第二章.污染物的大气扩散

下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很广，厚 度也很大，一般可达数百米。 下沉气流一般达到某一高度就停止了，所以下沉 逆温多发生在高空大气中
3、平流逆温
由暖空气平流到冷地面上而形成的逆温称为平流 逆温。 这是由于低层空气受地面影响大、降温多，上层 空气降温少所形成的。 暖空气与地面之间温差越大，逆温就越强。 当冬季中纬度沿海地区海上暖空气流到大陆上及 暖空气平流到低地、盆地内聚集的冷空气上面时， 皆可形成平流逆温。
化。
2、平流层
50~55km高度
没有大气对流运动，大气垂直混合微弱，极少 出现雨雪天气，大气污染物的停留时间很长。
特别氟氯碳（CFCs）等致使臭氧层逐渐减薄。
同温层：从对流层顶到35~40㎞，气温几乎不 随高度变化，为-55℃。 臭氧层：集中大部分臭氧，并在20~25㎞高度上 达到最大值。强烈吸收波长为200~300nm的太阳 紫外线。
②曲线2，气温直减率 等于或近似等于干绝 热直减率，即g=gd， 称为中性层结。
气温沿高度分布 曲线或温度层结曲 线，简称温度层结
大 气 中 的 温 度 层 结 的 四 种 类 型
③曲线3，气温不随高度 变化，即g=0，称为等温 层结。
④曲线4，气温随高度增 加而增加，即g＜0，称为 气温逆转，简称逆温。
染物浓度减少一半。
（2）风速对烟流扩散影响很大
① 在无风或风速小，烟流垂直的；当风速较大 时，烟流则是弯曲的
②地面污染源 风速低，污染重；风速高，污染轻。 ③高架污染源
影响具有双重性
风速大会降低抬升高度，烟气着地浓度增 大； 风速大能增加湍流，加快污染物的扩散， 使烟气的着地浓度降低。
对于某一高架源，存在危险风速，在该风速 下地面可能出现最高污染物浓度。 对于下风向所有点的平均浓度而言，风速大 对减轻污染是比较有利的。
风速越大，湍流就越强，污染物的稀释扩散速 率就越快，大气污染物的浓度就越低。
二、大气稳定度对污染物扩散的影响
（一）气温直减率 指单位（通常取100m）高差气温变化率的负 值，用g表示，公式如下：
dT g dZ
（式2-1）
若气温随高度增加时递减的，则g为正值；反 之，g为负值。
干空气在绝热上升（或下降）过程中，每升高 或下降单位高差（通常取100m）的温度变化率 的负值，称为干空气温度绝热垂直递减率，简 称干绝热直减率，用γd表示，其定义式为：
dTi g gd 0.98( K 100m ) （式2-2） dZ c p
Ti—干空气块的温度，它不同于周围空气的温度； cp—干空气比定压热容，其值为1004J／(kgK)； g—重力加速度，取9.81m2/s。
dTi g gd 0.98( K 100m) dZ c p
日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐增温，空气也 随之自下而上的增温，逆温便自下而上逐渐消失，即 图（d）； 大约在上午10点左右逆温层完全消失，即图（e）。
2、下沉逆温
由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温称为下 沉逆温。
来自百度文库
下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及 由于水平辐散，该气层被压缩。 若气层下沉过程是绝热的，使气层顶部的绝热增温 大于底部。若气层下沉距离很大，就可能使顶部增温 后的气温高于底部增温后的气温，从而形成逆温。
5、散逸层
暖层以上的大气层，大气外层 。 气温很高，空气极为稀薄 空气粒子运动速度很高，可以摆脱地球引力而 散逸到太空中去。
二、大气压力及密度变化
大气压力的垂直分布总是随着高度的升高降低，
并可用气体静力学方程来描述。
大气密度随高度的变化几乎和压力的变化规
律相同。
三、大气成分的垂直分布主要取决因素
逆温层：从同温层以上到平流层顶，气温随高 度增高而增高，至平流层顶达-3℃左右。
3、中间层
从平流层顶到85㎞高度。
特点：气温随高度升高而迅速降低，顶部气温可 达-83℃以下。对流运动强烈，垂直混合明显。
4、暖层（或电离层） 从中间层顶到800㎞高度。
特点：在强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用 下，再度出现气温随高度升高而增加的现象。 暖层气体分子被高度电离，存在着大量的离子 和电子，故又称为电离层。
3、平展型： 垂直方向扩散很小，像一条带子，俯视烟流呈扇 形展开。 发生在烟囱出口处于逆温层中，即该大气g－g d ﹤－1。 污染随烟囱高度不同而异。当烟囱很高时，近处 地面上不会造成污染。
（4）爬升型（屋脊型）
下部是稳定的大气，上部是不稳定的大气。
日落后出现，地面由于有效辐射的放热，低层形 成逆温，而高空仍保持递减层结。 持续时间较短，对近处地面污染较小。
均质大气层（均质层）：在80~85㎞以下的大 气层中，以湍流扩散为主，大气的主要成分氮 和氧的组成比例几乎不变。 非均质层：在均质层以上的大气层中以分子
扩散为主，气体组成随高度变化而变化。这层
中较轻的气体成分明显增加。
第二节、气象条件对烟气扩散的影响
影响烟气扩散的气象条件主要有：风向、大气湍 流、大气温度的垂直分布和大气稳定度等。 一、风和湍流对污染物扩散的影响 1、风对大气污染扩散的影响 风：空气的水平运动。
2、湍流（紊流）对大气污染扩散的影响
大气湍流：大气因受动力湍流影响形成的不规 则运动气流。 除了风存在着不同于主流方向（平均风向）的各 种尺寸的次生运动或漩涡运动，即湍流运动。 大气湍流运动造成流场各部分之间的强烈混合， 大大加快烟气的扩散速率。 湍流扩散速率比分子扩散速率快105~106倍。
三、特殊环境所具有的风力场对大气扩散的影响
1.海陆风 在海陆交界地带具有海陆风，它是海风和陆风的 总称，是由于陆地和海洋的热力性质的差异而引起 的， 以24h为周期的一种大气局地环流。
在大湖泊、江河的水陆交界地带也会产生水陆 风局地环流，称为水陆风。
但水陆风的活动范围和强度比海陆风要小。
在白天由于太阳辐射， 陆地升温比海洋快，在 海陆大气之间差生了温 度差、气压差，使低空 大气由海洋流向陆地， 形成海风； 高空大气从陆地流向 海洋，形成反海风；
大气边界层（或摩擦层）：气流受地面阻滞和摩 擦影响大，厚度为1~2km 。 自由大气：
近地层：从地面到50~100m的一层。上下气温只 差很大，可达1~2℃。
边界层气温的日变化很明显，近地层昼夜可相
差十几乃至几十度。
风速随高度的增加而增大。
大气上下有规则的对流和无规则的湍流运动，
水汽充足，直接影响大气污染物的传输扩散和转
3500m 3000m
1700m
1500m
例如有一后500m的气层，顶高3500m，底高3000m， 气温分别为-12℃和-10℃。下沉后厚度为200m，顶高 1700m，底高为1500m。如果气温按干绝热直减率变 化，则顶部增温为6℃（增加18℃）；底部增温为5℃ （增加15℃）；结果顶部比底部气温高1℃，形成了逆 温。
（三）大气稳定度对烟流形状的影响
不同大气稳定度情况下的五种典型烟流形状。
波浪型
爬升型
锥型
漫烟型
平展型
1、波浪型： 呈波浪状，污染物扩散良好，发生在全层不稳定 大气中，即γ－γ d ﹥0时。 多发生在晴朗的白天，地面最大浓度落地点距离 烟囱较近，浓度较大。
2、锥型： 这种烟流呈圆锥形，发生在中性条件下，即g－g d ≈0. 垂直扩散比平展型好，比波浪型差。
4、湍流逆温
低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流逆温。
实际空气的运动都是一种湍流运动，其结果将使 大气中包含的热量、水分和动量以及污染物质得以 充分的交换和混合，这种因湍流运动引起的属性混 合称为湍流混合。
湍流逆温的形成过程
图中的AB是 气层在湍流混 合前的气温分 布，气温直减 率γ﹤γd；
湍流逆温的形成过程
（5）漫烟型（熏烟型）
对于辐射逆温，日出后逆温逐渐消失，发展到 烟流的下边缘或更高一点时，烟流便发生了向下 的强烈扩散，而上边缘仍处于逆温层中。 下部g－g d ﹥0，上部g－g d ﹤－1。
多发生在上午8~10点，持续时间很短。
（四）逆温
大气温度层结一般是γ﹥0，即气温随高度增加 是递减的。 在特定条件下也会发生g=0或g﹤0的现象，即气 温随高度增加而不变或增加。一般将气温随高度增 加而增加的气层称为逆温层。
当发生等温或逆温时，大气是稳定的，阻碍了气
流的垂直运动，所以也将逆温层也称为阻挡层。 逆温层存在造成严重的大气污染。 逆温可发生在近地层中，也可能发生在较高气层
（自由大气）中。 根据逆温生成的过程，可将逆温分为辐射逆温、
下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及湍流逆温五种。
1、辐射逆温
在晴朗无云（或少云）的夜间，当风速较小（小 于3m/s）是时，地面因强烈的有效辐射而很快冷 却，近地面气层冷却最为强烈，较高的气层冷却较 慢，因而形成了自地面开始逐渐向上发展的逆温层， 称为辐射逆温。
一、大气圈结构分层

对流层 平流层 中间层 暖（热）层 散逸层
1.对流层
（1）结构：对流层厚度随纬度增加而降低；
（2）对流层主要特征 较薄
集中了整个大气质量的¾ 和几乎全部水蒸气
主要的大气现象都发生这里 大气温度随高度增加降低(每升高100m平均降 温约0.65℃)
空气具有强烈的对流运动：主要由于下垫面受 热不均及其特性不同造成。 温度和湿度的水平分布不均：发生大规模空 气的水平运动(风)。
（式2-2）
干空气在绝热上升（或下降）运动时，每 升高（或下降）100m，温度约降低（或上升） 1K。 对于作绝热升降运动的湿空气块，在其未 达到饱和状态前，也是每升降100m，温度变 化约为1K。
（二）气温的垂直分布
气温沿垂直高度的分布
大 气 中 的 温 度 层 结 的 四 种 类 型
①曲线1，气温随高 度增加而递减，即g ＞0，称为正常分布 层结或递减层结。
辐射逆温在陆地上常年可见，但冬季最强。
在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达 200~300m，有时可达400m左右。 冬季晴朗无云和微风的白天，由于地面辐射超过 太阳辐射，也会形成逆温层。 辐射逆温与大气污染的关系最为密切。
图（a）是下午时递减温度层结；
图（b）是日落前1h逆温开始生成的情况，随 着地面辐射的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐 向上发展，黎明时到达最强，即图（c）；
混合层与不受湍流 混合影响的上层空气 之间出现了一个过渡 层DE，即逆温层。 低层空气经湍 流混合后，气层 的温度将按干绝 热直减率γd变化， 图中的CD。
5、锋面逆温
在对流层中的冷空气团与暖空气团相遇时，暖空 气因其密度小就会爬到冷空气上面去，形成一个倾 斜的过渡区，称为锋面。
在锋面上，如果冷暖空气的温差较大，也可以出 现逆温。 锋面逆温仅在冷空气一侧可以看到。
它们同陆地上的上升 流和海洋上的下降流一 起形成海陆风局地环流。
夜晚陆地比海洋降 温快，在海陆之间产 生了与白天相反的温 度差、气压差，使低 空大气从陆地流向海 洋，形成陆风； 高空大气从海洋流 向陆地，形成反陆风。 它们同陆地下降气 流和海面上升气流一 起构成了海陆风局地 环流。
第二章 污染物的大气扩散
能源与动力工程学院 沙鹏
排放污染物传输和扩散过程，与污染源本身 特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑 物分布等因素皆有密切关系。 与气象条件的关系更为密切：风向、风速、 大气湍流运动、气温垂直分布及大气稳定度 等气象因素的变化。
第一节、大气圈垂直结构及气象要素
环境大气或地球大气（简称大气) 大气圈：自然地理学将受地心引力而随地球 旋转的大气层。 大气圈的垂直结构：指气象要素的垂直分布 情况，如气温、气压、大气密度和大气成分 的垂直分布等。
（ ） 风 对 污 染 物 浓 度 分 布 的 作 用
①整体输送作用 污染区总是处于污染源的 下风向 将污染源安排在易于扩散 的城市的下风向。
1
②冲淡稀释作用
②冲淡稀释作用 风速越大，单位时间混合的清洁空气量越多。 污染物浓度与污染物的排放总量成正比，与平
均风速成反比，若风速提高一倍，则下风向的污