1、边界层物理复习专题一、湍流专题：1、湍流的定义：Von.Karman 和 I.G Taylor 对湍流的定义：湍流是流体和气体中出现的一种无规则流动现象，当流体流过固体边界或相固流体相互流过时会产生湍流。Hinze 对湍流的定义为：只提不规则运动不全面， “湍流的各个量在时间和空间上表现出随机性。周培源：湍流为一种不规则的涡旋(eddy) 运动。到目前为止，科学界还无法给出湍流的严格的科学定义2、湍流的主要特征：（1）不规则性和随机性。这是湍流的重要性质，从动力学的观点来看，湍流必定是不可预测的，研究湍流大多是用统计的方法；（2）扩散性。这是湍流的另一个重要性质，如果某种流动虽然是随机的，但是
2、它在周围的流体中不出现扩散现象，那么肯定不是湍流，例如喷气式飞机的尾迹。湍流具有比分子运动强得多的扩散能力;（3）大 Reynolds 数性质。湍流是一种在大 Reynolds 数条件下才出现的现象，即非线性起主导作用， Re 越高，越容易出现湍流，大气边界层的 Re 可达到 108，因此一般总是处于湍流状态;（4）涡旋。湍流中充斥着大大小小的涡旋，湍流是以高频扰动涡旋为特征的有旋的三维（准二维）运动，单个的涡旋，例如大气中二维的龙卷风不是湍流运动;（5）耗散性。湍流运动由于分子粘性作用要耗散能力，只有不断从外部供给能量，湍流才能维持（湍流是一个耗散系统） ，太阳辐射加热或封切变就是大气湍流的
3、能源；（6）连续性。湍流是一种连续介质的运动现象，因此满足连续介质力学的基本规律，例如 N-S 方程；（7）流动特性。湍流不是流体的物理属性，而是流动的运动性质，所以不同的流体其湍流特征往往也不一样，例如边界层湍流与尾迹湍流，正因为如此（湍流依赖于外部条件，如边界条件） ，所以工程上很难对湍流进行统一的模式处理，但是湍流的一些本质特征是普适的，寻找这些普遍规律正是湍流理论研究的中心任务；（8）记忆特性（相关性） 。湍流运动在不同的时刻或空间不同点上并不是独立的，而是有相互关联，但这种关联随着时间间隔或空间距离的增大而变小，最后趋近于零；（9）间歇性。内间歇：充分发展的湍流场中某些物理量（特别是
4、高阶统计量）并不是在空间（或时间）的没一点上都存在的，即有奇异性。外间歇：指湍流区与非湍流区边界的时空不确定性，例如积云与蓝天之间的界面。间歇现象是近代湍流研究的重大发现之一，目前是湍流理论研究的前沿课题;（10）猝发与拟序结构。这也是近代湍流研究的重大发现，试验表明，在湍流混合层和剪切湍流边界层中存在大尺度的相干结构和猝发现象，说明湍流不是完全无秩序、无内部结构的运动。这促使人们改变了对湍流的某些传统观念。3、Reynolds 数：层流湍流的判据 ReUL U：特征速度 L：特征尺度 UL： 外力 v：分子粘性力 v： 内力4、大气边界层中湍流的成因热力原因：地面的太阳加热使暖空气热泡上升，
5、形成湍涡。动力原因：地面对气流的摩擦拖曳力产生风切变，常常演变为湍流。 5、泰勒假说 （目的）实际大气观测中很难得到某个瞬间湍流的空间分布，故作此假设： Taylor(1938):在湍涡发展时间尺度大于其平移过传感器时间的特定情况下,当湍流平移过传感器时,可以把它看做是凝固的.这样,就可以把本来用做时间函数对湍流的测量变为相应的空间上的测量. 适用条件: 湍强不太大 均匀湍流 平稳湍流6、雷诺分解和雷诺平均 雷诺分解是研究湍流的一般方法。是把温度和风等变量分解为平均和扰动两部分。 平均部分表示平均温度、平均风速等的影响，扰动部分则表示叠加在平均温度、风速上的湍流的影响。 虽然湍流运动复杂，随时
6、间、空间的变化极不规则。但是雷诺平均却有一定的规律性。uU其中，u 为瞬时风速， 为平均风速， 为湍流部分。U雷诺平均：7、一些基本的统计方法三类平均： 空间平均，时间平均，系综平均。空间平均， 应用于某一瞬时，对变量求和或在空间域 S 上积分。时间平均， 应用于空间某一特定点，对变量求和或在某一时域 T 上积分。系综平均，对 N 个同样的试验求和：各态遍历：对于均匀平稳的湍流而言，时间平均，空间平均及系综平均这三种平均都相等。8、湍流统计参数平稳湍流、均匀湍流、各向同性湍流1、方差 （湍流强度 湍流平均动能）2、相关函数和相关系数（同一变量）3、协方差（不同变量）4、湍流尺度（相关系数的积分
7、）*作业：求解平均速度， 方差，协方差，相关系数 U（m/s ） 5, 6, 5, 4, 7, 5, 3, 5, 4, 6 W（m/s） 0, 1, -1, 0, -2, 1, 3, 3, -2, 1 9、湍流能谱：大气边界层内的湍流总是包括很多大小不同、相互叠加的湍涡，这些不同尺度湍涡的相对强度定义为湍流谱。最大的边界层湍涡接近边界层的厚度（1003000km ） ，最小湍涡尺度只有几毫米，由于分子粘性的耗散作用，其强度非常微弱。小湍涡以大湍涡为能源。傅里叶变化的主要思维：从“时间域”转换到“频率域”（详见大气物理学书本的第 238 页）,AaBb0()ABabA0Bab010、大气边界层平
8、均场控制方程（详见大气物理学课本 227-228 页）五个方程构成了边界层气象学的基础，可有附加方程（如污染物）：（1）气体状态方程： dpRT干空气气体常数 -1-287.04 JKkg（2）连续方程： 123 ,23 jujuvuwx张量展开： 0uvwxyz（3）动量守恒方程： 2312ii ijiijkiju upgutxx 从左至右依次为：存储项，平流传输项，重力项（仅在垂直方向作用） ，柯氏力项，气压梯度力项，粘性力项。式中：地转角速度 j的三个分量为 0，cos ， sin， 为纬度， 为分子动粘系数。由于科氏力在垂直方向可以忽略，第项可写成 +fcij3uj，此处f c=2si
9、n。 ijk为反对称张量。（4）热量守恒方程： *2jpp1LE-jjQutxx从左至右依次为：存储项，平流传输项，热扩散项，辐射散度项，水汽蒸发和凝结吸收和释放的热量。式中： 为分子热扩散系数，数值为 2.0610-5 m2s-1； L 为与相变有关的潜热（0C 时汽液相变取值 2.50106 ） ；液固相变取值 3.34105Jkg-1; 汽固相变取值 2.83106 Jkg-1） ； cp 为湿空气定压比热，与干空气定压比热的关系为 =cpd (1+0.86q)；cpd 取值 1004.07 Jkg-1K-1，E 为蒸发量pc（5）水汽守恒方程： 2E qjqjsqutx分别为存储项，平
10、流传输项，粘性力项，水汽的源和汇作用，蒸发和凝结项式中：q 为水汽分子扩散系数在湍流运动的大气边界层中，上述方程组还不能完整地描述边界层中的全部过程，应将上述的主要变量转换成平均量和脉动量相加。既： iiuqp平均场方程描述长时间过程，脉动场方程描述短时间过程。以状态方程为例： vapTR进行雷诺平均后： vvapTR右边第二项很小可以略去不计： vavTp代入上述方程组，有： vaR取平均： vvapT上式，右边第二项很小可以略去不计。则 vaR既得： vTp11、通量概念：单位时间通过单位面积上的量我们很少直接测量热量和动量之类的参数，而直接测量温度和风速之类的参数大多数通量均可分成三部分
11、：一个垂直分量和两个水平分量。把通量分为平均部分和湍流部分与平均风速（即平流）有关的通量：垂直运动学平流热通量 w垂直运动学平流水汽通量 qx 方向运动学平流热通量 uu 动量的垂直运动学平流通量湍流输送 流体运动能输送物理量， 产生通量 湍流也含有运动 因而我们认为湍流也能输送物理量 即使没有质量净输送 w湍流也能产生热量净输送 这些通量的形式强调了湍流的统计学特征： 只是统计学上的协方差0w垂直运动涡动热通量 垂直运动涡动水汽通量 qx 方向运动涡动热通量 uu 动量的垂直运动涡动通量 wu流体运动可分为平均运动和脉动运动两部分，因此属性输送也分别由这两部分运动引起。热通量和水汽通量：风速
12、分量乘以热量和水汽含量和表示通过这个方向的单位面积所传输的热量和水汽量。热通量： (,)v水汽通量： quw动量通量：对上述两个标量的通量传输可以分解为 x，y 和 z 三个方向。风速矢量有三个分量（u、v 和 w） ，因此对于动量通量则具有 9 个分量，即任一方向的气流运动可以带动传输 u，v 和 w 方向的动量输送，因而具有二阶张量性质。湍流场： (,)pcuvw(,)quvw水平均一条件，水平方向的感热通量和潜热通量为零，风向为 x 方向，且不随高度变化，横向通量为零。则一般有：动量通量： ()uwvuv（风向随时间变化）感热通量（有 3 个式子）： = =pHCwpMKzpCU潜热通量
13、： = = EwqKzUqLEq*12、湍流闭合与混合长理论基本出发点：(1)把湍流看成是分子；(2)把湍流动量交换看成分子动量交换。分子： /dzvl湍流： /mUKmVlu 222 v w v uvu 222 13、K 理论MuwKzvvwKz K 有不同名称： 涡动粘滞系数 涡动扩散率 涡动输送系数 湍流输送系数 梯度输送系数 后者是因为 K 使湍流通量与有关平均变量的梯度联系起来。 有时不同变量有不同 K 值，所以把下标 “M”用于动量，得到 为涡动粘滞系数。MK 对于热量和湿度来说，我们将用 和 表示各自的涡动扩散率。HE 有些实验资料对静力中性条件提出： 1.35M二、大气边界层专
14、题：1、大气边界层定义：（1）由于各种尺度（空间和时间）湍流涡旋的动力和热力过程，将下垫面的强制作用（动量、热量和水汽）影响扩散所及的自由大气层。（2）各种尺度湍流起着重要作用并导致气象要素具有明显日变化的低层大气层 由于大气的气压梯度力和地转偏向力对大气边界层运动特征的作用，是行星低层大气和海洋表层流动的共性，大气边界层也称行星边界层。大气边界层是指离地面 12 公里范围的大气层最底下的一个薄层，它是大气与下垫面直接发生相互作用的层次，它与天气、气候以及大气环境研究有非常密切的关系。大气边界层物理主要是研究发生在大气边界层中的各种动力和物理过程。很稳定边界层常表现为波动和湍流在不同时刻交替出
15、现、或空间上团粒与波动共存2 大气边界层的研究方法：野外实验观测（直接获取资料，基础）实验室物理模拟（可控制、可重复等）理论研究（纯理论、经验、半经验）数值模拟（促进、指导、支持和补充）3、大气边界层特征*（1）湍流性：大气边界层内运动的主要特点就是其湍流性，大气边界层的 Reynolds 数是相当大的，流体几乎总是处于湍流状态，而且湍流度很大，可达 20%左右。水平均匀地面上的大气边界层结构可以简单地区分为上下两层，其中近地面50100m 范围内的一层称为“ 近地层”或“常通量层”(该层底部实质上也含有一个厚度非常小的粘性次层，但通常不予考虑) ，其中湍流动量通量可以认为是常值，平均水平风速
16、服从对数律，这一特性是风洞中用平板边界层模拟大气近地层的基础。（2）日变化：边界层的发展具有明显的日变化特点：（高压区、小风、无云条件）大气边界层的另一个重要特征就是由于热力作用而导致的强烈的日变化。具体地说，白天和夜间的大气边界层结构有显著的不同。白天由于地表接收太阳辐射后被加热，边界层内的湍流运动使得这些热量向上传递，空气处于不稳定层结状态，这时的边界层称为对流边界层（不稳定边界层） ，其厚度可达几百米甚至几千米；而夜间则相反，地面因长波辐射冷却后，热通量是向下的， 空气处于稳定层结状态，这时的边界层称为稳定边界层或夜间边界层，厚度较低，只有二三百米左右。表 面层 表 面层表 面层中 午
17、日 落 午 夜 中 午日 出稳 定 (夜 间 )边 界层 卷挟带残 余层卷 挟带云 层 自 由 大 气盖 顶 逆 温大 涡 对 流混 合 层 混 合层图 8.2.1陆 上 高 压 区 大 气 边 界 层 由 三 部 分 组 成 ： 大 涡 对 流 混 合 层 ； 含 有 原先 混 合 层 空 气 的 残 余 层 ； 具 有 间 隙 性 湍 流 的 夜 间 稳 定 边 界 层 。高度(m)20010004、 （1） 对流边界层结构及其流场图象。 （引自 Wyngaard, 1990)不稳定边界层风、温廓线：（2）稳定边界层结构及其流场图象。 （引自 Wyngaard, 1990)稳定边界层风、温
18、廓线：5、大气边界层的探测：*特点：大气边界层探测跟侧重于认识大气边界层的结构、湍流性和地气之间的相互作用。大气边界层探测问题的核心是大气湍流问题，关键是下垫面的影响，突出特征是边界层结构的日变化，重点是物理过程和演变机制。大气边界层受到多种复杂过程的影响，大气边界层探测仪器和方法必须适应其特点。大气边界通常是以湍流运动为特征，这种运动具有非常小的长度尺度和时间尺度，重要的标量如温度、湿度、痕量气体等都被湍流运动混合，因而也具有小尺度脉动。在大气边界层观测中我们更关心的是这些小尺度运动和湍流脉动的特性。因此要求观测仪器有很高的精度和灵敏度。分类（方法）：（1）直接探测：边界层探测中的常用观测平
19、台包括观测杆、系留气球、等容气球、观测塔、百叶箱、无线电探空仪、观测飞机等。 （2）间接探测：边界层探测的间接探测方法代表性的有微波雷达、声雷达、激光雷达和无线电声学探测系统等。6、边界层的特征专题：（1）静力中性条件下的风速廓线： 估计平均风速为地面以上高度的函数 我们推测有关变量是：地表应力（用摩擦速度 表示）和地面粗糙度（用空气动力粗糙度长度 表示）u 0z 应用白汉金 理论，得到两个无量纲组： 和/Uu0/z ；k 是冯卡门常数，对冯卡门常数的精确值的意见还不一致，约在 0.35-0.4 之间。 01ln()Uzu另一种推导-混合长理论：近地层动量通量是：但是近地层动量通量大致上不随高
20、度变化，即 ； 2*()(0)uwzu将此式带入混合长表达式，得到： ；*Uzk把该式对高度从 到任一高度 z 积分，得到： ；0z *01ln()uzk（笔记中）中性条件下，风速随高度的变化：由 K 理论可知： = ，而 ，即有 =k z，代入有：MuwKz2*UMVLMK*U= k z ，于是得到 =2*Uu*k同理可有： ， （ ） ； ， （ ）*zwU *qzkwUq然后可以像上面积分，形式都是一样的。（2）空气动力粗糙度长度： 空气动力粗糙度长度 定义为风速为零的高度0z已知两个或两个以上高度上的风速测量结果，求解 和 是很容易的0zu0*1(ln)Uzuk解释： 尽管空气动力粗糙
21、度长度并不等于地面上各个粗糙元的高度，但是这些粗糙元和空气动力粗糙度长度之间却存在一一对应的关系 换句话说，对特定的地表而言，空气动力粗糙度长度一旦被确定，它就不会再随风速，稳定度或应力而发生变化 如果地面粗糙原因诸如植被的高度和范围，围墙兴建，房屋建造，森林砍伐等等而发生变化的话，那么空气动力粗糙度也会随之发生变化 对于许多大尺度数值天气预报模式而言，最低格点（地面以上高度 ）太高，以至近地层无法分辨1z 尽管如此，在模式预报中考虑改变的粗糙度仍是非常重要的 Andre 和 Blondin（1986）认为，模式中使用的有效粗糙度长度 要随最低格点的高度增加而减小0ef2/uwkz 尤其比值
22、要随 的增加（从 0.1km 增加到 1km）而减小（约从 0.1 减小到 0.01）*0/efzh1z 但是，Taylor（1987）认为 与 无关0ef1z（3）位移距离（及物理意义） 在陆地上，如果各个粗糙元被组合得非常紧密，那么这些粗糙元顶部的作用就好是一个位移了的地面 气流越过林冠层时风速为高度的函数，稠密林冠层的作用就像在实际地面以上位移了某一距离的地面那样。=粗糙度长度0z 林冠顶部以上，风速廓线随高度是对数增大 对静力中性条件来说，我们能确定位移距离 d 和粗糙度长度 ，所以：0z*0lnzduUk 我们已规定在 时0zdU已知在静力中性条件下三个或三个以上高度上的风速观测结果
23、，利用计算机处理的诸如马夸特算法或高斯-牛顿一类的非线性回归算法，很容易求出 三个参数*0,uzd*（4）白汉金 理论 这个方法帮助我们从所选的变量中建立无量纲组 无量纲组的正确选择将能提供无量纲组之间的普遍适用的经验关系，即研究的结果时时处处都适用，这是人们所希望的 研究相似理论共分 4 步： 1）选择（推测）那些与研究对象相关的变量 2）把变量组合成无量纲组 3）进行试验，或者从早期的资料中积累有关数据以决定无量纲组的值 4）把经验曲线或回归方程配置在数据上，以便描述无量纲组之间的关系*（5）风速廓线对数风廓线相似理论的一个重要应用就是近地层的平均风廓线 平均风廓线特征决定着建筑物，桥梁，
24、雪栅，风障，污染物扩散和风力涡轮机的结构 由于近地层风速廓线容易在地面观测，所以人们对它已进行了广泛研究 通常近地层风速随高度大致上呈对数变化，靠近地面，摩擦曳力士风速变为零非中性条件下的风速廓线 建立起由 描述的动量通量与垂直速度廓线的关系式*01ln()Uzuk*u 这些表达式叫做通量-廓线关系式 这些关系是可以推广运用到非中性近地层 在非中性条件下，我们可以预计浮力参数和地面热通量是外加的两个有关变量 白汉金 分析给出了三个无量纲组（略去位移距离）： ； L=奥布霍夫长度*0/,/UuzL 另一方面，如果我们只考虑切变而不考虑速度的话，就得到两个无量纲组： 根据外场实验数据，Busing
25、er 等（1971）和 Dyer（1974）独自估计的函数式为： Businger 等认为，他们的数据 k=0.35 对热通量和虚位温廓线函数关系也可用类似的表达式估计 其中 表示热量和动量的涡动扩散率之比，在中性条件下它等于 0.74/mHK 人们经常假设，水汽或污染物通量廓线关系式等于对热量的关系式非绝热风廓线 Businger-Dyer 关系是可以对高度积分得到风速廓线： *01lnMUzzukL其中在稳定条件下 ， ，/0zL4.7MzL在不稳定条件下 ，其中/21112lnlntan2xxx 这两个关系式都能简化为对数风速廓线*（6）惯性副区 通过进行白汉金 量纲分析，我们可以把这三
26、个变量构成一个无量纲组：3512S 我们知道，这个 无量纲组必须等于常数，因为对于这个式子来说在没有其它 无量纲组是它的函数 解上述方程求 S 得到： 2/35/()k 其中 就叫科尔莫哥罗夫常数k 常数值没有一个公认的值，但其范围在 之间。1.5368k7、相似理论专题相似理论 我们现有的基本物理知识对一些边界层情况还不足以获得以基本原理为基础的一些规律 然而，边界层观测结果经常出现可重现的一些特征，我们对有关变量能够研究出一些经验关系式 相似理论的最大优点就是为组织和组合变量提供了一种方法，而且也对如何设计试验方案以获得最多信息提供了指导 相似理论的思想是把变量组成无量纲组量纲分析方法基础
27、：任意变量的无量纲组合。原则：任何一个近地层湍流规律，其中的变量均以适当的特征尺度做无量纲化，无量纲化方程将仅仅是稳定度因子（z/L）的普氏函数关系。注意：（1）无量纲化过程应具有相应的物理意义；（2）无量纲化应与被无量纲化特征量具有相同量级步骤：（1）选择与大气边界层要素有关的变量；（2）对所选择的变量进行组合，形成无量纲组合；（3）利用已有实验资料或进行实验，确定无量纲组合的数值；（4）给出拟合（或经验）曲线或方程对无量纲组合描述。8、不稳定边界层专题：（1）对流边界层的形成：太阳对下垫表面加热导致能量向上输送。混合层：由于大尺度强对流的驱动，垂直方向强对流作用，通常称.不稳定边界层时段：
28、白天（基本上）不稳定边界层发展的四个阶段：【1】浅 ML 的形成和缓慢加厚；【2】ML 的快速发展；【3】近似常值厚度的深 ML；【4】湍流衰减。三个注意点：【1】热力驱动是能量的主要来源，而非动力驱动；【2】气象要素在近地层有较明显的梯度，中部则混合强烈，梯度小，上层为卷夹层；【3】对流尺度大、寿命长、湍流活动活跃，整体性和时间相关。（2）对流边界层中气象要素及湍流特征量的垂直廓线 （引自 Stull,1988）各种气象要素及湍流特征量的垂直分布廓线，依其分布特征分为：近地面层，混合层，夹卷层。近地面层：约 10%边界层厚度，底层超绝热， Monin-Obukhov 相似理论适用，引入局地对
29、流尺度和位温尺度 。130f vguzw0vffwu混合层：对流边界层的中层，强烈的垂直混合，风速、位温和比湿等垂直梯度接近于零，约占整个边界层的70%，高度控制因子为对流边界层厚度 zi，相应的特征速度 和特征温度为和特征温度为 13*0 ivgWz0*MLvfu卷夹层：边界层顶部，约为边界层的 30-40%，对流边界层顶 zi 的位置应在卷夹层的中间.*对流热泡贯穿与卷夹层的厚度卷夹率 A=卷夹热通量/地面热通量*热泡(Thermal)和热烟羽(Plume)：对流边界层中：浮力作功是驱动湍流的主要机制，最大湍涡尺度往往可以达到边界层厚度的量级；下图为一个烟羽的剖面，其横向尺度约为 100
30、米。由于弥散作用，使烟羽前沿边界不很清晰，而其后沿构成的锋面结构，称作微锋。微锋两侧，位温、垂直气流和其它湍流特征量均有一定的跃变。思考题：混合层发展的零阶模式，将其混合层内位温简化为（ ）分布，层顶位温呈（ ） ，感热通量在混合层内为（ ）分布，层顶 保持（ ）关系。假定凌晨时刻边界层位温呈线性逆温分布，混合层发展的预测模式可写作（ ） 。一阶模式考虑（ ） ，不考虑（ ） 、 （ ） 、 （ ） 。混合层发展减缓的原因有三：（ ） 、 （ ） 、 （ ） 。答案：等位温，不连续，线性，不连续；1100()ttwdz随对流边界层的增厚，其增长速率将放慢，地面感热通量在午后将逐渐减弱，反气旋内
31、的辐散流场导致的下沉气流对边界层增长的抑制。由于热力作用占主导，则： ()()cguuwfVvtz()cgvfUtwtz()qt于是有：2()0wz类似有：2()q*（3）影响不稳定边界层发展的因素：边界层性质（包括：地表热通量、边界层厚度、卷夹层内位温梯度、位温递减率等。对流边界层衰退的因素：当边界层内湍流能量不足以平衡粘性耗散。陆地、晴空条件上，一般发生在地表感热通量为零的下午至日落时分。此时，湍流动能的来源没有了，仍有白天边界层的残留。日落后，白天的 TKE 继续衰退；底层部分在新的近地层条件下逐渐发展成稳定边界层。注意：垂直廓线图中卷夹层平均位置 zi 可以明确表征不稳定边界层到达的高
32、度，在此以上进入自由大气。Zi 只与边界层热泡相联系的独立参数。判断不稳定边界层高度：位温跃变、感热通量极小位置。当地面开始加热时，大气边界层可发展成对流边界层。大涡模拟发现：ABS(zi/L)1.5，对流湍流开始出现； ABS(zi/L)4.5，对流旺盛；如：L=-200，zi=1000m，zi/L=-5 ，地面(z=10m)z/L=-0.05（弱不稳定）只要晴天陆面湍流通量有一小部分分配给感热，则白天边界层通常为不稳定边界层，具有混合层性质。对流热泡：不稳定边界层中的热泡结构明显：内部上升气流与周边下沉气流对比鲜明；热泡上升携带低高度的气溶胶粒子，而下沉气团较为干净；对流边界层： ，混合层
33、内，动力影响可以忽略；0uz ，许多问题可以用零阶或半阶闭合处理，问题简化。如：整层位温； 为主要控制方程，其他增温过程可忽略。().wconsttz9、稳定边界层（夜间边界层）专题（1）稳定边界层一般特征夜间地表冷却的结果将导致边界层由下向上的冷却，形成逆位温层结的稳定边界层。稳定边界层的研究比较困难，其原因有下述几点：【1】湍流能量很弱，相对其它的热交换过程，湍流热交换过程并不占优势。【2】湍流结构在空间和时间上的不连续，形成所谓的间歇性和分层式湍流。【3】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，因而边界层往往不能作为整体处理。相似理论不适用，仅为局地相似。【4】各种特
34、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。【5】较弱的湍流过程造成实际观测的困难，不易将它们的数值特征从观测误差中分离。【6】近地层较厚，难于满足常通量层。【7】坡风影响（冷泄流）最明显。比较幸运的条件只有一点：稳定边界层发展的中、后期，边界层内的各种过程随时间变化较弱，可以视作为定常。（2）稳定大气边界层特征量的典型廓线 （引自 Stull,1988）特点：较弱的涡动粘性扩散，自上向下传输能量；较强的逆温、逆湿和风速切变；风速存在极大值（低空急流现象） ；形成时间：一般为夜间确定稳定边界层的途径：雷达、遥感；位温廓线；急流区中分高度（急流区为阻碍上、下湍流热交换） 。（3） 、稳
35、定边界层的形成：原因：如：边界层底部冷却；边界层顶部加热。特点（重复）：稳定层结，浮力项作负功，湍流维持以切应力为主；重力波能量与湍流能量有转化，层顶跃变不明显形成：日落，接收辐射 正 负，多 少 零 负；湍流减弱，逆温出现，浮力作功不仅不补充 TKE, 反而消耗。湍流通量减小，风速减小。理论和实验表明：浮力项损失达切应力项的 1/5，则湍流因耗散而衰竭。即：Ri=0.2 临界 Richardson 数。接近地面为逆温，湍流减小的同时，风速随着减小。TKE 方程中，各项都很重要，数值小，使得非均匀性十分重要*（4）稳定边界层厚度的定义方法：地面冷却延伸的高度。逆温层顶的高度，近地面风速最大支配
36、因子： 或是*,guwfz*0,uLzf前面为局地尺度，以往， ，但 L 不可忽略*hf1/2*()uLhdf*（5）低空急流低空急流：产生与地层大气湍流混合输送力的日变化有关。白天：由于地表摩擦，似的混合层内的风为亚地转 地转风。日落后：摩擦减小，气压梯度力与地转风迫使气流加速，并返回地转风方向，一旦风向与地转风一致，则，风速大于地转风。形成低空急流的条件：（1）惯性波动； （2）热层风的分布；（3）急行冷锋过境；（4）过山气流10、非均匀下垫面（1）动力内边界层：定义：在气流从一种粗糙度表面跃变到另一种粗糙度表面的过程中，新下垫面的强制作用将调整原有的风速廓线和摩擦速度。随着气流往下游的运
37、行，它的强制作用逐渐向上扩散，因而在新上空形成一个厚度逐渐加大的新边界层。最后，空气层完全摆脱来流的影响，形成了和中期阶段形成的新边界层就称为动力内边界层，简称内边界层。（2）热内边界层：定义：上游来流为稳定层结，从冷下垫表面跃变到温度较高的下垫表面。在热力强制作用下，接近地面的空气层将逐渐发展为混合层，从跃变处的零值逐渐增厚。这种情况常发生于沿海地区海风登陆之后，或在夜间郊区的气流进入城市热岛之后，其初始和中期阶段形成的边界层，称作热力内边界层。（3）城市热岛：大多数城市都存在许多人为的热源和污染源，市区地面覆盖着大面积沥青、混凝土表面，它们干燥不透水，反射率或者很低，以及由于被建筑物墙面所吸收，均将构成城市储存的一部分热量。因此城市近地层的空气将高于周围郊区和农田近地面层的气温。在地图上的等温线将出现一个高温中心。城市热岛的存在显示出许多独特的特征，表现在地表热量平衡上则是：与乡村相比，其潜热通量 QE 远小于感热通量 QH；在城市顶盖（冠层）下具有明显的热能储存能力 Qs。3、熟悉近地面层和中性大气边界层的风速廓线规律4、对流边界层和稳定边界层的特点
