第五章大气污染扩散 第一节大气结构与气象 有效地防止大气污染的途径,除了采用除尘及废气净化装置等各种工程技术手段外,还需充 分利用大气的湍流混合作用对污染物的扩散稀释能力,即大气的自净能力。污染物从污染源排放 到大气中的扩散过程及其危害程度,主要决定于气象因素,此外还与污染物的特征和排放特性, 以及排放区的地形地貌状况有关。下面简要介绍大气结构以及气象条件的一些基本概念。 大气的结构 气象学中的大气是指地球引力作用下包围地球的空气层,其最外层的界限难以确定。通常把 自地面至1200km左右范围内的空气层称做大气圈或大气层,而空气总质量的98.2%集中在距 离地球表面30km以下。超过1200km的范围,由于空气极其稀薄,一般视为宇宙空间。 自然状态的大气由多种气体的混合物、水蒸气和悬浮微粒组成。其中,纯净干空气中的氧气、 氮气和氩气三种主要成分的总和占空气体积的9997%,它们之间的比例从地面直到90km高空 基本不变,为大气的恒定的组分;二氧化碳由于燃料燃烧和动物的呼吸,陆地的含量比海上多, 臭氧主要集中在55~60km高空,水蒸气含量在4%以下,在极地或沙漠区的体积分数接近于零, 这些为大气的可变的组分:而来源于人类社会生产和火山爆发、森林火灾、海啸、地震等暂时性 的灾害排放的煤烟、粉尘、氯化氢、硫化氢、硫氧化物、氮氧化物、碳氧化物为大气的不定的组 分 大气的结构是指垂直(即竖直)方向上大气的密 度、温度及其组成的分布状况。根据大气温度在垂直 方向上的分布规律,可将大气划分为四层:对流层、70 平流层、中间层和暖层,如图5-1所示 间层 1.对流层 平流层顶 对流层是大气圈最靠近地面的一层,集中了大气430 平滴层10 质量的75%和几乎全部的水蒸气、微尘杂质。受太阳2o 辐射与大气环流的影响,对流层中空气的湍流运动和1十对道层顶 垂直方向混合比较强烈,主要的天气现象云雨风雪等010202024023 都发生在这一层,有可能形成污染物易于扩散的气象 条件,也可能生成对环境产生有危害的逆温气象条件。 图5-1大气层的垂直结构分布 因此,该层对大气污染物的扩散、输送和转化影响最大 大气对流层的厚度不恒定,随地球纬度增高而降低,且与季节的变化有关,赤道附近约为 15km,中纬度地区约为10~12km,两极地区约为8km;同一地区,夏季比冬季厚。一般情况下 对流层中的气温沿垂直高度自下而上递减,约每升高100m平均降低0.65℃。 从地面向上至1~1.5km高度范围内的对流层称为大气边界层,该层空气流动受地表影响
第五章 大气污染扩散 第一节大气结构与气象 有效地防止大气污染的途径，除了采用除尘及废气净化装置等各种工程技术手段外，还需充 分利用大气的湍流混合作用对污染物的扩散稀释能力，即大气的自净能力。污染物从污染源排放 到大气中的扩散过程及其危害程度，主要决定于气象因素，此外还与污染物的特征和排放特性， 以及排放区的地形地貌状况有关。下面简要介绍大气结构以及气象条件的一些基本概念。 一、大气的结构 气象学中的大气是指地球引力作用下包围地球的空气层，其最外层的界限难以确定。通常把 自地面至 1200 km 左右范围内的空气层称做大气圈或大气层，而空气总质量的 98．2％集中在距 离地球表面 30 km 以下。超过 1200 km 的范围，由于空气极其稀薄，一般视为宇宙空间。 自然状态的大气由多种气体的混合物、水蒸气和悬浮微粒组成。其中，纯净干空气中的氧气、 氮气和氩气三种主要成分的总和占空气体积的 99.97％，它们之间的比例从地面直到 90km 高空 基本不变，为大气的恒定的组分；二氧化碳由于燃料燃烧和动物的呼吸，陆地的含量比海上多， 臭氧主要集中在 55～60km 高空，水蒸气含量在 4％以下，在极地或沙漠区的体积分数接近于零， 这些为大气的可变的组分；而来源于人类社会生产和火山爆发、森林火灾、海啸、地震等暂时性 的灾害排放的煤烟、粉尘、氯化氢、硫化氢、硫氧化物、氮氧化物、碳氧化物为大气的不定的组 分。 大气的结构是指垂直（即竖直）方向上大气的密 度、温度及其组成的分布状况。根据大气温度在垂直 方向上的分布规律，可将大气划分为四层：对流层、 平流层、中间层和暖层，如图 5－1 所示。 1. 对流层 对流层是大气圈最靠近地面的一层，集中了大气 质量的 75％和几乎全部的水蒸气、微尘杂质。受太阳 辐射与大气环流的影响，对流层中空气的湍流运动和 垂直方向混合比较强烈，主要的天气现象云雨风雪等 都发生在这一层，有可能形成污染物易于扩散的气象 条件，也可能生成对环境产生有危害的逆温气象条件。 因此，该层对大气污染物的扩散、输送和转化影响最大。 大气对流层的厚度不恒定，随地球纬度增高而降低，且与季节的变化有关，赤道附近约为 15km,中纬度地区约为 10～12 km，两极地区约为 8km；同一地区，夏季比冬季厚。一般情况下， 对流层中的气温沿垂直高度自下而上递减，约每升高 100m 平均降低 0．65℃。 从地面向上至 1～1.5 km 高度范围内的对流层称为大气边界层，该层空气流动受地表影响
最大。由于气流受地面阻滞和摩擦作用的的影响,风速随髙度的增加而增大,因此又称为摩擦层 地表面冷热的变化使气温在昼夜之间有明显的差异,可相差十几乃至几十度。由于从地面到100m 左右的近地层在垂直方向上热量和动量的交换甚微,所以上下气温之差可达1~2℃。大气边界 层对人类生产和生活的影响最大,污染物的迁移扩散和稀释转化也主要在这一层进行。 边界层以上的气流受地面摩擦作用的影响越来越小,可以忽略不计,因此称为自由大气 2.平流层 平流层是指从对流层顶到离地高度约55km范围的大气层,该层和对流层包含了大气质量的 99.9%。平流层内空气稀薄,比较干燥,几乎没有水汽和尘埃。平流层的温度分布是:从对流 层顶到离地约22km的高度范围为同温层,气温几乎不随高度变化,约为-55℃。从22km继续向 上进入臭氧带,在这里太阳的紫外辐射被吸收,转化为热能,导致气温随高度增加而上升,到达 层顶时气温升高到一3℃左右。平流层内气温下低上高的分布规律,使得该层空气的竖直对流混 合微弱,大气基本处于平流运动。因此,该层大气的透明度较好,气流稳定,很少出现云雨及风 暴等天气现象。 平流层中的臭氧层是80~100km处的氧分子在太阳紫外辐射作用下光解为氧原子,再与其 它氧分子化合成臭氧而形成的,其化合作用主要在30~60km处。从对流层顶向上,臭氧浓度逐 渐增大,在22~25km处达最大值,往后逐渐减小,到平流层顶臭氧含量极其微小。因为40km 以上,在光化作用下,由氧化合为臭氧和由臭氧光解成氧的过程几乎保持平衡状态。在某种环流 作用下,臭氧被送到很少光解的高度以下积聚,集中在15~35km高度之间。通常将22~25km 处称为臭氧层。 3.中间层 中间层是指从平流层顶到高度80km左右范围内的大气层,其空气质量仅占大气质量的10。 该层内温度随高度的增加而下降,层顶的温度可降到-93℃左右。因此,空气的对流运动强烈, 垂直方向混合明显。 4.暖层 暖层为中层顶延伸到800km高空的大气层,该层的空气质量只有大气质量的10°。暖层在强 烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下,其气温随高度上升而迅速增高,暖层顶部温度可高达500~ 2000K,且昼夜温度变化很大。暖层的空气处于高度电离状态,因此存在着大量的离子和电子 故又称为电离层。 二、气象要素 气象条件是影响大气中污染物扩散的主要因素。历史上发生过的重大空气污染危害事件,都 是在不利于污染物扩散的气象条件下发生的。为了掌握污染物的扩散规律,以便采取有效措施防 治大气污染的形成,必须了解气象条件对大气扩散的影响,以及局部气象因素与地形地貌状况之 间的关系 在气象学中,气象要素是指用于描述的物理状态与现象的物理量,包括气压、气温、气湿、 云、风、能见度以及太阳辐射等。这些要素都能从观测直接获得,并随着时间经常变化,彼此之
最大。由于气流受地面阻滞和摩擦作用的的影响，风速随高度的增加而增大，因此又称为摩擦层。 地表面冷热的变化使气温在昼夜之间有明显的差异，可相差十几乃至几十度。由于从地面到 lOOm 左右的近地层在垂直方向上热量和动量的交换甚微，所以上下气温之差可达 1～2℃。大气边界 层对人类生产和生活的影响最大，污染物的迁移扩散和稀释转化也主要在这一层进行。 边界层以上的气流受地面摩擦作用的影响越来越小，可以忽略不计，因此称为自由大气。 2. 平流层 平流层是指从对流层顶到离地高度约 55 km 范围的大气层，该层和对流层包含了大气质量的 99.9 ％。平流层内空气稀薄，比较干燥，几乎没有水汽和尘埃。平流层的温度分布是：从对流 层顶到离地约 22km 的高度范围为同温层，气温几乎不随高度变化，约为－55℃。从 22km 继续向 上进入臭氧带，在这里太阳的紫外辐射被吸收，转化为热能，导致气温随高度增加而上升，到达 层顶时气温升高到－3℃左右。平流层内气温下低上高的分布规律，使得该层空气的竖直对流混 合微弱，大气基本处于平流运动。因此，该层大气的透明度较好，气流稳定，很少出现云雨及风 暴等天气现象。 平流层中的臭氧层是 80～100km 处的氧分子在太阳紫外辐射作用下光解为氧原子，再与其 它氧分子化合成臭氧而形成的，其化合作用主要在 30～60km 处。从对流层顶向上，臭氧浓度逐 渐增大，在 22～25km 处达最大值，往后逐渐减小，到平流层顶臭氧含量极其微小。因为 40km 以上，在光化作用下，由氧化合为臭氧和由臭氧光解成氧的过程几乎保持平衡状态。在某种环流 作用下，臭氧被送到很少光解的高度以下积聚，集中在 15～35km 高度之间。通常将 22～25km 处称为臭氧层。 3. 中间层 中间层是指从平流层顶到高度 80km 左右范围内的大气层，其空气质量仅占大气质量的 10－3 。 该层内温度随高度的增加而下降，层顶的温度可降到－93℃左右。因此，空气的对流运动强烈， 垂直方向混合明显。 4. 暖层 暖层为中层顶延伸到 800km 高空的大气层，该层的空气质量只有大气质量的 10－5 。暖层在强 烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下，其气温随高度上升而迅速增高，暖层顶部温度可高达 500～ 2000K，且昼夜温度变化很大。暖层的空气处于高度电离状态，因此存在着大量的离子和电子， 故又称为电离层。 二、气象要素 气象条件是影响大气中污染物扩散的主要因素。历史上发生过的重大空气污染危害事件，都 是在不利于污染物扩散的气象条件下发生的。为了掌握污染物的扩散规律，以便采取有效措施防 治大气污染的形成，必须了解气象条件对大气扩散的影响，以及局部气象因素与地形地貌状况之 间的关系。 在气象学中，气象要素是指用于描述的物理状态与现象的物理量，包括气压、气温、气湿、 云、风、能见度以及太阳辐射等。这些要素都能从观测直接获得，并随着时间经常变化，彼此之
间相互制约。不同的气象要素组合呈现不同的气象特征,因此对污染物在大气中的输送扩散产生 不同的影响。其中风和大气不规则的湍流运动是直接影响大气污染物扩散的气象特征,而气温的 垂直分布又制约着风场与湍流结构。下面介绍主要的气象要素: 1.气压 气压是指大气的压强,即单位面积上所承受的大气柱的重力。气压的单位为Pa,气象学中 常用毫巴(mbar)或百帕(hPa)表示。定义温度为273K时,位于纬度45°平均海平面上的气压值 为1013.25hPa,称为标准大气压。对于任一地区,气压的变化总是随着高度的增加而降低。空 气在静止状态下,可以用下式表示 dp=-pgdz 式中p-气压,Pa Z一大气的竖直高度,m p一大气密度,kg/m 2.气温 气温是指离地面1.5m高处的百叶箱内测量到的大气温度。气温的单位一般为℃,理论计算 中则用绝对温度K表示 3.气湿 气湿即为大气的湿度,用以表示空气中的水蒸气含量,气象学中常用绝对湿度、水蒸气分压 露点、相对湿度和比湿等量来表示。 绝对湿度就是单位体积湿空气中所含水蒸气质量,单位为g/m3,其数值为湿空气中水蒸气的 密度,表明了湿空气中实际的水蒸气含量。水蒸气分压是指湿空气温度下水蒸气的压力,它随空 气的湿度增加而增大。当空气温度不变时,空气中的水蒸气含量达到最大值时的分压力称为饱和 水蒸气压,此时的空气称为饱和空气,温度即称为露点。饱和水蒸气压随温度降低而下降,若降 低饱和空气的温度,则空气中的一部分水蒸气将凝结下来,即结露。相对湿度是湿空气中实际的 水蒸气含量与同温下最大可能含有的水蒸气含量的比值,也即实际的水蒸气分压与饱和水蒸气压 之比,表明了湿空气吸收水蒸气的能力及其潮湿程度。相对湿度愈小,空气愈干燥,反之则表示 空气潮湿。比湿是指单位质量干空气含有的水蒸气质量,单位是g/kg 云是指漂浮在大气中的微小水滴或冰晶构成的汇集物质。云吸收或反射太阳的辐射,反映了 气象要素的变化和大气运动的状况,其形成、数量、分布及演变也预示着天气的变化趋势,可用 云量和云高来描述。 云遮蔽天空的份额称为云量。我国规定将视野内的天空分为10等分,云遮蔽的成数即为云量。 例如:云密布的阴天时的云量为10:云遮蔽天空3成时云量为3:当碧空无云的晴天时,云量则 为0。而国外是把天空分为8等分来,仍按云遮蔽的成数来计算云量。 云底距地面的高度称为云高。按云高的不同范围分为:云底高度在2500m以下称为低 底高度在2500~5000m之间称为中云;而云底高度大于5000m之上称为高云
间相互制约。不同的气象要素组合呈现不同的气象特征，因此对污染物在大气中的输送扩散产生 不同的影响。其中风和大气不规则的湍流运动是直接影响大气污染物扩散的气象特征，而气温的 垂直分布又制约着风场与湍流结构。下面介绍主要的气象要素： 1. 气压 气压是指大气的压强，即单位面积上所承受的大气柱的重力。气压的单位为 Pa，气象学中 常用毫巴(mbar)或百帕（hPa）表示。定义温度为 273K 时，位于纬度 45o 平均海平面上的气压值 为 1013.25hPa，称为标准大气压。对于任一地区，气压的变化总是随着高度的增加而降低。空 气在静止状态下，可以用下式表示: dp = −ρgdZ (5－1) 式中 p—气压，Pa； Z—大气的竖直高度，m； ρ—大气密度，kg/m3 。 2. 气温 气温是指离地面 1.5 m 高处的百叶箱内测量到的大气温度。气温的单位一般为℃，理论计算 中则用绝对温度 K 表示。 3. 气湿 气湿即为大气的湿度，用以表示空气中的水蒸气含量，气象学中常用绝对湿度、水蒸气分压、 露点、相对湿度和比湿等量来表示。 绝对湿度就是单位体积湿空气中所含水蒸气质量，单位为 g/m 3 ，其数值为湿空气中水蒸气的 密度，表明了湿空气中实际的水蒸气含量。水蒸气分压是指湿空气温度下水蒸气的压力，它随空 气的湿度增加而增大。当空气温度不变时，空气中的水蒸气含量达到最大值时的分压力称为饱和 水蒸气压，此时的空气称为饱和空气，温度即称为露点。饱和水蒸气压随温度降低而下降，若降 低饱和空气的温度，则空气中的一部分水蒸气将凝结下来，即结露。相对湿度是湿空气中实际的 水蒸气含量与同温下最大可能含有的水蒸气含量的比值，也即实际的水蒸气分压与饱和水蒸气压 之比，表明了湿空气吸收水蒸气的能力及其潮湿程度。相对湿度愈小，空气愈干燥，反之则表示 空气潮湿。比湿是指单位质量干空气含有的水蒸气质量，单位是 g/kg。 4. 云 云是指漂浮在大气中的微小水滴或冰晶构成的汇集物质。云吸收或反射太阳的辐射，反映了 气象要素的变化和大气运动的状况，其形成、数量、分布及演变也预示着天气的变化趋势，可用 云量和云高来描述。 云遮蔽天空的份额称为云量。我国规定将视野内的天空分为 10 等分，云遮蔽的成数即为云量。 例如：云密布的阴天时的云量为 10；云遮蔽天空 3 成时云量为 3；当碧空无云的晴天时，云量则 为 0。而国外是把天空分为 8 等分来，仍按云遮蔽的成数来计算云量。 云底距地面的高度称为云高。按云高的不同范围分为：云底高度在 2500m 以下称为低云；云 底高度在 2500～5000m 之间称为中云；而云底高度大于 5000m 之上称为高云
5.能见度 能见度是指正常视力的人在当时的天气条件下,从水平方向中能够看到或辨认出目标物的最 大距离,单位是m或km。能见度的大小反映了大气混浊或透明的程度,一般分为十个级别,0 级的白日视程为最小,50m以下,9级的白日视程为最大,大于50km 6.风 风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向和风速描述。风向是指风的来向,通 常可用16个或8个方位表示,如西北风指风从西北方来。此外也可用角度表示,以北风为0°,8 个方位中相邻两方位的夹角为45°,正北与风向的反方向的顺时针方向夹角称为风向角,如东南 风的风向角为135°。 风速是指空气在单位时间内水平运动的距离。气象预报的风向和风速指的是距地面10m高处 在一定时间内观测到的平均风速。 在自由大气中,风受地面摩擦力的影响很小,一般可以忽略不计,风的运动处于水平的匀速 动。但在大气边界层中,空气运动受到地面摩擦力的影响,使风速随高度升高而增大。在离地 面几米以上的大气层中,平均风速与高度之间关系一般可以利用迪肯① bacon)的幂定律描述 l=t1(=/=1 式中u及u在高度Z及已知高度Z1处的平均风速,m/s n与大气稳定度有关的指数。在中性层结条件下,且地形开阔平坦只有少量地表覆盖物时, 空气的大规模运动形成风。地球两极和赤道之间大气的温差,陆地与海洋之间的温差以及陆 地上局部地貌不同之间的温差,从而对空气产生的热力作用,形成各种类型风,如海陆风、季风 山谷风、峡谷风等 当气压基本不变时,日出后由于地面吸收太阳的辐射,由底部气层开始的热涡流上升运动逐 渐增强,使大气上下混合强度增大,因此下层风速渐大,一般在午后达到最大值;而夜间在地面 的冷却作用下,湍流活动减弱直至停止,使下层风速减小,乃至静止。反之,高层大气的白天风 速最小,夜间风速最大 海陆风出现在沿海地区,是由于海陆接壤区域的地理差异产生的热力效应,形成以一天为周 期而变化的大气局部环流。在吸收相同热量的条件下,由于陆地的热容量小于海水,因此地表温 度的升降变化比海水快。白天,阳光照射下的陆地温升比海洋快,近地层陆地上空的气温高于海 面上空,空气密度小而上升,因此产生水平气压梯度,低层气压低于海上,于是下层空气从海面 上流向陆地,称为海风;而陆地高层空间的气压高于海上,气流由陆地流向海洋,从而在这一区 域形成空气的闭合环流。夜间,陆地温降又比海洋快,近地气层的气温低于海面上的气温,形成 了高于海面上的气压,于是下层空气从陆地流向海上,称 为陆风,并与高空的逆向气流形成闭合环流。海陆风的流 动示意图如图5-2所示。 冷 海陆风的影响区域有限。海风高约1000m,一般深入 到陆地20~40km处,最大风力为5~6级:陆风高约100 (b)陆风 图5-2海陆风示意图
5. 能见度 能见度是指正常视力的人在当时的天气条件下，从水平方向中能够看到或辨认出目标物的最 大距离，单位是 m 或 km。能见度的大小反映了大气混浊或透明的程度，一般分为十个级别，0 级的白日视程为最小，50m 以下，9 级的白日视程为最大，大于 50km。 6. 风 风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向和风速描述。风向是指风的来向，通 常可用 16 个或 8 个方位表示，如西北风指风从西北方来。此外也可用角度表示，以北风为 0 o ，8 个方位中相邻两方位的夹角为 45o ，正北与风向的反方向的顺时针方向夹角称为风向角，如东南 风的风向角为 135o 。 风速是指空气在单位时间内水平运动的距离。气象预报的风向和风速指的是距地面 10m 高处 在一定时间内观测到的平均风速。 在自由大气中，风受地面摩擦力的影响很小，一般可以忽略不计，风的运动处于水平的匀速 运动。但在大气边界层中，空气运动受到地面摩擦力的影响，使风速随高度升高而增大。在离地 面几米以上的大气层中，平均风速与高度之间关系一般可以利用迪肯(Deacon)的幂定律描述： 1 1 ( / ) n u u = z z （5－2） 式中 u 及 u1—在高度 Z 及已知高度 Z1处的平均风速，m/s； n—与大气稳定度有关的指数。在中性层结条件下，且地形开阔平坦只有少量地表覆盖物时， n＝1/7。 空气的大规模运动形成风。地球两极和赤道之间大气的温差，陆地与海洋之间的温差以及陆 地上局部地貌不同之间的温差，从而对空气产生的热力作用，形成各种类型风，如海陆风、季风、 山谷风、峡谷风等。 当气压基本不变时，日出后由于地面吸收太阳的辐射，由底部气层开始的热涡流上升运动逐 渐增强，使大气上下混合强度增大，因此下层风速渐大，一般在午后达到最大值；而夜间在地面 的冷却作用下，湍流活动减弱直至停止，使下层风速减小，乃至静止。反之，高层大气的白天风 速最小，夜间风速最大。 海陆风出现在沿海地区，是由于海陆接壤区域的地理差异产生的热力效应，形成以一天为周 期而变化的大气局部环流。在吸收相同热量的条件下，由于陆地的热容量小于海水，因此地表温 度的升降变化比海水快。白天，阳光照射下的陆地温升比海洋快，近地层陆地上空的气温高于海 面上空，空气密度小而上升，因此产生水平气压梯度，低层气压低于海上，于是下层空气从海面 上流向陆地，称为海风；而陆地高层空间的气压高于海上，气流由陆地流向海洋，从而在这一区 域形成空气的闭合环流。夜间，陆地温降又比海洋快，近地气层的气温低于海面上的气温，形成 了高于海面上的气压，于是下层空气从陆地流向海上，称 为陆风，并与高空的逆向气流形成闭合环流。海陆风的流 动示意图如图 5-2 所示。 海陆风的影响区域有限。海风高约 1000m，一般深入 到陆地 20～40km 处，最大风力为 5～6 级；陆风高约 100～
300m,延伸到海上8~10km处,风力不过3级。在内陆的江河湖泊岸边,也会出现类似的环流, 但强度和活动范围均较小。 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应,形成以一年四季为周期而变化的大 气环流,但影响的范围比海陆风大得多。夏季,大陆上空的气温高于海洋上空,形成低层空气从 海洋流向大陆,而高层大气相反流动,于是构成了夏季的季风环流,类似于白天海风环流的循环 冬季,大陆上空的气温低于海洋上空,形成低层空气从大陆流向海洋,高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流,类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧,夏季大陆 盛行东南风,西南地区吹西南风;冬季大陆盛行西北风,西 南地区吹东北风。 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 种局地风,也是以一天为周期循环变化。白天,山坡吸受 较强的太阳辐射,气温增高,因空气密度小而上升,形成空 (a)谷风 气从谷底沿山坡向上流动,称为谷风:同时在高空产生由山 图5-3山风和谷风示意图 坡指向山谷的水平气压梯度,从而产生谷底上空的下降气流,形成空气的热力循环。夜间,山坡 的冷却速度快,气温比同高度的谷底上空低,空气密度大,使得空气沿山坡向谷底流动,形成山 风,同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图5-3所示 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时,因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1.气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率,简称气温直减率,可用参数y (5-3) 式中,负号表示气温随高度而降低。 2.大气的温度层结 气温随垂直高度的分布规律称为温度层结,因此坐标图上气温变化曲线也称为温度层结曲 线。温度层结反映了沿高度的大气状况是否稳定,其直接影响空气的运动,以及污染物质的扩散 过程和浓度分布 图5-4所示为温度层结曲线的三种基本类型 (1)递减层结。气温沿高度增加而降低,即γ0,如曲线1所示。 递减层结属于正常分布,一般出现在晴朗的白天,风力较小的天气。地 面由于吸收太阳辐射温度升高,使近地空气也得以加热,形成气温沿高 度逐渐递减。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢,空气团处于加图5-4温度层结示意图 速上升运动,大气为不稳定状态
300m，延伸到海上 8～lOkm 处，风力不过 3 级。在内陆的江河湖泊岸边，也会出现类似的环流， 但强度和活动范围均较小。 季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应，形成以一年四季为周期而变化的大 气环流，但影响的范围比海陆风大得多。夏季，大陆上空的气温高于海洋上空，形成低层空气从 海洋流向大陆，而高层大气相反流动，于是构成了夏季的季风环流，类似于白天海风环流的循环。 冬季，大陆上空的气温低于海洋上空，形成低层空气从大陆流向海洋，高层大气由海洋流向大陆 的冬季的季风环流，类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧，夏季大陆 盛行东南风，西南地区吹西南风；冬季大陆盛行西北风，西 南地区吹东北风。 山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外 一种局地风，也是以一天为周期循环变化。白天，山坡吸受 较强的太阳辐射，气温增高，因空气密度小而上升，形成空 气从谷底沿山坡向上流动，称为谷风；同时在高空产生由山 坡指向山谷的水平气压梯度，从而产生谷底上空的下降气流，形成空气的热力循环。夜间，山坡 的冷却速度快，气温比同高度的谷底上空低，空气密度大，使得空气沿山坡向谷底流动，形成山 风，同时构成与白天反向的热力环流。山谷风的流动示意图如图 5－3 所示。 峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时，因气流加速而形成的顺 峡谷流动的强风。 三、大气温度的垂直分布 1. 气温直减率 实际大气的气温沿垂直高度的变化率称为气温垂直递减率，简称气温直减率，可用参数 γ 表示： T Z γ ∂ = − ∂ （5－3） 式中，负号表示气温随高度而降低。 2. 大气的温度层结 气温随垂直高度的分布规律称为温度层结，因此坐标图上气温变化曲线也称为温度层结曲 线。温度层结反映了沿高度的大气状况是否稳定，其直接影响空气的运动，以及污染物质的扩散 过程和浓度分布。 图 5－4 所示为温度层结曲线的三种基本类型： （1）递减层结。气温沿高度增加而降低，即 γ>O，如曲线 1 所示。 递减层结属于正常分布，一般出现在晴朗的白天，风力较小的天气。地 面由于吸收太阳辐射温度升高，使近地空气也得以加热，形成气温沿高 度逐渐递减。此时上升空气团的降温速度比周围气温慢，空气团处于加 速上升运动，大气为不稳定状态