（完整）⾼斯扩散模型
⼤⽓污染扩散
第⼀节⼤⽓结构与⽓象
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。下⾯简要介绍⼤⽓结构以及⽓象条件的⼀些基本概念。学术会议在线
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
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，如图5－1所⽰。
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
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℃。米脂的婆姨性功能
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。空⽓在静⽌状态下，可以⽤下式表⽰: dp gdZ ρ=- (5－1)
式中 p —⽓压，Pa ；
Z —⼤⽓的竖直⾼度，m ；
ρ—⼤⽓密度，kg/m 3
。
2. ⽓温
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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/m 3，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。
广西民族大学网络教学平台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。在离地⾯⼏⽶以上的⼤⽓层中，平均风速与⾼度之间关系⼀般可以利⽤迪肯(Deacon)的幂定律描述： 11(/)n
u u z z （5－2）
式中 u 及u 1—在⾼度Z 及已知⾼度Z 1处的平均风速，m/s ；
n —与⼤⽓稳定度有关的指数。在中性层结条件下，且地形开阔平坦只有少量地表覆盖
物时，n ＝1/7。
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
毛利润
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。海陆风的流动⽰意图如图
5-2所⽰。
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。⼭⾕风的流动⽰意图如图5－3所⽰。
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。
三、⼤⽓温度的垂直分布
1. ⽓温直减率
实际⼤⽓的⽓温沿垂直⾼度的变化率称为⽓温垂直递减率，简称⽓温直减率，可⽤参数γ表⽰： T Z γ
=- （5－3）
式中，负号表⽰⽓温随⾼度⽽降低。
2. ⼤⽓的温度层结
⽓温随垂直⾼度的分布规律称为温度层结，因此坐标图上⽓温变化曲线也称为温度层结曲线。温度层结反映了沿⾼度的⼤⽓状况是否稳定，其直接影响空⽓的运动，以及污染物质的扩散过程和浓度分布。
图5－4所⽰为温度层结曲线的三种基本类型：
（1）递减层结。⽓温沿⾼度增加⽽降低，即γ>O，如曲线1
所⽰。递减层结属于正常分布，⼀般出现在晴朗的⽩天，风⼒较⼩
的天⽓。地⾯由于吸收太阳辐射温度升⾼，使近地空⽓也得以加热，
形成⽓温沿⾼度逐渐递减。此时上升空⽓团的降温速度⽐周围⽓温
慢，空⽓团处于加速上升运动，⼤⽓为不稳定状态。
（2）等温层结。⽓温沿⾼度增加不变，即γ＝O，如曲线2所⽰。等温层结多出现于阴天、多云或⼤风
时，由于太阳的辐射被云层吸收和反射，地⾯吸热减少，此外晚上云层⼜向地⾯辐射热量，⼤风使得空⽓上下混合强烈，这些因素导致⽓温在垂直⽅向上变化不明显。此时上升空⽓团的降温速度⽐周围⽓温快，上升运动将减速并转⽽返回，⼤⽓趋于稳定状态。
（3）逆温层结。⽓温沿⾼度增加⽽升⾼，即γ
辐射逆温为⼤陆上常年可见的逆温类型，是由于地⾯的快速冷却⽽形成，通常出现于晴朗⽆云或少云、风速不⼤的夜间。夜晚地⾯向⼤⽓辐射⽩天吸收的热量⽽逐渐冷却，近地⾯的⽓温随之降低。离地愈近，⽓温冷却愈快，离地愈远的空⽓受地⾯影响愈弱，降温愈慢，形成⾃地⾯开始的辐射逆温。辐射逆温随着地⾯的冷却逐渐向上扩展，到⽇出前逆温充分发展。⽇出后，地⾯吸收太阳的辐射逐渐升温，逆温层⼜逐渐⾃下⽽上消失。到上午九点钟左右，逆温全部消失。辐射逆温的⽣消过程如图5－5所⽰。辐射逆温层的厚度通常在⼏⼗⽶到⼏百⽶之间，⾼纬度地区甚⾄厚达2～3km。冬季夜
长，逆温层较厚且消失较慢。夏季夜短，则逆温层
较薄，消失也快。此外，地形、云层、风等因素也
会影响辐射逆温的形成及强度。
下沉逆温是因⾼压区内某⼀层空⽓发⽣下沉运
动时，导致下层空⽓被压缩升温⽽形成；湍流逆温发⽣在绝热状态下的⼤⽓湍流运动时；平流逆温是暖空⽓⽔平流⾄冷地表地区上空所形成；锋⾯逆温为对流层中冷暖空⽓相遇时，由于暖空⽓密度⼩，爬到冷空⽓上⾯所致。这些类型的逆温⼀般不从地⾯开始，出现在离地⾯数⼗⽶⾄数千⽶的⾼空，也称为上层逆温。实际上，⼤⽓中出现逆温可能是由⼏种原因共同作⽤形成的。
出现逆温时，好像⼀个盖⼦阻碍它下⾯的污染物质扩散，对⼤⽓污染扩散影响极⼤，因此许多⼤⽓污染事件都发⽣在具有逆温层与静风的⽓象条件下。
3. ⼲绝热直减率
王义政
考察⼀团在⼤⽓中做垂直运动的⼲空⽓，如果⼲空⽓在运动中与周围空⽓不发⽣热量交
换，则称为绝热过程。当⼲⽓团垂直运动在递减层结时，⽓团的温度变化与⽓压变化相反。若⽓团的压⼒沿⾼度发⽣显著变化，则⽓温变化引起的⽓团内能变化与⽓压变化导致的⽓团做功相当，此时可忽略⽓团与周围⼤⽓的热交换，视为绝热过程。⼲⽓团绝热上升时，因周围⽓压减⼩⽽膨胀，消耗⼤部分内能对周围⼤⽓做膨胀功，则⽓团温度显著降低。⼲⽓团绝热下降时，因周围⽓压增⼤被压缩，外界的压缩功⼤部分转化为⽓团的内能增量，⽓团温度明显上升。
⼲⽓团在绝热垂直运动过程中，升降单位距离(通常取l00m)的温度变化值称为⼲空⽓温度的绝热垂直递减率，简称⼲绝热直减率γd ，即：
d T Z γ
=- （5－4）
⼲⽓团在垂直升降过程中服从热⼒学第⼀定律，即：
q u w =?+ （5－5）
⽓团可视为理想⽓体，并设⽓团的压⼒与周围⼤⽓的⽓压随时保持平衡，在绝热过程中有dq= 0，则式（5－5）可改写为： 0v dq c dT vdp =+= （5－6）
⽓团的物理状态可⽤理想⽓体状态⽅程来描述，即：
pv RT = (5－7)
pdv vdp RdT += （5－8）
由式（4－6）、及式（4-8）可得：
p vdp c dT = （5－9）
式中 c p —⼲空⽓⽐定压热容，c p ＝c v ＋R ＝1004 J/(kg ·K)。
将式（5－1）带⼊式（5－9），并近似地视⽓团的密度ρ与⽐体积v 互为倒数，得： 1/100d p dT g K m dZ c γ=-
=≈（5－10）
上式可见，在⼲绝热过程中，⽓团每上升或下降100 m ，温度约降低或升⾼1K ，即γd 为固定值，⽽⽓温直减率γ则随时间和空间变化，这是两个不同的概念。
四、⼤⽓的稳定度
1. ⼤⽓稳定度
⼤⽓稳定度是指⼤⽓中的某⼀⽓团在垂直⽅向上的稳定程度。⼀团空⽓受到某种外⼒作⽤⽽产⽣上升或者下降运动，当运动到某—位置时消除外⼒，此后⽓团的运动可能出现三种
情况：①⽓团仍然继续加速向前运动，这时的⼤⽓称为不稳定⼤⽓；②⽓团不加速也不减速⽽作匀速运动，或趋向停留在外⼒去除时所处的位置，这时的⼤⽓称为中性⼤⽓；③⽓团逐渐减速并有返回原先⾼度的趋势，这时的⼤⽓称为稳定⼤⽓。
设某⼀⽓团在外⼒作⽤下上升了⼀段距离dz ，在新位置的状态参数为p i 、ρi 及T i ，它周围⼤⽓的状
态参数为p 、ρ及T 。消除外⼒后，单位体积⽓团受到重⼒ρi g 和浮升⼒ρg 的共同作⽤，产⽣垂直⽅向的升⼒（ρ－ρi ）g ，其加速度为： i i a g ρρρ-= （5－11）
假定移动过程中⽓团的压⼒与周围⼤⽓的⽓压随时保持平衡，即p i ＝p ，则由状态⽅程可得ρi T i ＝ρT ，代⼊上式则得
i T T a g T -= （5－12）
上式可见，在新位置上，T i ＞T ，则a ＞0，即⽓团的温度⼤于周围⼤⽓温度时，⽓团仍然加速，表明⼤⽓是不稳定的；若T i ＜T ，则a ＜0，⽓团减速，表明⼤⽓稳定。因为⽓团的温度难以确定，实际上很难⽤上式判别⼤⽓稳定度。
假定在初始位置时，⽓团与周围空⽓的温度相等，均为T 0，其绝热上升dz 距离后，⽓团温度为T i ＝T 0－γd dz ，周围⽓温为T ＝T 0－γdz ，式(5－12)则变为：
d
a g dz T γγ-= （5－13）
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