planetarna warstwa graniczna

niższe poziomy troposfery są zwykle silnie zależne od powierzchni Ziemi. Ta podwarstwaĺ 'a, znana jako planetarna warstwa graniczna, jest tym regionem atmosfery, w ktĂłrym powierzchnia wpĹ' ywa na temperaturÄ™, wilgotnoĺ „Ä ‡ i prÄ ™ dkoĹ” Ä ‡ wiatru poprzez burzliwy transfer masy. W wyniku tarcia powierzchniowego, wiatry w warstwie granicznej planety są zwykle słabsze niż powyżej i mają tendencję do wiania w kierunku obszarów o niskim ciśnieniu., Z tego powodu planetarna warstwa graniczna została również nazwana warstwą Ekmana, dla szwedzkiego oceanografa Vagna Walfrida Ekmana, pioniera w badaniu zachowania prądów oceanicznych napędzanych wiatrem.

pod jasnym, słonecznym niebem nad lądem, planetarna warstwa graniczna wydaje się być stosunkowo głęboka w wyniku ogrzewania ziemi przez słońce i wynikającego z tego generowania turbulencji konwekcyjnych. W okresie letnim warstwa graniczna planety może osiągać wysokość od 1 do 1,5 km (0.,6 do 1 mili) powyżej powierzchni lądu—na przykład w wilgotnych wschodnich Stanach Zjednoczonych-i do 5 km (3 mile) na pustyni południowo-zachodniej. W tych warunkach, gdy nienasycone powietrze wzrasta i rozszerza się, temperatura spada w suchym zaniku adiabatycznym (9,8 °C na kilometr, lub około 23 °F na milę) w całej większości warstwy granicznej. W pobliżu ogrzewanej powierzchni Ziemi Temperatura powietrza spada superadiabatycznie (przy szybkości upływu większej niż w przypadku suchego upływu adiabatycznego)., Natomiast podczas pogodnych, spokojnych nocy turbulencje mają tendencję do ustania, a chłodzenie radiacyjne (utrata ciepła) z powierzchni powoduje wzrost temperatury powietrza wraz z wysokością nad powierzchnią.

gdy tempo spadku temperatury z wysokością przekracza tempo zaniku adiabatycznego dla danego regionu atmosfery, powstają turbulencje. Jest to spowodowane przewróceniem konwekcyjnym powietrza, gdy cieplejsze powietrze na niższym poziomie unosi się i miesza się z chłodniejszym powietrzem w górę., W tej sytuacji, ponieważ wskaźnik upływu środowiska jest większy niż wskaźnik upływu adiabatycznego, rosnąca paczka powietrza pozostaje cieplejsza niż otaczające powietrze, mimo że paczka jest zarówno chłodząca, jak i rozszerzająca się. Dowodem tego przewrócenia są bąbelki lub wiry cieplejszego powietrza. Większe pęcherzyki często mają wystarczającą energię pływającą, aby przeniknąć górną warstwę graniczną. Późniejsze szybkie przemieszczenie powietrza przenosi powietrze z góry do warstwy granicznej, pogłębiając w ten sposób warstwę., W tych warunkach niestabilności atmosferycznej powietrze w górę ochładza się zgodnie z szybkością upływu środowiska szybciej niż wznoszące się powietrze ochładza się z szybkością upływu adiabatycznego. Powietrze nad warstwą graniczną zastępuje wznoszące się powietrze i ulega ociepleniu ściskającemu podczas opadania. W rezultacie to uwięzione powietrze ogrzewa warstwę graniczną.

zdolność pęcherzyków konwekcyjnych do przebicia się przez górną warstwę graniczną zależy od szybkości upływu środowiska w powietrzu., Ruch pęcherzyków penetrujących w górę zmniejszy się szybko, jeśli paczka szybko stanie się chłodniejsza niż otaczające ją otoczenie. W tej sytuacji działka powietrzna stanie się mniej wyporna z dodatkowym wzniesieniem. Wysokość, jaką warstwa graniczna osiąga w słoneczny dzień, jest zatem silnie uzależniona od intensywności ogrzewania powierzchni i szybkości upływu środowiska tuż nad warstwą graniczną., Im szybciej wznoszący się turbulentny bąbelek ochładza się ponad warstwą graniczną w stosunku do otaczającego powietrza, tym mniejsza szansa, że kolejne turbulentne bąbelki przenikną znacznie powyżej warstwy granicznej. Wierzchołek dziennej warstwy granicznej określany jest jako inwersja warstwy mieszanej.

w pogodne, spokojne noce chłodzenie radiacyjne powoduje wzrost temperatury wraz z wysokością. W tej sytuacji, znanej jako inwersja nocna, turbulencje są tłumione przez silne stratyfikacje termiczne. Warunki termicznie stabilne występują, gdy cieplejsze powietrze nadlatuje chłodniejsze, gęstsze powietrze., Na płaskim terenie może wystąpić prawie laminarny przepływ wiatru (wzór, w którym wiatry z górnej warstwy łatwo przesuwają się obok wiatrów z dolnej warstwy). Głębokość radiacyjnie chłodzonej warstwy powietrza zależy od różnych czynników, takich jak zawartość wilgoci w powietrzu, charakterystyka gleby i roślinności oraz konfiguracja terenu. Na przykład w środowisku pustynnym inwersja nocna występuje zwykle na większych wysokościach niż w bardziej wilgotnym środowisku., Inwersja w bardziej wilgotnym środowisku występuje na mniejszej wysokości, ponieważ więcej promieniowania długofalowego emitowanego przez powierzchnię jest pochłaniane przez liczne dostępne cząsteczki wody i ponownie odprowadzane w kierunku powierzchni. W rezultacie niższe poziomy troposfery są zabezpieczone przed gwałtownym ochłodzeniem. Jeśli powietrze jest wilgotne i wystąpi wystarczające chłodzenie w pobliżu powierzchni, para wodna skrapla się w tzw. „mgłę radiacyjną.”