Capa límite atmosférica

En meteorología, la capa límite planetaria (CLP), también conocida como capa límite atmosférica (ABL) o peplosfera, es la parte más baja de la atmósfera y su comportamiento está directamente influenciado por su contacto con una superficie planetaria. En la Tierra, por lo general responde a los cambios en el forzamiento radiativo de la superficie en una hora o menos. En esta capa, las cantidades físicas como la velocidad del flujo, la temperatura y la humedad muestran fluctuaciones rápidas (turbulencia) y la mezcla vertical es fuerte. Por encima de la PBL está la "atmósfera libre", donde el viento es aproximadamente geostrófico (paralelo a las isobaras),mientras que dentro de la CLP, el viento se ve afectado por el arrastre de la superficie y gira a través de las isobaras (consulte la capa de Ekman para obtener más detalles).

Causa del gradiente de viento en la superficie

Por lo general, debido a la resistencia aerodinámica, hay un gradiente de viento en el flujo de viento ~ 100 metros sobre la superficie de la Tierra, la capa superficial de la capa límite planetaria. La velocidad del viento aumenta con el aumento de la altura sobre el suelo, comenzando desde cero debido a la condición antideslizante. El flujo cerca de la superficie encuentra obstáculos que reducen la velocidad del viento e introduce componentes aleatorios de velocidad vertical y horizontal en ángulo recto con la dirección principal del flujo. Esta turbulencia provoca una mezcla vertical entre el aire que se mueve horizontalmente en un nivel y el aire en los niveles inmediatamente superiores e inferiores, lo que es importante en la dispersión de contaminantes y en la erosión del suelo.

La reducción de la velocidad cerca de la superficie es una función de la rugosidad de la superficie, por lo que los perfiles de velocidad del viento son bastante diferentes para diferentes tipos de terreno. El suelo áspero, irregular y las obstrucciones hechas por el hombre en el suelo pueden reducir la velocidad del viento geostrófico entre un 40% y un 50%. Sobre agua abierta o hielo, la reducción puede ser solo del 20% al 30%. Estos efectos se tienen en cuenta a la hora de ubicar los aerogeneradores.

Para fines de ingeniería, el gradiente del viento se modela como una cizalladura simple que exhibe un perfil de velocidad vertical que varía según una ley de potencia con un coeficiente exponencial constante basado en el tipo de superficie. La altura sobre el suelo donde la fricción de la superficie tiene un efecto insignificante en la velocidad del viento se denomina "altura del gradiente" y se supone que la velocidad del viento por encima de esta altura es una constante denominada "velocidad del viento del gradiente". Por ejemplo, los valores típicos para la altura de pendiente pronosticada son 457 m para grandes ciudades, 366 m para suburbios, 274 m para terreno abierto y 213 m para mar abierto.

Aunque la aproximación del exponente de la ley de potencia es conveniente, no tiene base teórica. Cuando el perfil de temperatura es adiabático, la velocidad del viento debe variar logarítmicamente con la altura. Las mediciones sobre terreno abierto en 1961 mostraron una buena concordancia con el ajuste logarítmico hasta aproximadamente 100 m (dentro de la capa superficial), con una velocidad media del viento casi constante hasta los 1000 m.

La cizalladura del viento suele ser tridimensional, es decir, también hay un cambio de dirección entre el viento geostrófico impulsado por un gradiente de presión "libre" y el viento cercano al suelo. Esto está relacionado con el efecto espiral de Ekman. El ángulo de isóbar transversal del flujo ageostrófico desviado cerca de la superficie varía de 10° sobre aguas abiertas, a 30° sobre terreno accidentado montañoso, y puede aumentar a 40°-50° sobre tierra durante la noche cuando la velocidad del viento es muy baja.

Después de la puesta del sol, el gradiente de viento cerca de la superficie aumenta, con una estabilidad creciente. La estabilidad atmosférica que se produce durante la noche con el enfriamiento radiativo tiende a restringir verticalmente los remolinos turbulentos, aumentando así el gradiente del viento. La magnitud del gradiente de viento está influenciada en gran medida por el clima, principalmente por la estabilidad atmosférica y la altura de cualquier capa límite convectiva o inversión de cobertura. Este efecto es aún mayor sobre el mar, donde hay mucha menos variación diurna de la altura de la capa límite que sobre la tierra. En la capa límite convectiva, la fuerte mezcla disminuye el gradiente vertical del viento.

Condiciones nocturnas y diurnas

La capa límite planetaria es diferente entre el día y la noche. Durante el día, las capas de inversión formadas durante la noche se rompen como consecuencia del ascenso turbulento del aire caliente. La capa límite se estabiliza "poco antes de la puesta del sol" y permanece así durante la noche. Todo esto forma un ciclo diario. Durante el invierno y los días nublados la ruptura de la estratificación nocturna es incompleta y pueden persistir las condiciones atmosféricas establecidas en días anteriores. La ruptura de la estructura de la capa límite nocturna es rápida en los días soleados. La fuerza impulsora son las celdas convectivas con áreas estrechas de corrientes ascendentes y grandes áreas de corrientes descendentes suaves. Estas celdas superan los 200-500 m de diámetro.

Capas constituyentes

Como sugieren las ecuaciones de Navier-Stokes, la turbulencia de la capa límite planetaria se produce en la capa con los mayores gradientes de velocidad que se encuentra en la proximidad de la superficie. Esta capa, convencionalmente llamada capa superficial, constituye aproximadamente el 10% de la profundidad total de la CLP. Por encima de la capa superficial, la turbulencia de la PBL se disipa gradualmente, perdiendo su energía cinética debido a la fricción y convirtiendo la energía cinética en energía potencial en un flujo estratificado de densidad. El equilibrio entre la tasa de producción de energía cinética turbulenta y su disipación determina la profundidad de la capa límite planetaria. La profundidad de la PBL varía ampliamente. A una velocidad del viento determinada, por ejemplo, 8 m/s, y por lo tanto a una tasa determinada de producción de turbulencia, una PBL en el Ártico invernal podría tener una profundidad de hasta 50 m, una PBL nocturna en latitudes medias podría tener un grosor típico de 300 m, y una CLP tropical en la zona de los vientos alisios podría crecer hasta su profundidad teórica total de 2000 m. La profundidad de la PBL puede ser de 4000 mo más al final de la tarde sobre el desierto.

Además de la capa superficial, la capa límite planetaria también comprende el núcleo de la CLP (entre 0,1 y 0,7 de la profundidad de la CLP) y la capa superior o de arrastre de la CLP o la capa de inversión de cobertura (entre 0,7 y 1 de la profundidad de la CLP). Cuatro factores externos principales determinan la profundidad de la CLP y su estructura vertical media:

1. la velocidad del viento en la atmósfera libre;
2. el equilibrio del calor superficial (más exactamente, la flotabilidad);
3. la estratificación de la densidad de la atmósfera libre;
4. la cizalladura vertical del viento en la atmósfera libre o baroclinicidad.

Tipos principales

Capa límite planetaria convectiva (CBL)

Una capa límite planetaria convectiva es un tipo de capa límite planetaria donde el flujo de flotabilidad positivo en la superficie crea una inestabilidad térmica y, por lo tanto, genera una turbulencia adicional o incluso mayor. (Esto también se conoce como CAPE o energía potencial convectiva disponible; consulte convección atmosférica). Una capa límite convectiva es típica en las latitudes tropicales y medias durante el día. El calentamiento solar asistido por el calor liberado por la condensación del vapor de agua podría crear una turbulencia convectiva tan fuerte que la capa convectiva libre comprenda toda la troposfera hasta la tropopausa (el límite en la atmósfera terrestre entre la troposfera y la estratosfera), que está a 10 km a 18 km en la zona de convergencia intertropical).

Capa límite planetaria establemente estratificada (SBL)

El SBL es un PBL cuando el flujo de flotabilidad negativo en la superficie amortigua la turbulencia; ver Inhibición convectiva. Una SBL es impulsada únicamente por la turbulencia de cizalladura del viento y, por lo tanto, la SBL no puede existir sin el viento de la atmósfera libre. Una SBL es típica durante la noche en todos los lugares e incluso durante el día en lugares donde la superficie de la Tierra es más fría que el aire de arriba. Una SBL juega un papel particularmente importante en latitudes altas donde a menudo se prolonga (días a meses), lo que resulta en temperaturas del aire muy frías.

Las leyes físicas y las ecuaciones de movimiento, que gobiernan la dinámica y la microfísica de la capa límite planetaria, son fuertemente no lineales y están considerablemente influenciadas por las propiedades de la superficie de la Tierra y la evolución de los procesos en la atmósfera libre. Para hacer frente a esta complejidad, se ha propuesto toda la gama de modelos de turbulencia. Sin embargo, a menudo no son lo suficientemente precisos para cumplir con los requisitos prácticos. Se esperan mejoras significativas de la aplicación de una técnica de simulación de grandes remolinos a problemas relacionados con la PBL.

Quizás los procesos más importantes, que dependen críticamente de la representación correcta de la CLP en los modelos atmosféricos (Proyecto de Intercomparación de Modelos Atmosféricos), son el transporte turbulento de humedad (evapotranspiración) y contaminantes (contaminantes del aire). Las nubes en la capa límite influyen en los vientos alisios, el ciclo hidrológico y el intercambio de energía.