capa límite planetaria
los niveles inferiores de la troposfera suelen estar fuertemente influenciados por la superficie de la Tierra. Esta subcapa, conocida como capa límite planetaria, es la región de la atmósfera en la que la superficie influye en la temperatura, la humedad y la velocidad del viento a través de la transferencia turbulenta de masa. Como resultado de la fricción superficial, los vientos en la capa límite planetaria son generalmente más débiles que los anteriores y tienden a soplar hacia áreas de baja presión., Por esta razón, la capa límite planetaria también ha sido llamada capa Ekman, para el oceanógrafo Sueco Vagn Walfrid Ekman, pionero en el estudio del comportamiento de las corrientes oceánicas impulsadas por el viento.
bajo cielos claros y soleados sobre la tierra, la capa límite planetaria tiende a ser relativamente profunda como resultado del calentamiento del suelo por el sol y la generación resultante de turbulencia convectiva. Durante el verano, la capa límite planetaria puede alcanzar alturas de 1 a 1,5 km (0.,6 a 1 milla) por encima de la superficie terrestre—por ejemplo, en el húmedo este de los Estados Unidos—y hasta 5 km (3 millas) en el desierto del suroeste. Bajo estas condiciones, cuando el aire insaturado aumenta y se expande, la temperatura disminuye a la tasa de lapso adiabático seco (9.8 °C por kilómetro, o aproximadamente 23 °F por milla) a lo largo de la mayor parte de la capa límite. Cerca de la superficie calentada de la Tierra, la temperatura del aire disminuye superadiabáticamente (a una tasa de lapso mayor que la tasa de lapso adiabático seco)., En contraste, durante las noches claras y tranquilas, la turbulencia tiende a cesar, y el enfriamiento radiacional (pérdida neta de calor) de la superficie resulta en una temperatura del aire que aumenta con la altura sobre la superficie.
Cuando la tasa de disminución de la temperatura con la altura excede la tasa de lapso adiabático para una región de la atmósfera, se genera turbulencia. Esto se debe al vuelco convectivo del aire a medida que el aire más cálido de nivel inferior se eleva y se mezcla con el aire más frío en el aire., En esta situación, dado que la tasa de lapso ambiental es mayor que la tasa de lapso adiabático, una parcela ascendente de aire permanece más caliente que el aire ambiente circundante a pesar de que la parcela se está enfriando y expandiendo. La evidencia de este vuelco se produce en forma de burbujas, o remolinos de aire caliente. Las burbujas más grandes a menudo tienen suficiente energía flotante para penetrar la parte superior de la capa límite. El posterior desplazamiento rápido de aire lleva el aire desde lo alto a la capa límite, profundizando así la capa., Bajo estas Condiciones de inestabilidad atmosférica, el aire en el aire se enfría de acuerdo con la tasa de lapso ambiental más rápido que el aire ascendente se enfría a la tasa de lapso adiabático. El aire por encima de la capa límite reemplaza el aire ascendente y sufre un calentamiento compresional a medida que desciende. Como resultado, este aire arrastrado calienta la capa límite.
la capacidad de las burbujas convectivas para romper a través de la parte superior de la capa límite depende de la tasa de lapso ambiental en alto., El movimiento ascendente de las burbujas penetrantes disminuirá rápidamente si la parcela se vuelve más fría que el entorno ambiente que la rodea. En esta situación, la parcela de aire se volverá menos boyante con el ascenso adicional. La altura que alcanza la capa límite en un día soleado, por lo tanto, está fuertemente influenciada por la intensidad del calentamiento de la superficie y la tasa de lapso ambiental justo por encima de la capa límite., Cuanto más rápidamente se enfríe una burbuja turbulenta ascendente sobre la capa límite en relación con el aire circundante, menor será la posibilidad de que las burbujas turbulentas posteriores penetren muy por encima de la capa límite. La parte superior de la capa límite diurna se conoce como inversión de capa mixta.
en noches claras y tranquilas, el enfriamiento radiacional resulta en un aumento de temperatura con la altura. En esta situación, conocida como inversión nocturna, la turbulencia es suprimida por la fuerte estratificación térmica. Las condiciones térmicamente estables ocurren cuando el aire más cálido se superpone al aire más frío y denso., Sobre terreno plano, un flujo de viento casi laminar (un patrón donde los vientos de una capa superior se deslizan fácilmente más allá de los vientos de una capa inferior) puede resultar. La profundidad de la capa de aire enfriada radiacionalmente depende de una variedad de factores, como el contenido de humedad del aire, las características del suelo y la vegetación, y la configuración del terreno. En un ambiente desértico, por ejemplo, la inversión nocturna tiende a encontrarse a mayores alturas que en un ambiente más húmedo., La inversión en ambientes más húmedos ocurre a una altitud más baja porque la radiación de onda larga emitida por la superficie es absorbida por numerosas moléculas de agua disponibles y reemitted de nuevo hacia la superficie. Como resultado, se impide que los niveles más bajos de la troposfera se enfríen rápidamente. Si el aire está húmedo y se produce suficiente enfriamiento cerca de la superficie, el vapor de agua se condensará en lo que se llama «niebla de radiación».”