一、大气整体运行规律
1、大气运行区域概念
大气运行是一个非常复杂的过程，地质和气象等科学领域对此有不同的概念，针对烟气扩散专业而言，可以把大气运动简单的划分为核心区、摩擦区、极地区和外围区。其中极地区与核心区的分解线为南北纬60度线。由于极地区和外围区与雾霾的形成关系不大，我们只对核心区和摩擦区的大气运行规律进行研究。
2、大气核心区运动规律
大气运行核心区包括南北纬60度之间的自由大气层，其上部是对流层顶，下部是夹带层，是大气运动的主体。其大气运动的原动力是热动力，整个核心区处于热动力与阻力、重力与浮力的平衡状态，因此，核心区大气运动加速度为零，大气学把核心区大气运动速度成为地转风。地转风风向正西，风速与纬度有关，呈现出赤道高、中纬度低的特点。
核心区大气受力与运动特点见下图。
3、大气核心区的气流带与大气高压带的形成
（1）大气核心区气流带概念
大气运动的原动力是太阳加热大气产生的热动力，由于地球接受太阳照射的角度不同地球上出现了热带、温带和寒带等不同区域。同理由于大气核心区所获得的原动力不同、地球各纬度的线速度不同，核心区大气运动形成三个速度不同的气流带。其中，南北纬30度之间成为高速气流带、两侧各有一个低速气流带。大气核心区的气流带见下图。
（2）大气核心区气流带特点
①大气核心区的气流带构成及效应由于太阳照射角变化，高速气流区随之移动，移动范围在22.5-30度之间。
②高速和低速气流带内的地转风速虽有差异但相对变化和缓。可以看为一个整体。
③高速和低速气流带之间速度差较大、特别是高速和低速气流带的交界线总在移动中，因此产生夹带效应在下部产生高压区，这就是大气5个高压带产生的主要原因。
3、大气摩擦区的构成与划分
大气摩擦区包括南北纬60度之间的底层大气，其上部是夹带层、中部是大气边界层，下部是近地层。是人类活动影响最敏感的区域。大气摩擦区大气运动的原动力是热动力，总阻力包括运动阻力和有形或无形障碍阻力两部分构成。由于摩擦区热动力和障碍阻力的变化很大，又存在大气的垂直运动，因此摩擦区大气运动的方向与速度差异很大。
摩擦区大气受力分析见下图。
摩擦区大气的运行规律我们只针对一个区域的总体做宏观研究，对受湍流影响局部风向和风速不做研究。为更为直接的表现摩擦区大气运动特性，便于将来的雾霾污染因素分析，我们将摩擦区按大气运动特性分为有形阻力分层、无形阻力分层、混合分层、调节分层和夹卷层。根据气象部门提供的资料分别标注风向和风速。即可建立各分层面大气速度与风向汇总表。通过资料分析可以发现在大气边界层中，风速将随高度增高而逐渐增大，风向随高度增加而逐渐转向正西。
摩擦区的高度各纬度不同，同一地点不同季节也不相同，一般在800-1200米之间变化。
4、摩擦区的主导风
一般来讲整个摩擦区的大气运动总体上都是偏西风，但受地面山体和高原地势影响（如燕山、天山祁连山、秦岭、南岭、太行山和青藏高原等）各地主导风向相差较大。根据气象系统的资料，我国境内的近地大气的运动形成了几个相对独立的区域，这些区域的内部也因局部地形的影响导致主导风向各不相同。各地气象部门提供的主导风向一般指地面大气的运动方向。
5、摩擦区大气运动的常态与暂态
摩擦区大气运动多变，我们把摩擦区大气参数稳定状态定为常态，以摩擦区大气高度稳定为准，如各季节的中期；把摩擦区大气参数变化状态定为暂态，该状态最大的标志就是摩擦区大气的高度处在变化过程，如季节交际时期。
6、大气运动风暴
大气运行风暴单指夏季的台风和冬季的寒潮。台风和寒潮属于强高压气团，气团的高度影响整个对流层。台风和寒潮所经过大气运动状态受到破坏，待其过后会逐步恢复原状态。由于台风和寒潮的影响是暂时现象，对雾霾的影响不大，因此只做简单的介绍。
二、大气的垂直运动规律
1、雾霾大气学的大气分层
加强对大气各个分层特性的研究对研究雾霾污染的原因很重要，因此有必要对核心区和摩擦区大气进行梳理，按雾霾研究的需要将对流层大气分为有形阻力层、无形阻力层、过渡层、调整层、夹卷层、自由大气和对流层顶等。其中；
（1）有形阻力层
有形阻力层也可称贴地层或垂直运动层，为距地面200米的大气范围，这个空间受地形起伏和人工建筑物的影响，大气湍流活跃，风向多变，对城市规划和建筑设计影响较大，而大气运动受地形和建筑阻挡产生的垂直气流与雾霾的形成有密切关系。
有形阻力层在雾霾大气学里也称垂直运动层，主要是指在夏季太阳强烈照射下，大气由于受热体积膨胀产生向上垂直运动，并且垂直向上运动成为该层的主体运动，因此形成夏季静风区，对热岛型雾霾的形成具有关键作用。
（2）无形阻力层
无形阻力层为距地面200米以上至500米范围内的边界大气层，这一空间内虽然有形的建筑物较少，但垂直上升气流对大气运动的影响较大。大气湍流与有形阻力层相比低了很多，但仍较活跃，风向与风速多变。
与有形阻力层的有形障碍物都是固定和持久的，而影响无形阻力的上升气流却不是固定的、因此，无形阻力层的上升气流的变化频率更大，该区域的大气运动的方向和风速变化更为频繁和剧烈。
（3）过度层
过度层为距地面500米以上至800米范围内的边界大气层，是边界大气层的主体部分。地面障碍物相对较少，是地面阻力区与大气运动核心区的过度带，风速与风向变化趋缓，呈现出上部风速较大，下部风速较低并且变化较大的特点。
（4）调整层
调整层是过渡层的一部分，由于季节变换造成边界大气层的高度发生变化，我国北方地区的边界大气层可在800-1200米的范围变化。边界大气层高度的变化是北方春秋两季大气静风区形成的关键因素，因此，我们把这一变化高度单独提出称为调整层，约为400米左右。
（5）夹卷层
夹卷层为自由大气层和近地层之间的大气，其厚度很薄，形成的主要原因是上升气流与自由大气碰撞后速度衰减的气体，受自由大气较高运行速度的夹卷运动。在自由大气层和近地层之间形成明显的分界线。
（6）自由大气
自由大气层是指远离地面、不受地面摩擦力影响的对流层范围。底部从大气边界层的顶部（大约800-1500米）至对流层顶（大约1200米）。
自由大气层中，由于没有摩擦力的作用，空气的运动主要受气压梯度力和科里奥利力的影响。大气处于一个自由运动的状态之中。自由大气的上层部份，即对流层的上部会有急流流动着。其高度大约于离地面11公里附近，是风速最高的地方。
（7）对流层顶
对流层与平流层之间的过渡层，其厚度为数百米到1～2公里，其高度随纬度和季节变化很大。对流层顶的主要特征是大气运动速度高，对气流的上升运动有阻挡作用。
2、大气的垂直运动
大气垂直运动单指大气中的部分气团沿垂直方向运动，方向包括向上运动和向下运动两种形式。大气垂直抬升运动按原动力划分可分析机械动力抬升和热动力抬升两种；大气垂直沉降运动按原动力划分可分为机械动力沉降和重力沉降两种。
大气垂直运动是烟气稀释与扩撒的唯一途径，对于了解烟气运动规律、预防大气污染具有重要意义。
（1）大气机械动力抬升
大气机械动力是指气团由于内部能量转换或外部能量施加，赋予气团获得向上的速度，我们把这种由于速度而产生的动能成为机械动力。这种机械动力可导致气团做向上抬升运动。
①当大气进行水平运动遇到有形或无形障碍物时，根据流体力学原理会将大气内部的动能转换为机械能，直接表现是大气运动方向改变、流动速度增加，产生向上（或者向下、向左、向右）的气流，这种由于大气运动过程受到阻力影响而是部分气团运动速度增加，这种由于运动而产生部分高速气团自身具有机械能，是气团进行抬升运动的动力源。
此类大气机械抬升多为大气遭遇山体阻挡产生向上抬升气流，一般持续性较长，但抬升高度不大，也是大气湍流形成的主要因素。这种向上抬升气流是无形阻力主要形式之一。
②由人类活动使用鼓风机施加外力，是进入大气的气团具备高速动能，这类具有外部施加能量的气团受机械动力影响，大气垂直抬升运动。这类大气机械抬一般为风机换气，气团体量也不大，抬升的高度一般不大。
（2）大气机械动力沉降
大气机械沉降是指气团由于内部能量转换，赋予气团获得向下速度，我们把这种由于速度而产生的动能成为机械动力。这种机械动力可导致气团做向下沉降运动。
（3）自然热动力大气抬升与沉降
自然热动力单指太阳热源，当太阳照射大气对大气进行加热，当太阳照射减弱或冷空气侵袭时对大气进行降温。由此因大气的密度发生变化而造成大气的垂直向上抬升或垂直向下沉降，这类大气垂直运动称为自然热动力大气抬升与沉降。其中：
①自然热动力大气抬升
当太阳照射大气时，地面大气内部被太阳加热的气体受热体积膨胀，造成一部分热气体密度低于周围大气密度，因此产生向上的浮力，这就是自然热动力抬升。
②自然热动力大气沉降
当太阳照射减弱或冷空气侵袭时，由于大气温度降低导致大气体积收缩，造成一部分冷气体密度大于周围大气密度，因所受重力大于浮力产生向下沉降，这就是自然热动力沉降。
③贴地层的静态静稳天气
我国北方内陆城市夏季一般少云，受季风影响较小。当夏季太阳照射强烈时，贴地层被垂直上升气流控制，贴地层水平风速基本为零，形成一个稳定的静稳天气，直到被季风或湍流打破平衡。这种静稳天气称“静态静稳天气”，一般会持续多天甚至十几天，对热岛型雾霾的形成有直接关系。
④贴地层的动态静稳天气
我国北方特别是华北地区，当秋冬之交季节时，由于太阳照射强度急剧减少，北方大陆贴地层大气是温度显著下降、大气密度明显增大，贴地层大气体积会在一段时间内持续收缩，产生自然热动力大气沉降运动，造成大气贴地层水平运动静止；当春夏之交季节时，由于太阳照射强度急剧增加，北方大陆贴地层大气是温度显著上升、大气密度明显降低，贴地层大气密度会在一段时间内持续膨胀，产生自然热动力大气抬升运动。
这种由于太阳日照强度急剧变化造成的大气垂直运行，在一段时间内使贴地层大气水平运动静止的现象，我们成为动态静稳天气。
（4）人类活动热动力大气抬升
人类活动热动力大气抬升是单指人类活动影响，包括城市人类活动热释放的余热、烟气排放和企业工艺散发的余热等。这些烟气及被人类活动余热加热的大气由于温度很高，这些热气体密度远远低于周围大气密度，因此会产生持续向上的升力。
这种热动力大气抬升高度与热气体的温度有关，热气体温度越高抬升高度越高，这是热气体抬升的动力；这种热气体抬升高度还与热气体释放的集中度和持续性有关，其集中度和持续性越高则热气体热量损失越小，可以使热气体抬升至更高的高度。这些特性对烟气扩撒至关重要。
3、大气水平运动阻力
大气水平运动阻力主要来自边界大气层，其中以200米的贴地层最大，是大气学和流体力学研究的重点领域，得到气象部门、建筑部门和城市管理部门的重点关注。但贴地层以上的空域，水平运动的大气遭遇垂直上升的气流时，仍受到较大的阻力，我们把垂直上升气流形成的阻力成为隐形阻力，而隐形阻力正式热岛效应的直接原因。
（1）有形阻力
有形阻力指地面上的人工建筑物、树木、山体和风力发电机等自然或人工物体，当大气水平运动与上述物体相遇时会改变运动方向，消耗大气动能。这类物体形成的阻力成为有形阻力。⑤
有形阻力是大气湍流的主要原因，这在其他学科里有详尽论述。我们在雾霾研究领域，高大山体对大气水平运动的阻碍是雾霾形成的主要原因之一，如太行山和燕山山脉对由东南北进气流的阻挡，在山脚下形成高压气团，这也是北京等华北平原霾污染多发的主要原因。
（2）无形阻力
无形阻力指垂直上升气流对水平运动大气的阻碍形成的阻力，其类别多样，主要形式包括江河湖泊上空的高密度潮湿气体、大城市或大型能源企业上空的高温上升气流、高大山体上空常温上升气流和人工排放高温烟气的垂直上升气流。无形阻力属于新的概念，对雾霾形成至关重要。其中：
①热岛：大城市由于规模和耗能水平较高、排放的余热巨大，因此在城市上空形成一个范围巨大的垂直运动区，犹如浮在大地上的巨型岛屿，阻挡了大气的水平运动，使热岛内部大气处于静稳状态，我们称这类无形阻力为热岛。
②重力墙：江河湖泊受太阳照射影响产生大量水蒸气，这些水蒸气由于温度较高会产生向上的垂直运动，但由于其密度也较高故水蒸气抬升的高度不大，经过这样沉积会在江河湖泊上空形成一个稳定的、密度较高的气团，其重量和密度远远高于周围大气，当冷暖气流在此相会时会遇到阻挡，形成高压气团，是雾形成的主要原因，我们把这类无形阻力称为重力墙。
③风篱笆：高大山体上空一般都有向上的气流、这种气流的产生是大气遇到阻挡后产生的湍流，上升高度一般不会太大，只对大气运动产生阻力与雾霾的发生影响不大。
④ 热气柱：热气柱指人类活动排放的烟气，由于直径较小对大气运动影响有限，但大气运动对烟气扩散却有很大影响。
4、大气水平运动强度与无形阻力刚度
（1）大气水平运动强度
我们曾经论述过，从宏观的角度分析大气贴地层持续进行由西向东的水平运动，大气水平运动遵守流体力学原理。大气水平运动的强度一般用风力表示，风力越大、水平运动能克服的阻力越大，当风力小于阻力时、水平运动的大气只能绕过障碍物、继续向东进行水平运动。
有形阻力是固定障碍物，大气水平运动遭遇有形阻力只能翻越障碍物后继续运动，翻越的过程同时产生大气湍流，就是我们俗称“门洞风”。
（2）无形阻力大小的影响
根据大气流体力学和大气物理特性分析，当大气水平运动遇到无形阻力的时，如果水平运动风力较小不能克服无形阻力，这时候水平运动的大气就汇入垂直气流，成为无形阻力的一部分；如果水平运动风力较大能够克服无形阻力，这时候大气垂直运动的气流就会转换为水平运动，无形阻力就会消失。因此，对无形阻力需要一个技术指标进行评价，以评价无形阻力对大气水平运动的影响程度。
我们已经把无形阻力根据其形成的原因和阻力大小命名为：热岛、重力墙、风篱笆等，这虽然能形象的描述了无形阻力的大小，但仍需一个技术指标对无形阻力进行定性和定量分析。我们称这个指标为“刚度（K）”。
（3）无形阻力刚度
我们所说的“无形阻力”就是指大气垂直运动气流，我们所说的刚度就是垂直气流对抗水平气流影响的强度。根据流体力学分析，影响无形阻力刚度的主要因素包括垂直气流的速度、截面积和气体密度。其中，气体密度对刚度的影响最大，气流截面积对刚度影响次之，气流速度与刚度成正比，用数学公式表示为：
K=aV·S2·ρ3。
（4）大气学所讲“静稳天气”的形成过程
无形阻力刚度对研究大气学中所讲的“静稳天气”非常重要，大气学和环保部门虽然常常将静稳天气是雾霾和雾霾污染的主要成因之一，但对静稳天气形成的天气过程却没有讲述。
根据我们的刚度公式，如果带入大气研究部门的气象观测数据，可以计算出城市热岛和江河湖泊上空的重力墙所形成的无形阻力非常大，当北方秋冬之交（春夏之交）大气水平运动方式发生改变时，由于热岛和重力墙的阻挡作用开始显现，使城市（或江河湖泊）上空大气的水平运动趋于0，这就是大气学所说的静稳天气。南方江河湖泊上空的静稳天气由于水蒸气多结果是雾，北方城市上空的静稳天气由于水蒸气较少结果是霾。
最近几十年，由于城市的体量越来越大，热岛形成的无形阻力刚度更强，因此，破坏静稳天气所需要的风力要更大，静稳天气持续的时间也就更长。这就是现在霾天气多发、持续时间长并且污染严重的基本因素。
三、大气垂直运动的三道封锁线
为研究大气逆温层的物理原理，雾霾大气学根据大气不同水平运动速度对垂直抬升气流阻挡作用的差别，提出了大气垂直运动封锁线概念。
根据气象大气学的论述，我们知道流层顶和自由大气底两个层面对垂直抬升气流的阻挡作用十分明显。他们分别是对流层与平流层的分界线和自由大气层与边界大气层的分界线。另外在边界大气层中，对于任何一个垂直抬升的气流而言，都有一个可以阻挡其进一步抬升的封阻层，我们把这个封阻层成为“浮动盖”。
1、对流层顶
在对流层和平流层之间，有一个厚度为数百米到1~2公里的过渡层，称为对流层顶。这一层的主要特征一是温度不变几乎为等温，在低纬地区平均约为-83℃，在高纬地区约为-53℃；二是风速很大，对垂直气流有很大的阻挡作用，上升的水汽、尘粒多聚集其下，使得那里的能见度往往较差。
由于对流层顶的阻挡作用，阻碍着积雨云顶的垂直发展、气溶胶和水汽的垂直交换，对流层顶在平流层和对流层的交换中具有相当重要的作用。
2、自由大气底
自由大气和边界大气层之间有一个厚度很小的卷夹层，它的形成与自由大气的阻挡作用密切相关。由于自由大气的风速较高、与边界大气层内受有形阻力和无形阻力产生的垂直抬升气流的动能较小，遇到动能较高的自由大气时会改变方向，返回边界大气层，但这些抬升气流与自由大气碰撞后动能损失殆尽，速度降低后被自由大气卷夹做水平运动。
同样的道理也适用于人类活动排放的烟气，热动力抬升烟气如果能够达到卷夹层，则看烟气抵达卷夹层时的抬升速度。当抬升气流速度较小，则热动力抬升气流的动能不足以克服自由大气动能，则烟气也会改变方向折回卷夹层被卷夹做水平运动；当抬升气流速度仍然较高，则热动力抬升气流的动能就可以克服自由大气动能，则烟气进入自由大气。
自由大气底对边界大气层内湍流的阻挡作用十分明显，对烟气而言，如果能够进入自由大气，则烟气的扩撒范围就会接近无限大，对环境的影响就降到最低。
3、垂直气流抬升的物理过程与浮动盖
我们曾经把边界大气层按100米一个单位进行分层，因此，边界大气层内的垂直抬升过程可以分成若干个碰撞过程。其物理过程为：
①垂直抬升气流的初始速度较高、动能较大，与第一个小分层进行碰撞时，由于第一个小分层大气的水平运动速度较低、动能较小，垂直抬升气流的动能大于水平运动大气的动能。因此，垂直抬升气流穿越第一个小分层，但穿越后，垂直抬升气流的速度降低，动能下降。
②垂直抬升气流与第二个小分层碰撞时，由于垂直抬升气流的速度和动能都有所降低，而第二个小分层大气水平运动的速度与动能都比第一个小分层高，这样垂直抬升气流的动能虽然仍比水平运动大气的动能高，仍然可以穿越第二个小分层。同理，垂直抬升气流穿越后，垂直抬升气流的速度会进一步降低，动能也进一步下降。
③垂直抬升气流穿越每一个水平小分层的过程，是气流速度和动能逐级下降的过程；而每向上穿越一层，其风速和动能都在逐级增加。垂直抬升气流逐级穿越，就会在某一小层内发生垂直抬升气流动能小于水平运动大气的动能而无法穿越。这一层面对于这个垂直抬升气流而言，就是阻挡其继续抬升的盖子。
④对于边界大气层内的湍流而言，每一个垂直抬升的气流都有一个无法穿越的盖子，这个盖子我们成为浮动盖，可以F01～F12表示。
四、大气的水平运动
大气水平运动主要分析主要针对某一地区边界大气层，为某一地区宏观分析，不考虑区域内湍流的影响，为雾霾形成规律分析做基础。
1、正常状态边界大气层水平运动
根据大气学的介绍和前文的分析，我们把边界大气层分成有形阻力层、无形阻力层、过渡层、调整层、夹卷层等若干个分层。在正常天气下，各分层大气水平风速逐级增大，受阻力的影响也越来越小。
边界大气层各分层的风向是逐层向西风靠拢的过程，即有形阻力层风向为当地主导风向，越向上越偏西，直至夹卷层变为正西风。
考虑到热岛规律研究的需要，可以对边界大气层的风力风向进行更精细的分级，以100米为一个层面进行分级，直至夹卷层。各地风力风向分级可按当地气象资料编制。
2、台风和季风影响下的水平运动
台风季风的影响主要发生在夏季，台风气旋或季风高压云团的体积和高度都很大，发育在整个对流层内，具有很大的能量。台风或季风云团在高压的推动下逆流向大陆纵深推进，在推进过程与对流层正常向东水平运动的大气相互抵消，能量逐渐消耗，在能量消耗殆尽后，该区域大气又恢复正常运动状态。这个过程一般几天至十几天，是我国夏季降雨的主要天气过程。
3、寒潮影响下的水平运动
寒潮发生的时间从秋季到春季都能发生，寒潮对大气的影响气象学里论述更为详细，我们只研究寒潮发生过程对贴地层大气水平运动的影响。
根据热力学原理，寒潮峰前的大气受寒潮影响急剧降温，使寒潮峰前大气体积收缩形成低压区，造成局部贴地层大气运动方向逆转，形成短时东南风，这种大气水平运动是发生静稳天气方式之一，但这种静稳天气持续的时间较短，因为随之而来的是强大的寒流，寒流所过之处大气运动恢复常态。
4、夏季高温季节的静态静稳天气
我国北方内陆城市夏季一般少云，受季风影响较小。当夏季太阳照射强烈时，贴地层大气被加热强烈，基本被垂直抬升气流控制，这种状态下贴地层大气水平运动速度基本为零（即贴地层风速为0）。
当贴地层大气受垂直抬升气流控制时，热岛效应更加凸显，特别是超大城市的热岛范围广大，在周围贴地层无风条件下，热岛内部容易形成一个稳定的静稳天气，这种静稳天气持续时间较长，直到被季风或湍流打破为止。
这种静稳天气的成因主要是周围大气水平运动停滞，因此把这种静稳天气称“静态静稳天气”，这种静态静稳天气与热岛型霾污染有直接关系。
5、秋冬（或春夏）交替季节的动态静稳天气
根据大气学理论，对于某一个地区而言大气边界层的高度在夏季高温季节为1200米左右，至冬季寒冷季节为800米左右，期间虽季节变化。而变化激烈时期则以秋冬之交和春夏之交两个季节变化最为猛烈。
北方秋冬交替季节，由于太阳照射角度增大，贴地层大气温度出现大面积明显降低导致大气体积显著减小，因而导致贴地层大气产生两大重要变化：一是由于贴地层大气体积骤减、大气压力降低，大气边界层产生垂直沉降运动；二是大陆内部贴地层大范围出现体积骤减、大气压力降低状态，导致贴地层常态水平运动减弱，引起北纬30度区域高压暖湿气流向北推进现象。
秋冬交替季节暖湿气流北进是雾霾形成的主要原因，由于这种由于贴地层体积变化引起的暖湿气流北进会部分缓解贴地层的降温效果，会使贴地层大气温度反复“降温—升温—降温”变化，这一过程一般较长，直至贴地层重新恢复正常水平运动才会截止。这也是2016年12月北京雾霾持续时间较长的根本原因。
这种由于贴地层温度压力变化造成暖湿气流北进，当暖湿气流遇到山体或城市热岛等有形（无形）阻力时，会在山体或热岛产生冷暖气流对峙，形成动态平衡，在山体下或热岛内部形成静稳天气。这种平衡会停留较长时间直至贴地层大气水平运动回复常态才能打破。我们将这种因为冷暖气流对峙形成静稳天气成为“动态静稳天气”。
春夏之交贴地层温度急剧升高也会引发类似情况。
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