《大气污染控制工程》教案第三章(可编辑修改word版)

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=760mmHg

3 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 ? ? ?d

i —表示空气块

d —表示干空气

F

3

根据热力学第一定律，可推导出：

γ ＝－?dT i ?

≈g/C =0.98k/100m≈1k/100m

d dZ ?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 ?0.288

Θ＝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。即当上层空气下沉时，落入高压气团中，因受压而变热，使气温高于下层的空气。下沉逆温多处现在高压控制区，范围很广，厚度也很大，一般可达数百米，下沉逆温一般达到某一高度就停止了，所以下沉逆温多发生再高空中。

(3)平流逆温

由暖空气平流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。这是因为低层空气受地表面影响大、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、盆地内积聚的冷空气上面时，皆可形成平流逆温。

(4)湍流逆混

低层空气湍流混合形成的逆温称为湍流逆温。湍流逆湿的形成过程如图3—8 所

示．

(a)中的AB 是气层在湍流混合前的气温分布．气温直减率γ<γd;低层空气经湍流

混合后．气层的温度将按干绝热直减率变化，如(b)中的CD。但在混合层以上，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，即是逆温层。(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，这种逆温称为锋面逆温。锋面逆温仅在冷空气一边可以看到。

第二节大气污染物的扩散与气象

大量的扩散试验和扩散理论的研究表明，在不同的气象条件下，同一污染源所造成的地面污染物浓度可相差几十倍，这是由于大气对污染物的扩散稀释能力随着气象条件的改变而发生巨大的变化所造成的。下面讨论各种气象因子对大气中污染物扩散的影响。

一、风与湍流

1.风:污染物在大气中的扩散、稀释，直接取决于大气的运动状态。

(1)风及地方性风场

(a)风：污染物质随风飘荡，与空气密度相同的污染烟气总是随着风波输送到远方。这是风的第一个作用，即整体的输送作用。风的另一个作用使对污染物的冲淡稀释作用。风速越大，单位时间内与污染烟气混合的清洁空气量越大。所以，污染浓度总是与风速成反比。

(b)地方性风场

A、海陆风：海陆风是海风和陆风的总称。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的差异而引起的。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，使低空大气内海洋流向陆地，形成海风，高空大气从陆地流向海洋，形成反海风，它们同陆地上的上升气流和海洋上的下降气流一起形成了海陆风局地环流。

在夜晚，出于有效辐射发生了变化，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。

由海陆风的环流性质及其昼夜变化，我们必须注意到：建在海边排出污染物的工厂，必须考虑海陆风的影响，因为有可能出现在夜间随陆风吹到海面上的污染物，

在白天又随海风吹回来，或者进入海陆风局地环流中，使污染物不能充分的扩散稀释而造成严重的污染。

B、山谷风

山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以24 小时为周期的局地环流。山谷风在山区最为常见，它主要是由于山坡和谷地受热个均而产生的。如图3—12 所示．

在白天，太阳先照射到山坡上，使山坡上大气比谷地上同高度的大气温度高，

形成

了由谷地吹向山坡的风，称为谷风。在高空形成了由山坡吹向山谷的反谷风。它们

同山坡上升气流和谷地下降气流一起形成了山谷风局地环流。在夜间，山坡和山顶

比谷地冷却很快．使山坡和山顶的冷空气顺山坡下滑到谷底，形成山风。在高空则

形成了自山谷向山顶吹的反山风。它们同山坡下降气流和谷地上升气流—起构成了

山谷风局地环流。

必须注意的是，山风和谷风的方向是相反的、但比较稳定。在山风与谷风的转

换期、风向是不稳定的，山风和谷风均有机会出现，时而山风，时而谷风。这时若

有大量污染物排人山谷中，由于风向的摆动，污染物不易扩散，在山谷中停留时间

很长，有可能造成严重的大气污染。

C、城市热岛环流

城市热岛环流是由城乡温度差引起的局地风。产生城乡温度差异的主要原因是：(1)城市人口密集、工业集中，使得能耗水平高；(2)城市的覆盖物(如建筑、水泥路面等)热容量大，白天吸收太阳辐射热，夜间放热缓慢，使低层空气冷却变缓；(3)城市

上空笼罩着一层烟雾和CO2,使地面有效辐射减弱。

出于上述原因，使城市净热量收入比周围乡村多，故平均气温比周围乡村高(特别是夜间)，于是形成了所谓城市热岛。即，因城市蓄热量较大，水的径流快，蒸发量少，失热也少；因燃烧而放出的热量多，还有人口集中，由人体发出的热量也多，而把城市区域看作是一个湿热的岛屿，即热岛效应。

由于城市温度经常比乡村高(特别是夜间)，气压比乡村低，所以可以形成一种从

周围农村吹向城巾的特殊的局地风。称为城市热岛环流或城市风。这种风在市区汇

合就会产生上升气流。因此，若城市周围有较多产生污染物的工厂，就会使污染物

在夜间向市中心输送，造成严重污染，特别是夜间城市上空有逆温存在时，产生严

重污染的可能性更大。

2.湍流

大气的污规则运动称为大气湍流。风速的脉动（或涨落）和风向的摆动就是湍

流作用的结果。

按照湍流形成的原因可分为两种湍流：一种是由于垂直方向温度分布不均匀引起的热力湍流，的强度主要取决于大气稳定度，另一种是由于垂复方向风速分布不均匀及地面粗糙度引起的机械湍流，它的强度主要决定于风速梯度和地面粗糙度。实际的湍流是上述两种湍流的叠加。

湍流有极强的扩散能力，它比分子扩散快105 一106 倍。但是在风场运动的主风方向上．由于平均风速比脉动风速大得多，所以在主风方向上风的平流输送作用是主要的。归结起来，风速越大，湍流越强．污染物的扩散速度就越快，污染物的浓度就越低。风和湍流是决定污染物在大气中扩散稀释的最直接最本质的因素，其它一切气象因素都是通过风和湍流的作用来影响扩散稀释的。

二、近地层中风速廓线模式

平均风速随高度的变化曲线称为风速廓线．风速廓线的数学表达式称为风速廓线模式。近地层(离地面大约100m 左右)的风速廓线模式有多种，这里介绍两种根据湍流半经验理论推导出的模式。

1.对数律风速廓线模式

2.幂次律模式

式中μ——高度Z 处的风速、m／s；μ*—

—摩擦速度，m／s；

k——卡门常数，在大气中等于0.44；

Z。———地面粗糙度，m。

M——稳定度参数

(μ*，Z。都是由低层风速实测资料求得的)。

三、温度层结与烟型

我们可以从烟囱排除的烟流形状来直观的看一看温度层结对污染物扩散的影响。下图所示的五种不同温度层结时烟流的曲型形状。

1.波浪型

在温暖的季节里，天气晴朗的中午，经常出现波浪型的烟流，此时的大气往往是不稳定的，垂直方向和水平方向的湍流强度都很大，扩散良好。所以在和污染源相距一定距离的地点的烟囱的浓度要比漫烟型的低。但由于烟囱达到了靠近源的地面上，所以对于指定高度的烟囱来说，污染物的平均地面浓度似乎是均等的。

2.锥型

烟流形状似圆锥形。它发生在0 中性条件下，垂直扩散比扇形好，比波浪型差，所以烟囱到污染物开始到达地面的距离要大于波浪型，而小于扇形。锥形常常出现在有云和风低的情况下，昼夜均可能有。

3.扇型

这种烟型发生在烟源的出口处于逆温层中，由于逆温层中湍流极少，所以，烟气在垂直方向杀过那扩散较小。而随着大气平均气流在水平方向上逐渐扩展。从上面看，烟流呈扇型展开，在高烟囱时，在近距离的地面上，不会造成污染，而在远处会造成污染。在低烟排放时，在近距离的地面上会造成污染。

4.爬升型

发生在大气由不稳定转到逆温条件下，它一般在日落后出现。爬升型的条件可视为最佳扩散情况。地面由于有效辐射而散热，低层形成逆温，但高空温度仍然保持递减状态，便发生此烟型。逆温层阻挡污染物向地面扩散，而同时污染物却在逆温层上部受到稀释。所以地面污染物浓度不大。

5.漫烟型

早晨如出后，原来的辐射逆温开始消失，并逐渐被不稳定气层所代替。这种现象通常先从地面开始，然后逐渐向上扩展，日出一段时间后，逆温只在烟囱顶上存在。此时，烟气上方逆温而难以扩散，因此，只在下方的不稳定大气层中扩散，从而增大了地面污染。对烟囱来说，这是最恶劣的条件。多发生在8～10 点钟，持续时间很短，约半小时左右。整个逆温完全消失为止。