第3章大气污染的气象过程课件.ppt

第三章 大气污染的气象过程 《大气环境学》 目录 1 大气边界层的特征 2 大气湍流扩散的理论基础 3 大气污染物浓度分布的扩散模式 4 复杂地形上的大气污染 5 城市和区域大气污染扩散 1 大气边界层特征 名词解释： 湍流切应力：湍流切应力是与湍流动量输送相伴随的表现应力，是由湍流强度涨落引起的。以u’，v’，w’分别表示直角坐标三个方向的湍流速度，各湍流速度分量乘积的平均值再乘上空气密度ρ就是对应方向的湍流动量通量。 气压梯度力：由于气压分布不均匀而作用于单位质量空气上的力, 其方向由高压指向低压。 科氏力（地转偏向力）：由于地球自转运动而作用于地球上运动质点的偏向力。 1.1 低层大气的温度与大气稳定度 近地层大气中温度随高度分布规律受下垫面影响极大 一般说来，太阳辐射愈强、云量愈少、风速愈小、土壤导热性愈差则气温的垂直变化愈大。 压力变化导致的温度变化 大气的绝热过程： 干绝热直减率： 干气团绝热上升或下降单位高度(通常100 m)的温度变化量称为干绝热直减率，用 γd 表示，单位K/100m。 大气稳定度 定义：大气在垂直方向上稳定的程度； （反映其是否容易对流） 定性描述： 气温的垂直分布——温度层结 位温 干空气团绝热升高或降低到标准气压(1000hPa)处的温度称为位温，用 θ 表示，单位K。 绝热运动时，位温只取决于初始状态的温度和压力，因此有：空气团作绝热运动，位温不变。 大气的垂直稳定度可用位温梯度来表示 逆温 逆温不利于扩散 辐射： 逆温 辐射逆温的生消过程 逆温 2.下沉逆温 （多在高空大气中，高压控制区内） 逆温 3.平流逆温 暖空气平流到冷地面上而下部降温而形成 逆温 5.锋面逆温 1.2 风的垂直分布 近地层风速廓线模式 大气边界层风的分布 Ekman螺旋线（北半球下视，地偏力指向运动右方，故顺时针；南半球则相反） 高度增高，风速增大，方向逐渐接近地转风。 近地层风速廓线模式 1.3 大气湍流 1.3.1 湍流与雷诺数 大气湍流的形成和发展取决于两种因素： 机械湍流——垂直方向风速分布不均匀及地面粗糙度 热力湍流——温度垂直分布不均（不稳定） 在气温垂直分布呈强递减时，热力因子起主要作用，在中性层结情况下，动力因子起主要作用。 湍流扩散比分子扩散快105~106倍。 雷诺数： U——平均流动速度 L——流动特征长度 v——运动学粘滞系数 雷诺数： ReRe*(1000~2320)——层流 ReRe**(12000~13800)——湍流 Re*ReRe**——即可以是层流也可以湍流 1.3.2 查理孙数 大气湍流运动的强弱取决于平均动能转变为湍能的速率以及湍能消耗的速率。 以湍能消耗率和湍能补充率的比值定义一个无因此参量Rf称为通量查理孙数： 定义查理孙数（Ri）为： 临界查理孙数(KMz/KHz)： 当湍能消耗率大于湍能补充率，即Ri＞KMz/KHz时，湍能将减弱； 当湍能消耗率小于湍能补充率，即Ri＜KMz/KHz时，湍能将增强； 当湍能消耗率等于湍能补充率，即Ri=KMz/KHz时，湍流将维持原状； 1.3.3 低层大气的湍流特征 高频湍流主要是由动力作用引起的； 低频部分，层结越不稳定，谱密度越大，说明热力作用只对较大尺度的湍流有影响； 不稳定层结下要比稳定层结下，某一频段所含的总能量大； 小湍涡具有各项同性的性质。 湍强：风速标准差σ与平均风速u之比 垂直湍强： 中性层结：垂直风速标准差σw与平均风速成正比，即垂直湍强不随风速而变。粗糙度z0越大，σw越大，与高度无关。 不稳定层结：垂直风速标准差σw与高度的1/3次方成正比 横向湍强： 在中性和不稳定层结下σA与平均风速u成正比，但不稳定时σA比中性时大3倍左右。 稳定时，σA随风速加大略有减小，横向湍强向上减小 纵向湍强： 不随风速变化，随稳定度有变化，但不如σv激烈。 在中性和稳定条件下，σu随高度不变，故而纵向湍强随高度减小。 2 大气湍流扩散的理论处理 欧拉方法：相对固定坐标系描述污染物的输送和扩散。 拉格朗日方法：跟随流体移动的粒子描述污染物的浓度及其变化。 2.1 湍流扩散的梯度输送理论 基本假定： 比拟分子扩散过程 湍流引起的动量通量与局地的平均风速梯度成正比 基本原理：湍流半经验理论 基本参数：湍流交换系数K 气象资料：风速及K的垂直廓线 主要限制条件：小尺度湍涡作用 基本使用范围：σz地面源 2.2 湍流扩散的统计理论 泰勒公式 基本原理： 湍流脉动速度统计特征量与扩散系数之间的关系 基本参数： 风速的脉动速度均方差拉格朗日自相关系数 气象资料：湍流能谱 主要限制条件：均匀湍流 基本使用范围：σy、σz