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大气污染控制工程 教学课件 ppt 作者 董志权 15.1-2

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    • 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.

      2、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) 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

      3、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

      4、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),19,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(Poisso

      5、n)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

      6、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)、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),

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