湍流热通量
明智的和潜热可能进行的行动或雪表面表面边界层的湍流漩涡(莫里斯,1989)。正式这些通量可能写成的协方差波动在垂直速度,w,与那些在温度、助教,或特定的湿度,Q,例如:
Hl = Pa L vi w“问”,在overbar代表一个意思是随着时间的推移,质数表示偏离平均时间值,Pa是空气密度和cp,空气的比热是在恒压下(1.01 x 103 J公斤k - 1)。给出合适的快速响应仪器,可以衡量这些协方差,因此获得的直接估计通量。然而,这样测量很少可用在许多实验应用程序或需要这些通量参数化建模研究。通常这样做是使用批量转移配方,通量的表面表达的差异变量,这些变量的值在参考高度,zref,表面边界层,例如:
这里,Ta (zref)、问(zref)和M (zref)空气温度、含湿量,和风速分别在zref参考高度,虽然和问:雪面温度和含湿量。问:可以作为特定的湿度空气饱和对冰的温度。表面压力和CD, CH和CQ批量转移系数动量,热量,分别和水蒸气。为了计算通量使用(3.11),它是必要的,以确定这些系数,一般来说,将取决于表面粗糙度和大气稳定。这是最令人满意的框架通过Monin-Obukhov表层相似理论(见,例如Garratt, 1992年,页4958)。这种方法还考虑到参考高度Zref = Zref - HS上面的积雪深度h HS增加或减少将改变随着时间的推移。
批量传输系数相关的集成形式的表层相似性函数:
Cd = K2 (ln (Zref /佐薇)- * M (Zref / Lo)]”2,
Ch = K2 (ln (Zref /佐薇)“(Zref / Lo)“1 (ln (Zref / zh型)“(Zref / Lo)]”1,
Cq = K2 (ln (Zref /佐薇)“(Zref / Lo)“1 (ln (Zref / zq) - (Zref / Lo)) 1,
k是卡门常数(通常约为0.4),佐薇,,和zq动量粗糙度长度,热量和水蒸气,分别,相应的集成形式的表层相似性函数^ ^:
Zref
= j (1“$ $ (Z / Lo) d (ln Z ');§= M H,问;佐薇=佐薇,zq。
表层相似性函数表达的风速、温度和湿度偏离中性条件下观察到的对数形式(Zref / LO = 0)稳定影响的结果。这些函数仅依赖于无量纲高度Zref /瞧,瞧在哪里Obukhov长度定义为:
u * Tmeanpacp我\ / oi
L O = - - - - - - (3.14)
u *摩擦速度,Tmean平均空气温度层深度Zref和g是重力加速度。注意右边负号的方程(3.14),结果选择签署公约(看到横梁,1988)。由于罗是一个通量计算的函数,方程集(3.11、3.12和3.14)通常必须解决迭代。然而,如下所示,如果有关的形式作了一些简化假设^功能,直接的解决方案是可能的在某些情况下。
实验研究已经确定相似度函数的形式(3.12)虽然没有基于测量结束雪覆盖了(莫里斯,1989)。在稳定的条件下,显热通量是指向表面(HS < 0),它是发现,为0 < Zref / LO < 1:
^ M = j1M Zref / L O, H ^ = ^ Q = Zref j H / L O,而对于不稳定条件(HS > 0), 5 < Zref / LO < 0:
^ m = 2 ln ((1 + xm) / 2) + ln ((1 + xw) / 2) + n / 2 - 2 tan-1 xm, h ^ = ^ q = 2 ln ((1 + yH) / 2)
测量表明j 1 m ~ 1 h ~ 5和y ~ Y2 ~ 16,但是是一个相当大的范围在实验性地确定值(见附录4 Garratt 1992)。
接下来,我们应当专注于稳定的条件,因为这个政权会战胜雪覆盖。RN在冬天,特别是在高纬度地区,是正的,导致一个向下的热通量,而平流的热空气融化的雪封面也会导致建立稳定分层自不能超过0°C。如果我们通过假设简化(3.16)j 1 m = j 1 h = 1,操纵(3.12)和(3.14)收益率转移系数的显式表达式的散装理查森数(Garratt, 1992):
地点:
Xm = (1 + Yl Zref / Lo) 1/4, yH = (1 + Y2 Zref / L o) 1/2。
肋骨=广州(Ta (Zref)) / (Tmean U (Zref) 2),
肋骨> 0的稳定条件和Tmean层深度的平均温度Zref = Zref - (h +佐薇)。
Cd = K2 (ln (Zref /佐薇))2(1 -复审委员会)2 = Cdn f(肋骨),
Ch = K2 (ln (Zref /佐薇)ln (Zref / Zh型)]- (1 - P1 R ? b) 2 = f(肋骨),中文(3.20)
Cq = K2 (ln (Wzo) ln (Wze)) 1(1 -复审委员会)2 = Cgnf(肋骨),和肋骨> P1-1:
在实践中,可能存在的问题与使用(3.20)和(3.21)以上。运行的耦合层,经过模型表面边界湍流通量参数化使用(3.20)和(3.21),它已经发现,实施强有力的辐射冷却时,雪表面温度可以下降,肋= p - 1,此时通量是“关闭”和雪表面变成有效的从大气中分离出来。这将导致进一步的快速和不切实际的冷却表面温度对纯粹的进化辐射平衡(例如:莫里斯et al ., 1994)。测量(如金,1990)表明,小但非零热量通量坚持即使肋> P1-1和这种影响应该被纳入任何热通量参数化雪中使用模型。理论理解湍流输送的高稳定性政权仍然发展,但许多实用的替代方案(3.20)和(3.21)已经提出了避免解耦的问题(Beljaars Holtslag, 1991;国王和Connolley经营,1997)。
HS /氢氧化钙的比率被称为波文比,b在雪面,空气通常接近饱和,所以Q (z)可能与助教(z)克劳修斯——克拉珀龙方程方程。它可以证明(Andreas, 1989),如果禁止过度饱和,如果海关和HL都直接向下,B是有限的:
T = pv坐的地方是饱和水蒸气密度。安德烈亚斯和现金(1996)将这个结果扩展到其他的商品组合和霍奇金淋巴瘤,推导出通用公式B /饱和表面。这样的关系是很有价值的,如果需要估计的HL但没有湿度测量是可用的。
为了计算湍流通量,需要知道合适的粗糙度长度动量,热量和水蒸气。动量(或气动)粗糙度长度,佐薇,有关几何雪表面的粗糙度特征。积雪是最顺利中遇到自然和地表类型,因此,测量的佐薇雪(表3.1)表明小值,订单的身手,尤其三米。通常,zq和zH型是假定为一个
表面 |
粗糙度长度z0 (m) |
位置 |
参考 |
|
季节性积雪 |
2.0 x 10 ~ 4到4.0 x 10 ~ 3 2.0 x 10 ~ 4到2.0 x 10 ~ 2 2.5 x 10 ~ 3 |
Finse 斯匹次卑尔根 |
近藤和Yamazawa哈丁(1986)(1986)棵(1966)斯维德鲁普(1936) |
|
南极冰架 |
这个赛季1.0 x 5.6 x 10 ~ 4 1.0 x 10 ~ 4 |
国王和安德森(1994)海(1989)康尼锡(1985) |
||
南极冰蓝色 |
2.8 x 10 ~ 6 |
Bintanja和van den Broeke (1995) |
||
海冰 |
白雪覆盖的 |
3 - 5 x 10 ~ 4 |
Joffre (1982) |
|
亚南极的冰川 |
2.0 x 10 ~ 4 |
Poggi (1976) |
||
高山冰川 |
堆积区消融区雪脊 起伏的湿雪 |
(1.10±0.25)x 10 ~ 2 (6.8±1.4) x 10”3 |
van den Broeke (1997) van den Broeke(1997)格兰杰和李斯特(1966)格兰杰和李斯特(1966) |
|
冰岛的冰川 |
消融区 |
2 x 10 ~ 3 - 1 x智商”1 |
史密兹等等,(1998) |
数量级较小,建议由Garrat莫里斯(1992)和(1989)。与这个小值,很明显,粗糙的元素个体的规模雪颗粒表面必须做出最大贡献阻力,与大micro-topographic特性,如雪脊,较小的贡献(近藤Yamazawa, 1986;井上,1989)。冰川消融可以开发大型的表面粗糙度的元素,导致空气动力学粗糙度长度0.1米。这种表面的粗糙度可以改变迅速随着表面特征的发展在消融季节(史密兹et al ., 1998)。裸露的冰表面有特别小的粗糙度长度(Bintanja和van den Broeke, 1995;见表3.1)。流等表面“空气动力学平滑”,即表面雷诺数:
洛杉矶哪里|是空气的运动粘度和z *,粗糙度的规模元素,小于5。在这个低雷诺数政权,个人糙层流绕流和粗糙度长度是由:
如果表面应力足够大来生成飞雪(见3.4节),暂停雪颗粒的动量转移可能导致大气表面,可能会因此导致佐薇有了明显的改变。欧文(1964),塔伯(1980)、张伯伦(1983),和其他人指出,在这种情况下,表面粗糙度长度增加了阻力对跳跃雪,因此表面应力成正比,即
实验证据对于这样一个关系是可变的。塔(1980),塔伯和施密特(1986)以及城堡和灰色(1990)存在广泛的定量测量,支持这种行为的c1值为0.1203在连续以上(幽灵和灰色,1990)和c1 0.02648在雪湖冰的混合物(塔,1980)。
Bintanja和van den Broeke(1995),然而,表明,在某些情况下,改变表面特征的新雪到运输顺畅底层雪或冰表面可能占主导地位的过程导致一个明显的增加与风速佐薇。需要更多的观察来解决这个问题。
较少的测量存在标量粗糙度长度、zH型和zq,很大程度上是因为难以定义的融雪和问:除了表面,可能会被认为是0°C。雪面上的热量和水汽传输最终必须完全由完成分子扩散,因为没有相当于粗糙度元素的形式把负责大部分的动力传输。安德烈亚斯(1989)开发出一种理论,预测佐薇比标量粗糙度长度作为表面雷诺数的函数方程(见3.23)。在空气动力学平滑政权,zH型/佐薇= 3.49和zq /佐薇= 5.00。随着Re增加,标量粗糙度长度比动量粗糙度长度下降迅速,温和风速在一个典型的积雪,标量粗糙度长度将一个或两个数量级小于佐薇。测量(近藤和Yamazawa, 1986;通常Bintanja和van den Broeke, 1995)支持这种功能的依赖。然而,在许多建模应用程序,设置标量粗糙度长度等于佐薇为简单起见,理由是接下来的错误不会在表面通量大于其他地区所带来的不确定性的通量计算过程。
3.3.4部分严格适用的结果只在一个广泛的和统一的积雪,在大气条件下使用的参考高度通量计算达到平衡与底层表面。这个不会,一般来说,在一个不完整的积雪。裸露的地面会有不同的粗糙度和反照率从白雪覆盖的地区特点。海面的空气温暖在裸露的地面上白雪覆盖的区域将会导致一个增强的热通量下降雪逆风边缘的补丁,与热通量减少增加获取随着雪雪的空气进入一个新的平衡。例如,维斯曼(1977)表明,无量纲显热通量H在任何时候顺风前缘的雪块随白雪覆盖的获取距离X是一个无量纲距离顺风的前缘雪补丁(受粗糙度长度)和a4由温差稳定控制参数(维斯曼,1977)。
马什和幽灵(1996)提出额外的显热流水雪补丁是一个函数的无雪逆风域的分数、
在非均匀积雪3.3.5热通量
其中s HS是显热通量在一个完全被白雪覆盖的雪取回,HS b是显热在裸露的地面,SCA是白雪覆盖的面积的比例和HS, b表示部分裸露的地面显热,流水雪补丁。纽曼和沼泽(1998)表明,hS b从0.3下降到0.001作为SCA减少从1到0.01,SCA 0.5, hS b范围从0.02到0.2补丁的大小取决于风速和雪。甚至更极端的影响可能发生的海冰覆盖点缀着领导开放水域(Claussen, 1991)。与植被的相互作用也会影响热通量。他们将更详细地讨论在3.5.4和3.5.5的部分。
等表面通量的计算不均匀的表面是非常重要的气候模拟(见4.3节),这是一个开发主体需要的应用数值或不同程度的复杂性的分析模型。raybet雷竞技最新这些技术的详细描述超出了目前的工作范围和读者被称为维斯曼(1977),(1995),斯通Essery(1997),和沼泽et al。(1997)为进一步的信息。
最后,很少有作者研究了湍流通量的变化在不同地形虽然被称为一个优先研究的话题Garratt (1992)。此类调查的基础上,提出了一种简化的方法在+ (1997)。
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