山区盆地大气湍流特征与污染扩散的数值试验

温度层结条件下大气扩散模式研究回顾夏雨婷$%2王汉青$小（1南华大学土木工程学院湖南衡阳4210012南华大学建筑控制技术湖南省重点工程实验室湖南衡阳4210013中南林业科技大学土木工程学院湖南长沙410000）摘要：大气温度层结是影响大气中污染物扩散的重要因素，不同温度结层下大气污染物扩散的分布情况各不相同0因此，合理选择温度层结条件下的大气扩散模式对准确模拟污染物扩散具有重要的理论和实际意义0文章分析了在大气温度层结条件下以高斯烟羽模式#拉格朗日模式及CFD模式为基础的三类常用大气扩散模式的核心理论以及应用特征，得出在不同温度结层下各大气扩散模式的优势与不足，提出了温度层结条件下大气扩散模式需要进一步发展的研究方向，有利于温度层结条件下大气扩散模式的合理选择和模发0关键词：大气扩散模式；温度层结；模选择引言目前，研究不同热条件下的大气污染物扩散主要采用两种方法：一种是风洞实验技术，另一种是计算机模拟方法#在过去的30年里，国内外许多专家学者已经对风洞实验中热分层边界层的羽流扩散进行大量的研究（Yassin等,2013；Kanda等,2016）卩]【2],也从侧面证明风洞实验结论的可靠性#如今，计算机模拟技术逐渐成为一种必不可少的工具，而大气扩散模式则是整个模拟过程的重要组成部分，它是一种用以处理大气污染物在大气中（主要是边界层内）输送、扩散和转化问题的物理和数学模式536,能够准确地模拟出大气污染扩散的分布情况，预测扩散后对周围环境和居民所造成的影响）气边界层内污染物扩散气分相联的，其中逆温层的高度和强度对污染物扩散的影响最为强烈。

人们通常把温度的垂直分布即大气稳定度作为衡量污染物在大气中扩散好劣的一个量度546。

大气温度层结对大气污染物垂直扩散的影响是显而易见的，但当前关于大气扩散模式的综述多关注在其他应用上，比如Holme等同分析了含有颗粒污染物扩散其在城市模拟中的应用；Lateb等566分析了城市环境中污染物近场扩散数值模拟的应用*而大气温度结层条件下如何选择空气污染物扩散模式还未有相关研究，这也增加了获取温度层结条件下扩散参数等数据的难度*因此本文通过对比分析温度层结条件下的3类大气扩散模式:基于高斯烟羽扩散理论的模式+基于拉格朗日原理的模式以及CFD模式的原理和应用，得出各个模式的优势和不足，为空气污染物扩散研究提供模式选择依据,并为大气扩散模式的应用和发展提出建议#1大气温度层结人们通常把静大气的温度和密度在垂直方向上的分布，称为大气温度层结#由于大气温度随高度的分布不同，出现三种层结：稳定层结、中性层结和不稳定层#不同温度层结条件下的烟囱排放的烟形示意图可见图1叫a稳定稳层b下层中性稳定层结，上层稳定层结c不稳定层结3中性稳定层结图1不同温度层结条件下烟囱排放的烟形示意图图1为不同温度层结条件下烟囱排放的烟形示意图#当发生不稳定大气温度层结时，大气湍流运动充分发展，可将大气层内污染物迁移至较远距离，有利于污染物的扩散；而当稳定逆温出现时，湍流受到抑制，近地层大气稳定不容易上下翻滚而形成对流，使得近地面层空气中的污染物和粉尘只能在近地面处积聚或扩散％目前，我国对大气污染物迁移扩散规律的数值模拟研究主要在中性层结的大气条件下开展，对不同温度层结条件以及逆温层等极端天气条件下大气污染物扩散产生的影响也是需要研究和解决的问题#2大气扩散模式2.1高斯烟羽模式高斯烟羽模式被广泛地用在大气污染物扩散模拟研究中,是模拟污染物扩散的经典方法#目前我国现行的《环境影响评价技术导则-大气环境》（HJ2.2-2018），其基本形式也是高斯烟羽扩散模式*128高斯烟羽模式具有简单、实用、响应时间快，污染物浓度呈正态分布等特点，这也就要求应用时下垫面均匀平坦、气流稳定，且在同一类稳定温度层结中的情况味然而在稳定层结条件时，界面上的交换机制是分子扩散，流体流动之间的交换很弱，烟羽在竖直方向上扩散会被抑制，造成浓度分布并非呈现高斯烟羽分布特征；对于不稳定温度层结，尤其温度随时间和空间变化显著的情况，违背了这类模式的假设条件同样不能清楚解释烟羽轨迹的变化#因而,为了解决高斯模型不能适用于复杂条件下的模拟，许多基于该模式的修正模式也随之出现，例如Rakesh等I-】对高斯模型进行改进,使其适用于低风速的条件下;Liu等卩01为了在城市地区进行污染物羽流扩散，提出了新的高斯烟羽模型的输入参数#近年来，人工智能算法也被引入到大气扩散问题的研究中，对修正后高斯模式进行精确的定量评估，为污染物扩散分布情况提供可靠的科学依据。

流体工程仿真计算实例与应用流体工程仿真计算是指利用计算机模拟和计算各种流体工程问题的数值计算方法。

它可以通过数值解析的方法，对流体的运动、传热、化学反应等进行模拟和计算，帮助工程师快速理解问题，优化设计方案，提高产品性能，降低开发成本，提高工程质量。

下面我将为大家列举一些流体工程仿真计算的实例与应用。

1. 管道流动管道是工程中常见的流体工程组件，如输送、加热、冷却、混合等。

通过流体工程仿真计算，可以模拟和计算管道中流体的流动情况，分析流体的速度、压力、温度等参数分布情况。

根据计算结果，可以优化管道设计，提高流体传输效率，确保流体在管道中的稳定流动和传热效果。

2. 风洞试验模拟风洞试验是一种通过模拟大气环境中的风场，研究物体受气动力和风压影响的实验方法。

通过流体工程仿真计算，可以模拟不同风速、不同气动力条件下的风场情况，分析物体受风力影响的性能和行为。

这对于航空、汽车等领域的气动设计非常重要，可以减少实验成本，提高设计效率。

3. 污染物扩散污染物扩散是环境工程领域重要的研究内容之一。

通过流体工程仿真计算，可以模拟和计算污染物在大气中的扩散传输过程，分析污染物的浓度分布和传播范围。

这对于环境污染监测、工厂排放控制等具有重要意义，可以预测和评估污染物对周围环境的影响，制定有效的治理措施。

4. 喷流和湍流喷流和湍流是流体力学中的两个重要研究对象。

通过流体工程仿真计算，可以模拟和计算喷流和湍流的流动特性，了解流场的流速、压力、温度等参数分布情况。

这对于航空发动机、燃烧室等领域的设计和优化非常关键，可以提高燃烧效率，降低能源消耗。

5. 波浪与海洋工程波浪和海洋工程是研究海洋环境中波浪产生和传播的工程学科。

通过流体工程仿真计算，可以模拟和计算波浪的生成、传播、碰撞等过程，分析波浪的高度、能量和速度分布等参数。

这对于海岸防护、海上工程、海洋能源等领域的研究和设计非常重要，可以提供科学依据和参考数据。

总结起来，流体工程仿真计算在很多领域中都有重要应用，可以帮助工程师提高设计效率，降低开发成本，提高产品性能。

流体流动的湍流模型与实验验证引言湍流是流体流动中普遍存在的一种现象，具有高度复杂性和不确定性。

湍流的产生和演化过程直接影响着许多实际应用，如空气动力学、环境流体力学、能源系统等。

因此，对湍流的深入研究具有重要的理论和实际意义。

本文将介绍湍流的基本概念和特征，湍流模型的发展和应用，以及实验验证湍流模型的方法和结果。

湍流的基本概念和特征湍流是流体流动中的一种紊乱运动状态，具有三个基本特征：随机性、非线性和多尺度性。

湍流的产生主要是由于流体流动中的不稳定性，当流体在一定条件下达到临界 Reynold 数时，将由层流转变为湍流。

在湍流状态下，流体中的速度、压力、密度等物理量都表现出时空上的不规则变化，难以准确预测和描述。

湍流现象的出现极大地增加了实际问题的复杂性，因此需要建立湍流模型来研究和模拟湍流现象。

湍流模型的发展和应用湍流模型是研究湍流流动的基本工具，目的是通过数学描述和模拟来预测湍流的动力行为。

湍流模型的发展经历了多个阶段，从最早的经验模型到基于统计理论的湍流模型，再到近年来基于计算流体力学的数值模拟方法。

经验模型基于实验数据和经验公式，主要适用于简单流动问题，如管道流动、边界层流动等。

统计理论模型基于湍流的统计性质，通过对湍流中各物理量的统计规律进行描述，可以较好地预测湍流的一些平均特性。

计算流体力学模拟方法则是基于流体力学的基本方程，通过离散化和求解数值方法来模拟湍流现象，具有较高的精度和灵活性。

湍流模型的应用范围广泛，包括工程力学、流体力学、大气科学等领域。

在工程力学中，湍流模型用于预测空气动力学问题、汽车气动优化、风机性能等。

在流体力学领域，湍流模型用于模拟和预测河流、湖泊、海洋等自然界流体运动问题。

在大气科学中，湍流模型用于研究气候变化、气象预报等问题。

湍流模型的应用能够提高工程设计的准确性和效率，促进科学研究的进展。

实验验证湍流模型的方法和结果为了进一步验证湍流模型的准确性和适用性，科学家们进行了大量的实验研究。

湍流的理论与实验研究湍流的理论与实验研究湍流是流体力学界公认的难题，被认为是经典物理学中最后一个未被解决的问题。

自然界和工程领域的绝大多数流动都是湍流，因此湍流研究具有重大意义。

近年来，随着实验测量技术和数值模拟能力的不断增强，学术界对高雷诺数和高马赫数湍流有了许多新的认识。

我国科学界也结合国家重大战略需求和学科发展前沿，分析国际上湍流研究的特点、现状和发展趋势，希望对湍流产生机制和流动本质进行深入研讨，加强与航空、航天、航海等相关单位和部门间的沟通与联系，推动湍流研究的发展。

针对国内学科发展现状，尤其是实验研究相对薄弱的特点，国家自然科学基金委员会数理科学部、工程与材料科学部和政策局，于2014年3月20-21日在北京联合举办了第110期双清论坛，论坛主题为“湍流的理论与实验研究”。

来自全国15个单位的近50位流体力学与工程领域的专家学者应邀出席。

与会专家通过充分而深入的研讨，凝练了该领域的重大关键科学问题，探讨了前沿研究方向和科学基金资助战略。

本期特刊登此次论坛学术综述。

一、湍流研究的重要意义自1883年雷诺（Reynolds）发现湍流以来，湍流问题的研究一直困扰着众多学者。

著名物理学家费曼曾说，湍流是经典物理学中最后一个未被解决的难题；2005年《科学》杂志在其创刊125周年公布的125个最具挑战性的科学问题中，其中至少两个问题与湍流相关。

在我们日常生活中，湍流无处不在。

自然界和工程应用中遇到的流动，绝大部分是复杂的湍流问题。

在自然界，从宇宙星系的时空演化，到星球内部的翻滚流动，从大气环流的全球运动，到江河湖泊的区域流动，都有湍流的身影。

在工程领域，从陆地、海洋、空天等交通运载工具，到原子弹、氢弹、导弹、战斗机、舰船等国防武器的设计；从全球气象气候的预报，到地区水利工程的设计；从传统行业如叶轮机械、房桥建筑、油气管道，到新兴行业如能源化工、医疗器械、纳米器件的设计，都需要了解和利用湍流。

因此，湍流流动的研究不仅仅是一个学科发展的问题，更具有重要的工程应用价值。

山脉地形下击暴流风场数值模拟汪之松;唐阳红;方智远;思建有【摘要】山区是下击暴流多发区域,为了研究下击暴流作用下连续山脉地形的风场特性,采用大涡模拟(LES)分析了山脉高度、间距等地貌因素对特征位置风场的影响.结果表明:山脉高度大于50 m时,山脚及山顶位置径向极值风速的大小随山脉高度增加而逐渐减小;山顶的加速效应主要受山高影响,其加速因子在近地面较大,而山脚的加速效应在上部空间较大;双山脉时,后山脉对前山脉湍流度的变化影响不明显,后山脉的湍流度呈现出随山脉间距扩大而先增大后减小、随前山脉高度增加而逐渐增大的变化规律.【期刊名称】《湖南大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2019(046)003【总页数】9页(P90-98)【关键词】下击暴流;连续山脉;加速效应;湍流度;数值模拟【作者】汪之松;唐阳红;方智远;思建有【作者单位】重庆大学土木工程学院,重庆400045;重庆大学山地城镇建设与新技术教育部重点实验室,重庆400045;重庆大学土木工程学院,重庆400045;重庆大学土木工程学院,重庆400045;重庆大学土木工程学院,重庆400045【正文语种】中文【中图分类】TU312下击暴流是雷暴强风产生形式之一，是一种由高空气流冲击地面并沿地面扩散形成的近地面短时强风的灾害现象.有学者研究发现，地形对近地面风场的影响很大，Homar等[1]对1999年西班牙发生的一次强对流天气进行分析，指出复杂的山地地形会极大地增强风暴的破坏性.山区为下击暴流的多发区域，2006 年至今，山东省[2]、吉林省辽源市[3]、重庆市垫江县及梁平县[4]等多地都发生过下击暴流灾害现象，房屋、交通、电力基础设施等受损严重，死亡几十人.我国大部分地区都处于下击暴流影响的范围内，以山地丘陵居多的西南部地区，下击暴流发生的频率更高[5]，且输电塔等跨度、柔度大的结构在山区分布较多，受下击暴流等局部强风影响较大[6]，因而研究下击暴流作用下山脉地形的风场特性显得尤为重要.目前针对山地地形风场特性的研究主要以大气边界层风场为主，而对下击暴流作用下的山地风场的研究多为二维风场或简化的斜坡地形.Takahashia等[7]通过风洞试验，研究了大气稳定性对山地地形边界层风场湍流度的影响；李正良等[8-9]通过风洞试验及数值模拟的方法，研究了山体坡度、高度、形状等地貌因素对山体风场的影响；楼文娟等[10]通过数值模拟的方法，分析了大气边界层风场下峡谷地形各位置的平均风速特性与加速效应，并给出了典型峡谷的风压地形修正系数；沈国辉等[11]通过边界层风洞试验，对单个山体及两个山体前后和左右排列情况进行测试，给出了山体各位置处的风速剖面及加速效应变化规律；Letchford和Illidge[12]对下击暴流作用下坡地及梯形山体附近的风场特性进行了研究，发现加速因子与坡度成正比；Wood等[13]通过冲击射流试验，研究了下击暴流在平地上的流动及简单地形特征中各位置的加速特性；Mason等[14]对各种类型的二维山地地形风场进行数值模拟分析，研究表明边界层风场加速效应比下击暴流风场加速效应大35%左右；Mason等[15]利用数值模拟方法，分析了雷暴冲击风在不同地形上的风场特征及影响，发现最大加速效应可达30%；汪之松等[16]利用数值模拟方法，探讨了雷暴冲击风作用下单个余弦型山丘局部地形参数的变化对流场、风剖面及风速脉动特性等的影响.学者们对单个山丘地形和堤坝地形的研究较多，而实际地形中存在较多的连续山体，所以本文以贴近实际地形的余弦形状作为横断面，通过改变山体高度及山脉间距等地貌因素，对下击暴流作用下连续山脉地形的近地面风场进行分析，研究各项参数的改变对风剖面、风场加速效应、湍流度等的影响.1 数值模拟概况1.1 山体模型及工况连续山脉横断面采用余弦型，其二维平面轮廓表达式及示意图如式（1）及图1所示.其中，Z为高度方向；X为水平方向；H为山体高度；D为山体底部直径；L为两山脉山脚间距.图1山脉横断面示意图Fig.1 Schematic of continuous mountain′s cross section数值模拟工况如表1所示，主要考虑的参数有：山脉间距、山脉高度变化等.以H=100 m，L=100 m，D=300 m作为本文中的典型山脉参数，其他参数的变化以此为基础.表1数值模拟工况Tab.1 Numerical simulation conditions序号固定参数/m 变化参数/m 备注1 D=300；H=100 无变化参数单山脉2～6 D1=D2=300H2=100考虑山脉1高度变化7～12 D1=D2=300 H1=H2=100 H1=50、75、100、125、150；L=100 L=0、1H、2H、3H、4H、5H考虑两山脉山底间距1.2 数值模型建立及网格划分使用流体计算软件Fluent进行连续山脉地形的下击暴流风场模拟计算，采用大涡模型（LES）求解冲击射流瞬态流场.数值模型几何缩尺比为1∶1 000，时间缩尺比例1∶1 000=[（D/Vjet)]presentmodel（D=0.6m，Vjet=20m/s）/[（D/Vjet)]（Equivalentmodel（D=600m，Vjet=20m/s）[17]，时间步长为0.001 s，数值模型中的1 s相当于足尺生命周期中的1 000 s.计算域的二维及三维示意图如图2所示，喷口直径Djet=0.6 m，计算域长为14Djet，宽6Djet，高3Djet，喷口与地面的距离Hjet=2Djet.在速度入口处，喷口出流速度为20 m/s，湍流强度I=1%；压力出口处湍流强度I=1%；壁面采用无滑移壁面，喷口上侧边界采用滑移壁面边界条件.图2计算域示意图Fig.2 Schematic diagram of the 3-d computation domain 由于近壁面区域的流动具有较低的雷诺数，湍流发展不充分，网格划分时对近壁面网格进行加密，使近壁面粘性底层区域满足无量纲距离y+＜5.首层网格高度取5×10-5m，经计算得到y+≈3.为验证网格的划分数量对下击暴流风剖面影响的无关性，取3种网格数量进行比较，得到距下击暴流中心1.5Djet处竖向风剖面的对比结果，如图3所示.网格数为460万及640万所对应的数值模拟结果吻合较好，而375万网格对应的结果与二者相差较大，因此460万网格及以上已满足计算结果的需要，最终采用600万左右的单元网格数进行数值模拟.图3网格独立性研究（r=1.5Djet）Fig.3 Study of mesh independence（r=1.5Djet）1.3 数值模拟精度对比将CFD数值模拟结果与现有的经验模型和实测风剖面进行对比以验证本文计算的准确性.模拟结果选取r=1.5Djet处的竖向风剖面，Z=0.08 m处的径向风剖面，对比结果如图4所示.其中Zmax为竖向最大水平风速Vvmax对应的高度，rmax 为径向最大水平风速最大值Vrmax对应的径向距离.从图4中可以看出，CFD数值模拟结果与Wood和Kwork模型竖向风剖面吻合较好，对应的径向风速剖面，在达到最大水平风速之前，与14JY1684实测数据[18]吻合较好，在越过最大水平风速之后，衰减段的风速值较大，衰减较慢的主要原因是气流未充分发展或与实际地表粗糙度的差别，具体可参考文献[19].因而认为本文中的CFD数值模拟结果有较高的可靠度.图4下击暴流的风剖面与大气边界层的风剖面的比较Fig.4 Comparison wind profile of downburst and atmospheric boundary layer2 数值模拟结果分析2.1 数值模拟结果与试验对比为验证数值模拟结果的准确性，除与典型模型风剖面进行对比外（如图4），图5给出了平地工况大涡模拟与物理试验结果（喷口直径、离地高度，射流速度等与数值模拟相同）的对比.试验与数值模拟结果趋势相同，误差控制在6%以内，数值模拟结果比较可靠，可利用该模型进行后期的计算.图5 LES模拟结果与试验结果对比Fig.5 Comparison of radial velocity between LES and test2.2 典型山脉风场变化过程典型山脉地形特征时刻风场的速度云图，如图6所示.图6 下击暴流形成、下沉、扩散过程的速度云图Fig.6 The velocity contour and vector plot of downburst in different times由图6可知，在下击暴流接触地面（t=90 s）之前，由于云底形成的下沉气流与周围气体之间的拖曳卷吸作用，在气流前端形成了水平方向上的环形涡；t=135 s 时，主涡尚未到达山前，风场几乎成对称分布；t=165 s时，下击暴流到达山脚，与左侧平地位置相比较，山脚主涡对应的速度有所下降，这是因为气流撞击山脉后分为两部分，一部分气流沿着山脉继续往上运动，另一部分则由于山脉的阻挡作用，出现反向回流涡旋，但影响范围较小；t=180 s时，环形涡处于山脉顶部位置且高度有所抬升，产生明显的加速效应；t=225 s时，涡旋继续向前发展，山顶环形涡出现明显的抬升现象，此时气流还未下沉；t=300 s时，气流分离扩散，山脉附近出现多个涡旋中心，下击暴流竖向影响范围扩大；t=420 s之后，下击暴流继续发展，并逐步趋于稳定，在t=540 s时，下沉气流才完全将第二座山脉包裹，从图中可以看出，在气流的整个发展过程中，右侧地形影响范围内最大速度几乎都出现在第一座山脉山脚至山顶范围内.因此，在下文的分析中将着重关注山脉1加速度因子以及山脉1、山脉2湍流度的变化规律.2.3 风速特性与加速效应2.3.1风速剖面为考虑山脉高度的变化对山脉不同位置处风速特性的影响，给出主涡第一次经过山脉1迎风面山脚（图 6（c），t=165 s）及山顶位置（图 6（d），t=180 s）时的径向风速剖面，并与平地工况相应位置进行对比，如图7所示.图7山脉1迎风面径向风速剖面Fig.7 Radial velocity profile at the windward side of mountain one由图7可知，迎风面山脚及山顶位置处的风速剖面均具有较为明显的变化规律：山脉高度越低，风速极值越大，但均小于平地工况下的风速极值；但山脚位置处的风速剖面随着高度的增加，其变化将越来越小.在山脚位置处，径向距离r1=1.25Djet，山顶位置处，径向距离r2=1.5Djet.r1=1.25Djet时，平地与坡地的极值风速高度大致相同，但平地地形对应风速极值明显大于坡地；而r2=1.5Djet处，平地地形极值风速对应高度在0.125Djet左右，坡地工况对应高度明显降低，在Z=0.05Djet附近，坡高对极值风速高度的影响并不明显.但H1=0.05 m时，极值风速大小与平地几乎相同，这是因为平地时，高风速区与地面之间反向的次级涡旋对上部涡旋有一个抬升作用，且0.05 m的坡高较低，下击暴流气流过渡较为平稳，详见图8.图8 径向风速云图（t=180 s）Fig.8 The radical velocity contour of downburst在贴近山体表面的位置处，坡脚及坡顶均存在负向风速，这是由于气流在撞击山体后，一部分气流产生负向回流涡旋，如图9所示，坡高越高坡度越大时，涡旋越大，负向风速越大，影响范围更广.图9迎风面涡旋的变化规律Fig.9 The trend of the vortex on the windward side山脉1高度不同时，下沉气流初次冲击山脉2的时刻均不相同，因而山脉2的风速剖面取各工况Z=0.05Djet（0.03 m）高度处风速最大值对应时刻风剖面进行比较，如图10所示.从图10中可以看出，山脉2顶部风速极值的大小随山脉1高度的增大而逐渐减小，当Z＞0.15Djet后，则呈相反的变化规律，且山脉1高度越小，气流流动越平缓，山脉2顶部风速剖面的变化程度越小.图10山脉2山顶径向风速剖面Fig.10 Radial velocity profile at the crest of mountain two2.3.2风场加速效应为定量研究地形对风场的影响，此处引入一个无量纲参数加速因子Mt作为参考，计算表达式如式（2）所示：式中：u（Z）topography表示山体地面以上Z高度处的风速；u（Z）flat表示平地地面以上Z高度处的风速.对山脉1加速度因子的分析如图11所示.山脚及山顶位置近地面部分测点加速度因子为负，且H1=0.15 m时，坡脚位置加速度因子绝对值达1.4，这与2.2.1节中风速剖面出现负值的原因相同.从图11（a）中可以看出，坡脚位置由于主涡的抬升和底部负向涡旋的作用，离地高度小于0.2Djet时，加速度因子几乎都小于1，上部测点的加速度因子反而更大.而坡顶位置处，近地面加速度因子较大，H1=0.05 m时，加速度因子最大值可达2.15.随着坡高的增大，加速度因子逐渐减小，当H1大于0.1 m后，加速度因子均小于1；离地高度大于0.2Djet后，加速度因子随着坡高的增大，有逐渐增大的趋势，这是因为坡高越大，主涡被抬升的高度越大，气流的影响范围被提高了.图11山脉1迎风面径向风加速度因子变化规律Fig.11 Radical wind acceleration factor at the windward side of the mountain one2.4 湍流度变化规律与大气边界层风场相似，下击暴流风场中产生的风速可表示为平均风速和脉动风速之和.近地面风场通常情况下为湍流风场，通过湍流强度来反映风场中脉动成分的强弱，具体表达式如式（3）所示：式中：I（Z）为高度 Z 处的湍流强度；σV（Z）为顺风向脉动风速均方根值；Vjet 为喷口射入风速.2.4.1山间距对湍流度的影响对工况7～12进行分析，并与工况1单山脉情况进行对比，具体湍流变化规律如图12所示.图12山间距变化对湍流度的影响Fig.12 Influence of mountain spacing on turbulence山脉1顶部湍流度变化规律如图12（a）所示，当高度Z＜0.02Djet时，各工况下湍流度均随高度的增加逐渐减小；当 0.04Djet＞Z＞0.02Djet时，湍流度逐渐增大；当Z＞0.04Djet后，随着高度的增加湍流度又逐渐减小，两山脉间距的大小对山脉1顶部的湍流度，特别是近地面无明显的影响.单山脉山顶湍流度的变化规律与L=3H工况时的变化规律几近相同，但各工况下湍流度大小的变化并无明显区别，增减量也几近相同.随着两山脉间距的增大，山脉2顶部湍流度呈现出先急剧增大，后逐渐减小的趋势.当两山脉间距L=0H时，湍流度变化较小，近地面湍流度最大值约为0.125，此时，气流越过山脉1后，直接流向山脉2顶部，两山脉之间下沉的气流较少，山脉2顶部近地面气流较为平稳；当L=1H时，湍流度迅速增大，最大值接近0.3；当间距继续增大时，湍流度逐步减小.出现该现象的原因是，两山脉间距越大，气流向前的扩散和向山脉间的下沉作用之间的影响就越小，气流发展越平稳，湍流度的变化将会越小.2.4.2山脉高度对湍流度的影响本节主要考虑山脉1高度变化对山脉1及山脉2各特征位置处湍流度的影响，如图13所示.对于山脉1顶部，Z＜0.025Djet时，湍流度随高度的增加而逐渐减小；Z＞0.025Djet时，随着高度的增加，湍流度先逐渐增大后减小，山脉1越高，顶部湍流度越小，变化趋势与图12（a）相同，特征位置处湍流度均小于平地对应位置.山脉1迎风面山脚位置，由于回流涡旋及山脉高度的影响，涡旋影响范围内，山脉越高反向风速越大，湍流度越小，与平均风速剖面（如图14所示）发展趋势基本一致.图13山脉1高度变化对湍流度的影响Fig.13 Influence of height change of mountain one on turbulence山脉2顶部湍流度随着竖向高度的增加，呈现出逐渐减小的趋势，且坡高越大，近地面湍流度越大.当H1=50 m时，坡度过渡平缓，故山脉2顶部湍流度变化整体较小，当山脉1高度超过75 m后，山脉2顶部湍流度范围在0.2～0.3之间，整体变化幅度不大.图14山脉1迎风面底部径向平均风速剖面Fig.14 Radial mean wind velocity profile由2.4节可知，以喷口射入风速作为分母计算湍流度，其变化范围基本在0.1～0.3之间，离地高大于100 m时，湍流度仍大于0.1，出现大量低风速高湍流度的情况，在结构设计时，应综合考虑该因素的影响.3 结论本文以连续山脉地形为研究对象，详细分析了山脉高度变化及山脉间距等地貌因素对风场的影响，具体体现在风速剖面、加速度因子及湍流度的变化上，主要结论如下：1）典型双山脉地形中，气流发展稳定后，地形影响范围内，风速极值大都发生在山脉1迎风面.主涡第一次经过山脉1脚部及顶部时产生的风速剖面呈现出随高度的增大逐渐减小的趋势；山脉2顶部风速极值随山脉1高度的增加而逐渐减小，但山脉1高度越高，山脉2上部风速也相对更大.2）山脉顶部的加速效应主要受山高的影响，其加速因子在近地面较大，而山脚加速效应在上部较大，山脉高度大于125 m后，近地面加速因子均小于1.3）两山脉间距的改变对山脉1顶部湍流度的变化无明显影响，因而单山脉时湍流度的变化规律与双山脉相同，山脉2顶部湍流度随间距的增大呈现出先增大后减小的趋势，且湍流度较大；改变山脉1高度的情况下，其迎风面山脚近地面湍流度随山脉高度的增加，涡旋影响越大，其湍流度小.4）在山脉1迎风面底部、顶部等位置，瞬时加速度因子大，出现了较大风速（V ＞15 m/s）、高湍流度（I＞20%）的情况，易对高耸结构造成较大的风振效应.在山区地形中，针对输电塔等高耸结构选址、结构设计时，除了考虑下击暴流等极端天气作用下的风速极值，还应针对不同位置，综合考虑风场的加速效应及高湍流度的影响.参考文献【相关文献】［1］ HOMAR V，GAYA M，ROMERO R，et al.Tornadoes over complex terrain：an analysis of the 28th August 1999 tornadic event in eastern Spain［J］.Atmospheric Research，2003，67（1）:301—317.［2］刁秀广，赵振东，高慧君，等.三次下击暴流雷达回波特征分析［J］.气象，2011，37（5）:522—531.DIAO X G，ZHAO Z D，GAO H J，et al.Doppler radar echo features of three downburst［J］.Meteorological Monthly，2011，37（5）:522—531.（In Chinese）［3］侯雪松，关志宇，王新国.辽源市东辽县境内一次下击暴流的分析［J］.吉林气象，2009（4）:27—29.HOU X 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Conference on StructuralWind Engineering.Beijing， 2015:103—104.（In Chinese）［17］ABD-ELAAL E S，MILLS J E，MA X.Empirical models for predicting unsteady-state downburst wind speeds［J］.Journal of Wind Engineering and Industrial Aerodynamics，2014，129:49—63.［18］HJELMFELT M R.Structure and life cycle of microburst outflows observed in colorado［J］.Journal of Applied Meteorology，2010，27（8）:900—927.［19］李朝，肖仪清，李秋胜，等.静止型壁面射流的CFD模拟及在下击暴流中的应用［C］//第十四届全国结构风工程学术会议论文集.北京，2009:137—142.LI C，XIAO Y Q，LI Q S，etal.The CFD simulation of static wall jet and application on downburst［C］//The Fourteenth National Conference on Structural Wind Engineering.Beijing，2009:137—142.（In Chinese）。

华北平原一次严峻区域雾霾天气分析与数值预报试验一、引言华北平原是中国重要的农业区域，也是人口密集的地区之一。

然而，近年来，华北平原频繁出现严峻的雾霾天气，给当地居民的生活和经济进步带来了严峻的影响。

为了更好地了解和猜测华北平原雾霾天气，本次探究对一次严峻区域雾霾天气进行了分析与数值预报试验。

二、数据与方法本次探究使用了2019年11月15日至11月17日期间的观测数据，包括气象观测数据、大气污染物观测数据以及地面能见度观测数据。

同时，使用了华北平原地区的地形数据、土地利用数据、人口分布数据等。

数值预报模型接受了中国气象局开发的高区分率区域模式WRF（Weather Research and Forecasting model）。

三、雾霾天气形成原因分析1. 大气稳定和逆温形式华北平原地势较低，北方的寒冷空气容易逆温形势形成。

逆温层阻碍了大气层内的湿空气向上混合，导致污染物在下层大气中积聚，加剧了雾霾天气的形成。

2. 气象条件和污染物排放在这次探究期间，高压系统垂直风速几乎为零，导致污染物的垂直扩散能力较弱。

加之，源自区域工业、交通等人为排放污染物，使得大气中的污染物浓度急剧上升，进一步导致雾霾天气的形成。

四、雾霾天气数值预报试验本次探究使用了WRF模型进行了雾霾天气的数值预报试验。

试验结果表明，模型在华北平原区域的雾霾天气预报中表现良好。

模型成功抓取到了逆温形式、大气稳定度和湿度等关键因素，使得预报结果与观测结果较为一致。

五、谈论与改进尽管数值模型在预报雾霾天气方面取得了一定的效果，但依旧存在一些问题。

起首，模型对于气象条件的刻画仍有一定的误差，需要进一步改进模型的参数化方案。

其次，模型对于人为污染物排放的处理尚不完善，需要加强对污染源的准确刻画。

最后，模型对大气化学物理过程的模拟能力亦需改进，以更准确地模拟雾霾天气的进步过程。

六、结论本次探究通过对华北平原一次严峻区域雾霾天气的分析与数值预报试验，发现了雾霾天气形成的原因，同时验证了数值模型在预报雾霾天气方面的一定可行性。

近25年来中国山地气象研究进展李国平【摘要】The mountain meteorology is an interdisciplinary study of the interaction between the mountains and the atmosphere, and is an important composition of the Mountains Sciences. During the past 25 years, a lot of important progress has been made in research of mountain meteorology in China. Besides continue organizing experiments and in-depth studing atmospheric science around the Tibetan Plateau, the researches of relationship between meteorology and topography have been down around other major mountains in China, such as around the Tianshan, Huashan, Qinling, Hengduanshan, Emeishan, Ailaoshan, Loushan, Bashan, Dabieshan, Taihangshan, Changbaishan, Huangshan, Jiuhuashan, and so on. This paper summarizes main research results in the mountain meteorology in China since 1990s, it includes the observation experiments, the topics on atmospheric boundary layer, fundamental theory, numerical simulation, precipitation science, climate and climate change, climate resources, environmental meteorology and meteorological hazards etc. Furthermore, we propose some suggestions that are worthy to pay more attention in research of mountain meteorology in the future.%山地气象学是研究山地与大气之间相互作用的一门交叉学科，是山地科学的一个重要组成部分。

大气湍流引起飞机颠簸的理论分析和数值试验李子良;黄仪方【期刊名称】《中国海洋大学学报（自然科学版）》【年(卷),期】2008(038)006【摘要】基于飞机载荷因数变量方程、无量纲的大气垂直运动方程和热力学方程,建立起描述大气湍流和飞机颠簸的湍流模型,并对该模型进行理论分析和数值试验.研究指出,负的理查森数(Ri)对应着静力不稳定和动力不稳定流动,在不稳定大气层结条件下,当Ri<-Ra/PrRe2时,对流状态的大气运动必将由对流转变成湍流,并对运行于其中的飞机产生飞机颠簸.但在稳定大气层结条件下,当理查森数大于临界理查森数时(Ri>Ric=-Ra/PrRe2),正的Richardson数是动力稳定的,非对流状态的大气运动表现为重力波.当理查森数小于临界理查森数(O<Ri<Ric=-Ra/PrRe2)时,即存在1个小区O<Ri<Ric,在这里正的理查森数是动力不稳定的,大气运动表现为非周期性的湍流随机运动.非对流状态的大气运动因重力波不稳定碎变为湍流,将产生晴空湍流和晴空飞机颠簸.【总页数】8页(P887-894)【作者】李子良;黄仪方【作者单位】中国海洋大学海洋气象系海气相互作用和气候实验室,山东,青岛,266100;中国民航飞行学院空中交通管理学院,四川,广汉,618307【正文语种】中文【中图分类】P407.4;P49【相关文献】1.大气湍流对飞机颠簸的影响 [J], 王永忠2."2007.7.6"飞机颠簸事件数值模拟与成因分析 [J], 刘峰;赵琳;田军;李银芳3.地形影响的飞机颠簸及其数值仿真实验 [J], 李子良;黄仪方4.一次高空槽过境引起的飞机颠簸系列事件分析 [J], 潘军; 谢文锋5.山区盆地大气湍流特征与污染扩散的数值试验 [J], 吴涧;蒋维楣;王卫国因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

大气污染大气污染（atmospheric pollution） 大气污染是指大气中污染物浓度达到有害程度，超过了环境质量标准的现象。

凡是能使空气质量变坏的物质都是大气污染物。

大气污染物目前已知约有１００多种。

按其存在状态可分为两大类。

一种是气溶胶状态污染物，另一种是气体状态污染物。

气溶胶状态污染物主要有粉尘、烟液滴、雾、降尘、飘尘、悬浮物等。

气体状态污染物主要有以二氧化硫为主的硫氧化合物，以二氧化氮为主的氮氧化合物，以二氧化碳为主的碳氧化合物以及碳、氢结合的碳氢化合物。

大气中不仅含无机污染物，而且含有机污染物。

随着人类不断开发新的物质，大气污染物的种类和数量也在不断变化着。

补充 大气污染指有害物质排入大气，破坏生态系统和人类正常生活条件，对人和物造成危害的现象。

有自然因素（如森林火灾、火山爆发等）和人为因素（如工业废气、生活燃煤、汽车尾气、核爆炸等）两种，且以后者为主，尤其是工业生产和交通运输所造成的。

主要过程由污染源排放、大气传播、人与物受害这三个环节所构成。

影响大气污染范围和强度的因素有污染物的性质（物理的和化学的），污染源的性质（源强、源高、源内温度、排气速率等），气象条件（风向、风速、温度层结等），地表性质（地形起伏、粗糙度、地面覆盖物等）。

防治方法很多，根本途径是改革生产工艺，综合利用，将污染物消灭在生产过程之中；另外，全面规划，合理布局，减少居民稠密区的污染；在高污染区，限制交通流量；选择合适厂址，设计恰当烟囱高度，减少地面污染；在最不利气象条件下，采取措施，控制污染物的排放量。

中国已制订《中华人民共和国环境保护法（试行）》，并制订国家和平共地区的“废气排放标准”，以减轻大气污染，保护人民健康。

形成条件大气中有害物质的浓度越高，污染就越重，危害也就越大。

污染物在大气中的浓度，除了取决于排放的总量外，还同排放源高度、气象和地形等因素有关。

污染物一进入大气，就会稀释扩散。

风越大，大气湍流越强,大气越不稳定,污染物的稀释扩散就越快；相反，污染物的稀释扩散就慢。

大气湍流胡非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，例如靠近燃烧着的香烟头附近细细的烟流；另一种则显得杂乱无章，看上去毫无规则，例如烟囱里冒出来的滚滚浓烟，这就是湍流，也叫紊流，在日文文献中被叫作“乱流,更容易顾名思义。

相对来说层流却是很少见的。

我们生活的地球被大气所包围，广义地讲，整个地球大气系统都可以看作是处在具有宽广尺度湍流运动的状态，因此湍流研究具有极为重要的科学意义和实际应用价值。

大气湍流以近地层大气表现最为突出，风速时强时弱，风向不停摆动，就是湍流运动的具体表现。

大气湍流造成流场中各部分之间强烈混合，它能使大气中的动量、热量、水汽、污染物等产生强烈混合和输送，能对建筑物、飞行器等产生作用和影响，还会使大气折射性质发生变化从而导至电磁波和声波被散射，湍流是一种开放的、三维的、非定常的、非线性的、并具有相干结构的耗散系统，集物理现象的多种难点于一身。

自从1883年Reynolds做了著名的实验以来，一百多年里一直是科学的前沿和挑战性问题之一。

历史上，包括von Karman、Kolmogorov、Landau和周培源在内的许多著名科学家对湍流的研究均未获得大的成功。

在跨越了两个世纪之后的今天，尽管人们对湍流发生机理和湍流运动规律的了解有了很大的进展，湍流研究在工程技术上的应用也取得了很大的成就，但是就其本质上来说，对湍流的认识还很不全面，还有很多基本的问题没有搞清楚。

例如：目前为止，科学家们还给不出湍流的严格科学定义，也没有找到对湍流的解析和定量描述方法；尽管知道了控制流体运动的Navier-Storkes方程，但是由于该方程是强非线性、高自由度的偏微分动力系统，因而对其解析求解几乎是不可能的；Reynolds平均方程则遇到“不封闭”困难；湍流模式理论同样也因为对物理机制缺乏理解而并不很成功。

总之，湍流仍然是摆在全世界科技工作者面前的难题。

周恒院士指出，湍流问题不仅制约了航空、航天、水利、化工等许多工程技术和大气科学、海洋科学等自然科学的进一步发展，而且“也可能会对21世纪的某些新兴科学技术的形成起到制约作用”。