1) Environmental stratification
环境层结
2) Inner-environment
内层环境
1.
Inner-environment of Professional Practice for Pharmacy Students;
药学生职业实践的内层环境
4) Canopy environment
冠层环境
5) stratum environmental
地层环境
1.
According to the realistic model which is being simplified, the stare space model of stratum environmental temperature control system has been founded in this paper.
本文根据实际的简化模型,建立了地层环境温度控制系统状态空间模型,在此基础上提出了基于开关量的多变量约束预测控制算法并将其应用到地层环境温度控制系统中,实际应用表明显示出了该算法的优良性能。
6) top level environment
顶层环境
补充资料：海洋层结
海水的密度、温度、盐度等热力学状态参数随深度分布的层次结构，通常尤指铅直尺度不小于常规海洋学观测层次间距的层次结构。
海洋是处于旋转地球上受重力作用的广袤的含盐水体。在海面受太阳辐射的不均匀加热，以及不同气候带的大气的动力学和热力学作用下，各海区海水的温度、盐度和密度都有显著的差异，但其铅直分布却呈现出某种有规律的宏观层次结构。观测表明，被太阳辐射加热的海洋上层，温度较高，密度较小，导致海水的温度随深度而下降，密度随深度而增加的特性；而重力的作用，则使状态参数具有这种分布的海水，处于流体静力学平衡的稳定状态。在海洋的表层，由于风和波浪的搅拌作用,形成了一个基本均质的水层，其厚度仅约100米。这一水层，通常称为风混合层或上混合层。在此水层之下，则有一个厚约1000～1500米的过渡层，其中温度、盐度和密度随深度的分布，一般不是渐变的，而是具有一个很大的阶跃,有时呈现为一系列的阶跃。这样的水层,通常称为跃层，或更确切地分别称为温度跃层、盐度跃层和密度跃层。在跃层之下更深的水层中，温度、盐度和密度的铅直分布，几乎处于均匀状态。这一水层，称为深层或下均匀层。（见图）
度量海水层结的一个最常用的特征参数是浮力频率N(z)，即在稳定层结的流体中，受扰动的流体在浮力作用下，相对于平衡位置作上下振荡的固有频率。
式中g为重力加速度；ρ为海水密度；z为铅直坐标,原点和海面重合，以向上为正；(dρ/dz)A表示海水作垂直位移的绝热密度梯度。当N2(z)>0,即(dρ/dz)<(dρ/dz)A时,层结是稳定的；当N2(z)=0，即(dρ/dz)=(dρ/dz)A时,层结是中性稳定的；当N2(z)<0,即(dρ/dz)>(dρ/dz)A时，层结是不稳定的。
在海洋学上，通常还引入若干便于计算的 N2（z）的表达式。例如，按声速的定义和流体静力学平衡条件dp/dz=-gρ（p表示压强），有
(dρ/dz)A=(дρ/дp)A(dρ/dz)=-gρ/c2
式中c表示海水中的声速。准此，
在海洋的上层和中层，除了密度近似均匀的上混合层以外，上式右方的第一项远大于第二项，而稳定层结条件便简化为dρ/dz<0。
其次，利?煤Ｋ刺匠?ρ=ρ(T，p，S)可以导出
式中T为温度；S为盐度；cp和cV分别表示海水的定压比热容和定容比热容。对于温度和盐度的铅直梯度都很小的上混合层和深度大于3000～3500米的深层来说，按上式计算N2(z)是很方便的。反之,对于dT/dz和dS/dz较大的水层来说，上式第2项可以忽略不计，于是
式中σt=[ρ(T，pa，S)-1]×103为海水的条件密度，pa表示一个大气压。
此外，如引入海水的绝热温度梯度Γ，则可将N2(z)表示为
式中α=-(1/ρ)(дρ/дT)p,s，即海水在压力为p，盐度为S时的热胀系数,对于海水来说,一般地有gρΓ埄10-4°C/m，并且α>0。故当盐度梯度不很大时,层结稳定性条件实际上便归结为dT/dz>0。
观测结果表明，在海洋上混合层和深层，N 值最小，其量级为10-3～10-4秒-1(相应的周期为1.7～17小时)；在跃层处,N值最大，其量级为10-2秒-1（相应的周期约为10分钟）。据G.加勒特和W.H.蒙克在1972年发表的研究结果，在大洋中，除了高纬度海区、赤道海区和西部边界流海区外，上混合层以下的N(z)分布可表示为
N(z)=N(-200)exp[(z +200)/1300]，z ≤-200m
式中N(-200)一般可取为5.23×10-3秒-1。
海水稳定层结的一个重要后果是抑制铅直方向的运动,而这个约束却有助于发展准水平的大尺度运动。由于海洋中的大尺度运动是显著地受地球自转影响的，因此在稳定层结海洋中大尺度的流速场和密度场之间，存在着密切的关系，这种关系就是海流动力学计算中的"地转关系"。
海水密度稳定层结的上述效应，通常采用下列两个无量纲数来度量：
① 理查孙数
Ri=N2/(дu/дz)2
式中u表示水平流速,有关稳定层结流体中的剪流稳定性的实验表明，当Ri>1/4时，浮力效应足以抑制由流速铅直梯度所造成的动力学不稳定性；反之，当Ri≤1/4时，将出现剪切不稳定性，使铅直方向上的运动和湍流得以发展。对于海洋中的大尺度运动来说，除了近乎均匀的上混合层和近底摩擦层以外，Ri的数值一般介于 104～105之间,因此，可以认为海洋中的大尺度运动总是重力稳定的。
② 伯格数
式中H和L分别表示运动的特征铅直尺度和特征水平尺度；嚻表示N(z)在特征铅直尺度上的平均值；f为地转参数， 即地转角速度矢量的局地铅直分量；长度尺度LR=嚻H/f，称为内罗斯比变形半径。对于海洋中的准水平大尺度运动和相应的密度场来说，一般地可取 N 2埄 10-3 秒-1，H 埄(4～5)103米，L埄 103米，f 埄10-2秒-1（中纬度海区），从而可得Bu 的量级1，这表明层结效应是重要的；然而,对于水平尺度更大的运动来说，则有Bu<<1，在这种情况下，层结效应退居次要地位。
参考书目
O.M.Phillips，The Dynamics of the Upper Ocean，2nded.，Cambridge Univ.Press，Cambridge，1977.
J.S. Turner，Buoyancy Effects in Fluids，Cambridge Univ. Press，Cambridge，1973.
海洋是处于旋转地球上受重力作用的广袤的含盐水体。在海面受太阳辐射的不均匀加热，以及不同气候带的大气的动力学和热力学作用下，各海区海水的温度、盐度和密度都有显著的差异，但其铅直分布却呈现出某种有规律的宏观层次结构。观测表明，被太阳辐射加热的海洋上层，温度较高，密度较小，导致海水的温度随深度而下降，密度随深度而增加的特性；而重力的作用，则使状态参数具有这种分布的海水，处于流体静力学平衡的稳定状态。在海洋的表层，由于风和波浪的搅拌作用,形成了一个基本均质的水层，其厚度仅约100米。这一水层，通常称为风混合层或上混合层。在此水层之下，则有一个厚约1000～1500米的过渡层，其中温度、盐度和密度随深度的分布，一般不是渐变的，而是具有一个很大的阶跃,有时呈现为一系列的阶跃。这样的水层,通常称为跃层，或更确切地分别称为温度跃层、盐度跃层和密度跃层。在跃层之下更深的水层中，温度、盐度和密度的铅直分布，几乎处于均匀状态。这一水层，称为深层或下均匀层。（见图）
度量海水层结的一个最常用的特征参数是浮力频率N(z)，即在稳定层结的流体中，受扰动的流体在浮力作用下，相对于平衡位置作上下振荡的固有频率。
式中g为重力加速度；ρ为海水密度；z为铅直坐标,原点和海面重合，以向上为正；(dρ/dz)A表示海水作垂直位移的绝热密度梯度。当N2(z)>0,即(dρ/dz)<(dρ/dz)A时,层结是稳定的；当N2(z)=0，即(dρ/dz)=(dρ/dz)A时,层结是中性稳定的；当N2(z)<0,即(dρ/dz)>(dρ/dz)A时，层结是不稳定的。
在海洋学上，通常还引入若干便于计算的 N2（z）的表达式。例如，按声速的定义和流体静力学平衡条件dp/dz=-gρ（p表示压强），有
(dρ/dz)A=(дρ/дp)A(dρ/dz)=-gρ/c2
式中c表示海水中的声速。准此，
在海洋的上层和中层，除了密度近似均匀的上混合层以外，上式右方的第一项远大于第二项，而稳定层结条件便简化为dρ/dz<0。
其次，利?煤Ｋ刺匠?ρ=ρ(T，p，S)可以导出
式中T为温度；S为盐度；cp和cV分别表示海水的定压比热容和定容比热容。对于温度和盐度的铅直梯度都很小的上混合层和深度大于3000～3500米的深层来说，按上式计算N2(z)是很方便的。反之,对于dT/dz和dS/dz较大的水层来说，上式第2项可以忽略不计，于是
式中σt=[ρ(T，pa，S)-1]×103为海水的条件密度，pa表示一个大气压。
此外，如引入海水的绝热温度梯度Γ，则可将N2(z)表示为
式中α=-(1/ρ)(дρ/дT)p,s，即海水在压力为p，盐度为S时的热胀系数,对于海水来说,一般地有gρΓ埄10-4°C/m，并且α>0。故当盐度梯度不很大时,层结稳定性条件实际上便归结为dT/dz>0。
观测结果表明，在海洋上混合层和深层，N 值最小，其量级为10-3～10-4秒-1(相应的周期为1.7～17小时)；在跃层处,N值最大，其量级为10-2秒-1（相应的周期约为10分钟）。据G.加勒特和W.H.蒙克在1972年发表的研究结果，在大洋中，除了高纬度海区、赤道海区和西部边界流海区外，上混合层以下的N(z)分布可表示为
N(z)=N(-200)exp[(z +200)/1300]，z ≤-200m
式中N(-200)一般可取为5.23×10-3秒-1。
海水稳定层结的一个重要后果是抑制铅直方向的运动,而这个约束却有助于发展准水平的大尺度运动。由于海洋中的大尺度运动是显著地受地球自转影响的，因此在稳定层结海洋中大尺度的流速场和密度场之间，存在着密切的关系，这种关系就是海流动力学计算中的"地转关系"。
海水密度稳定层结的上述效应，通常采用下列两个无量纲数来度量：
① 理查孙数
Ri=N2/(дu/дz)2
式中u表示水平流速,有关稳定层结流体中的剪流稳定性的实验表明，当Ri>1/4时，浮力效应足以抑制由流速铅直梯度所造成的动力学不稳定性；反之，当Ri≤1/4时，将出现剪切不稳定性，使铅直方向上的运动和湍流得以发展。对于海洋中的大尺度运动来说，除了近乎均匀的上混合层和近底摩擦层以外，Ri的数值一般介于 104～105之间,因此，可以认为海洋中的大尺度运动总是重力稳定的。
② 伯格数
式中H和L分别表示运动的特征铅直尺度和特征水平尺度；嚻表示N(z)在特征铅直尺度上的平均值；f为地转参数， 即地转角速度矢量的局地铅直分量；长度尺度LR=嚻H/f，称为内罗斯比变形半径。对于海洋中的准水平大尺度运动和相应的密度场来说，一般地可取 N 2埄 10-3 秒-1，H 埄(4～5)103米，L埄 103米，f 埄10-2秒-1（中纬度海区），从而可得Bu 的量级1，这表明层结效应是重要的；然而,对于水平尺度更大的运动来说，则有Bu<<1，在这种情况下，层结效应退居次要地位。
参考书目
O.M.Phillips，The Dynamics of the Upper Ocean，2nded.，Cambridge Univ.Press，Cambridge，1977.
J.S. Turner，Buoyancy Effects in Fluids，Cambridge Univ. Press，Cambridge，1973.
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
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