planetaire grenslaag
de lagere niveaus van de troposfeer worden meestal sterk beïnvloed door het aardoppervlak. Deze onderlaag, bekend als de planetaire grenslaag, is het gebied van de atmosfeer waarin het oppervlak temperatuur, vocht en windsnelheid beïnvloedt door de turbulente overdracht van massa. Als gevolg van oppervlaktewrijving, winden in de planetaire grenslaag zijn meestal zwakker dan hierboven en de neiging om te blazen naar gebieden met lage druk., Om deze reden wordt de planetaire grenslaag ook een Ekman-laag genoemd, voor de Zweedse oceanograaf Vagn Walfrid Ekman, een pionier in de studie van het gedrag van windgestuurde oceaanstromingen.
onder een heldere, zonnige hemel boven het land is de planetaire grenslaag meestal relatief diep als gevolg van de verwarming van de grond door de zon en de resulterende generatie van convectieve turbulentie. Tijdens de zomer kan de planetaire grenslaag een hoogte bereiken van 1 tot 1,5 km (0.,6 tot 1 mijl) boven het landoppervlak—bijvoorbeeld in het vochtige oosten van de Verenigde Staten—en tot 5 km (3 mijl) in de zuidwestelijke woestijn. Onder deze omstandigheden, wanneer onverzadigde lucht stijgt en uitzet, daalt de temperatuur bij de droge adiabatische lapse rate (9,8 °C per kilometer, of ongeveer 23 °F per mijl) gedurende het grootste deel van de grenslaag. In de buurt van het verwarmde aardoppervlak daalt de luchttemperatuur superadiabatisch (met een lapsesnelheid groter dan de droge adiabatische lapsesnelheid)., Tijdens heldere, kalme nachten daarentegen, is de turbulentie geneigd te stoppen, en radiationele koeling (netto warmteverlies) van het oppervlak resulteert in een luchttemperatuur die toeneemt met de hoogte boven het oppervlak.
wanneer de temperatuurdaling met de hoogte de adiabatische lapsesnelheid voor een gebied van de atmosfeer overschrijdt, wordt turbulentie gegenereerd. Dit komt door de convectieve kanteling van de lucht als de warmere lagere lucht stijgt en mengt met de koelere lucht omhoog., In deze situatie, omdat de omgevingslassescore groter is dan de adiabatische lapse rate, blijft een oplopend pakket lucht warmer dan de omringende omgevingslucht, hoewel het pakket zowel afkoelt als uitdijt. Het bewijs van deze omverwerping wordt geleverd in de vorm van bellen, of draaikolken, van warmere lucht. De grotere bubbels hebben vaak voldoende drijvende energie om de bovenkant van de grenslaag te penetreren. De daaropvolgende snelle luchtverplaatsing brengt lucht van boven naar de grenslaag, waardoor de laag wordt verdiept., Onder deze omstandigheden van atmosferische instabiliteit koelt de lucht naar boven volgens de milieu-lapse snelheid sneller dan de stijgende lucht koelt met de adiabatische lapse snelheid. De lucht boven de grenslaag vervangt de stijgende lucht en ondergaat compressieopwarming als deze afdaalt. Hierdoor verwarmt deze meegezogen lucht de grenslaag.
het vermogen van de convectieve belletjes om door de bovenkant van de grenslaag te breken, hangt af van de omgevingslassingssnelheid naar boven toe., De opwaartse beweging van penetratieve bellen zal snel afnemen als het pakket snel koeler wordt dan de omringende omgeving die het omringt. In deze situatie zal het luchtpakket minder drijfkracht krijgen met extra beklimming. De hoogte die de grenslaag bereikt op een zonnige dag, daarom, wordt sterk beïnvloed door de intensiteit van de oppervlakteverwarming en de milieu-lapse tarief net boven de grenslaag., Hoe sneller een stijgende turbulente bel afkoelt boven de grenslaag ten opzichte van de omringende lucht, hoe kleiner de kans dat de daaropvolgende turbulente belletjes ver boven de grenslaag zullen doordringen. De bovenkant van de daggrenslaag wordt aangeduid als de inversie van de gemengde laag.
op heldere, rustige nachten leidt radiationele koeling tot een temperatuurstijging met de hoogte. In deze situatie, bekend als een nachtelijke inversie, wordt turbulentie onderdrukt door de sterke thermische stratificatie. Thermisch stabiele omstandigheden ontstaan wanneer warmere lucht boven koelere, dichtere lucht ligt., Over vlak terrein kan een bijna laminaire windstroom ontstaan (een patroon waarbij wind uit een bovenste laag gemakkelijk langs wind uit een onderste laag glijdt). De diepte van de stralingsgekoelde luchtlaag is afhankelijk van verschillende factoren, zoals het vochtgehalte van de lucht, bodem-en vegetatiekenmerken en terreinconfiguratie. In een woestijnomgeving, bijvoorbeeld, is de nachtelijke inversie meestal te vinden op grotere hoogten dan in een meer vochtige omgeving., De inversie in meer vochtige omgevingen vindt plaats op een lagere hoogte omdat meer lange-golf straling uitgezonden door het oppervlak wordt geabsorbeerd door tal van beschikbare watermoleculen en weer terug naar het oppervlak. Hierdoor wordt voorkomen dat de lagere niveaus van de troposfeer snel afkoelen. Als de lucht vochtig is en er voldoende koeling aan de oppervlakte optreedt, zal waterdamp condenseren in wat “stralingsmist” wordt genoemd.”