stratul limită planetar

nivelurile inferioare ale troposferei sunt de obicei puternic influențate de suprafața Pământului. Acest substrat, cunoscut sub numele de stratul limită planetar, este acea regiune a atmosferei în care suprafața influențează temperatura, umiditatea și viteza vântului prin transferul turbulent de masă. Ca urmare a frecării de suprafață, vânturile din stratul limită planetar sunt de obicei mai slabe decât deasupra și tind să sufle spre zone cu presiune scăzută., Din acest motiv, stratul limită planetar a fost numit și un strat Ekman, pentru oceanograful suedez Vagn Walfrid Ekman, un pionier în studiul comportamentului curenților oceanici antrenați de vânt.sub cerul senin și însorit deasupra pământului, stratul de graniță planetară tinde să fie relativ adânc ca urmare a încălzirii Pământului de către Soare și a generării rezultante a turbulențelor convective. În timpul verii, stratul de graniță planetară poate atinge înălțimi de 1 până la 1,5 km (0.,6 la 1 mile) deasupra suprafeței terenului—de exemplu, în estul umed al Statelor Unite—și până la 5 km (3 mile) în deșertul sud-vestic. În aceste condiții, atunci când aerul nesaturat crește și se extinde, temperatura scade la viteza de scurgere adiabatică uscată (9,8 °C pe kilometru sau aproximativ 23 °F pe milă) în cea mai mare parte a stratului limită. În apropierea suprafeței încălzite a Pământului, temperatura aerului scade superadiabatic (la o rată de scurgere mai mare decât rata de scurgere adiabatică uscată)., În contrast, în clar, calm nopți, turbulențe tinde să înceteze, și radiational de răcire (pierdere netă de căldură) de la rezultatele de suprafață la o temperatură a aerului care crește cu înălțimea deasupra suprafeței.când rata de scădere a temperaturii cu înălțimea depășește rata de scurgere adiabatică pentru o regiune a atmosferei, se generează turbulențe. Acest lucru se datorează răsturnării convective a aerului, pe măsură ce aerul mai cald de nivel inferior se ridică și se amestecă cu aerul mai rece în sus., În această situație, deoarece rata de scurgere a mediului este mai mare decât rata de scurgere adiabatică, o parcelă ascendentă de aer rămâne mai caldă decât aerul înconjurător înconjurător, chiar dacă parcela se răcește și se extinde. Dovada acestei răsturnări este produsă sub formă de bule sau vârtejuri de aer mai cald. Bulele mai mari au adesea suficientă energie plutitoare pentru a pătrunde în partea superioară a stratului limită. Deplasarea rapidă ulterioară a aerului aduce aerul de sus în stratul limită, adâncind astfel stratul., În aceste condiții de instabilitate atmosferică, aerul de sus se răcește în funcție de rata de scurgere a mediului mai repede decât aerul în creștere Se răcește la rata de scurgere adiabatică. Aerul de deasupra stratului limită înlocuiește aerul în creștere și suferă o încălzire compresivă pe măsură ce coboară. Ca urmare, acest aer antrenat încălzește stratul limită.capacitatea bulelor convective de a trece prin partea superioară a stratului limită depinde de rata de scurgere a mediului în sus., Mișcarea ascendentă a bulelor penetrante va scădea rapid dacă parcela devine mai rece decât mediul înconjurător care o înconjoară. În această situație, parcela aeriană va deveni mai puțin plutitoare cu o ascensiune suplimentară. Prin urmare, înălțimea pe care stratul limită o atinge într-o zi însorită este puternic influențată de intensitatea încălzirii suprafeței și de rata de scurgere a mediului chiar deasupra stratului limită., Cu cât o bule turbulentă în creștere Se răcește mai rapid deasupra stratului limită în raport cu aerul din jur, cu atât este mai mică șansa ca bulele turbulente ulterioare să pătrundă mult peste stratul limită. Partea de sus a stratului limită de zi este menționată ca inversiune strat mixt.în nopțile limpezi și calme, răcirea radiațională are ca rezultat o creștere a temperaturii cu înălțimea. În această situație, cunoscută sub numele de inversiune nocturnă, turbulența este suprimată de stratificarea termică puternică. Condițiile stabile din punct de vedere termic apar atunci când aerul mai cald se suprapune peste aerul mai rece și mai dens., Pe un teren plat, poate rezulta un flux de vânt aproape laminar (un model în care vânturile dintr-un strat superior alunecă ușor vânturile trecute dintr-un strat inferior). Adâncimea stratului de aer răcit radiațional depinde de o varietate de factori, cum ar fi conținutul de umiditate al aerului, caracteristicile solului și vegetației și configurația terenului. Într-un mediu deșert, de exemplu, inversiunea nocturnă tinde să fie găsită la înălțimi mai mari decât într-un mediu mai umed., Inversiunea în medii mai umede are loc la o altitudine mai mică, deoarece mai multe radiații de undă lungă emise de suprafață sunt absorbite de numeroase molecule de apă disponibile și reemise înapoi spre suprafață. Ca urmare, nivelurile inferioare ale troposferei sunt împiedicate să se răcească rapid. Dacă aerul este umed și are loc o răcire suficientă aproape de suprafață, vaporii de apă se vor condensa în ceea ce se numește „ceață de radiații.”