第三章大气污染气象学

第三章大气污染气象学教学内容:大气圈结构及气象要素大气的热力过程大气的运动和风重点:大气圈结构、主要气象要素、大气稳定度和逆温的概念、大气运动和风。教学目标：重点掌握大气垂直方向的五个分层,温度分布特点及原因。理解大气高度的划分，理解风速扩线模式。大气扩散源受体大气扩散酸雨越境转移（日本、南朝鲜……）大气科学大气物理、化学……大气气象学……污染气象学……气象条件对污物的稀释、扩散作用污染物对气象的影响第一节大气圈结构及气象要素大气层又叫大气圈，地球就被这一层很厚的大气层包围着。大气层的成分主要环境空气的成分。大气层的空气密度随高度而减小，越高空气越稀薄。大气层的厚度大约在1200-1400千米以上，但没有明显的界限。整个大气层随高度不同表现出不同的特点，分为对流层、平流层、中间层、暖层和散溢层，再上面就是星际空间了。大气圈垂直结构对流层（～10km左右）集中了大气质量的3/4和全部的水蒸气，主要天气现象都发生在这一层温度随高度的增加而降低，每升高100m平均降温0.650C强烈对流作用温度和湿度的水平分布不均大气边界层——对流层下层1～2km，地面阻滞和摩擦作用明显自由大气——大气边界层以上的气流，地面摩擦可以忽略在这一层中，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，直接影响着大气污染物的传输、扩散和转化。近地层——地面上50～100m，热量和动量的常通量层大气圈垂直结构平流层（对流层顶～50~55km）同温层——对流层顶35~40km，气温-550C左右逆温层——同温层以上，气温随高度增加而增加臭氧层——20~25km臭氧层浓度达到最大值臭氧层能强烈吸收波长200~300nm的太阳紫外线。平流层集中了大部分臭氧没有对流运动，污染物停留时间很长，尤其是氟氯烃等大气污染物，与臭氧层发生光化学反应。中间层（平流层顶～85km）气温随高度升高而迅速降低对流运动强烈，垂直混合明显大气圈垂直结构暖层（中间层顶～800km）在强烈的紫外光和宇宙射线作用下，气温随高度升高而增高气体分子高度电离——电离层散逸层（暖层以上）气温很高，空气稀薄空气粒子的运动速度很高，可以摆脱地球引力而散逸大气压力总是随高度的升高而降低均质大气层——80～85km以下，以湍流扩散为主，成分基本不变主要气象要素表示大气状态的物理量和物理现象称为气象要素。气象要素：气温、气压、气湿、风向、风速和能见度等。1．气温天气预报中：距地面1.5m高、百叶箱内气温。1714华伦海脱准大气压下冰的熔点，定为32度，水的沸点定为212度，中间等分为180份，每一份就是1华氏度。1742年，瑞典科学假摄尔修斯和他的助手斯托玛用同样的温度计，选取标准大气压下冰的熔点定为0度，水的沸点定为100度中间等分100份。1854年，英国物理学家开尔文选定“水的三相点”，即水、冰、水蒸气三相共存的温度，把绝对零度到水的三相点温度等分为273.16份，每一份就是1开氏度，这就是开氏温标，用K表示。开氏温标的分度间隔和摄氏温标的间隔是一致的。oo5(32)9CFo273.15KCoo9325FCoo5(32)9CFo273.15KCoo9325FC主要气象要素2．气压（大气的压强）气压的大小与海拔高度、大气温度、大气密度等有关，一般随高度升高按指数律递减。气压有日变化和年变化。一年之中，冬季比夏季气压高。一天中，气压有一个最高值、一个最低值，分别出现在9～10时和15～16时，还有一个次高值和一个次低值，分别出现在21～22时和3～4时。气压日变化幅度较小，一般为0.1～0.4千帕，并随纬度增高而减小。气压变化与风、天气的好坏等关系密切，因而是重要气象因子。通常所用的气压单位有帕(Pa)、毫米水银柱高(mm·Hg)、毫巴(mb)。它们之间的换算关系为：100帕＝1毫巴≈3／4毫米水银柱高。气象观测中常用的测量气压的仪器有水银气压表、空盒气压表、气压计。101.325千帕的气压，称为标准大气压，它相当于在重力加速度为9.80665米／秒2，温度为0℃时760毫米垂直水银柱高的压力。气体静力学方程：gzP主要气象要素3．气湿（空气的湿度，空气的干燥程度）绝对湿度——1m3湿空气中含有的水汽质量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的百分比，空气的干湿程度和相对湿度有关，而和绝对湿度却无直接关系。例如，空气中所含有的水汽的压强同样等于1606.24Pa（12.79毫米汞柱）时，在炎热的夏天中午，气温约35℃，人们并不感到潮湿，因此时离水汽饱和气压还很远，物体中的水分还能够继续蒸发。而在较冷的秋天，大约15℃左右，人们却会感到潮湿，因这时的水汽压已经达到过饱和，水分不但不能蒸发，而且还要凝结成水。含湿量——湿空气中1kg干空气包含的水汽质量水汽体积分数——水汽在湿空气中所占的体积分数露点——同气压下空气达到饱和状态时的温度主要气象要素3．气湿4．风向和风速气象上把风吹来的方向确定为风的方向。南风、偏北风、风向不定。风向的测量单位，我们用方位来表示。如陆地上，一般用16个方位表示，海上多用36个方位表示；在高空则用角度表示。用角度表示风向，是把圆周分成360度，北风(N)是0度(即360度)，东风(E)是90度，南风(S)是180度，西风(W)是270度，其余的风向都可以由此计算出来。风速是指单位时间内空气在水平方向上运动的距离，m/s或km/h。13个等级。主要气象要素5．云大气中水汽的凝结现象叫做云（使气温随高度变化小）云量:天空被云遮蔽的成数（我国10分，国外8分）估计云量的地点必须能见全部天空。云量观测包括总云量和低云量。总云量是指观测时天空被所有的云遮蔽的总成数，低云量是指天空被低云所遮蔽的成数，均记整数。一、总云量的观测全天无云，总云量记0；天空完全为云所遮蔽，记10；天空完全为云所遮蔽，但只要从云隙中可见青天，则记10-；云占全天十分之一，总云量记1；云占全天十分之二，总云量记2，其余依次类推。二、低云量的观测观测低云量的方法与总云量同。云高:云底距地面的高度低云（2500m以下）；中云（2500～5000m）；高云（5000m以上）。云状:卷云（线）,积云（块）,层云（面),雨层云(无定形）主要气象要素6．能见度正常视力的人，在天空背景下能看清的目标物的最大水平距离。级别（0~9级，相应距离为50～50000米）第二节大气的热力过程一、太阳、大气和地面的热交换•太阳以紫外线、可见光、红外线的形式辐射热量•太阳辐射加热地球表面•地面长波辐射加热大气(76%-95%)•太阳短波辐射加热地球表面，然后是地面长波辐射加热大气，所以近地层大气温度随地表温度变化•太阳辐射能是地球大气最重要的能量来源；太阳辐射穿过大气层到达地面；太阳辐射能被地面吸收而使地面增温；地面辐射同时又以长波辐射的形式把热量传递给大气；所以地面是近地面大气主要的直接热源。二、气温的垂直变化1、大气的绝热过程与泊松方程气温直减率（大气）干空气绝热绘制温度递减率——干绝热直减率（空气团）一般满足，大气绝热过程，系统与周围环境无热交换空气块膨胀（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）TzdddiTz气温直减率定量：热力学第一定律其中ddpTRpTCpdd1dpTRpkpTCpkpvpCCRv1.4pkCk气温直减率dzzzdiippdiivvdiiTTdppdvvdTTiviTpvT气块：环境：ip（大气）（气块）（高度）dzzzdiippdiivvdiiTTdppdvvdTTiviTpvT气块：环境：ip（大气）（气块）（高度）ddiiipiTRpTCpippddiippppddpgz对气团：流体准静力学条件：，由代入式(1)可得：(1)ddiipTRgzTCpddiiipiTRpTCpippddiippppddpgz对气团：流体准静力学条件：，由代入式(1)可得：(1)ddiipTRgzTCp气温直减率代入上式得：实际中，Ti、T相差10K，则1iTT（空气）(8.314)287RRMmpRTRTv11JkgK（空气）(8.314)287RRMmpRTRTv11JkgKddipTRgzTCRT由定义：（）dd0.98K/100mdipTgzC111004JkgKpC由定义：（）dd0.98K/100mdipTgzC111004JkgKpC－泊松方程0.288000()()pRCTPPTPP－泊松方程0.288000()()pRCTPPTPP0.28810001000()()pRCTTPP位温:各高度均把压力换算为1000mb(10kPa)时的温度（绝热）0.28810001000()()pRCTTPP位温:各高度均把压力换算为1000mb(10kPa)时的温度（绝热）气温的垂直分布（温度层结）气温的垂直分布－温度层结Tzd0，正常分布层结＝，中性层结（绝热直减率）＝0，等温层结0，逆温层结Tzd0，正常分布层结＝，中性层结（绝热直减率）＝0，等温层结0，逆温层结三、大气稳定度及其判据定义：大气在垂直方向上稳定的程度；反映其是否容易对流定性描述：外力使气块上升或下降气块去掉外力气块减速，有返回趋势，稳定气块加速上升或下降，不稳定气块停在外力去掉处，中性不稳定条件下有利于扩散三、大气稳定度及其判据定量判断：ipiiTpT气块：环境：ipiiTpT气块：环境：()(1)iigTTTagTT()iigaiiippRTRT（单位体积块）加速度，将代入上式得：()(1)iigTTTagTT()iigaiiippRTRT（单位体积块）加速度，将代入上式得：()iigaiiippRTRT（单位体积块）加速度，将代入上式得：0diiTTz0TTz气块：环境：zzz高度（一般均满足绝热条件）0diiTTz0TTz气块：环境：zzz高度（一般均满足绝热条件）zzz高度（一般均满足绝热条件）则有判据：大气稳定度及其判据00iTTd()agzTddd混合层0,a0不稳定0,a0稳定中性层＝0，a=0中性稳定层0，a0逆温，非常稳定ddd混合层0,a0不稳定0,a0稳定中性层＝0，a=0中性稳定层0，a0逆温，非常稳定四、逆温逆温不利于扩散，容易造成大气污染辐射：辐射逆温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及湍流逆温辐射逆温：由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，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。四、逆温下沉逆温：由于下沉所受到的压缩增温而形成的逆温。（多在高空大气中，高压控制区内）很厚的气层下沉压缩变扁顶部增温比底部多。四、逆温平流逆温：暖空气平流到冷地面上而形成的逆温为平流逆温，由于低层空气受地面影响大，降温多，上层空气降温少而形成。湍流逆温：锋面逆温：冷暖空气相遇，暖空气上爬，形成的逆温区。烟流型与大气稳定度的关系波浪型（不稳）γ〉γd锥型（中性or弱稳）扇型（逆温）爬升型（下稳，上不稳）漫烟型（上逆、下不稳）第三节大气的运动和风一、引起大气运动的作用力直接作用力重力水平气压梯度力（垂直上与重力基本平衡）间接作用力地转偏向力（相对运动：方向改变）惯性离心力（大气曲线运动：很小）摩擦力（近地1～2km内明显）二、近地层中风速扩线模式1、对数律风速廓线模式2、指数律风速廓线模式*0lnuZukZ11()mZuuZ三、地方性风场1．海陆风2．