Couche limite planétaire terrestre et marine.

Au cours de la journée, des structures convectives ascendantes (les thermiques du vol à voile) se développent dans la CLP et viennent éroder progressivement les couches chaudes supérieures qui sont mélangées et réchauffées (c'est l'exemple typique du flux turbulent à contre-gradient), puis entraînées vers le bas dans les courants de retour. En fin de journée, ce processus de convection pénétrante conduit à une CLP épaisse de plus de 1 500 m. avec une CS très instable, une couche bien mélangée voisine de la convection pure, et enfin une nette inversion sommitale (vue a). Après le coucher du soleil, une inversion de température se développe depuis le sol, le niveau de turbulence chute brutalement et le transfert radiatif infra-rouge prend une importance croissante. Une CS très stable survit près du sol, surmontée d'une zone où turbulence sporadique et ondes inertielles et gravitaires se succèdent irrégulièrement jusqu'à la fin de la nuit (vue b). Pour la CLP marine tropicale, les flux de chaleur et de vapeur d'eau se conjuguent pour créer une situation très instable. L'humidité relative étant élevée, les structures convectives dépassent leur niveau de condensation: la chaleur latente libérée renforce encore leur flottabilité et une couche nuageuse fortement convective se crée aux niveaux supérieurs (vue c). La CLP peut atteindre une altitude de 2 000 ou 3 000 m. ou même se développer jusqu'à la tropopause .

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