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大氣邊界層

在氣象學中，大氣邊界層（英語：atmospheric boundary layer, ABL），也稱為行星邊界層（英語：planetary boundary layer, PBL或peplosphere），是大氣層中最接近行星表面（英語：Planetary surface）的部分（邊界層），大約占對流層的10%-20%。[1]:375由於地表摩擦力，大氣邊界層中存在湍流，垂直混合強烈，風速、溫度和濕度等物理量快速波動。[2]大氣邊界層之上的部分稱「自由大氣」，[3]其風速風向近似是行星自轉引起的，即地轉風（平行於等壓線）。[4]

影片描繪的是一個月內洛杉磯盆地（英語：Los Angeles basin）上空大氣邊界層和風的運動。大氣邊界層的高度主要受對流影響，和地表溫度的快速變化（例如日出日落）相關。灰色的「毯子」代表大氣邊界層的垂直運動，彩色箭頭代表不同海拔高度的風速和風向。

形成原因

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大氣邊界層的形成主要是因為地表摩擦力的存在。一方面，近表面的空氣分子受摩擦而減慢速度，類似靜止，這些分子和流動的分子之間不斷交換，總效果是減慢了空氣流動。另一方面，更重要的是，在地表附近，空氣會形成一系列不規則漩渦，變為湍流，從而對空氣流動帶來巨大阻力。[2]

邊界層湍流

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湍流是和層流相對的概念。在層流情況下，流體流動的速度和方向相似；但在湍流情況下，不同層之間存在尺度不同的渦旋，且湍流往往具有較強的不穩定性，能使不同層的流體之間互相混合。湍流的存在是大氣邊界層的重要特徵。[1]:375邊界層中的湍流尺度一般較小，在200m左右，表面層湍流尺度則更小，在20m左右。[1]:376

產生原因

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卡門渦街示意圖
  • 風切變。地面摩擦力對大氣運動產生明顯影響，因此地面風速相對較小，有時風向也會改變，統稱為風切變。
    • 卡門渦街：當大氣流動經過小島等阻流體時，會在其下游產生一系列的交錯排列的渦旋。
  • 垂直對流。白天地面熱空氣上升，冷空氣下降，產生熱力原因的垂直對流。
  • 湍流級聯（英語：Energy cascade）。在大渦旋的邊緣，由於大氣的慣性，會產生較小的渦旋。[1]:376

湍流動能

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大尺度的湍流動能一般較高，小尺度的湍流動能較低，不過當尺度>2km後則相反。[1]:377相比高層大氣，湍流在地表附近時一般更強且尺度更小。湍流動能會持續性地耗散，逐漸變小，最終轉化為大氣的內能。湍流能夠持續，其主要能量來源是太陽輻射。[1]:378

風速和風向

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參見：風切變及風梯度（英語：wind gradient）

通常情況下，由於空氣動力學阻力，在距離地球表面僅幾百米的地方（行星邊界層的表面層），存在着一個風梯度。由於不滑移條件（英語：No-slip condition），風速從零[5]開始隨離地高度的增加而增大[6]。

近地表風速的減小量是表面粗糙程度的函數，因此具不同地貌特徵的地區，風速廓線（英語：log wind profile）也不同。[6]粗糙、不規則的地表和地面上的人造建築可使風速相對於地轉風減小40%到50%；[7][8]對於開放水域或冰面，則可能只減少20%到30%。[9][10]這些因素會在選擇風力發電機的建造位置時被考慮。[11][12]

在工程學上，人們常常用簡單剪切（英語：simple shear）來建模風梯度：假定風速垂直廓線按冪函數變化，並具有常數指數；假定存在一「梯度高度」，在此高度以上地表摩擦對風速影響很小，從而風速為常數，該風速稱為「梯度風速」。[8][13][14]例如，對於大城市，預測的梯度高度的典型值是457 m，對於城市郊區來說是366 m，對於空曠地區來說是274 m，對於開放海域來說是213 m。[15]不過，這種近似儘管方便，卻並無理論依據。[16]當溫度廓線是絕熱過程所導致，風速應該與高度成對數關係。[17]1961年在空曠地區進行的一次測量表明，對數擬合在100 m以下（表面層內）吻合良好，且平均風速在1000米高度以上接近恆定。[18]

近地表的障礙物除了降低風速以外，還會向風速引入與其方向垂直的隨機的豎直和水平速度分量，使得其風向也與地轉風不同。[19]從近地表到高空，風向從紊亂變為均勻，其變化幅度也與地表粗糙程度有關，在開放水域，風向與等壓線的夾角約為10°，丘陵地域30°，在陸地當風速非常低時則可達40°-50°。[10]

高度

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正如納維-斯托克斯方程所揭示，大氣邊界層中的湍流在地表附近的表面層中產生。該層具有最大風速梯度，約占邊界層總高度的5％-10%。[1]:383在表面層之上，湍流逐漸消散，因為湍流動能因摩擦而損失，也有些動能被轉化為勢能。[1]:380一些數值模型利用湍流動能產生速率與其耗散速率之間的平衡來計算邊界層的高度。[20]

邊界層高度差異很大。在陸地，邊界層高度存在晝夜變化，白天邊界層高度較高，在海洋則無顯著晝夜變化。邊界層高度也存在地域變化，一般在1~3 km，但有時也可從幾十米到4 km或更多[1]:375，在青藏高原甚至達到5 km或更多。[21]這一變化的原因之一是地面潮濕程度，邊界層在植被覆蓋的潮濕區域較低，在乾燥的地方較高。例如在洋面上邊界層高度較低，這是由於水汽的豎直混合使得表面加熱效果幾乎不存在。[22]邊界層高度還存在季節性變化，風暴、地形、城鄉等因素也均能影響邊界層的高度及形態。[1]:404[22]

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    晴天時不同地表上空大氣邊界層的位置。紅色虛線代表邊界層頂。

演化

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結構

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白天，由於地球表面升溫迅速，使得大氣不穩定度增加。這種不穩定度的增加使得湍流也變得更為強烈，混合也較均勻，位溫近似相同，形成混合層（英語：mixed layer）。而上升氣流到邊界層頂端後來回震盪，形成夾卷層（英語：entrainment zone）。夾卷層混有自由大氣。[1]:398-399夜晚則地面冷卻較快，近地表溫度梯度增加，大氣不穩定性（英語：Atmospheric instability）也下降，[23]於是在近地面形成非常穩定的貼地逆溫層，稱為穩定邊界層（英語：stable boundary layer），在高空則形成逆溫層（英語：capping inversion）。不過白天的混合層仍有殘留，稱為殘餘層（英語：residual layer）。[1]:398-399

廓線

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晝夜邊界層的溫度和風速豎直廓線也有所不同。白天，地表升溫較快，因而在表面層內溫度隨高度升高迅速下降，在混合層內穩定下降（位溫近似統一），在夾卷層內升高；夜晚，地表降溫也較快，因而在穩定邊界層底部溫度隨高度升高迅速升高，在殘餘層則與白天混合層類似，在逆溫層與白天夾卷層類似。風速則晝夜均是地面附近較小，高空較高，惟白天存在夾卷層，在此層風速趨勢相反。隨着高度增加，相對濕度也迅速下降。[1]:392-395

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    大氣邊界層結構的晝夜變化
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    晝間邊界層內變量的垂直廓線

意義

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大氣邊界層中的湍流導致了非常強的能量和物質交換。由於地面的摩擦作用，大量大氣動能在邊界層內耗散掉，動能的耗散對大尺度風系統起着剎車的作用。[24]由於強混合作用幾乎只存在於邊界層內，大氣邊界層還是許多痕量氣體、氣溶膠和大氣污染物的匯。[25]由於污染物基本存在於邊界層內，污染物量相同情況下，邊界層高度越低，近地污染物濃度越高。在沒有逆溫且對流足夠強大之時，尤其是在夏季雷雨天氣，雷暴會清除污染物，將其帶到遠在邊界層以上的地方。[22]大氣邊界層的狀態還能夠影響土壤侵蝕作用。[26]經受熱抬升到抬升凝結高度（英語：lifted condensation level）而形成的邊界層雲的形態能夠影響天氣和氣候，有些海洋區域大多數時候被其覆蓋。[1]:401-402邊界層雲還起到對陽光的散射作用，這有利於生物圈中的光合作用，使之速率增加。[22]

參考資料

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  1. ^ 1.00 1.01 1.02 1.03 1.04 1.05 1.06 1.07 1.08 1.09 1.10 1.11 1.12 1.13 Wallace, John; Hobbs, Peter. Atmospheric Science. Academic Press. 2006. ISBN 978-0-12-732951-2 （英語）. 
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