planetáris határréteg
a troposzféra alsó szintjeit általában erősen befolyásolja a Föld felszíne. Ez az alréteg, amelyet bolygóhatárrétegnek neveznek, a légkör azon területe, amelyben a felület befolyásolja a hőmérsékletet, a nedvességet és a szélsebességet a turbulens tömegátadás révén. A felszíni súrlódás következtében a bolygó határrétegében a szél általában gyengébb, mint a fenti, és hajlamos az alacsony nyomású területek felé fújni., Ezért a bolygó határrétegét Ekman rétegnek is nevezték, Vagn Walfrid Ekman svéd oceanográfus számára, aki úttörő szerepet játszik a szél által vezérelt óceáni áramlatok viselkedésének tanulmányozásában.
tiszta, napos égbolt alatt a föld felett a bolygó határrétege viszonylag mélynek tűnik a Föld Nap általi felmelegedése és a konvektív turbulencia eredő generációja következtében. Nyáron a bolygó határrétege elérheti az 1-1, 5 km magasságot (0.,6-1 mérföld) a földfelszín felett—például az Egyesült Államok nedves keleti részén -, legfeljebb 5 km (3 mérföld) a délnyugati sivatagban. Ilyen körülmények között, amikor a telítetlen levegő felemelkedik és kitágul, a hőmérséklet száraz adiabatikus elévülési sebességgel (9,8 °C / km, vagy nagyjából 23 °F / mérföld) csökken a határréteg nagy részében. A föld fűtött felülete közelében a levegő hőmérséklete szuperadiabatikusan csökken (a száraz adiabatic lapse sebességnél nagyobb elévülési sebességgel)., Ezzel szemben a tiszta, nyugodt éjszakák során a turbulencia hajlamos megszűnni, a felületről sugárzó hűtés (nettó hőveszteség) pedig olyan levegőhőmérsékletet eredményez, amely a felszín feletti magassággal növekszik.
Ha a hőmérséklet csökkenése a magassággal meghaladja a légkör egy régiójának adiabatikus elévülési sebességét, turbulencia keletkezik. Ez annak köszönhető, hogy a konvektív felborulása a levegő, mint a melegebb alacsonyabb szintű levegő emelkedik, keveredik a hűvösebb levegő magasba., Ebben a helyzetben, mivel a környezeti lapse arány nagyobb, mint az adiabatikus gyorsított ütemben, egy emelkedő csomagot a levegő továbbra is melegebb, mint a környező környezeti levegő bár a csomagot, mind hűtési, illetve bővül. Ennek a felborulásnak a bizonyítéka a melegebb levegő buborékok vagy örvények formájában keletkezik. A nagyobb buborékok gyakran elegendő felhajtóerővel rendelkeznek ahhoz, hogy behatoljanak a határréteg tetejére. Az ezt követő Gyors levegő elmozdulás levegőt hoz a magasból a határrétegbe, ezáltal elmélyítve a réteget., Ilyen körülmények között a légköri instabilitás, a levegő magasba lehűl szerint a környezeti lapse sebesség gyorsabb, mint az emelkedő levegő hűl az adiabatic lapse sebesség. A határréteg feletti levegő helyettesíti az emelkedő levegőt, majd leereszkedés közben kompressziós felmelegedésen megy keresztül. Ennek eredményeként ez a behatolt levegő felmelegíti a határréteget.
a konvektív buborékok azon képessége, hogy áttörjenek a határréteg tetején, a környezeti elévülési sebességtől függ., A behatoló buborékok felfelé irányuló mozgása gyorsan csökken, ha a csomag gyorsan hűvösebbé válik, mint az azt körülvevő környezeti környezet. Ebben a helyzetben a légi csomag kevésbé élénk lesz további emelkedéssel. A határréteg napsütéses napon elért magasságát tehát erősen befolyásolja a felületfűtés intenzitása, valamint a határréteg feletti környezeti hatás mértéke., Minél gyorsabban egy emelkedő turbulens buborék hűl a határréteg felett a környező levegőhöz képest, annál kisebb az esélye annak, hogy a későbbi turbulens buborékok messze behatolnak a határréteg fölé. A nappali határréteg tetejét vegyes rétegű inverziónak nevezik.
tiszta, nyugodt éjszakákon a radiációs hűtés a hőmérséklet emelkedését eredményezi a magassággal. Ebben a helyzetben, éjszakai inverziónak nevezik, a turbulenciát az erős termikus rétegződés elnyomja. Termikusan stabil körülmények fordulnak elő, ha a melegebb levegő hidegebb, sűrűbb levegőt fed le., Sík terepen szinte lamináris széláramlás (olyan minta, ahol a felső rétegből származó szelek könnyen elcsúszhatnak az alsó réteg szélétől). A sugárirányban lehűtött légréteg mélysége számos tényezőtől függ, például a levegő nedvességtartalmától, a talaj és a növényzet jellemzőitől, valamint a terep kialakításától. Sivatagi környezetben, például, az éjszakai inverzió általában nagyobb magasságban található, mint egy párásabb környezetben., A párásabb környezetben az inverzió alacsonyabb magasságban történik, mivel a felszín által kibocsátott több hosszú hullámú sugárzást számos rendelkezésre álló vízmolekula elnyeli, és a felszín felé visszatükröződik. Ennek eredményeként a troposzféra alacsonyabb szintjei megakadályozzák a gyors lehűlést. Ha a levegő nedves, és elegendő felszíni hűtés történik, a vízgőz kondenzálódik az úgynevezett “sugárzási ködbe”.”