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Capa límite atmosférica

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La Capa Límite Atmosférica (CLA) o Capa Límite Planetária(CLP), como también es conocida, con altura típica de 1 km, se sitúa en la baja troposfera y así sufre directamente la influencia de la superficie. La escala de tiempo de los fenómenos de la CLA es igual o inferior a una (1) hora.[1][2][3]

Tabla de contenido

Evolución diurna de la Capa Límite Atmosférica

Durante el periodo diurno, la CLA se calienta directamente en respuesta al calentamiento diurno de la superficie. En ese caso, la difusión del calor ocurre por el efecto altamente difusivo de la turbulencia de origen térmico (convecção). Durante la noche, la capa límite superficial en contacto con la superficie sufre el enfriamento nocturno cuando ocurren noches de cielo claro (con poca humedad, ausencia de nubes y vientos débiles), llevando la formación de una capa de inversão térmica superficial y de la capa límite estable ('stable boundary layer') donde la turbulencia es generada mecánicamente por la cizalladura del viento en la vertical ('wind shear') y tiene la tendencia a disipar por el efecto de la estabilidad estática de la estratificação térmica vertical (inversão térmica).

La velocidad del viento en la CLA es limitada debido al efecto de la fricción aerodinâmica del aire con la superficie fricción.

La CLA es la capa inferior de la troposfera en contacto directo con la superficie terrestre, que presenta una escala de altura de 1 a 2 km (en el caso de la capa límite convectiva o diurna) y entre 0 y 100 m (para la capa límite estable o nocturna), donde se encuentra predominânica de turbulencia de térmica ( convecção térmica) durante el día (periodo convectivo) y turbulencia de origen mecâmica durante la noche (periodo estable).

Los fenómenos asociados a su dinámica se manifiestan en escalas temporales más pequeños del que un día y los flujos de momentum y escales se asocian a la movimientos turbulentos que ocurren en escalas de la orden de su espesor o más pequeños.

Atmósfera libre

Por encima de la CLA, en la atmósfera libre, los efectos de la fricción aerodinâmica, calentamiento y enfriamento de la superficie abajo son poco sentidos, predominando un escoamento laminar, y perturbações atmosféricas de escala no local (por ejemplo, de escala sinótica como las variaciones asociadas a la frentes-fríos).

Sub-divisiones de la capa límite atmosférica

La CLP es dividida en diferentes capas:

Durante el día, debido a la ocurrencia de convecção térmica (temperatura abajo es superior áquela encontrada arriba) la escala de altura de la capa límite atmosférica (dicta convectiva) es de 1 a 2 km. Durante la noche, ocurre bajo condiciones de cielo claro, sin nubes, vientos débiles y anticiclônicos, una inversão térmica de superficie, en general bajo continentes asociada al enfriamento radiactivo de onda larga (infrarrojo térmico), que implica tendencia a la estabilización (formación de una capa de aire frío abajo de una capa de aire relativamente más caliente), eso es en términos de temperatura potencial, y en la formación de una capa límite estable junto la superficie, en el cual el gradiente de temperatura potencial (estabilidad estática positiva) implica tendencia de dissipação de la turbulencia, que necesita ser forzada por el gradiente del viento (producción mecánica de turbulencia). En la Capa límite estable ocorrequase un equilibrio delicado entre la producción mecâmica y la desctruição térmica de la turbulencia, que resulta en una escala de altura de la orden de 100 m bajo condiciones de viento moderado (10 m/s). Sobre la capa límite estable, a la noche, ocurre el desarrollo de la llamada Capa Residual (RL: residual layer) proveniente de la dissipação de la turbulencia térmica de la Capa Límite Convectiva (diruna), donde la turbulencia presenta una estructura dissipativa e intermitente, con paths (regiones) de turbulencia ocassional, o regiones (bursts) donde ocurre turbulencia en escalas más pequeñas (turbilhões de más pequeñas dimensiones) de manera esporádica (intermitência).

Capa límite atmosférica y micro-clima

En la zona de transición o capa de entranhamento, ocurre la mezcla del aire de la atmósfera libre con el aire en general poluido de la Capa Límite Atmosférica. Luego, el aire más seco y frío (potencialmente más caliente) penetra en la CLA venido de la atmósfera libre, a la vez que el aire relativamente más caliente (potencialmente más frío) y húmedo mezcla con el aire entrañado. La inversão térmica en el tope de la Capa límite Atmosférica en general está asociada a la zona de transición (cuando no coinciden). El tope de la CLA soporta la ocurrencia de ondas de gravedad, definidaspor oscilaciones verticales de las parcelas de aire, cuya frecuencia es dada por la frecuencia de Brunt-Vaisala. esas ondas de gravedad pueden ser disparadas por el choque del ramo ascendente de las térmicas en la zona de entranhamento, por lo tanto a la presencia de nubes de buen tiempo (colmos humilis y medíocres ('towering cumulus')), al escoamento sobre morros y montañas, a la ocurrencia de tempestades en la vizinhança, progresión de corrientes de densidad de aire, vientos catabáticos, jatos de bajos niveles nocturnos sobre o junto al tope de la capa límite estable. Nubes de buen tiempo en general son visibles en la capa de transición durante el periodo de mayor convecção del día, en general a la tarde, cuando la superficie de la tierra está bastante calentada y la CLP se encuentra sobre un régimen de inestabilidad termodinâmica (muy turbulenta debido a la convecção térmica).

Sobre el continente, en el periodo nocturno, la CLA es caracterizada por la presencia de una Capa Límite Estable (Stable BL). En esa capa, la intensidad de la turbulencia es bien más pequeña que la intensidad registrada durante el día en la Capa Límite Convectiva (Convective BL). La escala de altura de la capa límite estable también es inferior a de la capa límite convectiva, siendo de la orden de decenas de metros. En general la altura del tope de la capa estable está asociada a la intensidad de la cizalladura del viento en la vertical durante la noche al al grado de la inversão térmica de superficie. Durante la noche, la superficie se resfria debido a la pérdida de calor por irradiação infrarroja (radiação de onda larga), y eso lleva la formación de la inversão de superficie en las noches de cielo claro y de baja humedad del aire.

Sobre los océanos, florestas y ciudades el comportamiento de la CLA difiere del descrito arriba, que es estrictamente válido para CLA sobre superficies horizontalmente homogêneas, y en las cuales los elementos rugosos presentan escalas bien inferiores (largura de rugosidad 10 cm) a la escalas de altura consideradas (por ejemplo altura z igual a 10 metros).

Referencias

  1. Stull. 2000, Meteorology sea scientists and engineers. Brooks/Pegue -Thompson Lerarning. 502 pp. (libro-texto, manual).
  2. Sutton, Lo. G., 1953, Micrometeorology - A study of physical proceses in the lowest layers of the Earth's atmosphere. (edition of 1977, R.Y.K. Publ.), 333 pp.
  3. Wallace, J. M.; Hobbs, P. V., 2006, Atmospheric science - an introductory survey, second edition, Academic Press, 483 pp.
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