FORMUŁA PASQUILLA

Uproszczone równanie różniczkowe dyfuzji zanieczyszczenia gazowego w poruszającym się ośrodku gazowym. Jest to model smugowy, bazuje na opisie turbulencji w atmosferze:

-opisuje rozprzestrzenianie się zanieczyszczenia gazowego w powietrzu

-stanowi rozwiązanie uproszczonego równania różniczkowego dyfuzji zanieczyszczenia gazowego w poruszającym się ośrodku gazowym

-pozostałe metody obliczeniowe są wyprowadzone z tej formuły

-dotyczy punktowego źródła emisji zanieczyszczeń(kominy, wyrzutnie wentylacyjne, wywietrzniki)

-wymiary poprzeczne powierzchni wyrzutu zanieczyszczenia są o rzędy mniejsze od wymiarów obszaru na jakim rozprzestrzeniają się zanieczyszczenia.

Uproszczenie ogólnego rozważania dyfuzji atmosferycznej polega na wprowadzeniu następujących założeń:

-pole stężeń zanieczyszczeń jest stałe, tzn. stała jest wielkość emisji

-jedynym ruchem powietrza jest wiatr

-współczynniki dyfuzji atmosferycznej nie zależą od wysokości nad powierzchnią gruntu.

Klasyczna formuła Pasquilla jest przeznaczona do modeli o skali kilku kilometrów.

Ważniejsze zjawiska, które mają wpływ na rozprzestrzenianie się zanieczyszczeń w granicznej warstwie atmosfery(od 2 km od podłoża):

-prędkość wiatru-uwzględnia formuła Pasquilla, przyjmuje się dla przyziemnej warstwy atmosfery

-kierunek wiatru- j.w.

-dyfuzja turbulencyjna (istotna jest zmienność współczynników z wysokością)-uwzględnia f.Pasquilla-współczynnik dyfuzji atmosferycznej

-suche pochłanianie zanieczyszczeń przez podłoże(zjawisko powoduje oczyszczanie)

-wymywanie zanieczyszczeń przez opady(zjawisko efektywne w stosunku do pyłów i kwaśnych zanieczyszczeń)

-przemiany zanieczyszczeń w powietrzu(r-cje chemiczne ze składników atmosfery, także z innymi zanieczyszczeniami).

CISZA ATMOSFERYCZNA

Najgorsze warunki dla jakości powietrza, gdzie dopuszczalne normy są przekroczone w skali roku, procentowy udział w większości Polski kształtuje się od 5-10%, w naszym rejonie poniżej 5%(Szczecin, Koszalin, Gdańsk). W Polsce południowej procentowy udział rośnie-powyżej 20%, w niższych dolinach wynosi nawet do 50%. W naszych warunkach cisze występują b.rzadko, raz na 10 lat-całodobowe. Najczęstsze są cisze trwające do 1h, występują od 60-70% kraju(jego powierzchni). W Szczecinie, Koszalinie, Gdańsku-powyżej 70%. W Rzeszowie, Krakowie-20%. Im dalej na południe Polski, tym cisze 1h przemieniają się w cisze kilku godzinne. Cisze atmosferyczne długotrwałe są u nas b.rzadkie, ale gdy występują to w chłodniejszym klimacie, gdy temp. spada. Najwięcej dni z ciszą występuje latem, w miesiącach zimy cisz jest mniej, ale gdy występują to te dłużej trwające. Cisze występują głównie w nocnej porze dobowej. Cisze odnotowuje się we wszystkich miesiącach roku, ale najrzadziej zimą. Cisze dzienne występują częściej w październiku. Najrzadziej cisze występują od południa do zachodu, najczęściej występują od południa do zachodu słońca, najczęściej występują od północy do wschodu słońca. Cisze najrzadziej występują o godzinie 13.00. Cisze zimowe najczęściej występują w godzinach rannych i południowych, a wieczorami różnica w ich występowaniu jest niewielka. W okresie ciepłym różnica występowania cisz atmosferycznych rano, w południe, wieczorem jest b.znacząca.

Średnia miesięczna liczba dni z ciszą i b.słabym wiatrem: u nas 5-7 dni -40% dni, w środkowej Polsce 7,5-10 dni -ponad 50%dni, na południu 12,5 dni>70% dni, w rejonach Zakopanego >25% dni>90%. Udział wiatrów silnych i b.silnych to 1-2% w skali roku.

INWERSJE

Inwersja-wzrost temperatury wraz z wysokością w atmosferze. Inwersje temperatury są zjawiskiem b.częstym. Charakteryzuje się je:

-wysokością, na której się znajdują

-mogą być inwersje, które rozpoczynają się bezpośrednio od powierzchni Ziemi i tzw. przygruntowe

-mogą być inwersje, które rozpoczynają się na pewnej wysokości

-grubością warstwy, w której to zjawisko następuje

Rodzaje inwersji:

-radiacyjne-tworzą się w warunkach pogody wyżowej, o bezchmurnym niebie, w wyniku bezchmurnego nieba mamy intensywne straty energii w postaci długofalowego promieniowania Ziemi, a bezchmurna atmosfera charakteryzuje się stosunkowo niewielkim promieniowaniem zwrotnym. Bilans promieniowania długofalowego przybiera duże wartości, podłoże b.silnie się wychładza i od tego podłoża b.silnie ochładzają się przylegające warstwy powietrza. Sprawia to, że najniższe temperatury są tuż nad podłożem, a nieco wyższe na większych wysokościach.

-mechaniczne(inwersje osiadania)-są charakterystyczne dla układów wyżowych. W układach wyżowych mamy do czynienia z prądami zstępującymi i dlatego zjawisko osiadania powietrza w wyżu jest powodem tworzenia się inwersji. Zstępującym ruchom powietrza towarzyszy zjawisko sprężania, powoduje to wzrost temperatury. Mając opór powietrza poniżej zaczyna się lekko rozpływać na dole, w ten sposób tworzy się warstwa o podwyższonej temp.(warstwa inwersyjna). Tworzą się w potężnych układach barycznych, układach wyżowych, w pasie wyżów stacjonarnych, które charakteryzują się tym, że długi okres czasu zalegają nad jakimś obszarem.

-frontowe-powierzchnia frontowa, czyli przejściowa warstwa, która oddziela masy powietrza chłodnego od ciepłego(w przypadku frontu ciepłego), bądź zimnego od ciepłego(w przypadku frontu chłodnego), ma cechy warstwy inwersyjnej. W układzie niżowym inwersje są zjawiskiem powszechnym, jednak przy obu rodzajach frontu powierzchnie frontowe mają cechy warstw inwersyjnych. W ciepłej porze oku, przy bezchmurnym niebie, w związku z rosnącym promieniowaniem efektywnym możemy kolejno obserwować zmiany temp. Po zachodzie słońca w porze nocnej tworzy się inwersja. Ta inwersja osiąga maksymalny rozwój przed wschodem słońca. W momencie wschodu słońca rozpoczyna się dopływ energii promieniowania do powierzchni ziemi, ziemia się ogrzewa, a od niej zaczyna się ogrzewać przylegające do niej powietrze, czyli zaczyna się likwidacja nocnej inwersji od dołu. Sprawia to, że w przygruntowej warstwie zaraz po wschodzie słońca zaczyna się kształtować normalny rozkład temp., ale tylko w warstwie przygruntowej. Sprawia to, że inwersja przygruntowa zmienia się w inwersję wyciszoną. W okolicach południa, gdy mamy do czynienia z największym kątem padania promieni słonecznych w atmosferze charakterystyczny jest rozkład normalny temp., czyli spadek wraz z wysokością. I znowu maleje kąt padania promieni słonecznych, przy pogodzie bezchmurnej, już przed zachodem słońca zaczyna się tworzenie przygruntowej inwersji. Taka struktura charakterystyczna jest dla pory letniej. Natomiast niebezpieczeństwo polega na tym, że w warunkach półrocza chłodnego, a zwłaszcza w centrum zimy, kiedy dopływ energii i kąt padania promieni słonecznych jest mały, może taka inwersja nocna nie być zlikwidowana, czyli jej trwanie przeciąga się na porę dzienną i regularnie kolejne dni, co jest niekorzystne.

-orograficzne

-przygruntowe-zaczynają się bezpośrednio nad powierzchnią ziemi, a więc grubość może osiągać kilkadziesiąt metrów nad powierzchnią ziemi

-wzniesione-rozpoczynają się w przeważającej części na dwóch pierwszych kilometrach atmosfery, czyli w dolnej warstwie jest rozkład normalny, a na pewnej wysokości mamy inwersję wyniesioną.

DYFUZJA ATMOSFERYCZNE

Jest to zjawisko wywołane przez turbulencje i jest ona uzależniona od prędkości wiatru. Jest podstawowym zjawiskiem dla dyspersji zanieczyszczeń, i jest uwarunkowana turbulencją i prędkością wiatru. Dyfuzja atmosferyczna obejmuje: dyfuzję molekularną i dyfuzję turbulencyjną. D.molekularna jako efekt ruchu cieplnego molekuł ma marginalne znaczenie dla rozprzestrzeniania zanieczyszczeń. Główną rolę odgrywa d.turbulencyjna. Współczynniki dyfuzji są określane w różnych warunkach meteorologicznych:

-różne stany termiczno-dynamicznej równowagi

-różne prędkości wiatru.

Te współczynniki dyfuzji pionowej i poziomej odgrywają podstawową rolę w dyspersji zanieczyszczeń i są podstawą oceny turbulencji w formule Pasquilla. Dla atmosfery korzystne jest, gdy te współczynniki przybierają duże wartości. One są miarą burzliwości atmosfery. Burzliwość atmosfery przejawia się tym, że na małych wysokościach atmosfera jest anizotropowa, natomiast na większych staje się izotropowa-ma te same właściwości w różnych kierunkach. W warstwie przyziemnej do 25 jest ona anizotropowa. Wartości współczynników dyfuzji mają zróżnicowaną wielkość dla różnych stanów termicznej równowagi. Równowaga chwiejna o dużych współczynnikach dyfuzji to jest równowaga, której wykładnik meteorologiczny oznacza chwiejną równowagę burzliwą, a występuje ona przy dużych prędkościach wiatru i górnym pionowym gradiencie normalnym temp.

TURBULENCJA

Mianem turbulencji atmosfery, w powstawaniu której decydującą rolę odgrywają przyczyny termiczne, to jest nieuporządkowany, zmieniający się losowo co do kierunku i prędkości ruch powietrza w atmosferze, który towarzyszy zarówno poziomym, jak i pionowym ruchom powietrza. Ruch powietrza jest zawsze turbulencyjny, co oznacza że prędkość i kierunek przepływu wykazują ciągłe nieregularne zmiany. Charakterystyczną cechą ruchu turbulencyjnego jest silna wielokierunkowa wymiana masy. Ruch turbulencyjny ma zawsze 2 składowe:

-wartość średnią, która określa przeciętny kierunek i szybkość przemieszczania się

-zmienną składową turbulencyjną, która stanowi odchylenie od średniej wartości.

Współczynnik w układzie turbulencyjnym ma 2 składowe: poziomą i pionową, ale wzajemne relacje składowej poziomej i pionowej są różne, w zależności od 3 klasycznych stanów równowagi:

-obojętna-charakteryzuje się tym, że składowa pozioma jest równa składowej pionowej

-chwiejna-składowa pionowa jest większa od składowej poziomej, dlatego w równowadze chwiejnej mamy intensywna wymianę pionowa powietrza

-stała-przeważa składowa pozioma nad składową pionową.

Ilościowe stosunki pionowej i poziomej składowej ruchów turbulencyjnych jest tzw. liczba Richardsona. Wielkość tej liczby wskazuje nam jaki stan równowagi panuje w atmosferze. Jest stosunkiem gradientu temperatury potencjalnej powietrza do gradientu pionowego prędkości wiatru. Wzrost współczynnika turbulencji wiąże się ze wzrostem prędkości wiatru.

STANY RÓWNOWAGI

Stany równowagi determinują wzajemne stosunki pomiędzy gradientem rzeczywistym a gradientem adiabatycznym sucho- albo wilgotnoadiabatycznym.

Są 3 stany równowagi:

1.równowaga stała-gradient rzeczywisty zwykły albo faktyczny jest mniejszy od gradientu adiabatycznego. Unoszące się adiabatycznie powietrze ochładza się szybciej, szybciej staje się chłodniejsze od otoczenia i cięższe. Gradient zacznie opadać w dół, zacznie ogrzewać się szybciej i znów stanie się lżejsze od otoczenia. Stały stan równowagi jest stanem niekorzystnym do rozwoju pionowej masy, ponieważ każda zmiana porcji powietrza wywołuje siły dążące do wprowadzenia jej do stanu początkowego, czyli stały stan atmosfery: gradient rzeczywisty mniejszy od adiabatycznego. Powietrze ma stratyfikację stałą, jest to stan niekorzystny dla rozwoju pionowej wymiany mas.

2.równowaga obojętna-gradient rzeczywisty i adiabatyczny są identyczne. Powietrz wznoszące się na każdej wysokości ma temperaturę identyczną jak otoczenie, co nie sprzyja ruchom wstępującym i zstępującym. Powietrze ma stratyfikację obojętną. Temperatura potencjalna w warunkach równowagi obojętnej ma wartość stałą. Równowaga obojętna charakteryzuje się stałą wielkością temperatury potencjalnej(stratyfikacja obojętna powietrza nie wywołująca pionowych jego ruchów).

3.gradeint rzeczywisty-ma wartość większą od g.adiabatycznego. Powietrze wznoszące się będzie ochładzało się wolniej, zawsze na każdej wysokości będzie cieplejsze od otoczenia, co intensyfikuje ciągłą jego wędrówkę w górę i odwrotnie: jeśli powietrze wykazuje ruchy zstępujące to na każdej wysokości będzie chłodniejsze i cięższe od otoczenia, co nadal będzie sprzyjało jego dalszemu opadaniu w dół. Równowaga chwiejna jest stanem równowagi, w którym panuje intensywna wymiana pionowa powietrza. Ta wymiana jest tym intensywniejsza, im większa jest różnica pomiędzy obydwoma gradientami. Stan chwiejny atmosfery wywołuje i rozwija ruchy pionowe, w przeciwieństwie do r.stałej, gdzie ruchy pionowe są tłamszone. W warunkach równowagi chwiejnej temperatura potencjalna maleje wraz z wysokością. Każdy proces, który powoduje powstawanie chłodniejszego powietrza na większych wysokościach, a ciepłego na niższych odpowiada normalnemu rozkładowi temperatury, czyli powoduje zmniejszenie stabilności, a wywołuje chwiejność atmosfery. Ogrzewanie powietrza od gruntu w warunkach pogody słonecznej, bezchmurnej, intensywny proces promieniowania bezpośredniego silnie nagrzewa ziemię, a od podłoża nagrzewa się powietrze. W przypadku napływu ciepłej adwekcji przy gruncie, napływ ciepłego powietrza nad dany obszar przyczynia się do utrwalenia normalnego rozkładu, bo przy gruncie cieplej, a im wyżej tym chłodniej. Ten rozkład jest rozkładem normalnym.

Stany równowagi wywołuje profil pionowy temperatury i wilgotności powietrza, a każda zmiana tego profilu wywołuje zmiany stanu równowagi.

Każdy proces, który powoduje powstawanie cieplejszego powietrza na większych wysokościach i chłodniejszego niżej prowadzi do stabilizacji atmosfery. Ochłodzenie wypromieniowania prowadzi do powstania równowagi stałej. Chłodna adwekcja przy gruncie, jeżeli napływa zimne powietrze to szybko powoduje spadek powietrza temperatury przy gruncie, prowadzi do stratyfikacji odwrotnej-u góry cieplej, przy gruncie chłodniej. Destabilizację równowagi prowadzi chłodna adwekcja przy gruncie, albo ciepła adwekcja w wyższych warstwach atmosfery. Są to procesy niekorzystne dla stratyfikacji atmosfery.

Stany równowagi mają wpływ na rozprzestrzenianie się zanieczyszczeń. Chwiejność równowagi powoduje pulsacje-zmiany stężenia zanieczyszczeń. Duże wartości są w pobliżu źródła emisji. W warunkach równowagi stałej zanieczyszczenia są przenoszone na duże odległości. Stężenie zanieczyszczeń jest duże daleko od emitora. Środkowa i północna część Polski-liczba dni z równowagą chwiejną jest 2-2,5 raza większa niż liczba dni z r.stałą, w skutek adwekcji chłodnych mas powietrza oceanicznego. W Polsce południowej-równowaga chwiejna w słoneczny dzień, a r.stała w nocy. W skali roku r.chwiejna występuje z częstością ok. 30-50%. Ponad połowa dni-środkowa i płn część kraju. R.chwiejna występuje najczęściej w ciągu lata(najmniejsze zróżnicowanie przestrzenne), najrzadziej w zimie-w pasie środkowo północnym powyżej 40%, spada na południe, a w rejonie południowo-wschodnim częstość do 10%. Jesienią od 20-40%, wiosną od 30-50%. Najczęściej r.chwiejna występuje czerwiec/lipiec, najrzadziej październik/listopad. R.obojętna i stała najrzadziej występuje czerwiec/lipiec, najczęściej październik/listopad.

R.chwiejna jest korzystna-stwarza najlepsze warunki pionowej wymiany zanieczyszczeń. W ciągu nocy mamy ewidentną przewagę równowagi stałej+obojętnej. W dzień przeważa równowaga chwiejna. Przewaga niekorzystnej sytuacji w nocy w ciągu roku jest prawie 4 krotnie większa. Jeszcze mniej korzystne warunki panują nocą w ciągu zimy(x8).

WIATR-naturalny czynnik wentylacji atmosfery i przenoszenia zanieczyszczeń. Rozkład prędkości, długotrwałości i kierunków wiatrów dolnych to prędkość z jaką zanieczyszczenia przemieszczają się w atmosferze. Im większa prędkość wiatru, tym stężenie zanieczyszczeń maleje.

Prędkość wiatru w Polsce:

-średnie prędkości spadają z północy na południe. W pasie nadmorskim prędkość powyżej 5m/s

-Polska południowa-3m/s

-góry-dobrze przewietrzane wierzchowiny, źle formy wklęsłe. Im wyższa wysokość n.p.m. tym większa prędkość wiatru. W ciągu doby prędkość wiatru osiąga największe wartości około południa, najmniejsze w porze chłodnej doby, temp. często spada do 0^oC.

Struktura sezonowa:

-mniejsze prędkości w lecie 2,6-3,1 m/s

-większe podczas zimy kalendarzowej 4,3m/s

W Polsce przeważają wiatry o długotrwałości do 1h. W śród tych wiatrów dominują te do 3-4m/s(25%). Wiatry 2h to tylko <6%, 3h <2%. Wiatry >10h-to sporadyczne przypadki. Uciążliwość zanieczyszczeń zależy od długotrwałości określonych kierunków wiatru. Wiatry do 1h występują najczęściej z NW, N i NE(I przedział kątowy) oraz SW(II przedział kątowy), najrzadziej z kierunku E. Dla wiatrów długotrwałych W lub E.

Największa kumulacja zanieczyszczeń występuje na kierunkach zgodnych z kierunkiem wiania wiatru na wysokości komina. Należy lokalizować zakłady przy wiatrowym rozstawie źródeł emisji-polega to na lokalizacji emitorów nie równolegle ale prostopadle do przeważających kierunków wiatrów.

Pionowy profil prędkości i kierunku wiatru-zmiany obu parametrów wraz ze zrostem wysokości prędkość wiatru wzrasta(w zależności od podłoża, stanu pionowej równowagi atmosferycznej i prędkości wiatru). Tarcie powietrza o podłoże powoduje zmiany. Oddalając się od szorstkiego podłoża prędkość wiatru rośnie. Największe przyrosty prędkości wykazują dniem i nocą najbliższe podłożu warstwy(noc większa, zimna też bo jest r.stała). Wraz ze wzrostem zmienia się kierunek wiatru. Na ogół w prawo, do 1000-1500m(warstwa tarciowa), o 20^o latem i ok. 30^o zimą. Nad terenem płaskim kąt skrętu jest mniejszy, a nad miastem i górami większy. Nocą skręt wiatru jest większy od dnia. Kąt skrętu jest mniejszy, gdy prędkość wiatru wzrasta, zależy to od krzywizny izobar, dlatego w obszarach niżowych jest mniejszy od obszarów wyżowych. W warunkach r.stałej wraz ze wzrostem wysokości , prędkość wiatru wzrasta, a przy r.chwiejnej maleje.

UNOS-ilość zanieczyszczeń tworzących się w czasie procesów technologicznych i unoszonych ze źródła tworzenia do urządzeń oczyszczających.

EMISJA-określa ilość zanieczyszczeń wydzielanych do atmosfery po przejściu przez urządzenia oczyszczające.

IMISJA-to stan zanieczyszczenia atmosfery, który jest wynikiem emisji i warunków rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń po ich wyrzucie z emitorów.

DYSPERSJA-rozproszenie

AKTY PRAWNE:

1.Prawo Ochrony Środowiska z 27.04.2001r

-dział I-zakres obowiązywania ustawy

-dział II-ochrona powietrza

2.ustawa o postępowaniu z substancjami zubożającymi warstwę ozonową z 02.03.2001r.

-ozon stratosferyczny w ozonosferze. Powstawanie dziury ozonowej, nadmiar UV szkodliwego przez zubożenie warstwy ozonowej(20km)

-troposferyczny-rośnie i jest jednoznacznie zanieczyszczeniem atmosfery. Rocznie przybywa go 30%

3.rozporządzenie Rady Ministrów z 09.10.2001r. w sprawie opłat za korzystanie ze środowiska

4.rozporządzenie Ministra Środowiska z 06.06.2002r. w sprawie oceny poziomów substancji w powietrzu

5.Rozporządzenie Ministra Środowiska z 05.12.2002r. w sprawie wartości odniesienia dla niektórych substancji w powietrzu.

RADIACYJNE TERMICZNE WARSTWY HAMUJĄCE(rtwh)-tworzą się w warunkach bezchmurnych nocy, najczęściej przy pogodzie wyżowej, przy ciszy bądź słabym wietrze. Zaczynają tworzyć się pod wieczór, osiągając maksymalny rozwój przed wschodem słońca i na ogół po wschodzie słońca zanikają. Zimą przy małym kącie padania promieni słonecznych w ciągu dnia, takie nocne rtwh mogą trwać kilka dni z rzędu i mogą osiągać rozwój ok. 1000m, podczas gdy przeciętnie ich grubość nie przekracza kilkuset metrów.

Adewkcyjne termiczne warstwy hamujące(atwh)-powstają w wyniku ochładzania się od podłoża napływających cieplejszych mas powietrza. Mogą powstawać w każdej porze roku, wtedy kiedy napływa cieplejsze powietrze, a zanikają wtedy kiedy to cieplejsze powietrze odpływa. W wyniku wieloskalowych ruchów opadających w układach wyżowych powstają termiczne warstwy hamujące osiadania.

Rtwh (wg Lewińskiej) tworzą się gł.w układach wysokiego ciśnienia klinach wyżowych. Ponad 50% warstw hamujących związanych jest z temp. wyżową i klinami niskiego ciśnienia. Pewna część wiąże się z występowaniem układów niżowych. Najczęściej termiczne warstwy hamujące występują przy prędkości wiatru od 2-3m/s. Prędkość powyżej 6m/s nie powoduje powstawania twh.

Twh na ogół występują przy bezchmurnym niebie. Ponad 70% przypadków twh występuje przy braku ruchów. Adwekcyjny typ twh może dobrze tworzyć się kiedy niebo jest całkowicie zachmurzone. Twh mogą dzielić się na:

-dolne-zaczynają się bezpośrednio od powierzchni ziemi. Tworzą się przede wszystkim nocą. Nocą w wyniku radiacji w ciągu dnia na ogół są zastępowane mniej lub bardziej chwiejnymi warstwami. Nocne dolne twh wystepują w Polsce 53-65%. Najczęściej występują w sierpniu/wrześniu-70%, najrzadziej ok.35% październik/listopad. W ciągu dnia częstotliwość występowania dolnych twh jest znacznie mniejsza-poniżej 10%. Wykazują odmienną strukturę sezonową. Dzienne jeżeli występują to w grudniu i styczniu, wtedy kiedy dopływ energii promieniowania jest zbyt mały i ten nocny czas trwania przedłuża się na okres dnia. Grubość dolnych radiacyjnych twh mieści się w b.szerokim przedziale, w skrajnych przypadkach osiągać miąższość 2-3km, w ok. 60% ogółem inwersje i izotermie nie przekraczają 500m, a w 90% nie przekraczają 800m. Najmniejsza miąższość twh w okresie wiosny 200-300m, latem i jesienią 300-700m, zimą ponad 800m.

-górne-zaczynają się na pewnej wysokości, na ogół na pierwszym kilometrze. Najczęściej występują w listopadzie, grudniu i styczniu, a najrzadziej w porze letniej. Dzienne górne twh występują częściej niż dzienne dolne twh, najczęściej w listopadzie i styczniu, występują 3-4krotnie częściej niż dolne, ale rozkład ich w sezonie jest podobny.

Rola twh:

-dolne twh-są ogromnym zagrożeniem wszędzie tam, gdzie jest przewaga niskich źródeł emisji, a takimi obszarami są np. miasta, ponieważ emitowane są zanieczyszczenia w tą warstwę gdzie jest bezruch(są one kumulowane, a nie rozprzestrzeniane). Rola-stanowią zaporę, co jest szczególnie ważne, o ile z górną twh równowaga jest chwiejna. One stanowią barierę dla dalszego wznoszenia się zanieczyszczonego powietrza.

---