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边界层重要知识点归纳

第一章
v 大气边界层的定义：大气的最低部分受下垫面（地面）影响的层次，或者说大气与下垫面相互作用的层次。大气边界层的厚度差异很大，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。

v 大气边界层的主要特征：（1）大气边界层的主要运动形态一般是湍流：不规则性和脉动性（2）大气边界层的日变化：气象要素的空间分布具有明显的日变化。

【大气边界层湍流：①机械湍流：风切变，机械运动；②热力湍流：辐射特性的差异；】

v 大气边界层的分层：(1)粘性副层（微观层）(2)近地层（常通量层）(3)Ekman层（上部摩擦层）

【(1).粘性副层（微观层）：分子输送过程处于支配地位，分子切应力远大于湍流切应力。(2).近地层（常通量层）：大气受地表动力和热力影响强烈，气象要素随高度变化激烈，运动尺度小，科氏力可略。(3).Ekman层（上部摩擦层）：在这一层里，湍流粘性力、科氏力和气压梯度力同等重要，需要考虑风随高度的切变。】

v 大气边界层厚度：边界层厚度的时空变化很大，空间范围从几百米到几千米。海洋上：由于海水上层强烈混合使海面温度日变化很小。 陆地上，边界层具有轮廓分明、周日循环发展的结构。
v 大气边界层结构：（1）混合层： （2）残留层：日落前半小时，湍流在混合层中衰减形成的空气层，属中性层结。 （3）稳定边界层：夜间，与地面接触的残留层底部逐渐变为稳定边界层。其特点为在静力稳定大气中有零散的湍流，虽然夜间近地面层风速常常减弱或静风，但高空200m 左右，风却由于低空急流或夜间急流能达到超地转风。

第二章

v 湍流：流体运动杂乱而无规律性（运动具有脉动性），不同层次的流体质点发生激烈的混合现象，流体质点的运动轨迹杂乱无章，其对应的物理量随空间激烈变化。
v 雷诺数：——湍流判据，特征Re数定义： =特征惯性力/特征粘性力；它表示了流体粘性在流动中的相对重要性：
（1）Re》1，粘性力相对小（可忽略），大Re数流体，弱粘性流；
（2）Re《1，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；
v 湍流的基本特征：（1）随机性；（2）非线性；（3）扩散性；（4）涡旋性；（5）耗散性
v 湍流的定量描述：湍流运动的极不规则性和不稳定性，并且每一点的物理量随时间、空间激烈变化，湍流的杂乱无章极随机性可以用概率论及数理统计的方法加以研究。大气湍流研究中常见的统计参数有方差、协方差、相关系数等。
v 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。雷诺平均：

v 大气湍流的能量谱：当湍流达到充分发展的状态时，其能谱可以分为三个区：含能区、惯性区与耗散区。含能区——在该区内，普函数取决于风速、粗糙度和边界层厚度等特征量。惯性区——典型长度尺度（波长）比离地表面距离小。该区内湍能只是从较大的涡传递给较小的涡，能量既不增加也不损耗，只是起到由低频向高频的惯性传递作用。该区内湍流可以近似地看做是局地各向同性。耗散区——随着涡旋尺度的减小，由于受粘滞性的影响越来越强，能量损失不断增大。该区内湍能逐渐被耗散。
v 湍流通量——流体运动对物理量起输运作用，产生通量。湍流运动同样具有输运作用。通量可以分成平均和湍流两部分。对于与平均风速（即平流）有关的通量，可表示为

v 基本思想和方法：
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．  利用连续性方程à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à湍流通量方程
7．将基础方程乘以2倍的湍流脉动量 à方差方程 （湍流能量方程）
v Boussinesq近似的基本假定：
1）流体中的动力粘滞性 μ=ρV是常数；
2）流体中的分子导温系数K是常数；
3）大气属于浅层流体，垂直范围约10 km;
4）描写流体热力状态的特征量可以表示为：

第三章
v 质量守恒方程

v 平均量方程

v 脉动量方程

v 能量收支方程

v 热流量方程

v 运动方程

v 闭合问题：
0阶闭合：
1阶闭合：
2 阶闭合：
混合长理论：

z 方向的脉动速度ω' ，造成特性量的脉动值与特性量平均值的梯度成线性比，比例系数l' 称为混合长，这就是普朗特混合长理论的主要内容。

v 大气边界层运动的特点：
1）必须考虑地球自转的影响——引进柯氏力作用；
2）大气密度不均匀——垂直方向上不均匀的层结流体；
3）大气水平方向空间尺度远大于铅直方向——浅层流体；
4）大气边界层主要是湍流运动。

v 近地层的重要特点：

① 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：
湍流动量通量 =常量
湍流热通量 =常量
湍流水汽通量=常量
② 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；
③ 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。
v 下式即为中性近地层风速随高度分布的对数律。积分常数C由边界条件确定。
v

v 当湍流系数远小于分子运动学粘性系数，则湍流粘性可以忽略，即光滑流；当湍流粘性远大于分子粘性，即粗糙流。

v M---O长度
v
v 如果将所得的解画成风矢端轨迹图，即是所谓Ekman螺线。

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。

v 边界层高度的确定主要因素有：
①动力因素考虑，即风随高度的变化：取风向达地转风的高度；风速达地转风的高度；风速达最大值的高度；
②热力因素考虑：将温度梯度变为自由大气所具有的值的高度；温度梯度明显不连续的高度；温度日变化非常小，接近消失的高度；
③能量角度考虑：湍流能量接近消失的高度；湍流应力接近消失的高度等。
v 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。
v 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，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）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）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。
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。
v 在地面的动力或热力强制作用下，在新的下垫表面上空将形成一个内边界层。
①下垫面的动力非均匀性：动力内边界层
②下垫面的热力非均匀性：热力内边界层
v 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。
v 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。
v 局地环流：
下垫面性质不均匀（如陆地和水面、沙漠和植被）和地形起伏不平等动力因素和热力因素的变化，都能引起地方性的气流变化。这种局地环流一般是中、小尺度的，范围从几公里到一百多公里，其中最常见的是山谷风和海陆风。

v 海陆风：
在大水域（海洋和湖泊）的沿岸地区，在晴朗、小风的气象条件下，边界层内常观测到向岸和离岸风的交替变化。
白天边界层下部的气流来自海面，称海风。
夜间则风向相反，称作陆风。
v

①　 大气边界层的主要运动形态一般是湍流：不规则性和脉动性。从而使湍流动力场的瞬时值在空间和时间上的变化过程非常复杂。
风和气流的三种主要形态：平均风速；波 动；湍 流
②　 午后观测的风速记录：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。
v

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。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。
①　 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速增大，因此风速廓线呈下凹状（中午）；
（3）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（傍晚）。

还是以PPT为主，这只占重要知识点中的75%