穩定邊界層（Stable Boundary Layer, SBL）是大氣邊界層（Atmospheric Boundary Layer, ABL）的類型之一，在近地面層（near surface layer）上方大氣層結穩定（stratification）時出現。
在熱力學方面，SBL通常具有逆溫（inversion）結構，其下部氣溫低低於上部；在動力學方面，SBL層結穩定，並伴隨有重力內波（gravity waves）、下沉氣流（drainage flows）等現象。相比於對流邊界層（Convective Boundary Layer），SBL具有較大的對流抑制能（convective inhibition），因此湍流活動的強度較小，但仍可包含由風切變和摩擦作用引發的零星湍流活動。
晴好天氣下的陸地夜間邊界層（Nocturnal Boundary Layer, NBL）是SBL最常見的例子，此時SBL位於殘留層（residual layer）下方，在垂直方向上伸展至500 m左右高度。此外SBL也可見於清晨過渡階段的山地邊界層內或邊界層上部出現顯著暖平流時。SBL所控制的區域內天氣穩定，但由於其阻礙了邊界層內的物質交換，大氣污染可能加重。
基本介紹
- 中文名：穩定邊界層
- 外文名：Stable Boundary Layer, SBL
- 類型：大氣邊界層，對流層
- 特徵：層結穩定
- 產生地點：陸面溫度低於邊界層上部的氣溫時，近地面層上方
- 學科：邊界層氣象學，大氣物理學
定義,特點,研究與運用,
定義
穩定邊界層以層結穩定度定義，其形成機理與邊界層內氣溫的垂直分布有關。以晴好天氣下的夜間邊界層（NBL）為例，日落後由於輻射收支為負，陸面溫度快速下降並低於其上方大氣，此時垂直方向的湍流熱通量和大氣逆輻射會使邊界層中的大氣逐漸損失熱量，在近地層上方形成冷空氣。這些冷空氣與邊界層上部殘留層內暖空氣形成逆溫，從而帶來層結穩定的SBL。
特點
無論何時，只要地面比空氣冷，邊界層就能成為穩定層結。這種穩定邊界層(SBL)常常在夜間的陸上形成。稱為夜間邊界層(NBL)。它也能由較暖的空氣平流到較冷的地面上形成
穩定邊界層上面仍能保留相當厚度的白天混合層中部的等溫位輪廓，稱為剩餘層。穩定層內的湍流在運動中要反抗重力做功，消耗動能，從而抑制了湍流的發展和交換，這也使夜晚穩定邊界層的發展比白天對流混合層弱得多，厚度也小得多。當日出後，對流混合層的發展又重新開始。夜晚穩定邊界層的頂部有一層像結一樣的蓋層，使其與邊界層其他部分明顯分割開來，該蓋層也因此稱為穩定層結。穩定層結兩側的空氣密度有明顯差別。
從物理上說地面冷卻通過湍流交換向上傳播而形成逆溫層，這是逆溫層形成的主要原因。此外，大氣輻射冷卻也是逆溫形成的原因之一。逆溫擴展到急流區以上應是由於大氣輻射引起，這從冷卻廓線可以看出，逆溫高度比風最大的高度略大也可能是由於後者隨時間增加而減少，這一現象在觀測及數值模擬中均可看出。
如果在白天存在強不穩定的對流邊界層，其中在近地層以上存在位溫等要素幾乎不隨高度變化的混合層，則在夜間當地面形成逆溫後，逆溫以上便會存在“殘留層”，這層保持了白天的位溫分布，但此殘留層已與地面沒有關係，得不到發展的動力。
穩定邊界層里的風也可能會有比較複雜的特徵。在2～10m的最低層，冷空氣會沿小山坡向下流，這一層的氣流移動主要由局地地形確定，風速則主要受浮力、摩擦力和夾卷作用制約。在平坦地面或山谷底部(或凹地)，可能變成靜風。
在SBL的上部，天氣尺度和中尺度系統的作用變得重要起來，風速可能隨高度增加而增大並在穩定層的近頂部處達最大。這層的峰值風速有時會比地轉風速大得多並稱之為夜間低空急流，風向則往往是隨高度呈順時針向轉換。急流以上，風速和風向漸漸變回到地轉風狀態。風廓線往往處於非定常狀況而隨時間變化的。這是SBL的風的又一重要特徵。顯然，這對空氣污染物的散布也會有重要影響。
SBL的測量特別困難，例如，測量湍流速度時，總是會受到重力波的干擾，而且由於總的湍流度低並且具有間隙性，測量準確度會受影響。穩定邊界層里可存在各種湍流活動狀況，例如，有的情況下，SBL在整層內都是連續的強湍流；有的形勢下，湍流會是弱的和不規則的；有時，湍流的分散和不規則性，會使邊界層上部與地面影響脫開，即高處的湍流與地面影響沒多大關係。總之，問題比較錯綜複雜，使得對其描述和模擬有一定困難。
研究與運用
①在夜間穩定邊界層中，湍流熱通量往往具有間歇性特徵。在一陣陣出現的強度較大的湍流熱通量之間，混雜著弱噪聲或其他微弱的難以辨識的高頻脈動信號。為了研究間歇性湍流熱通量的特徵，必須將這些無關信號剔除，以提取出乾淨的湍流熱通量。不少研究學者提出了一種新的提取間歇性湍流熱通量的方法，該方法通過分析湍流熱通量的機率密度函式，並與穩定分布進行比較，湍流熱通量的機率密度函式開始偏離穩定分布的位置，即是間歇性湍流熱通量開始出現的閾值。本文通過夜間穩定邊界層外場試驗數據的驗證，發現利用穩定分布確定的閾值可有效地提取出間歇性湍流熱通量。在此基礎之上，本文對比了提取前後湍流熱通量的功率譜，發現提取後低頻信號的方差所占比重下降，而高頻信號略有上升。此外，間歇性湍流熱通量在高頻區的功率譜滿足"-7/6"律。
②利用蘭州大學半乾旱氣候與環境觀測站（Semi-Arid Climate and Environment Observatory of Lanzhou University, SACOL）2008年12月觀測資料，研究了穩定邊界層湍流特徵。使用渦動相關資料研究湍流通量時，定義湍流的平均時間τ內的中尺度運動是造成湍流統計量變化範圍大的主要原因，穩定情形τ取幾十秒至幾分鐘。對梯度理查森數大於0.3的強穩定情形的湍流尺度分解(MRD)譜分析表明，感熱通量在112.4～449.9s存在譜隙，尺度大於譜隙的中尺度運動造成了通量觀測資料離散性大，甚至有支配性影響。動量通量的譜隙在112.4～224.9s之間。弱風時，中尺度運動的影響更大，垂直風速標準差以0.1的比率隨中尺度風速變化;垂直風速標準差同廣義風速表現出很好的相關性，並隨著廣義風速消失而消失。三維風速標準差與摩擦速度呈很好的線性關係，垂直、水平、橫風風速的無量綱標準差分別為1.35、2.54、2.21。對湍流動能的研究發現，在梯度理查森數大於0.3的條件下，仍然存在連續的湍流。以湍動能為依據，分析了湍流的平穩時間長度，其長度隨穩定度變化而變化，2008年12月7～11日從133.5s變化到856.2s，湍流平穩時間長度反映了中尺度運動的發生頻率。
