Planetær grænselag - Planetary boundary layer
I meteorologi er planetarisk grænselag ( PBL ), også kendt som det atmosfæriske grænselag ( ABL ) eller peplosfære , den laveste del af atmosfæren, og dens adfærd påvirkes direkte af dets kontakt med en planetoverflade . På Jorden reagerer den normalt på ændringer i overfladestrålende tvang på en time eller mindre. I dette lag viser fysiske størrelser som strømningshastighed , temperatur og fugt hurtige udsving ( turbulens ) og lodret blanding er stærk. Over PBL er det "frie atmosfære", hvor vinden er omtrent geostrofiske (parallelt isobarerne), mens der inden for PBL vinden påvirkes af overfladen træk og drejninger over isobarer (se Ekman lag for flere detaljer).
Årsag til overfladevindens gradient
På grund af aerodynamisk træk er der typisk en vindgradient i vindstrømmen ~ 100 meter over jordens overflade - overfladelaget af det planetariske grænselag. Vindhastigheden stiger med stigende højde over jorden, startende fra nul på grund af skridsikker tilstand . Flow nær overfladen støder på forhindringer, der reducerer vindhastigheden, og introducerer tilfældige lodrette og vandrette hastighedskomponenter i rette vinkler i forhold til hovedstrømningsretningen. Denne turbulens forårsager lodret blanding mellem luften, der bevæger sig vandret på et niveau, og luften på disse niveauer umiddelbart over og under det, hvilket er vigtigt i spredning af forurenende stoffer og i jorderosion .
Reduktionen i hastighed nær overfladen er en funktion af overfladeruhed, så vindhastighedsprofiler er ganske forskellige for forskellige terrængetyper. Grov, uregelmæssig jord og menneskeskabte forhindringer på jorden kan reducere den geostrofiske vindhastighed med 40% til 50%. Over åbent vand eller is kan reduktionen kun være 20% til 30%. Disse effekter tages i betragtning ved placering af vindmøller .
Af tekniske formål er vindgradienten modelleret som en simpel forskydning, der udviser en lodret hastighedsprofil, der varierer i henhold til en lov med en konstant eksponentiel koefficient baseret på overfladetype. Højden over jorden, hvor overfladefriktion har en ubetydelig effekt på vindhastigheden, kaldes "gradienthøjden", og vindhastigheden over denne højde antages at være en konstant kaldet "gradientvindhastigheden". For eksempel er typiske værdier for den forudsagte gradienthøjde 457 m for store byer, 366 m for forstæder, 274 m for åbent terræn og 213 m for åbent hav.
Selvom tilnærmelsen til magtlovens eksponent er praktisk, har den intet teoretisk grundlag. Når temperaturprofilen er adiabatisk, bør vindhastigheden variere logaritmisk med højden. Målinger over åbent terræn i 1961 viste god overensstemmelse med den logaritmiske pasform op til 100 m eller deromkring (inden for overfladelaget ), med næsten konstant gennemsnitlig vindhastighed op til 1000 m.
Den klipning af vinden er sædvanligvis tredimensional, der er, er der også en ændring i retning mellem 'frie' trykgradient-drevne geostrofisk vind og vinden tæt på jorden. Dette er relateret til Ekman -spiraleffekten . Kryds-isobarvinklen for den afledte ageostrofiske strøm nær overfladen varierer fra 10 ° over åbent vand til 30 ° over groft kuperet terræn og kan stige til 40 ° -50 ° over land om natten, når vindhastigheden er meget lav.
Efter solnedgang stiger vindens gradient nær overfladen med den stigende stabilitet. Atmosfærisk stabilitet, der forekommer om natten med strålingsafkøling, har en tendens til lodret at begrænse turbulente hvirvler og dermed øge vindens gradient. Vindgradientens størrelse påvirkes i høj grad af vejret , hovedsageligt atmosfærisk stabilitet og højden af ethvert konvektivt grænselag eller Capping inversion . Denne effekt er endnu større over havet, hvor der er meget mindre daglig variation af grænselagets højde end over land. I det konvektive grænselag reducerer stærk blanding den lodrette vindgradient.
Bestanddele
Som Navier – Stokes ligninger antyder, produceres planetarisk grænselagets turbulens i laget med de største hastighedsgradienter, der er helt i nærheden af overfladen. Dette lag - konventionelt kaldet et overfladelag - udgør omkring 10% af den samlede PBL -dybde. Over overfladelaget forsvinder PBL -turbulensen gradvist og mister sin kinetiske energi til friktion samt omdanner den kinetiske til potentiel energi i en densitetsstratificeret strøm. Balancen mellem hastigheden af den turbulente kinetiske energiproduktion og dens spredning bestemmer dybden af planetarisk grænselag. PBL -dybden varierer stort. Ved en given vindhastighed, f.eks. 8 m/s, og så med en given turbulensproduktionshastighed, kunne en PBL i vintertid Arktis være så lav som 50 m, en natlig PBL på midten af breddegrader kunne typisk være 300 m i tykkelse , og en tropisk PBL i handelsvindzone kunne vokse til sin fulde teoretiske dybde på 2000 m. PBL -dybden kan være 4000 m eller højere sidst på eftermiddagen over ørkenen.
Ud over overfladelaget omfatter planetgrænselaget også PBL -kernen (mellem 0,1 og 0,7 af PBL -dybden) og PBL -top- eller medbringelseslaget eller dækkende inversionslag (mellem 0,7 og 1 i PBL -dybden). Fire eksterne faktorer afgør PBL -dybden og dens gennemsnitlige vertikale struktur:
- vindhastigheden i fri atmosfære;
- overfladevarme (mere præcist opdrift) balance;
- den frie atmosfærens tæthed stratificering;
- den frie atmosfære lodret vindskæring eller baroklinicitet .
Hovedtyper
Konvektiv planetær grænselag (CBL)
Et konvektivt planetgrænselag er en type planetarisk grænselag, hvor positiv opdriftsflux ved overfladen skaber en termisk ustabilitet og dermed genererer yderligere eller endda større turbulens. (Dette er også kendt som at have CAPE eller konvektiv tilgængelig potentiel energi ); se atmosfærisk konvektion .) Et konvektivt grænselag er typisk på tropiske og midterlige breddegrader i dagtimerne. Solvarme assisteret af den varme, der frigives fra vanddampkondensationen, kunne skabe så stærk konvektiv turbulens, at det frie konvektive lag omfatter hele troposfæren op til tropopausen (grænsen i Jordens atmosfære mellem troposfæren og stratosfæren ), som er på 10 km til 18 km i den intertropiske konvergenszone ).
Stabilt lagdelt planetær grænselag (SBL)
SBL er en PBL, når negativ opdriftsflux ved overfladen dæmper turbulensen; se Konvektiv hæmning . En SBL drives udelukkende af vindskærets turbulens, og derfor kan SBL ikke eksistere uden vinden i fri atmosfære. En SBL er typisk om natten alle steder og endda i dagtimerne på steder, hvor Jordens overflade er koldere end luften ovenfor. En SBL spiller en særlig vigtig rolle på høje breddegrader, hvor den ofte forlænges (dage til måneder), hvilket resulterer i meget kolde lufttemperaturer.
Fysiske love og bevægelsesligninger, der styrer planetarisk grænselags dynamik og mikrofysik, er stærkt ikke-lineære og påvirkes betydeligt af egenskaberne ved Jordens overflade og udvikling af processer i den frie atmosfære. For at håndtere denne kompleksitet er hele rækken af turbulensmodeller blevet foreslået. Imidlertid er de ofte ikke præcise nok til at opfylde praktiske krav. Der forventes betydelige forbedringer fra anvendelse af en stor virvel -simuleringsteknik til problemer relateret til PBL.
Måske er de vigtigste processer, som er kritisk afhængige af den korrekte repræsentation af PBL i de atmosfæriske modeller ( Atmospheric Model Intercomparison Project ), turbulent transport af fugt ( fordampning ) og forurenende stoffer ( luftforurenende stoffer ). Skyer i grænselaget påvirker passatvind , den hydrologiske cyklus og energiudveksling.
Se også
- Grænselag
- Ekman lag
- Blandet lag
- Alpine planetær grænselag
- Turbulens
- Vindskæring
- Mikrobrud
- Atmosfærisk fysik
- Atmosfæriske videnskaber
- Atmosfærisk elektricitet
- Astronomisk se
- Fjernmåling af atmosfærisk grænselag
- Fremstillinger af det atmosfæriske grænselag i globale klimamodeller
- Atmosfærisk dispersionsmodellering