第三章 大气扩散 精选PPT.ppt

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1、第三章 大气扩散 第1页，本讲稿共78页n大气污染的出现一般由三个因素共同作用引起，即污染源、大气污染的出现一般由三个因素共同作用引起，即污染源、现场大气状态和污染物接受体。现场大气状态和污染物接受体。n污染物通过污染源排放到大气中，与大气相互作用，通污染物通过污染源排放到大气中，与大气相互作用，通过混合、反应、转移等过程对接受体产生影响。过混合、反应、转移等过程对接受体产生影响。n大气污染也可以看做是污染源排放出的污染物、对污染物大气污染也可以看做是污染源排放出的污染物、对污染物起稀释作用的大气和承受污染的物体三者之间相互关联、起稀释作用的大气和承受污染的物体三者之间相互关联、相互影响而产生

2、的一种效应。相互影响而产生的一种效应。第2页，本讲稿共78页由此可以断定，一个区域或地区造成大气环境污染的程由此可以断定，一个区域或地区造成大气环境污染的程度，不仅决定于度，不仅决定于污染源污染源污染源污染源排放的排放的污染物特性污染物特性污染物特性污染物特性、排放总量、与排放总量、与排放总量、与排放总量、与污染源距离的远近以及污染物的污染途径等污染源距离的远近以及污染物的污染途径等污染源距离的远近以及污染物的污染途径等污染源距离的远近以及污染物的污染途径等，其次还与，其次还与气象要气象要气象要气象要素素素素、地形地形地形地形（马斯河谷烟雾事件发生在地势比较低洼的地方，（马斯河谷烟雾事件发生在

3、地势比较低洼的地方，（马斯河谷烟雾事件发生在地势比较低洼的地方，（马斯河谷烟雾事件发生在地势比较低洼的地方，那里不利于大气污染物的扩散和迁移）那里不利于大气污染物的扩散和迁移）那里不利于大气污染物的扩散和迁移）那里不利于大气污染物的扩散和迁移）等因素有关，其中等因素有关，其中以以气象要素气象要素气象要素气象要素的影响最为突出。的影响最为突出。第3页，本讲稿共78页影响污染物在大气中运动的影响污染物在大气中运动的气象因气象因素素主要有主要有风、湍流、逆温和大气稳定风、湍流、逆温和大气稳定度等。度等。一、影响大气污染扩散的气象因素一、影响大气污染扩散的气象因素第4页，本讲稿共78页所谓风是指空气在

4、水平方向的运动。风的运动规律可用所谓风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用所谓风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用所谓风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向风向风向风向和和和和风速风速风速风速描述。描述。描述。描述。排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着排入大气中的污染物在风的作用下，会沿着下风向下风向下风向下风向迁移、输送、扩散迁移、输送、扩散迁移、输送、扩散迁移、输送、扩散和稀释，风速越大，污染物被输送的距离越远，其浓度越低。和稀释，风速越大，污染物被输送的距离越远，其浓度越低。和稀释，风速

5、越大，污染物被输送的距离越远，其浓度越低。和稀释，风速越大，污染物被输送的距离越远，其浓度越低。风向风向是指风吹来的方向。是指风吹来的方向。是指风吹来的方向。是指风吹来的方向。可用可用可用可用8 8个方位或个方位或个方位或个方位或1616方位表示。方位表示。方位表示。方位表示。风速风速是指空气是指空气是指空气是指空气在单位时间内水平运动的距离。在单位时间内水平运动的距离。在单位时间内水平运动的距离。在单位时间内水平运动的距离。大气污染不仅受大气污染不仅受大气污染不仅受大气污染不仅受风向风向风向风向，也受，也受，也受，也受风速风速风速风速的影响。的影响。的影响。的影响。1、风、风第5页，本讲稿共

6、78页某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越高某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越高某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越高某一风向频率越大，其下风向受污染的机率就越高；反之机率越低。反之机率越低。也就是说，大气污染程度与风向频率成也就是说，大气污染程度与风向频率成也就是说，大气污染程度与风向频率成也就是说，大气污染程度与风向频率成正比。正比。正比。正比。某一风向的风速越大，则下风向的污染程度越小，因某一风向的风速越大，则下风向的污染程度越小，因为来自上风向的污染物输送、扩散和稀释能力加大，为来自上风向的污染物输送、扩散和稀释能力加大，使大气中污染物浓度降低，即使大气中污染物浓度

7、降低，即大气污染程度与风速成大气污染程度与风速成大气污染程度与风速成大气污染程度与风速成反比。即风速增加一倍，则下风向污染物浓度也相应反比。即风速增加一倍，则下风向污染物浓度也相应反比。即风速增加一倍，则下风向污染物浓度也相应反比。即风速增加一倍，则下风向污染物浓度也相应会减少一半。会减少一半。会减少一半。会减少一半。第6页，本讲稿共78页风对污染物的作用有两点：一是对污染物沿下风方风对污染物的作用有两点：一是对污染物沿下风方向的转移，二是在转移过程中对污染物浓度的稀释向的转移，二是在转移过程中对污染物浓度的稀释作用。作用。为综合反映某一地区为综合反映某一地区风向频率风向频率和和平均风速平均风

8、速对大气污对大气污染影响的程度，常用染影响的程度，常用污染系数污染系数来表达：来表达：气象预报的风速指的是距地面气象预报的风速指的是距地面10m10m高处在高处在一定时间内观测到的平均风速。一定时间内观测到的平均风速。第7页，本讲稿共78页第8页，本讲稿共78页风向频率风向频率是指是指在一定时间内在一定时间内自自某个方位某个方位（东、西、（东、西、南、北等）所吹来的风的南、北等）所吹来的风的重复次数重复次数和和该时间内该时间内各个各个不同方向吹来的不同方向吹来的全部风的次数全部风的次数相比的百分数。相比的百分数。第9页，本讲稿共78页风向频率玫瑰图风向频率玫瑰图风向玫瑰图是气象学上对风向研究的

9、风向玫瑰图是气象学上对风向研究的一种方法和手段，它反映过去风向发一种方法和手段，它反映过去风向发生的频率，预示未来风向发生频率的生的频率，预示未来风向发生频率的趋势。趋势。根据公式计算出各风向的污染系数，绘根据公式计算出各风向的污染系数，绘成成风玫瑰图风玫瑰图，污染系数越大，下风向的污染就越污染系数越大，下风向的污染就越严重。严重。如果从一个原点出发，画出许如果从一个原点出发，画出许多根辐射线，每一根线的方向多根辐射线，每一根线的方向就是某个地区的一种方向，而就是某个地区的一种方向，而线段的长短则表示该方向风的线段的长短则表示该方向风的风向频率，将这些线段的末端风向频率，将这些线段的末端逐一连

10、接起来，即为该地区的逐一连接起来，即为该地区的风向频率玫瑰图。风向频率玫瑰图。第10页，本讲稿共78页第11页，本讲稿共78页风向频率及污染系数实例风向频率及污染系数实例风向频率及污染系数实例风向频率及污染系数实例此表为测定各方位风向频率和风速后的污染系数计算实例，此表为测定各方位风向频率和风速后的污染系数计算实例，相相对污染系数对污染系数为某方位污染系数与各方位污染系数之和的比值。为某方位污染系数与各方位污染系数之和的比值。第12页，本讲稿共78页第13页，本讲稿共78页所谓大气湍流，是指大气中无规则的、三维的小尺度运动。即风除在水所谓大气湍流，是指大气中无规则的、三维的小尺度运动。即风除在

11、水平方向运动外，还会由上、下、左、右方向的乱运动，风对污染物的稀平方向运动外，还会由上、下、左、右方向的乱运动，风对污染物的稀释作用，实际上是由于风的无规则阵性和摆动造成大气湍流所引起的。释作用，实际上是由于风的无规则阵性和摆动造成大气湍流所引起的。（有点象分子的热运动有点象分子的热运动）大气湍流表现为大气湍流表现为气流的速度气流的速度气流的速度气流的速度和和方向方向方向方向随随时间和空间时间和空间时间和空间时间和空间位置的不同而呈位置的不同而呈随机随机随机随机变化变化变化变化，并由此引起，并由此引起温度温度温度温度、湿度湿度湿度湿度以及以及污染物浓度污染物浓度污染物浓度污染物浓度等气象属性的

12、随机涨等气象属性的随机涨落。落。2湍流湍流(Turbulent Flow)第14页，本讲稿共78页把湍流想象成是由许多湍涡形成的，湍涡的把湍流想象成是由许多湍涡形成的，湍涡的不规则运动与分子运动极为相似。不同的是，不规则运动与分子运动极为相似。不同的是，分子的运动以分子为单位，湍流以湍涡为单分子的运动以分子为单位，湍流以湍涡为单位，湍涡运动速度比分子运动速度大的多，位，湍涡运动速度比分子运动速度大的多，比分子扩散快比分子扩散快105106倍。倍。没有湍流运动，没有湍流运动，污染物的扩散就成了问题污染物的扩散就成了问题。第15页，本讲稿共78页近地面大气湍流的形成和强度，主要取决于机械湍流和近地

13、面大气湍流的形成和强度，主要取决于机械湍流和热力湍流。热力湍流。l机械湍流，是指由于机械的或机械湍流，是指由于机械的或动力的作用引起的湍流，其大动力的作用引起的湍流，其大小决定于小决定于风速风速分布和分布和地面粗糙地面粗糙度度，当空气流过粗糙的地表，当空气流过粗糙的地表时，会随地面的起伏而抬升时，会随地面的起伏而抬升或下沉，从而产生垂直方向或下沉，从而产生垂直方向湍流，风速越大机械湍流强湍流，风速越大机械湍流强度越大。度越大。l热力湍流，是指由于大气的热力湍流，是指由于大气的垂直方向温度变化引起的湍垂直方向温度变化引起的湍流，其强度流，其强度决定于大气垂直方决定于大气垂直方向的稳定程度向的稳定

14、程度，垂直方向的温，垂直方向的温度变化越大，热力湍流的强度度变化越大，热力湍流的强度越大；相反即越小。越大；相反即越小。第16页，本讲稿共78页排放到大气中的污染物质，在湍流作用下被排放到大气中的污染物质，在湍流作用下被扩散和稀释。扩散和稀释。湍流运动造成大气中各组分间湍流运动造成大气中各组分间的强烈混合。当污染物由污染源排入大气中的强烈混合。当污染物由污染源排入大气中时，高浓度部分污染物由于湍流混合，不断时，高浓度部分污染物由于湍流混合，不断被清洁空气渗入，同时又无规则地分散到其被清洁空气渗入，同时又无规则地分散到其他方向去，使污染物不断地被稀释、冲淡。他方向去，使污染物不断地被稀释、冲淡。

15、第17页，本讲稿共78页比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气比如我们日常所看到的，烟囱中冒出的烟气总总总总是向下风方向飘去是向下风方向飘去是向下风方向飘去是向下风方向飘去，并，并，并，并不断地向四周扩散不断地向四周扩散不断地向四周扩散不断地向四周扩散，这就，这就，这就，这就是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。是大气对污染物的输送和稀释扩散过程。只有风无湍流，从烟囱中排出的废气像一条只有风无湍流，从烟囱中排出的废气像一条只有风无湍流，从烟囱中排出的

16、废气像一条只有风无湍流，从烟囱中排出的废气像一条“烟管烟管烟管烟管”一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少扩散。一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少扩散。一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少扩散。一样几乎保持着同样粗细，吹向下方，很少扩散。第18页，本讲稿共78页大气湍流是由一系列不规则的涡旋运动组成，这种涡旋大气湍流是由一系列不规则的涡旋运动组成，这种涡旋称为湍涡。根据涡旋的尺度可分为三类。称为湍涡。根据涡旋的尺度可分为三类。(a)小涡旋小涡旋(b)大涡旋大涡旋(c)复合尺度湍流复合尺度湍流（a）无湍流；（）无湍流；（b）小湍涡中的烟团；（）小湍涡中的烟团；（c）与湍涡尺寸）与湍涡尺寸接

17、近的烟团；（接近的烟团；（d）大湍涡中的烟团）大湍涡中的烟团第19页，本讲稿共78页小湍涡中的烟团小湍涡中的烟团大湍涡中的烟团大湍涡中的烟团与湍涡尺寸接近的烟团与湍涡尺寸接近的烟团第20页，本讲稿共78页第21页，本讲稿共78页第22页，本讲稿共78页第23页，本讲稿共78页风的垂直切变：风随高度变化的不连续现象。有时表现在风的垂直切变：风随高度变化的不连续现象。有时表现在风向上，有时表现在风速上，有时二者皆备。风向上，有时表现在风速上，有时二者皆备。湍流能否发生及其强度大小主要决定于湍流能否发生及其强度大小主要决定于风速大小风速大小风速大小风速大小、地面起伏状况地面起伏状况地面起伏状况地面起

18、伏状况和和近地面大气的热状况近地面大气的热状况近地面大气的热状况近地面大气的热状况。简言之，它与大气稳定度和风速垂直切变有关。简言之，它与大气稳定度和风速垂直切变有关。大大气越不稳定，越有利于湍流的发生；风速垂直切气越不稳定，越有利于湍流的发生；风速垂直切变越大，湍流越易发生。变越大，湍流越易发生。第24页，本讲稿共78页风风和和湍流湍流是决定污染物在大气是决定污染物在大气中扩散状况的最直接的因子，中扩散状况的最直接的因子，也是最本质的因子，是决定污也是最本质的因子，是决定污染物扩散快慢的决定性因素。染物扩散快慢的决定性因素。风速愈大，湍流愈强风速愈大，湍流愈强风速愈大，湍流愈强风速愈大，湍流

19、愈强，污染物扩散稀，污染物扩散稀，污染物扩散稀，污染物扩散稀释的速率就释的速率就释的速率就释的速率就愈快愈快愈快愈快。因此凡是有利于增大。因此凡是有利于增大。因此凡是有利于增大。因此凡是有利于增大风速、增强湍流的气象条件，都有利于风速、增强湍流的气象条件，都有利于风速、增强湍流的气象条件，都有利于风速、增强湍流的气象条件，都有利于污染物的稀释扩散，否则，将会使污染污染物的稀释扩散，否则，将会使污染污染物的稀释扩散，否则，将会使污染污染物的稀释扩散，否则，将会使污染加重。加重。加重。加重。第25页，本讲稿共78页思考题：思考题：决定污染物扩散快慢的决定性因素是决定污染物扩散快慢的决定性因素是什么

20、？为什么？什么？为什么？第26页，本讲稿共78页 3逆温逆温对流层大气的热量主要直接来自地面的长波对流层大气的热量主要直接来自地面的长波辐射，一般情况下，离地面越远，气温越低，辐射，一般情况下，离地面越远，气温越低，即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率为为0.65/100米。但在一定条件下，对流层的米。但在一定条件下，对流层的某一高度有时也会出现某一高度有时也会出现气温随高度增加而升气温随高度增加而升高的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。高的现象，这种气温逆转的现象就是逆温。第27页，本讲稿共78页逆温象一个盖子一样阻碍着气流的垂直运逆温象一个盖子一样阻

21、碍着气流的垂直运动，所以也叫阻挡层。由于污染空气积聚动，所以也叫阻挡层。由于污染空气积聚在它的下面，所以会造成严重的大气污染。在它的下面，所以会造成严重的大气污染。大气污染事件大多都发生在大气污染事件大多都发生在有逆温又静风有逆温又静风的条件下。的条件下。第28页，本讲稿共78页逆温是环境中很重要的大气现象，许多严逆温是环境中很重要的大气现象，许多严重的污染事件都与之有关。逆温现象经常重的污染事件都与之有关。逆温现象经常发生在较低气层中，这时气层稳定性强，发生在较低气层中，这时气层稳定性强，对于大气中垂直运动起阻碍作用，不利于对于大气中垂直运动起阻碍作用，不利于大气中污染物的扩散，导致排放的气

22、体污大气中污染物的扩散，导致排放的气体污染物累积并产生污染事故。染物累积并产生污染事故。第29页，本讲稿共78页F辐射逆温辐射逆温F下沉逆温下沉逆温F平流逆温平流逆温F锋面逆温锋面逆温F湍流逆温湍流逆温F地形逆温地形逆温根据根据逆温发生原因不同逆温发生原因不同，可将逆温分为：，可将逆温分为：第30页，本讲稿共78页（1）辐射逆温）辐射逆温由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温。一般发生在由于地面强烈的辐射冷却而形成的逆温。一般发生在晴空无云（或少云）晴空无云（或少云）晴空无云（或少云）晴空无云（或少云）的的夜晚夜晚夜晚夜晚，当，当风速较小风速较小风速较小风速较小（小于（小于3米米/s）时，地面的长

23、波辐射损失大量热量而使温度）时，地面的长波辐射损失大量热量而使温度迅速下降，贴近地面的空气由于地热传导作用从下面开始冷却，气温也随之下迅速下降，贴近地面的空气由于地热传导作用从下面开始冷却，气温也随之下降。越接近地面的空气降温越大，而远离地面的空气受地面辐射影响较小，损降。越接近地面的空气降温越大，而远离地面的空气受地面辐射影响较小，损失热量也较少，降温速度较慢，因而形成了失热量也较少，降温速度较慢，因而形成了自地面开始向上的逆温层自地面开始向上的逆温层自地面开始向上的逆温层自地面开始向上的逆温层，称作，称作辐射逆温辐射逆温辐射逆温辐射逆温。随着地面辐射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，随着地面辐

24、射冷却的加剧，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强黎明时达最强黎明时达最强黎明时达最强。一般一般日出后日出后日出后日出后，太阳辐射逐渐增强太阳辐射逐渐增强太阳辐射逐渐增强太阳辐射逐渐增强，地面很快增温地面很快增温地面很快增温地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失。，逆温便逐渐自下而上消失。辐射逆温有非常明显的日变化。辐射逆温有非常明显的日变化。地面白天加热，大气自下而上变暖；地面白天加热，大气自下而上变暖；地面夜间变冷，大气自下而上冷却地面夜间变冷，大气自下而上冷却第31页，本讲稿共78页图为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。图为辐射逆温在一昼夜间从生成到消失的过程。(a)是下午时递减温度层结；是

25、下午时递减温度层结；(b)是日落前是日落前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，黎明时达到最强温逐渐向上发展，黎明时达到最强(图图c)；日出后太阳辐射逐渐增强，地面逐渐；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增温，逆温便自下而上的逐渐消失增温，空气也随之自下而上增温，逆温便自下而上的逐渐消失(图图d)；大约在上；大约在上午午10点钟左右逆温层完全消失点钟左右逆温层完全消失(图图e)。辐射逆温的生消过程辐射逆温的生消过程第32页，本讲稿共78页辐射逆温在陆地上常年可见辐射逆温在陆地上常

26、年可见，但以，但以冬季最强冬季最强（夏夏季夜短，逆温层较薄，消失也快，冬季夜长，季夜短，逆温层较薄，消失也快，冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。逆温层较厚，消失较慢。）。）。在在中纬度中纬度地区，冬季的辐射逆温层厚度可达地区，冬季的辐射逆温层厚度可达200300米，有时可达米，有时可达400米左右。米左右。辐射逆温最常出现，故与大气污染的关系最为辐射逆温最常出现，故与大气污染的关系最为密切。密切。第33页，本讲稿共78页（2）下沉逆温）下沉逆温由于稳定气层整层空气下沉压由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆温称为下沉缩增温而形成的逆温称为下沉逆温，逆温，下沉逆温下沉逆温又称为又称为压缩压缩逆

27、温逆温。上层空气下沉落入高压气团内上层空气下沉落入高压气团内因受压而变热，使气温高于底因受压而变热，使气温高于底层的空气而出现随高度的增加层的空气而出现随高度的增加气温也增加的现象。气温也增加的现象。下沉逆温形成的有利天气条件下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或副热带高压是：极地冷高压或副热带高压控制下的晴好天气，高压中心控制下的晴好天气，高压中心附近有持久而强盛的下沉运动。附近有持久而强盛的下沉运动。下沉逆温的形成受气压影响下沉逆温的形成受气压影响较大而与昼夜没有关系，因较大而与昼夜没有关系，因此没有明显的日变化。此没有明显的日变化。第34页，本讲稿共78页下沉下沉逆温的逆温的形成可形

28、成可以下图以下图说明。说明。第35页，本讲稿共78页某高度有一层空气某高度有一层空气ABCD，其厚度为，其厚度为h。当它下沉时，由于。当它下沉时，由于周围大气对它的压力逐渐增大周围大气对它的压力逐渐增大周围大气对它的压力逐渐增大周围大气对它的压力逐渐增大，以及，以及由于水平扩散由于水平扩散由于水平扩散由于水平扩散使该气层使该气层变成变成ABCD，厚度减少为，厚度减少为h（hh）。）。由于顶部由于顶部CD下沉下沉到到CD的距离比底部的距离比底部AB下沉到下沉到AB的距离大，使气层顶部的距离大，使气层顶部的绝热增温比底部增温高。的绝热增温比底部增温高。如果气层下沉的距离很大，就可如果气层下沉的距离

29、很大，就可能出现能出现顶部气温比底部气温高顶部气温比底部气温高，从而形成，从而形成逆温层逆温层。第36页，本讲稿共78页下沉逆温下沉逆温下沉逆温下沉逆温多出现在多出现在高高高高压控制区压控制区压控制区压控制区，范围很广。，范围很广。厚度也很大，一般可厚度也很大，一般可达达数百米数百米数百米数百米。下沉气流下沉气流达到某一高达到某一高达到某一高达到某一高度就停止了度就停止了度就停止了度就停止了，所以下，所以下沉逆温沉逆温一般不从地面一般不从地面一般不从地面一般不从地面开始开始开始开始，而是，而是多发生在多发生在多发生在多发生在高空大气层高空大气层高空大气层高空大气层中（离地中（离地面面1km以上

30、高空），以上高空），对对高的排放源影响较高的排放源影响较高的排放源影响较高的排放源影响较大。大。大。大。第37页，本讲稿共78页（3）平流逆温）平流逆温 由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。由于暖空气流到冷地表面上而形成的逆温称为平流逆温。冬季，中纬度沿海地区海面上温度高，陆地上温度低，冬季，中纬度沿海地区海面上温度高，陆地上温度低，当海上的暖空气流到大陆上时，常常形成平流逆温。当海上的暖空气流到大陆上时，常常形成平流逆温。同样暖空气平流到低地、山谷、盆地内积聚的冷空气同样暖空气平

31、流到低地、山谷、盆地内积聚的冷空气上方时，也可以形成平流逆温。上方时，也可以形成平流逆温。第38页，本讲稿共78页（4）锋面逆温）锋面逆温当对流层中当对流层中冷、暖空气相遇时，暖空气因密冷、暖空气相遇时，暖空气因密度小就会爬到冷空气上面，形成一个倾斜的度小就会爬到冷空气上面，形成一个倾斜的过渡区，称之为锋面。在锋面上，如果冷空过渡区，称之为锋面。在锋面上，如果冷空气与暖空气的温度差较大，也会出现自下而气与暖空气的温度差较大，也会出现自下而上温度升高的现象，这种逆温称为锋面逆温。上温度升高的现象，这种逆温称为锋面逆温。第39页，本讲稿共78页（5）湍流逆温）湍流逆温低层空气低层空气在湍流混合过程

32、中上升在湍流混合过程中上升在湍流混合过程中上升在湍流混合过程中上升，在低层气流上升处比，在低层气流上升处比周围空气温度高而形成的逆温，称为湍流逆温，这种逆温层周围空气温度高而形成的逆温，称为湍流逆温，这种逆温层一般只有几十米。一般只有几十米。第40页，本讲稿共78页图中的图中的AB是气层在湍流混合前的气温分布，气温直减是气层在湍流混合前的气温分布，气温直减率率rrd；低层空气经湍流混合后，气层的温度将按干；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（绝热直减率变化，如（b）中的）中的CD。但在混合层以上，。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混合层与不

33、受湍流混合影响的上层空气之间出现了一个过渡层过渡层DE，即是逆温层。，即是逆温层。第41页，本讲稿共78页（6）地形逆温）地形逆温此外，局部地区的此外，局部地区的此外，局部地区的此外，局部地区的特殊地形特殊地形特殊地形特殊地形也会形成逆也会形成逆也会形成逆也会形成逆温，称为温，称为温，称为温，称为地形逆温地形逆温地形逆温地形逆温，例如盆地和谷地的逆，例如盆地和谷地的逆，例如盆地和谷地的逆，例如盆地和谷地的逆温。温。温。温。在这些地区，晚上密度较大的冷空气沿着在这些地区，晚上密度较大的冷空气沿着在这些地区，晚上密度较大的冷空气沿着在这些地区，晚上密度较大的冷空气沿着山坡流向山谷并聚集在山谷中，山

34、谷内空山坡流向山谷并聚集在山谷中，山谷内空山坡流向山谷并聚集在山谷中，山谷内空山坡流向山谷并聚集在山谷中，山谷内空气由于湍流作用和辐射较弱温度下降较慢，气由于湍流作用和辐射较弱温度下降较慢，气由于湍流作用和辐射较弱温度下降较慢，气由于湍流作用和辐射较弱温度下降较慢，从而被山坡流下的冷空气挤压、抬升，遂从而被山坡流下的冷空气挤压、抬升，遂从而被山坡流下的冷空气挤压、抬升，遂从而被山坡流下的冷空气挤压、抬升，遂出现上温下冷逆温现象。出现上温下冷逆温现象。出现上温下冷逆温现象。出现上温下冷逆温现象。这种地形逆温的状况有时能这种地形逆温的状况有时能这种地形逆温的状况有时能这种地形逆温的状况有时能保持一

35、整天而不消失，除非保持一整天而不消失，除非保持一整天而不消失，除非保持一整天而不消失，除非太阳光直射到山坡或者热风太阳光直射到山坡或者热风太阳光直射到山坡或者热风太阳光直射到山坡或者热风劲吹。因此，建设在山谷或劲吹。因此，建设在山谷或劲吹。因此，建设在山谷或劲吹。因此，建设在山谷或盆地的工业城市，由于排出盆地的工业城市，由于排出盆地的工业城市，由于排出盆地的工业城市，由于排出的污染物量较大、扩散效果的污染物量较大、扩散效果的污染物量较大、扩散效果的污染物量较大、扩散效果不好，因而很容易造成非常不好，因而很容易造成非常不好，因而很容易造成非常不好，因而很容易造成非常严重的空气污染。严重的空气污染

36、。严重的空气污染。严重的空气污染。第42页，本讲稿共78页实际上，大气中出现逆温时，可能是几实际上，大气中出现逆温时，可能是几种原因共同产生的结果，比较复杂，应种原因共同产生的结果，比较复杂，应作具体分析。作具体分析。第43页，本讲稿共78页4大气稳定度大气稳定度许许多多天天气气现现象象的的发发生生，都都和和大大气气稳稳定定度度有有密切的关系。密切的关系。大大气气稳稳定定度度系系指指整整层层空空气气的的稳稳定定程程度度，是是大大气气对对在在其其中中作作垂垂直直运运动动的的气气团团加加速速、遏遏制还是不影响其运动的一种热力学性质。制还是不影响其运动的一种热力学性质。第44页，本讲稿共78页首先从

37、一个熟悉的例子说明稳定度的概念。首先从一个熟悉的例子说明稳定度的概念。将一个球放在下将一个球放在下凹凹的地面上，它是稳定的，的地面上，它是稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它都会返回因为无论受到怎样的外力扰动，它都会返回原位置。原位置。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球第45页，本讲稿共78页将一个球放在上将一个球放在上凸凸的地面上，它是不稳定的地面上，它是不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它都的，因为无论受到怎样的外力扰动，它都会越来越快地远离原位置。会越来越快地远离原位置。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球第46页，本讲稿共78

38、页将一个球放在将一个球放在水平水平的地面上，它既不是稳的地面上，它既不是稳定的，也不是不稳定的，因为无论受到怎定的，也不是不稳定的，因为无论受到怎样的外力扰动，它自身产生的加速度始终样的外力扰动，它自身产生的加速度始终为为0 0。(1)(2)(3)处于不同平衡状态的小球处于不同平衡状态的小球第47页，本讲稿共78页假定有一块空气作向上或向下的垂直运动，假定有一块空气作向上或向下的垂直运动，在其上升或下降时，可能出现在其上升或下降时，可能出现稳定、不稳定稳定、不稳定和中性平衡和中性平衡3种状态。种状态。大气稳定度大气稳定度是表征大气中某一高度上的是表征大气中某一高度上的气团在气团在垂直方向上垂直

39、方向上的相对稳定的程度的相对稳定的程度的物理量。的物理量。第48页，本讲稿共78页&垂直运动的气团在外力消失后，又逐渐回到原来垂直运动的气团在外力消失后，又逐渐回到原来垂直运动的气团在外力消失后，又逐渐回到原来垂直运动的气团在外力消失后，又逐渐回到原来的位置，这种状况的的位置，这种状况的的位置，这种状况的的位置，这种状况的大气是稳定的大气是稳定的大气是稳定的大气是稳定的；&当外力消失后，气团仍继续上升，甚至加速前当外力消失后，气团仍继续上升，甚至加速前进，这种状况的进，这种状况的大气是不稳定的大气是不稳定的大气是不稳定的大气是不稳定的；&当外力消失后，气团不改变位置，既不上升也不当外力消失后，

40、气团不改变位置，既不上升也不当外力消失后，气团不改变位置，既不上升也不当外力消失后，气团不改变位置，既不上升也不下降。这种状况的下降。这种状况的下降。这种状况的下降。这种状况的大气是处于中性平衡状态大气是处于中性平衡状态大气是处于中性平衡状态大气是处于中性平衡状态。第49页，本讲稿共78页当当当当气气气气团团团团处处处处于于于于平平平平衡衡衡衡位位位位置置置置时时时时，即即即即具具具具有有有有与与与与四四四四周周周周大大大大气气气气相相相相同同同同的的的的气气气气压、温度和密度，这时压、温度和密度，这时压、温度和密度，这时压、温度和密度，这时气团不动气团不动气团不动气团不动。当当该该空空气气团

41、团受受到到外外力力作作用用，做做垂垂直直运运动动时时，只只要要它它本本身身的的干干干干绝绝绝绝热热热热递递递递减减减减率率率率（d d d d）与与与与周周周周围围围围空空空空气气气气的的的的气气气气温温温温垂垂垂垂直直直直递递递递减减减减率率率率 不不不不一一一一致致致致，那那那那么么么么它它它它到到到到达达达达一一一一新新新新的的的的高高高高度度度度时时时时其其其其温温温温度度度度与与与与周周周周围围围围空空空空气气气气的的的的温温温温度度度度就就就就不不不不相相相相等等等等，于于于于是是是是就就就就会会会会产产产产生生生生向向向向上上上上或或或或向向向向下下下下的的的的加加加加速速速速度

42、度度度。因因因因此此此此，大大大大气气气气是是是是否否否否稳稳稳稳定定定定取取取取决决决决于于于于 与与与与 d d的的对比关系。对比关系。第50页，本讲稿共78页气温垂直递减率气温垂直递减率（r)r)第51页，本讲稿共78页在正常的气象条件下（即标准大气状在正常的气象条件下（即标准大气状况下），近地层的气体温度总要比其况下），近地层的气体温度总要比其上层气体温度高。因此，对流层内，上层气体温度高。因此，对流层内，气温垂直变化的总趋势，是随高度的气温垂直变化的总趋势，是随高度的增加而逐渐降低。气温垂直变化的这增加而逐渐降低。气温垂直变化的这种情况，用气温垂直递减率（种情况，用气温垂直递减率（）

43、来表）来表示。示。第52页，本讲稿共78页气温垂直递减率的含义是：在垂直于地球气温垂直递减率的含义是：在垂直于地球表面方向上，高度每增加表面方向上，高度每增加100m的气温变的气温变化值。在正常的气象条件下，对流层内不化值。在正常的气象条件下，对流层内不同高度上的同高度上的值不同，其平均值约为值不同，其平均值约为0.65/100m。由于近地层实际大气的情况非常复杂，各由于近地层实际大气的情况非常复杂，各种气象条件都可影响到气温的垂直分布，种气象条件都可影响到气温的垂直分布，因此实际大气的气温垂直分布与标准大气因此实际大气的气温垂直分布与标准大气可以有很大的不同。可以有很大的不同。第53页，本讲

44、稿共78页总括起来有下述三种情况：总括起来有下述三种情况：（1）气温随高度的增加而降低，其温度垂直分布与标准大气相同，此时）气温随高度的增加而降低，其温度垂直分布与标准大气相同，此时0，这，这种情况一般出现在晴朗的白天，风速不大时种情况一般出现在晴朗的白天，风速不大时；（2 2）高度增加，气温保持不变，符合这样特点的气层称为等温层，此时）高度增加，气温保持不变，符合这样特点的气层称为等温层，此时=0=0，这种情况一般出现于多云天或阴天，风速比较大的情况下。白天，这种情况一般出现于多云天或阴天，风速比较大的情况下。白天，由于云层反射到达地面的太阳辐射减少，地面增温不厉害。夜间，又因云由于云层反射

45、到达地面的太阳辐射减少，地面增温不厉害。夜间，又因云的存在，大大加强了大气的逆辐射，有效辐射减弱，地面冷却不厉害，因的存在，大大加强了大气的逆辐射，有效辐射减弱，地面冷却不厉害，因此有云时，气温随高度变化不明显。风速较大时，气层上下交换激烈，空此有云时，气温随高度变化不明显。风速较大时，气层上下交换激烈，空气混合较好，也形成气温随高度变化不明显；气混合较好，也形成气温随高度变化不明显；（3）气温随高度的增加而增加，其温度垂直分布与标准大气的相反。这种现象称为）气温随高度的增加而增加，其温度垂直分布与标准大气的相反。这种现象称为温度逆增，简称逆温。出现逆温的气层叫逆温层。此时温度逆增，简称逆温。

46、出现逆温的气层叫逆温层。此时0，这种现象一般出现，这种现象一般出现在少云、无风的夜晚在少云、无风的夜晚。第54页，本讲稿共78页气团及其干绝热气团及其干绝热递减率递减率（rd)第55页，本讲稿共78页在物理上，把与外界没有热量交换的系统状态变在物理上，把与外界没有热量交换的系统状态变在物理上，把与外界没有热量交换的系统状态变在物理上，把与外界没有热量交换的系统状态变化称为绝热变化，状态变化所经历的过程称为绝热化称为绝热变化，状态变化所经历的过程称为绝热化称为绝热变化，状态变化所经历的过程称为绝热化称为绝热变化，状态变化所经历的过程称为绝热过程。在绝热过程中系统的状态变化及对外作功是过程。在绝热

47、过程中系统的状态变化及对外作功是过程。在绝热过程中系统的状态变化及对外作功是过程。在绝热过程中系统的状态变化及对外作功是靠靠靠靠系统的内能系统的内能系统的内能系统的内能变化来达到的。变化来达到的。变化来达到的。变化来达到的。大气中作垂直运动的空气团，因大气中作垂直运动的空气团，因大气中作垂直运动的空气团，因大气中作垂直运动的空气团，因向外膨胀或受外向外膨胀或受外向外膨胀或受外向外膨胀或受外界压力所引起的温度变化界压力所引起的温度变化界压力所引起的温度变化界压力所引起的温度变化，要比，要比，要比，要比和外界交换能量所和外界交换能量所和外界交换能量所和外界交换能量所起的温度变化大得多起的温度变化大

48、得多起的温度变化大得多起的温度变化大得多，因此被视为，因此被视为，因此被视为，因此被视为绝热变化绝热变化绝热变化绝热变化。第56页，本讲稿共78页rd干空气块或干空气块或未饱和的湿空气块未饱和的湿空气块在在绝热条件绝热条件下每升高单位高度（通常取单下每升高单位高度（通常取单下每升高单位高度（通常取单下每升高单位高度（通常取单位高度为位高度为位高度为位高度为100m）所造成的温度下降值。）所造成的温度下降值。对于做绝热运动的湿空气块，如对于做绝热运动的湿空气块，如果在绝热升降过程中未达到饱和果在绝热升降过程中未达到饱和状态，也就是未发生相变，则其状态，也就是未发生相变，则其气温直减率和干绝热气温

49、直减率气温直减率和干绝热气温直减率一样。一样。第57页，本讲稿共78页理论和实践都证明，理论和实践都证明，对一个干燥或未饱和的对一个干燥或未饱和的湿空气气团，在大气中绝热上升每湿空气气团，在大气中绝热上升每100m要要降温降温0.98，如果气团在大气中下降如果气团在大气中下降100m，气团升温，气团升温0.98，通常可近似取，通常可近似取1，而，而这个数值与周围温度无关。这个数值与周围温度无关。气团绝热每上升气团绝热每上升100m，气温下降，气温下降1称为气称为气温的干绝热递减率，用温的干绝热递减率，用rd（1/100m）表示。）表示。第58页，本讲稿共78页湿空气的绝热变化湿空气团作绝热升降

50、时情况较复杂，在升降过程中若无相变湿空气团作绝热升降时情况较复杂，在升降过程中若无相变化，其温度直减率和干绝热直减率一样，每升降化，其温度直减率和干绝热直减率一样，每升降100m，温，温度变化度变化1；若有相变化，每升高；若有相变化，每升高100m，温度变化小于，温度变化小于1。湿空气上升达到饱和状态并开始凝结的高度称为凝结。湿空气上升达到饱和状态并开始凝结的高度称为凝结高度，在凝结高度以下，其温度变化同干空气一样；在凝结高度，在凝结高度以下，其温度变化同干空气一样；在凝结高度以上，温度变化小于干空气的变化值，饱和空气每上升高度以上，温度变化小于干空气的变化值，饱和空气每上升（或下降）单位距离