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常见问题解答
常见问题解答
1.大气边界层的概念。
答：
大气边界层可定义为大气受下垫面影响的层次，或大气与下垫面相互作用的层次，更精确地说，应是在小于一天的时间尺度上相互作用的层次，因为如果时间尺度更长，下垫面影响的高度会更高。
或：
（ABL:
AtmosphericBoundaryLayer）是离地面约1km以下的大气层，这层大气受地表面热力和动力影响很大，不能忽略（而边界层以上的大气受地面影响微弱，可以忽略，称为自由大气）。
注：
重点是说明大气边界层受下垫面的动力和热力影响巨大，不容忽略。
2.大气边界层分哪些层？
各层分别具有何特点？
答：
大气边界层一般可分为粘性副层，近地层（常通量层），Ekman层（上部摩擦层）三层。
粘性副层：
紧贴地面的一薄层，分子粘性力远大于湍流切应力，分子输送过程处于支配地位。
这一层的典型厚度1cm~几个cm，因此对多数实际问题而言，可以忽略它。
近地层（常通量层）：
从粘性副层到50-100m，这一层大气运动呈现明显的湍流性质，湍流输送占有压倒优势作用。
由于近地层中湍流强烈混合的结果，该层中各物理属性的铅直输送通量近似为常值，故又称为常通量层。
Ekman层（上部摩擦层）：
从近地层以上到1-1.5km。
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。
3.大气边界层的研究方法有哪些？
各有何优缺点？
答：
研究大气边界层从方法上说，主要运用解析方法，数值模拟和实验方法。
由于大气边界层方程组有很高的非线性，因此解析研究需要适当的假定，这就影响了精确性，但可以清楚看出动力学过程；数值模拟可以少作假定，较为现实地再现边界层过程，但物理上不如解析方法清晰；前两种方法需要有实际观测的支撑和验证，三者相互支撑。
4.列举说明，目前大气边界层的研究在在哪些方面存在困难？
答：
关于大气边界层的研究已经取得了一定成果，同时也面临着一些问题，主要有：
1）.非均匀和复杂下垫面边界层
非均匀下垫面和复杂下垫面不仅会造成大气边界层结构和运动状态在时间和空间上的重大差异,而且给大气模式的边界层参数化造成极大困难,自然界中的非均匀或复杂下垫面可归纳为3大类。
（1）下垫面性质非均匀分布
由于植被分布不均匀或土壤性质变化造成的不均匀性,最突出的有海陆分布、干旱荒漠区中绿洲和湖泊分布。
这种非均匀性不仅存在各子系统之间的相互作用,内边界层特征也是很显著的,对后者我们正在做一些工作。
（2）地形起伏和山脉的作用
复杂地形对边界层结构也有突出影响,它使确定数值模式网格点上的有效粗糙度问题变得极为困难。
（3）城市大气边界层
城市面积不断扩大,使得城市边界层影响日益重要,并且随着城市向高空发展,城市边界层更加复杂,城市冠层的输送,建筑物阻力和尾流湍流,多重反射,粗糙度的确定以及日益普及的空调和汽车的热源效应的影响等,都是当今的难点问题。
2）.特殊地区边界层特征
由于缺乏有效的基本观测资料,一些极端气候区的边界层研究和认识都还很不足,其中两大区域值得我们注意。
（1）干旱荒漠区的大气边界层特征
干旱区范围广,与全球大多数区域对比强烈,通过边界层对大气加热作用,对气候和大气环流影响较大。
绿洲等引起的非均匀使干旱区边界层结构也比较复杂,我们已经初步发现干旱区的边界层厚度非常特殊。
（2）青藏高原寒区边界层特征
它是全球最大的地形,对大气环流影响极大,但研究很不充分。
3）.沙尘暴等特殊天气边界层特征
由于沙尘暴等特殊天气事件出现概率比较少,在边界层观测中很少捕捉到这些过程,并且对它们的观测还存在一些技术上的困难。
然而,沙尘暴天气的风沙大气边界层的观测是有重要意义的,其特殊性主要表现在对大气边界层两个特殊的强迫上:
①强的干对流活动引起的宏观垂直运动对边界层结构的强迫作用和对输送过程的贡献。
②大气边界层内超常沙尘分布对辐射过程的强迫作用。
4）.边界层与云和降水的作用
边界层与云和降水的相互作用表现在多方面,上世纪90年代起这方面的研究开始增加,但很多问题仍不清楚,主要有以下几个方面。
①积云和对流降水等中尺度过程产生的中尺度通量如何在边界层进行参数化?
②水汽在边界层相变时引起的潜热释放的热量强迫作用。
③水汽在边界层的辐射强迫效应。
④强的湿对流过程对边界层的动力强迫作用。
5）.湍流如何在模式中更合理的参数化
湍流闭合仍未彻底解决,所以才出现五花八门的闭合技术。
有没有彻底闭合方法?
非线形热力学会不会是条途径,还需要进一步去研究。
6）.大气湍流问题
大气湍流研究面临的问题,主要有以下3个方面:
（1）到目前为止,我们对大气湍流认识到什么程度?
事实上给湍流一个严格的定义都很困难。
对大气湍流从最基础理论另劈蹊径去研究仍然十分必要。
（2）湍流机制和湍流本质研究如何突破,非线性动力学真的能解决湍流的问题吗?
这其中的疑点仍然很多。
（3）间歇性湍流等一些特殊湍流问题并没有取得最终的结论,如何去进一步深入,至今仍困绕着我们。
7）.地-气之间界面的物质和能量交换问题
随着地球系统科学的提出,大气与陆地和海洋等其它系统的相互作用越加引起人们的重视。
全球变化通过大气与地球表面相互作用来响应和实现,气候异常也往往潜伏着地—气能量交换的异常表现。
为了能较好地表达地气交换过程,将边界层研究的最新理论进展及时用于建立大气和海洋以及大气和陆地的耦合过程是十分必要的。
由于界面物理过程的复杂性,尤其因陆面涉及生态、水文、地质和人类活动等多种过程因素,建立完善的大气与陆地或大气与海洋耦合过程比较困难。
因此,陆—气界面的交换甚至已发展成为一个相当热门的研究领域即陆面过程。
但目前陆面过程模式变得越来越复杂,引进的不确定参数也不断增加。
我们会不会仍在层层参数的迷宫中打转?
陆面过程可否有简洁明了的公式可以表达?
8）.局地实验结果的代表性
由于财力和人力有限,只能在个别具有代表性的地方进行大气边界层和陆面过程试验,然而,这些局地试验成果能否用于数值模式的网格尺度?
到底是卫星遥感资料还是细网格数值模拟能帮助我们解决这一问题?
都等待我们去研究、去回答。
5.说明大气边界层中的湍流输送过程及其作用。
答：
大气边界层的运动形式主要是湍流运动，而大气边界层内主要的物理过程就是湍流运动引起的各种物理量，包括热量、水汽、动量和各种物质如污染物的湍流交换和输送，这种湍流交换过程决定了边界层内各种变量的空间分布和时间变化。
湍流输送类似分子输送，但强度比分子输送大几个量级，湍流输送的结果是将各种量由高值区向低值区输送，例如热量由高温输向低温，水汽由高水汽浓度区输向低水汽浓度区，动量（风速）由风速大的区域输向风速小的区域，污染物由源区输向低污染区。
在大气中水平方向的平流输送主要由风来完成，它比水平方向的湍流输送大很多，但垂直方向的输送主要由湍流输送来完成。
地表蒸发的水汽由湍流进入大气边界层，受太阳辐射加热的地表将热量由湍流输送到边界层内，而由于风速一般总是边界层上部更大（地表风速为零），动量输送一般由上向下。
湍流的强弱决定了湍流输送过程的强弱，因而湍流输送过程与层结，风速都有密切的关系。
湍流输送过程不仅起输送作用，它也在大气的能量平衡中起重要作用。
大气中不断发生着能量由平均运动转换成湍流运动及湍流运动把湍流能量变为分子内能的过程，单纯从大气运动的角度说，边界层内的湍流对大气运动起着摩擦消耗的作用。
大气中的湍流交换过程决定于层结和风等影响湍流的诸多因子，而同时湍流交换的结果造成了动量、热量、水汽等的重新分布，因而也决定了风、温、湿等诸要素的分布。
因此大气边界层的状态正是湍流与气象要素相互适应、调整的结果。
6.大气边界层在大气中有哪些作用？
答：
因为湍流主要存在于大气边界层中，而湍流又对大气起着输送、交换和摩擦的作用，因而大气边界层在大气中起了非常重要的作用。
地表面特别是海洋是大气中水汽的来源，蒸发进入大气的水汽由湍流输送进入更高处，并通过各种形式的垂直运动输送到自由大气，形成云雨。
同样是海面，由于不同的边界层状态，蒸发量可以有很大的不同，不同地区的不同蒸发决定了大气的水汽源和潜热收入的差别，成为区域性天气、气候乃至全球气候的重要影响因子。
由于地气之间有温差，就会在地气之间有感热交换，这种感热交换也是大气的重要热源和热汇。
下垫面性质的不同会影响地表面的热平衡，影响地气间的感热交换，产生不同的局地气候并影响更大范围的天气气候。
如沙漠、绿洲下垫面的巨大差异，感、潜热通量的巨大差异，就产生不同的小气候状态，从而影响局地环境和气候状态。
类似的还有城市下垫面，在这些情况下，边界层内的过程起了主要作用。
边界层内的湍流对大气运动的动能起了摩擦消耗作用，因而边界层是大气动能的主要“汇区”，对大气运动产生重要影响，在大气模式中也必须考虑这种作用。
在自由大气中，大气运动主要受气压梯度力和科氏力控制，在大气边界层中还要考虑湍流摩擦力，在这三种力作用下，边界层内的风速除了随高度向上增加外，风向还会随高度增加向右偏转（北半球），在边界层顶变为由气压梯度力和科氏力决定的地转风，因而在近地面处风向与地转风之间有一交角，北半球等压线右侧为高压，因此边界层内风向是指向低压的，这样就会形成向低压区的质量辐和并产生垂直运动，造成气压场的变化，进一步影响环流及天气的演变。
由于边界层中湍流运动的特性，因此边界层对大气运动的各种形式的波动、锋面、不同的气压系统等均有重要的影响。
总的说，大气边界层在整个大气的演变过程中都起着重要的作用。
另一方面，就边界层本身而言，它本身也发生一些特殊的运动形式，如海陆界面附近的海陆风，地形起伏地区的山谷风等，都是边界层内的气象现象，有些也会产生天气现象，如海陆风辐和引起的局地降水。
强不稳定的对流边界层也可能会触发强对流，引起局地雷暴。
大气边界层在对大气的气象要素进行湍流输送的同时，也对其中的污染物进行着输送和扩散。
污染物从污染源排放出来，通过风、湍流进行着输送、扩散过程，由此造成不同地区的污染。
空气污染气象学可以定量计算污染物的浓度分布与时间演变，需要依据边界层中的湍流状态，因此大气边界层在天然及人为排放的污染物的散布、运动、转化中也是一个关键的区域。
7.常用的平均方法有哪些？
分别怎么得到？
答：
常用的平均方法有：
时间平均、体积平均和总体平均。
（1）时间平均
可以在某一空间点s平台上，安装在测杆或观测塔之类的传感器而得到。
例如，在某一定点的观测可取某一时段内的平均，这种平均常是几十分钟的平均，这样涵盖了大部分各种频段湍涡的贡献。
（2）空间平均
在某一时刻，通过部署一系列包括线、面和体的气象传感器可得到空间平均。
（3）总体平均：
定义：
随机变量在相同条件下重复若干次（很多次）实验后所作的平均。
室内实验可能得到总体平均，通过重复基本试验，总体平均可以减少随机试验误差。
8.试说明基于什么样的困难及合理性有了用平均量方程研究湍流平均态变化的构想。
答：
大气边界层运动是湍流运动，最好的办法就是对上节的瞬时量方程进行积分。
然而湍流量瞬息万变，而湍流运动的尺度范围又非常宽广，要抓住微小尺度的湍流变化，数值积分时格距要很小，时间步长要非常短，即使在计算机运算速度日益增长的今天，靠积分瞬时方程来研究时空变化仍是不可能的，因此就有了用平均量方程研究湍流平均态变化的构想。
这源于雷诺平均的概念，即将瞬时量看成平均量和脉动量的叠加，对瞬时方程进行处理，得到平均量和脉动量的方程。
然后研究平均方程的解，得到平均场的各种性质，这是研究湍流的主要方法。
再说，湍流量是随机变化的，有实际意义的也往往是其平均状态，如平均风速，平均温度等。
9.闭合问题是如何产生的？
如何解决？
答：
在导出描写边界层运动的平均运动的控制方程组时，方程内出现了由湍流脉动量组成的统计量，例如
，
项。
于是，方程所包括的未知量超过了方程的个数，必须要给出
和
项，方程组才能求解。
然而，当建立起有关二阶相关矩
和
方程时，方程中又出现了脉动量的三阶相关矩。
当然可以重复上面推导二阶矩方程的步骤，建立三阶矩的方程式，但在这些方程的右端必然有出现四阶矩。
依此类推，但建立第n阶相关矩方程时，将出现n+1阶相关矩项。
故为使方程闭合可解，必须针对所研究的问题需要，在某阶相关矩方程处截断。
所谓闭合问题实质上是研究在哪阶相关矩处截断以及如何用有关参数来表征方程中出现的更高一阶的相关矩。
这一问题十分重要，因为边界层内运动的湍流性是关键特征，它的变化是引起边界层结构变化的重要因子。
解决方法：
使用一个有限数目的方程组，然后用已知量来近似未知量。
这种闭合近似或闭合假说是通过保留最高阶的预报方程命名的。
常用的闭合方案有：
0阶闭合、1阶闭合、高阶闭合，非局地闭合等。
10.分析考虑近地层气象要素分布规律时，常引入定常、水平均匀的假设的合理性。
答：
考虑近地层气象要素分布规律，常引入定常、水平均匀的假设，即只考虑气象要素随高度的变化，而不考虑气象要素在水平方向和随时间的变化。
（1）关于定常
当然，这样的假设并不是近地层大气都能满足的。
在近地层，由于地表辐射的日变化引起近地面气温和其它气象要素的日变化，并不是定常场，但是在日变化不太激烈的某些时段内，如正午前后或下半夜，可近似作定常场处理。
（2）关于水平均匀
地球表面的物理性质是不均匀的，有海洋有陆地，有沙漠有绿洲，有山谷有平原，有城市有农村，等等，因而受地表影响的近地层大气的物理性质也不是水平均匀的，但是总可以找到比近地层厚度大的多，地形平坦，地表特征在水平方向相对均匀的范围，由此形成的近地层气象要素近似满足水平均匀的条件。
11.气象要素的分布状况，是近地层大气的湍流场各种因子综合作用的结果，主要的作用因子有哪些？
答：
气象要素的分布状况，是近地层大气的湍流场各种因子综合作用的结果。
主要的作用因子有两类：
一类是靠近地表受下垫面机械作用的影响，这与下垫面的几何状态有关，粗糙表面和光滑表面不同，起伏地形与平坦地形不同，同时也与离地面高度有关，即离地面愈远，受地面作用愈小；另一类是受温度层结的影响，不稳定层结有利于湍流的发展，而稳定层结抑制湍流的发展，不同层结对湍流场的作用不同。
前一类通常称为动力因子，由动力因子形成的湍流称动力湍流或机械湍流；后一类称为热力因子，由热力因子形成的湍流称热力湍流。
12.近地层的主要物理特征有哪些？
答：
近地层大气的主要特征：
受地面的动力和热力的强烈影响，气象要素随高度激烈变化，运动尺度小，科氏力可忽略不计，以大气湍流运动为特征，湍流输送占有压倒优势作用，该层中动量、热量和水汽的铅直湍流输送通量几乎不随高度改变，又称常通量层。
13.试推导风速随高度分布的对数律廓线。
答：
Prandtl假设：
在固壁附近湍流混合长与离固壁的距离成正比，即
（3.1）
式中k为karman常数，通常取0.4，l为混合长。
近地层---常值通量，湍流应力
为不随z变化的常数，并有
（3.2）
式中
为摩擦速度，其值表征脉动速度的大小，是大气湍流的一个重要参数，与湍流应力一样，在近地层
也是常数。
由湍流半经验理论有：
（3.3）
Km为湍流动量交换系数，u为近地层风速，取x轴沿风速方向。
根据混合长理论，有
（3.4）
综上：
14.经常用的理查孙数有哪些？
分别介绍之。
答：
常用的有三种理查孙数有：
①通量理查逊数Rf
Rf数定义为热力湍能产生率的负值与机械湍能产生率之比，即
静力不稳定时：
Rf0，表示热力作用增强湍能；
静力中性时：
Rf=0，表示热力湍能产生率为零；
静力稳定时：
Rf0，表示热力作用减弱湍能。
无论如何，Rf的绝对值越大，热力作用越强。
②梯度理查逊数Ri
Rf虽然物理概念清楚，但是其中含有脉动量的协方差（
），直接测量比较困难，应用很不方便。
于是引入用平均风、温度梯度表示的梯度理查逊数Ri。
定义梯度理查逊数Ri
Ri数的好处是可由温度和风速的梯度计算，即只要有温、风的梯度观测，即可算的。
Ri的符号与Rf是一致的，稳定层结均为正值，不稳定层结均为负值，中性时皆为零。
③总体理查逊数Rb
Ri好处是它可以代表某一高度的稳定度，但如果平均风场、温度场的的观测数据精度不高，则由此计算的风、温度梯度，特别是分母的风梯度平方，会引起较大的误差，并且计算中的差分取对数毕竟麻烦，如果取线性差分，便不能代表某一高度，而只能代表z2和z1高度间的总体稳定度状况，这边是总体理查逊数Rb，两个高度中一个常取为地面，设z处与地面处位温差为△θ，因地面风为零，设z处风为u，则0～z间的Rb数：
Rb数由于简单，在实用中也很有用。
15.湍流通量的参数化的实质工作是什么？
答：
根据湍流通量的定义，直接计算需要有湍流脉动资料，如
等，而湍流观测及其资料并非常规气象量，没有专门的观测就很难得到，因此常用气象量将其参数化就成为计算通量的主要方法。
这当中，前面讲过的风、温、湿廓线求通量就成为最主要的方法，因为这些廓线都表示了通量和风、温、湿梯度的关系。
也就是说，应用近地层相似理论，以尽可能少的平均风、温资料，可以确定动量、热量和水汽通量，这就是湍流通量的参数化。
16.解释为什么强稳定时湍涡的尺度与高度无关？
答：
在中性层结，|L|→∞,这时唯一的特征长度就是z，这标志着湍涡的尺度可以达到离地面的高度。
但当层结很稳定度时，有强烈的“恢复力”，湍涡受到很大抑制，湍涡尺度小于中性层结的情况。
当层结稳定度不断增加时，可以预期湍涡尺度完全受层结制约而与高度无关，即无z尺度。
17.解释何为有效中性？
答：
中性层结是非中性层结的一种极限情况，即无量纲高度|z/L|→0的情况。
|z/L|→0有两种可能：
固定高度z，|L|→∞；固定|L|，z→0。
前者表示铅直热通量|H|→0，这就是通常的中性稳度层结；后者表示|L|有一定大小，这时湍流铅直热通量并不为零，但只要高度足够低，z<<|L|,这时的大气状况可以作为中性层结处理，称“有效中性”。
故靠近地面处（例如1m处），风廓线总接近对数律，这为观测所证实。
定性解释：
愈近地面愈接近中性，层结影响（与动力作用比）愈不重要，愈远离地面（仍在近地层范围），层结影响愈重要。
18.什么叫湍强？
给出中性和非中性条件下计算湍强的公式，并说明垂直速度方差与水平速度方差的差异。
包括
与
的差异。
答：
（1）人们常用无量纲化后的标准差，标准差与平均值之比
来表示湍流脉动的相对大小，称为湍流强度，简称为湍流度或湍强。
（2）公式
①中性时，由量纲分析得，风速分布标准差为
的函数，
即：
而中性时，
，则归一化标准差为常数
即：
A，B，C由实验确定。
②非中性时，湍强仍为
的函数，
（3）垂直速度方差与水平速度方差的差异
①垂直速度脉动以“小”涡贡献为主，这些湍涡的直径与离地高度同一量级。
在靠近地面处，这样小的湍涡能很快地适应地形变化。
垂直方向风速方差的特性要比水平方向简单。
②水平脉动主要由“大”的水平湍流组成，它们的典型直径是几百米或更大，它对地形的适应性就慢得多。
即地形对水平速度方差的影响比垂直方向明显，会产生相对于当地地面应力来说较大的方差。
③由于归一化的
是当地切应力所决定的，所以
与观测符合较好。
④
由于
对地形变化的敏感性，当强风流经复杂地形时会出现
偏大的趋势，与此相反，在山顶上或平滑地表下风的粗糙地面上，出现
比通常均匀平坦地形测值偏小的趋势。
19.试述半经验理论和湍流统计理论的关系和各自的特点。
答：
半经验理论，只着重于研究时均湍流的运动规律，没有对脉动结构进行深入的分析。
在涉及到脉动流速的相关矩（即相关函数）时，也只是简单地对脉动规律作了一些假定，以建立湍流应力与时均特征特征量之间的关系，这对掌握剪切湍流的脉动规律和解决许多工程技术的变化规律方面有重要意义。
但它并没有深究这些假定是否符合于湍流脉动的实际情况，在解决湍流的脉动结构及其统计特征值的变化规律方面，现有的半经验理论已显得无能为力。
湍流是在人类生活和生产活动中一些实质现象的最重要的因素之一。
例如污染物质在大气中的扩散稀释以及大工业中心上空空气污染的控制等问题，都需要了解湍流脉动的结构。
为此，近几十年来已非常注意建立一种拉格朗日变数表征的湍流统计理论。
这样，使随机函数相关理论与谱分析得到广泛发展。
又如，气象要素（风速、温度、湿度）的湍流起伏使大气变成一个随机、非均匀介质，这造成声、光和无线电波的独特散射，从而表现为无线电接收系统的噪声、声音的衰减、地面与天体光源的闪烁等现象。
此外，高耸建筑和桥梁的结构的损坏，不仅与强大的平均风速，也与风分量的脉动强度有关系。
以上列举的问题，都需要研究脉动场，或者说需要知道大气湍流结构。
为此，另一理论分支---湍流统计理论也得到了发展。
湍流统计理论采用较严格的统计途径，对湍流的内部结构进行分析，研究各种量的相关矩和谱函数等。
对于理解湍流运动中很多基本性质和概念十分有用，因它力图从微观导出宏观，从而深刻地揭示了微观和宏观之间的内在联系。
然而，由于湍流结构的复杂，统计理论目前尚局限于研究实际上并不存在的理论化的均匀各向同性湍流这一简单情况，还不能为湍流力学提供充分的理论依据。
20.常用的谱图有哪些形式？
答：
谱图有以下形式：
1）.线性-线性表示法：
s（n）~n或F（K1）~K1。
因为
，所以曲线下方的面积与所在频率范围表示的方差成正比。
很容易说明这个频率范围的湍涡对总能量的贡献。
可以清晰地反映出湍能的频率分布情况。
2）.半对数表示法：
nS（n）—lnn
纵坐标为线性，横坐标为对数，画出nS（n）—lnn。
纵坐标用nS（n）是为了使曲线下面的面积仍然等于该频率段的方差。
这样的谱图至少会出现一个极大值，而这个极大值所在位置往往是湍流的典型尺度。
3）.对数—对数表示法：
ln［nS（n）］—lnn
能使各种各样的频率和谱密度显示出来，S（n）与n之间的任何幂律关系也表示为直线，S（n）与n-5/3成正比，但曲线下方的面积不再与能量成正比。
21.湍流达到充分发展状态时，其能谱可分为哪几个区？
答：
边界层中大气湍流的能谱分布大致如下图所示，可以分为三部分：
含能区、惯性区和耗散区。
含能区：
为低频区，它是从大尺度湍涡得到能量而传递给较小尺度湍涡，也是主要的湍能产生区，大部分湍能集中在该区，典型的长度尺度约几米到几千米，对应的时间尺度是几十秒到几十分钟。
在这个区内，谱函数取决于风速、粗糙度和边界层厚度等特征量。
惯性区：
其典型的长度尺度或波长比其离地面的距离小，湍能在含能区产生，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，故名惯性区。
该区内湍流可近似看作是局地各向同性。
耗散区：
随着湍涡尺度的减小，由于受粘滞性的影响愈来愈强，能量损失也不断增大。
该区内湍能逐渐被耗散。
22.分别解释内参数、外参数。
说明以下方程里面的参数哪些是内参数，哪些是外参数？
答：
外参数：
Vg、，与边界层内湍流通量没有直接关系；内参数：
u*、T*，与湍流有关；局地参数：
f、g/T、z0，有时也并入外参数。
（5.1.3）式和（5.1.4）式表明，内外参数之间有对应关系。
或者说，边界层内参数应由外参数决定，即湍流通量应能由外参数如Vg、△θ、z0等决定出来。
因而这就为确定地面通量提供了另一个方法，因为外参数都是易测或易在模式中计算的量，因而这就为确定难以实测的湍流通量提供了一种可能。
当然，它要比前面介绍的近地层风、温求通量的方法精确度要差些。
23.确定边界层高度的方法和途径有哪些？
答
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