《大气污染气象学》PPT课件.ppt

第三章 大气污染气象学,第一节 大气圈结构及气象要素 第二节 大气的热力过程 第三节 大气的运动和风,第一节 大气圈结构及气象要素,一、大气圈的垂直结构 1、定义：自然地理学将受地心引力而随地球旋转的大气层，称为大气圈 大气圈和宇宙空间之间很难确切划分，常把大气圈的上界定为1200-1400km。1400km以外，气体非常稀薄，就是宇宙空间了。 2、大气结构的分类 大气的化学成分和物理性质在垂直方向上有着显著的差异，根据大气在各个高度上不同的特征可分为若干层次。3种分类方法如下：,2、大气结构的分类,（1）按压力特性：气压层和外气压层（散逸层） （2）按分子组成：均质层和非均质层。 均质层：在80-85km（中间层）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，称为均质大气层。 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有明显增加。 （3）大气的热状况：对流层、平流层、中间层、暖层（热成层）和散逸层,对流层,1、范围：是大气圈最低的一层。高度随纬度增加而降低，由于对流程度在热带比在寒带要强烈。热带16-17km，温带10-12km，两极附近8-9km。 2、特征： （1） 是天气变化复杂多变 （2） 气温随高度增加而降低 （3） 空气具有强烈的对流运动 （4）温度和湿度的水平分布不均匀。 大气边界层或摩擦层：对流层的下层约1-2km，其中从地面到100m左右的一层又称近地层，上下气温之差很大，可达1-2k。 自由大气：在大气边界层以上的气流，几乎不受地面摩擦的影响，称为自由大气。,平流层,1、范围：从对流层顶到50-55km高度。 对流层顶：在对流层到平流层间有一厚度为几百米到一千米的过渡层 2、特点：分为两层，大气污染物停留时间长 （1）同温层：从对流层顶到35-40km左右的一层，气温几乎不随高度变化，-55左右 （2）逆温层。从这以上到平流层顶，气温随高度增高而增高，到平流层顶达-3 左右，几乎没有空气对流运动。 臭氧层：在20-25km高度臭氧的浓度达到最大值,中间层,1、范围：从平流层顶到85km高度的一层 2、特点： （1）气温随高度增高而降低，顶部气温达-85 以下 （2）空气具有强烈的对流运动，垂直混合明显。,1、暖层范围：从中间层顶到800km 2、特点： （1）强烈的太阳紫外线和宇宙射线的作用，温度随高度上升而增高。 （2）空气处于高度电离状态，存在大量的离子和电子，又称电离层。 1、散逸层范围：暖层以上，大气的外层。 2、特点：气温很高，空气极为稀薄，空气粒子的运动速度很高，可以摆脱地球引力而散逸到太空中。,暖层和散逸层,二、气 象 要 素,气象要素：表示大气状态的物理量和物理现象。 主要有气温、气压、气湿、风向、风速、云况、能见度等。 1、气温：地面气温指距地面1.5m高度在百叶箱中观测到的空气温度。 2、气压：大气的压强。气象学上常用的单位百帕（hPa）。与其他气压单位的关系是：1atm=101325Pa=1013.25hPa=760mmHg 3、气湿：空气的湿度。表示方法：绝对湿度、水汽压力、相对湿度、饱和气压、露点等。,3、气湿,3.1 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。由理想状态方程可得：,3、气湿,3.2 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、气湿,3.3 含湿量 湿空气中1kg干空气所包含的水汽质量（kg）。 气象中也称为比湿,3、气湿,在工程常将湿空气的含湿量定义为1标准立方米干空气所包括的水汽质量（kg),其单位为kg水汽/m3N干空气,3.4 水汽体积分数 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，说以水汽的体积分数可表示为： p:67 例3-1,3、气湿,3.5 露点 在一定的气压下，空气达到饱和状态时的温度，称为空气的露点。,二、气 象 要 素,4. 风向和风速： 风：水平方向上的空气运动，风是一个矢量，有大小和方向。 升降气流：垂直方向的空气运动 风向：是指风的来向。可以用方位或角度表示。8或16个方位 风速：是单位时间内空气在水平方向运动的距离。单位m/s或km/s。 通常气象台所测定的风向、风速都是一定时间2min或10min内的平均值。 风力：大小来估计风速。根据将风力分为13个等级。风速和风力等级（F）之间的关系：,风向指的是风的来向,风力指的是风的强弱,风级和符号 名称 风速（米）* 陆地物象 海面波浪 浪高（米） 0 无风 0.0-0.2 烟直上 平静 0.0 1 软风 0.3-1.5 烟示风向 微波峰无飞沫 0.1 2 轻风 1.6-3.3 感觉有风 小波峰未破碎 0.2 3 微风 3.4-5.4 旌旗展开 小波峰顶破裂 0.6 4 和风 5.5-7.9 吹起尘土 小浪白沫波峰 1.0 5 劲风 8.0-10.7 小树摇摆 中浪折沫峰群 2.0 6 强风 10.8-13.8 电线有声 大浪到个飞沫 3.0 7 疾风 13.9-17.1 步行困难 破峰白沫成条 4.0 8 大风 17.2-20.7 折毁树枝 浪长高有浪花 5.5 9 烈风 20.8-24.4 小损房屋 浪峰倒卷 7.0 10 狂风 24.5-28.4 拔起树木 海浪翻滚咆哮 9.0 11 暴风 28.5-32.6 损毁普遍 波峰全呈飞沫 11.5 12 飓风 32.7- 摧毁巨大 海浪滔天 14.0,风向杆,风尾,每一道风 尾代表 风力2级,风杆与风 尾一起指 示风向,北风5-6级,表示风力 912级,东南风7-8级,西北风5-6级,5、云 5.1 定义 是由漂浮在空中的水气凝结物，由大量小水滴或小冰晶或两者的混合物构成的。云层使气温随高度的变化减少 5.2 云量 指云遮蔽天空的成数。我国将天空10等分，云遮蔽了几分，云量就是几。国外将天空8等分。两者之间换算：国外云量1.25=我国云量 总云量：所有云遮蔽天空的成数。低云量：低云遮蔽天空的成数。 5.3 云高：云距地面的高度 （1）高云：5000m以上，冰晶构成，透明 （2）中云：2500-5000m水滴或小冰晶 灰白色 （3）低云：云底高度2500m以下 黑 乌云密布,二、气 象 要 素,6、能见度 在当时的天气条件下，视力正常的人能够从天空背景中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。 能见度的观测值通常为10级，P:69表3-1 能见度级9 大于50 000米（100里） 千里眼 10倍,二、气 象 要 素,第二节 大气的热力过程,一、太阳、大气和地面的热交换 太阳是主要热源，表面温度为6000K, 电磁波向外辐射能量。 热交换过程：首先，太阳短波辐射加热了地球表面，然后地面的长波辐射加热了大气。见下页图 低层大气的增热与冷却：是太阳、地面与大气进行热量交换的结果。但低层大气的增热主要来源于地面的长波辐射，近地层的大气温度随地表温度的增加而增加(大气自下而上被加热)；随地表温度的降低而降低(大气自下而上被冷却)。 长波辐射是地面与大气的重要的热交换方式，但不唯一。温差热传导、对流、潜热换热等。,太阳、大气和地面的热交换,二、气温的垂直变化,1、大气的绝热过程与泊松方程 绝热过程： 如果大气中某一空气块做垂直运动时与周围空气不发生热量交换，则这样的状态变化过程。 当空气块从地面绝热上升时，将其周围气压的减小而膨胀，一部分内能用于反抗外压力而做膨胀功，因而它的温度下降；反之，若空气块绝热下降，外压力对它做压缩功，因而它的温度将逐渐上升。 实际上，多数情况的大气过程都可以视为绝热过程，它的气温变化完全是由外界压力变化引起的。,CP ：干空气的定压比热1005 J(kg K) ； R:干空气的气体常数,287J(kg K)， P气块压力，hPa T气块温度 K 泊松方程,气温直减率,2、干绝热直减率:干空气在绝热上升或下降单位高度（通常取100米）的温度降低或升高的数值，称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直减率。定义式为：,其中，Ti表示干空气块的温度，它不同于周围空气的温度 d：干空气。,3、位温 一干空气块绝热升降到标准气压1000hPa处的温度，称位温，用表示 ，且=常数,气温直减率,4、气温的垂直分布,若气温随高度增加而递减，气温递减率是正值，反之，则为负值。 （2）、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，这种曲线称气温沿高度分布曲线或温度层结曲线,（1）、气温直减率： 气温随高度的变化特征可以用气温垂直递减率表示,（2）、温度层结,温度层结有四种类型： 1、正常分布层结或递减层结 气温随高度增加而递减，即 d 2、中性层结 气温直减率等于或近似等于干绝热直减率=d 3、等温层结 气温不随高度变化，即 = 0 4、逆温 气温随高度增加而增加，即 0，称气温逆转。,（2）、温度层结 P：73 图3-3,三、大气的稳定度,1、大气稳定度： 指在垂直方向上大气稳定的程度，即是否易于发生对流。 关于大气稳定度的理解有三种情况： 如果空气块受到外力的作用，产生了上升或下降的运动，当外力去处后发生三种情况： （1）气块减速并有返回原来高度的趋势，称这种大气稳定的 （2）气块加速上升或下降，称这种大气是不稳定的 （3）气块被推倒某一高度后，即不减速也不加速，保持不动称这种大气为中性的,2、大气稳定度的判别,4个条件：准静力学条件、理想气体状态方程、气块 运动绝热 、气块与大气的起始温度相同,2、大气稳定度的判别,四、逆温,逆温层：气温随高度增加而增加的气层称为逆温层。在发生等温或逆温时，大气是稳定的，所以逆温层的存在阻碍了气流的运动，所以也称为阻挡层。许多大气污染事件多发生在有逆温及静风的气象条件下。 逆温类型：1、辐射逆温 2、下沉逆温 3、平流逆温 4、湍流逆温 5、锋面逆温,四、逆温,逆温的存在可以阻碍空气垂直运动的发展，使逆温层下的烟雾、杂质不易穿过逆温层向上扩散，污染物无路可走，只好“流毒人间”。同时，有逆温时，一般风速都很小，污染物更不易扩散。因此，逆温层强度越大，层次越厚，维持时间越长，其污染就越重。 专家研究指出，冬雾中的有毒物质和致病微生物是浓雾和逆温危害人体健康的根本原因，酸、胺、酚、苯等有毒物质及各种病原微生物滞留其中，积聚浓度达到一定程度，就会刺激人体的某些敏感部位，引起气管炎、喉炎、结膜炎和一些过敏性疾病，对于年老体衰者，可能危及生命。专家建议，在空气污染严重的地区和城市，当浓雾出现时，应尽量减少外出；养成雾日出门戴口罩、手套及防护衣的习惯，以防有毒物及致病微生物从口腔、皮肤侵入.,四、逆温,科学家发现，世界上发生的重大污染事件，除了污染严重外，还与大气发生“逆温”现象有关。比如，美国洛杉矶被称为“烟雾城”，一是由于汽车排放的尾气持多，再者就是该市上空每年约有三百天发生“逆温”。伦敦烟雾事件，除了燃煤污染严重外，也与“逆温”有关。那几天伦敦处于冷高压控制之下，静风，近地面层空气温度低于高空气温；家庭取暖燃煤猛增，加之工厂烟囱林立、黑烟滚滚，城市上空的烟雾越积越浓。结果，整个城市笼罩在一片浓烟之中，酿成了一万多人死亡的“世纪悲剧”。 冬天里“逆温”现象时有发生，在“逆温”造成大雾茫茫或污染严重时，人们应减少晨练及室外活动时间，尽力避免“逆温”带来的危害。,四、逆温,逆温类型： 1、辐射逆温 2、下沉逆温 3、平流逆温 4、湍流逆温 5、锋面逆温,1、辐射逆温,由于地面强烈辐射冷却形成的逆温在晴朗无云或少云的夜间，风速较小时，地面很快冷却，较高的气层冷却较慢，因而形成了自地面开始逐渐向上的逆温层。厚度200-300 m 冬天强,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。高空大气,定义：由暖空气平流到冷地表面上形成的逆温。 成因 ：由于低层空气受地表面影响大、降温多，上层空气降温少而形成的。暖空气与地面之间温差越大，逆温越强。 例：暖空气平流到低地、盆地内积聚的冷空气上面；沿海地区的暖空气流到陆地上都能形成平流逆温,3、平流逆温,4、湍流逆温,低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流逆温。厚度不大，约几十米,5、 锋面逆温,在对流层中的冷空气与暖空气团相遇时，暖空气因密度小，爬到冷空气上面去，形成一个倾斜的过度区，称为锋面。在锋面上，冷暖空气的温差很大，出现锋面逆温,五、烟流形状与大气稳定度的关系形状,五种典型的烟流形状与特征,第三节 大气的运动和风,一、引起大气运动的作用力 气压梯度力、重力、地转偏向力、摩擦力和惯性离心力。这些力的不同结合，形成了大气的运动。 1、水平气压梯度力：单位质量的空气在气压场中受到的作用力称为气压梯度力。可分为水平方向和垂直方向两个分量。 垂直方向 由于有空气重量与之平衡，所以空气受到的作用不大。 水平气压梯度力虽小，是大气运动的主要原因。有高压向低压运动。当G=7*10-4 N/kg, 持续3h, 可使风速由0增加到7.6m/s,2、地转偏向力,特点： 1、伴随风速的产生而产生 2、垂直于大气的运动方向 3、只改变风向，不改变风速 4、两极该力最大,赤道为零,定义：大气在转动的地球上运动时，由于地球转动而产生的使运动偏离气压梯度方向的力，称为地转偏向力。它只能改变大气运动的方向，不能改变运动的速度。风速、地球自转角速度、当地纬度,3、惯性离心力,特点： （1）大气做曲线运动时，将受到惯性离心力的作用。 （2）其方向与大气运动方向垂直，曲线路径的曲率中心指向外； （3）大小与大气运动的线速度的平方成正比，与曲率半径成反比。 实际上，大气运动的曲率半径一般很大，因此惯性离心力通常很小。,4、摩擦力,摩擦力：运动速度不同的相邻大气层之间以及贴近地面运动的大气与地表之间，都会产生阻碍大气运动的阻力. 特点：它的方向与大气运动方向相反，大小随大气高度不同而变化。高度越高，作用越弱。在1-2km高度，摩擦力始终存在，称为摩擦层，这以上的大气层称为自由大气层。 小结：水平气压梯度力是引起大气运动的直接动力。其他三力的作用，则根据具体情况而定。,二、大气边界层中风随高度的变化,1、变化规律 ： 由于摩擦力随高度增加而减小，当气压梯度力不随高度变化时，风速随高度增加而增大，风向与等压线的交角随高度增加而减小。理想的大气边界层。风矢量变化比较整齐 P79图3-10 2、爱克曼螺旋线： 在北半球,如果把边界层中不同高度的风矢量用矢量图表示，并把它们投影到同一水平面上，把风矢量顶点连起来，就得到一风矢量迹线，称为爱克曼螺旋线，从地面向高空望去，风向是顺时针变化的。当到了大气边界层顶时、风速和风向完全接近了地转风。,2、爱克曼螺旋线,三、近地层中的风速廓线模式,平均风速随高度的变化曲线称为风速廓线。其数学表达式为风速廓线模式。介绍两种根据湍流半经验理论推导出的两种。 1、对数律风速廓线模式：,应用范围：在近地层中性层结条件下精度较高，但在非中性层结条件下应用，将产生较大误差。,三、近地层中的风速廓线模式,P:80 表3-3参数m的变化取决于温度层结和地面粗 糙度，为0m1的分数。层结越不稳定，m越小。 应用范围：非中性层结，在300-500米的中性条件 应用较多。,2、 指数律风速廓线模式,四、地方性风场,1、 海陆风 海风和陆风的总称。它发生在海陆交界地带，是以24小时为周期的一种大气局地环流。海陆风是由于陆地和海洋的热力性质差异而引起的。 在白天,由于太阳辐射,陆地升温比海洋快,在海陆大气之间产生了温度差、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,他们同陆地上的上升气流和海洋上的下降气流一起形成了了海陆风局地环流。 在夜间，陆地降温快，形成了陆风与反陆风。,1、 海陆风,建在海边的工厂排出污染物时，必须考虑到海陆风的影响。污染物可能在夜间被吹到海面上，在白天又随海风吹回来，或者进入海陆风局地环流中，是污染物不能得到充分的扩散稀释。 在大湖泊、江河的水陆交界地带也会产生水陆