第二章.污染物的大气扩散

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。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)。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℃。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化。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。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。2、平流层50~55km高度特别氟氯碳（CFCs）等致使臭氧层逐渐减薄。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。同温层：从对流层顶到35~40㎞，气温几乎不随高度变化，为-55℃。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。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。3、中间层从中间层顶到800㎞高度。4、暖层（或电离层）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。5、散逸层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。暖层以上的大气层，大气外层。气温很高，空气极为稀薄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。二、大气压力及密度变化大气密度随高度的变化几乎和压力的变化规律相同。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。三、大气成分的垂直分布主要取决因素第二节、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。①整体输送作用②冲淡稀释作用（1）风对污染物浓度分布的作用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。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，则下风向的污染物浓度减少一半。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）风速对烟流扩散影响很大②地面污染源风速低，污染重；风速高，污染轻。③高架污染源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。影响具有双重性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。2、湍流（紊流）对大气污染扩散的影响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。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。大气湍流：大气因受动力湍流影响形成的不规则运动气流。湍流扩散速率比分子扩散速率快105~106倍。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。二、大气稳定度对污染物扩散的影响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：dZdTg（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。（一）气温直减率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：)100(98.0mKcgdZdTpidg（式2-2）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。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。)100(98.0mKcgdZdTpidg（式2-2）气温沿高度分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结（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。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。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。不同大气稳定度情况下的五种典型烟流形状。波浪型锥型平展型爬升型漫烟型（三）大气稳定度对烟流形状的影响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。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－γd﹥0时。2、锥型：这种烟流呈圆锥形，发生在中性条件下，即g－gd≈0.垂直扩散比平展型好，比波浪型差。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－gd﹤－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。（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－gd﹥0，上部g－gd﹤－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。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。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。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。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。1、辐射逆温辐射逆温在陆地上常年可见，但冬季最强。辐射逆温与大气污染的关系最为密切。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。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。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）；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）。由于空气下沉受到压缩增温而形成的逆温称为下沉逆温。2、下沉逆温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。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。3500m3000m1500m1700m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。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；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。湍流逆温的形成过程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。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。5、锋面逆温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。三、特殊环境所具有的风力场对大气扩散的影响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，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。以24h为周期的一种大气局地环流。1.海陆风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；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。※※※由上可知，建在海边排除污染物的工厂，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污染。2、山谷风山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以24h为周期的局地环流，它主要是由于山坡和谷地受热不均产生。在白天，太阳先照射到山坡上，使山坡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形成了山谷风局地环流。在夜间山坡和山顶比谷地冷却快，使山坡和山顶的冷空气顺山坡下滑到谷底，形成了山风。在高空则形成了自山谷吹向山顶的反山风。它们同山坡下降气流和谷地上升气流一起