第三章--大气污染气象学资料教学课件

第三章第三章 大气污染气象学大气污染气象学 Air pollution meteorology 从污染源排到大气中的污染物的传输和扩散过程，与污从污染源排到大气中的污染物的传输和扩散过程，与污染源本身特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑物分布染源本身特性、气象条件、地面特征和周围地区建筑物分布等因素有密切关系。特别是与气象条件的关系更为密切，随等因素有密切关系。特别是与气象条件的关系更为密切，随着风向、风速、大气湍流运动、气温垂直分布及大气稳定度着风向、风速、大气湍流运动、气温垂直分布及大气稳定度等气象因素的变化，污染物在大气中的扩散稀释情况千差万等气象因素的变化，污染物在大气中的扩散稀释情况千差万别，所造成的污染程度有很大不同。因此，为了有效地控制别，所造成的污染程度有很大不同。因此，为了有效地控制大气污染，除应采取各种综合防治措施外，还应充分利用大大气污染，除应采取各种综合防治措施外，还应充分利用大气对污染物的扩散和稀释能力。气对污染物的扩散和稀释能力。大气扩散源受体大气扩散酸雨越境转移（日本、南朝鲜）大气科学大气物理、化学大气气象学污染气象学气象条件对污物的稀释、扩散作用污染物对气象的影响 第一节第一节 大气圈结构及气象要素大气圈结构及气象要素 structure of atmosphere and meteorological elements 一、大气圈垂直结构一、大气圈垂直结构 Vertical structure of atmosphere 大气圈指地面到大约大气圈指地面到大约1400km高度处的大气层。大气圈的高度处的大气层。大气圈的垂直结构是指气象要素的垂直分布情况，如气温、气压、大垂直结构是指气象要素的垂直分布情况，如气温、气压、大气密度和大气成分的垂直分布等。气密度和大气成分的垂直分布等。根据气温在垂直于下垫面（即地球表面情况）方向上的根据气温在垂直于下垫面（即地球表面情况）方向上的分布分布,可将大气圈分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层可将大气圈分为五层：对流层、平流层、中间层、暖层和散逸层。和散逸层。大气圈垂直结构Ozone layer大气圈垂直结构对流层（10km左右）集中了大气质量的3/4和全部的水蒸气，主要天气现象都发生在这一层温度随高度的增加而降低，每升高100m平均降温0.650C强烈对流作用温度和湿度的水平分布不均大气边界层对流层下层12km，地面阻滞和摩擦 作用明显自由大气大气边界层以上，地面摩擦可以忽略 近地层地面上50100m，热量和动量的常通量层大气圈垂直结构平流层（对流层顶50-55km）同温层对流层顶35-40km，气温-550C左右同温层以上，气温随高度增加而增加集中了大部分臭氧没有对流运动，污染物停留时间很长中间层（平流层顶85km）气温随高度升高而迅速降低对流运动强烈大气圈垂直结构暖层（中间层顶800km）气温随高度升高而增高气体分子高度电离电离层散逸层（暖层以上）气温很高，空气稀薄空气粒子可以摆脱地球引力而散逸大气压力总是随高度的升高而降低均质大气层8085km以下，成分基本不变二、主要气象要素二、主要气象要素 main meteorological elements 表示大气状态的物理量和物理现象，称为气象要素。气表示大气状态的物理量和物理现象，称为气象要素。气象要素主要有：气温、气压、气湿、风向、风速、云况、能象要素主要有：气温、气压、气湿、风向、风速、云况、能见度等。见度等。1、气温、气温-地面气温地面气温:指距地面指距地面1.5m高处的百叶箱中的空高处的百叶箱中的空气温度。用摄氏温度气温度。用摄氏温度，或用热力学温度，或用热力学温度K。2、气压、气压-气压单位用帕（气压单位用帕（Pa），），1Pa=1N/m2。气象上。气象上采用百帕（采用百帕（hPa）作单位，）作单位，1hPa100 Pa。国际上规定：。国际上规定：温度温度0、纬度、纬度450海平面上的气压为一个标准大气压，即海平面上的气压为一个标准大气压，即1个标准大气压个标准大气压P0=101325 Pa1013.25 hPa3、气湿、气湿 空气的湿度简称气湿，表示空气中水汽含量的多少。空气的湿度简称气湿，表示空气中水汽含量的多少。气湿常用的表示方法有绝对湿度、水汽压、饱和水汽压、气湿常用的表示方法有绝对湿度、水汽压、饱和水汽压、相对湿度、含湿量、水汽体积分数及露点等。相对湿度、含湿量、水汽体积分数及露点等。(1)绝对湿度：在绝对湿度：在lm3湿空气中含有的水汽质量（湿空气中含有的水汽质量（kg），称），称为湿空气的绝对湿度。由理想气体状态方程可得到：为湿空气的绝对湿度。由理想气体状态方程可得到：式中：式中：w 空气的绝对湿度空气的绝对湿度 kg/m3(湿空气湿空气)Pw 水汽分压水汽分压,Pa Rw 水汽的气体常数水汽的气体常数 Rw=461.4J/(kgK)T 空气温度空气温度,K。(2)相对湿度：相对湿度：空气的绝对湿度空气的绝对湿度w与同温度下饱和空气的绝对湿度与同温度下饱和空气的绝对湿度v之百分比，称为空气的相对湿度。由式之百分比，称为空气的相对湿度。由式(3-1)可知，它等于可知，它等于空气的水汽分压与同温度下饱和空气的水汽分压空气的水汽分压与同温度下饱和空气的水汽分压pv之百分之百分比，即比，即式中：式中：空气的相对湿度空气的相对湿度 w空气的绝对湿度空气的绝对湿度 v 饱和空气的绝对湿度饱和空气的绝对湿度 pv饱和空气的水汽分压饱和空气的水汽分压(3)含湿量：湿空气中含湿量：湿空气中lkg干空气所包含的水汽质量干空气所包含的水汽质量(kg)称为称为空气的含湿量，气象中也称为比湿，其定义式为空气的含湿量，气象中也称为比湿，其定义式为 式中：式中：d 空气的含湿量空气的含湿量 d干空气的密度干空气的密度由理想状态方程及式（由理想状态方程及式（3-1）、（）、（3-2）、（）、（3-3），可将含），可将含湿量表示成：湿量表示成：式中：式中：P湿空气的总压力湿空气的总压力 Pd干空气分压干空气分压干空气的气体常数干空气的气体常数Rd=287.0J/(kg.K)，则，则Rd/Rw=287.0/461.4=0.622，代入式（，代入式（3-4）得）得在工程中常将湿空气的含湿量定义为在工程中常将湿空气的含湿量定义为1标准立方米标准立方米(1mN3)干空气所包含的水汽质量（干空气所包含的水汽质量（kg），其单位是），其单位是kg水汽水汽/mN3干干空气，并用空气，并用d0表示，则得表示，则得式中：式中：Nd为标准状态（为标准状态（273.15K，101325Pa）下干空气）下干空气的密度（的密度（Kg/mN3）。考虑到）。考虑到Rd/Rw=0.804/Nd，则得，则得 （4）水汽体积分数：对于理想气体来说，混合气体中某）水汽体积分数：对于理想气体来说，混合气体中某一气体的体积分数等于摩尔分数，所以水汽的体积分数可一气体的体积分数等于摩尔分数，所以水汽的体积分数可表示成：表示成：（5）露点；在一定气压下空气达到饱和状态时的温度，）露点；在一定气压下空气达到饱和状态时的温度，称为空气的露点。如上例中，若空气相对湿度称为空气的露点。如上例中，若空气相对湿度=100%，即，即Pw=Pv=3746.5Pa，则此时的空气露点即为，则此时的空气露点即为28。例题：4、风向和风速、风向和风速 气象上把水平方向的空气运动称为风，垂直方向的空气象上把水平方向的空气运动称为风，垂直方向的空气运动称为升降气流。风是一个矢量，具有大小和方向。气运动称为升降气流。风是一个矢量，具有大小和方向。风向是指风的来向。风向可用风向是指风的来向。风向可用8个方位或个方位或16个方位表示。也个方位表示。也可用角度表示，如图可用角度表示，如图3-2所示。所示。风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单风速是指单位时间内空气在水平方向运动的距离，单位用位用m/s或或km/h表示。通常气象台站所测定的风向、风速，表示。通常气象台站所测定的风向、风速，都是指一定时间（如都是指一定时间（如2 min或或10 min)的平均值。有时也需的平均值。有时也需要测定瞬时风向、风速。蒲福在要测定瞬时风向、风速。蒲福在1805年根据自然现象将风年根据自然现象将风力分为力分为13个等级个等级(0-12级），若用级），若用F表示风力等级，则风速表示风力等级，则风速u（单位（单位km/h)5 5云云大气中水汽的凝结现象叫做云（使气温随高度变化小）大气中水汽的凝结现象叫做云（使气温随高度变化小）云量云量:天空被云遮蔽的成数（我国天空被云遮蔽的成数（我国1010分，国外分，国外8 8分）分）云高云高:云底距地面底高度云底距地面底高度 低云（低云（2000m2000m以下）以下）中云（中云（2000-6000m2000-6000m）高云（高云（6000m6000m以上）以上）云云状状:卷卷云云（线线）,积积云云（块块）,层层云云（面面),),雨雨层层云云(无无定定形）形）云高云（6000m以上）中云（2000-6000m）低云（2000米以下）6、能见度、能见度 能见度是指视力正常的人在当时的天气条件下，能够能见度是指视力正常的人在当时的天气条件下，能够从天空背景中看到或辨认出的目标物（黑色、大小适度）从天空背景中看到或辨认出的目标物（黑色、大小适度）的最大水平距离，单位用的最大水平距离，单位用m或或km。能见度表示了大气清。能见度表示了大气清洁、透明的程度。能见度的观测值通常分为洁、透明的程度。能见度的观测值通常分为10级，如表级，如表3-1所示。表所示。表3-1 能见度级数与白日视程能见度级数与白日视程 目标物大小要适度。目标物大小要适度。近的目标物可以小一些，远的目标物则应适当大一近的目标物可以小一些，远的目标物则应适当大一些。目标物的大小以视角表示，目标物的视角以些。目标物的大小以视角表示，目标物的视角以0.55.0之间为宜。之间为宜。三、大气压力和密度的垂直分布三、大气压力和密度的垂直分布 1、大气压力的垂直分布、大气压力的垂直分布 任一地点的气压值等于该单位面积上的大气柱质量。任一地点的气压值等于该单位面积上的大气柱质量。对于任一点，气压总是随着高度的增加而降低的。在近地对于任一点，气压总是随着高度的增加而降低的。在近地层中高度每升高层中高度每升高100米，气压平均降低约米，气压平均降低约1240Pa，在高层，在高层则小于这个数值。可用大气动力学方程来描述气压随高度则小于这个数值。可用大气动力学方程来描述气压随高度增加而降低的关系，即：增加而降低的关系，即：d=gg dzdz 将气体状将气体状态方程方程式代入得：式代入得：若设若设g不随高度变化，并以气层间的平均气温不随高度变化，并以气层间的平均气温Tm代替真实代替真实气温气温T，将上式两边分别从，将上式两边分别从P P1 1至至P P2 2、z z1 1至至z z2 2积分可得压高公积分可得压高公式，即静力方程的积分形式：式，即静力方程的积分形式：2、大气密度的垂直分布、大气密度的垂直分布观测表明，大气密度随高度的变化几乎和大气压随高度的观测表明，大气密度随高度的变化几乎和大气压随高度的变化规律相同。大气质量的变化规律相同。大气质量的50%位于位于50000Pa以下，它的以下，它的平均高度为海拔平均高度为海拔5.5km.大气气压场分布大气水汽分布 第二节第二节 大气的热力过程大气的热力过程 thermal process of atmosphere一、太阳、大气和地面的热交换一、太阳、大气和地面的热交换 heat exchange between the sun、air and earth surface 太阳是地球和大气的主要热源，低层大气的增热与冷却，太阳是地球和大气的主要热源，低层大气的增热与冷却，是太阳、大气和地面之间进行热量交换的结果。是太阳、大气和地面之间进行热量交换的结果。可以认为，太阳、大气、地面之间的热量交换过程，首可以认为，太阳、大气、地面之间的热量交换过程，首先是太阳短波辐射加热了地球表面，然后是地面长波辐射加先是太阳短波辐射加热了地球表面，然后是地面长波辐射加热大气。因此，近地层大气温度随地表温度的升高而增高热大气。因此，近地层大气温度随地表温度的升高而增高（自下而上地被加热）；随地表温度的降低而降低（自下而（自下而上地被加热）；随地表温度的降低而降低（自下而上地被冷却）；地表温度的周期性变化引起低层大气温度随上地被冷却）；地表温度的周期性变化引起低层大气温度随之周期性的变化。之周期性的变化。二、气温的垂直变化二、气温的垂直变化 vertical change of temperature 1大气的绝热过程与泊松方程大气的绝热过程与泊松方程 Adiabatic process of atmosphere and poso equation 大气的升降运动总是伴有不同形式的能量交换。如果大气的升降运动总是伴有不同形式的能量交换。如果大气中某一空气块作垂直运动时与周围空气不发生热量交大气中某一空气块作垂直运动时与周围空气不发生热量交换，则将这样的状态变化过程称为大气的绝热过程。换，则将这样的状态变化过程称为大气的绝热过程。空气块在升降过程中因膨胀或被压缩引起的温度变化，空气块在升降过程中因膨胀或被压缩引起的温度变化，要比它与外界进行热交换引起的温度变化大得多，所以一要比它与外界进行热交换引起的温度变化大得多，所以一般可以将没有水相变化的空气块的垂直运动近似地看作为般可以将没有水相变化的空气块的垂直运动近似地看作为绝热过程。绝热过程。根据热力学第一定律和理想气体状态方程，可以推导根据热力学第一定律和理想气体状态方程，可以推导出描述大气热力过程的微分方程：出描述大气热力过程的微分方程：式中：式中：Q加入体系的热量加入体系的热量Cp干空气的定压比热，干空气的定压比热，Cp=1005J/(kg.K)R干空气的气体常数，干空气的气体常数，R=287.0J/(kg.K)T气块温度，气块温度，KP气块压力，气块压力，hPa 大气的绝热过程，大气的绝热过程，dQ0，式，式(3-10)变为变为 将上式从升降前的状态（将上式从升降前的状态（T0，P0）积分到气块升降后）积分到气块升降后的状态（的状态（T,P），则得到：），则得到：此式称为泊松此式称为泊松(Poisson)方程，它描述了气块在绝热方程，它描述了气块在绝热升降过程中，气块的初态（升降过程中，气块的初态（T0，P0）与终态（）与终态（T,P）之间）之间的关系，说明绝热过程中气温的变化完全是由气压变化引的关系，说明绝热过程中气温的变化完全是由气压变化引起的。起的。2、干绝热直减率、干绝热直减率 干空气块（包括未饱和的湿空气块）绝热上升或下降干空气块（包括未饱和的湿空气块）绝热上升或下降单位高度（通常取单位高度（通常取100m）时，温度降低或升高的数值，）时，温度降低或升高的数值，称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直减率，以称为干空气温度绝热垂直递减率，简称干绝热直减率，以 表示，其定义式为：表示，其定义式为：式中：下标式中：下标i：表示空气块；表示空气块；下标下标d：表示干空气。表示干空气。利用式（利用式（3-11）和）和(3-13）及气压随高度变化的气体）及气压随高度变化的气体静力学方程等关系式静力学方程等关系式 (dp=-gdz)，可以得出：，可以得出：式中式中:重力加速度重力加速度g9.81 m/s2，干空气定压比热干空气定压比热Cp1005 J/(kgK)，则，则d=0.98 K/100 m。通常取。通常取d1 K/100 m，它表示干空气块（或，它表示干空气块（或未饱和的湿空气块）每升高（或下降）未饱和的湿空气块）每升高（或下降）100 m时，温度时，温度降低（或升高）约降低（或升高）约1 K。3、位温、位温 一干空气块绝热升降到标准气压一干空气块绝热升降到标准气压(1000 hPa)处所具有处所具有的温度称为它的位温，以的温度称为它的位温，以表示。由式表示。由式(3-12)得得式中：式中：T0和和P0-分别为气块最初的温度和压力。分别为气块最初的温度和压力。对上式两端取对数后微分，代入绝热方程（对上式两端取对数后微分，代入绝热方程（3-11）可）可得到得到d/=0，则，则d=0，=常数。这表明干空气块作绝热升常数。这表明干空气块作绝热升降运动时，虽然其温度降运动时，虽然其温度Ti是变化的，但其位温是变化的，但其位温却是不变的。却是不变的。所以所以比比Ti更能代表气块的热力学状态。更能代表气块的热力学状态。4、气温的垂直分布、气温的垂直分布 气温随高度的变化可以用气温垂直递减率气温随高度的变化可以用气温垂直递减率-T/Z来来表示，简称气温直减率。气温沿垂直高度的分布，可用坐标表示，简称气温直减率。气温沿垂直高度的分布，可用坐标图上的曲线表示，如图图上的曲线表示，如图3-3所示。这种曲线称为气温沿高度所示。这种曲线称为气温沿高度分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结。分布曲线或温度层结曲线，简称温度层结。大气中的温度层结有四种类型：大气中的温度层结有四种类型：气温随高度增加而递减，且气温随高度增加而递减，且d，称正常层结。，称正常层结。气温直减率接近气温直减率接近1K/100m，即，即=d，称为中性层结；，称为中性层结；气温不随高度变化，即气温不随高度变化，即=0,称为等温层结；称为等温层结；气温随高度增加而增加气温随高度增加而增加,即即0，则有三种情况：，则有三种情况：(1)d时，时，a 0，大气不稳定；，大气不稳定；(2)d时，时，a 0，正常分布层结 ，中性层结（绝热直减率）0 ，等温层结 0,a0 不稳定 0,a0 稳定 中性层 0，a=0 中性 稳定层 0，a0 逆温，非常稳定四、逆温四、逆温 inversed temperature具有逆温层的大气层是强稳定的大气层。某一高度上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像一个盖子一样阻碍着气流的垂直运动，所以也的逆温层像一个盖子一样阻碍着气流的垂直运动，所以也叫阻挡层。由于污染的空气不能穿过逆温层，而只能在其叫阻挡层。由于污染的空气不能穿过逆温层，而只能在其下面积聚或扩散，所以可能造成严重污染。空气污染事件下面积聚或扩散，所以可能造成严重污染。空气污染事件多数都发生在有逆温层和静风条件下，因此对逆温应予以多数都发生在有逆温层和静风条件下，因此对逆温应予以足够重视。足够重视。逆温可发生在近地层中，也可能发生在较高气层（自逆温可发生在近地层中，也可能发生在较高气层（自由大气）中。根据逆温生成的过程，可将逆温分为辐射逆由大气）中。根据逆温生成的过程，可将逆温分为辐射逆温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及湍流逆温等五种。温、下沉逆温、平流逆温、锋面逆温及湍流逆温等五种。逆温不利于扩散辐射：1.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 太阳 地球：短波 地球 大气层：长波 大气吸收长波强辐射逆温的生消过程2.下沉逆温（多在高空大气中，高压控制压内）很厚的气层下沉 压缩变扁 顶部增温比底部多3.平流逆温 暖空气平流到冷地面上而下部降温而形成4.湍流逆温 5.锋面逆温锋面逆温 冷、暖气团相遇冷暖间逆温 暖气上爬，形成锋面五、烟流形状与大气稳定度的关系五、烟流形状与大气稳定度的关系 Connection of smoke shape and air stability degree波浪型（不稳）波浪型（不稳）锥型（中性锥型（中性or弱稳）弱稳）扇型（逆温）扇型（逆温）爬升型（下稳，上不爬升型（下稳，上不稳）稳）漫烟型（上逆、下不漫烟型（上逆、下不稳）稳）第三节第三节 大气的运动和风大气的运动和风 movements of the air and wind 一、引起大气运动的作用力一、引起大气运动的作用力 action force of the atmospheric movement 大气的运动是在各种力的作用下产生的，作用于大气的大气的运动是在各种力的作用下产生的，作用于大气的力，有气压梯度力、重力、地转偏向力、摩擦力（即粘滞力）力，有气压梯度力、重力、地转偏向力、摩擦力（即粘滞力）和惯性离心力。这些力之间的不同结合，构成了不同形式的和惯性离心力。这些力之间的不同结合，构成了不同形式的大气运动和风。大气运动和风。作用于大气的四种力中，水平气压梯度力是引起大气运作用于大气的四种力中，水平气压梯度力是引起大气运动的直接动力。其他三力的作用，则视具体情况而定。例如，动的直接动力。其他三力的作用，则视具体情况而定。例如，在讨论低纬度大气或近地层大气的运动时，地转偏向力可不在讨论低纬度大气或近地层大气的运动时，地转偏向力可不考虑；在大气运动近于直线时，离心力可不考虑；在讨论自考虑；在大气运动近于直线时，离心力可不考虑；在讨论自由大气的运动时，摩擦力可忽略不计。由大气的运动时，摩擦力可忽略不计。在大气边界层中，由于摩在大气边界层中，由于摩擦力随高度增加而减小，当气擦力随高度增加而减小，当气压梯度力不随高度变化时，风压梯度力不随高度变化时，风速将随高度增加而增大。风向速将随高度增加而增大。风向与等压线的交角随高度增加而与等压线的交角随高度增加而减小。在北半球，如果把边界减小。在北半球，如果把边界层中不同高度的风矢量用矢量层中不同高度的风矢量用矢量图表示，并把它们投影到同一图表示，并把它们投影到同一水平面上，把风矢量顶点连接水平面上，把风矢量顶点连接起来，就得到一风矢量迹线，起来，就得到一风矢量迹线，称为爱克曼称为爱克曼(Ekman)螺旋线，如螺旋线，如图图3-10所示所示.二、大气边界层中风随高度的变化二、大气边界层中风随高度的变化 the change of wind with altitude in atmosphere boundary三、近地层中的风速廓线模式三、近地层中的风速廓线模式 the outline model of wind speed Near the earths surface 平均风速随高度的变化曲线称为风速廓线，其数学表平均风速随高度的变化曲线称为风速廓线，其数学表达式称为风速廓线模式。达式称为风速廓线模式。1、中性层结时近地层的风速廓线，可用对数律风速廓、中性层结时近地层的风速廓线，可用对数律风速廓线模式描述：线模式描述：式中式中u高度高度Z处的平均风速，处的平均风速，m/s;u*摩擦速度，摩擦速度，m/s；Z0地面粗糙度，地面粗糙度，m。k卡门卡门（Karman）常数，常取常数，常取0.4;表表3-2给出了一些有代表性的地面粗糙度。实际的给出了一些有代表性的地面粗糙度。实际的Z0和和u*值，可利用不同高度上测得的风速值按模式（值，可利用不同高度上测得的风速值按模式（3-22）求得。）求得。在近地层中性层结条件下应用对数律模式的精度较高，但在近地层中性层结条件下应用对数律模式的精度较高，但在非中性层结条件下应用，将会产生较大误差。在非中性层结条件下应用，将会产生较大误差。2、由实测资料分析表明，非中性层结时的风速廓线，、由实测资料分析表明，非中性层结时的风速廓线，可以用指数律风速廓线模式描述：可以用指数律风速廓线模式描述：式中：式中：u1己知高度己知高度Z1处的平均风速，处的平均风速，ms；m稳定度参数。稳定度参数。参数参数m的变化取决于温度层结和地面粗糙度，为的变化取决于温度层结和地面粗糙度，为0m1的分数，层结越不稳定时的分数，层结越不稳定时m值越小。值越小。m值最好取实测值，值最好取实测值，当无实测值时，在高度当无实测值时，在高度500 m以下，可按以下，可按制定地方大气制定地方大气污染物排放标准的技术方法污染物排放标准的技术方法GB/T 13201-91选取（见表选取（见表3-3）四、地方性风场四、地方性风场 Local wind field 1、海陆风、海陆风 海陆风是海风和陆风的总称。它发生在海陆交界地带，海陆风是海风和陆风的总称。它发生在海陆交界地带，是以是以24小时为周期的一种大气局地环流。海陆风是由于陆地小时为周期的一种大气局地环流。海陆风是由于陆地和海洋的热力性质的差异而引起的如图和海洋的热力性质的差异而引起的如图3-11所示。所示。2、山谷风、山谷风 山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以山谷风是山风和谷风的总称。它发生在山区，是以24小时为周期的局地环流山谷风在山区最为常见，它主要是小时为周期的局地环流山谷风在山区最为常见，它主要是由于山坡和谷地受热不均而产生的。如图由于山坡和谷地受热不均而产生的。如图3-12所示：所示：3、城市热岛环流、城市热岛环流 城市热岛环流是由城乡温度差引起的局地风。产生城乡城市热岛环流是由城乡温度差引起的局地风。产生城乡温度差异的主要原因是：温度差异的主要原因是：城市人口密集、工业集中，使得城市人口密集、工业集中，使得能耗水平高；能耗水平高；城市的覆盖物（如建筑、水泥路面等）热容城市的覆盖物（如建筑、水泥路面等）热容量大，白天吸收太阳辐射热，夜间放热缓慢，使低层空气冷量大，白天吸收太阳辐射热，夜间放热缓慢，使低层空气冷却变缓；却变缓；城市上空笼罩着一层烟雾和二氧化碳，使地面有城市上空笼罩着一层烟雾和二氧化碳，使地面有效辐射减弱。由于上述原因，使城市热量净收人比周围乡村效辐射减弱。由于上述原因，使城市热量净收人比周围乡村多，平均气温比周围乡村高（特别是夜间），于是形成了所多，平均气温比周围乡村高（特别是夜间），于是形成了所谓城市热岛。谓城市热岛。由于城市温度经常比乡村高（特别是夜间），气压比乡由于城市温度经常比乡村高（特别是夜间），气压比乡村低，可以形成一种从周围农村吹向城市的特殊的局地风，村低，可以形成一种从周围农村吹向城市的特殊的局地风，称为城市热岛环流或城市风。这种风在市区汇合就会产生上称为城市热岛环流或城市风。这种风在市区汇合就会产生上升气流。升气流。3城市热岛环流城市热岛环流 END