污染物的大气扩散课件.ppt

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1、关于污染物的大气扩散第1页，此课件共57页哦 从污染源排放出的污染物在大气中的传输和扩散过程，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，特别是与气象条件的关系更为密切。随着风向、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，污染物在大气中的扩散稀释情况千差万别，所造成的污染程度有很大不同。因此，为了有效的控制大气污染，除应采取各种综合防治措施外，还应充分利用大气污染物的扩散和稀释能力。本章主要对污染物大气扩散的基本知识作一扼要介绍。第2页，此课件共57页哦根据气温垂直于下根据气温垂直于下垫面（即地球表面垫面（即地球表面情况）方向上的分情况）方向

2、上的分布，可将大气圈分布，可将大气圈分为为5 5层层（如图如图2-12-1）：环境大气或地球大气（简称大气）：地球表面环绕着一层很厚的气体。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。对流层对流层 平流层平流层 中间层中间层 暖暖 层层 散逸层散逸层第3页，此课件共57页哦散逸层暖 层中间层平流层对流层第4页，此课件共57页哦1.对流层 是大气圈最低的一层。由于对流程度在热带要比寒带强，故自下垫面算起的对流层厚度随纬度增加而降低；赤道处为1617km，中纬度地区为1012km，两极附近只有89km

3、。对流层主要特征：（1）较薄，但集中了整个大气质量的和几乎全部水蒸气，主要的大气现象都发生在这一层，它是天气变化最复杂、对人类活动影响最大的一层。（2）大气温度随高度增加降低，每升高100m平均降温约0.65。（3）空气具有强烈的对流运动，主要是由于下垫面受热不均及其本身特性不同造成。（4）温度和适度的水平分布不均，在热带海洋上空，空气比较温暖潮湿，在高纬度内陆上空，空气比较寒冷干燥，因此也经常发生大规模空气的水平运动。第5页，此课件共57页哦 大气边界层（或摩擦层）：对流层的下层，厚度为12km，其中气流受地面阻滞和摩擦影响很大。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。近地

4、层：从地面到50100m的一层。在近地层中，垂直方向上的热量和动 量的交换甚微，所以上下气温只差很大，可达12。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，昼夜可相差十几乃至几十度。由于气流运动受地面摩擦的影响，风速随高度的增加而增大。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，直接影响着大气污染物的传输扩散和转化。第6页，此课件共57页哦2.平流层（从对流层顶到5055km高度的一层）在平流层中，几乎没有大气对流运动，大气垂直混合微弱，极少出现雨雪天气，所以进入平流层中的大气污染

5、物的停留时间很长。特别是进入平流层的氟氯碳（CFCs）等大气污染物，能与臭氧发生过化学反应，致使臭氧层的臭氧逐渐减少。臭氧层：平流层中集中了大气中的大部分臭氧，并在2025高度上达到最大值，形成臭氧层。臭氧层能强烈吸收波长为200300nm的太阳紫外线，保护了地球上的生命免受紫外线伤害。同温层：从对流层顶到3540的一层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。第7页，此课件共57页哦3.中间层 从平流层顶到85高度的一层。特点是：气温随高度升高而迅速降低，其顶部气温可达-83以下。因此大气的对流运动强烈，垂直混合明显。第8页，

6、此课件共57页哦4.暖层（或电离层）从中间层顶到85高度的一层。特点是：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。第9页，此课件共57页哦5 散逸层 暖层以上的大气层。它是大气的外层，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去。第10页，此课件共57页哦 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。大气密度随高度的变化几乎和压力的变化规律相同。大气成分的垂直分布主要取决于分子的扩散和湍流扩散的强弱。均质大气层（均质层）：在8085以下的

7、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。第11页，此课件共57页哦 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。风对污染物浓度分布的作用（1）整体输送作用，因而污染区总是在污染源的下风向。（2）对污染物的冲淡稀释作用。基于这个道理，在工业布局上应将污染源安排在易于扩散的城市的下风向。风速越大，单位时间风与污染混合的清洁空气量就越多。一般来说，污染物在大气中

8、的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，则在下风向的污染物浓度减少一半。第12页，此课件共57页哦风速对烟流扩散影响很大 在无风火风速很小时，烟流几乎是垂直的；当风速较大时，烟流则是弯曲的（如图2-2）对于地面污染源来说对于高架污染源，风速影响具有双重性风速大，地面污染物浓度就小；风速小，地面污染物浓度就大；无风时，近污染源处地而污染更为严重。一方面，风速达会降低抬升高度，使烟气的着地浓度增大；另一方面，风速达能增加湍流，加快污染物的扩散，使烟气的着地浓度降低。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。但对于下风向所有点的平均浓度而言，风速大

9、对减轻污染是比较有利的。第13页，此课件共57页哦2.湍流对大气污染扩散的影响大气湍流：大气因受动力湍流影响所形成的不规则运动气流。这种运动普遍存在，树叶的摆动，纸片的飞舞及炊烟的缭绕等现象均因湍流引起。大气的运动除了风以外，还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。如果大气中只有层流而无湍流运动，则污染物除了在烟囱口被直接冲淡稀释外，向下风向飘逸时，就只能靠分子扩散缓慢向四周扩散，污染物的扩散速率就很慢。实际上，低层大气的运动总是具有湍流的性质，大气湍流运动造成流场各部分之间的强烈混合，将大大加快烟气的扩散速率。实践证明，湍流扩散速率比分子扩散速率快105

10、106倍。总之，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。因此，风和湍流是决定污染物在大气中稀释扩散的最直接因子，也是最有效的因子。第14页，此课件共57页哦二、大气稳定度对污染物扩散的影响（一）气温直减率 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（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。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）的温度变化率为负值，称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直减率，用gd表示，其定义式为：)100(98.0mKcgdZdTpid（式2-2）Ti干空

11、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（kg/K）；g重力加速度，取9.81m/s2。表明，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。第15页，此课件共57页哦（二）气温直减率 气温沿垂直高度的分布，可用坐标图上的曲线表示，如图2-3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中类型图2-3曲线1，气温随高度增加而递减，即g0，称为正常分布层结或递减层结。曲线2，气温直减率等于或近似等

12、于干绝热直减率，即g=gd，称为中性层结。曲线3，气温不随高度变化，即g=0，称为等温层结。曲线4，气温随高度增加而增加，即g0，称为气温逆转，简称逆温。第16页，此课件共57页哦（三）大气稳定度对烟流形状的影响 大气稳定度直接影响着烟流扩散形状，图2-4所示为不同大气稳定度情况下的五种典型的烟流形状。波浪型锥型平展型爬升型漫烟型第17页，此课件共57页哦(1)波浪型。这种烟流呈波浪状，污染物扩散良好，发生在全层不稳定大气中，即gg d 0时。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。（2）锥型。这种烟流呈圆锥形，发生在中性条件下，即gg d 0.垂直扩散比平展型好，比波浪

13、型差。（3）平展型。这种烟流垂直方向扩散很小，像一条带子飘向远方。俯视烟流呈扇形展开。它发生在烟囱出口处于逆袭层中，即该大气gg d 1.污染情况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，在远方会造成污染；当烟囱很低时，会造成近处地面上严重污染。第18页，此课件共57页哦(4)爬升型（屋脊型）。这种烟流的下部是稳定的大气，上不是不稳定的大气。一般在日落后出现，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，。它持续时间较短，对近处地面污染较小。（5）漫烟型（熏烟型）。对于辐射逆温，日出后由于地面增温，低层空气被加热，使逆温从地面向上逐渐消失，即不稳定大气从地面向上逐

14、渐发展，当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，漫烟型便发生了。这是时烟流下部gg d 0，上部gg d 1。这种烟流多发生在上午810点，持续时间很短。第19页，此课件共57页哦（四）逆温 辐射到地球表面的太阳辐射主要是短波辐射，地面吸收太阳辐射后温度升高，由于地面的温度水平不高，所以是以长波辐射的形式向空中辐射能量。大气吸收短波辐射的能力很弱，而吸收长波辐射的能力却较强。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，此时随高度增加近地层气温是递减的；反

15、之，空气温度所地表温度降低而降低，也是自下而上的降低，此时随高度增加近地层气温是递增的。大气温度层结一般是g0，即气温随高度增加是递减的。但在特定条件下也会发生g=0或g0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。根据前面对大气稳定度的分析，当发生等温或逆温时，大气是稳定的，所以逆温层（等温层可视为逆温层的一个特例）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。若逆温层存在于空中某高度，由于上升的污染气流不能穿过逆温层而积聚在它的下面，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发生在逆温及静风的气象条件下，所以在研究污染物的大

16、气扩散时必须对逆温给予足够的重视。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。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。第20页，此课件共57页哦1.辐射逆温 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。图2-5所示为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。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，黎明石到达最强，

17、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）。辐射逆温在陆地上常年可见，但冬季最强。在中纬度地区的冬季，辐射逆温层厚度可达200300m，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。辐射逆温与大气污染的关系最为密切。第21页，此课件共57页哦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。下沉逆温的形成原因可用图2-6说明。假定某高度有一气层ABCD，其厚度为h，当它下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大，以及由于水平辐

18、散，该气层被压缩成ABCD，厚度减为h（h）。若气层下沉过程是绝热的，且气层内各部分空气仍保持原来的相对位置，则由于顶部CD下沉到CD的距离比底部AB下沉到AB的距离大，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。这是下沉逆温形成的基本原因，而实际情况要复杂的多。下沉逆温多出

19、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第22页，此课件共57页哦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

20、为湍流混合。湍流逆温的形成过程如图2-7所示图（a）中的AB是气层在湍流混合前的气温分布，气温直减率ggd；低层空气经湍流混合后，气层的温度将按感觉热直减率变化，图（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CD，即逆温层。第23页，此课件共57页哦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（见图2-8）。锋面逆温仅在冷空气一遍可以看到。在实际大气中出现的逆温，有时由几中原因共同形成的，比较复杂，所以必须做出具体的分析。第24

21、页，此课件共57页哦如图2-9，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了海陆风局地环流。三、特殊环境所具有的风力场对大气扩散的影响1.海陆风 在海陆交界地带具有海陆风，它是海风和陆风的总称，是以24h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。在夜晚，由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

22、地下降气流和海面上升气流一起构成了海陆风局地环流。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。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。第25页，此课件共57页哦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。山谷风在山区最为常见，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

23、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构成了山谷风局地环流。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入谷中，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。第26页，此课件共57页哦3.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。的主要原因的主

24、要原因产生城乡温度差异产生城乡温度差异城市人口密集、工业集中，使得能耗水平高；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；城市上空笼罩着一层烟雾和CO2，使地面有效辐射减弱。由于上述原因，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），于是形成了所谓的城市热岛。据统计，城乡平均温差一般为0.41.5，有时可达68。其差值与城市的大小、性质、当地气候条件及纬度有关。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市的特殊的局地风，称为城市热岛环流或城市风城市热岛环流或城市风。这种风在市

25、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。第27页，此课件共57页哦一、高斯模式采用高斯模式估算前的四点假设污染物浓度在y、z轴上的分布符合高斯分布（正态）；在全部空间中风速是均匀的、稳定的；源强势连续均匀的；在扩散过程中污染物质量是守恒的。这四点假设也是进行污染物浓度估算需要遵守的前提条件。第28页，此课件共57页哦图2-11同时也标出了高斯模式的坐标系，其原点为排放点（无界点源或地面源）或高架源排放点在地面的投影点，x轴正向为平均风向，y轴在水平面上垂直于x轴，正向在x轴左侧，z轴垂直于水平

26、面oxy，向上为正向，即为右手坐标系。在该坐标系中，烟流中心线或与x轴重合，或在xoy面的投影为x轴。图2-11无限空间连续点源扩散的告示模式为：)22(exp2),(2222zyzyzyuQzyxC（式2-3）式中C任一点处污染物浓度，g/m3；Q源强，单位时间污染源排放的污染物，mg/s；sy污染物在y方向分布的标准偏差，即水平扩散系数，m；sz污染物在z方向分布的标准差，即垂直扩散系数，m；u 平均风速，m/s。u式中H烟囱的有效高度，m。（式2-4）高架连续点源的高斯模式，必须考虑地面对扩散的影响。可以认为地面向镜面一样、对污染物起全反射作用。那么下风向某点污染物的浓度应该是由两部分组

27、成，一部分是不存在地面反射作用时该点所具有的污染物浓度；另一部分是由于地面反射作用所增加的污染物浓度。高架连续点源的高斯模式为：2222222)(exp2)(exp)2exp(2),(zzyzyHzHzyuQHzyxC第29页，此课件共57页哦不管是无限空间连续点源，还是高架连续点源，高斯公式均表明：下风向某点污染物的浓度与源强Q成正比，与风速u和扩散参数sy和sz成反比。sy和sz实质上是对不同稳定度时大气湍流扩散能力的量度。因此，高斯公式可以较正确的反映污染浓度与各种气象因子之间的关系，并根据式（2-3）和式（2-4）两个公式求取某点的污染物浓度。当y=0时，C（x,0,z,H）即为高架连

28、续点源烟流中心线上污染物的浓度；当z=0时，C（x,y,0,H）即为高架连续点源的污染物在地面的浓度；当y=0，z=0时，C（x,0,0,H）即为高架连续点源烟流地面中心线上污染物的浓度；当z=0,H=0时，C（x,y,0,0）即为地面连续点源的污染物在地面的浓度；当y=0，z=0,H=0时，C（x,0,0,0）即为地面连续点源中心线上污染物的浓度.第30页，此课件共57页哦二、扩散参数的确定 在采用高斯模式求取某点污染物浓度时，需要先确定公式中的未知扩散参数sy和sz，通常用P-G曲线法和中国国家标准规定的两种方法求取。（一）P-G扩散曲线法 帕斯奎尔（Pasquill）于1961年推荐了一

29、种仅需常规气象观测资料就可估算sy和sz的方法，吉福德（Gifford）进一步将它做成应用更方便的图表，所以这种方法又简称P-G曲线法。这一方法首先根据太阳辐射情况（云量、云状和日照）和距地面10m高处的风速u10将大气的扩散稀释能力划分为AF六个稳定度级别。然后根据大量扩散试验数据和理论上的考虑，用曲线来表示每一个稳定度级别的sy和sz随下风距离的变化。第31页，此课件共57页哦1.根据常规气象资料确定稳定度级别P-G法划分稳定度级别的标准见表2-1.地面风速u10（m/s）白天太阳辐射阴天的白天或夜间有云的夜间强中弱薄云遮天或低云云量5/10云量4/102AABBD23ABBCDEF35B

30、BCCDDE56CCDDDDD6CDDDDD表表2-1 稳定度级别划分表稳定度级别划分表 第32页，此课件共57页哦对该标准的几点说明如下：（1）稳定度级别中，A为强不稳定，B为不稳定，C为弱不稳定，D为中性，E为较稳定，F为稳定。（2）稳定度级别AB表示按A、B级的数据内插。（3）夜间定义为日落前1h至日出后1h。（4）不论何种天气状况，夜间前后各1h算作中性，即D级稳定度。（5）强太阳辐射对应于碧空下的太阳高度角大于60的条件；弱太阳辐射相当于碧空下太阳高度角为1535。在中纬度地区，仲夏晴天的中午为强太阳辐射，寒冬晴天中午为弱太阳辐射。云量将减少太阳辐射，云量应与太阳高度一起考虑。例如，

31、在碧空下应是强太阳辐射，在有碎中云（云量为6/109/10）时，要减到弱太阳辐射。（6）这种方法对于开阔的乡村地区还能给出较可靠的稳定度，但对城市地区是不大可靠的。这是由于城市有较大的的地面粗糙度及热岛效应所致。最大的差别出现在静风晴夜，在这样的夜间，乡村地区大气状况是稳定的，但在城市，在高度相当于建筑物的平均高度几倍之内是弱不稳定或近中性的，而它的上部则有一个稳定层第33页，此课件共57页哦图2-12图2-13第34页，此课件共57页哦2.利用扩散曲线确定sy和sz 图2-12和图2-13所示为帕斯奎尔和吉福德给出的不同稳定度时随下风距离x变化的经验曲线，简称P-G曲线图（两图对应的取样时间

32、为10min）。在按表2-1确定了某地某时属于何种稳定度级别后，便可用这两张图查处相应的sy和sz值（见表2-2），用内插法可求出20km距离内的sy和sz值。3.浓度估算 当确定了sy和sz值之后，扩散方程中其他参数也相应确定下来，利用前述一系列扩散模式就可估算出各种情况下的浓度值。第35页，此课件共57页哦稳定度标准差距离 x（km）0.10.20.30.40.50.60.81.01.21.41.61.82.03.04.06.08.010121620Asy27.049.871.692.1112132170207243278313sz14.029.347.472.11051532794566

33、749301230Bsy19.135.851.667.081.495.8123151178203228253278395508723sz10.720.530.240.551.262.884.6109133157181207233363493777Csy12.623.333.543.353.562.880.999.1116133149166182269335474603735sz7.4414.020.526.532.638.650.761.473.083.795.3107116167219316409498Dsy8.3715.321.928.835.340.953.565.676.787.998

34、.6109121173221315405488469729884sz4.658.3712.115.318.120.927.032.137.241.947.052.156.779.1100140177212244307372Esy6.0511.616.721.426.531.240.048.857.765.673.582.385.6129166237306366427544659sz3.726.058.8410.713.014.918.621.424.727.029.331.633.541.948.660.970.779.187.4100111Fsy4.197.9110.714.417.720.

35、526.532.638.143.348.854.560.586.5102156207242285365437sz2.334.195.586.698.379.7712.114.015.817.219.120.521.927.031.237.742.846.550.255.860.5表2-2 帕斯奎尔曲线的sy和sz值 （m）第36页，此课件共57页哦（二）中国国家标准规定的方法1.稳定度的分类方法 P-G法的一个重要优点是，用简单的常规气象资料即可确定大气稳定度级别。但对太阳辐射强弱的划分不够确切，云量的观测不太准确，带有主观性。特纳尔（D.B.Turner）提出了按太阳高度角、云高和云量确定稳

36、定度级别的方法，简称P-T法。在P-T法的基础上修订成的GB/T38401991制定地方大气污染物排放标准的技术方法，先按太阳高度角和云量确定太阳辐射等级（见表2-3），再由辐射等级和地面风速确定稳定度级别（见表2-4）。总云量/低云量夜间太阳高度角h0h01515h03535h065h0654/4-2-1+1+2+357/4-10+1+2+38/4-100+1+17/570000+18/800000表2-3 太阳辐射等级第37页，此课件共57页哦表2-4 大气稳定度的等级地面风速（m/s）太阳辐射等级+3+2+10-1-21.9AABBDEF22.9ABBCDEF34.9BBCCDDE55.

37、9CCDDDDD6CDDDDD注：地面风速是指距地面10m高度处10min的平均风速表中的太阳高度角h0按下式计算：)30015cos(coscossinarcsinsin0th式中 h0太阳高度角，（）；w当地地理纬度，（）；l当地地理经度，（）；t进行观测时的北京时间，h；d太阳倾角，（）。（式2-5）太阳倾角d可按当时月份和时间由表2-5查取，或按下式计算：180)3sin001480.03cos002697.02sin000907.02cos006758.0sin070257.0cos39912.0006918.0(000000（式2-6）式中 u0=360dn/365；dn 一年中日

38、期序数，0,1,2,，365。第38页，此课件共57页哦月 旬 太阳倾角（）月旬 太阳倾角（）月旬 太阳倾角（）1上225上179上7中21中19中3下19下21下12上156上2210上5中12中23中8下9下23下123上57上2211上15中2中21中18下2下19下214上68上1712上22中10中14中23下13下11下23表2-5 太阳倾角（d）的概略值第39页，此课件共57页哦2.扩散参数的选择 我国在标准BG/T3840-1991中规定，取样同时间为0.5h，扩散参数按幂函数表达式 sy=g1xa1，sz=g2xa2 查算（见表2-6）.扩散参数选取方法如下：（1）平原地区农

39、村和城市远郊区，A、B、C级稳定度按表2-6直接查算，D、E、F级稳定度则需向不稳定方向提半级后按表2-6查算。（2）工业区或城区中的点源，A、B级不提级，C级提到B级，D、E、F级向不稳定方向提一级，再按表2-6查算。（3）丘陵山区的农村或城市，扩散参数选取方法同工业区。（4）当取样时间大于0.5h时，垂直方向扩散参数sz不变，横向扩散参数按下式计算：qyy)(1212(式2-7）式中 sy2对应取样时间为t2时的横向扩散参数，m；sy1取样时间为t1=0.5h时的横向扩散参数，按表2-6查取；t10.5h；q时间稀释指数，当0.5ht21h时，q=0.2，当1ht2100时，q=0.3.第

40、40页，此课件共57页哦sy=g1xa1sz=g2xa2稳定度a1g1下风距离x（m）稳定度a2g2下风距离x（m）A0.9010740.8509340.4258090.602052010001000A1.121541.513602.108810.07999040.008547710.0002115450300300500500B0.9143700.8509340.2818460.396353010001000B0.9644351.093560.1271900.0570250500500BC0.9193250.8750860.2295000.314238010001000BC0.9410151

41、.007700.1146820.07571820500500C0.9242790.8851570.1771540.232123010001000C0.9175950.1068030CD0.9268490.8869400.1439400.189396010001000CD0.8386280.7564100.8155750.1260.2356670.1366590200020001000010000D0.9294180.8887230.1107260.146669010001000D0.8262120.6320230.5553600.1046340.4001670.8107631100010001

42、000010000DE0.9251180.8927940.09856310.124308010001000DE0.7768640.5723470.4991490.1117710.5829921.038100200020001000010000E0.9208180.8968640.08640010.101947010001000E0.7883700.5651880.4147430.0975290.4333841.732410100010001000010000F0.9294180.8887230.05536340.733348010001000F0.7844000.5259690.3226590

43、.06207650.3700152.406910100010001000010000表2-6P-G扩散曲线幂函数数据（取样时间0.5h）第41页，此课件共57页哦三、地面最大浓度图2-14所示为地面源和高架源在下风方向造成的地面浓度分布曲线。可以看出，在下风向一定距离x处中心线的浓度高于边缘部分。第42页，此课件共57页哦图2-15所示为两种源的地面轴线浓度分布曲线对于地面无线空间连续点源见图2-15（a），下风向地面轴线污染物浓度随距污染源的距离增加而降低。对于高架源见图2-15（b），下风向地面轴线浓度先随距离x的增加而急剧增大，在距源13km的不太远距离处（通常为13km）地面轴线浓度达

44、到最大值时，若x继续增加，地面轴线浓度则逐渐减小。第43页，此课件共57页哦 地面最大浓度及其出现的地点是关健的问题，如果地面最大浓度都没有超出国家标准，那么污染源就不会对周围环境造成污染；反之，如果地面最大浓度超出了国家标准，那么污染源就可能对周围环境造成污染，也就有必要知道被污染的区域。从图2-14可以看出，对于地面无限空间连续点源，污染物最大浓度出现在污染源所在处，因此只需将x=0，y=0代入式（2-3）即可求的污染物的最大浓度。然而对于高架源，从图2-15可以看出，地面污染物最大浓度出现在下风向轴线上，因此可以先将x=0，y=0代入式（2-4）得到污染物在地面的浓度分布曲线公式即)2e

45、xp(),0,0,(22zzyHuQHxC（式2-8）随x的增大而减小随x的增大而增大sy、sz随x增大而增大因此，必然存在某一距离x处出现污染物浓度最大值。假设sy/sz的比值不随距离x发生变化，将式（2-8）对sz进行求导，并令其等于零，即可得到污染物地面最大浓度计算公式：yzHueQC2max2（式2-9）第44页，此课件共57页哦 根据最大浓度点sz|xCmax、大气稳定度类型反查图2-13就可得出最大浓度在下风向局污染源的距离x。再根据稳定度类型和x值查图2-12就可以得出最大浓度点的sy|x=x Cmax，将sz|xCmax和sy|x=x Cmax代入式（2-9）就可以算出污染物地

46、面最大浓度。可见，当大气稳定度一定时，扩算参数的比值sy/sz一定，高架连续点源的地面最大浓度Cmax与污染源的高度H的平方成反比。污染物最大浓度出现点的sz值为：2|maxHCxxz（式2-10）第45页，此课件共57页哦一、烟气体积计算1.理论烟气体积在理论空气量V0下，燃料完全燃烧所生成的烟气体积称为理论烟气体积，以V0fg表示 烟气主要成分是CO2、SO2、N2和水蒸气。通常把烟气中除了水蒸气以外的部分称为干烟气，把包括水蒸气在内的烟气称为湿烟气。所以理论烟气体积等于干烟气体积和水蒸气体积之和，即理论烟气体积理论烟气体积=干烟气体积干烟气体积+水蒸气体水蒸气体积积。理论水蒸气体积的构成

47、燃料中氢燃烧后生成的水蒸气体积；由供给的理论空气量代入的水蒸气体积。燃料中所含的水蒸气体积；2.烟气体积和密度的校正 燃烧装置产生的烟气温度和压力总是高于标准状态（273K、1atm），在烟气体积和密度计算中往往需要换算成为标准状态。第46页，此课件共57页哦3.过量空气的校正 因为实际燃烧过程是有过剩空气的，所以燃烧过程中的实际烟气体积应为理论烟气体积与过剩空气之和（V实际烟气=V理论烟气+V过剩空气）。用奥萨特烟气分析仪测定烟气中CO2、O2和CO的含量，可以确定燃烧设备在运行中烟气成分和过量空气系数。大多数烟气可以视为理想气体，所以在烟气体积和密度换算中可以应用理想气体状态方程。若设观测

48、状态下（温度Ts、压力ps）烟气体积为Vs、密度为rs，在标准状态下（温度TN、压力pN）烟气体积为VN，密度为rN，则由理想气体状态方程可以得到标准状态下的烟气体积VN及标准状态下烟气的密度rN。sNNssNTTppVV NssNsNTTpp式（2-11）式（2-12）应该指出，美国、日本和国际全球监测系统网的标准状态是指298K和1atm，在做数据比较或校对是需注意。第47页，此课件共57页哦 以碳在理论空气量中完全燃烧为例。由于理想气体的摩尔比与体积比相等，空气中N2的体积是O2的79/21=3.76倍，则其燃烧方程式为 C+O2+3.76N2CO2+3.76N2若空气过量，烟气中不仅含

49、有CO2和N2，还有O2，则燃烧方程式为 C+(1+m)O2+(1+3)3.76N2CO2+mO2+(1+m)3.76N2 式中m为过剩空气中O2的过剩摩尔数。根据定义式，过量空气系数a为mNONOa176.3)76.3)(1(2222理论空气量实际空气量式（2-13）若燃烧是完全的，过剩空气中的氧仅能够以O2的形式存在，计入燃烧产物以下表p表示则燃烧方程式变为 C+(1+m)O2+(1+m)3.76N2CO2p+O2p+N2p其中，O2p=mO2,表示过剩氧量；第48页，此课件共57页哦 N2p为实际空气量中所含的总氮量。空气的体积组成为21%O2和79%N2，则实际空气量中所含的总氧量为：

50、ppNN22266.07921式（2-14）理论需氧量为0.266N2pO2p，因此过量空气系数为pppONO222266.01式（2-15）假如燃烧过程产生CO，过剩氧量必须加以校正，即从测得的过剩氧中减去氧化CO为CO2所需的氧，即)5.0(266.05.01222pppppCOONCOO式（2-16）式中各组分的量均为奥萨特分析仪所测得的各组分的百分数。例如奥萨特分析仪分析结果为：CO2=10%,O2=4%,CO=1%,那么N2=85%,则18.1)15.04(85266.015.041式（2-17）考虑过剩空气校正后，实际烟气体积为)1(00VVVfgfg式（2-18）第49页，此课件