《大气污染控制工程》教案第三章(最新整理)

第三章大气扩散为了有效地控制大气污染．除需采取安装净化装置等各种技术措施外，还需充分利用大气对污染物的扩散和稀释能力。

污染物从污染源排到大气中的扩散过程，与排放源本身的特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑物分布等因素有关。

本章主要对这些因素特别是气象条件、大气中污染物浓度的估算以及厂址选择和烟囱设计等问题，作一简要介绍。

第一节气象学的基本概念一、大气圈垂直结构大气层的结构是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。

根据气温在垂直于下垫面(即地球表面情况)方向上的分布，可将大气分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。

1.对流层对流层是大气层最低的一层。

平均厚度为12 公里。

自下垫面算起的对流层的厚度随纬度增加而降低。

对流层的主要特征是：(1)对流层虽然较薄，但却集中了整个大气质量的3／4 和几乎全部水汽，主要的大气现象都发生在这一层中，它是天气变化最复杂、对人类活动影响最大的一层；(2)气温随高度增加而降低，每升高100 m 平均降温约0．65℃；(3)空气具有强烈的对流运动，大气垂直混合很激烈。

主要由于下垫面受热不均及其本身特性不同造成的。

(4)温度和湿度的水平分布不均匀。

对流层的下层，厚度约为1—2km，其中气流受地面阻滞和摩擦的影响很大，称为大气边界层(或摩擦层)。

其中从地面到100m 左右的一层又称近地层。

在近地层中．垂直方向上热量和动量的交换甚微．所以温差很大，可达1—2℃。

在近地层以上，气流受地面摩擦的影响越来越小。

在大气边界层以上的气流．几乎不受地面摩探的影响，所以称为自由大气。

在大气边界层中，由于受地面冷热的直接影响，所以气温的日变化很明显，特别是近地层，昼夜可相差十儿乃至几十度。

出于气流运动受地面摩擦的影响，故风速随高度的增高而增大。

在这一层中．大气上下有规则的对流和无规则的湍流运动都比较盛行．加上水汽充足，直接影响着污染物的传输、扩散和转化。

2.平流层从对流层顶到50～60km 高度的一层称为平流层。

主要特点是：(1)从对流层项到35—40km 左右的一层，气温几乎不随高度变化，称为同温层；从这以上到平流层顶，气温随高度增高而增高，称为逆温层。

(2)几乎没有空气对流运动，空气垂直混合微弱。

3.中间层从平流层顶到85km 高度的一层称为中间层。

这一层的特点是，气温随高度增高而降低，因之空气具有强烈的对流运动，垂直混合明显。

4暖层从中间层顶到800km 高度为暖层。

其特点是，在强烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下，再度出现温度随高度上升而增高的现象。

暖层空气处于高度的电离状态．存在着大量的离了和电子．故又称电离层。

5散逸层暖层以上的大气层统称为散逸层。

它是大气的外层，气温很高，空气极为稀薄，空气粒子酌运动速度很高，可以摆脱地球引力而散逸到太空中。

二、主要气象要素表示大气状态的物理量和物理现象，统称气象要素。

气象要素主要有：气温、气压、气湿、风向、风速、云况、能见度等。

1．气温气象上讲的地面气温一般是指距地面1．5m 高处在百叶箱中观测到的空气温度。

2．气压气压是指大气的压强。

气象上常用的气压单位是百帕hPa,它与其它气压单位的关系1atm＝101326Pa=1013.26hPa=760mmHg3 气湿空气的湿度简称气湿，反映大气中水汽含量的多少和空气的潮湿程度。

常用的表示方法有：绝对湿度、水汽压、饱和水气压、相对湿度、含湿量、水汽体积分数及露点等。

(1)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。

(2)相对湿度：空气的绝对湿度与同温度下饱和空气的绝对湿度之百分比。

(3)含湿量：湿空气中1kg 干空气所包含的水汽质量（kg）称为含湿量，气象中也称为比湿。

(4)水气体积分数：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。

(5)露点：在一定气压下空气达到饱和状态时的湿度。

4 风向和风速气象上把水平方向的空气运动称为风。

风是一个矢量，具有大小和方向。

风向是指风的来向。

例如，风从东方来称东风。

风向可用8 个方位或16 个方位表示。

也可用角度表示，如图3—2 所示。

风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单位用m／s 或km／s 表示，通常气象台站所测定的风向、风速，都是指一定时间(如 2min 或 10min)的平均值。

若粗赂估计风速．可依自然现象——风力大小来表示。

根据自然现象将风力分 为 13 个等级(0—12 级)，则风速 υ(单位 km/s)为υ≈3.02 5.云云是大气中的水汽凝结现象、它是由飘浮在空中的大量小水滴或小冰晶或两者 的混合物构成的。

云的生成，外形特征，量的多少、分布及演变、不仅反映了当时大气的运动状态，而且预示着天气演变的趋势。

云对太阳辐射和地面辐射起反射作用，反射的强弱视云的厚度而定。

云层存在的效果是使气温随高度的变化减小。

从污染物扩散的观点看，主要关心的是云量和云高。

云量：是指云遮蔽天空的成数。

我国将天空分为 10 等分，云遮蔽了几分，云量就是几。

例如碧空无云，云量为零；阴天云量为 10。

国外将天空分为 8 等分，云遮蔽几分云量就是几。

两者的换算关系为国外云量×1.25＝我国云量云高：指云底距地面的高度，根据云底高度可将云分为：高云：云底高度一般在 5000m 以上，它由冰晶组成，云体呈白色，有蚕丝般光泽，薄而透明。

中云：云底高度一般在 2500～5000m 之间，由过冷的微小水滴几冰晶构成，颜色为白色或灰白色，云体稠密。

低云：云底高度一般在 2500m 以下，不稳定气层中的低云常分散为孤立的大块， 稳定气层中低云云层低而黑，结构稀松。

6 能见度能见度是在当时的大气条件下视力正常的人能够从天空背景下看到或辨认出的目标物的最大水平距离，单位用 m 或 km 表示。

能见度的大小反映大气透明或混浊的程度。

三、大气边界层的温度场1. 干绝热直减率干空气在绝热上升过程中，每上升单位距离（通常取 100m ）的湿度变化称为干空气的绝热垂直递减率，简称干绝热直减率。

以 γd 表示，定义式为：γ ＝－⎛ dT i ⎫ d dZ ⎪ ⎝ ⎭di —表示空气块d —表示干空气F3根据热力学第一定律，可推导出：γ ＝－⎛dT i ⎫≈g/C =0.98k/100m≈1k/100mddZ⎪p ⎝⎭d因此干空气在作绝热上升或下降运动时，每升高（或下降）100m,温度约降低或升高1k。

2.位温一干空气块绝热升降到标准气压（1000hPa）处所具有的温度称为它的位温，以θ 表示。

⎛1000 ⎫R / Cp ⎛1000 ⎫0.288Θ＝T0 ⎪⎝P0⎭ 3.气温的垂直分布=T⎪⎝P0⎭气温随高度的变化可以用气温垂直递减率γ来表示，简称气温直减率。

它指单位高度（通常取 100m）气温的变化值。

若气温随高度增加时递减的，γ为正值，反之，γ为负值。

气温沿垂直高度的分布，可以在一张坐标图上用一条曲线表示出来，如图3－4 所示。

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。

大气中的温度层结有四种类型：(1)气温随高度增加而递减，即γ>γd，称为正常分布层结或递减层结；(2)气温直减率等于或近似等于干绝热直减率，即γ=γd，称为中性层结；(3)气温不随高度变化．即γ＝0,称为等温层结；(4)气温随高度增加而增加．即γ<0，称为气温逆转，简称逆温。

4. 大气的垂直稳定度(1)定义：大气稳定度是指在垂直方向上大气稳定的程度，即是否易于发生对流。

对于大气稳定度可以作这样的理解，如果一空气块由于某种原因受到外力的作用，产生了上升或下降运动后，可能发生三种情况：(I)当外力去除后，气块就减速并有返回原来高度的趋势，则称这种大气是稳定的；(2)当外力去除后，气块加速上升或下降，称这种大气是不稳定的；(3)当外力去除后，气块被外力推到哪里就停到哪里或作等速运动，称这种大气是中性的。

(2) 大气稳定度的判别那么，大气是否稳定如何判断呢？根据气块的受力分析，可推导出气块运动时的加速度为：由上式可知:当γ－γd >0 时，a>0，气块加速运动，大气处于不稳定状态；当γ－γd <0时，a<0，气块减速运动，大气处于稳定状态；当 γ-γd =0 时，a=0，大气处于中性状态。

因此，γγd 可作为大气稳定度的判据。

5. 逆温辐射到地球表面的太阳辐射主要是短波辐射。

地面吸收太阳辐射的同时也向空中辐射能量，这种辐射主要是长波辐射。

大气吸收短波辐射的能力很弱，而吸收长波辐射的能力却极强。

因此，在大气边界层内特别是近地层内，空气温度的变化主要是受地表长波辐射的影响。

近地层空气温度，随着地面温度的增高而增高，而且是自下而上的增高；即气温随高度是垂直递减的，也就是 γ>0，但在特定情况下， 也会出现 γ=0 或 γ<0 的情况。

一般将气温随高度增加而增加的气层称为逆温层。

逆温层的存在，大大阻碍了气流的垂直运动、所以也将逆温层称为阻挡层。

由于受污染的气流不能穿过逆温层而积累在它的下面，则会造成严重的大气污染现象。

事实表明，有许多大气污染事件多发生在有逆温及静风的气象条件下，所以在研究污染物的大气扩散时必须对逆温给予足够的重视。

逆温可以发生在近地层中，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等五种。

(1)．辐射逆温这种逆温与大气污染的关系最为密切。

在晴朗无云(或少云)的夜间．当风速较小(<3m ／s)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，因而形成自地面开始逐渐向上发展的逆温层，称为辐射逆温。

图 3—6 示出辐射逆温在—昼夜间从生成到消失的过程。

a=g － d图中(a)是下午时递减温度层结；(b)是路落前1 小时逆温开始生成的情况；随着地面辐别的增强，地面迅速冷却，逆温逐渐向上发展．黎明时达到最强(图中的(c))；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、逆温便自下而上的逐渐消失(图中(d))；大约在上午10 点钟左右逆温层完全消失(图中的(e))。

辐射逆温在陆地上常年可见，但以冬季最强。

在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200 一300m，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。

再有云层遮盖时，辐射逆温强度将减少，这是因为云层吸收了地面辐射射来的能量，重新辐射到地面上的缘故。

另外，强烈的压力梯度所引起的风使湍流增加，因而使逆温强度减弱。

6～9m/s 的风速，可以完全制止逆温的出现。

(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。