城市空气污染气象学第二章大气温度3-第三章水分

城市空气污染气象学

第二章大气温度3华东师范大学资环学院乐群回顾个别变化与局地变化大气稳定度的判别与空气污染之间的关系：大气稳定度是影响污染物在大气中扩散的极重要因素。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，使烟尘聚集地表，造成严重污染。2013-10-3122013-10-313大气稳定度对大气污染的影响大气稳定度对烟流扩散有很大的影响，不同稳定度导致从烟囱排出的烟羽形状不同。波浪型（不稳）锥型（中性or弱稳）扇型（平展型）（逆温）爬升型（屋脊型）（下稳，上不稳）漫烟型（熏烟型）（上逆、下不稳）2013-10-3142013-10-315例：判定下列条件下大气稳定度状况。1）地面温度为25度，2000m高空的温度为5度；2）地面温度为30度，500m高空温度为20度。（已知干绝热直减率=0.009760C）解：中性稳定不稳定在大气环境中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P·S)，又称为帕斯奎尔—特纳大气稳定度分类方法P-T（Pasquill-Turnerstabilitycl-assification），利用常规气象观测资料将大气稳定度划分为A～F6个级别的分类法。强不稳定A（常见于夏季午后湍流发展旺盛时），不稳定B，弱不稳定C，中性D（多见于阴天或大风天气），较稳定E和稳定F（常见于冬季寒夜逆温发展强盛之时）。确定等级时首先计算出太阳高度角按表B1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B2查找稳定等级。2013-10-316一、气温的水平分布等温线图：把水平空间上，温度相同的各点用平滑的曲线连接起来。影响温度的因素有纬度、海陆、海拔高度，但是一般的等温线图中常把不同海拔高度处的温度统一换算到海平面的温度。这样就在等温线图中突出地表现纬度和海陆对温度的影响。大气温度的空间分布2013-10-3183000m3000m0ºC订正到海平面上T=0.0065*3000=19.58ºC10ºC12ºC相邻两条曲线之间的差值相同，都等于2ºC。等温线稀疏说明气温变化和缓等温线稠密说明气温变化剧烈2013-10-319气温垂直梯度：气温随高度的分布，称为温度层结(temperaturestratification)。大气温度的铅直分布一般用气温垂直梯度（气温直减率，verticaltemperaturegradient）来表示。气温直减率（）：实际气层中高度每变化单位高度时气温的降低值。在对流层中，气温随高度的升高而降低，>0。但的值是随时、随地改变的，不是常数！

请注意与d

、m的区别！二、气温的垂直分布2013-10-3110逆温1、定义：温度随高度的增加而增加，此时。2、逆温与研究污染有关的因素：①逆温层的消失时间；②逆温层底的高度；③逆温层的厚度；④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。逆温的最危险状况是逆温层正好处于烟囱排放口。3、逆温形成的过程形成逆温的过程多种多样，最主要有以下几种：①辐射逆温（较常见）；②平流逆温；③锋面逆温；④湍流逆温；⑤下沉逆温。2013-10-3111辐射逆温(radiationinversion)：晴朗微风的夜晚，地面因强烈的有效辐射而降温，形成温度上高下低的现象。（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）平流逆温(advectioninversion)：暖空气流到冷的下垫面上而形成的逆温。2013-10-3112下沉逆温(subsidenceinversion)：由于空气下沉，绝热增温而形成的逆温。（多在高空大气中，高压控制区内）

很厚的气层下沉

压缩变扁

顶部增温比底部多2013-10-3113锋面逆温(frontalinversion)：在冷暖空气的过渡带形成的逆温。

冷、暖气团相遇冷暖间逆温

暖气上爬，形成锋面2013-10-3114湍流逆温

下层湍流混合达上层出现过渡层逆温

2013-10-3115城市空气污染气象学

第三章大气水分1第一节蒸发和凝结看不见的水蒸汽水循环第一节蒸发和凝结2013-10-31三相变化气态－－>液态－－>固态蒸发过程－－未饱和动态平衡－－饱和凝结过程－－过饱和18182013-10-31水相变化的物理过程：从分子运动论看，水相变化是水的各相之间分子交换的过程。在水和水汽两相共存的系统中，同一时间内，跑出水面的水分子与落回水中的水分子恰好相等，系统内的水量和水汽分子含量都不再改变，即水和水汽之间达到了两相平衡，这种平衡叫做动态平衡。动态平衡时的水汽称为饱和水汽，当时的水汽压称为饱和水汽压。19192013-10-31水相变化的判据假设N为单位时间内跑出水面的水分子数，n为单位时间内落回水中的水汽分子数，则水和水汽两相变化和平衡的分子物理学判据：

N>n蒸发(未饱和)N=n动态平衡（饱和）

N<n凝结（过饱和）但在气象工作中不测量N和n，所以不能直接应用以上判据。20202013-10-31

由水汽的气体状态方程可知，在温度一定时，水汽与水汽密度成正比，而与n成正比，所以和n之间也成正比。对照分子物理学判据可得两相变化和平衡的饱和水汽压判据：

E>e蒸发(未饱和)E=e动态平衡（饱和）

E<e凝结（过饱和）

E——饱和水汽压

e——实测水汽压21当在某一温度下，水和水汽达到动态平衡时的水汽压（E）。212013-10-31

若Es为某一温度下对应的冰面上的饱和水汽压，类似可得到冰和水汽两相变化和平衡的判据：

Es>e升华

Es=e动态平衡

Es<e凝华以上说明了水相变化是可以由实测的水汽压值e与同温度下的饱和水汽压值E（或Es）之间的比较来判定的。22222013-10-31

根据大量经验数据绘制的水的位相平衡图

OA曲线——水与水汽共存时的状态曲线，又称蒸发线，线上K点对应于水汽的临界温度和压力，高于临界温度时就只有气态存在

OB曲线——冰与水汽两相共存时的状态曲线，又称升华线

OB′曲线——过冷水与水汽共存时的状态曲线

OC——融解线，表示冰与水达到平衡时压力与温度的关系2323点1位于OA线之下，e1<E，这时水要蒸发点3恰位于OA线上，e3=E,这时水与水汽处于平衡状态点2位于OA线之上，e2>E，此时多余的水汽产生凝结2013-10-31242013-10-31252013-10-31水相变化中的潜热水相转变过程伴随着能量的转换，蒸发过程中，由于具有较大动能的水分子脱出液面，使液面温度降低。如果保持其温度不变，必须自外界供给热量，这部分热量等于蒸发潜热L，L与温度关系如下：

L=（2500-2.4T)×103(J/㎏)

温度变化不大时，L的变化很小，一般L为2.5×106J/㎏

同样，在冰升华为水汽的过程中也要消耗热量，即由冰融化为水所需消耗的融解潜热（3.34×105J/㎏）和由水变成水汽所需要消耗的蒸发潜热。以Ls表示升华潜热，则

Ls=(2.5×106+3.34×105)J/㎏=2.8×106J/㎏2626要比较实测水汽压和饱和水汽压，就要了解饱和水汽压。影响饱和水汽压的因素：蒸发面的温度性质（水面、冰面、溶液面等）形状（平面、凹面、凸面）2013-10-3127饱和水汽压（一）饱和水汽压与温度的关系：从图中的曲线OA、OB、和OB′可以看出，随着温度的升高，饱和水汽压显著增大。饱和水汽压与温度的关系可由克拉柏龙-克劳修司（Clapeyron-Clausius）方程描述

或

E——饱和水汽压T——绝对温度

L——凝结潜热Rw——水汽的比气体常数2013-10-31282013-10-3129蒸发面的温度（上式）T－－E蒸发面的性质（水面、冰面、溶液面）蒸发面的形状（平面、凹面、凸面）对积分，并将L=2.5×106J/K，RW=461J/Kg·K,T0=273K,T=273+t,E0=611hPa,（t=0℃时，纯水平面上的饱和水汽压）代入，则：或2013-10-31根据上式计算结果，各种温度下的饱和水汽压（hPa）t(℃)-30-20-100102030计算值0.531.272.876.1112.3223.7043.60实验值——2.876.1112.2823.3842.43该表说明，饱和水汽压随温度的升高而增大，这是由于蒸发面温度升高时，水分子平均动能增大，单位时间内脱出水面的分子增多的缘故。结论：1.空气温度的变化，对蒸发和凝结有重要影响。

2.饱和水汽压随温度改变量，在高温时要比低温时大。3030（所以降低同样的温度，在高温饱和空气中形成的云要浓一些，这也说明了为什么暴雨总是发生在暖季。）2013-10-31（二）饱和水汽压与蒸发面性质的关系冰面与过冷却水面的饱和水汽压通常，水温在0℃时开始结冰，但是试验和对云雾的直接观测发现，有时水在0℃以下，甚至在-20℃—-30℃以下仍不结冰，处于这种状态的水称过冷却水。而过冷却水与同温度下的冰面比较，饱和水汽压并不一样。以升华潜热Ls=2.8×106J/㎏取代（3.4）式中的蒸发潜热L，并积分得冰面上的饱和水汽压EiEi=E0·10

在实际应用中，经常采用经验公式确定饱和水汽压和温度的关系。最常用的比较准确的是马格努斯（Magnus）经验公式

Ei=E0·1031312013-10-3132Es——过冷水面饱和水汽压Ei——冰面饱和水汽压对于冰面和过冷却水面，饱和水汽压仍然是按指数规律变化，所不同的是冰是固体，冰分子要脱出水面的束缚比