珠峰北坡地区近地层大气湍流与地气能量交换特征
【微专题】地形对气温的影响
地形对气温的影响整理汇总一、海拔对气温的影响1.平原高空的“高处不胜寒”。
由于地面是大气热量的主要直接热源，在平原的上空，由于离地较远，所以，高空气温较低。
另外，高空湍流也使其气温不高。
2.山地的“高处不胜寒”在高山上，海拔增加，山地近地面大气比同纬度平原近地面大气稀薄，对太阳辐射的削弱少，太阳辐射因此很强。
可是因为山地在同海拔地区地面面积较平原地区小，所以即使太阳辐射强，可地面小，使地面吸收热量、发出的长波辐射有限。
因此也就导致山地大气得到的来自山地的地面辐射较少，使得气温不高。
此外，山地的地形复杂，植被较多，并且云雾较多也削弱了一定高度下的太阳辐射。
另外，山地海拔较高，也使山地的湍流交换作用较强，风力较大，使气温不会太高。
因而“高处不胜寒”。
3.高原地区的“高处不胜寒”。
高原地区同样有着高海拔，空气稀薄的特点，因此太阳辐射很强。
然而高原地区与山地不同，大气与陆面接触面积比山地大，地面辐射较多。
在强烈的太阳辐射下，广阔的地面增温并产生了比山地多的地面辐射。
可地面辐射的增多并没形成平原地区那样白尔佼高气温，原因仍然在于其稀薄的大气，由于大气稀薄，水汽、二氧化碳较少，使大气吸收地面长波辐射的能力很弱，即大气的保温作用弱，使整个地气系统的热量流失很快。
这样，大气的气温也就不会很高了，同样导致“高处不胜寒”。
比较起来，同纬度平原地区近地面空气密度大等因素，使其对大气的保温作用强，地气系统的热量流失慢，故气温较高。
由此可见，同样是“高处不胜寒”，不同地形下原因不同。
简单总结，平原高空大气是离地面这热源太远而“供热不足”高山地区的大气是地面小而“供热不足”以及高空风力的影响。
而高原上的大气是太阳辐射和地面辐射强而大气保温作用弱使气温不高。
青藏高原气温低的根本原因是空气稀薄、且水汽和二氧化碳等含量少、大气的保温作用弱。
二、地形对气温日较差的影响1.山地与平原气温日较差的差异地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。
边界层气象学课件：02边界层平均特征2014
分子粘性力》湍流切应力 粘性副层
2. 虚位温
温度T、虚温Tv、位温θ 、虚位温θv的定义
Tv (1 0.608q)T ：与湿空气具有相同气压和密度的干空气的温度
T
p00 p
T
R
p00 p
cp
：把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气 压时应有的温度
κ
v＝Tv
1000 p
：把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气 压时应有的虚温
混合层
对流源来自两个方面：一个是地面热量输送；另 一个是云层顶辐射冷却。前者使地面暖空气上升， 而后者使云顶冷空气下沉。两者可以同时出现， 特别是当顶部有冷层积云的混合层移过暖地面时， 便可同时出现上升或下沉气流。
混合层平均廓线
地转风
剩余层
稳定边界层以上仍保留相当厚度的白天混合层 中层的等虚位温分布，称为剩余层。由图可见， 入夜后，地面净辐射转变为负值，下垫表面冷 却，导致大气边界层从下往上降温 。剩余层为 中性层结。
扩 散 形 态
三、大气边界层内的流动形式
一般地，边界层内气流的流动形式有三种：平均场、湍流场、 波动场。实际上，后两者是叠加在平均场上的。
u u u u
平均风：有明显的日变化，风速和风向及其相关边界层属 性具有明显的垂直梯度。一般量级：水平风为米的量级， 垂直风为毫米的量级
湍流：大气边界层的运动形态，剪切和不稳定特性等，湍 流对大气边界层的发展和演变有关键作用。
边界层的重要性
■人们一生大部分时间是在边界层中度过的； ■天气预报是预 报的边界层内的气象因子； ■整个大气层基本能源是太阳辐射， 太阳辐射大部分被地面吸收，剩余部分由边界层过程输送给大 气； ■云核是通过边界层过程从地面传播到大气中的。 ■雷暴 和飓风的发展是靠边界层湿空气的流入。 ■大约有50％的大气 动能被耗散在边界层中。 ■湍流和阵风在结构设计中影响建筑 风格。 ■风力涡轮机要从边界层风场中提取能量。 ■海面上的 风切变是海洋的主要能量。 ■边界层中的湍流输送和平流使水 分和氧气来回流动，维持植物之类的生命形态。。。。
气象学与气候学作业
1.为什么可以把90km以下的干洁空气看成为有固定分子量的单一气体成分? 答：由于大气中存在着空气的垂直运动、水平运动、湍流运动和分子扩散，使不同高度、不同地区的空气得以进行交换和混合。
2.大气的上界有多高？在此高度内分为哪几层？对流层的主要特点有哪些？答：大气的物理上界为1200km，着眼于大气密度的大气上界为2000-3000km。
分为对流层、平流层、中间层、热层、散逸层。
①气温随高度增加而降低；②垂直对流运动；③气象要素水平分布不均。
3.高山常年积雪、云峰高耸，反映了哪一层的特点？为什么？答：反映了对流层的特点，因为高山处于大气的对流层，对流层具有气温随高度增加而降低。
4.试分析对流层、中间层温度随高度降低的不同原因；平流层和暖层温度随高度迅速升高又是为什么?答：①对流层主要从地面获得热量，因此气温随高度增加而降低；②中间层由于几乎没有臭氧，而氮和氧等气体所能直接吸收的那些波长更短太阳辐射又大部分被上层大气吸收掉了，因此气温随高度增加而降低；③平流层由于紫外线辐射很强烈，因此气温随高度增加而升高；④暖层由于波长小于0.175微米的太阳紫外辐射都被该层中的大气物质所吸收，因此气温随高度增加而升高。
5.试从微观的分子运动论角度说明温度的实质。
答：在一定的容积内，一定质量的空气，其温度的高低只与气体分子运动的平均动能有关。
当空气获得热量时，其分子运动的平均速度增大，平均动能增加，气温也就升高。
6.已知10oC时，E为12.3hpa；18oC时，E为20.6hpa。
某地上午8时气温为23oC，e为12.3hpa；次日8时气温为23oC，e为20.6hpa。
求两天8时的Td ，用此说明Td的高低直接与什么因子有关。
答：第一天上午8时e为12.3hpa,而10时E为12.3hpa，所以第一天8时的Td 为10℃。
第二天上午8时e为20.6hpa,而18时E为20.6hpa，所以次日8时的Td为18℃。
南极地区地表能量平衡及近地层湍流通量参数化方案
评估结果展示及分析
评估结果
通过对比不同参数化方案下的模拟结果与观测数据，发现某 参数化方案在南极地区近地层湍流通量模拟方面具有较好的 效果，能够较为准确地反映实际观测数据的变化趋势和特征 。
分析
通过对评估结果的分析，可以发现该参数化方案在南极地区 近地层湍流通量模拟方面具有较高的精度和可靠性，能够为 南极地区地表能量平衡和气候变化研究提供有效的工具和方 法。
南极地区地表能量平衡及近 地层湍流通量参数化方案
汇报人： 2023-12-19
目录
• 南极地区地表能量平衡概述 • 南极地区近地层湍流通量参数
化方案设计 • 南极地区地表能量平衡影响因
素分析
目录
• 南极地区近地层湍流通量参数 化方案效果评估
• 南极地区地表能量平衡及近地 层湍流通量参数化方案实施建 议
太阳辐射的变化也会对南极地区的生 态系统产生影响，如影响植物的生长 和分布，影响动物的迁徙和繁殖等。
在南极地区，由于冰雪覆盖，太阳辐 射的吸收和反射作用非常强烈，导致 地表温度较低，蒸发较弱，降水较少 。
冰雪覆盖对地表能量平衡的影响
冰雪覆盖是南极地区地表能量平衡的重要影响因素之一。南极地区的冰 雪覆盖面积大，反射率高，能够反射大量的太阳辐射，从而影响地表温 度和气候变化。
05
南极地区地表能量平衡及近地 层湍流通量参数化方案实施建 议
加强科研团队建设，提高研究水平
组建专业科研团队
组建具备南极地区研究经验的科研团队，包括气候、地理、环境 等多学科背景的专家。
提升研究能力
加大对南极地区研究的投入，提高研究水平和能力，为参数化方案 的制定提供科学依据。
加强国际合作与交流
材和研究机会。
第四章 大气中的水分
空气中常见的降温过程：
(1)绝热冷却 云、雨、雪、雹等。 (2)辐射冷却 露、霜、辐射雾等。 (3)接触冷却（平流冷却） 平流雾、雾凇V等。 (4)混合冷却：两团温差大、但都接近饱和而未饱 和的空气混合后有可能达到饱和。 低云、雾。
17
温度(℃)
-30 0.5
-20 1.2
-10 2.9
0 6.1
按云的外形、结构特点和成因:分为11属，29类。
高云族：云底高度6000米以上，冰晶，白色。一般不降水 中云族：云底高度2000－6000米，水滴、过冷却水滴、冰 晶。有时降水 低云族：云底高度2000米以下，水滴、水滴或冰晶。 云型 层状云 低 雨层云 层积云 层云 淡积云 浓积云 积雨云 碎云 中 高层云 高 卷层云、卷云
e 100% E
5
2.年变化
干燥而全年的绝对湿度a变化不大的地区：与T的 年变化相反，冬季最大，夏季最小。 季风气候区：冬季寒冷干燥,夏季炎热湿润，与气 温一致。
我国 最大 江南 春末夏初 华南 春（初春） 华北 夏季 西北 冬季 律） 最小 秋季 秋季 春季 夏季（不受季风影响，符合一般规
6
第二节 蒸发和蒸散
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雾的种类(根据成因)：雾可分为多种类型，常见 的有辐射雾和平流雾。
⑴辐射雾：局部地区在晚上辐射冷却，t≤td而形成的 雾，日出后消散 有利条件：晴朗、微风、湿度大、大气层结稳定的夜 间 特点： ①季节性强（冬半年），常出现在秋冬季节； ②明显日变化； ③地方性特点：局地性、范围小。 “十雾九晴” ：辐射雾，预示着晴天
纯净空气--水汽自生凝结过程 凝结(华)核：能起到水汽凝结(华)核心作用的大气 气溶胶质粒，包括固体、液体或亲水气体。 作用机制：
第一章 大气边界层与边界层气象学研究
T ：实测的温度
e、P ：当时的水汽压、大气压
Tv > T
密度：水蒸汽 < 干空气 浮力：未饱和湿空气 > 干空气
绝对温度T
<
虚温Tv
3. 虚位温 θ v ：液态水比空气的密度大，这样，有云 的气块浮升就比相应的无云气块浮升要小，气块中悬 浮的云滴会引起虚位温的降低。对于饱和空气而言 （存在云的情况下），定义虚位温θv为：
森林-10月14日 Qe<Qh
6:00 12:00 18:00 0:00
Qs：太阳辐射 Qh：显热通量 Qe：潜热通量 Qg：土壤热通量
3 低层大气温度
气温垂直分布三种情形： ① 气温随高度递减 ② 气温随高度基本不变 ③ 气温随高度逆增
温度垂直梯度的大小与太阳辐射、云况、 风速和土壤热性质有关，具有明显的日变化。
Ro U fL
惯性力 f ：柯氏参数 （地转偏向力）
柯氏力
Ro大柯氏加速度影响小，风切变（旋转所致）的影响 可不计。Ro趋向无穷大Ro自行满足
Ro≤1，柯氏力影响较大，地球旋转作用不可忽略
1.5 相似性参数
3. 弗罗德数（Fr）相似性
Fr U
2
惯性力 g ：重力加速度
gL
重力
Fr大（>>1），重力影响小 Fr小（≈1或<<1），重力影响大，不可忽略
u
u
) 0.5
1.5 相似性参数
• 物理实验（风洞、水槽等）中，为保证得 到正确结果而且与实际大气系统可比较， 则需要满足相似性条件 • 几何相似 • 运动学相似 • 动力学相似 • 热力学相似 • 边界条件相似
近地层风廓线与垂直湍流强度的关系研究
近地层风廓线与垂直湍流强度的关系研究近地层风廓线与垂直湍流强度的关系研究近地层风廓线和垂直湍流强度是气象学中两个非常重要的概念，它们互相影响，这一关系在很多方面都具有很高的研究价值。
一、近地层风廓线的定义及特征近地层风廓线是指大气中风向和风速随高度变化的曲线，通常用风剖面或风廓线图表示。
它是大气层中风速和风向的一种分布形态，包含了近地面到高空层的风向、风速、水平和垂直风切变等一系列特征。
近地层风廓线的特点有：1.在静稳状况下，近地面的风速比高空层要低，而且在地面附近有一个极小值；2.风速和风向随高度变化的趋势不规则；3.风速和风向的变化率随高度逐渐递减。
二、垂直湍流强度的定义及特征垂直湍流强度是指大气中由于温度、湿度、气压、风速等差异引起的摩擦运动所形成的不规则运动。
在近地面，湍流是大气中最主要的质量和能量交换方式，它能够影响温度、湿度、风速等的分布，对于大气运动的稳定性和可预报性具有重要影响。
垂直湍流强度的特点有：1.垂直湍流强度与风速变化有关，风速越大，垂直湍流强度越强；2.垂直湍流强度与空气的稳定程度密切相关，稳定的大气中湍流强度较小，不稳定的大气中湍流强度较大。
三、近地层风廓线与垂直湍流强度的关系近地层风廓线和垂直湍流强度之间存在一定的关系。
因为近地层风廓线能够反映大气层中风速和风向的分布规律，而垂直湍流强度能够反映大气层中的湍流情况，因此，它们之间的关系主要表现在以下几个方面：1.风速越大，垂直湍流强度越强。
在近地面，风速越快，风剪切越大，湍流就越强烈，同时风速也反映了湍流的能量。
2.湍流的强度会对近地层风廓线的形成产生影响。
较强的湍流会加剧空气的混合，使得近地面的风速变化更加明显，进而影响风廓线的形态。
3.近地层风廓线的特点和垂直湍流的稳定性有关系。
一般来说，静稳的大气中，垂直湍流强度较小，近地层风变化率较小，风廓线的形态比较规则；而在不稳定的大气中，垂直湍流强度较大，近地面的风速变化较大，导致风廓线的形态不规则。
第八章农田小气候
第八章农田小气候一、名词解释：1. 小气候：在局部地区内，由于下垫面性质和状况的不同而引起近地气层与土壤上层小范围的特殊气候。
2. 农田小气候：是以农作物为下垫面的小气候。
它是农田贴地气层、土壤耕作层同作物群体之间物理与生物过程相互作用的结果。
3. 坡地小气候：由于坡向坡度的不同，坡地上的可照时间和太阳辐射强度差别很大，因而获得太阳辐射总量也不同所形成的小气候。
4. 非独立小气候：既受到本身下垫面影响又受到周围下垫面条件影响的小气候。
5. 活动层：农田植被吸收太阳辐射，进行长波辐射交换和热交换的物质层称为活动层。
6、小气候：任何一个地区内,由于其下垫面性质的不同,从而在小范围内形成一种与大气候不同特点的气候,通称小气候。
7、活动层：凡能籍辐射作用吸热或放热，从而调节邻近气层和土层（或其它物质层）温度状况的表面，称为活动面或活动层。
8、干燥度：干燥度是衡量气候干燥程度的指标。
又称干燥指数。
用地面失水(如蒸发、径流)与供水的比值表示。
比值越大，表示气候越干燥；比值越小，气候越湿润。
二、填空题：1. 我国气候的形成因素是(1)辐射因素、(2) 下垫面因素、(3)大气环流。
2. 我国年辐射总量的地理分布是自沿海向内陆(4) 增加。
3. 我国气温日较差随纬度增高而(5)增大。
年较差随纬度增高而(6) 增大。
4. 我国降水变率自沿海向内陆(7) 增大；全国而言，降水变率冬季(8)最大。
5. (9) 400毫米年平均等雨量线将我国划分东南半壁湿润区和西北半壁干旱区。
6. 1月份平均温度的0℃、3℃和8℃等温线分别通过我国的(10)秦岭(淮河)、(11)长江流域和(12南岭(桂林)) 等地区。
7. 我国气候的显著特点是(13)季风性显著和(14)大陆性强。
8. 农业气候资源中最主要的有(15) 太阳辐射、(16) 温度、(17) 降水。
9. 高山气候特点之一，是在一定高度范围内降水量随高度增加而(18)增加。
10. 立夏和芒种之间是(19) 小满，日期是(20) 5月21日。
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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 EV o l.21 N o.12D 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 ndE 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：A1 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10c 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 gθθ′ 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：Hs＝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σu /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：σu /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：σu /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）σv /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）σw /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 ofσu /u*（a，b），σv/u*（c，d）a n dσw/u*（e，f）v ers us s t ab ilit y i n Q u z ong5921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，σu /u*、σv/u*、σw/u*分别趋近于常数A＝3.36；B＝3.20；C＝1.08。