Planetární mezní vrstvě

nižší hladiny troposféry jsou obvykle silně ovlivňována zemským povrchem. Tato vrstva, známá jako planetární hraniční vrstva, je oblast atmosféry, ve které povrch ovlivňuje teplotu, vlhkost a rychlost větru turbulentním přenosem hmoty. V důsledku povrchového tření jsou větry v planetární hraniční vrstvě obvykle slabší než výše a mají tendenci foukat směrem k oblastem nízkého tlaku., Z tohoto důvodu, planetární mezní vrstva se také nazývá Ekman vrstva, pro švédské oceánograf Vagn Walfrid Ekman, průkopník ve studiu chování wind-poháněné mořskými proudy.

při jasné, slunné obloze nad zemí má planetární hraniční vrstva tendenci být relativně hluboká v důsledku zahřívání země sluncem a výsledné generace konvektivní turbulence. Během léta může planetární hraniční vrstva dosáhnout výšky 1 až 1,5 km (0.,6 až 1 míle) nad povrchem země—například ve vlhkých východních Spojených státech—a až 5 km (3 míle) v jihozápadní poušti. Za těchto podmínek, když nenasycený vzduch stoupá a rozšiřuje, klesá teplota na suché adiabatické zanikla sazba (9.8 °C na kilometr, což je zhruba 23 °C na kilometr) po většinu mezní vrstvy. V blízkosti Země je vyhřívaný povrch, teplota vzduchu klesá superadiabatically (na uplynutí rychlostí vyšší než suché adiabatické zanikla sazba)., V kontrastu, během jasných, klidných nocí, turbulence má tendenci zastavit, a radiational chlazení (čistá ztráta tepla) z povrchu výsledky v teplotě vzduchu, která se zvyšuje s výškou nad povrchem.

Když míra poklesu teploty s výškou přesahuje adiabatické zanikla sazba pro oblast atmosféry, turbulence je generována. To je způsobeno konvektivním převrácením vzduchu, když teplejší vzduch nižší úrovně stoupá a mísí se s chladnějším vzduchem nahoře., V této situaci, protože životního zanikla sazba je vyšší než adiabatické zanikla sazba, vzestupně pozemku vzduch zůstává teplejší než okolní okolního vzduchu, i když pozemek je jak chlazení a rozšiřuje. Důkazy o tomto převrácení se vyrábějí ve formě bublin nebo vírů teplejšího vzduchu. Větší bubliny mají často dostatečnou vztlakovou energii, aby pronikly do horní části hraniční vrstvy. Následný rychlý posun vzduchu přivádí vzduch z výšky do hraniční vrstvy, čímž prohlubuje vrstvu., Za těchto podmínek atmosférických nestability, vzduch, ve vzduchu ochlazuje podle životního uplynutí sazby rychleji, než stoupající vzduch se ochlazuje na adiabatické zanikla sazba. Vzduch nad hraniční vrstvou nahrazuje stoupající vzduch a při klesání prochází kompresním oteplováním. Výsledkem je, že tento unášený vzduch ohřívá hraniční vrstvu.

schopnost konvektivní bubliny prorazit horní mezní vrstvy závisí na prostředí uplynutí rychlost vzduchu., Pohyb razantních bublin směrem nahoru se rychle sníží, pokud se zásilka rychle ochladí než okolní prostředí, které ji obklopuje. V této situaci se vzdušný pozemek stane méně vzrušeným s dalším vzestupem. Výška, kterou hraniční vrstva dosáhne za slunečného dne, je proto silně ovlivněna intenzitou povrchového ohřevu a rychlostí výpadku prostředí těsně nad hraniční vrstvou., Čím rychleji stoupající turbulentní bublina ochlazuje nad hraniční vrstvou vzhledem k okolnímu vzduchu, tím nižší je pravděpodobnost, že následné turbulentní bubliny proniknou daleko nad hraniční vrstvu. Horní část denní hraniční vrstvy se označuje jako inverze smíšené vrstvy.

za jasných, klidných nocí vede radiační chlazení ke zvýšení teploty s výškou. V této situaci, známé jako noční inverze, je turbulence potlačena silnou tepelnou stratifikací. Tepelně stabilní podmínky nastávají, když teplejší vzduch překračuje chladnější, hustší vzduch., Nad rovným terénem může vést téměř laminární proudění větru (vzor, kdy vítr z horní vrstvy snadno sklouzne kolem větru ze spodní vrstvy). Hloubka radiačně chlazené vrstvy vzduchu závisí na různých faktorech, jako je obsah vlhkosti vzduchu, půdní a vegetační charakteristiky a konfigurace terénu. Například v pouštním prostředí má noční inverze tendenci být nalezena ve větších výškách než ve vlhkějším prostředí., Inverze ve více vlhkém prostředí se vyskytuje v nižší nadmořské výšce, protože více dlouhovlnné záření emitované povrchem je absorbováno mnoha dostupných molekul vody a reemitted zpět k povrchu. Výsledkem je, že nižší hladiny troposféry jsou zabráněny rychlému ochlazení. Pokud je vzduch vlhký a dochází k dostatečnému chlazení v blízkosti povrchu, vodní pára kondenzuje do takzvané „radiační mlhy“.”