影响大气扩散的气象因素

第四节影响大气污染的气象因素大气污染可看作是由污染源所排放出的污染物、对污染物起着扩散稀释作用的大气、以及承受污染的物体三者相互关联所产生的一种效应。一个地区的大气污染程度与该地区污染源所排出的污染物总量有关，总量不因气象条件的影响而发生变化，但是污染物浓度及时空分布要受到气象条件的控制，大气对污染物具有扩散和稀释的能力，影响大气扩散稀释能力的主要因素有气象的动力因子和气象的热力因子。认识和掌握气象变化规律，就有可能在在大气污染防治方面利用气象条件避免和减少由污染所造成的社会危害和经济损失。一、气象动力因子

气象的动力因子主要是指风和湍流，风和湍流对污染物在大气中的扩散和稀释起着决定性作用。一般说来，污染物在大气中的浓度与污染物的总排放量成正比，而与平均风速成反比；大气污染物的扩散，主要靠大气湍流的作用，正是因为大气湍流的作用，污染物在大气中才可表现为随气流的速度和方向、随着时间和空间位置的不同呈随机变化。4（一）风空气的流动就形成风。气象学上把水平方向的空气运动称为风，垂直方向的空气运动则称为升降气流。

风向是指风的来向。风向可用8个方位或16个方位表示。也可用角度表示。风速是指单位时间内空气在水平方向上移动的距离，单位用m/s或km/h来表示。F－风力级（0～12级）

由于地面对风产生摩擦，起阻碍作用，所以风速会随高度升高而增加，100m高处的风速，约为1m高处风速的3倍。5风力级别表风对污染物的扩散有两个作用：一是整体的输送作用二是冲淡稀释作用

风向决定污染物迁移运动的方向，风速决定污染物的迁移速度。（二）大气湍流大气除了整体水平运动外，还存在着不同于主流方向的各种不同尺度的次生运动或称为旋涡运动，这种极不规则的大气运动就是大气湍流。大气湍流以近地层大气表现最为突出，风速时强时弱，风向不停摆动，就是存在大气湍流的具体表现。大气的湍流运动造成湍流场中各部分之间强烈混合，当污染物由污染源排入大气时，高浓度的污染物由于湍流混合，不断被清洁空气掺入，同时又无规则地分散到其它方向去，使污染物不断地被稀释、冲淡。因此，风和湍流是决定污染物在大气中扩散状态的最直接和最本质的因子，是决定污染物扩散的决定因素。凡有利于增大风速、增强湍流的气象条件，都有利于污染物的稀释扩散。大气湍流与大气的热力因子--大气垂直稳定度，近地面的风速以及下垫面等机械因素有关。前者形成的湍流称为热力湍流，后者所形成的湍流称为机械湍流，大气湍流就是这两种湍流综合作用的结果。二、气象热力因子气象的热力因子主要指大气的温度层结和大气稳定度等。温度层结与大气污染有着十分密切的联系，正常情况下，在对流层中，大气温度随高度增加呈现垂直递减趋势，但在一些无风、少云的夜晚，会出现逆温现象，表现为气温垂直递减率小于零，逆温现象的出现可引发大气污染；大气稳定度取决于大气垂直递减率与干绝热递减率之对比，根据二者差值大小情况，可运用气团理论判断大气的稳定度，当大气处于稳定状态时湍流受到抑制，大气对污染物的扩散稀释能力减弱，反之大气对污染物的稀释能力增强。（一）温度层结与逆温温度层结是指在地球表面上方大气的温度随高度变化的情况或者说是在垂直地球表面方向的气温分布。它决定了大气的稳定度。大气圈的对流层中，气温垂直变化的规律是随高度的增加而逐渐降低的。大气直接吸收太阳辐射造成的增温没有地面辐射造成的增温显著。对流层大气的增温热源主要来自于地面辐射，距离地面越近，受到的地面辐射越多，所以温度越高，离地面越远，受到的地面辐射越少，所以温度越低.此外，吸收地面辐射能较强的水蒸气和固体颗粒物，在大气中的分布随高度的增加而减少，也是近地面层的温度比上层高的原因。气温垂直递减率高度每变化100m气温变化的度数叫作气温的垂直递减率，简称气温直减率：℃/100m对流层下层0.3-0.4℃/100m对流层中层0.5-0.6℃/100m对流层上层0.65-0.75℃/100m

对标准大气来说，整个对流层的气温垂直递减率平均值为0.65℃/100m。但实际上，近地面低层大气的气温垂直变化比标准大气要复杂的多。由于气象条件不同，气温垂直递减率可大于零、等于零或小于零。大于零表示气温随高度增加而降低；等于零表示气温不随高度增加而变化（等温层）；小于零表示气温随高度增加而增加。

①递减层结气温随高度递减，γ>0②中性层结气温随高度递减，γ=1③等温层结气温随高度基本不变，γ=0④逆温层结气温随高度递增，γ＜0当气温垂直递减率小于零的时候，大气层的气温分布与标准大气情况下气温分布相反时称温度逆层，简称逆温。出现逆温的大气层叫逆温层，逆温层至地面的距离下限称逆温高度，上下限的温度差称逆温强度。出现逆温的时候，空气没有对流运动，所以空气很稳定，非常不利于污染物的扩散稀释，常伴随有空气污染的发生。（二）气温的干绝热递减率假定空气块在垂直运动中与外界不发生热量交换，既无热量输入，也无热量输出，叫绝热过程。由于空气的导热率很小，垂直运动中经历各气层的时间又很短，所以，运动气块与周围空气的热量交换作用极微弱，可看作空气作绝热运动，大气中的干空气和未饱和的湿空气块在作垂直的绝热运动时，气温会发生变化。

从地面绝热上升时，会因周围气压的减少而体积膨胀，用内能反抗外力，因此，它的温度就下降；空气块下降时，外压力增大，对其作压缩功，转化为内能，使其温度上升。这种空气块的运动，会使大气形成不同的温度层结。干空气或未饱和的湿空气在作绝热升降运动时，每升高或降低100米，温度变化的数值是固定的，与周围温度无关，为1k(热力学温度)叫干绝热递减率，记作rd。干绝热递减率rd与垂直递减率r概念完全不同，r有不同的数值，rd是一个常数，为1℃/100m。根据逆温层出现的高度不同，可分为接地逆温层与上层逆温层。根据逆温层发生的原因可分为：辐射性逆温湍流性逆温沉降性逆温锋面逆温地形逆温1、辐射逆温：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。在晴朗无云或少云、风速不大的夜间，地面很快辐射冷却，贴近地面的气层也随之降温，空气是自下而上地被冷却。近地层降温多，离地面愈远的气层降温愈少。因而形成自地面向上的逆温。多发生在对流层的接地层。缘由：

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

太阳

地球

：短波

地球

大气层：长波

大气吸收长波强逆温层在日落前后由地面开始形成，夜间随着辐射冷却的加强，逆温层逐渐加厚，黎明前达到最大厚度，日出后从地面开始逐步消失。它的垂直厚度可以从几十米到300～400米，其上下界温度差一般只有几度，很少能够达到10～15℃。这种逆温在中高纬地区大陆上都能发生，特别是在沙漠地区经常出现。形成辐射逆温的有利条件是：晴朗（或少云）而有微风（2～3米·秒）的夜晚。这是因为云能减弱地面的有效辐射，不利于地面冷却。风太大时，大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面气层的冷却；无风时，冷却作用又不能扩展到较高的气层中去，也不利于逆温的加厚；只有在风速适当时，才能使逆温层既有相当的厚度而又不至于因乱流混合作用过程而遭到破坏。2.下沉逆温（由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温）多发生在高空大气中。

很厚的气层下沉

压缩变扁

顶部比底部下降距离大，故增温多结论：气团上升过程压力降低膨胀对外做功，降温；气团下降过程压力增大压缩外界对其做功，升温。空气块绝热上升膨胀（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）3.湍流逆温：低层空气湍流混合形成的逆温下层湍流混合达上层出现过渡层逆温

AB为气层原来的气温分布，r<rd。经过湍流混合以后，湍流层的温度分布将逐渐接近于rd。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热递减率变化的，空气上升到混合层顶时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温；空气下沉时，情况相反，会使下层空气增温。所以经过‘充分的湍流混合以后，气层的温度梯度就逐渐趋近于rd，如图中CD线。这样，在湍流混合层与未发生湍流混合的上层空气之间的过渡层就出现了逆温层DE这种逆温层厚度不大，约几十米4.锋面逆温对流层中冷暖空气流相遇形成，锋面附近因上面为暖空气，下面为冷空气，所以也会出现逆温现象。锋是冷暖气团之间的狭窄、倾斜过渡地带。因为不同气团之间的温度和湿度有相当大的差别，而且这种差别可以扩展到整个对流层，当性质不同的两个气团，在移动过程中相遇时，它们之间就会出现一个交界面，叫做锋面。5.地形逆温它主要由地形造成，主要发生在盆地和谷地中，由于山坡散热快，冷空气循山坡下沉到谷底，谷底原来的暖空气被冷气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。这种逆温现象主要发生在晚上。还有一种情况是，冬半年冷空气在向低纬度地区运动过程中，因冷空气较冷重，把地势较低盆地和谷地地区填满（形成冷空气湖），而盆地上空是暖空气，在盆地上空暖空气与盆地内冷空气交界的大气层形成逆温现象。这种逆温现象发生在冬半年。逆温的存在，对天气和大气污染物的扩散有相当大的影响：它阻碍空气对流运动，妨碍烟尘，污染物，水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变差，使大气污染更为严重。（三）大气稳定度大气稳定度是指在垂直方向上的相对稳定程度，即是否易于发生对流。它与气温垂直递减率和干绝热递减率有着密切的关系。判别：γ>γd

大气不稳定γ<γd

大气稳定γ=γd

大气呈中性

大气处于稳定状态时湍流受到抑制，大气对污染物的稀释扩散能力弱，大气处于不稳定状态时，湍流得到充分发展，稀释扩散能力增强。

气块理论判别大气稳定度，在大气中假想割取出与外界绝热密闭的气块，根据其受外力作用产生垂直方向的运动时，气块在大气中所处的运动状态来判别大气稳定度。大气稳定度的分类（1）帕斯奎尔（Pasquill）分类

根据距离地表10m高处的平均风速、太阳辐射强度和云量等常规气象资料，将大气稳定度分为A、B、C、D、E、F六个级别。

A：极不稳定

B：不稳定

C：弱不稳定

D：中性

E：弱稳定

F：稳定大气稳定度的级别风速/（m/s）白天太阳辐射阴天的白天或夜间有云的夜间强中弱云量≥5/10云量≤4/10<2AA～BBD2～3A～BBCDEF3～5BB～CCDDE5～6CC～DDDDD>6CDDDDD（2）特纳尔(D.B.tuner)分类风速/（m/s）太阳辐射等级数+3+2+10-1-2<1.9AA～BBDEF2～2.9A～BBCDEF3～4.9BB～CCDDE5～5.9CC～DDDDD>6CDDDDD大气稳定度的级别（四）大气稳定度的判断近地层大气垂直稳定度的判断：①γ>0：气温随高度的增加而递减，大气为不稳定状态；②γ＝0：气温随高度的增加不发生变化，大气处于中性状态；④γ<0：气温随高度的增加而升高，逆温，大气是稳定的，温度随高度增加得愈剧烈，则大气愈稳定。大气稳定度对大气污染物扩散的影响大气处于不稳定状态时，烟羽由连续及孤立的烟团组成,烟形摆动大、呈波浪型，扩散快，大气污染物很快扩散到地面，对附近居民有害，但对距离较远的区域影响小，一般不易发生烟雾事件。这种类型多发生在夏天或晴天的中午。（1）波浪型γ>0γ>γd（2）锥型当气温直减率与干绝热递减率差别不太大，或风速较大时，大气稳定度呈中性，此时水平扩散大于垂直扩散，烟羽离开排放口一定距离后，中心轴线仍基本保持水平，烟形呈圆锥型。扩散速度比波浪型低，污染物输送较远。这种烟形多发生在阴天或大风天气条件下。γ>0γ=γd

当气温自下向上增加，大气处于稳定状态，一般风速微弱，烟气在逆温层内只能在水平方向呈扇型逐渐散开，扩散极慢。由于烟羽在垂直方向扩