大气稳定度特征分析

通常所说的大气稳定度（air stability)是指边界层内大气物理性质垂直混合和扩散的速度。越稳定的大气其物理性质垂直扩散越慢，即边界层内不同高度大气的物理性质差别越大。相反，越不稳定的大气其物理性质垂直扩散速度越快，边界层内的大气物理性质分布越均匀。

同一地点同一时刻，大气的垂直温度分布可以是随海拔升高而快速降低，也可以是随海拔升高而升高，也可以是处在两者之间的任意状态。温度随海拔升高而升高并不常见，因此被称作逆温现象或逆温层。现在假设把一个气团分别在-10K/km、-15K/km和5K/km的周围环境温度梯度下垂直位移，且该过程为绝热的，如图10-9所示。

图10-9 三种把气团垂直位移的情况，左侧为中性，中间为不稳定，右侧为稳定。原点代表气团。直线斜率代表温度梯度。实线箭头代表位移，虚线箭头代表浮力方向

（1)中性大气边界层

第一种情况下，如图10-9（左)，气团温度降低的幅度与周围环境温度降低的幅度正好相同，因为气压可以瞬间调节，气团的密度与周围环境的密度始终相同。此时没有力会产生，而环境温度梯度为绝热温度梯度-10K/km，称作中性大气稳定。

此时可以把气团想象成放在水平面上的铁球。在水平面上移动铁球后，铁球仍然静止不动，因为没有力对其施加加速度，因此系统是中性的。

中性边界层中唯一或主要的湍流能量产生机制是剪切作用，与之有关的风剪切和表面应力，而浮力作用极小，所以它一般出现在有浓厚云层的大风天气条件下。在清晨和黄昏不稳定边界层与稳定边界层的转换期，因具有较强的非定常，很难定义为中性大气边界层。从某种意义上说，典型的中性大气边界层是不容易观测到的。但因中性大气层在理论上比较简单，又能通过它了解大气边界层的共性，所以仍是研究边界层物理的基础。

（2)不稳定大气边界层

第二种情况下，如图10-9（中)，被抬升的气团温度会高于周围环境温度。此时浮力将使气团垂直向上加速运动。垂直位移越大，浮力越大，而加速度也越大。例如，太阳炙烤下的停车场会把气团加热到超过周围环境的温度，产生起始的扰动。气团变轻而开始加速上升，从平衡点的起始位移因此将被加强，而不能在该点重新建立平衡，即是不稳定的。当环境温度梯度小于绝热温度梯度时（绝对值大于绝热温度梯度)称为不稳定大气。此时可以把气团想象成放在斜面上的铁球。即使是铁球开始是处于静止状态，如果施加一定位移，则位移会自然地增加，因为有向下的合力，因为系统是不稳定的。

由于地面加热而触发的对流热泡是不稳定大气边界层湍流的原动力，它们的上升和下沉决定了边界层动力学结构的基本面貌，因此不稳定大气边界层常称为对流边界层（Convec-tive Boundary Layer，CBL)。而大尺度强湍流的驱动，使其具有垂直方向的强烈混合，因此通常又称为混合层（Mixed Layer，ML)。

不稳定大气边界层与中性大气边界层不同，前者的发展不是依赖于较强的风切变形成的原动力，而是在近地层保持一定的虚位温递减率形成的热力驱动。地面输送的感热通量是热力驱动湍流能量的来源。(www.xing528.com)

各种气象要素除了在近地面存在明显梯度外，由于强烈的混合作用，不稳定大气边界层的主体部分各种气象要素的梯度都很小。在中等以上不稳定时，温度和风随高度接近均匀分布，湍流通量随高度近似线性变化。

对流热泡在不稳定大气边界层的上升冲击，引发自由大气空气团向下卷入边界层，形成了所谓的卷夹层，卷夹层以上是无湍流或很弱湍流的自由大气。对流热泡的尺度大、寿命长、携带的湍流能量也大，由于对流热泡破碎产生的各次级湍流涡旋也异常活跃，导致对流边界层各气象属性的垂直分布比较均匀，具有整体的空间结构以及较强的时间相关性。

（3)稳定大气边界层

第三种情况被抬升的气团温度将低于周围环境温度，浮力方向向下，将试图把气团移回原来的高度。因为这种情况下，气团总是回到起始高度，因此对于起始的扰动是稳定的。因此可以把边界层内位温随着高度增加而升高，定义为稳定大气边界层（Stable Boundary Lay-er，SBL)。此时可以把气团想象成放在凹槽内的铁球，铁球会停在中间的平衡点。施加位移打破平衡后，铁球最终仍会回到平衡点，因为系统是稳定的。

稳定大气是地表冷却的结果。冷却可由能量辐射损失产生。例如，当向外发射的辐射流大于吸收的太阳辐射流时，也就是晚上。由于地表附近空气被冷却而产生稳定大气的另一个例子是暖空气在温度较低的地表流动，通过热交换和辐射使大气的温度逐渐降低而趋于稳定。这种情况多发生在海上，即暖空气在温度较低的海洋表面流动。

稳定边界层的共同特征是有逆温层，此时浮力的作用不但不能给湍流补充动能，相反，湍流微团在垂直运动中因反抗重力做功而损失动能，所以湍流能量减弱。但因为还有切应力的作用，湍流不会完全消失，而是在弱的水平上维持，在大气边界层中仍是一个不可忽略的因子。这种情况下，湍流热交换过程不占优势，而其他的热交换过程，例如辐射、平流、气层的抬升及地形等影响，与湍流热交换过程的影响相当。

理论分析与实验测试均表明，当浮力引起的湍流动能损失达到切应力产生动能的1/5左右，湍流便会因连续不断地耗散而衰竭^[81]。此时湍流结构在空间和时间上出现不连续，形成所谓的间歇性湍流或波与间歇性湍流共存。

因湍流很弱，湍涡尺寸小，边界层不同层次之间的相互作用减弱，地面强制作用对边界层的响应放缓。下垫面的强制作用达到边界层顶所需的时间尺度可长达数个小时，形成分层式湍流，故边界层往往不能作为整体处理。例如，由地面参量计算的莫宁—奥布霍夫长度不能代表边界层中、上层的情况。

各种特征量在边界层顶没有明显的过渡特征，难于确定层顶的位置。

总之，由于湍流弱，其他的热力学和动力学因子的作用会表现出来，并与湍流相互作用而构成稳定边界层的特征。因此随着热力学和动力学因子大小的变化，稳定边界层就会发生相应的变化，增加了稳定边界层研究的复杂性和难度。而且，由于湍流及其他各项因子的量都比较小，使实际观测的精确度受到影响，不易将它们的数值特征从观测误差中分离出来。一个比较有利的条件是，稳定边界层发展中的中、后期，边界层内的各种过程随时间变化较弱，可以视作平稳过程。

稳定大气对风力发电最直接的影响是，此时的空气的垂直位移受到阻力。例如，翻越山脊时，可能由于这种阻力而被山体“堵”住，使得山顶的风速反而更低。稳定效应还间接地影响风中湍流混合的强度，因此影响风速的垂直轮廓线，即垂直风切变。