Nárast teploty v atmosférickej troposfére s výškou je charakterizovaný ako teplotná inverzia(obr. 11.1, c). V tomto prípade je atmosféra veľmi stabilná. Prítomnosť inverzie výrazne spomaľuje vertikálny pohyb škodlivín a v dôsledku toho zvyšuje ich koncentráciu v povrchovej vrstve.
Najčastejšie pozorovaná inverzia nastáva pri zostupe vrstvy vzduchu do vzduchovej hmoty s vyšším tlakom, alebo pri strate sálavého tepla zemským povrchom v noci. Prvý typ inverzie sa zvyčajne nazýva poklesová inverzia. Inverzná vrstva sa v tomto prípade zvyčajne nachádza v určitej vzdialenosti od zemského povrchu a inverzia je tvorená adiabatickým stláčaním a zahrievaním vzduchovej vrstvy v procese jej znižovania do stredu. vysoký tlak.
Z rovnice (11.5) dostaneme:
Hodnota špecifickej izobarickej tepelnej kapacity OD p pre vzduch sa výrazne nemení s teplotou v dostatočne veľkom rozsahu teplôt. V dôsledku zmeny barometrického tlaku je však hustota na hornej hranici inverznej vrstvy menšia ako na jej báze, t.j.
. (11.11)
To znamená, že horná hranica vrstvy sa zahrieva rýchlejšie ako spodná. Ak pokles pokračuje dlhší čas, vytvorí sa vo vrstve kladný teplotný gradient. Zostupujúca vzduchová hmota je teda akoby obrovským krytom atmosféry nachádzajúcim sa pod inverznou vrstvou.
Usadzujúce sa inverzné vrstvy sú zvyčajne nad zdrojmi emisií, a preto nemajú významný vplyv na krátkodobé imisné javy. Takáto inverzia však môže trvať aj niekoľko dní, čo má vplyv na dlhodobú akumuláciu škodlivín. Prípady znečistenia s nebezpečnými účinkami na ľudské zdravie pozorované v mestských oblastiach v minulosti boli často spojené s poklesom inverzií.
Zvážte príčiny vedúce k výskytu radiačná inverzia. V tomto prípade vrstvy atmosféry nachádzajúce sa nad zemským povrchom prijímajú počas dňa teplo v dôsledku tepelnej vodivosti, konvekcie a žiarenia zo zemského povrchu a v dôsledku toho sa zahrievajú. V dôsledku toho je teplotný profil spodnej atmosféry zvyčajne charakterizovaný negatívnym teplotným gradientom. Ak nasleduje jasná noc, potom zemský povrch vyžaruje teplo a rýchlo sa ochladzuje. Vrstvy vzduchu susediace so zemským povrchom sa ochladzujú na teplotu vrstiev umiestnených vyššie. V dôsledku toho sa denný teplotný profil transformuje na profil opačného znamienka a vrstvy atmosféry susediace so zemským povrchom sú pokryté stabilnou inverznou vrstvou. Tento typ inverzie sa pozoruje v ranných hodinách a je typický pre obdobia jasnej oblohy a pokojného počasia. Inverznú vrstvu ničia vzostupné prúdy teplého vzduchu, ktoré vznikajú pri ohrievaní zemského povrchu lúčmi ranného slnka.
Radiačná inverzia zohráva dôležitú úlohu pri znečistení ovzdušia, pretože v tomto prípade sa inverzná vrstva nachádza vo vnútri vrstvy, ktorá obsahuje zdroje znečistenia (na rozdiel od usadzujúcej sa inverzie). Radiačná inverzia sa navyše najčastejšie vyskytuje počas bezoblačných a bezveterných nocí, kedy je malá pravdepodobnosť znečistenia ovzdušia zrážkami alebo bočným vetrom.
Intenzita a trvanie inverzie závisí od ročného obdobia. Na jeseň a v zime spravidla prebiehajú dlhodobé inverzie, ich počet je veľký. Inverzie ovplyvňuje aj topografia územia. Napríklad studený vzduch, ktorý sa v noci nahromadil v medzihorskej kotline, tam môže „uzamknúť“ teplý vzduch, ktorý sa objavil nad ňou.
Možné sú aj iné typy lokálnych inverzií, ako napríklad tie, ktoré súvisia s morským vánkom počas prechodu frontu teplého vzduchu cez veľkú kontinentálnu pevninu. K inverzii vedie aj prechod studeného frontu, pred ktorým sa nachádza oblasť teplého vzduchu.
Inverzie sú bežným javom v mnohých oblastiach. Napríklad na západnom pobreží Spojených štátov amerických ich pozorujú takmer 340 dní v roku.
Stupeň stability atmosféry môže byť určený veľkosťou "potenciálneho" teplotného gradientu:
. (11.12)
kde 
je teplotný gradient pozorovaný v okolitom vzduchu.
Záporná hodnota „potenciálneho“ teplotného gradientu ( G potiť sa< 0) свидетельствует о сверхадиабатическом характере профиля температуры и неустойчивых условиях в атмосфере. В случае, когдаG pot > 0, atmosféra je stabilná. Ak sa "potenciálny" teplotný gradient blíži k nule ( G pot 0), atmosféra je charakterizovaná ako indiferentná.
Okrem uvažovaných prípadov teplotnej inverzie, ktoré sú lokálneho charakteru, sú v zemskej atmosfére pozorované dve inverzné zóny globálneho charakteru. Prvá zóna globálnej inverzie z povrchu Zeme začína od nižšia hranica tropopauza (11 km pre štandardnú atmosféru) a končí na hornej hranici stratopauzy (asi 50 km). Táto inverzná zóna zabraňuje šíreniu nečistôt vytvorených v troposfére alebo uvoľnených z povrchu Zeme do iných oblastí atmosféry. Druhá zóna globálnej inverzie, nachádzajúca sa v termosfére, do určitej miery bráni rozptylu atmosféry do kozmického priestoru.
Zoberme si príklad postupu na určenie gradientu "potenciálnej" teploty. Teplota pri povrchu Zeme vo výške 1,6 m je -10 °C, vo výške 1800 m -50 °C, -12 °C, -22 °C.
Účelom výpočtu je odhadnúť stav atmosféry podľa veľkosti „potenciálneho“ teplotného gradientu.
Na výpočet "potenciálneho" teplotného gradientu použijeme rovnicu (11.12)
Tu G\u003d 0,00645 deg / m - štandardný alebo normálny adiabatický vertikálny teplotný gradient.
Analyzujme vypočítané hodnoty „potenciálneho“ teplotného gradientu. Charakter zmeny teploty pre uvažované prípady stavu atmosféry je znázornený na obr. 11.2.
G potiť sa 1< 0 свидетельствует о сверхадиабатическом характере профиля температуры и неустойчивых условиях в атмосфере.
G pot 2 > 0 – atmosféra je stabilná.
G pot 3 ≈ 0 – atmosféra je charakterizovaná ako indiferentná.
Inverzia znamená anomálny charakter zmeny ktoréhokoľvek parametra v atmosfére s rastúcou výškou. Najčastejšie ide o teplotnú inverziu, to znamená zvýšenie teploty s výškou v určitej vrstve atmosféry namiesto obvyklého poklesu.
Teplotná inverzia zabraňuje vertikálnemu pohybu vzduchu a prispieva k tvorbe oparu, hmly, smogu, oblakov, fatamorgánu.
Príčiny a mechanizmy inverzie. Za určitých podmienok sa normálny vertikálny teplotný gradient mení tak, že na povrchu Zeme je chladnejší vzduch. To sa môže stať napríklad vtedy, keď je teplý, menej hustý vzduchová hmota cez studenú hustejšiu vrstvu. Tento typ inverzie sa vyskytuje v blízkosti teplých frontoch, ako aj v oblastiach oceánskeho vzostupu, napríklad pri pobreží Kalifornie. Pri dostatočnej vlhkosti v chladnejšej vrstve sa pod inverzným „viečkom“ zvyčajne tvorí hmla. Za jasnej a tichej noci počas tlakovej výše môže studený vzduch zostupovať zo svahov a zhromažďovať sa v údoliach, kde v dôsledku toho bude teplota vzduchu nižšia ako 100 alebo 200 m vyššia. Nad chladnou vrstvou bude teplejší vzduch, pri ktorom sa pravdepodobne vytvorí oblačnosť alebo slabá hmla. Teplotnú inverziu názorne demonštruje príklad dymu z táborového ohňa. Dym bude stúpať vertikálne a potom, keď dosiahne "inverznú vrstvu", bude sa zakrivený horizontálne. Ak sa táto situácia vytvorí vo veľkom rozsahu, prach a nečistoty (smog), ktoré stúpajú do atmosféry, tam zostávajú a hromadia sa, čo vedie k vážnemu znečisteniu.
Zníženie inverzie
Teplotná inverzia môže nastať vo voľnej atmosfére, keď sa široká vrstva vzduchu potopí a zohreje v dôsledku adiabatickej kompresie, ktorá je zvyčajne spojená so subtropickými oblasťami vysokého tlaku. Turbulencie môžu inverznú vrstvu postupne zdvihnúť do vysokej nadmorskej výšky a „preraziť“ ju, čoho výsledkom sú búrky a dokonca (za určitých okolností) tropické cyklóny.
Ako súvisia hodnoty teplotného gradientu v troposfére so stabilitou atmosféry?
Stabilita atmosféry sa prejavuje absenciou výraznejších vertikálnych pohybov a miešania v nej. Potom zaťažte látky uvoľnené do atmosféry v blízkosti zemského povrchu sa tam zadržia. Našťastie, miešanie vzduchu v spodnej atmosfére je priaznivé. veľa faktorov, jedným z nich je teplotný gradient. Intenzita tepelného miešania sa určuje porovnaním teplotného gradientu skutočne pozorovaného v prostredí. stredné, s adiabatickým vertikálnym teplotným gradientom (pozri obrázok).
Keď je tepl. krupobitie-t v env. prostredie je väčšie ako G (suho-adiab.vertik.deg-t), atmosféra je superadiabatická. Zvážte. bod A na obr. 5.1.a. Ak objem vzduchu s teplotou, resp. bod A, sa prenáša rýchlo nahor, jeho konečný stav môže byť opísaný bodom B na priamke superadiab.gr. V tejto komp. jeho teplota T (1) je vyššia ako skutočná teplota prostredia T (2) v bode B. Preto uvažovaný objem vzduchu bude mať nižšiu hustotu ako okolie. vzduchu a tendenciu neustále stúpať. Ak tento prvok. objem od t.A spustí prípad. pohybom nadol sa bude adiabaticky sťahovať pri teplote v T.D., ktorá je nižšia ako T (okolitého vzduchu) v T.E. Ak má teda vyššiu hustotu, vzduch sa bude naďalej pohybovať nadol. Teda atmosféru, ktorá sa vyznačuje superhadiab. gr-t teploty, je nestabilný. Keď je stupeň teploty vzduchu približne rovný superadiab. vertikála (obr.5.1.b), stabilita atmosféry sa nazýva indiferentná: ak nastane vertikála. pohybujúce sa objem vzduchu, potom jeho temp-raokaz. rovnako ako okolitý vzduch, nemá tendenciu posúvať sa ďalej. Ak tepl. krupobitie-t okolitého vzduchu je menšie ako G, potom je atmosféra subadiabatická (obr. 5.1.c). Podobne ako pri predchádzajúcej derivácii sa dá ukázať, že je stabilná, pretože náhodne presunuté. objem vzduchu bude mať tendenciu vrátiť sa do pôvodného stavu. pozíciu.
TEPLOTNÁ INVERZIA. V oceáne je teplotná inverzia zvyšovaním teploty s hĺbkou namiesto jej poklesu, čo je charakteristické pre väčšinu oceánov. K teplotnej inverzii v rôznych vrstvách oceánu dochádza pod vplyvom rôznych fyzikálnych procesov: v blízkosti povrchu ide o prenos tepla a hmoty oceánu a atmosféry, v hrúbke stratifikovaných vôd, advekcia a v spodnej vrstve geotermálne procesy. Vertikálna mierka vrstiev s teplotnou inverziou (takzvané inverzné vrstvy) sa pohybuje od niekoľkých milimetrov (v blízkosti hranice s atmosférou) po niekoľko stoviek metrov alebo viac v oceáne. Inverzné vrstvy blízko povrchu a dna majú často nestabilnú distribúciu hustoty, čo spôsobuje konvekčné miešanie vôd; v oceáne sa tieto vrstvy spravidla vyznačujú stabilnou distribúciou hustoty spojenou so zvýšením slanosti vody s hĺbkou. Teplotné inverzie, dosahujúce niekoľko stupňov Celzia, sú dôsledkom výmeny vody otvoreného oceánu s moriami. Napríklad odtok teplejších a slanších vôd (od Stredozemné more v Atlantický oceán alebo od Červeného mora po Indický oceán) a rozloženie týchto vôd na úrovni rovnakej hustoty na vzdialenosti až niekoľko tisíc kilometrov spôsobuje rozsiahle teplotné inverzie.
Lit.: Fedorov K. N. Jemná termohalinná štruktúra oceánskych vôd. L., 1976; Galerkin, L.I. a kol., O klimatických inverziách teplôt v oceáne, oceánológia. 1998. T. 38. Vydanie. 6.
A. G. Zatsepin.
V atmosfére je teplotná inverzia (rast teploty s výškou) typická pre stratosféru a termosféru, zatiaľ čo v troposfére teplota vo všeobecnosti klesá s výškou. Povrchové teplotné inverzie sú charakterizované hrúbkou inverznej vrstvy, ktorá môže dosahovať desiatky a stovky metrov a teplotným skokom medzi spodnou resp. horné hranice vrstva (do 15-20 °C). Zvýšené teplotné inverzie v hraničnej vrstve atmosféry a vo voľnej atmosfére popisuje aj výška spodnej hranice inverznej vrstvy. Existujú aj viacvrstvové teplotné inverzie.
V troposfére existuje niekoľko typov teplotnej inverzie. V povrchovej vrstve atmosféry možno pozorovať radiačnú teplotnú inverziu, ktorá je spôsobená radiačným ochladzovaním (tepelným žiarením zemského povrchu). V anticyklónach nastáva poklesová inverzia. Keď teplá vzduchová hmota prúdi na chladnejší podkladový povrch, vytvárajú sa advektívne teplotné inverzie. Existujú aj teplotné inverzie geneticky súvisiace s životný cyklus oblačnosť (podoblakové a nadoblakové teplotné inverzie). V stratosfére a termosfére dochádza v dôsledku absorpcie k teplotným inverziám slnečné žiarenie. Napríklad teplotná inverzia vo výškach od 20-30 do 50-60 km je spojená s pohlcovaním slnečného UV žiarenia ozónom.
Inverzné vzduchové vrstvy zabraňujú rozvoju vertikálnych pohybov, prispievajú k hromadeniu nečistôt plynov a aerosólov, tvorbe dymu a hmly, vzniku horných fatamorgánov a ovplyvňujú šírenie vnútorných gravitačných vĺn v atmosfére a rádiových vĺn.
Lit .: Khromov S. M., Petrosyants M. A. Meteorológia a klimatológia. 7. vyd. M., 2006.
TEPLOTNÁ INVERZIA
TEPLOTNÁ INVERZIA, anomálny nárast TEPLOTY s výškou. Normálne teplota vzduchu klesá so zvyšujúcou sa nadmorskou výškou nad zemou. Priemerná rýchlosť poklesu je 1 °C na každých 160 m.Za určitých poveternostných podmienok je situácia opačná. Za jasnej, pokojnej noci s tlakovou výškou sa studený vzduch môže valiť po svahoch a zhromažďovať sa v dolinách a teplota vzduchu bude pri dne doliny nižšia ako o 100 alebo 200 m vyššia. Nad chladnou vrstvou bude teplejší vzduch, pri ktorom sa pravdepodobne vytvorí oblačnosť alebo slabá hmla. Teplotná inverzia je zreteľná na príklade dymu stúpajúceho z ohňa. Dym bude stúpať vertikálne a potom, keď dosiahne "inverznú vrstvu", sa ohne horizontálne. Ak sa táto situácia vytvorí vo veľkom rozsahu, prach a nečistoty, ktoré stúpajú do atmosféry, tam zostávajú a hromadia sa, čo vedie k vážnemu znečisteniu.
Vedecko-technický encyklopedický slovník.
Veľký encyklopedický slovník
teplotná inverzia- Nárast teploty s výškou v určitej vrstve atmosféry namiesto jej obvyklého poklesu. Syn.: teplotná inverzia … Geografický slovník
Pozri Inverzia teploty. * * * TEPLOTNÁ INVERZIA TEPLOTNÁ INVERZIA, pozri Teplotná inverzia (pozri TEPLOTNÁ INVERZIA) … encyklopedický slovník
teplotná inverzia- temperatūros apgrąža statusas T sritis ekologija ir aplinkotyra apibrėžtis Vietinis oro temperatūros didėjimas, kylant aukštyn, tam tikruose atmosferos sluoksniuose. Troposferoje temperatūros apgrąžos sluoksnio storis gali būti 2–3 km,… … Ekologijos terminų aiskinamasis žodynas
Pozrite si inverziu teploty... Prírodná veda. encyklopedický slovník
Nárast teploty vzduchu s výškou v určitej vrstve troposféry. Inverzie sa vyskytujú v povrchovej vrstve vzduchu, ako aj vo voľnej atmosfére, najmä v dolných 2 km. Medzi charakteristiky inverzií patrí: vysoká. spodný okraj a vertikála ...... Geografická encyklopédia
S pribúdajúcou výškou. Najčastejšie sa to týka teplotná inverzia, teda k zvyšovaniu teploty s výškou v určitej vrstve atmosféry namiesto bežného poklesu (viď atmosféra Zeme).
Existujú dva typy inverzie:
Teplotná inverzia zabraňuje vertikálnemu pohybu vzduchu a prispieva k tvorbe oparu, hmly, smogu, oblakov, fatamorgánu. Inverzia veľmi závisí od miestnych terénnych vlastností. Nárast teploty v inverznej vrstve sa pohybuje od desatín stupňov až po 15-20 °C a viac. Inverzie povrchovej teploty vo východnej Sibíri a Antarktíde sú v zime najsilnejšie.
Vo všeobecnosti platí, že v spodnej atmosfére (troposfére) je vzduch pri povrchu Zeme teplejší ako vzduch nad zemským povrchom, pretože atmosféra je ohrievaná najmä slnečným žiarením prostredníctvom zemského povrchu. So zmenou nadmorskej výšky klesá teplota vzduchu, priemerná rýchlosť zníženie je 1 °C na každých 160 m.
Za určitých podmienok sa normálny vertikálny teplotný gradient mení tak, že na povrchu Zeme je chladnejší vzduch. To sa môže stať napríklad vtedy, keď sa teplá, menej hustá vzduchová hmota pohybuje cez studenú, hustejšiu vrstvu. Tento typ inverzie sa vyskytuje v blízkosti teplých frontov, ako aj v oblastiach oceánskeho vzostupu, ako napríklad pri pobreží Kalifornie. Pri dostatočnej vlhkosti v chladnejšej vrstve sa pod inverzným „viečkom“ zvyčajne tvorí hmla.
Keď sa normálny proces konvekcie zastaví, spodná vrstva atmosféry je znečistená. To spôsobuje problémy v mestách s vysokými emisiami. Inverzné efekty sa často vyskytujú vo veľkých mestách ako napr
