《大气污染控制工程 教学课件 ppt 作者 董志权 15.1-2》由会员分享，可在线阅读，更多相关《大气污染控制工程 教学课件 ppt 作者 董志权 15.1-2（39页珍藏版）》请在金锄头文库上搜索。
1、第15章 大气污染的稀释扩散控制,15.1主要气象要素,1气温 天气预报中：1.5m高、百叶箱内气温。,2气压 单位：mb（毫巴） 大气的压强 1atm101326Pa1013.26mb=760mmHg 静力学方程: 在静止大气中，任一点的气压值等于该点单位面积上的大气柱重量。高度增加，气柱变短，气压降低。设想一个单位截面积的垂直大气柱，在z高度上的气压为P，（z+dz）高度上的气压为（P-dP），则由z上升到（z+dz）处，气压下降的数值-dP应等于dz这段气柱的重量gdz，即 dP=-gdz,3气湿 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湿度的百分比 含
2、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,例151 某地地面测得气压为1010hPa，探空仪器在某高度上测得的气压为645hPa，求此时探空仪所在的高度。 解 对式(151 )积分得 z=z0-（P-P0）/g 已知 p=645hPa ，p0=1010hPa ，z0=0 ，将=1.293 kg/m3近似看作常数，g=9.81m/s2 ,代入上式得 z=0-(645-1010)100/1.2939.81=2877.6 (m),4风向和风速 水平方向的空气运动叫做风（垂直方向升降气流） 风的来向叫风向（16个方位圆周等分
3、） 风速：单位时间内空气在水平方向上运动距离（2或10min平均） (km/h) F风力级（012级）,4风向和风速 通常所说的风向、风速都是指安装于距地面1012m高度上的测风仪所观测到的一定时间内的平均值。,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） 云高:云底距地面底高度 低云（2000m以下） 中云（2000-6000m） 高云（6000m以上） 云状:卷云（线）,积云（块）,层云（面),雨层云(无定形）,云,高云（6000m以上）,中云（2000-6000m）,低云（2000米以下）,云量,云量指云遮蔽天空的成数。我国将天
4、空分为十等份，云遮蔽了几份，云量就是几。例如碧空无云，云量为零；阴天云量为十。国外将天空分为八等份，云遮蔽了几份， 云量就是几。因此，国外云量1.25=我国云量。 我国气象台（站）按总云量和低云量进行观察记录。总云量是指所有被云遮蔽的天空的成数而不论云的高度和层次；低云量仅指低云遮蔽天空的成数。 云量的记录：一般将总云量和低云量以分数的形式观测记录，总云量作分子，低云量作分母，如10/7，5/5，7/2等。任何时候低云量不得大于总云量。,6能见度 正常视力的人，在天空背景下能看清的水平距离 级别（09级，相应距离为5050000米）,大气热力过程,一、地球上的能量源泉是：,太阳辐射,一低层大气
5、的增热与冷却是太阳、地面、和大气之间进行热交换的结果。,（A为紫外区，B为可见光区，C为红外区；主要集中在可见光区和红外区）,（太阳温度高，辐射中最强部分为可见光部分，波长短，主要是短波辐射；而地球表面温度低，辐射以长波为主。）,二、大气对太阳辐射的作用 1、大气对太阳辐射的吸收作用,地 面,对流层,（大气对太阳辐射中能量最强的可见光吸收得很少，大部分 可见光能够透过大气到地面）,（选择特性）,高层大气,平流层,臭氧大量吸收紫外线,二氧化碳、水汽吸收红外线,2019/5/25,15,2、大气对太阳辐射的反射作用：,参与 的大气成分：,特点：,3、大气对太阳辐射的散射作用：,参与的大气成分：,云
6、层、尘埃,无选择性,空气分子和微小尘埃,特点：,具有选择性,2019/5/25,Lecture 5 Syntax (1),16,大气削弱作用与纬度,大气上界,地 球,17,2019/5/25,臭氧（平流层） 水汽、二氧化碳（对流层）,紫外线,红外线,云层、尘埃,各种波长同 样被反射,无选择性，反 射光呈白色,空气分子、 微小尘埃,蓝色光最易被散射,向四面八方散射 ，有选择性,吸收强烈，有选 择性，大部分可 见光可穿透,三、大气保温作用的形成,选择吸收,太阳辐射吸收,透过大气到达地面。,地面辐射吸收,大气逆辐射,补偿了地面辐射损失,2019/5/25,Lecture 5 Syntax (1),1
7、9,大气对地面的保温作用,地面增温,大气吸收,“太阳暖大地”,“大气还大地”,“大地暖大气”,通过以上的学习，你学到了什么？,大气的热力作用对地球生态系统的重要性：,1、大气的热力作用，减少了气温日较差 2、大气的保温效应，形成了适宜生命的温度条件,仅从大气的热力作用，说明为什么地球表面温度的昼夜变化不像月球那样明显？,1,15.2.2 气温的绝热变化,15.2.2.1绝热过程与泊松（Poisson）方程 绝热：无热交换（大气绝热过程，系统与周围环境无热交换），大气的垂直运动视为绝热过程； 非绝热：有热交换，大气的水平运动视为非绝热过程,定量推导,热力学第一定律 对于大气的绝热过程，dq0，所
8、以 将上式从空气块的初态(T0，P0)到终态（T，P）积分，得,泊松方程，它描述了气块在绝热升降过程中，气块初态（T0, P0）与终态（T，P）之间的关系。它表明，在绝热过程中，系统的温度变化由外界压力变化而引起。,(154),15.2.2.2 干绝热递减率与气温垂直递减率 干空气块或升降过程中未发生水蒸汽相变的湿空气块绝热升降100m时，温度降升的数值称为干绝热递减率，以d表示，即 将方程（154）应用于气块，可得 将式（151）和气体状态方程P=RT应用于气块，并将它们代入上式，得,注意：,d和是不相同的： d表示干空气块或未发生水汽相变的湿空气块上升或下降100m时，其温度降低或升高的数
9、值，该数值近似等于0.98K； 则表示气块周围的大气环境垂直高度变化100m时，气温变化的数值。 在不同的大气条件下，的数值可大可小，可正可负，变化很大。如气温随高度增加而下降，为正；反之为负。,气温的垂直分布（温度层结）,15.2.2.3 位温 为了比较不同高度上两气块的热状态，单纯比较它们的温度是不行的，因为气压对热状态也有影响，只有将两气块沿干绝热过程订正到一个相同的气压后才能比较。我们把气块由其最初的压力P0沿干绝热过程订正到1000hPa的标准压力时所具有的温度称作位温，以表示。由式(155)得,15.2.3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
10、性描述：,外力使气块上升或下降。,不稳定条件下有利于扩散,定量判断,气块： 环境：,（单位体积块）加速度 ，将 代入上式得：,则有 可见，(-d)的符号决定气块加速度a与其位移Z的方向是否一致，也就决定大气是否稳定。若Zo，则有三种情况：,图15-3(a)所示 ,d ,气块上升(下降)后，气块温度将高于(低于)周围大气的温度，它比周围空气轻（重），气块将继续上升(下降)，所以是不稳定的。相反，在图15-3（b）中 ,d，气块的升降都将受到阻碍，所以是稳定的。,图 153 气块在不同层结中的稳定性,大气稳定度还可用位温梯度进行判别。对式(159)两边取对数，再对高度z求偏导数，并代入式（151）
11、、P=RT、和dg/Cp 等关系，则得,即d时，气层为中性,即d时，气层稳定；,即d时，气层不稳定；,15.2.4逆温,通常情况下，大气温度随高度上升而下降，但有些时候，也会出现气温随高度上升而升高的现象，该现象称为逆温。 具有逆温层的大气层是强稳定的大气层。某一高度上的逆温层象一个盖子一样阻挡着它下面污染物的扩散，因而可能造成严重污染。 按逆温层的高度可分为接地逆温和不接地（上层）逆温两种，按其产生过程又可分为如下几种：,辐射逆温的生消过程,辐射逆温： 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,2.下沉逆温 （多在高空大气中，高压控制压内）,3.平流逆温 暖空气平流到冷地面上而下部降温而形成。当冬季中纬度沿海地区海上暖气流流到大陆上，以及暖空气流到低地、盆地内积聚的冷空气上面时，也可形成平流逆温。,4.湍流逆温 原来是AB，湍流混合使AF段变为CD，于是出现DE段的逆温。,F,5.锋面逆温,15.2.5大气稳定度 和烟流的关系,波浪型（不稳） 锥型（中性or弱稳） 扇型（逆温） 屋脊型 （下稳，上不稳） 熏烟型 （上逆、下不稳）,
