1、第三章第三章 大氣污染氣象學大氣污染氣象學Meteorology for Air Pollution源源受體受體大氣擴散大氣擴散酸雨越境轉移（韓國、朝鮮酸雨越境轉移（韓國、朝鮮） 大氣科學大氣科學 大氣物理、化學大氣物理、化學大氣氣象學大氣氣象學 污染氣象學污染氣象學 氣象條件對污物的稀釋、擴散作用氣象條件對污物的稀釋、擴散作用污染物對氣象的影響污染物對氣象的影響 目的目的 ：因為污染物從排放到對人體和生態環因為污染物從排放到對人體和生態環境產生切實的影響，中間經歷了復雜的大氣境產生切實的影響，中間經歷了復雜的大氣過程：過程：遷移、擴散、沉降、化學反應等遷移、擴散、沉降、化學反應等，它，它們與

2、排放源本身的特性、氣象條件、地面特們與排放源本身的特性、氣象條件、地面特征和周圍地區建筑物分布等因素有關，特別征和周圍地區建筑物分布等因素有關，特別是與氣象條件，如是與氣象條件，如風向、風速、大氣湍流運風向、風速、大氣湍流運動、氣溫垂直分布及大氣穩定動、氣溫垂直分布及大氣穩定度等關系密切。度等關系密切。本章主要對大氣污染氣象學的基本知識作一本章主要對大氣污染氣象學的基本知識作一扼要介紹。扼要介紹。第三章第三章 大氣污染氣象學大氣污染氣象學n3.1 3.1 大氣圈結構及氣象要素大氣圈結構及氣象要素n3.2 3.2 大氣的熱力過程大氣的熱力過程n3.3 3.3 大氣的運動和風大氣的運動和風3.1

3、3.1 大氣圈結構及氣象要素大氣圈結構及氣象要素3.1.1 3.1.1 大氣圈垂直結構大氣圈垂直結構3.1.2 3.1.2 氣象要素氣象要素3.1.1 3.1.1 大氣圈垂直結構大氣圈垂直結構 大氣圈大氣圈大氣污染氣象學和大氣物理學中，指從大氣污染氣象學和大氣物理學中，指從 地面到地面到120012001400km1400km的大氣。的大氣。 大氣圈的垂直結構大氣圈的垂直結構氣象要素的垂直分布情氣象要素的垂直分布情 況，如氣溫、氣壓、大況，如氣溫、氣壓、大 氣密度和大氣成分等。氣密度和大氣成分等。本節主要介紹氣溫的垂直分布。本節主要介紹氣溫的垂直分布。大大氣氣圈圈的的垂垂直直結結構構臭氧 吸收

4、300平流層頂（+ ）（- ）平流層對流層對流層頂散逸層（+ ）（- ）（+ ）熱成層電離層中間層中間層頂200250絕對溫度（K ）50030007080506020409030040020010001030高 度 （ km ）高度（k m ）高度(km)一、一、大氣圈垂直結構大氣圈垂直結構每升高每升高100m，氣溫降低氣溫降低0.65 N2O2ArCO2NeHeKrH2XeO O3 3越往上氧、氦等氣體的原子態越多越往上氧、氦等氣體的原子態越多紫外線的強烈照紫外線的強烈照射，射，N2和和O2產生產生不同程度的離解不同程度的離解氣溫很高，空氣稀薄，氣溫很高，空氣稀薄，空氣離子的運動速度空氣離

5、子的運動速度很高，可以擺脫地球很高，可以擺脫地球引力散逸到太空中引力散逸到太空中又叫電離層又叫電離層HH，TT空氣處于電離狀態，空氣處于電離狀態，存在大量的離子和電存在大量的離子和電子子HH，TT，有強烈的對，有強烈的對流運動，垂直混合明顯流運動，垂直混合明顯（1 1）從對流層頂到）從對流層頂到353540km40km左右的一層，氣溫左右的一層，氣溫不隨高度變化不隨高度變化, ,約為約為- -5555；從這；從這( (同溫同溫) )到平到平流層頂，流層頂，HTHT（2 2）幾乎沒有空氣對流）幾乎沒有空氣對流運動，空氣垂直混合微運動，空氣垂直混合微弱弱（1 1）集中了大氣質量的）集中了大氣質量的

6、3/43/4和幾乎全部水汽和幾乎全部水汽（2 2）HTHT，T/100m=0.65T/100m=0.65（3 3）強烈的對流運動，下墊層受熱不均）強烈的對流運動，下墊層受熱不均（4 4）溫度和濕度分布不均）溫度和濕度分布不均是直接影響污染物的傳輸、擴散和轉化的一層是直接影響污染物的傳輸、擴散和轉化的一層3.1.2 3.1.2 氣象要素氣象要素 氣象要素氣象要素表示大氣狀態的物理量和表示大氣狀態的物理量和 物理現象。物理現象。 氣氣象象要要素素 氣溫氣溫：指距地面，：指距地面，1.5m1.5m高處在百頁箱中觀高處在百頁箱中觀 測到的空氣溫度。測到的空氣溫度。 氣壓氣壓：大氣的壓強：大氣的壓強 氣

7、濕氣濕：空氣的濕度反應大氣中水汽含量：空氣的濕度反應大氣中水汽含量 的多少和空氣的潮濕度，表示方的多少和空氣的潮濕度，表示方 法：絕對法：絕對, ,相對相對 風向和風速風向和風速：u3.02Fu3.02F3/23/2(Km/s)(Km/s)， F F代表風力等級（代表風力等級（0 01212級）級） 云云：大氣中的水汽凝結現象。我國云：大氣中的水汽凝結現象。我國云 量分量分1010級，國外分級，國外分8 8級級 能見度能見度：單位用：單位用m m或或kmkm表示表示, ,其大小反其大小反 映大氣透明或混濁程度映大氣透明或混濁程度風向的風向的1616個方位個方位風向標 云云高云（高云（5000m

8、以上）以上）低云（低云（2500米以下）米以下）中云（中云（2500-5000m）第三章第三章 大氣污染氣象學大氣污染氣象學3.1 3.1 大氣圈結構及氣象要素大氣圈結構及氣象要素n3.2 3.2 大氣的熱力過程大氣的熱力過程3.3 3.3 大氣的運動和風大氣的運動和風3.2 3.2 大氣的熱力過程大氣的熱力過程3.2.1 3.2.1 太陽、大氣和地面的熱交換太陽、大氣和地面的熱交換 首先，太陽首先，太陽短波短波輻射加熱了地球表面；輻射加熱了地球表面； 其次，地面其次，地面長波長波輻射加熱了大氣。輻射加熱了大氣。近地層大氣溫度隨地表溫度的升高而升高近地層大氣溫度隨地表溫度的升高而升高（自下而上

9、被加熱）（自下而上被加熱）；地面溫度的降低而降低地面溫度的降低而降低（自下而上被冷卻）（自下而上被冷卻）；地表溫度的周期性變化引起低層大氣溫度隨之地表溫度的周期性變化引起低層大氣溫度隨之周期性變化周期性變化。3.2.2 3.2.2 氣溫的垂直變化氣溫的垂直變化3.2.2.13.2.2.1大氣的絕熱過程與泊松方程大氣的絕熱過程與泊松方程 大氣的升降過程總伴有不同形式的能量交換。大氣的升降過程總伴有不同形式的能量交換。大氣的絕熱過程大氣的絕熱過程大氣中某一空氣塊作垂直大氣中某一空氣塊作垂直 運動時與周圍空氣不發生運動時與周圍空氣不發生 熱量交換的狀態變化。熱量交換的狀態變化。 周周圍圍氣氣壓壓減減

10、小小，一一部部分分內內能能作作膨膨脹脹功功，T T降降低低周周圍圍氣氣壓壓增增加加，外外界界對對其其作作壓壓縮縮功功，轉轉化化為為內內能能，T T升升高高空氣塊絕熱運動的兩種基本情況簡圖空氣塊絕熱運動的兩種基本情況簡圖膨脹或壓縮發生的膨脹或壓縮發生的TT 熱交換引起的熱交換引起的TT 一般可將一般可將沒有水相變化沒有水相變化的空氣塊的的空氣塊的垂直運垂直運動動近似地看作絕熱過程。近似地看作絕熱過程。多數情況下的大氣過程都可視為絕熱過程。多數情況下的大氣過程都可視為絕熱過程。 如果有一小空氣塊作快速的垂直運動，如果有一小空氣塊作快速的垂直運動，來不及和周圍的空氣進行充分的熱變換，來不及和周圍的空

11、氣進行充分的熱變換，而外界的壓力變化卻很大，則可認為該空而外界的壓力變化卻很大，則可認為該空氣塊的運動為絕熱運動。氣塊的運動為絕熱運動。 近似多數情況下的大氣過程都可視為絕熱過程。多數情況下的大氣過程都可視為絕熱過程。熱力學第一定律熱力學第一定律 小氣塊從外界獲得的能量小氣塊從外界獲得的能量dQdQ應等于其內應等于其內能的增加值。能的增加值。pdvdTCdQvdTdvpCdTdQvpTRvRTMmpvKgm1 dTdppRTCdTdpPRTRCpdTdpTppRCdTpRTdpCdTdQpvvv 2/pdPdQC dTRTP（式（式3-1） 式中式中:Q加入體系的熱量，加入體系的熱量，J； C

12、P干空氣的定壓熱容，干空氣的定壓熱容，CP=1005J/（kgK）；）； R干空氣的氣體常數，干空氣的氣體常數，R=287.9 J/（kgK） ； T氣塊溫度，氣塊溫度，K； P氣塊壓力，氣塊壓力，hPa。 對于絕熱過程，對于絕熱過程，dQ=0，式（，式（3-1）變形為）變形為PdTRdPTCP 式（式（3-2） 初態初態T T0 0,P,P0 0/0.288000()()PR CTPPTPP 式（式（3-33-3） 泊松方程泊松方程 終態終態 T T，P P 描述了氣塊在絕熱升降過程中，初態（描述了氣塊在絕熱升降過程中，初態（T T0 0，P P0 0）與）與終態（終態（T T，P P）之間

13、的關系，說明了絕熱過程中氣溫的變）之間的關系，說明了絕熱過程中氣溫的變化完全是氣壓的變化引起的?；耆菤鈮旱淖兓鸬?。 /0.288000()()PR CTPPTPP泊松方程的作用泊松方程的作用3.2.2.2 3.2.2.2 干絕熱直減率干絕熱直減率（1）定義）定義 干絕熱直減率干絕熱直減率干空氣（包括未飽和的濕干空氣（包括未飽和的濕空氣塊）在絕熱上升或下降過程中，每升高或下空氣塊）在絕熱上升或下降過程中，每升高或下降單位高差降單位高差( (通常取通常取100m)100m)的溫度變化率的負值，的溫度變化率的負值，稱為干空氣溫度絕熱垂直遞減率，簡稱干絕熱直稱為干空氣溫度絕熱垂直遞減率，簡稱干

14、絕熱直減率，用減率，用d d表示。表示。 ()iddTZ （式（式3-4） （2 2）干絕熱直減率）干絕熱直減率d d的計算的計算 大氣絕熱過程大氣絕熱過程大氣中進行的熱力過程，所大氣中進行的熱力過程，所研究的系統與周圍空氣沒有熱量交換。研究的系統與周圍空氣沒有熱量交換。 假定空氣塊的氣壓等于周圍大氣壓力，即滿足所假定空氣塊的氣壓等于周圍大氣壓力，即滿足所謂準靜力條件：謂準靜力條件： P Pi i=P P=P Pi i+dP+dPi i=P+dP=P+dP 由氣體的靜力學方程，由氣體的靜力學方程， （式（式3-53-5） gg重力加速度重力加速度 空氣密度空氣密度,kg/m,kg/m3 3 將

15、將3-53-5代入代入3-43-4，得，得dPgdZ mKmKCgpCgRTPRTdZdTpCgRTdZdTpdZgCRTdTppiidpiiipii100/1/0098. 0RTp TTi（式（式3-63-6） 干空氣（或未達到飽和狀態的濕空氣）干空氣（或未達到飽和狀態的濕空氣）在作絕熱上升在作絕熱上升( (或下降或下降) )運動時，運動時，每升每升高高( (或下降或下降)100m)100m溫度約降低溫度約降低( (或上或上升升)1K)1K。（四）氣溫的垂直分布（四）氣溫的垂直分布 氣溫直減率氣溫直減率氣溫隨高度的變化。氣溫隨高度的變化。()TZ （式（式3-8） 氣氣溫溫t t( (0 0

16、C C) )高高度度z z（m m）溫度層結曲線溫度層結曲線氣氣溫沿垂直高度的分布，溫沿垂直高度的分布，可用坐標圖上以高度為可用坐標圖上以高度為縱坐標以溫度為橫坐標縱坐標以溫度為橫坐標作的曲線表示（左圖），作的曲線表示（左圖），也叫氣溫沿高度分布曲也叫氣溫沿高度分布曲線。線。大大氣氣中中溫溫度度層層結結1:1:正常溫度層結或遞減層結正常溫度層結或遞減層結:0,:0,即即ZZ，TT 2: 2:中性層結：中性層結：=d d 3:3:等溫層結：等溫層結：=0=0，即，即ZZ， T=constT=const 4:4:逆溫：逆溫：0, 0 Z0，a a有三種情況有三種情況 穩穩定定度度判判據據 -d d

17、0,a0,0,a0,氣塊作加速運動，大氣不穩定氣塊作加速運動，大氣不穩定 -d d0,a0,0,a0, 0, 即即ZZ，TT，但在特定條件下也會發生，但在特定條件下也會發生=0=0或或00的現象，即的現象，即氣溫隨高度的增加而不變或增加的氣溫隨高度的增加而不變或增加的逆溫現象。逆溫現象。隨著地表溫度降低而降低，自下而上的降低隨著地表溫度降低而降低，自下而上的降低 近地層近地層空氣溫度空氣溫度 當發生等溫或逆溫時，大氣是穩定的，所當發生等溫或逆溫時，大氣是穩定的，所以某一高度的逆溫層、等溫層的存在，就像一以某一高度的逆溫層、等溫層的存在，就像一個蓋子一樣，大大阻礙了氣流的垂直運動，所個蓋子一樣，

18、大大阻礙了氣流的垂直運動，所以逆溫層又稱為以逆溫層又稱為阻擋層阻擋層。 若逆溫層存在于空中某高度，由于上升的若逆溫層存在于空中某高度，由于上升的污染氣流不能穿過逆溫層而在它的下面進行積污染氣流不能穿過逆溫層而在它的下面進行積聚或擴散，可能會造成嚴重的大氣污染現象。聚或擴散，可能會造成嚴重的大氣污染現象。3.2.4.2 3.2.4.2 逆溫的分類逆溫的分類 逆溫層可發生在近地層中，也可發生在逆溫層可發生在近地層中，也可發生在較高氣層中。根據逆溫發生的過程，可將逆溫較高氣層中。根據逆溫發生的過程，可將逆溫分為分為: : (1) (1)輻射逆溫輻射逆溫 (2)(2)下沉逆溫下沉逆溫 (3)(3)平流

19、逆溫平流逆溫 (4)(4)鋒面逆溫鋒面逆溫 (5)(5)湍流逆溫湍流逆溫（1 1）輻射逆溫）輻射逆溫 在晴朗無云在晴朗無云( (或少云）的夜間或少云）的夜間, , 當風速較當風速較小（?。?m/s)H（3 3）平流逆溫）平流逆溫 有暖空氣平流到冷地表面上而形成有暖空氣平流到冷地表面上而形成的逆溫稱為的逆溫稱為平流逆溫平流逆溫。 這是由于低層空氣受地表面影響大、這是由于低層空氣受地表面影響大、降溫多，上層空氣降溫少所形成的。降溫多，上層空氣降溫少所形成的。（4 4）湍流逆溫）湍流逆溫 低層空氣湍流混合形成的逆溫稱為低層空氣湍流混合形成的逆溫稱為湍流湍流逆溫逆溫。 實際空氣的運動都是一種湍流運動，

20、其實際空氣的運動都是一種湍流運動，其結果將使大氣中包含的熱量、水分和動量以結果將使大氣中包含的熱量、水分和動量以及污染物質得以充分的交換和混合，這種因及污染物質得以充分的交換和混合，這種因湍流運動引起的屬性混合為湍流混合。湍流運動引起的屬性混合為湍流混合。 當氣層的氣溫直減率小于干絕熱直減當氣層的氣溫直減率小于干絕熱直減率時，經湍流混合后，氣層的溫度分布逐率時，經湍流混合后，氣層的溫度分布逐漸接近干絕熱直減率。漸接近干絕熱直減率。 因湍流上升的空氣按干絕熱直減率降因湍流上升的空氣按干絕熱直減率降低溫度?？諝馍仙交旌蠈禹敳繒r，它的低溫度。空氣上升到混合層頂部時，它的溫度比周圍的氣溫低，混合的結

21、果，使上溫度比周圍的氣溫低，混合的結果，使上層氣溫降低；空氣下沉時，情況相反，致層氣溫降低；空氣下沉時，情況相反，致使下層氣溫升高。這樣就使下層氣溫升高。這樣就在湍流減弱層在湍流減弱層，出現出現逆溫逆溫。Z ZB BdA A湍湍流流混混合合層層T T（a a）Z ZB BA A湍湍流流混混合合層層T T（b b）E ED DC C湍流混合前的氣溫分布湍流混合前的氣溫分布湍流混合后的氣溫分布湍流混合后的氣溫分布圖圖3-10.湍流逆溫的形成過程湍流逆溫的形成過程（5 5）峰面逆溫）峰面逆溫 在對流層中的在對流層中的冷空氣團與冷空氣團與暖空氣團暖空氣團相遇相遇時，暖空氣因其密度小就會爬到冷空氣上面時

22、，暖空氣因其密度小就會爬到冷空氣上面去，形成一個傾斜的過渡區稱為鋒面。在鋒去，形成一個傾斜的過渡區稱為鋒面。在鋒面上，如果冷暖空氣的溫差較大，也可以出面上，如果冷暖空氣的溫差較大，也可以出現逆溫。這種逆溫稱為鋒面逆溫現逆溫。這種逆溫稱為鋒面逆溫( (圖圖3-11)3-11)，鋒鋒面逆溫僅在冷空一邊可以看到面逆溫僅在冷空一邊可以看到。層層結結曲曲線線鋒鋒面面層層暖暖空空氣氣冷冷空空氣氣T T4 4T T3 3T T2 2T T1 1圖圖3-11. 峰面逆溫的形成過程峰面逆溫的形成過程3.2.5 3.2.5 煙流形狀與大氣穩定度的關系煙流形狀與大氣穩定度的關系 煙流擴散的形狀與大氣穩定度有密切的關

23、系。煙流擴散的形狀與大氣穩定度有密切的關系。 圖圖3-12. 3-12. 五種典型的煙流形狀五種典型的煙流形狀圖圖3-12 波浪型波浪型(a)back圖圖3-12 錐型錐型 (b)back圖圖3-12 扇型扇型(c)back圖圖3-12 爬升型爬升型(d)back圖圖3-12 漫煙型漫煙型(e)back煙流煙流特點特點 穩定度穩定度 發生情況發生情況 原因原因 波波浪浪型型地面最大濃度落地點距地面最大濃度落地點距煙囪較近，濃度較大煙囪較近，濃度較大 -d0-d0全層大氣不穩全層大氣不穩定定 晴朗的白晴朗的白天天 大氣不穩定大氣不穩定 錐錐型型煙流為圓錐形，垂直擴煙流為圓錐形，垂直擴散好于平展型

24、，較波浪散好于平展型，較波浪性差性差 -d=0-d=0中性中性陰天的中陰天的中午和強風午和強風的夜間的夜間 中性大氣中性大氣 平平展展型型煙流垂直擴散小，從上煙流垂直擴散小，從上看呈扇形；煙囪高，近看呈扇形；煙囪高，近處地面不污染；反之，處地面不污染；反之，則污染則污染 -d-1-d-1逆溫逆溫弱風晴朗弱風晴朗的夜間和的夜間和清晨清晨 煙囪出口處于逆溫層煙囪出口處于逆溫層 爬爬升升型型持續時間短，對近處地持續時間短，對近處地面污染小面污染小 低層穩定低層穩定-d0-d0 -d0 日落后出日落后出現現 地面有效輻射的放熱，近地地面有效輻射的放熱，近地層為逆溫層；高層為遞減層層為逆溫層；高層為遞減

25、層結結 漫漫煙煙型型煙流向下發生強烈擴散，煙流向下發生強烈擴散，近處地面污染嚴重近處地面污染嚴重低層不穩定低層不穩定-d0-d0高層穩定高層穩定, , -d0-d0上午上午8-108-10點鐘點鐘 日出后地面增溫，低層空氣日出后地面增溫，低層空氣被加熱，使逆溫從下往上消被加熱，使逆溫從下往上消失，下層不穩定，上層穩定失，下層不穩定，上層穩定 表表3-1 3-1 五種典型的煙流說明五種典型的煙流說明 第三章第三章 大氣污染氣象學大氣污染氣象學3.1 3.1 大氣圈結構及氣象要素大氣圈結構及氣象要素3.2 3.2 大氣的熱力過程大氣的熱力過程n3.3 3.3 大氣的運動和風大氣的運動和風3 33

26、3 大氣的運動和風大氣的運動和風3.3.1 3.3.1 引起大氣運動的作用力引起大氣運動的作用力 大氣的運動是在各種力的作用下產生的。大氣的運動是在各種力的作用下產生的。作用力作用力水平壓力梯度力水平壓力梯度力 地轉偏向力地轉偏向力 重力重力慣性離心力慣性離心力 摩擦力摩擦力3.3.2 3.3.2 大氣邊界層中風隨高度的變化大氣邊界層中風隨高度的變化 在大氣邊界層中，由于摩擦力隨高度增加在大氣邊界層中，由于摩擦力隨高度增加而減小，當氣壓梯度力不隨高度變化時，風速而減小，當氣壓梯度力不隨高度變化時，風速將隨高度增加而增大。風向與等壓線的交角隨將隨高度增加而增大。風向與等壓線的交角隨高度增加而減小

27、。高度增加而減小。 在北半球，如果把邊界層中不同高度的在北半球，如果把邊界層中不同高度的風矢量用矢量圖表示，并把它們投影到同一風矢量用矢量圖表示，并把它們投影到同一水平面上，把風矢量頂點連起來，就得到一水平面上，把風矢量頂點連起來，就得到一風矢量跡線，稱為愛克曼風矢量跡線，稱為愛克曼(Ekman)螺旋線，螺旋線，如圖如圖313所示。從地面向高空望去，風向是所示。從地面向高空望去，風向是順時針變化的。當到了大氣邊界層頂時，風順時針變化的。當到了大氣邊界層頂時，風速和風向完全接近地轉風速和風向完全接近地轉風。圖圖3-13.愛克曼螺旋線愛克曼螺旋線3.3.3 3.3.3 近地層中的風速廓線模式近地層

28、中的風速廓線模式 平均風速隨高度的變化曲線稱為風速廓平均風速隨高度的變化曲線稱為風速廓線，風速廓線的數學表達式稱為風速廓線模線，風速廓線的數學表達式稱為風速廓線模式。近地層式。近地層(離地面大約離地面大約)100m左右左右)的風速廓的風速廓線模式有多種。這里介紹兩種根據湍流半經線模式有多種。這里介紹兩種根據湍流半經驗理論推導出的模式。驗理論推導出的模式。 *0/0.443 1uZm sum skZm高度 處的平均風速，摩擦速度，卡門常數，在大氣中其值為地面粗糙度， ，其值可由書中表查得3.3.3.1 3.3.3.1 中性層結條件下的風速廓線中性層結條件下的風速廓線 模式模式*0lnuZukZ式

29、式(3-8)3.3.3.2 3.3.3.2 非中性層結條件下的風速非中性層結條件下的風速廓線模廓線模 11()mZuuZ11/32uZm sm已知高度 處的風速，穩定度參數，可由書中表中查得（式（式3-9）3.3.2 3.3.2 地方性風場地方性風場3.3.2.1 3.3.2.1 海陸風海陸風 海陸風是海風和陸風的總稱。它發生在海陸風是海風和陸風的總稱。它發生在海陸交界地帶，是以海陸交界地帶，是以2424小時為周期小時為周期的一種大的一種大氣局地環流。海陸風是由于陸地和海洋的熱氣局地環流。海陸風是由于陸地和海洋的熱力性質差異而引起的力性質差異而引起的。圖圖3-14.海陸風環流海陸風環流 在大湖

30、波、江河的水陸交界地帶也會產在大湖波、江河的水陸交界地帶也會產生水陸風局地環流，稱為生水陸風局地環流，稱為水陸風水陸風。但水陸風。但水陸風的活動范圍和強度比海陸風要小。的活動范圍和強度比海陸風要小。 建在海邊排出污染物的工廠，必須考慮海建在海邊排出污染物的工廠，必須考慮海陸風的影響，因為有可能出現在夜間隨陸風陸風的影響，因為有可能出現在夜間隨陸風吹到海面上的污染物，在白天又隨海風吹回吹到海面上的污染物，在白天又隨海風吹回來、或者進入海陸風局地環流中，使污染物來、或者進入海陸風局地環流中，使污染物不能充分的擴散稀釋而造成嚴重的污染。不能充分的擴散稀釋而造成嚴重的污染。 3.3.2.2 3.3.2

31、.2 山谷風山谷風 山谷風是山風和谷風的總稱。它發生在山谷風是山風和谷風的總稱。它發生在山區，是以山區，是以2424小時為周期的局地環流。山谷小時為周期的局地環流。山谷風在山區最為常見，它主要是由于山坡和谷風在山區最為常見，它主要是由于山坡和谷地受熱不均而產生的。地受熱不均而產生的。圖圖3-15.山谷風環流山谷風環流3.3.2.3 3.3.2.3 城市風城市風 城市風城市風是指在大范圍環流微弱時，由于是指在大范圍環流微弱時，由于城市熱島而引起的城市與郊區之間的大氣環城市熱島而引起的城市與郊區之間的大氣環流：空氣在城區上升，在郊區下沉，而四周流：空氣在城區上升，在郊區下沉，而四周較冷的空氣又流向

32、較冷的空氣又流向市區市區，在城市和郊區之間，在城市和郊區之間形成一個小型的局地環流，稱為形成一個小型的局地環流，稱為城市風城市風。 出現地區性靜風出現地區性靜風(u(u10100.5m/s)0.5m/s)時，城市風很明顯；時，城市風很明顯； 有地方風時，只在城市背風面出現城市風。有地方風時，只在城市背風面出現城市風。 城市風可將市郊工廠排放的污染物帶到市區，使市區城市風可將市郊工廠排放的污染物帶到市區，使市區污染物濃度升高。污染物濃度升高。圖圖3-16.城市和鄉村間的環城市和鄉村間的環流流 日本北海道的旭川市，人口僅日本北海道的旭川市，人口僅2020萬，市郊是萬，市郊是山地丘陵，市區為平地，在市郊周圍山地建了工山地丘陵，市區為平地，在市郊周圍