大气结构与气象
有效地防止大气污染的途径，除了采用除尘及废气净化装置等各种工程技术手段外，还需充分利用大气的湍流混合作用对污染物的扩散稀释能力，即大气的自净能力。污染物从污染源排放到大气中的扩散过程及其危害程度，主要决定于气象因素，此外还与污染物的特征和排放特性，以及排放区的地形地貌状况有关。
一、大气的结构
气象学中的大气是指地球引力作用下包围地球的空气层，其最外层的界限难以确定。通常把自地面至1200 km左右范围内的空气层称做大气圈或大气层，而空气总质量的98．2％集中在距离地球表面30 km以下。超过1200 km的范围，由于空气极其稀薄，一般视为宇宙空间。
自然状态的大气由多种气体的混合物、水蒸气和悬浮微粒组成。其中，纯净干空气中的氧气、氮气和氩气三种主要成分的总和占空气体积的99.97％，它们之间的比例从地面直到90km高空基本不变，为大气的恒定的组分；二氧化碳由于燃料燃烧和动物的呼吸，陆地的含量比海上多，臭氧主要集中在55～60km高空，水蒸气含量在4％以下，在极地或沙漠区的体积分数接近于零，这些为大气的可变的组分；而来源于人类社会生产和火山爆发、森林火灾、海啸、地震等暂时性的灾害排放的煤烟、粉尘、氯化氢、硫化氢、硫氧化物、氮氧化物、碳氧化物为大气的不定的组分。
大气的结构是指垂直（即竖直）方向上大气的密度、温度及其组成的分布状况。根据大气温度在垂直方向上的分布规律，可将大气划分为四层：对流层、平流层、中间层和暖层。
1. 对流层
对流层是大气圈最靠近地面的一层，集中了大气质量的75％和几乎全部的水蒸气、微尘杂质。受太阳辐射与大气环流的影响，对流层中空气的湍流运动和垂直方向混合比较强烈，主要的天气现象云雨风雪等都发生在这一层，有可能形成污染物易于扩散的气象条件，也可能生成对环境产生有危害的逆温气象条件。因此，该层对大气污染物的扩散、输送和转化影响最大。
大气对流层的厚度不恒定，随地球纬度增高而降低，且与季节的变化有关，赤道附近约为15km,中纬度地区约为10～12 km，两极地区约为8km；同一地区，夏季比冬季厚。一般情况下，对流层中的气温沿垂直高度自下而上递减，约每升高100m平均降低0．65℃。
从地面向上至1～1.5 km高度范围内的对流层称为大气边界层，该层空气流动受地表影响最大。由于气流受地面阻滞和摩擦作用的的影响，风速随高度的增加而增大，因此又称为摩擦层。地表面冷热的变化使气温在昼夜之间有明显的差异，可相差十几乃至几十度。由于从地面到lOOm左右的近地层在垂直方向上热量和动量的交换甚微，所以上下气温之差可达1～2℃。大气边界层对人类生产和生活的影响最大，污染物的迁移扩散和稀释转化也主要在这一层进行。
边界层以上的气流受地面摩擦作用的影响越来越小，可以忽略不计，因此称为自由大气。
2. 平流层
平流层是指从对流层顶到离地高度约55 km范围的大气层，该层和对流层包含了大气质量的99.9 ％。平流层内空气稀薄，比较干燥，几乎没有水汽和尘埃。平流层的温度分布是：从对流层顶到离地约22km的高度范围为同温层，气温几乎不随高度变化，约为－55℃。从22km继续向上进入臭氧带，在这里太阳的紫外辐射被吸收，转化为热能，导致气温随高度增加而上升，到达层顶时气温升高到－3℃左右。平流层内气温下低上高的分布规律，使得该层空气的竖直对流混合微弱，大气基本处于平流运动。因此，该层大气的透明度较好，气流稳定，很少出现云雨及风暴等天气现象。
平流层中的臭氧层是80～100km处的氧分子在太阳紫外辐射作用下光解为氧原子，再与其它氧分子化合成臭氧而形成的，其化合作用主要在30～60km处。从对流层顶向上，臭氧浓度逐渐增大，在22～25km处达最大值，往后逐渐减小，到平流层顶臭氧含量极其微小。因为40km以上，在光化作用下，由氧化合为臭氧和由臭氧光解成氧的过程几乎保持平衡状态。在某种环流作用下，臭氧被送到很少光解的高度以下积聚，集中在15～35km高度之间。通常将22～25km处称为臭氧层。
3. 中间层
中间层是指从平流层顶到高度80km左右范围内的大气层，其空气质量仅占大气质量的10－3。该层内温度随高度的增加而下降，层顶的温度可降到－93℃左右。因此，空气的对流运动强烈，垂直方向混合明显。
4. 暖层
暖层为中层顶延伸到800km高空的大气层，该层的空气质量只有大气质量的10－5。暖层在强烈的太阳紫外线和宇宙射线作用下，其气温随高度上升而迅速增高，暖层顶部温度可高达500～2000K，且昼夜温度变化很大。暖层的空气处于高度电离状态，因此存在着大量的离子和电子，故又称为电离层。
二、气象要素
气象条件是影响大气中污染物扩散的主要因素。历史上发生过的重大空气污染危害事件，都是在不利于污染物扩散的气象条件下发生的。为了掌握污染物的扩散规律，以便采取有效措施防治大气污染的形成，必须了解气象条件对大气扩散的影响，以及局部气象因素与地形地貌状况之间的关系。
在气象学中，气象要素是指用于描述的物理状态与现象的物理量，包括气压、气温、气湿、云、风、能见度以及太阳辐射等。这些要素都能从观测直接获得，并随着时间经常变化，彼此之间相互制约。不同的气象要素组合呈现不同的气象特征，因此对污染物在大气中的输送扩散产生不同的影响。其中风和大气不规则的湍流运动是直接影响大气污染物扩散的气象特征，而气温的垂直分布又制约着风场与湍流结构。下面介绍主要的气象要素：
1. 气压
气压是指大气的压强，即单位面积上所承受的大气柱的重力。气压的单位为Pa，气象学中常用毫巴(mbar)或百帕（hPa）表示。定义温度为273K时，位于纬度45o平均海平面上的气压值为1013.25hPa，称为标准大气压。对于任一地区，气压的变化总是随着高度的增加而降低。
2. 气温
气温是指离地面1.5 m高处的百叶箱内测量到的大气温度。气温的单位一般为℃，理论计算中则用绝对温度K表示。
3. 气湿
气湿即为大气的湿度，用以表示空气中的水蒸气含量，气象学中常用绝对湿度、水蒸气分压、露点、相对湿度和比湿等量来表示。
绝对湿度就是单位体积湿空气中所含水蒸气质量，单位为g/m3，其数值为湿空气中水蒸气的密度，表明了湿空气中实际的水蒸气含量。水蒸气分压是指湿空气温度下水蒸气的压力，它随空气的湿度增加而增大。当空气温度不变时，空气中的水蒸气含量达到最大值时的分压力称为饱和水蒸气压，此时的空气称为饱和空气，温度即称为露点。饱和水蒸气压随温度降低而下降，若降低饱和空气的温度，则空气中的一部分水蒸气将凝结下来，即结露。相对湿度是湿空气中实际的水蒸气含量与同温下最大可能含有的水蒸气含量的比值，也即实际的水蒸气分压与饱和水蒸气压之比，表明了湿空气吸收水蒸气的能力及其潮湿程度。相对湿度愈小，空气愈干燥，反之则表示空气潮湿。比湿是指单位质量干空气含有的水蒸气质量，单位是g/kg。
4. 云
云是指漂浮在大气中的微小水滴或冰晶构成的汇集物质。云吸收或反射太阳的辐射，反映了气象要素的变化和大气运动的状况，其形成、数量、分布及演变也预示着天气的变化趋势，可用云量和云高来描述。
云遮蔽天空的份额称为云量。我国规定将视野内的天空分为10等分，云遮蔽的成数即为云量。例如：云密布的阴天时的云量为10；云遮蔽天空3成时云量为3；当碧空无云的晴天时，云量则为0。而国外是把天空分为8等分来，仍按云遮蔽的成数来计算云量。
云底距地面的高度称为云高。按云高的不同范围分为：云底高度在2500m以下称为低云；云底高度在2500～5000m之间称为中云；而云底高度大于5000m之上称为高云。
5. 能见度
能见度是指正常视力的人在当时的天气条件下，从水平方向中能够看到或辨认出目标物的最大距离，单位是m或km。能见度的大小反映了大气混浊或透明的程度，一般分为十个级别，0级的白日视程为最小，50m以下，9级的白日视程为最大，大于50km。
6. 风
风是指空气在水平方向的运动。风的运动规律可用风向和风速描述。风向是指风的来向，通常可用16个或8个方位表示，如西北风指风从西北方来。此外也可用角度表示，以北风为0o，8个方位中相邻两方位的夹角为45o，正北与风向的反方向的顺时针方向夹角称为风向角，如东南风的风向角为135o。
风速是指空气在单位时间内水平运动的距离。气象预报的风向和风速指的是距地面10m高处在一定时间内观测到的平均风速。
在自由大气中，风受地面摩擦力的影响很小，一般可以忽略不计，风的运动处于水平的匀速运动。但在大气边界层中，空气运动受到地面摩擦力的影响，使风速随高度升高而增大。
空气的大规模运动形成风。地球两极和赤道之间大气的温差，陆地与海洋之间的温差以及陆地上局部地貌不同之间的温差，从而对空气产生的热力作用，形成各种类型风，如海陆风、季风、山谷风、峡谷风等。
当气压基本不变时，日出后由于地面吸收太阳的辐射，由底部气层开始的热涡流上升运动逐渐增强，使大气上下混合强度增大，因此下层风速渐大，一般在午后达到最大值；而夜间在地面的冷却作用下，湍流活动减弱直至停止，使下层风速减小，乃至静止。反之，高层大气的白天风速最小，夜间风速最大。
海陆风出现在沿海地区，是由于海陆接壤区域的地理差异产生的热力效应，形成以一天为周期而变化的大气局部环流。在吸收相同热量的条件下，由于陆地的热容量小于海水，因此地表温度的升降变化比海水快。白天，阳光照射下的陆地温升比海洋快，近地层陆地上空的气温高于海面上空，空气密度小而上升，因此产生水平气压梯度，低层气压低于海上，于是下层空气从海面上流向陆地，称为海风；而陆地高层空间的气压高于海上，气流由陆地流向海洋，从而在这一区域形成空气的闭合环流。夜间，陆地温降又比海洋快，近地气层的气温低于海面上的气温，形成了高于海面上的气压，于是下层空气从陆地流向海上，称为陆风，并与高空的逆向气流形成闭合环流。
海陆风的影响区域有限。海风高约1000m，一般深入到陆地20～40km处，最大风力为5～6级；陆风高约100～300m，延伸到海上8～lOkm处，风力不过3级。在内陆的江河湖泊岸边，也会出现类似的环流，但强度和活动范围均较小。
季风也是由于陆地和海洋的地理差异产生的热力效应，形成以一年四季为周期而变化的大气环流，但影响的范围比海陆风大得多。夏季，大陆上空的气温高于海洋上空，形成低层空气从海洋流向大陆，而高层大气相反流动，于是构成了夏季的季风环流，类似于白天海风环流的循环。冬季，大陆上空的气温低于海洋上空，形成低层空气从大陆流向海洋，高层大气由海洋流向大陆的冬季的季风环流，类似于夜间陆风环流的循环。我国处于太平洋西岸和印度洋西侧，夏季大陆盛行东南风，西南地区吹西南风；冬季大陆盛行西北风，西南地区吹东北风。
山谷风是山区地理差异产生的热力作用而引起的另外一种局地风，也是以一天为周期循环变化。白天，山坡吸受较强的太阳辐射，气温增高，因空气密度小而上升，形成空气从谷底沿山坡向上流动，称为谷风；同时在高空产生由山坡指向山谷的水平气压梯度，从而产生谷底上空的下降气流，形成空气的热力循环。夜间，山坡的冷却速度快，气温比同高度的谷底上空低，空气密度大，使得空气沿山坡向谷底流动，形成山风，同时构成与白天反向的热力环流。
峡谷风是由于气流从开阔地区进入流动截面积缩小的狭窄峡谷口时，因气流加速而形成的顺峡谷流动的强风。
影响大气扩散的若干因素
大气污染物在大气湍流混合作用下被扩散稀释。大气污染扩散主要受到气象条件、地貌状况及污染物的特征的影响。
一、气象因子影响
影响污染物扩散的气象因子主要是大气稳定度和风。
1. 大气稳定度
大气稳定度随着气温层结的分布而变化，是直接影响大气污染物扩散的极重要因素。大气越不稳定，污染物的扩散速率就越快；反之，则越慢。当近地面的大气处于不稳定状态时，由于上部气温低而密度大，下部气温高而密度小，两者之间形成的密度差导致空气在竖直方向产生强烈的对流，使得烟流迅速扩散。大气处于逆温层结的稳定状态时，将抑制空气的上下扩散，使得排向大气的各种污染物质因此而在局部地区大量聚积。当污染物的浓度增大到一定程度并在局部地区停留足够长的时间，就可能造成大气污染。
2. 风
进入大气的污染物的漂移方向主要受风向的影响，依靠风的输送作用顺风而下在下风向地区稀释。因此污染物排放源的上风向地区基本不会形成大气污染，而下风向区域的污染程度就比较严重。
风速是决定大气污染物稀释程度的重要因素之一。由高斯扩散模式的表达式可以看出，风速和大气稀释扩散能力之间存在着直接对应关系，当其它条件相同时，下风向上的任一点污染物浓度与风速成反比关系。风速愈高，扩散稀释能力愈强，则大气中污染物的浓度也就愈低，对排放源附近区域造成的污染程度就比较轻。
二、地理环境状况的影响
影响污染物在大气中扩散的地理环境包括地形状况和地面物体。
1. 地形状况
陆地和海洋，以及陆地上广阔的平地和高低起伏的山地及丘陵都可能对污染物的扩散稀释产生不同的影响。
局部地区由于地形的热力作用，会改变近地面气温的分布规律，从而形成前述的地方风，最终影响到污染物的输送与扩散。
海陆风会形成的局部区域的环流，抑制了大气污染物向远处的扩散。例如，白天，海岸附近的污染物从高空向海洋扩散出去，可能会随着海风的环流回到内地，这样去而复返的循环使该地区的污染物迟迟不能扩散，造成空气污染加重。此外，在日出和日落后，当海风与陆风交替时大气处于相对稳定甚至逆温状态，不利于污染物的扩散。还有，大陆盛行的季风与海陆风交汇，两者相遇处的污染物浓度也较高，如我国东南沿海夏季风夜间与陆风相遇。有时，大陆上气温较高的风与气温较低的海风相遇时，会形成锋面逆温。
山谷风也会形成的局部区域的封闭性环流，不利于大气污染物的扩散。当夜间出现山风时，由于冷空气下沉谷底，而高空容易滞留由山谷中部上升的暖空气，因此时常出现使污染物难以扩散稀释的逆温层。若山谷有大气污染物卷入山谷风形成的环流中，则会长时间滞留在山谷中难以扩散。
如果在山谷内或上风峡谷口建有排放大气污染物的工厂，则峡谷风不利于污染物的扩散，并且污染物随峡谷风流动，从而造成峡谷下游地区的污染。
当烟流越过横挡于烟流途径的山坡时，在其迎风面上会发生下沉现象，使附近区域污染物浓度增高而形成污染，如背靠山地的城市和乡村。烟流越过山坡后，又会在背风面产生旋转涡流，使得高空烟流污染物在漩涡作用下重新回到地面，可能使背风面地区遭到较严重点污染。
2. 地面物体
城市是人口密集和工业集中的地区。由于人类的活动和工业生产中大量消耗燃料，使城市成为一大热源。此外，城市建筑物的材料多为热容量较高的砖石水泥，白天吸收较多的热量，夜间因建筑群体拥挤而不宜冷却，成为一巨大的蓄热体。因此，城市与周围郊区的气温比周围郊区气温高，年平均气温一般高于乡村1～1.5℃，冬季可高出6～8℃。由于城市气温高，热气流不断上升，乡村低层冷空气向市区侵入，从而形成封闭的城乡环流。这种现象与夏日海洋中的孤岛上空形成海风环流一样，所以称之为城市“热岛效应”。
城市热岛效应的形成与盛行风和城乡间的温差有关。夜晚城乡温差比白天大，热岛效应在无风时最为明显，从乡村吹来的风速可达2m/s。虽然热岛效应加强了大气的湍流，有助于污染物在排放源附近的扩散。但是这种热力效应构成的局部大气环流，一方面使得城市排放的大气污染物会随着乡村风流返回城市；另一方面，城市周围工业区的大气污染物也会被环流卷吸而涌向市区，这样，市区的污染物浓度反而高于工业区，并久久不宜散去。
城市内街道和建筑物的吸热和放热的不均匀性，还会在群体空间形成类似山谷风的小型环流或涡流。这些热力环流使得不同方位街道的扩散能力受到影响，尤其对汽车尾气污染物扩散的影响最为突出。如建筑物与在其之间的东西走向街道，白天屋顶吸热强而街道受热弱，屋顶上方的热空气上升，街道上空的冷空气下降，构成谷风式环流。晚上屋顶冷却速度比街面快，使得街道内的热空气上升而屋顶上空的冷空气下沉，反向形成山风式环流。由于建筑物一般为锐边形状，环流在靠近建筑物处还会生成涡流。当污染物被环流卷吸后就不利于向高空的扩散。
排放源附近的高大密集的建筑物对烟流的扩散有明显影响。地面上的建筑物除了阻碍了气流运动而使风速减小，有时还会引起局部环流，这些都不利于烟流的扩散。例如，当烟流掠过高大建筑物时，建筑物的背面会出现气流下沉现象，并在接近地面处形成返回气流，从而产生涡流。结果，建筑物背风侧的烟流很容易卷入涡流之中，使靠近建筑物背风侧的污染物浓度增大，明显高于迎风侧。如果建筑物高于排放源，这种情况将更加严重。通常，当排放源的高度超过附近建筑物高度2.5倍或5倍以上时，建筑物背面的涡流才不对烟流的扩散产生影响。
三、污染物特征的影响
实际上，大气污染物在扩散过程中，除了在湍流及平流输送的主要作用下被稀释外，对于不同性质的污染物，还存在沉降、化合分解、净化等质量转化和转移作用。虽然这些作用对中、小尺度的扩散为次要因素，但对较大粒子沉降的影响仍须考虑，而对较大区域进行环境评价时净化作用的影响不能忽略。大气及下垫面的净化作用主要有干沉积、湿沉积和放射性衰变等。
干沉积包括颗粒物的重力沉降与下垫面的清除作用。显然，粒子的直径和密度越大，其沉降速度越快，大气中的颗粒物浓度衰减也越快，但粒子的最大落地浓度靠近排放源。所以，一般在在计算颗粒污染物扩散时应考虑直径大于l0μm的颗粒物的重力沉降速度。当粒径小于l0μm的大气污染物及其尘埃扩散时，碰到下垫面的地面、水面、植物与建筑物等，会因碰撞、吸附、静电吸引或动物呼吸等作用而被逐渐从烟流中清除出来，也能降低大气中污染物浓度。但是，这种清除速度很慢，在计算短时扩散时可不考虑。
湿沉积包括大气中的水汽凝结物(云或雾)与降水(雨或雪)对污染物的净化作用。放射性衰变是指大气中含有的放射物质可能产生的衰变现象。这些大气的自净化作可能减少某种污染物的浓度，但也可能增加新的污染物。由于问题的复杂性，目前尚未掌握它们对污染物浓度变化的规律性。
