6.2.4 影响大气污染的气象因素
大气污染可看作是由污染源所排放出的污染物、对污染物起着稀释作用的大气及承受污染的物体三者相互关联所产生的一种效应。影响大气污染的因素主要有污染源的强度、污染源高度（烟囱有效高度）、排放口周围的平均风速、湍流强度、温度的垂直梯度、混合层的高度等气象条件。除去污染源强度外，大气污染的程度与稀释扩散过程有关。在大气边界层中污染物的扩散和稀释主要依赖于大气湍流、风、温度、降水、大气稳定度等气象条件，因此大气污染与气象条件关系密切。
1.风向和风速
气象上把水平方向的空气运动称为风。例如，风从东方来称东风，风向北吹称南风。风向可用8个方位或16个方位表示，也可用角度表示，如图6-2所示。
图6-2 方向的16个方位
（蒋展鹏等，1992）
风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单位用m/s或km/h表示。通常气象台站所测的风向、风速，都是指一定时间（如2 min或10 min）的平均值。有时也需要瞬时风速、风向。
风不仅对污染物起着输送的作用，而且还起着扩散和稀释的作用。一般说来，污染物在大气中的浓度与污染物的总排放量成正比，而与平均风速成反比。若风速增加一倍，则在下风向污染物的浓度将减少一半。这是在单位时间内通过烟团断面的空气量增多，从而增加了大气湍流扩散稀释作用的结果。
2.大气湍流
湍流是流体的一种极其复杂的无规则的运动，即大气无规则的运动称为湍流。风速的脉动（或涨落）和风向的摆动就是湍流作用的结果。边界层中的大气运动是以湍流为基础的，湍流对于大气中物质和能量的输送起非常重要的作用，大气污染物的扩散主要是湍流扩散。
湍流按照形成的原因可分为两种：一种是由于垂直方向温度分布不均匀引起的热力湍流，它的强度主要取决于大气稳定度；另一种湍流是由于垂直方向风速分布不均匀及地面粗糙度引起的机械湍流，它的强度主要取决于风速梯度和地面粗糙度。实际的湍流是上述两种湍流的叠加。
湍流有极强的扩散能力，它比分子扩散快105～106倍。但是在风场运动的主风向上，由于平均风速比脉动风速要大得多，所以主风向上风的平流输送作用是主要的。归结起来，风速越大，湍流越强，污染物的扩散速度越快，污染物的浓度就越低。风和湍流，是决定污染物在大气中扩散稀释最直接且最本质的因素，其他气象因素都是通过风和湍流的作用来影响扩散稀释的。
3.气温垂直分布
气温沿垂直高度的分布，可用坐标图上的曲线表示（图6-3），这种曲线称气温沿高度分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结。
图6-3 大气温度的垂直分布
（戴树桂等，1997）
大气中的温度层结有四种类型：①气温随高度增加而递减，即γ＞0，称为正常分布层结或递减层结；②气温直减率等于或近似等于干绝热直减率（γd：干空气或未饱和湿空气在绝热上升或下沉过程中温度随高度的变化率，γd≈1℃/100 m），即γ=γd称为中性层结；③气温不随高度变化，即γ=0，称为等温层结；④气温随高度增加而增加，即γ＜0，称为气温逆转，简称逆温。
4.逆温
逆温，即温度随高度的升高而递增，在逆温时γ＜0，显然小于γd，大气处于非常稳定的状态，这是一种最不利于大气污染物扩散的层结，就好似一个盖子阻碍着气流的垂直运动，所以也称为阻挡层。严重的空气污染事件大多发生在逆温及静风条件下。因此对逆温天气必须给予足够的重视。
逆温可发生在近地层，也可能发生在较高气层中（自由大气内）。根据逆温生成的过程，可将其分为辐射逆温、平流逆温、峰面逆温、下沉逆温、湍流逆温等五种。
1）辐射逆温
在晴朗无云（或少云）的夜晚，当风速较小（小于3 m/s）时，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，近地面的气温也随之下降。越接近地面的空气受地面冷却的影响越大，降温越大，而远离地面的空气降温较小，因而形成了自地面开始向上的逆温层。(https://www.daowen.com)
在大陆上，辐射逆温一年四季均可出现，而以冬季最强。中纬度地区逆温可达200～300 m，甚至400 m，在高纬度地区甚至可达2～3 km，白天也不消失。辐射逆温与大气污染的关系最为密切。
2）下沉逆温
由于空气下沉压缩增温而形成的逆温，称下沉逆温。下沉逆温的形成可用图6-4说明。某高度有一层空气ABCD，其厚度为h。当它下沉时，由于周围大气压逐渐增大，以及由于水平辐射使该气层变为A'B'C'D'，厚度减小为h'（h'＜h）。如果气层在下沉过程中是绝热的，且气层内部各部分空气不发生交换（保持原来的相对位置），则由于顶部CD下沉到C'D'的距离比底部AB下沉到A'B'的距离大，气层顶部的绝热增温高，从而形成逆温层。
图6-4 下沉逆温形成示意图
（郝吉明等，2002）
例如，在高空的一气层，顶部高度为3500 m，底部高度为3000 m，厚度为500 m，气温分别为-12℃和-10℃；下沉后，顶部高度为1700 m，底部高度为1500 m，厚度为200 m，如果气温按干绝热直减率变化，则顶部气温增温是18℃，气温为6℃，底部增温是15℃，气温为5℃，结果顶部比底部气温高1℃，形成了逆温。这是下沉逆温形成的基本原理，当然实际情况要复杂得多。
下沉逆温多出现在高压控制区内，范围很大，厚度也很大，一般可达数百米，一般下沉气流达到某一高度就停止了，所以下沉逆温多发生在高空大气中，又称为上部逆温。
3）湍流逆温
由于低层空气湍流混合而形成的逆温，称为湍流逆温，其形成过程可用图6-5来说明。图中AB为气层原来的气温分布，气温直减率（γ）比干绝热直减率（γd）小，经过湍流混合以后气层的温度分布将逐渐接近于干绝热直减率。这是因为湍流运动中，上升空气的温度是按干绝热直率变化的，空气升到混合层的上部时，它的温度比周围的空气温度低，混合的结果，使上层空气降温；空气下沉时情况相反，会使下层空气增温。所以空气经过充分的湍流混合以后，气温直减率就逐渐趋近于绝热直减率。图中CD是经过湍流混合的气温分布。这样，在湍流减弱层（湍流混合层与未发生湍流的上层空气之间的过渡层）就出现了逆温层DE。
图6-5 湍流逆温的形成过程
（郝吉明等，2002）
5.温度层结与烟流形状
可以从烟囱排出的烟流形状来客观地看一看温度层结对大气扩散的影响。如图6-6所示为五种不同温度层结情况下烟流的典型形状和稳定度的关系。
图6-6 大气稳定度和烟形
（蒋展鹏等，1992）
（1）波浪形：γ＞0，γ＞γd，大气处于很不稳定的状况，此时对流强烈，排入大气的烟云，上下左右波动翻腾，沿主导风向流动扩散很快，形成波浪形。污染物着地很少，只有不够高的烟囱，才有一定污染物可能在离烟囱不远处与地面接触。这种烟形多发生在夏季或其他季节的晴天中午或午后。
（2）锥形：γ＞0，γ≈γd，大气处于中性或稳定状态。烟气沿主导风向扩散，兼有上下左右扩散。扩散速度比波浪形低，烟形沿风向愈扩愈大，形成锥形。这种烟形多发生在阴天中午或冬季夜间。
（3）扇形：γ＜0，γ＜γd，温度逆增，大气处于稳定状态。烟气几乎无上下流动，而沿两侧扩散，从高处下望，烟气呈扇形散开。这种烟气可传送到很远的地方，若遇到山地、丘陵或高层建筑物，则可发生下沉作用，在该地造成严重污染，此现象多发生在晴天的夜间或早晨。
（4）屋脊形：大气处于向逆温过渡阶段，在排出口上方，γ＞0，γ＞γd，大气处于稳定状态；在排出口下方，γ＜0，γ＜γd，大气处于稳定状态。因此，烟气不向下扩散，只向上扩散，呈屋脊形。尾气流的下部浓度大，如不与建筑物或丘陵相遇，不会造成对地面的严重污染。这种状况多在傍晚日落前后出现。
（5）熏烟形：大气逆温向不稳定过渡时，排出口上方，γ＜0，γ＜γd，大气处于稳定状态；排出口下方大气处于不稳定状态。清晨太阳出来后，逆温开始消散，当不稳定大气发展到烟流的下缘，而上部大气仍然处于稳定状态时，就发生熏烟状况。这时，好像在烟流上面有一个“锅盖”，阻止烟气向上扩散，烟气大量下沉，在下风地面上造成比其他烟形严重得多的污染，许多烟雾事件都是在此条件下形成的。熏烟形烟雾多发生在冬季日出前后。
