Strato limite planetario

I livelli inferiori della troposfera sono di solito fortemente influenzati dalla superficie terrestre. Questo sottolivello, noto come strato limite planetario, è quella regione dell’atmosfera in cui la superficie influenza la temperatura, l’umidità e la velocità del vento attraverso il trasferimento turbolento della massa. Come risultato dell’attrito superficiale, i venti nello strato limite planetario sono solitamente più deboli di quelli sopra e tendono a soffiare verso aree di bassa pressione., Per questo motivo, lo strato limite planetario è stato anche chiamato strato Ekman, per l’oceanografo svedese Vagn Walfrid Ekman, un pioniere nello studio del comportamento delle correnti oceaniche guidate dal vento.

Sotto cieli limpidi e soleggiati sulla terra, lo strato limite planetario tende ad essere relativamente profondo a causa del riscaldamento del terreno da parte del Sole e della conseguente generazione di turbolenza convettiva. Durante l’estate, lo strato limite planetario può raggiungere altezze da 1 a 1,5 km (0.,6 a 1 miglio) sopra la superficie terrestre-ad esempio, negli Stati Uniti orientali umidi—e fino a 5 km (3 miglia) nel deserto sud-occidentale. In queste condizioni, quando l’aria insatura aumenta e si espande, la temperatura diminuisce al tasso di lapse adiabatico secco (9,8 °C per chilometro, o circa 23 °F per miglio) in tutta la maggior parte dello strato limite. Vicino alla superficie riscaldata della Terra, la temperatura dell’aria diminuisce in modo superadiatico (ad una velocità di intervallo maggiore della velocità di intervallo adiabatico secco)., Al contrario, durante notti limpide e calme, la turbolenza tende a cessare e il raffreddamento radiazionale (perdita netta di calore) dalla superficie provoca una temperatura dell’aria che aumenta con l’altezza sopra la superficie.

Quando il tasso di diminuzione della temperatura con l’altezza supera il tasso di lapse adiabatico per una regione dell’atmosfera, viene generata turbolenza. Ciò è dovuto al ribaltamento convettivo dell’aria quando l’aria più calda di livello inferiore sale e si mescola con l’aria più fredda in alto., In questa situazione, poiché il tasso di lapse ambientale è maggiore del tasso di lapse adiabatico, una particella ascendente di aria rimane più calda dell’aria ambiente circostante anche se la particella si sta raffreddando e espandendo. La prova di questo ribaltamento è prodotta sotto forma di bolle, o vortici, di aria più calda. Le bolle più grandi hanno spesso sufficiente energia di galleggiamento per penetrare la parte superiore dello strato limite. Il successivo spostamento rapido dell’aria porta l’aria dall’alto nello strato limite, approfondendo così lo strato., In queste condizioni di instabilità atmosferica, l’aria in alto si raffredda in base al tasso di lapse ambientale più velocemente dell’aria in aumento che si raffredda al tasso di lapse adiabatico. L’aria sopra lo strato limite sostituisce l’aria in aumento e subisce un riscaldamento compressivo mentre scende. Di conseguenza, questa aria trascinata riscalda lo strato limite.

La capacità delle bolle convettive di sfondare la parte superiore dello strato limite dipende dal tasso di lapse ambientale in alto., Il movimento verso l’alto delle bolle penetranti diminuirà rapidamente se il pacco diventa rapidamente più fresco dell’ambiente circostante che lo circonda. In questa situazione, il pacco aereo diventerà meno vivace con un’ulteriore risalita. L’altezza che lo strato limite raggiunge in una giornata di sole, quindi, è fortemente influenzata dall’intensità del riscaldamento superficiale e dal tasso di lapse ambientale appena sopra lo strato limite., Più rapidamente una bolla turbolenta in aumento si raffredda sopra lo strato limite rispetto all’aria circostante, minore è la possibilità che le bolle turbolente successive penetrino molto al di sopra dello strato limite. La parte superiore dello strato limite diurno è indicata come inversione di livello misto.

Nelle notti limpide e calme, il raffreddamento radiazionale provoca un aumento della temperatura con l’altezza. In questa situazione, nota come inversione notturna, la turbolenza viene soppressa dalla forte stratificazione termica. Condizioni termicamente stabili si verificano quando l’aria più calda si sovrappone all’aria più fredda e più densa., Su terreni pianeggianti, un flusso di vento quasi laminare (un modello in cui i venti di uno strato superiore scivolano facilmente oltre i venti di uno strato inferiore) può risultare. La profondità dello strato d’aria raffreddato radiativamente dipende da una varietà di fattori, come il contenuto di umidità dell’aria, le caratteristiche del suolo e della vegetazione e la configurazione del terreno. In un ambiente desertico, ad esempio, l’inversione notturna tende ad essere trovata ad altezze maggiori che in un ambiente più umido., L’inversione in ambienti più umidi avviene a un’altitudine inferiore perché più radiazioni ad onde lunghe emesse dalla superficie vengono assorbite da numerose molecole d’acqua disponibili e riemesse verso la superficie. Di conseguenza, ai livelli più bassi della troposfera viene impedito di raffreddarsi rapidamente. Se l’aria è umida e si verifica un sufficiente raffreddamento vicino alla superficie, il vapore acqueo si condenserà in quella che viene chiamata “nebbia di radiazione.”