1) the physics of flight
飞行的物理过程
2) cloud micro-physics
云的微物理过程
3) Microphysical processes of fog
雾的微物理过程
4) emersion of flight
飞行过程重现
5) flight supporting process
飞行保障过程
1.
The model of flight supporting process was established by Arena.
利用Arena软件建立了航空兵场站飞行保障过程模型。
2.
The vehicle schedule model in flight supporting process is established,and an optimized algorithm of vehicle resource arrangement based on Tabu Search algorithm is proposed.
建立了飞行保障过程中车辆调度模型,设计了基于禁忌搜索(Tabu Search)的车辆资源配置的优化算法。
3.
Finally the UML-ARENA method is verified through the simulation example of a flight supporting process.
通过飞行保障过程的一个仿真实例对该方法的有效性进行了检验。
6) flight support process
飞行保障过程
1.
UML modeling and ARENA simulation of flight support process;
飞行保障过程UML建模与ARENA仿真
2.
Combining with the advantages of Arena and UML, the models of flight support process of Airfield Station were proposed by the means of UML, including class diagrams, state diagrams and activity diagrams.
结合Arena与UML两种工具的优点,利用UML建立了航空兵场站飞行保障过程模型,包括飞行保障过程的类图、状态图和活动图。
3.
Based on discrete event simulation method (DES), the mathematic model of flight support process of Airfield Station was proposed, including single support kind Ack model, the hierarchy model PRi and simulation strategy model PS of the whole flight support process.
运用离散事件仿真(DES)方法建立了航空兵场站飞行保障过程的数学模型,包括单个保障类型Ack模型、和整个飞行保障过程的层次结构模型PRi,以及飞行保障过程仿真策略模型PS。
补充资料：云和降水微物理学
研究云粒子（云滴、冰晶）和降水粒子（雨滴、雪花、霰粒、雹块等）的形成、转化和聚合增长的物理规律的学科。它是云和降水物理学的重要组成部分，又是人工影响天气的理论基础。
大气中的水汽凝结而成的云滴很小，半径大约10微米，浓度为104～106个/升,下降的速度约1厘米/秒，通常比云中上升的气流速度小得多，因而云滴不能落出云底，即使离开云底而下降，也会在不饱和的空气中迅速蒸发而消失。只有当云滴通过各种微物理过程集聚和转化为降水粒子后，才能降落到地面。
成云致雨要经过一系列复杂的微物理过程：湿空气上升膨胀冷却，其中的水汽达到饱和，并在一些吸湿性强的云凝结核（见大气凝结核）上凝结而成初始云滴的凝结核化过程；云中的过冷水滴或水汽,在冰核(见大气冰核)上冻结或凝华以及在-40°C以下自然冻结成初始冰晶胚胎的冰相生成过程;水汽在略高于饱和的条件下,在云滴（冰晶）上进一步凝结（凝华），使云滴(冰晶)长大的凝结增长过程（凝华增长过程）；云内尺度较大的云滴，在下落过程中与较小的云滴碰并而长大的重力碰并过程；冰晶和过冷水滴同时存在时，因为过冷水滴的饱和水汽压比冰面的大，造成过冷水滴逐渐蒸发，而冰晶则由于水汽的凝华而逐渐长大的冰晶过程。降水粒子的尺度大约是云滴的一百倍，但其浓度却仅为云滴的百万分之一（图1）。
凝结核化过程 云滴由于受表面张力作用，通常呈球形。球形纯水滴表面的饱和水汽压，高于平水面的饱和水汽压。以半径为0.01微米的水滴为例，其饱和水汽压超过平水面的12.5％。在没有任何杂质的纯净空气中，初始的云滴只能靠水汽分子随机碰撞而生成。靠分子随机碰撞而产生云滴的可能性随着尺度增大而变小。微小的初始云滴，只有在相对湿度达百分之几百的环境中才不致蒸发。但实际大气的水汽含量很少能够超过饱和值的1％，因此,在没有杂质的纯净空气中是难以直接形成云滴的。事实上,大气中存在着各种凝结核,这为凝结成云滴提供了条件。云凝结核可分成两类：①亲水性物质的大粒子。它不溶于水，但能吸附水汽，在其表面形成一层水膜,相当于一个较大的纯水滴。半径为1微米的亲水核,其饱和水汽压只高于平水面的0.1％。②含有可溶性盐的气溶胶微粒。它能吸收水汽而成为盐溶液滴，属吸湿性核。例如海盐的饱和水溶液，只要环境相对湿度高于78％,就可以凝结长大。随着凝结水量的增加,溶液滴的浓度越来越小，所要求的饱和水汽压也越高。但是，随着凝结水量的增加,溶液滴的尺度也随着增大,所要求的饱和水汽压又随尺度增大而降低。因此，不同浓度和不同尺度的溶液滴要求的饱和水汽压值各不相同(图2),当环境水汽压大于相应的临界值（图中各曲线的峰值）时，溶液滴即可继续增长,随着尺度的增大,溶液滴渐趋纯水滴，这时溶液滴的饱和水汽压也转而下降。一个含10-15克食盐的微粒,只要环境的相对湿度略大于100％，即可成为凝结核而生成云滴。
冰相生成过程 在没有杂质(冰核)的过冷水中，冰相的生成（水由气态或液态转化为固态）是由水分子自发聚集而向冰状结构转化的过程。聚集在一起的水分子簇,由于分子热运动起伏（脉动）的结果,不断形成和消失。分子簇出现的概率随温度的降低而增大。当分子簇的大小超过某临界值时，就能继续增大而形成初始冰晶胚胎。直径为几微米的纯净水滴,只有在温度低于-40°C时才会自发冻结;但当过冷水中存在杂质(冰核)时,在杂质表面力场的作用下，分子簇更容易形成冰晶胚胎。自然云中冰晶的生成，主要依赖于杂质(冰核)的存在。在-20°C时，每升空气中约有一个冰核,仅为同体积中云凝结核浓度的几十万分之一。因此云中冰晶的浓度，一般远远小于水滴的浓度。
凝结增长过程 云中空气上升而膨胀冷却时，水汽不断凝结。在凝结过程中,云滴半径的增长速度和云中水汽的过饱和度成正比,与云滴本身的大小成反比。所以在确定的水汽条件下，云滴凝结增长越来越慢。在0.05％的过饱和条件下,一个由质量为10-13克食盐生成的初始云滴，从半径为0.75微米开始,增长到1微米时需要0.15秒的时间，增长到10微米时需30分钟，而增长到30微米时,就需要4小时以上的时间。虽然水汽在少数大吸湿核上凝结之后，可产生大的云滴，但如果要它继续增长到半径为100微米的毛毛雨(下落速度约为70厘米/秒)，就需要更长的时间，而积云本身的生命大约只有1小时,故在上述情况下不可能形成雨滴；在层状云中，气流上升的速度，只有几厘米每秒，当大云滴在不断下落的过程中，还来不及长成雨滴，就会越出云底而蒸发掉。总之，在实际大气中，单靠水汽凝结是不能产生雨滴的。
碰并增长和暖云降水机制 云滴相互接近时，发生碰撞并合而形成更大云滴的现象，称为云滴碰并增长。在重力场中下降的云滴，半径大的速度较快，可赶上小云滴而发生碰撞并合，这称为重力碰并。但半径不同的云滴相互接近时，由于小滴会随着被大滴排开的空气流绕过大滴,所以在大滴下落的路途中,只有一部分小滴能和大滴相碰（图3）。相碰的云滴,也只有一部分能够合并,其他则反弹开来。碰并的比例称为碰并系数,其数值由大小云滴的半径所决定,通常都小于 1。半径小于20微米的大云滴对小云滴的碰并系数很小。大云滴穿过小云滴组成的云体时，其半径在碰并过程中的增长率与碰并系数、大小云滴之间的相对速度和小滴的含水量都成正比。大云滴的半径越大，碰并增长得越快。在理论上，假设大云滴在云体中和小云滴连续均匀地碰并而长大，计算其平均结果得出：半径为30微米的大云滴,穿行于含水量为1克/米3、由半径为10微米的小云滴组成的云体中时，只要六分半钟就能长大到40微米,在20分钟之内就能长大到100微米。在实际大气中，云滴间的碰撞是一种随机过程。云中一部分大云滴碰并小云滴的机会比平均结果大，所以长得特别快；而其他云滴的碰并速度，则比平均结果慢。由于雨滴的浓度只有大云滴的千分之一左右，所以只需要考虑那些长得最快的少数大云滴长成雨滴的过程。用这样的概念建立起来的随机碰并增长理论，所得到的雨滴生成时间，比连续增长的时间大大缩短，这与实际情况更加接近。
此外，气流的湍流混合作用和云滴在电场作用下的相互吸引，也能使云滴相互接近而发生碰并。一般认为这两种机制，主要是对小云滴的增长起作用。
由液态水构成的云体，若有足够的厚度、足够的上升气流速度和液态含水量，其中的大云滴就可以在碰并过程中长大为雨滴。这种过程称为暖云降水过程。
半径大于 3毫米的雨滴，在下降过程中会严重变形，有时会破裂成若干小雨滴；在大小雨滴相互碰并的过程中，有时也会分离出一些较小的雨滴，这些情况，统称为雨滴的破碎过程。这种由小雨滴在云中反复经历了上升、增长、下落和再破碎的过程之后，在一定条件下迅速形成大量的雨滴，称为朗缪尔连锁反应。
冰晶过程和冷云降水机制 在同一零下温度时，冰面的饱和水汽压比水面的小(图4),故相对于水面饱和的环境水汽压而言，冰面的水汽压就是过饱和的，所以在温度低于0°C的过冷云中，一旦出现冰晶， 就可以迅速凝华增长。T.H.P.伯杰龙根据这个道理，于1933年提出了降水粒子的生成机制。他认为：在低于0°C的云中,有大量的过冷水滴存在，冰晶的出现，就破坏了云中相态结构的稳定状态；云中水汽压处于冰面和水面饱和值之间，水汽在冰面上不断凝华的同时，水滴却不断蒸发；冰晶通过水汽的凝华，可迅速长大而成雪晶。这样，水分从大量的过冷水滴中不断转移到少数冰晶上去，终于形成了降水粒子。这即为冰晶过程，又称伯杰龙过程。
过冷水滴一方面蒸发，水汽向冰晶转移，使冰晶长大;一方面又和雪晶碰撞而冻结,使雪晶进一步长大。如果参加碰撞而冻结的过冷水滴很多，雪晶就会转化为球状的霰粒。雪晶还可能在运动中相互粘连成雪团而下降。这些固体降水粒子，在落到地面之前未融化者，就是雪、霰等固体降水；落到温度高于 0°C的暖区时，就会融化，成雨滴。
冰晶浓度在很多场合下高于环境的冰核浓度，这说明参与冰晶过程的冰晶,不仅从冰核作用过程中生成,而且当雪晶等固体降水粒子在-5°C左右和直径大于24微米的过冷水滴碰撞冻结时，或者当松脆的枝状冰晶碎裂时，都可能产生一些碎冰粒。这种产生次生冰晶的过程，称为冰晶繁生。
自然云的降水过程 在中纬度地区，形成大范围持续降水的层状云，往往比较深厚，云顶常在 0°C层以上，因而云体的上部温度较低，有大量冰核活化，这是产生冰晶的源地。冰晶长大之后降到云体中部，那里有大量的过冷水滴，可通过冰晶过程将水分供给冰晶，使冰晶继续生长。故一般称这种云的上部为播种云，中部为供应云。在这种过程中长大的雪晶和雪团，落入下部 0°C以上的暖云中，就融化成为雨滴。在雷达荧光屏上，常可观测到显示这种融化过程的亮带（见气象雷达回波）。
对流云中的上升气流很强，含水量大,云体深厚,有利于碰并增长形成降水粒子。云下部的大云滴被上升气流带到上部，碰并长大之后，开始下降，在下降的过程中，又进一步碰并而迅速长成雨滴。
积雨云的云顶伸展得很高，温度很低，在云的中上部可通过冰晶过程生成雪团或霰。它们在落入暖层之后，融化并进一步碰并成为雨滴而落下。在对流极为旺盛的积雨云中，霰粒和冻结的雨滴（称冻滴）在上升气流很强、含水量很大的过冷区中穿行时，依其碰并过冷水滴的多寡、释放潜热的快慢，而生成透明与不透明层次相间的冰块，称为雹。如果雹块足够大，通过暖区时就不一定完全融化，落到地面即为降雹。
热带和亚热带的对流暖云（如浓积云），可通过云滴间的碰并增长而产生阵雨。温带对流云，尽管云顶发展到出现冰晶的高度，但有时也可以在云的下部暖区中，就通过碰并过程产生降雨。
对于云和降水粒子形成、增长和转化的规律的认识，主要是从理论研究和可控条件下的实验中得到的。实际上，自然云的环境和相应的微物理进程十分复杂，加上观测方面的困难，对它们的认识还很粗浅。因此云和降水微物理学的发展方向，主要是探测和研究以自然云为宏观背景的粒子群体的演变规律。
参考书目
B.J.梅森著，中国科学院大气物理研究所译：《云物理学》，科学出版社，北京，1978。（B.J.Mason，The Physics of Clouds， Oxford Univ.Press， London，1971.)
H.R.Pruppacher,J.D.Klett,Microphysics of Clouds andPrecipitation，D.Reidel Publ.，Dordrecht，Holland，1978.
大气中的水汽凝结而成的云滴很小，半径大约10微米，浓度为104～106个/升,下降的速度约1厘米/秒，通常比云中上升的气流速度小得多，因而云滴不能落出云底，即使离开云底而下降，也会在不饱和的空气中迅速蒸发而消失。只有当云滴通过各种微物理过程集聚和转化为降水粒子后，才能降落到地面。
成云致雨要经过一系列复杂的微物理过程：湿空气上升膨胀冷却，其中的水汽达到饱和，并在一些吸湿性强的云凝结核（见大气凝结核）上凝结而成初始云滴的凝结核化过程；云中的过冷水滴或水汽,在冰核(见大气冰核)上冻结或凝华以及在-40°C以下自然冻结成初始冰晶胚胎的冰相生成过程;水汽在略高于饱和的条件下,在云滴（冰晶）上进一步凝结（凝华），使云滴(冰晶)长大的凝结增长过程（凝华增长过程）；云内尺度较大的云滴，在下落过程中与较小的云滴碰并而长大的重力碰并过程；冰晶和过冷水滴同时存在时，因为过冷水滴的饱和水汽压比冰面的大，造成过冷水滴逐渐蒸发，而冰晶则由于水汽的凝华而逐渐长大的冰晶过程。降水粒子的尺度大约是云滴的一百倍，但其浓度却仅为云滴的百万分之一（图1）。
凝结核化过程 云滴由于受表面张力作用，通常呈球形。球形纯水滴表面的饱和水汽压，高于平水面的饱和水汽压。以半径为0.01微米的水滴为例，其饱和水汽压超过平水面的12.5％。在没有任何杂质的纯净空气中，初始的云滴只能靠水汽分子随机碰撞而生成。靠分子随机碰撞而产生云滴的可能性随着尺度增大而变小。微小的初始云滴，只有在相对湿度达百分之几百的环境中才不致蒸发。但实际大气的水汽含量很少能够超过饱和值的1％，因此,在没有杂质的纯净空气中是难以直接形成云滴的。事实上,大气中存在着各种凝结核,这为凝结成云滴提供了条件。云凝结核可分成两类：①亲水性物质的大粒子。它不溶于水，但能吸附水汽，在其表面形成一层水膜,相当于一个较大的纯水滴。半径为1微米的亲水核,其饱和水汽压只高于平水面的0.1％。②含有可溶性盐的气溶胶微粒。它能吸收水汽而成为盐溶液滴，属吸湿性核。例如海盐的饱和水溶液，只要环境相对湿度高于78％,就可以凝结长大。随着凝结水量的增加,溶液滴的浓度越来越小，所要求的饱和水汽压也越高。但是，随着凝结水量的增加,溶液滴的尺度也随着增大,所要求的饱和水汽压又随尺度增大而降低。因此，不同浓度和不同尺度的溶液滴要求的饱和水汽压值各不相同(图2),当环境水汽压大于相应的临界值（图中各曲线的峰值）时，溶液滴即可继续增长,随着尺度的增大,溶液滴渐趋纯水滴，这时溶液滴的饱和水汽压也转而下降。一个含10-15克食盐的微粒,只要环境的相对湿度略大于100％，即可成为凝结核而生成云滴。
冰相生成过程 在没有杂质(冰核)的过冷水中，冰相的生成（水由气态或液态转化为固态）是由水分子自发聚集而向冰状结构转化的过程。聚集在一起的水分子簇,由于分子热运动起伏（脉动）的结果,不断形成和消失。分子簇出现的概率随温度的降低而增大。当分子簇的大小超过某临界值时，就能继续增大而形成初始冰晶胚胎。直径为几微米的纯净水滴,只有在温度低于-40°C时才会自发冻结;但当过冷水中存在杂质(冰核)时,在杂质表面力场的作用下，分子簇更容易形成冰晶胚胎。自然云中冰晶的生成，主要依赖于杂质(冰核)的存在。在-20°C时，每升空气中约有一个冰核,仅为同体积中云凝结核浓度的几十万分之一。因此云中冰晶的浓度，一般远远小于水滴的浓度。
凝结增长过程 云中空气上升而膨胀冷却时，水汽不断凝结。在凝结过程中,云滴半径的增长速度和云中水汽的过饱和度成正比,与云滴本身的大小成反比。所以在确定的水汽条件下，云滴凝结增长越来越慢。在0.05％的过饱和条件下,一个由质量为10-13克食盐生成的初始云滴，从半径为0.75微米开始,增长到1微米时需要0.15秒的时间，增长到10微米时需30分钟，而增长到30微米时,就需要4小时以上的时间。虽然水汽在少数大吸湿核上凝结之后，可产生大的云滴，但如果要它继续增长到半径为100微米的毛毛雨(下落速度约为70厘米/秒)，就需要更长的时间，而积云本身的生命大约只有1小时,故在上述情况下不可能形成雨滴；在层状云中，气流上升的速度，只有几厘米每秒，当大云滴在不断下落的过程中，还来不及长成雨滴，就会越出云底而蒸发掉。总之，在实际大气中，单靠水汽凝结是不能产生雨滴的。
碰并增长和暖云降水机制 云滴相互接近时，发生碰撞并合而形成更大云滴的现象，称为云滴碰并增长。在重力场中下降的云滴，半径大的速度较快，可赶上小云滴而发生碰撞并合，这称为重力碰并。但半径不同的云滴相互接近时，由于小滴会随着被大滴排开的空气流绕过大滴,所以在大滴下落的路途中,只有一部分小滴能和大滴相碰（图3）。相碰的云滴,也只有一部分能够合并,其他则反弹开来。碰并的比例称为碰并系数,其数值由大小云滴的半径所决定,通常都小于 1。半径小于20微米的大云滴对小云滴的碰并系数很小。大云滴穿过小云滴组成的云体时，其半径在碰并过程中的增长率与碰并系数、大小云滴之间的相对速度和小滴的含水量都成正比。大云滴的半径越大，碰并增长得越快。在理论上，假设大云滴在云体中和小云滴连续均匀地碰并而长大，计算其平均结果得出：半径为30微米的大云滴,穿行于含水量为1克/米3、由半径为10微米的小云滴组成的云体中时，只要六分半钟就能长大到40微米,在20分钟之内就能长大到100微米。在实际大气中，云滴间的碰撞是一种随机过程。云中一部分大云滴碰并小云滴的机会比平均结果大，所以长得特别快；而其他云滴的碰并速度，则比平均结果慢。由于雨滴的浓度只有大云滴的千分之一左右，所以只需要考虑那些长得最快的少数大云滴长成雨滴的过程。用这样的概念建立起来的随机碰并增长理论，所得到的雨滴生成时间，比连续增长的时间大大缩短，这与实际情况更加接近。
此外，气流的湍流混合作用和云滴在电场作用下的相互吸引，也能使云滴相互接近而发生碰并。一般认为这两种机制，主要是对小云滴的增长起作用。
由液态水构成的云体，若有足够的厚度、足够的上升气流速度和液态含水量，其中的大云滴就可以在碰并过程中长大为雨滴。这种过程称为暖云降水过程。
半径大于 3毫米的雨滴，在下降过程中会严重变形，有时会破裂成若干小雨滴；在大小雨滴相互碰并的过程中，有时也会分离出一些较小的雨滴，这些情况，统称为雨滴的破碎过程。这种由小雨滴在云中反复经历了上升、增长、下落和再破碎的过程之后，在一定条件下迅速形成大量的雨滴，称为朗缪尔连锁反应。
冰晶过程和冷云降水机制 在同一零下温度时，冰面的饱和水汽压比水面的小(图4),故相对于水面饱和的环境水汽压而言，冰面的水汽压就是过饱和的，所以在温度低于0°C的过冷云中，一旦出现冰晶， 就可以迅速凝华增长。T.H.P.伯杰龙根据这个道理，于1933年提出了降水粒子的生成机制。他认为：在低于0°C的云中,有大量的过冷水滴存在，冰晶的出现，就破坏了云中相态结构的稳定状态；云中水汽压处于冰面和水面饱和值之间，水汽在冰面上不断凝华的同时，水滴却不断蒸发；冰晶通过水汽的凝华，可迅速长大而成雪晶。这样，水分从大量的过冷水滴中不断转移到少数冰晶上去，终于形成了降水粒子。这即为冰晶过程，又称伯杰龙过程。
过冷水滴一方面蒸发，水汽向冰晶转移，使冰晶长大;一方面又和雪晶碰撞而冻结,使雪晶进一步长大。如果参加碰撞而冻结的过冷水滴很多，雪晶就会转化为球状的霰粒。雪晶还可能在运动中相互粘连成雪团而下降。这些固体降水粒子，在落到地面之前未融化者，就是雪、霰等固体降水；落到温度高于 0°C的暖区时，就会融化，成雨滴。
冰晶浓度在很多场合下高于环境的冰核浓度，这说明参与冰晶过程的冰晶,不仅从冰核作用过程中生成,而且当雪晶等固体降水粒子在-5°C左右和直径大于24微米的过冷水滴碰撞冻结时，或者当松脆的枝状冰晶碎裂时，都可能产生一些碎冰粒。这种产生次生冰晶的过程，称为冰晶繁生。
自然云的降水过程 在中纬度地区，形成大范围持续降水的层状云，往往比较深厚，云顶常在 0°C层以上，因而云体的上部温度较低，有大量冰核活化，这是产生冰晶的源地。冰晶长大之后降到云体中部，那里有大量的过冷水滴，可通过冰晶过程将水分供给冰晶，使冰晶继续生长。故一般称这种云的上部为播种云，中部为供应云。在这种过程中长大的雪晶和雪团，落入下部 0°C以上的暖云中，就融化成为雨滴。在雷达荧光屏上，常可观测到显示这种融化过程的亮带（见气象雷达回波）。
对流云中的上升气流很强，含水量大,云体深厚,有利于碰并增长形成降水粒子。云下部的大云滴被上升气流带到上部，碰并长大之后，开始下降，在下降的过程中，又进一步碰并而迅速长成雨滴。
积雨云的云顶伸展得很高，温度很低，在云的中上部可通过冰晶过程生成雪团或霰。它们在落入暖层之后，融化并进一步碰并成为雨滴而落下。在对流极为旺盛的积雨云中，霰粒和冻结的雨滴（称冻滴）在上升气流很强、含水量很大的过冷区中穿行时，依其碰并过冷水滴的多寡、释放潜热的快慢，而生成透明与不透明层次相间的冰块，称为雹。如果雹块足够大，通过暖区时就不一定完全融化，落到地面即为降雹。
热带和亚热带的对流暖云（如浓积云），可通过云滴间的碰并增长而产生阵雨。温带对流云，尽管云顶发展到出现冰晶的高度，但有时也可以在云的下部暖区中，就通过碰并过程产生降雨。
对于云和降水粒子形成、增长和转化的规律的认识，主要是从理论研究和可控条件下的实验中得到的。实际上，自然云的环境和相应的微物理进程十分复杂，加上观测方面的困难，对它们的认识还很粗浅。因此云和降水微物理学的发展方向，主要是探测和研究以自然云为宏观背景的粒子群体的演变规律。
参考书目
B.J.梅森著，中国科学院大气物理研究所译：《云物理学》，科学出版社，北京，1978。（B.J.Mason，The Physics of Clouds， Oxford Univ.Press， London，1971.)
H.R.Pruppacher,J.D.Klett,Microphysics of Clouds andPrecipitation，D.Reidel Publ.，Dordrecht，Holland，1978.
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
参考词条