高值与最低值之差。 日较差(diurnal range) ：一天中气温最高值与最低值之差 。 年较差(annual range) ：一年内最热月与最冷月的月平均温度之差。 位相(phase)：温度最高值与最低值出现的时间 。气温的周期性变化 （periodic variation of air temperature）（1）气温的日变化(diurnal variation) : 近地层气温的变化主要取决于下垫面温度的变化。 变化特点有： 位相比地面落后，且随高度的升高而推迟；1.5m高处日最高温度出现在1415时左右，最低气温出现在日出前后。 振幅随高度的升高而减小。影响气温日较差的因素： 纬度(latitude) ：日较差随纬度减小。因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。季节(season) ：夏季大、冬季小地形(geographical relief)：凸地小，凹地大，因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强下垫面性质(features of underlying surface)：水面上日较差小，陆地上大 天气(weather)：晴天日较差大于阴天(2)气温的年变化(annual variation) 特点： 回归线以外的地区为单波型：最高为7月,最低为1月,海上落后一个月； 回归线之间赤道附近地区为双波型：最高为4、10月，最低为7，1月。 原因：太阳直射点的季节变化，在赤道附近地区，一年有两次太阳直射。年较差的影响因素： 纬度 这是对气温年较差影响最大的因素。一般来说，气温年较差随纬度的升高而增大，因为一年中昼夜长短的变化幅度随纬度增大，太阳辐射的年变化幅度随纬度的增高而增大。海陆分布 同一纬度，海洋小于陆地。 地形 一般来说，气温年较差凸形地小于凹形地；植被覆盖地区小于裸地。 由太阳直接辐射日总量的分布可知年较差的变化 气温的非周期性变化(non-periodic variation of air temperature) 天气突变 大规模冷暖空气的活动任一点的气压值等于该地单位面积上的大气柱重量。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，即P=-gZ，其积分式压高公式：气压 1atm101325Pa1013.25mb=760mmHg大气压强随高度增加而降低 ：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。静力学(平衡)方程: (压差=空气重力）其中：P：气压，mb; z ：高度， m；r：空气密度， kg/m3；g：重力加速度， m/s2。绝对湿度W相对湿度含湿量d水汽体积分数yW露点tD气湿 绝对湿度 在1m3 湿空气中含有的水汽质量（kg），称为湿空气的绝对湿度。W：空气的绝对湿度，kg/m3;pW：水汽分压，Pa；RW：水汽的气体常数，461.4J/（kgK）；T：空气温度，K。相对湿度 空气的绝对湿度W与同温度下饱和空气的绝对湿度V的百分比。 ：空气的相对湿度，；W、 V ：空气的绝对湿度，饱和绝对湿度，kg/m3;pW、pV：水汽分压，饱和空气的水汽分压，Pa。含湿量 湿空气中1kg干空气包含的水汽质量称为空气的含湿量，气象中也称为比湿。d：空气的含湿量，kg（水汽）/kg（干空气）；W、 d ：空气的绝对湿度，干空气的密度，kg/m3。若将绝对湿度和相对湿度公式代入，则p：湿空气的总压力，Pa；pd ：干空气的分压，Pa；Rd：干空气的气体常数，287.0J/（kgK）。工程中常将湿空气的含湿量定义为1标准立方米（1m3N）干空气所包含的水汽质量（kg），其单位是kg水汽/m3N干空气，并用d0表示，则：Nd ：标准状态（273.15K，101325Pa）干空气的密度（1.292 kg/ m3N） 水汽体积分数 水汽在湿空气中所占的体积分数。 对于理想气体来说，混合气体中某一气体的体积分数等于其摩尔分数，因此：yW ：水汽体积分数已知大气压力p101325 Pa，饱和水汽压力pv=3746.5 Pa（气温28时），空气相对湿度70，确定空气的含湿量、水汽体积分数。Example 露点 在一定气压下，空气中水分达到饱和状态时的温度。 例如：上例中，若空气相对湿度为100，即pWpV=3746.5 Pa，则此时空气的露点tD 28。大气水汽分布概念：水平方向的空气运动叫做风, m/s (km/h) （垂直方向升降气流）。风的形成：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温度分布不均造成。风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。风向：风的来向（16个方位圆周等分）。风速：单位时间内空气在水平方向上运动距离（2min或10min的平均值），通常根据自然现象将风力分为13个（012级）。u：风速，km/h；F：风力等级。特点：（1）随时间变化（2）随高度变化（3）随地理位置而变风玫瑰图 某地区1988年的风玫瑰图。例如，吹南风的频率约为11，其中风速大于10.82m/s的频率约为1，风速在3.355.41m/s的频率为3.5左右。概念：大气中水汽的凝结现象叫做云云量:天空被云遮蔽的成数（我国10分，国外8分）云高:云底距地面的高度 低云（2500m以下） 中云（25005000m） 高云（5000m以上）云状:卷云（线）,积云（块）,层云（面),雨层云(无定形）云概念：正常视力的人，在天空背景下能看清的水平距离。级别：09级，相应距离为5050,000米。能见度太阳高度角概念：是太阳光线与地平线间的夹角，是影响太阳辐射强弱的最主要的因子之一。太阳高度角随时间而变化。计算：（1）计算太阳倾角（2）计算太阳高度角降水概念：地面从大气中获得的水汽凝结物。水平降水：是大气中水汽直接在地面或地物表面及低空的凝结物，如霜、露、雾和雾淞。垂直降水：由空中降落到地面上的水汽凝结物，如雨、雪、霰雹和雨淞等。在我国，国家气象局地面观测规范规定，降水量仅指的是垂直降水，水平降水不作为降水量处理。产生降水的主要过程：太阳、大气和地面的热交换气温的垂直变化大气稳定度逆温烟流形状与大气稳定度的关系3.3 大气的热力过程太阳、大气和地面的热交换狭义是指太阳能辐射到地球大气层的光热、光电和光化学的直接转换，约173,000TW（1012W）， 仅为其总辐射能量（约为3.751026W）的22亿分之一，但却相当于500万吨煤。广义上包括的范围非常大，如：地球上的风能、水能和生物能等来源于太阳；即使是地球上的化石燃料（如煤、石油、天然气等）从根本上说也是远古以来贮存下来的太阳能。太阳能辐射： 自然界中的一切物体都以电磁波的形式时刻不停的向外传递能量。太阳辐射太阳辐射的能量主要分布在可见光区和红外区：可见光区占太阳辐射总量的50红外区占43紫外区只占能量的7在波长0.48微米的地方，太阳辐射的能力达到最高值，数值约为3.0卡/cm2.分以上太阳辐射在大气中的减弱太阳辐射通过大气时，分别受到大气中的水汽、二氧化碳、微尘、氧和臭氧以及云滴、雾、冰晶、空气分子的吸收、散射、反射等作用，而使投射到大气上界的太阳辐射不能完全到达地面。假设大气层顶的太阳辐射是100。那么太阳辐射通过大气后大约30反射和散射回宇宙，20被大气吸收，50被地面吸收。大气中对太阳辐射的反射最明显的是云。不同的云量，不同的云状，云的不同厚度所发生的反射是不同的。高云：平均反射25中云：平均反射50低云：平均反射65稀薄云：10-20%很厚的云层：反射可达90大气对太阳辐射的反射地面温度（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。近地层大气温度随地表温度变化，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。大气温度与地面温度的关系干空气绝热垂直温度递减率 干绝热直减率 （空气团） 一般满足大气绝热过程，系统与周围环境无热交换气温直减率（lapse rate） （大气） 空气块膨胀（做功）耗内 能T定性空气块压缩（外气对它做功）T内能（由压力变化引起）气温的垂直变化对于理想气体：某高度下的气压为：Ma：空气的分子量，28.97； ：空气的密度，kg/m3；Rd：干空气的气体常数，287.0J/（kgK）。dU = dQ dWdU = CV dT （CV :干空气的定容比热）dW = P dVd ( PV ) = P dV +V dP = mRddT 绝热条件下，dQ = 0 dU = -dW = -P dV Cv dT = - (mRd dT V dP ) = - mRd dT + mRdT ( dP/P )根据热力学第一定律：因此： dT/dP =mRdT/P /( CV + mRd ) （2）结合 （1）式和 （2）式 : CV : 单位质量空气的定容比热对于理想气体：因此，干绝热直减率为g：重力加速度，9.81m/s2，CP： 干空气定压比热，1005JKg-1K-1。经计算，为0.98K/100m，1K/100m。位温(potential temperature) 干气块绝热升降到标准压力1000mb（1000hPa）时的温度，以表示。由dT/dP = mRdT/P /( CV + mRd ) （2）得出因此气温的垂直分布（温度层结） 气温沿垂直高度的分布，可用坐标图上的曲线表示，这种曲线称为气温沿高度分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结。大气稳定度概念：大气在垂直方向上稳定的程度；反映其是否容易对流。定性描述： 外力使气块上升或下降气块去掉外力气块减速，有返回趋势，稳定气块加速上升或下降，不稳定气块停在外力去掉处，中性不稳定条件下有利于扩散定量判别 则有判据1：气温直减率d时，a0,大气不稳定d时，a0，大气为中性d时，a0，大气稳定0时，逆温，非常稳定判据2：位温梯度 判据3：用层结曲线（大气温度随高度变化曲线T-Z）和状态曲线（即上升空气块的温度随高度的变化曲线Ti-Z）的分布来判断大气稳定度。大气稳定度分级 常用的大气稳定度分类方法有帕斯奎尔(Pasquill)法和国标原子能机构IAEA推荐的方法。中国现有法规中推荐的修订帕斯奎尔分类法(简记PS)，分为强不稳定、不稳定、弱不稳定、中性、较稳定和稳定六级。它们分别表示为A、B、C、D、E、F。确定等级时首先计算出太阳高度角按表1查出太阳辐射等级数,再由太阳辐射等级数与地面风速按表2查找稳定等级。总云量/低云量夜间h0h015015 0h0350350h0650h06504/4-2-1+1+2+357/4-10+1+2+38/4-100+1+15/570000+18/800000表1 太阳辐射等级地面风速太阳辐射等级+3+2+10-1-21.9AABBDEF22.9ABBCDEF34.9BBCCDDE55.9CCDDDDD6DDDDDD表2 大气稳定度的等级下列哪个条件下大气处于最不稳定的状态：（1）晴朗，静风，下午6点，10月；（2）阴天，有风，下午3点，3月；（3）晴朗，静风，下午3点，7月；（4）晴朗，有风，上午10点，7月；（5）阴天，静风，中午12点，7月。EXAMPLE大气稳定度与大气污染 当大气层结不稳定，热力湍流发展旺盛，对流强烈，污染物易扩散；但是全层不稳定时，污染不易扩散远处。当大气层结稳定时，湍流受到抑制，污染物不易扩散稀释，特别当逆温层出现时，通常风力弱或无风，低空象蒙上一个“盖子”，使烟尘聚集地表，造成严重污染。 逆温具有逆温层的大气层是强稳定的大气层，某一高度上的逆温层像一个盖子一样阻碍着气流的垂直运动，也叫阻挡层，因此逆温不利于扩散。辐射逆温：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。 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。辐射逆温的生消过程 下午 傍晚 凌晨 日出后 上午下沉逆温 （多在高空大气中，高压控制区内） : 由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温。很厚的气层下沉 压缩变扁 顶部增温比底部多平流逆温 暖空气平流到冷地面上,下部降温较多而形成.湍流逆温 由低层空气的湍流混合形成的逆温。 下层湍流混合达 上层出现过渡 逆温 锋面逆温 在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇而形成的。冷、暖气团相遇 暖气上爬，斜成锋面 冷暖间逆温 波浪型（不稳）锥型（中性or弱稳）扇型（逆温）爬升型（下逆，上不稳）漫烟型（上逆、下不稳）烟流形状与大气稳定度的关系引起大气运动的作用力大气边界层中风随高度的变化近地层的风速廓线模式地方性风场3.4 大气的运动和风引起大气运动的作用力重力水平气压梯度力地转偏向力（相对运动：方向改变）惯性离心力（大气曲线运动：很小）摩擦力（近地12km内明显） 垂直气压梯度力气压梯度力Ekman螺旋线（北半球下视，地偏力指向运动右方，故顺时针；南半球则相反） 高度增高，风速增大，方向接近地转风。 大气边界层中风随高度的变化概念：在一定范围内，风随高度的增大而增大。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。近地层的风速廓线模式有多种，常见的如对数律风速廓线模式和指数律风速廓线模式。近地层的风速廓线模式：高度Z处的平均风速，m/s；u*:摩擦速度，m/s；k：卡门（Karman）常数，常取0.4；Z：离地面的高度；Z0：地面粗糙度（m）。对数律风速廓线模式（中性层结）指数律风速廓线模式（非中性层结）：高度Z处的平均风速，m/s； ：已知高度Z1处的平均风速，m/s；Z：离地面的高度；Z1：风速仪的高度；m：稳定度参数。m的取值（1）0m1；（2）m的大小取决于温度层结和地面粗糙度，层结越不稳定，粗糙度越低，m值越小；（3）m值最好取实测值，当无实测值时，在高度500m以下，可按制定地方大气污染物排放标准的技术方法（GB/T13201-91）选取。稳定度ABCDE,Fm城市0.150.150.20.250.3乡村0.070.070.10.150.25各种稳定度条件下m值（制定地方大气污染物排放标准的技术方法）海陆风 地方性风场山谷风 城市热岛环