Capa límite planetaria

En meteorología , la capa límite planetaria ( CLP ), también conocida como capa límite atmosférica ( CLA ) o peplosfera , es la parte más baja de la atmósfera y su comportamiento está directamente influenciado por su contacto con una superficie planetaria . ^{[ 1 ]} En la Tierra, generalmente responde a cambios en el forzamiento radiativo de la superficie en una hora o menos. En esta capa, 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 CLP está la "atmósfera libre", ^{[ 2 ]} donde el viento es aproximadamente geostrófico (paralelo a las isobaras), ^{[ 3 ]} mientras que dentro de la CLP el viento se ve afectado por el arrastre de la superficie y gira a través de las isobaras (ver capa de Ekman para más detalles).

Típicamente, debido a la resistencia aerodinámica , existe un gradiente de viento en el flujo eólico a unos 100 metros sobre la superficie terrestre, la capa superficial de la capa límite planetaria. La velocidad del viento aumenta con la altura sobre el suelo, partiendo de cero ^{[ 4 ]} debido a la condición de no deslizamiento ^{[ 5 ]} . El flujo cerca de la superficie encuentra obstáculos que reducen la velocidad del viento e introducen componentes de velocidad verticales y horizontales aleatorias perpendiculares a la dirección principal del flujo ^{[ 6 ]} . 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 cual es importante en la dispersión de contaminantes ^{[ 7 ]} y en la erosión del suelo ^{[ 8 ]} .

La reducción de la velocidad cerca de la superficie es función de la rugosidad de la superficie, por lo que los perfiles de velocidad del viento son bastante diferentes para distintos tipos de terreno. ^{[ 5 ]} El terreno irregular y accidentado, así como las obstrucciones artificiales en el suelo, pueden reducir la velocidad del viento geostrófico entre un 40 % y un 50 %. ^{[ 9 ] [ 10 ]} Sobre aguas abiertas o hielo, la reducción puede ser de tan solo un 20 % a un 30 %. ^{[ 11 ] [ 12 ]} Estos efectos se tienen en cuenta al ubicar las turbinas eólicas . ^{[ 13 ] [ 14 ]}

Para fines de ingeniería , el gradiente del viento se modela como una cizalladura simple que presenta un perfil de velocidad vertical que varía según una ley potencial con un coeficiente exponencial constante basado en el tipo de superficie. La altura sobre el suelo donde la fricción superficial tiene un efecto insignificante sobre la velocidad del viento se denomina "altura del gradiente" y se supone que la velocidad del viento por encima de esta altura es constante, denominada "velocidad del viento del gradiente". ^{[ 10 ] [ 15 ] [ 16 ]} Por ejemplo, los valores típicos para la altura del gradiente prevista son 457 m para grandes ciudades, 366 m para suburbios, 274 m para terreno abierto y 213 m para mar abierto. ^{[ 17 ]}

Aunque la aproximación del exponente de la ley de potencias es conveniente, no tiene fundamento teórico. ^{[ 18 ]} Cuando el perfil de temperatura es adiabático, la velocidad del viento debería variar logarítmicamente con la altura. ^{[ 19 ]} Las mediciones realizadas en terreno abierto en 1961 mostraron una buena concordancia con el ajuste logarítmico hasta unos 100 m (dentro de la capa superficial ), con una velocidad media del viento casi constante hasta los 1000 m. ^{[ 20 ]}

La cizalladura del viento suele ser tridimensional, ^{[ 21 ]} es decir, también hay un cambio de dirección entre el viento geostrófico impulsado por el gradiente de presión "libre" y el viento cerca del suelo. ^{[ 22 ]} Esto está relacionado con el efecto espiral de Ekman . El ángulo de isobara transversal del flujo ageostrófico desviado cerca de la superficie varía de 10° sobre aguas abiertas a 30° sobre terreno accidentado y montañoso, y puede aumentar a 40°-50° sobre tierra por la noche cuando la velocidad del viento es muy baja. ^{[ 12 ]}

Después de la puesta del sol, el gradiente del viento cerca de la superficie aumenta con la creciente estabilidad. ^{[ 23 ]} La estabilidad atmosférica que ocurre durante la noche con enfriamiento radiativo tiende a restringir verticalmente los remolinos turbulentos , aumentando así el gradiente del viento. ^{[ 8 ]} La magnitud del gradiente del 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 capa . Este efecto es aún mayor sobre el mar, donde hay mucha menos variación diurna de la altura de la capa límite que sobre tierra. ^{[ 24 ]} En la capa límite convectiva, la mezcla fuerte disminuye el gradiente vertical del viento. ^{[ 25 ]}

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. ^{[ 26 ]} La capa límite se estabiliza "poco antes de la puesta del sol" y permanece así durante la noche. ^{[ 26 ]} Todo esto conforma un ciclo diario. ^{[ 26 ]} Durante el invierno y los días nublados, la ruptura de la estratificación nocturna es incompleta y las condiciones atmosféricas establecidas en días anteriores pueden persistir. ^{[ 26 ] [ 27 ]} La ruptura de la estructura de la capa límite nocturna es rápida en los días soleados. ^{[ 27 ]} La fuerza impulsora son las celdas convectivas con áreas estrechas de corriente ascendente y grandes áreas de corriente descendente suave. ^{[ 27 ]} Estas celdas superan los 200–500 m de diámetro. ^{[ 27 ]}

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 muy cerca de la superficie. Esta capa, denominada convencionalmente capa superficial , constituye aproximadamente el 10 % de la profundidad total de la capa límite planetaria (CLP). Por encima de la capa superficial, la turbulencia de la CLP se disipa gradualmente, perdiendo su energía cinética por fricción y convirtiéndola en energía potencial en un flujo estratificado por densidad. El equilibrio entre la tasa de producción y disipación de energía cinética turbulenta determina la profundidad de la capa límite planetaria. La profundidad de la CLP varía considerablemente. A una velocidad del viento determinada, por ejemplo, 8  m/s, y por lo tanto a una tasa de producción de turbulencia dada, una CLP en el Ártico durante el invierno podría tener tan solo 50  m de profundidad, una CLP nocturna en latitudes medias podría tener  un espesor típico de 300 m, y una CLP tropical en la zona de los vientos alisios podría alcanzar su profundidad teórica máxima de 2000  m. La profundidad de la capa límite planetaria puede alcanzar los 4000 m o más al final de la tarde sobre el desierto.

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

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

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• ciencias atmosféricas
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• Visión astronómica
• Teledetección de la capa límite atmosférica
• Representaciones de la capa límite atmosférica en los modelos climáticos globales
• modelado de la dispersión atmosférica

• Foken, Thomas (2017). Micrometeorología . Traducido por Carmen J. Nappo; Klein. Berlín, Alemania: Springer. ISBN 978-3-642-25439-0.

• Descripción de la capa límite planetaria en theweatherprediction.com
• Entrada del glosario de la Sociedad Meteorológica Estadounidense