1、1.大气边界层的定义大气的最低部分直接受下垫面（地面）影响的层次，或者说大气与下垫面相互作用的层次。大气边界层厚度的时空差异很大，平均厚度为地面以上约 1km 的范围，以湍流运动为主要特征。还可细分为近地层（大气边界层下部约 1/10 的厚度内）和 Ekman 层。大气边界层又称行星边界层，是指存在着连续性湍流的低层大气：（1）湍流是边界层大气的主要运动形态，对地表面与大气间的动量、热量、水汽及其他物质的输送起着重要作用；（2）地球表面热力强迫的日变化通过湍流混合扩散使得边界层中气象要素呈现日周期的循环。2.大气边界层的主要特征（1）大气运动的湍流性（2）大气边界层中的风温廓线（3）大气边界层
2、的日变化（4）大气边界层的风向有规则地随高度右旋（北半球）地球自转而形成的柯氏力的影响。（5）大气边界层比一般流体边界层更为复杂。不仅有动力作用、还存在热力作用温度分布影响着湍流脉动动能。3.特征 Re 数定义： =特征惯性力/特征粘性力（1）Re1，粘性力相对小（可忽略） ，大 Re 数流体，弱粘性流；（2）Re1，惯性力相对小（可忽略） ，小 Re 数流体，强粘性流；（3）Re=1，二者同等重要，一般粘性流；4.湍流的基本特征（1）随机性：湍流是非规则的，混乱的、不可预测的；（2）非线性：湍流是高度非线性的。当流动达到某一特定状态，例如 Reynolds 数或Richardson 数超过某
3、临界值，流动中的小扰动就会自发地增长，并很快达到一定的扰动幅度；（3）扩散性：湍流会引起动量、热量及流动中的其他物质快速扩散；（4）涡旋性：利用湍流的可视化，例如将几滴颜料注入湍流运动的水中，表明湍流结构可设想成由无数大小不同的湍涡组成，它们分裂、合并、拉长、旋转。最大的湍涡可达到整个湍流层的宽度，小的可到毫米的量级。它们相互叠加在一起，构成湍流的涡旋结构；（5）耗散性：湍流的能量是由大湍涡向小湍涡传递，最后通过分子粘性耗散成为热能。5.午后观测的风速计录ReUL8Nanjing University Of Information Science & Technology午 后 观 测 的 风
4、 速 记 录风 速 变 化 的 不 规 则 性 湍 流 的 特 性 之 一 ；湍 流 并 非 完 全 无 规 律 具 备 统 计 上 稳 定 的 平 均 值 ；湍 流 有 一 个 可 度 量 的 和 确 定 的 强 度 有 界 性 ；许 多 风 速 变 化 的 时 间 尺 度 相 互 叠 加 而 成 湍 流 谱 。6.雷诺平均定义平均值后，可以将湍流运动表示为：湍流运动 = 平均运动+脉动运动而把任意实际物理量表示为 或雷诺平均：7.推导边界层方程的基本思想（1）边界层的基本控制方程（2）雷诺平均：把方程中的因变量展开成平均和脉动量两部分（3）求方程的雷诺平均的湍流平均变量的方程 （4）利用连
5、续性方程 通量形式的方程（5）从步骤 3 方程中减去步骤 5 方程，得到偏离平均的湍流脉动量方程 方差方程和协方差方程的基础方程（6）将湍流脉动量方程乘以速度脉动量 湍流通量方程（7）将基础方程乘以 2 倍的湍流脉动量 方差方程 （湍流能量方程）湍流的稳定性参数815 、 连 续 方 程 ： 、 连 续 方 程 ： 0jxu 0jxu iii uu0jjjjj xju雷 诺 平 均平 均 量 方 程 脉 动 量 方 程9.湍流脉动（预报）方程：10.普朗特混合长理论对于湍流，流体微团单位质量含有某种特性量 q，如果q 是被动的：即不影响流体的运动A0aBBba2331ijiiiiv ijjji
6、cijijuu upgfutxxxx 情况；q 是保守的：在运行距离 l/2 之后，q 值守恒，l/2 类似分子运动的自由程。在湍流运动过程中特性量 q 保持不变（失去原有特性）前所走过的距离，称之为混合长。119Nanjing University Of Information Science & Technology大 尺 度 小 尺 度周 /小 时小 时 涡 旋 频 率及 周 期。谱强度（湍能） 谱 隙12.14近 地 面 层 中 不 同 大 气 稳 定 度 下 的 典 型 风 廓 线近 地 面 层 中 不 同 大 气 稳 定 度 下 的 典 型 风 廓 线（ 1） 中 性 条 件 下
7、的 风 速 对 数 廓 线 在 图 中 是 一 条 直 线 ；） 中 性 条 件 下 的 风 速 对 数 廓 线 在 图 中 是 一 条 直 线 ；（ 2） 不 稳 定 层 结 时 因 有 利 于 湍 流 混 合 ， 上 层 的 动 量 迅 速 下 传 使 低 层 风） 不 稳 定 层 结 时 因 有 利 于 湍 流 混 合 ， 上 层 的 动 量 迅 速 下 传 使 低 层 风速 增 大 ， 因 此 风 速 廓 线 呈 下 凹 状 （速 增 大 ， 因 此 风 速 廓 线 呈 下 凹 状 （ 中 午中 午 ） ；） ；（ 3） 而 稳 定 层 结 时 相 反 ， 湍 流 受 到 抑 制 ，
8、不 利 于 上 层 动 量 下 传 ， 故 低） 而 稳 定 层 结 时 相 反 ， 湍 流 受 到 抑 制 ， 不 利 于 上 层 动 量 下 传 ， 故 低层 风 速 较 小 ， 使 风 速 廓 线 呈 上 凸 状 （层 风 速 较 小 ， 使 风 速 廓 线 呈 上 凸 状 （ 傍 晚傍 晚 ） 。） 。33四 、 非 中 性 近 地 层 气 象 要 素 的 铅 直 分 布非 中 性 层 结 近 地 层 大 气 ， 由 于 热 力 因 子 作 用 ， 湍 流 结 构 存 在 变非 中 性 层 结 近 地 层 大 气 ， 由 于 热 力 因 子 作 用 ， 湍 流 结 构 存 在 变化 。
9、 对 于 平 均 风 廓 线 ， 中 性 层 结 呈 对 数 分 布 ； 非 中 性 层 结 偏 离 对 数化 。 对 于 平 均 风 廓 线 ， 中 性 层 结 呈 对 数 分 布 ； 非 中 性 层 结 偏 离 对 数分 布 ： 稳 定 层 结 呈 上 凸 型 ； 不 稳 定 层 结 呈 下 凹 型 。分 布 ： 稳 定 层 结 呈 上 凸 型 ； 不 稳 定 层 结 呈 下 凹 型 。非 中 性 风 廓 线 示 意 图13. Ekman 螺线定性地解释了边界层内风分布的基本特征，即风速随高度而增加，风向随高度向右偏转（北半球） ，最后趋于地转风的这一现象。也定性地说明风达到地转风的高度或
10、者可以说边界层的高度是随 K 增加而增加，随参数 f 减少而增加的。14.边界层高度的确定主要有：动力因素考虑，即风随高度的变化：（1）取风向达地转风的高度；（2）风速达地转风的高度；3）风速达最大值的高度；热力因素考虑：（1）将温度梯度变为自由大气所具有的值的高度；（2）温度梯度明显不连续的高度；（3）温度日变化非常小，接近消失的高度；能量角度考虑：（1）湍流能量接近消失的高度；（2）湍流应力接近消失的高度等。15.对流边界层的基本特征（1）对流边界层的发展不是依赖于较强的风切变导致的动力驱动，地面输送的感热通量是热力驱动湍流能量的来源。（2）各种气象要素除了在近地面层存在明显的梯度外，由于
11、强烈的混合作用，对流边界层的主体部分气象要素梯度很小；在中等以上不稳定时，温度和风随高度接近均匀分布，湍流通量随高度近似线性变化。（3）对流热泡在对流边界层顶的上升冲击，引发自由大气空气团向下卷入边界层，形成了卷夹层；卷夹层以上是无湍流或很弱湍流的自由大气。（4）对流热泡尺度大、寿命长、携带的湍流能量也大，导致对流边界层内各气象属性的垂直分布比较均匀，具有整体的空间结构以及较强的时间相关。16.稳定边界层的一般特征（1）稳定边界层的共同特征是有逆温层，此时浮力的作用不但不能给湍流补充动能，相反，湍流微团在垂直运动中因反抗重力作功而损失动能，所以湍流能量很弱。但因有切应力的作用，湍流不会完全消失
12、，维持在弱的水平上，仍是一个不可忽略的因子。湍流热交换过程并不占优势，而其它的热交换过程例如辐射、平流、气层的抬升及地形等的影响与湍流热交换过程的影响相当。（2）理论分析和实验事实均表明，当浮力引起的湍流动能损失达到切应力产生动能的 1/5左右（通量理查孙数 Rf = 0.2） ，湍流便会因连续不断地耗散而衰竭。稳定边界层的湍流结构在空间和时间上出现不连续，形成所谓的间歇性湍流或波与间歇性湍流共存。 （3）因湍流很弱，湍涡尺度小，边界层不同层次之间的相互作用减弱，地面强迫对边界层的响应放缓。下垫表面的强制作用达到边界层顶所需的时间尺度可长达数个小时，形成分层式湍流，故边界层往往不能作为整体处理
13、。例如，由地面参量计算的莫宁奥布霍夫长度值不能代表边界层中、上层的情况。（4）各种特征量在边界层顶没有明显的过渡特征，难于确定层顶的位置。17.动力内边界层：上游来流为中性大气，气流从一种粗糙度表面跃变到另一种粗糙度的下垫表面，在地面的动力强制作用下，在新的下垫面上空将形成一个内边界层。热力内边界层（热内边界层）：气流从一种温度的下垫表面过渡到另一种温度的下垫表面，在地面的热力强制作用下，在新的下垫表面上空将形成一个内边界层。18.Richardson 数23(a) 通 量 理 查 孙 数通 量 理 查 孙 数 Rf：当 Rf数 0， 稳 定 层 结 ， 则 湍 流 能 量 有 减 弱 的 趋
14、 势 。当Rf数 =0， 中 性 层 结 。 ()vfgwauzz反 抗 浮 力 做 功的 湍 能 耗 散 率平 均 运 动 动 能 转 化 为 脉动 动 能 的 湍 能 增 益 率24根 据 湍 流 的 半 经 验 理 论 ， 通 量 项 可 以 转 化 为 平 均 量 的 梯 度 ， 因 此 Rf可 用 平 均 风 、 温 度 梯 度 与 两 种 湍 流 交 换 系 数 的 比 值 表 示 ， 即 ：22 ()vgzRibu22()()dhhhfmmimgTgzzuvuvKKKR(b) 梯 度 理 查 孙 数梯 度 理 查 孙 数 Ri：定 义 梯 度 理 查 孙 数定 义 梯 度 理 查
15、 孙 数 Ri为 ：因 Kh和 Km均 为 正 值 ， 故 Rf和 Ri符 号一 致 。 稳 定 层 结 均 为 正 值 ， 不 稳 定层 结 均 为 负 值 ， 中 性 层 结 都 为 零 。1dTz2622()()vbvgzRcUV(c) 总 体 理 查 孙 数总 体 理 查 孙 数 ：由 风 、 温 度 观 测 资 料 精 度 不 高 ， 则 由 此 计 算 的 梯 度 会 存 在 较大 误 差 。 因 此 ， 通 常 将 前 述 （ a） 、 （ b） 微 分 改 为 差 分 形 式 进 行计 算 ， 为 此 引 入 总 体 理 查 逊 数 ， 即 ：除 了 Richardson数 以
16、 外 ， 凡 是 与 其 有 单 值 对 应 关 系 的 其 它 参 数或 可 以 普 遍 判 定 大 气 边 界 层 湍 流 状 态 的 指 标 的 集 合 ， 均 可 做 稳 定 度 的判 据 。 如 ： 莫 宁莫 宁 -奥 布 霍 夫 （奥 布 霍 夫 （ Monin-Obukhov） 长 度） 长 度 L； 莫 宁； 莫 宁 -奥 布 霍 夫奥 布 霍 夫稳 定 性 参 数稳 定 性 参 数 Z/L。19.M-O 长度29定 义 特 征 位 温 和 特 征 比 湿 ：u*表 示 湍 流 垂 直 输 送 的 强 度 。 在 近 地 面 层 内 ， 它 们 是 近 似 与 高 度 无关 的
17、 物 理 量 。莫 宁 与 奥 布 霍 夫 认 为 ， 对 于 定 常 、 水 平 均 匀 、 无 辐 射 和 无 相 变 的 近地 面 层 ， 其 运 动 学 和 热 力 学 结 构 仅 决 定 于 湍 流 状 况 ； 他 们 将 、以 及 浮 力 因 子 进 行 组 合 得 到 一 个 具 有 长 度 量 纲 的 特 征量 ， 现 通 称 作 Monin-Obukhov（ 莫 宁 奥 布 霍 夫 ） 长 度 L 。* wu* wq w/g *u20近地层的重要特点： 近地层较薄，可近似认为动量、热量和水汽垂直湍流输送通量几乎不随高度变化（风向也几乎不随高度改变） ，各种通量近似为常值，故称为常值通量层： 大气受地球表面的动力和热力的强烈影响，气象要素的垂直变化激烈，比边界层的中、上部更为显著； 运动尺度较小，科氏力可略去不计，风向随高度几乎无变化。在 Ekman 层，湍流粘性力和柯氏力及气压梯度力同样重要，三者具有相同量级，风向随高度的切变不能忽略，气象要素随高度的变化比较平缓。
