couche limite planétaire
les niveaux inférieurs de la troposphère sont généralement fortement influencés par la surface de la Terre. Cette sous-couche, connue sous le nom de couche limite planétaire, est la région de l’atmosphère dans laquelle la surface influence la température, l’humidité et la vitesse du vent par le transfert turbulent de la masse. En raison du frottement de surface, les vents dans la couche limite planétaire sont généralement plus faibles qu’au-dessus et ont tendance à souffler vers les zones de basse pression., Pour cette raison, la couche limite planétaire a également été appelée couche D’Ekman, pour l’océanographe Suédois Vagn Walfrid Ekman, pionnier dans l’étude du comportement des courants océaniques entraînés par le vent.
sous un ciel clair et ensoleillé au-dessus de la terre, la couche limite planétaire a tendance à être relativement profonde en raison du réchauffement du sol par le soleil et de la génération de turbulence convective qui en résulte. Pendant l’été, la couche limite planétaire peut atteindre des hauteurs de 1 à 1,5 km (0.,6 à 1 mile) au-dessus de la surface terrestre—par exemple, dans l’est humide des États—Unis-et jusqu’à 5 km (3 miles) dans le désert du sud-ouest. Dans ces conditions, lorsque l’air insaturé monte et se dilate, la température diminue à la vitesse de chute adiabatique sèche (9,8 °C par kilomètre, ou environ 23 °F par mile) dans la majeure partie de la couche limite. Près de la surface chauffée de la Terre, la température de l’air diminue de façon superadiabatique (à un taux de déchéance supérieur au taux de déchéance adiabatique sèche)., En revanche, pendant les nuits claires et calmes, la turbulence a tendance à cesser, et le refroidissement radiationnel (perte nette de chaleur) de la surface entraîne une température de l’air qui augmente avec la hauteur au-dessus de la surface.
lorsque le taux de diminution de la température avec la hauteur dépasse le taux de chute adiabatique pour une région de l’atmosphère, des turbulences sont générées. Cela est dû au renversement convectif de l’air lorsque l’air plus chaud de niveau inférieur monte et se mélange à l’air plus froid en altitude., Dans cette situation, étant donné que le taux de déchéance dans l’environnement est supérieur au taux de déchéance adiabatique, une parcelle d’air ascendante reste plus chaude que l’air ambiant environnant même si la parcelle se refroidit et se dilate. La preuve de ce renversement est produite sous la forme de bulles, ou tourbillons, d’air plus chaud. Les bulles plus grosses ont souvent une énergie flottante suffisante pour pénétrer le haut de la couche limite. Le déplacement rapide d’air subséquent amène de l’air en altitude dans la couche limite, approfondissant ainsi la couche., Dans ces conditions d’instabilité atmosphérique, l’air en altitude se refroidit selon le taux de déchéance de l’environnement plus rapidement que l’air montant se refroidit à la vitesse de déchéance adiabatique. L’air au-dessus de la couche limite remplace l’air montant et subit un réchauffement de compression à mesure qu’il descend. En conséquence, cet air entraîné chauffe la couche limite.
la capacité des bulles convectives à percer le haut de la couche limite dépend du taux de déchéance de l’environnement en altitude., Le mouvement ascendant des bulles pénétrantes diminuera rapidement si la parcelle devient rapidement plus fraîche que l’environnement ambiant qui l’entoure. Dans cette situation, la parcelle aérienne deviendra moins flottante avec une montée supplémentaire. La hauteur que la couche limite atteint par une journée ensoleillée est donc fortement influencée par l’intensité du chauffage de surface et le taux de déchéance de l’environnement juste au-dessus de la couche limite., Plus une bulle turbulente montante se refroidit rapidement au-dessus de la couche limite par rapport à l’air environnant, plus les chances que les bulles turbulentes ultérieures pénètrent loin au-dessus de la couche limite sont faibles. Le haut de la couche limite diurne est appelé l’inversion de couche mixte.
Les nuits claires et calmes, le refroidissement radiationnel entraîne une augmentation de la température avec la hauteur. Dans cette situation, connue sous le nom d’inversion nocturne, la turbulence est supprimée par la forte stratification thermique. Des conditions thermiquement stables se produisent lorsque l’air plus chaud recouvre un air plus frais et plus dense., Sur un terrain plat, un flux de vent presque laminaire (un motif où les vents d’une couche supérieure glissent facilement devant les vents d’une couche inférieure) peut en résulter. La profondeur de la couche d’air refroidie par rayonnement dépend de divers facteurs, tels que la teneur en humidité de l’air, les caractéristiques du sol et de la végétation et la configuration du terrain. Dans un environnement désertique, par exemple, l’inversion nocturne a tendance à se trouver à des hauteurs plus élevées que dans un environnement plus humide., L’inversion dans les environnements plus humides se produit à une altitude plus basse parce que le rayonnement à ondes plus longues émis par la surface est absorbé par de nombreuses molécules d’eau disponibles et réémis vers la surface. En conséquence, les niveaux inférieurs de la troposphère sont empêchés de refroidissement rapide. Si l’air est humide et qu’un refroidissement suffisant se produit près de la surface, la vapeur d’eau se condensera en ce qu’on appelle le « brouillard de rayonnement ».”