珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
第21卷第12期2006年12月
地球科学进展
A DVANCE S I N E AR TH S C I ENC E
V o l.21 N o.12
D e c.，2006
文章编号：1001-8166（2006）12-1293-11
珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
仲雷1，2，3，马耀明1，4，苏中波5，刘 新1，李茂善3，4，马伟强3，4，王永杰1，3
（1.中国科学院青藏高原研究所，北京 100085；2.中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放实验室，四川 成都 610071；3.中国科学院研究生院，北京 100039；4.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所，甘肃 兰州 730000；5. I n t er na ti o nal I n s tit u t e f o r G e o-I n f o r m a t i o n S c i e n c e a nd
E a r t h O b serv a ti o n，E n sc h e de7500，t he N e t h er l ands）
摘 要：利用珠峰北坡曲宗地区连续一年的大气观测资料（2005年4月至2006年3月），分析了珠峰北坡地区近地层大气湍流宏观统计特征和西南季风爆发前后地气能量交换特征。研究表明在珠峰北坡地区M o n i n-O bukh o v相似定律同样适用。拟合得到了珠峰北坡曲宗地区近地层无因次风速分量方差以及温度和湿度归一化标准差和静力学稳定度的函数关系。研究得出曲宗地区能量平衡各分量（净辐射通量、感热通量、潜热通量和土壤热通量）以及地面加热场具有明显的季节变化和日变化规律。尤其是在西南季风的影响下，曲宗地区感热通量和潜热通量在季风爆发前后具有明显相反的变化趋势。其它特征参数（波文比和地表反射率）在西南季风爆发前后的变化规律也十分明显。
关 键 词：近地层；大气湍流；能量通量；珠峰；曲宗
中图分类号：P425.2 文献标识码：A
1 引 言
青藏高原地处我国西部，约占国土面积的四分之一，平均海拔在4000m以上。高原热力、动力作用以及地—气间的物质能量交换过程对我国、亚洲乃至全球的气候变化均有重大影响。青藏高原对大气的动力和热力作用主要是通过下垫面与大气的相互作用，并以湍流方式进行物质和能量交换而实现的。开展高原上地气系统物理过程的观测，分析确定热量、水汽等湍流参数的变化特征，将有助于改进全球气候模式和区域天气、气候模式在该地区的参数化方案。因此，对青藏高原的研究愈来愈受到中外学者的关注。20世纪50年代以来科学家进行了多次关于青藏高原的气象科学试验，如第一、第二次青藏高原大气科学实验（Q X P M E X，1979年5～8月，T I P E X，1998年5～8月），全球能量水分循环亚洲季风之青藏高原试验研究（G E W E X/G A M E-T i b e t，1996—2000年），“全球协调加强观测计划之亚澳季风青藏高原试验”（C EO P/C A M P-T i b e t，2001—2005年），积累了大量的宝贵资料，并且取得了丰硕的科研成果［1～10］。但是青藏高原特殊的地理条件和恶劣的气候环境给野外观测试验造成极大困难，使得很多试验只能在现有城市附近和交通相对便利的地区展开，不足以了解像珠穆朗玛峰（以下简称珠峰）这样的大地形对大气环流的影响。喜马拉雅山脉山体是北半球地表与对流层大气物质交换的重要通
收稿日期：2006-10-11；修回日期：2006-10-24.
*基金项目：科技部社会公益研究专项“珠穆朗玛峰地区对全球变化的响应”（编号：2005D I A3J106）；中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放基金课题“青藏高原地表特征参数卫星遥感反演研究”（编号：L P M2006011）；中国科学院知识创新工程重要方向项目“喜马拉雅山北坡地区地面大气与对流层大气交换研究”（编号：K ZCX3-S W-231）；国家自然科学基金项目“西藏高原能量水循环降雨共同观测研究”（编号：40520140126）资助.
作者简介：仲雷（1979-），男，安徽蚌埠人，博士生，主要从事大气边界层观测和卫星遥感应用研究.E-m a i l：z hongl＠i t pca s. a c. c n
*通讯作者：马耀明（1964-），男，山西夏县人，研究员，博导，主要从事陆面过程和遥感应用研究.E-m a i l：y m m a ＠i t pcas. a c. c n
道，平均海拔6000 ～
7000 m 的山体通过山谷风等多种大气环流系统将青藏高原地面的大气与其上空的自由大气相联系。珠峰地区人烟稀少，交通十分不便，是良好的大气环境观测的本底区域。因此对珠峰北坡的陆气相互作用过程进行观测，对西藏和珠峰地区陆气物质和能量交换的研究具有重要意义。
2 实验场地、观测仪器和资料处理
中国科学院珠峰地区大气观测站于2005
年4月建立，试验场地位于珠峰北坡第一个自然村曲宗
附近（28.310° N ，86.896° E ，海拔高度为4475 m ），距珠峰大本营约40 k m ，下垫面为高原河谷草甸，试
验场地四周平坦开阔，其地形和下垫面特征基本上代表了珠峰北坡地区典型的环境特征。
大气观测于2005 年4月开始，对珠峰曲宗地区
大气状况进行了连续一年的观测，取得了宝贵的大气物理资料。
观测仪器由一套开路涡动协方差测量系统组
成，该系统由
C R 5000 数据采集器、 C S A T3 超声风速仪、 L I 7500 C O 2、水汽分析仪组成。 C R 5000 控制测量、运算及数据存储； C S A T3 测量三维风速和超声虚温； L I 7500 测量C O 2
和水汽通量。系统工作时计算在线通量，并存储通量数据和时间系列数据。其
它传感器还有：
1个 H M P45 C 温度/相对湿度探头，1个 H FP01 热通量板（热通量传感器），1套测量净辐射的理想仪器 K i pp ＆ Z o n e n C N R -1 （由2个短波和2个长波辐射组成，包括2个日辐射计和2个地面
辐射计）。 L I 7500 C O 2
、水汽分析仪、超声
C S A T3 和 H M P45 C 温度/相对湿度探头均安装在距离地面约
3m 高度处； C N R -1 距离地面约1.5 m ；热通量板水平置于距地表10
c m 处土壤中。湍流观测系统的数据采集为同步采集，采样频
率为10 H z ，不间断连续采集，数据全部存储在1G 的PC 卡上，从
C R 5000 数据采集器中取出PC 卡后直接将湍流数据拷入电脑即可。本次研究采用
2005 年4月至2006 年3月的数据进行分析，全部数据都进行了“野点”剔除，然后取30分钟数据段进行
平均量、方差、通量等一系列湍流统计运算。为了保
证数据质量，均去除湍流资料
［11］
：①风向与水平面夹
角＞±3°；②平均风速＜1.5 m / s ；③摩擦速度＜0.05 m / s ；④感热通量H s ＜5 W / m 2，以及非定常、明显存
在错误的数据，以保证湍流的均一性条件。
湍流数据的处理采用涡旋相关法，本文分析所用到的主要计算公式如下：
三维风速脉动量：
u ′＝ u －珔u ， v ′＝ v －珋v ， w ′＝
w －珔w （1）特征尺度：
u
*
＝（ u ′ w ′2
＋v ′ w ′2
）
1/4
（2）T *＝－ w ′
T ′u
*（3）q
*
＝－ w ′ q ′u
*
（4）
M o n i n- O bukh o v 长度：
L ＝－u 3*/（
k g
θ
θ′ w ′）
（5）
风脉动标准差：
σu σv σw （6）湍流强度：
I u ＝σu /u *，I v ＝σv /u *，I w ＝σw /u
*
（7）超声感热通量：
H
s
＝ρc p θ′ w ′
（8）潜热通量：
L e ＝L v ρ w ′
q ′（9）
式中，u *、v 和w 分别为超声风速仪所测得的三维风速瞬时值，u 、v 和w 为三维风速平均值；θ和ρ分别为位温和空气密度，由同步实测气压和温度求取；k 为 K a r m a n 常数（ k ＝0.4 ），g 为重力加速度，c p 为定压比热，
L v 为水汽的汽化热系数。3 结果分析
3.1 湍流宏观统计特征的分析
3.1.1 风速归一化标准差随稳定度的变化关系
近地层中风速分量和温度方差随稳定度的变化
多年来一直受到人们的关注，
1976 年 A r y a 等［12］
利
用 K a n s a s 实验数据研究表明在不稳定条件下σu ，v 在用摩擦速度u *无量纲化后，会随着稳定度
z / L 的增加而明显增大；
1977 年 P a n o f s ky 等［13］
研究指出在平
坦下垫面上有如下的函数关系：
σu /u *≈σv
/u *＝（12－0.5 z / L ）
1/3
（10）σw
/u *＝1.3（1－3 z / L ）1/3
（11）
1993
王介民等［14］
研究指出在中性条件下的
σw /u *
随着观测高度的增加而增大；2002 年马耀明等［
15］
利用 G A M E / T i b e t 加强观测期（
I n t e n s i v e O b- s e r va ti o n P e r i o d ， I O P ）安多地区湍流观测资料研究了无量纲化风速标准差随稳定度参数
z / L 的变化。近地层三维风速脉动方差σu ，σv ，σw 经过摩擦
风速归一化处理后应为稳定度参数 z / L 的函数，即
4921
地球科学进展 第21卷
σ
u /u
*
＝Φ（z/L）；σv/u*＝Φv（z/L）；σw/u*＝Φw（z/
L）根据近地层相似理论，在中性层结下（z/L接近零值）近地层湍流主要由机械运动产生，各相似函数
应分别变为常数，即在中性情况下有：σ
u /u
*
＝A；
σv/u*＝B；σw/u*＝C；其中A、B、C为常数。图1显示了珠峰北坡曲宗地区近地层风速随稳定度的变化情况，从图中可以看出无因次风速分量方差和z/ L的关系基本上满足“1/3次方规律”。其最佳相似函数分别为：
σ
u /u
*
＝Φu（z/L）＝
3.36（1＋0.09 z/L）1/3（0.001＜z/L＜1000）
3.36（1－0.12 z/L）1/3（0.001＜－z /L＜1000
{
）
（12）
σ
v /u
*
＝Φv（z/L）＝
3.2（1＋0.11 z/L）1/3（0.001＜z/L＜1000）
3.2（1－0.31 z/L）1/3（0.001＜－z /L＜1000
{
）
（13）
σ
w /u
*
＝Φw（z/L）＝
1.08（1＋0.06 z/L）1/3（0.001＜z/L＜1000）
1.08（1－0.15 z/L）1/3（0.001＜－z /L＜1000
{
）
（14）图1 曲宗地区无量纲化风速方差相对于稳定度参数z/L的变化
F i g.1 V a r i a ti o n s ofσ
u /u
*（
a，b），σ
v
/u
*（
c，d）a n dσ
w
/u
*（
e，f）v ers us s t ab ilit y i n Q u z ong
5
9
2
1
第12期 仲 雷等：珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
在大气处于中性层结时，σ
u /u
*
、σ
v
/u
*
、σ
w
/u
*
分别趋近于常数A＝3.36；B＝3.20；C＝1.08。随着大气不稳定度的加强，水平方向和垂直方向的湍流强度变大。通过和其它不同地区近中性条件下无因次风速分量方差值的对比可以发现（表1），曲宗、安多、五道梁、昌都和R oc k S p r i n g s，PA（46°50′N，106°13′W）5个地区三维风速方差值略有差异，但均是σu/u*＞σv/u*＞σw/u*。而5个地区的σw/u*值，又以安多地区最大（1.43）。另外，虽然几个地区的下垫面特征和地形条件不同，但σu/u*和σv/
u *差异要比σ
w
/u
*
小。这说明地形作用对垂直方
向的湍流运动影响较小，而主要影响水平方向上的湍流运动。总体上来说，近中性条件下曲宗的风速分量方差和青藏高原昌都地区观测值相对比较接
近。从图1中还可以反映出σ
u /u
*
、σ
v
/u
*
的离散
度均比较大，说明珠峰地区受到大范围水平流场的影响强烈。另外由于观测场地周围崎岖的地形条件和珠峰地区典型山谷风的影响，使得大气湍流垂直方向上的湍流强度离散度相应增大。虽然有学者认
为σ
u /u
*
、σ
v
/u
*
与z/L之间不符合1/3次方规律，
但是资料太少，缺乏说服力。我们综合珠峰地区的观测资料认为，M o n i n-O bukh o v相似规律不仅适用于垂直风速方差，也适用于水平风速方差。虽然由于局地环境的影响，拟合公式系数与其他地区不同，
但σ
u /u
*
、σ
v
/u
*
、σ
w
/u
*
与z/L之间的1/3次方规
律可以明显看到。
表1 不同地区近中性条件下无因次风速分量方差值
T ab l e 1 N on-d i m e n s i onal c ova r i an c e v a l u e s o f w i nd s p ee d u nd e r n e u t r al s t r a tifi c a ti on c ond iti on i n di f f ere nt a re as
观测站σu/u*（A）σv/u*（B）σw/u*（C）观测者
曲宗 3.363.201.08本文
安多 4.013.851.43马耀明等［15］
五道梁 2.982.911.35祁永强等［16］昌都（河谷草地） 3.453.151.30卞林根等［9］罗克斯普林斯 4.503.801.24P ano f s k y等［13］
3.1.2 温度和湿度归一化标准差随稳定度的变化
关系
无因次化温度脉动方差σT/｜T*｜和湿度脉动方
差σ
q /｜q
*
｜与z/L的关系在不稳定情况下可表示为：
σ
T
/｜T
*
｜＝α（－z /L）－1/3（15）
σ
q
/｜q
*
｜＝β（－z /L）－1/3（16）
式中α，β为常数。通过曲宗站数据拟合得到的σT/｜T*｜，σq/｜q*｜与z/L的关系如图2所示，曲宗的观测表明，湿度方差离散明显大于温度方差。在不稳定条件下（图2a、2c），σ
T
/｜T
*
｜、σ
q
/｜q
*
｜与z/L的关系基本满足－1/3次方相似定律，其最佳拟合函数为：
σ
T
/｜T
*
｜＝3.5（－z /L）－1/3（z/L＜0）（17）
σ
q
/｜q
*
｜＝3.3（－z /L）－1/3（z/L＜0）（18） 在稳定条件下（z/L＞0），虽然观测到较大的离散度（图2b、2d），但可以看到σT/｜T*｜、σq/｜q*｜随着稳定度的增大而下降，以后渐趋于常数，但它们之间没有明显的普适函数关系。在稳定和不稳定层结
情况下σ
T
/｜T
*
｜、σ
q
/｜q
*
｜都随着｜z/L｜的减小而增大，越接近中性，其值增加得越大。虽然在近中性时由于接近于零的热通量难以观测和近中性层结常出现在转换期，缺乏定常等原因，观测点离散较大，但变化趋势还是非常明显的。
3.2 地表能量平衡与加热场特征
3.2.1 地表能量平衡
利用曲宗地区2005年4月至2006年3月的大气观测资料，进行逐月半小时平均，得到逐月日平均24小时变化等值线图（图3）。从图中可以看到，能量平衡各分量（净辐射通量、感热通量、潜热通量和土壤热通量）的季节变化和日变化明显。总体上来说，日出后随着太阳高度角的增大，能量平衡各分量逐渐增大，一般在午后14～16时（北京时间）达到最大值，然后随着太阳高度角的减小，他们又趋于减小。能量平衡各分量一天两次通过零点，日落后逐渐转为负值。等值线在夜间比较稀疏，表明能量通量在夜晚的变化相对白天而言比较平缓。就季节变化而言，净辐射通量的高值中心（大于500W/m2）一般出现在夏半年（4～9月），最高值为635W/m2，出现在7月下午14时。最低值－135W/m2，出现在11月晚20时（图3a）。净辐射最高值和最低值分别代表着地表获得和亏损能量最大的时刻。由于受到西南季风的影响，珠峰地区感热通量和潜热通量在季风爆发前后具有明显相反的变化趋势。随着5月底6月初季风的爆发，曲宗地区感热通量经历了“U”型变化趋势（图3b），即在季风爆发前的5月，感热通量出现了一高值中心（大于150W/m2），中心最大值167W/m2。随后在季风期间（6～8月）感热通量逐渐减小，季风过后，其又表现出增大的趋势，在2006年3月出现另一高值中心（大于190W/ m2）。一年中感热通量出现2个低值中心－74W/m2和－82W/m2，分别出现在凌晨3时和晚上19.5时。潜热通量随着季风的到来，在6月和
6
9
2
1 地球科学进展 第21卷
8月出现2个高值中心（图3c ），中心最大值分别为468 W / m 2
和438 W / m 2
，出现时间在下午的15 ～16 时。季风过后，潜热通量逐渐减小，而到2006 年1～3月，潜热通量又逐渐增大。总体上来说土壤热
通量的季节变化比较平缓，在9月出现1个高值中
心和2个低值中心，中心值分别为342 W / m 2
，－130
W / m 2和－143 W / m 2
（图3d ）。
图2 无量纲化温度方差和湿度方差相对于稳定度参数
z / L 的变化 F i g.2 T he re l a ti on s h i p b e t w ee n n on- d i m e n s i o n al t e m p er a t u r e （a ）（b ）， h u m i d it y va r i an c e （c ）（d ）
a nd a t m o s p h er i c s t a
b ilit y z / L
3.2.2 地面加热场
青藏高原地面对大气的加热作用，对我国东部
地区的天气气候有重要影响。因此对这个问题的研究引起气象工作者的关注。高原地面对大气的加热作用是由湍流过程和辐射过程来决定的。定义R n
－G 为地面加热强度（R n 为净辐射通量、
G 为土壤热通量），即当R n －G ＞0时，地面向大气输送热能，
地面对大气而言为热源；反之，当R n －G ＜0时，地
面对大气而言则为冷源。图4显示了珠峰曲宗地区地面加热场强度日变化规律。从图中可以看出，曲宗地表白天是强热源，白天地面对大气的加热作用明显。早上日出后，地面加热场逐渐加强，尤其是在14时前后，其热源强度达到最大。而后地面加热场逐渐减弱，傍晚日落以后，地面就转变成弱冷源。高
原热源强度的日变化是由总辐射的日变化所决定
的。湿季的热源强度大于干季，热源强度在季风爆发期间和季风结束后分别形成2个高值中心，其中
心最大值分别为566 W / m 2和463 W / m 2
，这一数值分别小于当雄地区1998
年观测的热源强度而大于改则和昌都地区干、湿季热源峰值［8
］（表2）。3.3 季风爆发前后地表能量通量季节变化3.3.1 地表反射率
反射率是指由某物体返回空间的太阳总辐射与投射到该物体的太阳总辐射之比。它主要受下垫面状况、入射辐射的光谱分布、太阳天顶角等因素的影响。其中下垫面状况的影响因裸地、水体、植被而异，裸地反射率又与土壤颗粒、土壤水分有关。后两者同样也与很多因素有关；入射辐射的光谱分布与
7921
第12期 仲 雷等：珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
图3 能量平衡分量逐月日平均24小时变化等值线图
F i g.3 M o n t h l y m e an o f h a l f- h our d i s t r i b u ti o n of e n er gy b a l a n c e c om p on e n t s
（a ）净辐射通量；（b ）感热通量；（c ）潜热通量；（d ）土壤热通量（横坐标所示时间段从2005
年4月至2006 年3月）（a ） N et r ad i a ti on fl ux ；（b ） S en s i b l e heat f l u x ；（c ） L a t ent heat fl ux ；（d ）
S o i l h e at fl ux （ T i m e s pan i s f r om A p r i l 2005 t o M a r ch 2006 ）8921 地球科学进展 第21卷
图4 曲宗地区地面加热场强度变化特征
（2005 年4月至2006 年3月）
F i g.4 V a r i a ti ons c ha r a c t er i s ti c s o f s u r f ac e h e a ti n g
f i e l d i n Q u z o n
g （
T i m e s p an i s f r om A p r i l 2005 t o M a rc h 2006 ）
表2 青藏高原不同地区干、湿季热源强度对比
T a b l e 2 C om p a r i s on b e t w ee n s u r f a c e h e a ti n g c e n t e r
v a l u e s o cc u rre d i n w e t a n d d r y s e a s o n s i n d iff e r e n t
r e g i ons of T i b e t an p l a t e au
地区
曲宗
当雄
改则
昌都
湿季热源峰值（ W / m 2
）566 606 422 389 干季热源峰值（
W / m 2）463
567
315 321
大气状况、太阳天顶角有关；而太阳天顶角本身与反
射率又有直接关系。地表反射率是确定地气系统辐射收支的重要参数。同时地表反射率又是当前气候模型中的主要不确定性因素之一，地表反射率及其
分布也一直是青藏高原研究中的一个焦点［17］
。
从珠峰地区2005
年4月、7月、10月和12月的地表反射率日平均变化情况（图5）可以看出，珠峰
地区地表反射率具有明显的“U ”型日变化特征，即
日出日落太阳高度角较小时，地表反射具有高值，随着太阳高度角的增大，地表反射率在午后达到一天中的最低值。这主要是由于随着地表获得太阳辐射能量增加，土壤含水量增加，地表变得相对潮湿造成的。此外，地表反射率的季节变化趋势也是很明显
的，即4～12 月，地表反射率经历了一个从高到低再
到高的变化过程。在高原季风爆发前的4月，曲宗地区基本为枯草覆盖，地表植被含水量较低，地表比
较干燥，其日平均地表反射率为0.248
。而随着高原雨季的来临，土壤含水量明显增大，植被返青，从而增加了下垫面对太阳辐射的吸收能力也降低了地表对太阳辐射的反射能力，因此7月地表反射率减
小，其月平均值为0.209 。当季风结束进入秋季（10
月）以后，高原草甸枯黄，地表颜色变浅，土壤含水
量下降，增加了地表反射率，此时月均值为0.241
。进入冬季（12月）以后，地表温度降低，地表冻结，同时地表的降雪也增加了地表对太阳辐射的反射。此
时地表反射率明显上升，达到0.312
。图5 曲宗地区地表反射率变化特征
F i g.5 V a r i a ti o n s c h a r a c t er i s ti c s o f s u r f ac e
r e fl ec t a n c e i n Q u z o n g
3.3.2 波文比
图6显示了4月、7月、10月、12月日平均波文比（β＝H s
L e
）变化情况，从图中可以看出，其没有明显的日变化规律，但季节变化规律则很明显，在季风爆
发前的4月（图6a ），一日之内波文比大于1的时次
共出现12次，日平均波文比为0.71 ，此时曲宗地区
潜热通量大于感热通量；而在季风爆发中期的7月（图6b ），随着降水的增加，感热通量减小而潜热通
9921
第12期 仲 雷等：珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
量增加，波文比进一步减小，日均值为0.34 ，大于1的时次仅出现3次，表明此时地气之间的相互作用以潜热为主。季风过后的10月和12月（图6c 、6d ），植被枯黄，大气降水减少，土壤含水量降低，气温下降，能量平衡中感热通量所占比例进一步上升而潜热通量所占比例呈现下降趋势。波文比日均值
分别为0.91 和1.11 ，波文比大于1的时次也分别
上升到17和24次。需要指出的是数据显示4月潜热通量占据主导地位，这一方面是由于观测点气温在4月开始升高，气温值达到2.98℃，在强烈的太阳辐射下，地表冻土开始融化，土壤湿度增加，近地层蒸发旺盛。另一方面是由于观测点位于河谷草甸之上，虽然4月还没有进入季风季节，植被也没有开始生长，但土壤得到河谷冰雪融水的补给，相对潮湿，在强烈的太阳辐射下，地表蒸发强烈，导致潜热在季风爆发前就占据主导地位。
图6 波文比月平均变化特征
F i g.6 M o n t h l y m e an o f ha l f- h ou r l y va r i a ti on s of B ow e n r a ti on
（a ）季风前；（b ）季风中；（c ）、（d ）季风后
（a ） P r e － m on s oo n s ea s on ；（b ） M on s o on s ea s on ；（c ） a n d （d ）
P o s t - m on s oo n s ea s on 3.3.3 能量平衡分量的季节变化
为了更清楚地显示地表能量平衡各分量季节变
化以及他们在季风爆发前后的变化特征，分别选取4月29日、7月29日、10月22日和12月12日典型晴天的资料进行分析。从图7中可以看出，净辐射通量（R n ）、感热通量（H s ）、潜热通量（L e ）和土壤热通量（G ）具有明显的日变化特征，日出后随着太阳高度角的增加，它们随之增大，一般在午后达到最大值，随后逐渐减小。后三者相对于净辐射通量有明显的滞后效应，这反映了感热通量、潜热通量和土壤热通量的变化均以净辐射通量变化为基础，净辐射的变化决定了能量平衡其他各分量的变化。从夏季（图7b ）到冬季（图7d ），地表所获得的太阳净辐射有逐渐减小的趋势。季风爆发期间（7月），辐射平
衡各分量的日变化波动较大。土壤热通量7月29
日平均值为42.8
W / m 2
，12月12日平均值－11.8 W / m 2
，从夏季到冬季逐渐减小，土壤热通量的日变化基本呈现“S ”型，冬季土壤热通量基本维持在0值上下波动。季风爆发前（图7a ），由于地表相对较
湿润，地表潜热通量日均值（109.3
W / m 2
）大于感热通量日均值（61.5 W / m 2
）。季风爆发期间（图7b ），
受到降水的影响，地表更加湿润，此时潜热通量明显大于感热通量居主导地位（7月29日潜热通量和感
热通量日均值分别为161.2 W / m 2和21 W / m 2
），而
土壤热通量基本维持在和感热通量相当的量级水平上。季风结束后的10月（图7c ），潜热通量下降，感热通量上升，但此时潜热通量仍大于感热通量（日
均值分别为84.3 W / m 2和33.7 W / m 2
）。进入12月
0031 地球科学进展 第21卷
图7 能量平衡分量季节变化
F i g.7 S e a s o n alva r i a ti ons of t h e e n er gy b a l a n c e c om p o n e n t s
（a）春季；（b）夏季；（c）秋季；（d）冬季
（a）S p r i ng；（b）S u m m er；（c）A u t um n；（d）W i n t er
R
n：净辐射通量，H s：感热通量，L e：潜热通量，G：土壤热通量
R
n：n et r ad i a ti o n fl ux，H s：s e n s i b l e h e at fl ux，L e：l a t e n t h ea t fl ux，G：s o i l heat f l ux （图7d），潜热通量进一步下降，此时感热通量和潜
热通量基本维持在相当的水平上。总体上来说，曲
宗地区一年中潜热通量相对较大，这是和观测点所
处的局地河谷草甸，下垫面土壤中含水量充足的环
境是分不开的。
4 结 论
通过对珠峰北坡曲宗地区大气湍流与能量平衡
资料的观测和计算，可以得到以下几点结论：
（1）近地层无因次风速分量方差和静力学稳定
度的关系满足1/3次方规律，且在近地层大气处于
中性稳定状态时，σ
u /u
*
＝3.36；σv/u*＝3.20；σw/
u
*
＝1.08。珠峰地区水平方向大气湍流受到大范围水平流场的影响，σu/u*和σv/u*的离散度均比较大。另外由于观测场地周围复杂的地形条件和珠峰地区典型山谷风的影响，使得大气湍流垂直方向上的湍流强度离散度相应增大。
（2）在不稳定情况下，通过拟合得到温度和湿度归一化标准差和静力学稳定度关系基本满足－1/3次方相似定律，其最佳拟合函数为：
σ
T
/｜T*｜＝3.5（－z /L）－1/3（z/L＜0）
σ
q
/｜q*｜＝3.3（－z /L）－1/3（z/L＜0）
在稳定条件下（z/L＞0），虽然观测到较大的离
散度，但可以看到σ
T
/｜T*｜、σq/｜q*｜随着稳定度的增大而下降，以后渐趋于常数，但它们之间没有明显的普适函数关系。
（3）珠峰地区能量平衡各分量（净辐射通量、感热通量、潜热通量和土壤热通量）具有明显的季节变化和日变化趋势，能量通量在夜晚的变化相对白天而言比较平缓。由于受到西南季风的影响，珠峰地区感热通量和潜热通量在季风爆发前后具有明显相反的变化趋势。土壤热通量的季节变化比较平缓
。
（4）曲宗地表白天是强热源，傍晚日落以后，地面就转变成弱冷源。就季节变化而言，湿季的热源强度大于干季。
（5）珠峰地区地表反射率具有明显的“U”型日变化特征，受到季节变化和季风的影响，从2005年4月至2006年3月，地表反射率也经历了一个从高到低再到高的变化过程。珠峰地区波文比的季节变
1
3
1
第12期 仲 雷等：珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
化规律很明显，高原季风期，波文比显著减小，而进入秋冬季节以后，波文比又显著上升。
（6）受到局地环境的影响，曲宗地区土壤较为潮湿，下垫面和近地层大气的潜热交换频繁。
参考文献（R e f ere n ce s）：
［1］ Y e D u z heng，G ao Y ouxi.T i be t an P l a t eau M e t eo r o l ogy［M］.B ei-j i ng：S c i e n c e P r e s s，1979：1-278.［叶笃正，高由禧.青藏高原气
象学［M］.北京：科学出版社，1979：1-278.］
［2］ T s u kam o t o O，S aha s hi K，W a ng J.H ea t bud g e t and e v apo t r an s p i-r a ti o n a t a n oa s i s s u r f a ce s u rr o u nded by d e s er t［J］.J o u r nal of t he
M e t e o r o l og i c al S o c i e t y of J a pan，1995，73（5）：925-935.
［3］ T ao S h i y an，C hen L i a n s hou，X u X i angde，e t al.P r og r e ss es o f t he T heo r e t i ca l S t udy i n t he S e cond T i be t an P l a t e a u E xpe r i m en t of A t-
m o s p he r i c S c i e n c es（P a r tⅠ）［M］.B ei j i ng：C h i na M e t eo r o l o g i cal
P r e s s，1998：1-348.［陶诗言，陈联寿，徐祥德，等.第二次－－藏
高原大气科学试验理论－－究进展（一）［M］.北京：气象出版
社，1998：1-348.］
［4］ L i u H u i z hi，H ong Z hongx i ang.T u r bu l ent c h a r ac t e r i s ti c s i n t he s u r f ace l ay er ov er G e rz e a r ea i n t h e T i be t an p l a t ea u［J］.C h i n es e
J o u r na l of A t m o s p h er i c S c i e n ce s，2000，24（3）：289-300.［刘辉
志，洪钟祥.青藏高原改则地区近地层湍流特征［J］.大气科
学，2000，24（3）：289-300.］
［5］ M a Y aom i ng，O s a m u T s u kam o t o，W u X i ao m i ng，e t al.C ha r a c t er-
i s ti c s o f e n e r gy t r an s f e r a n d m i c r om e t eo r o l o g y i n t h e s u r f a ce l ayer of
t he a t m o s phe r e a bove g r a ss y m a r s h l and o f t he T i be t an p l a t eau a r e a
［J］.C h i n e s e J o u r n a l of A t m o s ph er i c S c i e n ce s，2000，24（5）：715-
722.［马耀明，眆本修，吴晓鸣，等.藏北高原草甸下垫面近地
层能量输送及微气象特征［J］.大气科学，2000，24（5）：715-
722.］
［6］ M a Y，T s uk a m o t o O.C o m b i n i n g S a t e lli t e R em o t e S ens i ng w it h
F i e l d O b s e r v a ti o n s f or L and S u r f ace H eat F l ux e s ov er I nhom o ge-
n eo u s L and s c ape［M］.B e i j i n g：C h i n a M e t e o r o l og i c al P r e s s，
2002：1-172.
［7］ M a Y，S u Z，L i Z，e t al.D e t e r m i na ti on o f r e g i o nal net r ad i a t i on
a nd s o i l heat fl ux o ver a he t e r og eneous l and s c a p e o f t he T i be t an
P l a t e au［J］.H yd r o l og i c a l P r o cesse s，2002b，16：2963-2971.［8］ Z hou M i n g yu，X u X i angde，B i a n L i n＇g en，e t al.O b s e r va ti onal A-n a l y s i s and D ynam i c S t udy o f A t m o s phe r i c B o un d a r y L aye r o n T i-
b e t a n P l a t ea u［M］.B ei j i ng：C h i na M e t eo r o l o g i cal P r e s s，2000：1-
97.［周明煜，徐祥德，卞林根，等.青藏高原大气边界层观测分
析与动力学研究［M］.北京：气象出版社，2000：1-97.］［9］ B i an L i n＇g en，L u L onghua，C h e n g Y an j i e，e t al.T u r bu l en t m eas-u r em ent o ver t he s ou t h e a s t e r n T i b e t a n p l e t ea u［J］.Q ua r t er l y J o ur-
n al of A pp li e d M e t e o r o l o gy，2001，12（1）：1-13.［卞林根，陆龙
骅，程彦杰，等.青藏高原东南部昌都地区近地层湍流输送的
观测研究［J］.应用气象学报，2001，12（1）：1-13.］
［10］ T anaka K，I s h i k a w a H，H aya s hi T，e t a l.S u r f a ce e n e r gy b udget o f A m do o n t h e ea s t e r n T i be t an p l a t e au u s i n g G A M E/T i be t I O P98
d a t a［J］.J o u r na l of t h
e M e t e o r o l og i c al S o c i e t y o
f J a pa n，2001，
79（1B）：505-517.
［11］ Z hang H ong s heng，L i F uyu，C h e n J i a yi，e t a l.S t a ti s ti c a l cha r ac-t e r i s t i cs of a t m o s phe r i c t u r b u l ence i n d if f e r e n t u nde r l y i ng s u r f ac e
c o n
d it i ons［J］.P l a t
e au M e t e o r o l ogy，2004，23（5）：598-604.［张
宏升，李富余，陈家宜，等.不同下垫面湍流统计特征研究
［J］.高原气象，2004，23（5）：598-604.］
［12］ A r ya S P S，S un da r a r a j a n A.A n a ss e ss m e n t o f p r opo s ed s i m i l a r i-t y t heo r i es f or t he a t m o s p he r i c bounda r y l aye r［J］.B ounda r y-
L ay e r M e t e o r o l ogy，1976，10（2）：149-166.
［13］ P ano f s k y H A，T enn e k e s H，L e n s c h o w D H，e t a l.T he c ha r ac-t e r i s ti c s o f t u r bu l e n t ve l oc i t y co m p o nen t s i n t h e s u r f ace l aye r u n-
d e r conve c ti ve cond it i ons［J］.B o u nda r y-L ay e r M e t e o r o l ogy，
1977，11：355-361.
［14］ W ang J i em i n，L i u X i ao h u，M a Y ao m i ng.T h e t u r bu l e n t s t r uc t u r e
a n d t r an s f er cha r ac t e r i s t i cs of s u r f ace l aye r a t m o s phe r e o ver G o
b i
r eg i on i n H E I F E［J］.A c t a M e t e o r o l og i c a S i n i c a，1993，51（3）：
343-350.［王介民，刘晓虎，马耀明.H E I F E戈壁地区近地层
大气的湍流结构和输送特征［J］.气象学报，1993，51：343-
350.］
［15］ M a Y a om i ng，M a W e i q i ang，H u Z e yong，e t a l.S i m il a r it y ana l y-s i s of a t m o s phe r i c t u r bu l ent i n t en s i t y ove r g r a ss l a n d s u r f ace of
Q i nghai-X i z ang p l a t eau［J］.P l a t e a u M e t e o r o l ogy，2002，21（5）：
514-517.［马耀明，马伟强，胡泽勇，等.青藏高原草甸下垫面
湍流强度相似性关系分析［J］.高原气象，2002，21（5）：514-
517.］
［16］ Q i Y ongq i a n g，W ang J i em i n，J i a L i，e t a l.A s t udy o f t u r bu l e n t t r a n s f er c h a r ac t e r i s ti c s i n W udao li ang a r ea o f Q i nghai-X i z ang
p l a t eau［J］.P l a t e a u M e t e o r o l ogy，1996，15（2）：172-177.［祁永
强，王介民，贾立，等.青藏高原五道梁地区湍流输送特征的
研究［J］.高原气象，1996，15（2）：172-177.］
［17］ X u X i ngkui，L i n Z h a ohu i.R em o t e s en s i ng r e t r i e val of s u r f a c e m on t h l y m ean a l b e d o i n Q i nghai-X i z ang p l a t ea u［J］.P l a t e a u
M e t e o r o l o g y，2002，21（3）：233-237.［徐兴奎，林朝晖.青藏高
原地表月平均反照率的遥感反演［J］.高原气象，2002，21
（3）：233-237.］
2
3
1 地球科学进展 第21卷
A t m o s ph er i c T u r bu l e n c e a n d L a n d- A t m o s ph er e E n er gy T r a n s f e r C h a r a c t er i s t i c s i n t h e S u r f a c e L aye r of t h e
N o r t h e r n S l o p e o f M t . Q om o l a n gm a A re a
Z H ON G L ei
1，2，3
，
M A Y ao- m i n g 1，4
， S U Z hong- b o 5
， L I U X i n 1
， L I M ao- s han 3，4， M A W ei - q i a n g 3，4， W AN G Y ong- j i e
1，3
（1. I n s tit u t e o f T i b e t an P l a t e au R ese a rc h ， t he C h i n es e A c ad e m y o f S c i e n ce s ， B e i j i ng 100085 ， C h i na ；2. I n s tit u t e o f P l a t e au M e t e o r o l o gy ， C h i na M e t e o r o l o g i c al A dm i n i s t r a ti o n ， C h e ngdu 610071 ， C h i na ；
3. T he G r adua t e U n i vers it y o f C h i n es e A c ad e m y o f S c i e n ce s ，
B e i j i ng 100039 ，
C h i na ；4. C o l d a nd A r i d R e g i o ns E n v i r o nm e n t aland E ng i n eer i ng R e se a rc h I n s tit u t e ， t he C h i n es e A c ad e m y o f
S c i e n ce s ，
L an z h o u 730000 ， C h i na ；5. I n t er na ti o nal I n s tit u t e f o r G e o- I n f o r m a t i o n S c i e n c e a nd E a r t h O b serv a ti o n ， E n sc h e de 7500 ， t he N e t h er l ands ）
A b st r a c t ：
B a s e d o n t he t u r bu l e nt d a t a c o ll ec t e d a t Q u z o n g s it e ， o n t he n o r t h e r n s l o pe o f M t . Q o m o l a n g m a ， f r o m A p r i l 2005 t o M a r c h 2006 ， m ac r o- s ca l e t u r bu l e n t s t a ti s ti ca l c h a r ac t e r i s ti c s a nd l a nd- a t m o s ph e r e e n e r g y t r a n s f e r b e f o r e a nd a ft e r t he o n s e t o f s o u t hw e s t m o n s o o n w e r e ac qu i r e d b y t he e ddy c o rr e l a ti o n m e t h o d . I tw a s f o und t h a t M o n i n- O bukh o v s i m il a r it y t h eo r y i s a pp li ca b l e f o r M t . Q o m o l a n g m a a r e a. T he r e l a ti o n s h i p b e t w ee n n o r m a li z e d w i nd s p ee d s t a nd a r d d ev i a ti o n a nd a t m o s ph e r i c s t a b ilit y ， v a r i a n ce s o f n o r m a li z e d t e m p e r a t u r e a nd h um i d it y s t a nd a r d d ev i - a ti o n w it h a t m o s ph e r i c s t a b ilit y w e r e s i m u l a t e d i n t he s t udy. I t w a s a l s o f o und t h a t e n e r g y b a l a n c e c o m p o n e n t s （ n e t r a d i a ti o n f l ux ， s e n s i b l e h ea t fl ux ， l a t e nth ea t fl ux a nd s o i lh ea t fl ux ） a nd s u r f ac e h ea ti ng f il e d h a d e v i d e ntd i u r n a l a nd s ea s o n a l c h a n ge s. E s p ec i a ll y und e r t he i n f l u e n c e o f s o u t hw e s t m o n s oo n ， t he s e n s i b l e h ea t fl ux a nd l a t e nth ea t f l ux i n Q u z o ng a r e a h av e e v i d e nt o pp o s it e c h a n g i ng t r e nds . T he v a r i a ti o n c h a r ac t e r i s ti c s o f o t h e r s u r f ac e p a r a m e t e r s （ s u r f ac e r e fl ec t a n c e a nd B o w e n r a ti o ）
i s ve r y c l ea r b e f o r e a nd a ft e r t he b r ea k o ut o fs o u t hw e s t m o n s oo n. K e y w o r ds ： S u r f ac e l aye r ； A t m o s ph e r i c t u r bu l e n c e ； E n e r g y f l ux ； M t . Q o m o l a n g m a （ E ve r e s t ）；
Q u z o ng.3031
第12期 仲 雷等：珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
湍流的统计特性及对激光大气传输的影响
第4章湍流的统计特性及对激光大气传输的影响分析 激光大气传输湍流效应本质上就是光在湍流大气中的传播问题。20世纪50年代前苏联学者Tatarskii引入Kolmogorov和Obukhov发展的湍流统计理论，求解湍流大气中波传播方程，取得的一些理论结果相当好地解释了在此以前所取得的实验结果，从而奠定的光波在湍流大气中传播的理论基础。然而，由于激光在湍流大气中的传播是一个十分复杂的随即非线性过程，特别是大气湍流存在的间歇性，对激光传输有着难以估计的影响。 4.1大气湍流的成因 在大气中，任一点的大气运动速度的方向和大小无时无刻不发生着不规则变化，产生了各个大气分子团相对于大气整体平均运动的不规则运动，这种现象称为大气湍流。通常情况下大气都处于湍流状态，大气的随机运动产生了大气湍流，由于大气湍流的存在，大气温度和折射率也时刻发生着不规则的变化。形成大气湍流的原因大致有四点。第一，太阳的照射造成的大气温度差，太阳辐射对地表不同地区造成加热不同;第二，地球表面对气流拉伸移位导致了风速剪切;第三，地表热辐射产生了热对流;第四，伴随着热量释放的相变过程(沉积、结晶)导致了温度和速度场变化。图4.1形象的表述了湍流的形成。
上图是英国的物理学家形chardson描绘的湍流的一个级串模型，虽然湍流的运动很复杂，但通过上图仍能对湍流有一个形象的认识。上图表示湍流含有尺度不同的湍涡，而各种能量从大尺度湍涡一步一步向小尺度湍涡传递。外界的能量传递给第一级大湍涡，由于受风剪切等因素的影响，大湍涡逐渐变得不稳定形成次级小湍涡，小湍涡再次失稳后再形成更次一级的许多小湍涡。从图中可以看出，湍涡的大小有限，最大的湍涡的尺寸大小是外尺度 L，最小的湍涡是内尺度0l。 尤其重要的是，这些大大小小的湍涡没有分散存在于大气中，而是交叉重叠的存在于大气中。 4.2 Kolmogorov-Oboukhov湍流统计理论 虽然迄今为止人们对湍流的基本物理机制尚还不十分清楚，但已形成几个公认的基本概念，包括随机性、涡粘性、级串、和标度率。随机性构成了湍流统计理论的基础；涡粘性揭示了湍流相近尺度间的相互作用行为；级串给了我们最直观、最明晰的湍流图像；标度律则成为物理上定量研究湍流问题的数学手段。 在直观的湍流现象中，Richardson首先给出了湍流的级串图：湍流中存在着不同尺度间的逐级能量传递，由大尺度湍涡向小尺度湍涡输送能量。第一级大湍涡的能量来自外界，大湍涡失稳后形成次级的小湍涡，再失稳后产生更次一级的小湍涡。在大雷诺数下，所有可能的运动模式都被激发。 基于Richardson级串模型。Kolmogorov认为在大雷诺数下，这些不同尺度的湍
四种湍流模型介绍
由于航发燃烧室中的流动特性极其复杂，要想提高数值计算的预测能力,必须要慎重选择湍流模型。用四种不同的湍流模型对带双径向旋流杯的下游流场进行数值模拟,将计算结果与实验结果作对比，比较各湍流模型的原理和物理基础，优劣，并分析流场速度分布和回流区特性。 涉及的湍流模型： 标准k-ε湍流模型（SＫE) １标准k-ε湍流模型有较高的稳定性,经济性和计算精度，应用广泛,适合高雷诺数湍流，但不适合旋流等各向异性较强的流动。 2简单的湍流模型是两个方程的模型，需要解两个变量，即速度和长度。在fｌｕｅｎt中，标准 k-ε湍流模型自从被Lauｎdeｒand Spalｄing 提出之后，就变成流场计算中的主要工具。其在工业上被普遍应用,其计算收敛性和准确性都非常符合工程计算的要求。 3但其也有某些限制,如ε方程包含不能在壁面计算的项，因此必须使用壁面函数。另外，其预测强分离流,包含大曲率的流动和强压力梯度流动的结果较弱。 它是个半经验的公式,是从实验现象中总结出来的。 动能输运方程是通过精确的方程推导得到,耗散率方程是通过物理推理，数学上模拟相似原型方程得到的。 应用范围：该模型假设流动为完全湍流，分子粘性的影响可以忽略,此标准κ－ε模型只适合完全湍流的流动过程模拟。 可实现的ｋ-ε模型是才出现的,比起标准k-ε模型来有两个主要的不同点：·可实现的k－ε模型为湍流粘性增加了一个公式。 ·为耗散率增加了新的传输方程,这个方程来源于一个为层流速度波动而作的精确方程。 术语“rｅalizablｅ”,意味着模型要确保在雷诺压力中要有数学约束，湍流的连续性。 应用范围： 可实现的k-ε模型直接的好处是对于平板和圆柱射流的发散比率的更精确的预测。而且它对于旋转流动、强逆压梯度的边界层流动、流动分离和二次流有很好的表现。 可实现的k－ε模型和RＮG k－ε模型都显现出比标准k－ε模型在强流线弯曲、漩涡和旋转有更好的表现。由于带旋流修正的k-ε模型是新出现的模型，所以还没有确凿的证据表明它比ＲＮＧｋ－ε模型有更好的表现。但是最初的研究表明可实现的k-ε模型在所有k-ε模型中流动分离和复杂二次流有很好的作用。 该模型适合的流动类型比较广泛,包括有旋均匀剪切流,自由流(射流和混合层）,腔道流动和边界层流动。对以上流动过程模拟结果都比标准k-ε模型的结果好，特别是可再现k－ε模型对圆口射流和平板射流模拟中,能给出较好的射流扩张。
fluent湍流模型 总结
一般来说，DES和LES是最为精细的湍流模型，但是它们需要的网格数量大，计算量和内存需求都比较大，计算时间长，目前工程应用较少。 S-A模型适用于翼型计算、壁面边界层流动，不适合射流等自由剪切流问题。 标准K-Epsilon模型有较高的稳定性、经济性和计算精度，应用广泛，适用于高雷诺数湍流，不适合旋流等各相异性等较强的流动。 RNG K-Epsilon模型可以计算低雷诺数湍流，其考虑到旋转效应，对强旋流计算精度有所提供。 Realizable K-Epsilon模型较前两种模型的有点是可以保持雷诺应力与真实湍流一致，可以更加精确的模拟平面和圆形射流的扩散速度，同时在旋流计算、带方向压强梯度的边界层计算和分离流计算等问题中，计算结果更符合真实情况，同时在分离流计算和带二次流的复杂流动计算中也表现出色。但是此模型在同时存在旋转和静止区的计算中，比如多重参考系、旋转滑移网格计算中，会产生非物理湍流粘性。因此需要特别注意。专用于射流计算的Realizable k-ε模型。 标准K-W模型包含了低雷诺数影响、可压缩性影响和剪切流扩散，适用于尾迹流动、混合层、射流、以及受壁面限制的流动附着边界层湍流和自由剪切流计算。 SST K-W模型综合了K-W模型在近壁区计算的优点和K-Epsilon模型在远场计算的优点，同时增加了横向耗散导数项，在湍流粘度定义中考虑了湍流剪切应力的输运过程，适用更广，可以用于带逆压梯度的流动计算、翼型计算、跨声速带激波计算等。 雷诺应力模型没有采用涡粘性各向同性假设，在理论上比前面的湍流模型要精确的多，直接求解雷诺应力分量（二维5个，三维7个）输运方程，适用于强旋流动，如龙卷风、旋流燃烧室计算等。 ！！！！！ 所以在选择湍流模型时要注意各个模型是高雷诺数模型还是低雷诺数模型，前者采用壁面函数时，应该避免使用太好（对壁面函数方法）或太粗劣（对增强函数处理方法）的网格。而对于低雷诺数模型，壁面应该有好的网格。另外fluent 对壁面函数除了有增强处理以外，还有非平衡处理。（FLUENT首选标准壁面方程组，它能很好的计算出以壁面为边界的流动情况。但是，当流体流动分离太大。以致于远远偏离了理想条件时，就不太适用了，在其他情况下，剪切应力及平衡假设大大限制了壁面方程的通用性。相应的，当近壁面流动处于高压之下时，当流动处于不平衡状态时，这些假设就不在成立了。不平衡方程组提供了处理以上情况的方法）非平衡壁面函数被推荐使用在包含脱流、回流和冲击的复杂流动当中。 但是考虑到壁面函数的局限性（对近壁面的影响无效），壁面函数方法的局限性（y+应用于壁面函数） 标准的壁面函数能够为大多数高雷诺数的边界限制流提供合理、精确的预测。而非平衡
大气湍流的复原
大气湍流的复原 研究背景与意义 21 世纪以来，美国、欧空局、俄罗斯等空间科技强国都相继提出了新的空间发展规划。特别的，美国自特朗普上台后提出太空政策，加大对太空探索的投资力度，并积极开展多个民用太空项目。根据我国至2030 年空间科学发展规划，我国将建立以覆盖多个热点领域的空间科学卫星为标志的空间科学体系[1]，通过发展系列空间科学计划，牵引和带动我国在空间目标识别与监视、深空测绘乃至其他重要科技领域的创新与突破，推动我国高科技产业的跨越式发展。而对空间目标的姿态、形状、特征以及太空星体表面的地形地貌进行高精度识别与判读，都需要采用光学成像系统对其观测与监视，从而获取足够数量的影像资料，从这些影像资料中提取使用者所期望的感兴趣信息。 由于地面受到太阳辐射作用，造成大气中分子和由悬浮粒子构成的离散混合介质的不规则热运动，使得大气呈现出非稳态性和随机性，这种现象称之为大气湍流现象。当光波穿过空间大气层时，由于大气中湍流介质中各处的压强、温度、湿度以及物理特性的随机变化，使得射出湍流介质的波阵面不再保持平面特性。因此，光学成像系统中的传感器透过大气对目标物或场景进行观测时，由于近地面的大气湍流强度在空间和时间上分布的差异，造成湍流介质内的空气折射率的随机涨落。这会导致光波到达像面的振幅和相位的随机起伏，从而导致光束扩散、波面畸变、像点漂移等现象[2][3]，使得目标在成像设备上会产生严重的模糊和降质。大气对成像系统的影响主要包括：1）空间对地高分辨率遥感观测中，卫星或航天飞机对地面目标进行跟踪和监视。2）在地基成像观测系统中，自适应光学望远镜对卫星、行星以及其他宇宙天体进行识别与探测。3）在高速飞行器成像制导系统中，使用激光器对目标实施打击的过程（如图1.1 所示）。由于大气湍流的干扰，飞行器上发射的激光束产生随机扩散与畸变，严重减弱了激光器的打击精度，因此有效的减弱大气湍流的影响，避免激光器的能量扩散和路径偏移是十分必要的。 （a）美国战略导弹防御系统机（b）激光器打击导弹 （c）理想情况下激光束的能量分布（d）受大气湍流干扰的激光束能量分布 图1.1 美国战略导弹防御机系统 在地基空间目标观测过程中，大气湍流扰动的存在，使得光学望远镜的分辨率不再由其理论衍射极限来决定，而取决于其大气相干长度。当光学系统对受到大气湍流干扰的光波进行成像时，其分辨率不会超过口径为0r 的光学系统衍射极限分辨率，其中0r 就是大气相干长度的大小[4]。0r 值越大，表示大气整体湍流强度越小。如果口径数米乃至数十米的光学望远镜在没有自适应补偿系统的条件下，通过空间大气层对近地卫星、行星或其他星体进行观测成像时，由于受到大气湍流的影响，其成像分辨率不会超过口径为分米级小型望远镜[5]，且获取的图像会出现模糊与抖动，这严重降低了观测图像的研究价值。针对大气湍流的扰动问题，目前研究人员提出了两种解决方案：1）发射太空望远镜（如美国哈勃望远镜、康普顿望远镜）。但是太空望远镜不仅造价和发射耗资巨大，而且出现故障不易检测和维护。望远镜如果没有补偿措施，在太空中会受到太空低温、失重环境导致镜面畸变，同样会观测图像出现模糊和降质。2）采用自适应光学补偿系统和波后复原技术。首先通过自适应光学系统对光波波前畸变进行实时补偿和校正，其后基于数字图像处理技术对目标受抑制的中高频信息进行恢复和重建，最终获得目标的高清晰图像。 在遥感对地观测领域，由于大气湍流干扰、卫星平台的不稳定振动、传感器与被拍摄目标之间的相对运动、光学成像系统的离焦和散焦等因素，再加上传感器在数据传输、扫描成像时引入的噪声，都会导致遥感图像的降质和退化。然而研究人员希望获取纹理和边缘清晰、易
珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
第21卷第12期2006年12月 地球科学进展 A DVANCE S I N E AR TH S C I ENC E V o l.21 N o.12 D e c.，2006 文章编号：1001-8166（2006）12-1293-11 珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征 仲雷1，2，3，马耀明1，4，苏中波5，刘 新1，李茂善3，4，马伟强3，4，王永杰1，3 （1.中国科学院青藏高原研究所，北京 100085；2.中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放实验室，四川 成都 610071；3.中国科学院研究生院，北京 100039；4.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所，甘肃 兰州 730000；5. I n t er na ti o nal I n s tit u t e f o r G e o-I n f o r m a t i o n S c i e n c e a nd E a r t h O b serv a ti o n，E n sc h e de7500，t he N e t h er l ands） 摘 要：利用珠峰北坡曲宗地区连续一年的大气观测资料（2005年4月至2006年3月），分析了珠峰北坡地区近地层大气湍流宏观统计特征和西南季风爆发前后地气能量交换特征。研究表明在珠峰北坡地区M o n i n-O bukh o v相似定律同样适用。拟合得到了珠峰北坡曲宗地区近地层无因次风速分量方差以及温度和湿度归一化标准差和静力学稳定度的函数关系。研究得出曲宗地区能量平衡各分量（净辐射通量、感热通量、潜热通量和土壤热通量）以及地面加热场具有明显的季节变化和日变化规律。尤其是在西南季风的影响下，曲宗地区感热通量和潜热通量在季风爆发前后具有明显相反的变化趋势。其它特征参数（波文比和地表反射率）在西南季风爆发前后的变化规律也十分明显。 关 键 词：近地层；大气湍流；能量通量；珠峰；曲宗 中图分类号：P425.2 文献标识码：A 1 引 言 青藏高原地处我国西部，约占国土面积的四分之一，平均海拔在4000m以上。高原热力、动力作用以及地—气间的物质能量交换过程对我国、亚洲乃至全球的气候变化均有重大影响。青藏高原对大气的动力和热力作用主要是通过下垫面与大气的相互作用，并以湍流方式进行物质和能量交换而实现的。开展高原上地气系统物理过程的观测，分析确定热量、水汽等湍流参数的变化特征，将有助于改进全球气候模式和区域天气、气候模式在该地区的参数化方案。因此，对青藏高原的研究愈来愈受到中外学者的关注。20世纪50年代以来科学家进行了多次关于青藏高原的气象科学试验，如第一、第二次青藏高原大气科学实验（Q X P M E X，1979年5～8月，T I P E X，1998年5～8月），全球能量水分循环亚洲季风之青藏高原试验研究（G E W E X/G A M E-T i b e t，1996—2000年），“全球协调加强观测计划之亚澳季风青藏高原试验”（C EO P/C A M P-T i b e t，2001—2005年），积累了大量的宝贵资料，并且取得了丰硕的科研成果［1～10］。但是青藏高原特殊的地理条件和恶劣的气候环境给野外观测试验造成极大困难，使得很多试验只能在现有城市附近和交通相对便利的地区展开，不足以了解像珠穆朗玛峰（以下简称珠峰）这样的大地形对大气环流的影响。喜马拉雅山脉山体是北半球地表与对流层大气物质交换的重要通 收稿日期：2006-10-11；修回日期：2006-10-24. *基金项目：科技部社会公益研究专项“珠穆朗玛峰地区对全球变化的响应”（编号：2005D I A3J106）；中国气象局成都高原气象研究所高原气象开放基金课题“青藏高原地表特征参数卫星遥感反演研究”（编号：L P M2006011）；中国科学院知识创新工程重要方向项目“喜马拉雅山北坡地区地面大气与对流层大气交换研究”（编号：K ZCX3-S W-231）；国家自然科学基金项目“西藏高原能量水循环降雨共同观测研究”（编号：40520140126）资助. 作者简介：仲雷（1979-），男，安徽蚌埠人，博士生，主要从事大气边界层观测和卫星遥感应用研究.E-m a i l：z hongl＠i t pca s. a c. c n *通讯作者：马耀明（1964-），男，山西夏县人，研究员，博导，主要从事陆面过程和遥感应用研究.E-m a i l：y m m a ＠i t pcas. a c. c n
第二章 光在湍流大气中传输的理论概述
2.1 大气折射率 在光学频率范围内，对流层（高度<17km）中的地球大气的空气折射率表示如下： n=1+77.6（1+7.52×10-3λ-2）（p/T）×10-6 （2.1）式中，p是以mbar为单位的大气气压，T是热力学温度，λ是以μm为单位的光波波长，由于地面上温度对n 1 （r）的贡献＜1%，故（2.1）式中忽略了与水汽压相关的项，当然这一项对水上传播光路是不可忽略的。 2. 2 大气湍流描述 自然界中的流体运动存在着二种不同的形式：一种是层流，看上去平顺、清晰，没有掺混现象；另一种是湍流，看上去毫无规则，显得杂乱无章。例如，如果流体以一定的速度流过一个管子，我们可以用带颜色的染料对它进行观察，在流体速度低的时候，流线光滑面清晰，流体处于层流状态；不断增加流体速度，当流速达到一定值时，流线就不再是光滑的了，整个流体开始作不规则的随机运动，流体处于湍流状态。自从1883 年Reynolds 做了著名的湍流实验以来，以Monin-Obukhov 提出的相似理论、Deardorff 提出的大涡模拟、美国Kansas 州观测实验等为代表，大气湍流的研究已经取得了很大的进展和丰硕的成果，并在天气、气候研究和工程实际中获得成功地应用。湍流对大气中声、光和其它电磁波的传播具有极为重要的影响，例如湍流风速、温度和湿度的脉动都会引起声音散射和减弱，大气小尺度光折射率的起伏(称为光学湍流)，会严重影响光的传播和光学成像的质量等等。长期以来，以Tatarskii 的工作为代表，声光电传播的湍流效应大都是按照Kolmogorov 的均匀、平稳和各向同性假设处理的，而实际的湍流经常不满足这些假设，要建立更加完善的波动传播模型就必须考虑湍流的各向异性、以及间歇性的影响。 2. 3 折射率湍流模型 在湍流大气中，折射率在不同地点、不同时刻都是变化的。一方面，我们还不可能对这些变化作出预测；另一方面，即使已知这些变化，要对所有时刻、所有地点的值作出描述实际上也是不可能的。因此，有必要用统计方法来描述这种介质。考虑到湍流大气的折射率是随空间、时间和波长而变化的，因此可用空间、时间和波长的随机函数来描述湍流大气折射率 n(r,t,λ ) = n 0(r,t,λ ) + n 1 (r,t,λ ) (2. 3.1) 在(2.3.1)式中，n 0是n的确定性部分，对湍流大气而言，可近似地取n ≈1 ,n 1 （r,t,λ）表示n(r,t,λ )围绕平均值E[n] = n ≈1的随机涨落。 大气湍流可以用Kolmogorov 理论描述。大气中大的漩涡的能量被重新分配， 随着能量损失，大的湍流的尺寸减小, 直到消散。n 1 的结构函数定义为
第四章 光在湍流大气中的传输时光强起伏分析
4.1 光强起伏（光闪烁）的定义及基本描述 光强起伏（光闪烁）是大气湍流导致的最常见且最明显的光传输效应之一，激光在湍流大气中传输时其光强随时间变化而产生随机起伏的现象被称作为光强起伏（光闪烁），其原因是大气折射率起伏在导致传输激光相位变化的同时，也导致了传输激光的振幅起伏，进而产生散射强度起伏现象，更进一步的原因可认为是由同一光源发出的通过略微不同路径的光线之间的随机干涉所造成。 经典理论认为：光闪烁由尺寸比光束直径小的大气湍流引起，它与湍流的内尺度、外尺度、结构常数及传输距离等因素有关，其幅度特性由接受平面上光强的对数强度方差σI2来表征： σI2=I2?I2 I2 （4.1）光束在湍流大气中传输时，对数振幅满足正态分布，振幅对数满足χ定义为：χ≡ln（A/A0），其中，A为在湍流中传播时实际的光波振幅，A0为未经过湍流扰动的振幅。 设一对数正态分布为高斯随机变量（对数正态分布密度函数具有三个相对读了的参数：χ、σx、I0），其中对数振幅χ的均值为χ，标准偏差为σx，则其概率密度分布函数为： pχΧ= 2πσ ?χ?χ2 σχ （4.2） 其振幅A=A0 expχ。引入概率变换： p A A=pχΧ=ln A dχ dA ,dχ dA =1 A （4.3） 则振幅的概率密度函数为： p A A= 2πσA exp ?1 2σχ2 ln A A0 ?χ 2 ，A≥0（4.4） 闪烁起伏概率分布满足对数正态分布的物理意义是：光场u=u0expχ+jsδ中χ是大量独立前向散射元的和，由中心极限定理可知χ服从正态分布。 4.2 光强闪烁的日变化 大气的湍流运动导致信道上折射率的不均匀起伏，引起光强起伏，表征光强 起伏强弱程度的主要特征量是对数光强起伏方差。它的定义： σln I2=ln I I0?ln I I02（4.5） 其中ln I为瞬时光强的对数值：ln I为平均光强的对数值。在较好的天气下，光强起伏值从太阳出来后开始上升，到中午达到最强，视观察距离的不同起伏值也不同，如果距离很长，起伏值趋于一条直线，达到“饱和”。在这期间，视各地
湍流理论发展概述
湍流理论发展概述 一、湍流模型的研究背景 自然环境和工程装置中的流动常常是湍流流动，模拟任何实际过程首先遇到的就是湍流问题，而湍流问题本身又是流体力学理论上的难题。对于某些简单的均匀时均流场，如果湍流脉动是各向均匀及各向同性的，可以用经典的统计理论来分析，但实际上的湍流往往是不均匀的，这就给理论分析带来了极大地困难。这也就引发了对湍流过程进行模拟的想法。 对湍流最根本的模拟方法是在湍流尺度的网格尺寸内求解瞬态的三维N-S 方程的全模拟方法，此时无需引进任何模型。然而由于计算方法及计算机运算水平的限制，该种方法不易实现。另一种要求稍低的方法是亚网格尺寸度模拟即大涡模拟（LES），也是由N-S 方程出发，其网格尺寸比湍流尺度大，可以模拟湍流发展过程的一些细节，但由于计算量仍然很大，只能模拟一些简单的情况，直接应用于实际的工程问题也存在很多问题[1]。目前数值模拟主要有三种方法：1. 平均N-S方程的求解，2.大涡模拟（LES），3.直接数值模拟（DNS），而模拟的前提是建立合适的湍流模型。 所谓的湍流模型，就是以雷诺平均运动方程与脉动运动方程为基础，依靠理论与经验的结合，引进一系列模型假设，而建立起的一组描写湍流平均量的封闭方程组。目前常用的湍流模型可根据所采用的微分方程数进行分类为：零方程模型、一方程模型、两方程模型、四方程模型、七方程模型等。对于简单流动而言，一般随着方程数的增多，精度也越高，计算量也越大、收敛性也越差。但是，对于复杂的湍流运动，则不一定。湍流模型可根据微分方程的个数分为零方程模型、一方程模型、二方程模型和多方程模型。这里所说的微分方程是指除了时均N-S 方程外，还要增加其他方程才能是方程封闭，增加多少个方程，则该模型就被成为多少个模型。
湍流模型介绍
湍流模型介绍 因为湍流现象是高度复杂的，所以至今还没有一种方法能够全面、准确地对所有流动问题中的湍流现象进行模拟。在涉及湍流的计算中，都要对湍流模型的模拟能力以及计算所需系统资源进行综合考虑后，再选择合适的湍流模型进行模拟。FLUENT 中采用的湍流模拟方法 包括Spalart-Allmaras模型、standard（标准）k ?ε模型、RNG（重整化群）k ?ε模型、Realizable（现实）k ?ε模型、v2 ?f 模型、RSM（Reynolds Stress Model，雷诺应力模型）模型和LES（Large Eddy Simulation，大涡模拟）方法。 7.2.1 雷诺平均与大涡模拟的对比 因为直接求解NS 方程非常困难，所以通常用两种办法对湍流进行模拟，即对NS 方程进行雷诺平均和滤波处理。这两种方法都会增加新的未知量，因此需要相应增加控制方程的数量，以便保证未知数的数量与方程数量相同，达到封闭方程组的目的。雷诺平均NS 方程是流场平均变量的控制方程，其相关的模拟理论被称为湍流模式理论。湍流模式理论假定湍流中的流场变量由一个时均量和一个脉动量组成，以此观点处理NS 方程可以得出雷诺平均NS 方程（简称RNS 方程）。在引入Boussinesq 假设，即认为湍流雷诺应力与应变成正比之后，湍流计算就归结为对雷诺应力与应变之间的比例系数（即湍流粘性系数）的计算。根据计算中使用的变量数目和方程数目的不同，湍流模式理论中所包含的湍流模型又被分为二方程模型、一方程模型和零方程模型（代数模型）等大类。 FLUENT 中使用的三种k ?ε模型、Spalart-Allmaras 模型、k ?ω模型及雷诺应力模型RSM）等都属于湍流模式理论。 大涡模拟（LES）方法是通过滤波处理计算湍流的，其主要思想是大涡结构（又称拟 序结构）受流场影响较大，小涡则可以认为是各向同性的，因而可以将大涡计算与小涡计算分开处理，并用统一的模型计算小涡。在这个思想下，大涡模拟通过滤波处理，首先将小于某个尺度的旋涡从流场中过滤掉，只计算大涡，然后通过求解附加方程得到小涡的解。过滤尺度一般就取为网格尺度。显然这种方法比直接求解NS 方程的DNS 方程效率更高，消耗系统资源更少，但却比湍流模式方法更精确。尤其应该注意的是，湍流模式理论无法准确模拟大涡结构，因此在需要模拟大涡结构时，只能采用LES 方法1。 尽管大涡模拟理论比湍流模式理论更精确，但是因为大涡模拟需要使用高精度的网格，对计算机资源的要求比较高，所以还不能在工程计算中被广泛使用。在绝大多数情况下，湍流计算还要采用湍流模式理论，大涡模拟则可以在计算资源足够丰富的时候尝试使用。 7.2.2 Spalart-Allmaras 模型 Spalart-Allmaras 模型是一方程模型里面最成功的一个模型，最早被用于有壁面限制情 况的流动计算中，特别在存在逆压梯度的流动区域内，对边界层的计算效果较好，因此经常被用于流动分离区附近的计算，后来在涡轮机械的计算中也得到广泛应用。 最早的Spalart-Allmaras 模型是用于低雷诺数流计算的，特别是在需要准确计算边界层 粘性影响的问题中效果较好。FLUENT 对Spalart-Allmaras 进行了改进，主要改进是可以在网格精度不高时使用壁面函数。在湍流对流场影响不大，同时网格较粗糙时，可以选用这个模型。 Spalart-Allmaras 模型是一种新出现的湍流模型，在工程应用问题中还没有出现多少成
大气湍流中光传播的数值模拟
大气湍流中光传播的数值模拟* 马保科1,2， 郭立新1 吴振森1 （1.西安电子科技大学，陕西西安 710071 2.西安工程大学，陕西西安 710048 ） 摘 要 光在大气湍流中传播时，受大气分子、气溶胶等粒子的相互作用，将发生光束扩展、漂移和相干性退化等大气湍流效应，这些因素严重影响了光波的远场特性。文章从大气湍流中光传播的理论研究入手，分析了如何构造较为合理的大气湍流相位屏。进而采用McGlamery 算法，对Kolmogorov 谱下的大气湍流随机相位屏进行了数值模拟，并分析了光波从发射机经湍流大气传播到达接收机时的远场变化特性。研究表明，大气湍流的存在对光的远场传播质量造成很大的影响，研究结果也为大气湍流中与光传播相关的工程应用及自适应光学技术的完善提供了参考。 关键词 大气湍流；McGlamery 算法；相位屏模拟； 大气结构常数； 中图分类号 TP391 文献标识码 A 1 引言 大气湍流是一个相当复杂的随机媒质系统，虽然物理学界对湍流的研究已经历了相当漫长的历史，但因涉及的因素千头万绪，其间的相互作用和关系也错综复杂，人们对其物理本质至今未能做到较为清楚的认识。因此，光在大气湍流中传播问题的研究仍存在理论和实验上的挑战[1,2]。通常，当光在湍流大气中传播时，光束截面内包含着许多的大气漩涡，这些漩涡各自对照射到它的那一部分光束形成衍射作用，可导致光束的强度和相位随机变化，进而表现出光束扩展，大气闪烁和相位起伏等大气湍流效应，从而严重降低了接收机的接收效率。目前，突破大气湍流的影响仍是光在随机介质中传播所要解决的关键问题[3]。早在20世纪中期，苏联的Obukhov 便采用Rytov 平缓微扰法由实验反演湍流特征。在闪烁的饱和现象被发现之后，物理学界又将Markov 近似引入求解光场的统计矩，研究大气湍流下的光场特性[1]。然而，在中等起伏条件下，目前仍没有找到很好的解析处理方法。由于数值模拟能够从光的传播过程出发，较为清楚地反映出所涉及问题的物理本质，因而成为研究湍流效应的主要方法[4]。本文采用McGlamery 算法[5]，对Kolmogorov 谱下的大气随机相位屏进行了数值模拟，进而结合Huygens-Fresnel 原理，模拟了在有无大气湍流的情况下，接收机处光场的变化特性。 2 大气湍流中光的传播 在折射率为n 的随机媒质中，一束波长λ，波数为k （2k πλ=）的单色波的电场E 由Maxwell 波动方程来描述[1,4] 222()2(ln )0k n n ?++??=E r E E (1) 收稿日期: 2010年3月14日 收到修改稿日期：2010年 月 日 基金项目：教育部科技重点项目（105164） 通信作者: 马保科（1972），男，在读博士，副教授，主要从事随机介质中波传播方面的研究。Email: baokema2006@https://www.360docs.net/doc/9f4051255.html,
大气边界层案例分析
大气边界层案例分析 1. 由下图分析晴天白天和夜间典型的风温垂直分布。 分析：大气边界层中温度层级起着重要作用，层结的稳定与否决定了湍流的强弱，也就决定了边界层中气象要素的垂直分布(廓线)。 图1.3.1是晴天白天和夜间典型的理想的风温垂直分布。在贴近地面的薄气层内(近地层SL)，白天由于地面强烈受热，形成贴近地面大气中超绝热温度递减率，而反映在位温上，即是/0z θ??<，风速则随高度递增。再向上，在边界层的大部分范围内θ有一个不随高度变化的气层，风速也是如此，相应温度呈绝热下降，我们称之为混合层(ML)。其原因是强烈的湍流混合使风、位温等垂直梯度减小，造成均匀分布。 在边界层以上的自由大气(FA)中，温度恢复为自由大气的递减率，位温则随高度而增，风则接近地转风速。在自由大气与边界层间有一个过渡区域，其中各气象要素由边界层值逐渐过渡到自由大气。此层称为夹卷层(EZ)，在夹卷层中，发生着复杂的物理过程，从边界层中受热上升的气块可以穿透边界层与自由大气间的逆温而进入自由大气。同样，湍流、重力波等亦可使自由大气中具有较高位温的气块进入边界层，这种过程称为夹卷，在夹卷层中即进行着边界层与自由大气间的各种交换。 典型夜间的风温廓线从图 1.3.1可看出在地面附近有一个逆温层，亦即稳定边界层(SBL)，在T 和θ上均体现出来，这是由于地面强烈冷却造成地面温度低于大气造成，在其上则是一个θ随高度变化很小的“残留层”(RL)，从成因来说，白天的对流边界层在夜间由于地面降温而在近地面形成逆温，但上部一段却保持着白天混合层的特征，使θ近于随高度不
变，并且在残留层与自由大气间仍有顶盖逆温(CI)，但残留层由于逆温层的存在已与地面脱离关系，其中湍流得不到发展的动力而逐渐衰减。夜间边界层的风场由于夜间湍流弱，湍流摩擦力减小，风速与白天比得到加强，因而呈现出有最大风在某高度出现。 2. 大气边界层是与人类活动关系最为密切的一层，大气边界层具有哪些基本特点？ 分析：大气边界层的基本特点有： （1）运动的湍流性 大气边界层有别于其上的自由大气的基本特点就是其运动的湍流性。自由大气中也有时有“晴空湍流”存在，但不像边界层中湍流是始终占主导地位的流动。而边界层湍流运动也正是下垫面作用的结果。 在地表空气运动速度为零；在海面，海水流动速度相对于空气而言也是非常小，因而在海面也可以近似看成风速为零。而在这个零风速与边界层某个高度处的某个风速之间就会形成巨大的风切变，即大的/u z ??。 从动力学角度来看，气候系统中最大的摩擦在大气的最低层，在地球表面附近形成很大的风速垂直速度。根据湍流形成的条件，这种风速切变往往导致空气流动由层流状态向湍流状态转变的临界值。所以湍流运动成为行星边界层内流动的主要特征。 按流体力学的混合长理论，如果/u z ??越大，则由流点垂直位移形成的扰动速度'u 也会越大，即越易形成湍流。这我们也可称为机械湍流，因为它纯由机械运动而形成。 地表与大气的一个重要物理性质的差别是其辐射特性。地表白天强烈吸收日光辐射，使表面增温强烈，在地表与大气间形成一个强的超绝热的温度梯度，对做向上(向下)垂直运动的气块形成一个正(负)的净浮力，使垂直运动得到加速，加剧了湍流运动，此时温度层结是不稳定的。夜间地表因长波辐射而剧烈降温，形成与白天相反的垂直温度梯度，造成与白天相反的净浮力，减弱垂直运动。此时温度层结是稳定的。这种由温度层结形成的湍流运动可称为热力湍流，它是大气所特有的。由于下垫面的这种作用使得边界层内的温度垂直梯度远大于自由大气的温度垂直梯度，因而也造成了边界层内的强湍流。 因为湍流受层结强烈影响，因而边界层内的气象要素的时空分布—它是湍流运动的直接结果---也受层结的强烈影响，这是与自由大气不同的。 （2）受下垫面的影响巨大 不同下垫面沙漠、土壤、植被、城市、水面等有不同的物理性质，它们的辐射性质、热容量、含水量、粗糙程度等均不相同，于是以后各自造成的对大气运动的动力影响及由于热力特性不同产生的不同温度状态及进而形成的不同层结状态就会造成不同的湍流，造成不同的边界层状态，因而下垫面的巨大影响是大气边界层的另一个重要特点。 （3）日变化明显 上面讲过边界层中湍流受层结的巨大影响，而层结有明显的日变化，因而边界层中湍流也有明显的日变化，从而造成了大气边界层的结构及气象要素的空间分布也有明显的日变化，这是边界层的又一特点。 3. 运动的湍流性是边界层中大气运动的重要特征，分析湍流的发展过程。 分析：设在层流中线度为l 的某一区域发生了扰动速度'v ，其特征时间尺度将是/'l v τ=，
湍流模型理论(DOC)
湍流模型理论 §3.1 引言 自然界中的实际流动绝大部分是三维的湍流流动，如河流，血液流动等。湍流是流体粘性运动最复杂的形式，湍流流动的核心特征是其在物理上近乎于无穷多的尺度和数学上强烈的非线性，这使得人们无论是通过理论分析、实验研究还是计算机模拟来彻底认识湍流都非常困难。回顾计算流体力学的发展，特别是活跃的80年代，不仅提出和发展了一大批高精度、高分辨率的计算格式，从主控方程看相当成功地解决了Euler方程的数值模拟，可以说Euler方程数值模拟方法的精度已接近于它有效使用范围的极限；同时还发展了一大批有效的网格生成技术及相应的软件，具体实现了工程计算所需要的复杂外形的计算网格；且随着计算机的发展，无论从计算时间还是从计算费用考虑，Euler方程都已能适用于各种实践所需。在此基础上，80年代还进行了求解可压缩雷诺平均方程及其三维定态粘流流动的模拟。90年代又开始一个非定常粘流流场模拟的新局面，这里所说的粘流流场具有高雷诺数、非定常、不稳定、剧烈分离流动的特点，显然需要继续探求更高精度的计算方法和更实用可靠的网格生成技术。但更为重要的关键性的决策将是，研究湍流机理，建立相应的模式，并进行适当的模拟仍是解决湍流问题的重要途径。 要反映湍流流场的真实情况，目前数值模拟主要有三种方法：1.平均N-S 方程的求解，2.大涡模拟（LES），3.直接数值模拟（DNS）。但是由于叶轮机械内部结构的复杂性以及目前计算机运算速度较慢，大涡模拟和直接数值模拟还很少用于叶轮机械内部湍流场的计算，更多的是通过求解平均N-S方程来进行数值模拟。因为平均N-S方程的不封闭性，人们引入了湍流模型来封闭方程组，所以模拟结果的好坏很大程度上取决于湍流模型的准确度。自70年代以来，湍流模型的研究发展迅速，建立了一系列的零方程、一方程、两方程模型和二阶矩模型，已经能够十分成功的模拟边界层和剪切层流动。但是，对于复杂的工业流动，比如航空发动机中的压气机动静叶相互干扰问题，大曲率绕流，激波与边界层相互干扰，流动分离，高速旋转以及其他一些原因，常常会改变湍流的结构，使那些能够预测简单流动的湍流模型失效，所以完善现有湍流模型和寻找新的湍流模型在实际工作中显得尤为重要。 §3.2 湍流模型概述 §3.2.1 湍流模型的引入
湍流的产生和解释
湍流的产生和解释 湍流是如何产生的有哪些模型可以预测和解释湍流现象 关于第一个问题，可以先从流体的流动讲起。假设有这样一根管道，我在一头加上一个水龙头，然后通过调节水龙头的大小来控制水的速度。一开始，水龙头开度比较小，这时候是层流（如下图）。 细致地调节细管中红水的流速，当它与主流管内水流速度相近时，可以看到清水中有稳定而清晰的红色水平流线，表明这时主流管中各水层互不干扰地流动。逐渐加大水龙头的开度，层流就慢慢的变成湍流了。这时流线不再清楚可辨，流场中有许多小漩涡，层流被破坏，相邻流层间不但有滑动，还有混合。这时的流体作不规则运动，有垂直于流管轴线方向的分速度产生（如下图）
所以我们现在可以说，层流与湍流的最大区别就是流速了（单单对于上例来说）。流速较小的时候，流动比较规则，分层现象比较明显。流速大了之后就开始乱了，各种漩涡，滑动。 现在来看看究竟怎么区别层流和湍流，或者说究竟与哪些因素有关。这里我们先引入雷诺数的概念。雷诺数（Reynolds number）一种可用来表征流体流动情况的无量纲数，以Re 表示，Re=ρvd/ η，其中v、ρ、η分别为流体的流速、密度与黏性系数，d 为一特征长度。黏性就是指当流体运动时，层与层之间有阻碍相对运动的内摩擦力。举个例子，假如有一群人手拉手的往前跑，大家开始跑得都很慢，突然有一个人不想跟他们一起玩这个脑残的游戏了，所以任性的加快了速度。如果手拉的不紧，他就很容易逃脱—这就是黏性比较小，相互之间摩擦力较小；如果手拉的越紧，他就越不容易逃脱—这就是黏性比较大，相互之间摩擦力较大。另一方面，要是不容易逃脱，他只要加快速度，终究是可以逃脱的。 这个例子或许不那么恰当，但是可以说明雷诺数的概念了。雷诺数其实是一个无量纲数，表示作用于流体微团的惯性力与粘性力之比。当雷诺数较小时，黏滞力对流场的影响大于惯性力，流场中流速的扰动会因黏滞力而衰减，流体流动稳定，为层流；反之，若雷诺数较大时，惯性力对流场的影响大于黏滞力，流体流动较不稳定，流速的微小变化容易发展、增强，形成紊乱、不规则的湍流流场。这里贴一张从层流发展为湍流的图（中间有一段过渡段，这也很容易理解，数值上的绝对反映到实际情况下，基本都有一段过渡段）。 再简单的概况一下，湍流就是当流体的惯性力影响大于黏滞力时，流动有 较规则分层明显的层流变为不规则的运动的情况。 对于第二个问题，有哪些模型可以预测和解释湍流现象 现在的模型大多都是近似的模型。如果硬要说说预测和解释的话，应该是连续方程和N-S方程，这两个方程基本上可以描述世界上所有的流动现象。但是由于各种原因（理论上，这个偏微分方程的求解是世界性的难题，计算流体力学方面，直接求解对计算机的
大气湍流思考题
《大气湍流》思考题 2006年3月 一 请举2-3例说明大气中的湍流现象 二 请描述大气湍流的基本特征 三 给出大气湍流的表述 四 请指出大气湍流存在和维持的三种类型 五 大气湍流产生方式主要有哪几种？并说明其维持 六 请画图说明大气湍流能谱结构、分区及相应的湍涡尺度、大气湍流运动能量输送（传递）规律 七 请画图说明大气湍流能谱结构及分区，并说明大气湍流运动能量输送（传递）规律 八 请说明大气运动的流动形式及雷诺分解 九 请说明泰勒（冰冻）假设 十 以动量通量、感热通量和潜热通量为例，严格给出其定义表达式 十一 请说明下面大气湍流动能方程各项的物理意义 ()() Ⅵ ⅤⅣⅢⅡⅠ ''1'''''ε ρθθ-??-??-??-=??z p w z e w z u w u w g t e v v 十二 研究大气湍流经常使用的的假设（简化）条件是什么，并以下面的湍流动能方程说明大气湍 流动能方程各项对应的简化条件 ()() Ⅵ ⅤⅣⅢⅡⅠ ''1'''''ε ρθθ-??-??-??-=??z p w z e w z u w u w g t e v v 十三 应用哪些假设，如何大气湍流问题简化，并说明其理由（依据） 十四 低层大气的湍流动能方程为 ()() Ⅵ ⅤⅣⅢⅡⅠ ''1'''''ε θ-??-??-??-=??z p w z e w z u w u w g t e v v 请说明上式成立用了那些假设，及上式各项的物理意义； 上式用z u κ3 * 无量纲化后的表达形式写为： 。 十五 已知下面的TKE 方程： G F E D C B A ) (1)()(ε ρθθ-?''?-?'?-''+??''-=??+??z p w z e w w g z U w u x e U t e v j j 请回答： a 哪一项永远是损失项？ b 哪一项既不产生也不破坏TKE ？ c 哪一项既可能是产生项也可能是损失项？ d 哪一项是因分子效应所致？
大气吸收与湍流基础总结
一、激光大气衰减基础： 激光大气衰减包括大气气体分子对激光的吸收和散射、气溶胶粒子的吸收和散射，激光信号通过均匀大大气介质之后，其电磁辐射强度满足: 比尔-郎伯-布格定律： Iν,l=I0(ν)e?k(ν)l; ν:为波数，I(ν)为信号传输l距离之后的电磁辐射强度，k(ν)代表消光系数，I0(ν)为进入介质前的光辐射能量。 透过率函数： Tν,l=Iν =e?k(ν)l; I0ν 其中，τ=kl也被称作光学厚度，是一种无量纲的物理量；其中，k(ν)既包括了大气分子的吸收（k ma(ν)）和散射(k ms(ν))系数，也包括了气溶胶的吸收(k aa(ν))和散射((k as(ν)))系数： kν=k maν+k msν+k aaν+k as(ν) 在实际的大气信道中，kν随着高度(z)的变化（假设大气具有分层均匀特性），即可以表示为k ν，z,当信号光以天顶角θ入射到大气介质中时，光学厚度可以表示为： z τ（ν，z）=sec?(θ)k(ν,z)dz 其中，其他的消光系数表如附图所示： 大气分子吸收效应的从测量： 二、大气光学湍流： 1、大气湍流模型的描述：均匀各向同性湍流、非均匀各向同性湍流 均匀各向同性湍流(是一种理想化的大气湍流模型，在复杂地形区和高空，对流层以上的区域，满足该理论条件的大气湍流区域有限，特别是近年来对大气湍流间歇性现象的发现，更证明了Kolmogorov模型应用的局限性。目前工程中常需要借助大量的实验观测数据对该模型进行修正。) 查理森级串模型： 湍流可以视作由气体流动形成的差别较大的涡旋，大涡旋不稳定，其从外界获取能量后，通过分裂等一系列复杂的运动将能量传递给次级涡旋，最后再最小的涡旋中通过气体黏性损耗。在一定的区域内，涡旋级串达到某种平衡状态，形成局部均匀各向同性
湍流的研究进展
湍流的研究进展 ***1 （1.****大学，** ** ******） 摘要：本文对湍流研究的进展上的一些突出实践做了简要介绍，对于解决湍流的理论依据上的发展， 湍流的试验方法，以及近几年来，随着计算机技术的高速发展，湍流的数据处理上更是高速发展。 关键词：湍流；研究；理论依据；试验方法；计算机 Research progress of turbulence ****** （1.** university of **，** **，******） Abstract：The turbulence research progress on some of the prominent practice is briefly introduced in this article. For solving turbulent theory basis of development. The test method of turbulence. And in recent years, with the rapid development of computer technology，turbulent data processing is more rapid development。 Keywords：turbulence；Research；theory evidence；experimental method；Computer 1 引言 包括已故诺贝尔奖获得者Feynman在内的好几位物理学家认为，湍流是经典物理学中尚未得到解决的一个大难题，对于湍流的研究进展，可以导致许多实际工程及科学应用的进步。例如，可以减少飞机飞行师气流湍动的影响，提高飞机的机动性，提高发动机的燃料效率（参见Moin and Kim，1997）[1]。 半个多世纪前，Kolmogorov（1941）[2]提出了现在著名的表镀铝和假设它们代表了我们了解湍流性质的重要的里程碑。 在本文中，我们将综述对于湍流基础问题的基本认识的一些进展。例如，我们将综述以下方面的进展：湍流时的运动方程，湍流的试验进展，计算机对湍流研究的影响。 湍流是杂乱无章地在各个方向上以大小不同的速度运动，流体的质点强烈混合，但是总的或平均的运动是向前的。湍流中的任一位置上的质点除了在主流方向是的运动以外，还有各方向上附加的及其不规则的运动。 我们将着重讨论不可压缩的各向同性湍流，同时提醒读者主义考虑那些可压缩性对各向同性湍流中能量传递过程影响的文章。Girimaji and Zhou（1950）[3]研究了Burgers湍流的有关惯性区及远耗散区中的普及能量传递的各种问题。三维可压缩湍流直接数值模拟（DNS）的分辨率（见Lele，1994的综合文章）[4]却只限于很有限的谱尺度范围。对于低湍流Mach数，可压缩传递实际上对于所有的谱空间都是正值，这是可压缩能产生的原因。