En meteorología , la capa límite planetaria ( PBL ), 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 . [1] En la Tierra suele responder a los cambios en el forzamiento radiativo superficial en una hora o menos. En esta capa, las magnitudes 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 se encuentra la "atmósfera libre", [2] donde el viento es aproximadamente geostrófico (paralelo a las isobaras), [3] mientras que dentro de la PBL el viento se ve afectado por el arrastre superficial y gira a través de las isobaras (véase la capa de Ekman para más detalles).
Por lo general, debido a la resistencia aerodinámica , existe un gradiente de viento en el flujo de viento a unos 100 metros por encima de 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 [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 aleatorios en ángulos rectos con respecto a la dirección principal del flujo. [6] Esta turbulencia provoca una mezcla vertical entre el aire que se mueve horizontalmente a un nivel y el aire en esos niveles inmediatamente superiores e inferiores, lo que 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 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. [5] El terreno áspero e irregular y las obstrucciones artificiales en el suelo pueden reducir la velocidad del viento geostrófico entre un 40% y un 50%. [9] [10] Sobre agua abierta o hielo, la reducción puede ser solo del 20% al 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 simple cizalladura 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 llamada "velocidad del viento del gradiente". [10] [15] [16] Por ejemplo, los valores típicos para la altura del gradiente prevista son 457 m para las grandes ciudades, 366 m para los suburbios, 274 m para terreno abierto y 213 m para mar abierto. [17]
Aunque la aproximación del exponente de la ley de potencia es conveniente, no tiene base teórica. [18] Cuando el perfil de temperatura es adiabático, la velocidad del viento debería variar logarítmicamente con la altura. [19] 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. [20]
El cizallamiento 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 cercano al suelo. [22] Esto está relacionado con el efecto espiral de Ekman . El ángulo entre isobaras 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 el aumento de la estabilidad. [23] La estabilidad atmosférica que ocurre por la noche con el 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 la estabilidad atmosférica y la altura de cualquier capa límite convectiva o inversión de recubrimiento . 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. [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 forma un ciclo diario. [26] Durante el invierno y los días nublados, la ruptura de las capas nocturnas 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 días soleados. [27] La fuerza impulsora son las células convectivas con estrechas áreas de corriente ascendente y grandes áreas de suave corriente descendente. [27] Estas células 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 en la misma proximidad de la superficie. Esta capa, llamada convencionalmente capa superficial , constituye aproximadamente el 10% de la profundidad total de la capa límite planetaria. Por encima de la capa superficial, la turbulencia de la capa límite planetaria se disipa gradualmente, perdiendo su energía cinética por fricción y convirtiendo la energía cinética en energía potencial en un flujo estratificado por 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 capa límite planetaria varía ampliamente. A una velocidad del viento dada, por ejemplo 8 m/s, y por lo tanto a una tasa dada de producción de turbulencia, una capa límite planetaria en el Ártico en invierno podría ser tan superficial como 50 m, una capa límite planetaria nocturna en latitudes medias podría tener típicamente 300 m de espesor, y una capa límite planetaria tropical en la zona de vientos alisios podría crecer hasta su profundidad teórica total de 2000 m. La profundidad de la capa de hielo puede ser de 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 el 0,1 y el 0,7 de la profundidad de la capa límite planetaria) y la capa superior o de arrastre o capa de inversión de recubrimiento de la capa límite (entre el 0,7 y el 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:
Una capa límite planetaria convectiva es un tipo de capa límite planetaria donde el flujo de flotabilidad positiva en la superficie crea una inestabilidad térmica y, por lo tanto, genera turbulencia adicional o incluso importante. (Esto también se conoce como tener CAPE o energía potencial convectiva disponible ; consulte convección atmosférica ). Una capa límite convectiva es típica en latitudes tropicales y medias durante el día. El calentamiento solar asistido por el calor liberado de la condensación del vapor de agua podría crear una turbulencia convectiva tan fuerte que la capa convectiva libre comprende toda la troposfera hasta la tropopausa (el límite en la atmósfera de la Tierra entre la troposfera y la estratosfera ), que está a 10 km a 18 km en la zona de convergencia intertropical ).
La SBL es una PBL cuando el flujo de flotabilidad negativo en la superficie amortigua la turbulencia; consulte 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 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 rigen la dinámica y la microfísica de la capa límite planetaria son fuertemente no lineales y están considerablemente influidas por las propiedades de la superficie de la Tierra y la evolución de los procesos en la atmósfera libre. Para abordar esta complejidad, se ha propuesto toda la gama de modelos de turbulencia . Sin embargo, a menudo no son lo suficientemente precisos para satisfacer los requisitos prácticos. Se esperan mejoras significativas de la aplicación de una técnica de simulación de grandes remolinos a los problemas relacionados con la capa límite planetaria.
Tal vez los procesos más importantes, [ aclaración necesaria ] que dependen críticamente de la representación correcta de la PBL 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.
y la altura se denomina perfil del viento o gradiente del viento.
horizontales en ángulos rectos con respecto a la dirección principal del flujo.
Por lo tanto, el gradiente vertical de la velocidad media del viento (dū/dz) es mayor en terrenos lisos y menor en superficies irregulares.
tanto el gradiente del viento como el perfil medio del viento en sí pueden describirse generalmente de forma diagnóstica mediante el perfil logarítmico del viento.
En la mayor parte de la capa límite convectiva, la fuerte mezcla disminuye el gradiente vertical del viento.
