Welche Gründe führen zum Auftreten von Temperaturinversionen in der Troposphäre? Temperaturinversion Lufttemperaturinversion.

TEMPERATURINVERSION. Im Ozean ist die Temperaturinversion ein Temperaturanstieg mit zunehmender Tiefe anstelle eines Temperaturabfalls, der für den größten Teil des Weltozeans charakteristisch ist. Die Temperaturinversion in verschiedenen Schichten des Ozeans erfolgt unter dem Einfluss verschiedener physikalischer Prozesse: An der Oberfläche handelt es sich um einen Wärme- und Stoffaustausch zwischen dem Ozean und der Atmosphäre, in der Dicke geschichteter Gewässer um Advektion und in der unteren Schicht um einen Wärmeaustausch geothermische Prozesse. Die vertikale Skala von Schichten mit Temperaturinversion (die sogenannten Inversionsschichten) variiert von einigen Millimetern (nahe der Grenze zur Atmosphäre) bis zu mehreren hundert Metern oder mehr im Ozean. Inversionsschichten in der Nähe der Oberfläche und des Bodens weisen häufig eine instabile Dichteverteilung auf, was zu einer konvektiven Vermischung von Gewässern führt; In der Mächtigkeit des Ozeans zeichnen sich diese Schichten in der Regel durch eine stabile Dichteverteilung aus, die mit einer Zunahme des Salzgehalts des Wassers mit der Tiefe einhergeht. Temperaturinversionen von mehreren Grad Celsius werden durch den Wasseraustausch zwischen dem offenen Ozean und den Meeren verursacht. Zum Beispiel der Abfluss wärmerer und salziges Wasser(aus Mittelmeer V Atlantischer Ozean oder vom Roten Meer bis zum Indischen Ozean) und die Verteilung dieser Gewässer mit gleicher Dichte über Entfernungen von mehreren tausend Kilometern führen zu großräumigen Temperaturinversionen.

Lit.: Fedorov K.N. Feine thermohaline Struktur des Meerwassers. L., 1976; Galerkin L.I. et al. Über klimatische Temperaturinversionen im Ozean // Ozeanologie. 1998. T. 38. Ausgabe. 6.

A. G. Zatsepin.

In der Atmosphäre ist die Temperaturinversion (Temperaturanstieg mit der Höhe) typisch für die Stratosphäre und Thermosphäre, während in der Troposphäre die Temperatur im Allgemeinen mit der Höhe abnimmt. Oberflächentemperaturinversionen sind durch die Dicke der Inversionsschicht gekennzeichnet, die Dutzende und Hunderte von Metern erreichen kann, sowie durch einen Temperatursprung zwischen der unteren und oberen Grenze der Schicht (bis zu 15–20 °C). Erhöhte Temperaturinversionen in der atmosphärischen Grenzschicht und in der freien Atmosphäre werden auch durch die Höhe der unteren Grenze der Inversionsschicht beschrieben. Es treten auch mehrschichtige Temperaturinversionen auf.

Es gibt verschiedene Arten von Temperaturinversionen in der Troposphäre. In der Oberflächenschicht der Atmosphäre ist eine Strahlungstemperaturinversion zu beobachten, deren Ursache eine Strahlungskühlung (Wärmestrahlung) ist Erdoberfläche). In Hochdruckgebieten kommt es zu einer Senkungsinversion. Strömt eine warme Luftmasse auf einen kälteren Untergrund, kommt es zu advektiven Temperaturinversionen. Es gibt auch Temperaturinversionen, die genetisch bedingt sind Lebenszyklus Wolken (Temperaturinversionen unter der Wolke und über der Wolke). In der Stratosphäre und Thermosphäre kommt es durch Absorption zu Temperaturinversionen Sonnenstrahlung. Beispielsweise ist die Temperaturinversion in Höhen von 20–30 bis 50–60 km mit der Absorption der UV-Strahlung der Sonne durch Ozon verbunden.

Inversionsschichten der Luft verhindern die Entwicklung vertikaler Bewegungen, tragen zur Ansammlung von Gas- und Aerosolverunreinigungen, zur Bildung von Dunst und Nebel, zum Auftreten von oberen Luftspiegelungen bei und beeinflussen die Ausbreitung innerer Luftspiegelungen Gravitationswellen in der Atmosphäre und Radiowellen.

Lit.: Khromov S. M., Petrosyants M. A. Meteorologie und Klimatologie. 7. Aufl. M., 2006.

So wie im Boden oder im Wasser Wärme und Kälte von der Oberfläche in die Tiefe übertragen werden, so werden in der Luft Wärme und Kälte von der unteren Schicht auf die höheren Schichten übertragen. Folglich sollten tägliche Temperaturschwankungen nicht nur an der Erdoberfläche, sondern auch in hohen Schichten der Atmosphäre beobachtet werden. Gleichzeitig sollte die tägliche Temperaturschwankung, genau wie im Boden und im Wasser, mit der Tiefe abnimmt und verzögert wird, in der Atmosphäre mit der Höhe abnehmen und verzögert werden.

Die strahlungslose Wärmeübertragung in der Atmosphäre erfolgt, wie im Wasser, hauptsächlich durch turbulente Wärmeleitfähigkeit, d. h. wenn Luft vermischt wird. Luft ist jedoch beweglicher als Wasser und ihre turbulente Wärmeleitfähigkeit ist viel größer. Dadurch erstrecken sich die täglichen Temperaturschwankungen in der Atmosphäre auf eine dickere Schicht als die täglichen Schwankungen im Ozean.

In einer Höhe von 300 m über Land beträgt die Amplitude der täglichen Temperaturschwankung etwa 50 % der Amplitude an der Erdoberfläche, und die extremen Temperaturwerte treten 1,5–2 Stunden später auf. In einer Höhe von 1 km beträgt die tägliche Temperaturamplitude über Land 1–2°, in einer Höhe von 2–5 km beträgt sie 0,5–1° und das Tagesmaximum verschiebt sich in den Abend. Über dem Meer nimmt die tägliche Temperaturamplitude mit der Höhe in den unteren Kilometern leicht zu, bleibt aber immer noch gering.

Selbst in der oberen Troposphäre und der unteren Stratosphäre gibt es geringe tägliche Temperaturschwankungen. Dort werden sie jedoch durch die Prozesse der Strahlungsabsorption und -emission durch die Luft bestimmt und nicht durch die Einflüsse der Erdoberfläche.

Im Gebirge, wo der Einfluss des Untergrundes größer ist als in entsprechenden Höhenlagen der freien Atmosphäre, nimmt die Tagesamplitude mit der Höhe langsamer ab. Auf einzelnen Berggipfeln, in Höhenlagen von 3000 m und mehr, kann die Tagesamplitude noch 3-4° betragen. Auf ausgedehnten Hochebenen liegt die tägliche Amplitude der Lufttemperatur in der gleichen Größenordnung wie im Tiefland: Die absorbierte Strahlung und die effektive Strahlung sind hier groß, ebenso wie die Kontaktfläche zwischen Luft und Boden. Die tägliche Amplitude der Lufttemperatur am Bahnhof Murghab im Pamir beträgt durchschnittlich 15,5°, während sie in Taschkent 12° beträgt.

Temperaturinversion

In den vorherigen Absätzen haben wir wiederholt Temperaturinversionen erwähnt. Lassen Sie uns nun etwas näher auf sie eingehen, da mit ihnen wichtige Merkmale des Zustands der Atmosphäre verbunden sind.

Ein Temperaturabfall mit zunehmender Höhe kann als Normalzustand der Troposphäre angesehen werden, Temperaturinversionen können als Abweichungen vom Normalzustand angesehen werden. Zwar sind Temperaturinversionen in der Troposphäre ein häufiges, fast alltägliches Phänomen. Aber sie erfassen Luftschichten, die im Vergleich zur gesamten Dicke der Troposphäre recht dünn sind.

Die Temperaturinversion kann durch die Höhe, in der sie beobachtet wird, die Dicke der Schicht, in der die Temperatur mit der Höhe zunimmt, und den Temperaturunterschied an der oberen und unteren Grenze der Inversionsschicht – ein Temperatursprung – charakterisiert werden. Als Übergangsfall zwischen dem normalen Temperaturabfall mit der Höhe und der Inversion wird auch das Phänomen der vertikalen Isothermie beobachtet, wenn sich die Temperatur in einer bestimmten Schicht nicht mit der Höhe ändert.

Nach der Höhe können alle troposphärischen Inversionen in Oberflächeninversionen und Inversionen in der freien Atmosphäre unterteilt werden.

Die Oberflächeninversion beginnt an der darunter liegenden Oberfläche selbst (Boden, Schnee oder Eis). Über offenem Wasser werden solche Inversionen selten beobachtet und sind nicht so bedeutsam. Die darunter liegende Oberfläche hat die niedrigste Temperatur; es wächst mit der Höhe, und dieses Wachstum kann sich über eine Schicht von mehreren zehn oder sogar hunderten Metern erstrecken. Die Inversion wird dann durch einen normalen Temperaturabfall mit der Höhe ersetzt.

Inversion in freier Atmosphäre beobachtet in einer bestimmten Luftschicht, die in einer bestimmten Höhe über der Erdoberfläche liegt (Abb. 5.20). Die Basis der Inversion kann auf jeder Ebene der Troposphäre liegen; Die häufigsten Inversionen liegen jedoch innerhalb der unteren 2 km(Wenn wir nicht von Inversionen an der Tropopause sprechen, die eigentlich nicht mehr troposphärisch sind). Auch die Dicke der Inversionsschicht kann sehr unterschiedlich sein – von einigen zehn bis zu vielen hundert Metern. Schließlich kann der Temperatursprung bei der Inversion, d. h. der Temperaturunterschied an der oberen und unteren Grenze der Inversionsschicht, von 1° oder weniger bis 10-15° oder mehr variieren.

Frost

Das praktisch bedeutsame Frostphänomen ist sowohl mit der täglichen Temperaturschwankung als auch mit deren nicht periodischem Abfall verbunden, wobei beide Ursachen meist zusammenwirken.

Unter Frösten versteht man einen nächtlichen Abfall der Lufttemperatur auf Null Grad oder darunter zu einem Zeitpunkt, an dem die durchschnittlichen Tagestemperaturen bereits über Null liegen, also im Frühjahr und Herbst.

Frühlings- und Herbstfröste können die ungünstigsten Folgen für Garten- und Gemüsekulturen haben. Es ist nicht erforderlich, dass die Temperatur in der Wetterkabine unter den Gefrierpunkt sinkt. Hier kann es in 2 m Höhe leicht über Null bleiben; aber in der untersten Luftschicht sinkt sie gleichzeitig auf Null und darunter, und Garten- oder Beerenkulturen werden geschädigt. Es kommt auch vor, dass die Lufttemperatur auch in geringer Höhe über dem Boden über Null bleibt, der Boden selbst oder die darauf befindlichen Pflanzen jedoch durch Strahlung auf eine negative Temperatur abgekühlt werden und auf ihnen Frost entsteht. Dieses Phänomen wird als Bodenfrost bezeichnet und kann auch junge Pflanzen absterben lassen.

Fröste treten am häufigsten auf, wenn eine ausreichend kalte Luftmasse, beispielsweise arktische Luft, in ein Gebiet eindringt. Die Temperatur in den unteren Schichten dieser Masse liegt tagsüber immer noch über Null. Nachts sinkt die Lufttemperatur auf Tagesverlauf unter Null, d.h. es wird Frost beobachtet.

Das Gefrieren erfordert eine klare und ruhige Nacht, in der die effektive Strahlung von der Bodenoberfläche hoch und die Turbulenzen gering sind und die vom Boden abgekühlte Luft nicht in höhere Schichten transportiert wird, sondern eine längere Abkühlung erfährt. Solch klares und ruhiges Wetter wird normalerweise während beobachtet Innenteile Gebiete mit hohem Luftdruck, Hochdruckgebiete.

Eine starke nächtliche Abkühlung der Luft nahe der Erdoberfläche führt dazu, dass die Temperatur mit der Höhe ansteigt. Mit anderen Worten: Beim Gefrieren kommt es zu einer Umkehr der Oberflächentemperatur.

Fröste treten im Tiefland häufiger auf als in Hochlagen oder an Hängen, da in konkaven Geländeformen der nächtliche Temperaturabfall verstärkt ist. An niedrigen Orten kalte Luft stagniert stärker und braucht länger zum Abkühlen.

Daher sind Obstgärten, Obstgärten oder Weinberge in tiefer gelegenen Lagen häufig von Frost betroffen, während sie an Hanglagen unbeschädigt bleiben.

Die letzten Frühlingsfröste werden in den zentralen Regionen der europäischen GUS Ende Mai - Anfang Juni beobachtet, und bereits Anfang September sind die ersten Herbstfröste möglich (Karten VII, VIII).

Derzeit wurden recht wirksame Mittel entwickelt, um Gärten und Gemüsegärten vor Nachtfrösten zu schützen. Der Gemüsegarten oder Garten ist mit einem Nebelschutz abgedeckt, der die effektive Strahlung reduziert und den nächtlichen Temperaturabfall verringert. Zur Erwärmung der unteren, in der Bodenschicht angesammelten Luftschichten können verschiedene Arten von Heizkissen eingesetzt werden. Flächen mit Garten- oder Gemüseanbau können nachts mit einer speziellen Folie abgedeckt werden, es können Stroh- oder Plastikdächer darüber gelegt werden, die auch die wirksame Strahlung des Bodens und der Pflanzen usw. verringern. Alle diese Maßnahmen sollten bei hohen Temperaturen ergriffen werden Am Abend ist es recht niedrig und laut Wettervorhersage wird es eine klare und ruhige Nacht.

Gleitschirmflieger verbinden mit dem Begriff „Inversion“ viele Eindrücke und Erinnerungen. Normalerweise sprechen sie mit Bedauern über dieses Phänomen, so etwas wie „Wieder einmal hat mich eine niedrige Inversion daran gehindert, eine gute Route zu fliegen“ oder „Ich bin in eine Inversion geraten und konnte nicht mehr gewinnen.“ Schauen wir uns dieses Phänomen an. Ist es so schlimm? Und mit den üblichen Fehlern, die Gleitschirmflieger machen, wenn es um „Inversion“ geht.

Beginnen wir also mit Wikipedia:

Umkehrung In der Meteorologie bedeutet es die anomale Natur von Änderungen eines beliebigen Parameters in der Atmosphäre mit zunehmender Höhe. Am häufigsten trifft dies zu Temperaturinversion, also zu einem Temperaturanstieg mit der Höhe in einer bestimmten Schicht der Atmosphäre statt der üblichen Abnahme.

Es stellt sich also heraus, dass wir, wenn wir von „Inversion“ sprechen, speziell darüber sprechen Temperaturinversion. Das heißt, ungefähr ein Temperaturanstieg mit der Höhe in einer bestimmten Luftschicht.– Es ist sehr wichtig, diesen Punkt genau zu verstehen, denn wenn wir über den Zustand der Atmosphäre sprechen, können wir Folgendes für den unteren Teil der Atmosphäre (vor der Tropopause) hervorheben:

  • Normale Vorraussetzungen– wenn die Lufttemperatur mit der Höhe zunimmt – nimmt ab. Zum Beispiel Durchschnittsgeschwindigkeit Der Temperaturabfall mit der Höhe für eine Standardatmosphäre wird von der ICAO mit 6,49 Grad K pro km akzeptiert.
  • Kein normaler Zustand bleibt konstant(Isotherme)

  • Auch kein normaler Zustand– wenn die Temperatur mit der Höhe zunimmt erhöht sich (Temperaturinversion)

Das Vorhandensein von Isothermie oder echter Inversion in einer Luftschicht bedeutet, dass der atmosphärische Gradient hier Null oder sogar negativ ist, und dies zeigt deutlich die STABILITÄT der Atmosphäre ().

Ein frei aufsteigendes Luftvolumen, das in eine solche Schicht eindringt, verliert sehr schnell seinen Temperaturunterschied zwischen ihm und der Umgebung (die aufsteigende Luft wird entlang eines trockenen oder feuchten adiabatischen Gradienten abgekühlt, und die sie umgebende Luft ändert ihre Temperatur nicht oder sogar nicht). Der Temperaturunterschied, der den Überschuss der archimedischen Kraft über die Schwerkraft verursachte, wird schnell ausgeglichen und die Bewegung stoppt.

Nehmen wir ein Beispiel: Angenommen, wir haben ein bestimmtes Luftvolumen, das sich an der Erdoberfläche im Verhältnis zur sie umgebenden Luft um 3 Grad K überhitzt hat. Dieses Luftvolumen löst sich vom Boden und erzeugt eine thermische Blase (Thermal). Im Anfangsstadium ist seine Temperatur um 3 Grad höher und daher ist die Dichte bei gleichem Volumen im Vergleich zur umgebenden Luft geringer. Folglich wird die Kraft von Archimedes die Schwerkraft übersteigen und die Luft beginnt, sich mit Beschleunigung nach oben zu bewegen (schweben). Aufsteigend Atmosphärendruck sinkt ständig, das schwebende Volumen dehnt sich aus, und wenn es sich ausdehnt, kühlt es gemäß dem trockenen adiabatischen Gesetz ab (die Luftmischung wird bei großen Volumina normalerweise vernachlässigt).

Wie lange wird es dauern, bis es schwimmt? - hängt davon ab, wie schnell die Umgebung in der Höhe abkühlt. Wenn sich das Kühlgesetz ändert Umfeld das Gleiche wie das trockene adiabatische Gesetz – dann bleibt die anfängliche „Überhitzung relativ zur Umgebung“ ständig bestehen und unsere aufsteigende Blase wird ständig beschleunigt (die Reibungskraft nimmt mit der Geschwindigkeit zu und mit erhebliche Geschwindigkeiten es kann nicht mehr vernachlässigt werden, die Beschleunigung nimmt ab).

Aber solche Bedingungen sind äußerst selten; am häufigsten haben wir einen atmosphärischen Gradienten im Bereich von 6,5 – 9 Grad K pro km. Nehmen wir als Beispiel 8 Grad K pro km.

Der Unterschied zwischen dem atmosphärischen Gradienten und der trockenen Adiabatie = 10-8 = 2 Grad K pro km, dann blieb in einer Höhe von 1 km von der Oberfläche von der anfänglichen Überhitzung von 3 Grad nur noch 1 übrig (unsere Blase kühlte sich um 9,8 = ab). 10 Grad und die Umgebungsluft um 8). Noch 500 Höhenmeter und die Temperaturen gleichen sich an. Das heißt, in einer Höhe von 1,5 km sind die Temperatur der Blase und die Temperatur der umgebenden Luft gleich, die Archimedes-Kraft und die Schwerkraft sind im Gleichgewicht. Was passiert mit der Blase? In allen Gleitschirmbüchern steht, dass es auf diesem Niveau bleiben wird. Ja, letztendlich wird theoretisch genau das passieren. Aber auch für uns Fliegen ist die Dynamik des Prozesses wichtig.

Die Blase wird nicht sofort auf einem neuen Gleichgewichtsniveau hängen bleiben. Und wenn es nicht die Phänomene gäbe, die bei der Beschreibung des Aufstiegs einer Blase vernachlässigt werden (Reibungskraft, Vermischung mit der Umgebungsluft, Wärmeaustausch mit der Umgebungsluft), wäre sie nie gefroren :).

Zunächst wird es „durch Trägheit“ über das Gleichgewichtsniveau springen (es beschleunigte die ganze Zeit, während es anstieg, und hat bereits eine anständige Geschwindigkeit und daher eine Reserve an kinetischer Energie. Beim Aufstieg über dieses Niveau (1,5 km) steigt die Steigung Wirkt in die entgegengesetzte Richtung, dann kühlt unser Luftvolumen schneller ab als das umgebende, die Schwerkraft übersteigt die Kraft von Archimedes und die resultierende Kraft wirkt nach unten und verlangsamt sich (zusammen mit der Reibungskraft). In einer gewissen Höhe wird ihre Bewegung unsere Blase vollständig stoppen und sie wird beginnen, sich nach unten zu bewegen Aber in der Realität kommt es natürlich nicht dazu, dass Reibungskräfte, Wärmeaustausch und Vermischung schnell nachlassen und besonders schnell durch Schichten mit unterschiedlichem Gefälle eingeschränkt werden.

Betrachten wir nun dasselbe Beispiel, nur mit einer Inversionsebene und einem Farbverlauf -5 Grad K pro km (denken Sie daran, dass in der Meteorologie das Gefälle das umgekehrte Vorzeichen hat), in einer Höhe von 750 m ist es 300 m dick.

Dann verliert unsere Blase auf den ersten 750 m 1,5 Grad an Überhitzung (10-8 = 2 Grad K pro km. 2*0,75 = 1,5 Grad), steigt weiter an und kühlt sich alle 100 m um 1 Grad ab, und ab a In einer Höhe von 750 m erhöht die Umgebungsluft lediglich ihre Temperatur. Damit ist der Unterschied zwischen den Steigungen gemeint. 10–5 = 15 Grad K pro km oder 1,5 Grad pro 100 m. Und nach den nächsten 100 m (in einer Höhe von 850 Metern) wird die Temperatur der Blase gleich der Umgebungstemperatur sein.

Dies bedeutet, dass die Inversionsschicht mit einem Gefälle von -5 Grad K pro km die Blase schnell stoppte. (Dadurch wird auch die Trägheit der Blase schnell gelöscht, idealerweise nach 200 m, tatsächlich aber unter Berücksichtigung von Reibung, Vermischung und Wärmeübertragung viel früher).

Wir sehen, dass die Inversionsschicht die Blasenoszillationen (wenn wir Reibung, Mischung und Wärmeübertragung vernachlässigen) vom Bereich 0-3000 m auf den Bereich 0-1050 m begrenzt.

Ist die Inversion wirklich so schlimm? Wenn es in geringer Höhe ist und unsere Thermik verlangsamt, ist das schlecht. Wenn sie sich in einer ausreichend hohen Höhe befindet und vor dem Aufstieg der Luft in Instabilitätszonen schützt, in denen es zu Kondensation kommt und in denen der Feuchte-adiabatische Gradient geringer als der atmosphärische ist, ist die Inversion gut.

Was verursacht eine Temperaturinversion?

Denn genau genommen ist dies für das thermodynamische Gleichgewicht der Atmosphäre auf der Ebene der Tropopause kein normaler Zustand.

Je nach Ort der Manifestation gibt es zwei Arten der Inversion:

  • Bodenniveau (das von der Erdoberfläche ausgeht)
  • Inversion in der Höhe (einige Schicht in der Höhe)

Und wir können je nach Art ihres Auftretens vier Arten der Inversion unterscheiden. Wir können ihnen allen leicht begegnen Alltagsleben und auf Flügen:

  • bodennahe Strahlungskühlung
  • Leckinversion
  • advektive Transportinversion
  • Senkungsinversion

MIT Oberflächeninversion Es ist ganz einfach, man nennt es auch Strahlungskühlungsumkehr oder Nachtumkehr. Mit der Abschwächung der Sonnenwärme kühlt die Erdoberfläche schnell ab (auch durch Infrarotstrahlung). Eine gekühlte Oberfläche kühlt auch die angrenzende Luftschicht. Da Luft Hitze nicht gut verträgt, ist diese Abkühlung ab einer gewissen Höhe nicht mehr zu spüren.

Oberflächeninversion

Die Dicke der Schicht und die Intensität ihrer Unterkühlung hängen ab von:

  • Kühldauer als längere Nacht desto stärker kühlt sich die Oberfläche und die angrenzende Luftschicht ab. Im Herbst und Winter sind die Oberflächeninversionen dicker und weisen ein ausgeprägteres Gefälle auf.
  • B. bei Bewölkung, dann wird ein Teil der Infrarotstrahlung, mit der die Wärme entweicht, zum Boden zurückreflektiert und die Kühlintensität nimmt spürbar ab (bewölkte Nächte sind warm).
  • Die Wärmekapazität der darunter liegenden Oberfläche, die über eine große Wärmekapazität verfügt und tagsüber Wärme angesammelt hat, braucht länger zum Abkühlen und kühlt die Luft weniger (z. B. warme Gewässer).
  • Durch das Vorhandensein von Wind in Bodennähe vermischt der Wind die Luft und kühlt stärker ab, die Inversionsschicht (Dicke) ist deutlich größer.

Leckinversion– entsteht, wenn kalte Luft von den Hängen ins Tal strömt und dabei mehr verdrängt Warme Luft hoch. Luft kann sowohl nachts aus gekühlten Hängen als auch tagsüber, beispielsweise von Gletschern, strömen.

Leckinversion

Umkehrung des advektiven Transports tritt beim horizontalen Lufttransport auf. Zum Beispiel warm Luftmassen auf kalten Oberflächen. Oder einfach nur unterschiedliche Luftmassen. Ein markantes Beispiel ist atmosphärische Fronten, wird an der vorderen Grenze eine Inversion beobachtet. Ein weiteres Beispiel ist die Advektion warmer (nachts) Luft von der Wasseroberfläche auf kaltes Land. Im Herbst wird eine solche Advektion oft durch Nebel sichtbar. (so nennt man sie, advektive Nebel, wenn feuchte, warme Luft aus dem Wasser in kaltes Land oder darüber hinaus übertragen wird kaltes Wasser usw.)

Tritt auf, wenn äußere Kräfte eine Luftschicht zum Absinken bringen. Wenn die Luft absinkt, wird sie komprimiert (wenn der atmosphärische Druck steigt) und sich adiabatisch erwärmen, und es kann sich herausstellen, dass die darunter liegenden Schichten niedrigere Temperaturen aufweisen – es kommt zu einer Inversion. Dieser Prozess kann in stattfinden unterschiedliche Bedingungen und Maßstab kommt es zu einer solchen Inversion beispielsweise beim Absinken der Luft in Hochdruckgebieten, beim Absinken der Luft in einer Berg-Tal-Zirkulation, zwischen einer Wolke mit Niederschlag und der umgebenden Luft in der Nähe oder beispielsweise bei Föhn. Damit es geschieht, konstant Äußerer Einfluss welches die Übertragung und Absenkung der Luft durchführt.

Kehren wir nun zu den Mythen über die Inversion zurück.

Sehr oft sprechen Gleitschirmflieger von einer Inversion, wo es keine gibt. Dies liegt daran, dass wir es gewohnt sind, jede Schicht zu bezeichnen, die die vertikale Luftbewegung merklich verlangsamt und verzögert Umkehrung obwohl dies nicht der Fall ist. Nur eine Schicht mit einem kleinen Gefälle oder einer Isotherme blockiert ebenfalls schnell die Luftbewegung, stellt jedoch keine echte Inversion dar.

Der zweite Punkt ergab sich aus der Tatsache, dass in Büchern und Illustrationen der Übersichtlichkeit halber normalerweise atmosphärische Gradienten oder ein aerologisches Diagramm in RECHTECKIGEN Koordinatensystemen (RAC) gezeichnet werden, bei denen Isothermen (Linien konstanter Temperaturen) senkrecht von unten nach oben gerichtet sind Isobaren (oder Linien gleicher Höhe). In solchen Abbildungen ist die Inversion jeder Abschnitt der Schichtungskurve nach RECHTS geneigt von vertikal von unten nach oben. Die Umkehrung in solchen Koordinaten ist leicht sichtbar.

Ein Beispiel aus D. Pegans Buch „Understanding the Sky“.

In der Praxis verwenden die meisten Leute es beispielsweise von der Website meteo.paraplan.ru aus, und hier sind die Isothermen selbst bereits nach rechts geneigt. Um die Inversion zu sehen, müssen Sie also die Steigung von STEEN vergleichen die Schichtungskurve mit der Isotherme! Und das nach Augenmaß mit einem kurzen Blick zu machen, ist viel schwieriger als mit einem Diagramm im ADP. Schauen Sie sich die Tabelle unten an. In Bodennähe ist eine kleine Oberflächeninversion sichtbar. In der 400m-Schicht stieg die Temperatur leicht an (in 600 Metern Höhe ist es etwa ein Grad wärmer als am Boden), der Gradient beträgt etwa -2,5 Grad K pro km. Und oben KEINE Inversion, sondern nur ein sehr kleines Gefälle, etwa +3,5 Grad K pro km.

Inversion und Nichtinversion

Aufgrund der Tatsache, dass keine Neigung nach rechts eine Umkehrung des ADC darstellt, verwenden Piloten dieses Wort oft an der falschen Stelle, was echte Meteorologen irritiert :)

Gleichzeitig können berechnete aerologische Modelldiagramme möglicherweise keine dünnen Inversionsschichten vorhersagen, da sie die Temperatur über die Schicht mitteln, anstatt zwei Schichten zu berücksichtigen, eine Inversionsschicht mit einer Dicke von beispielsweise 100 m mit einer Temperatur Unterschied an der unteren und oberen Grenze von -1 Grad, eine angrenzende Schicht 900 Meter mit einem Temperaturunterschied von +8 Grad. Sie zeichnen einfach eine dickere Schicht, 1 km – mit einem durchschnittlichen Gefälle von 7 Grad pro Kilometer. Während es in Wirklichkeit mehrere verschiedene Schichten geben wird.

Zum Beispiel wie im Vollmaßstabsdiagramm (ADP) unten. Es zeigt auch eine 200 m dicke Oberflächeninversionsschicht + eine isotherme Schicht. Und eine dünne Inversionsschicht auf einer Höhe von 2045 m und eine isotherme Schicht auf einer Höhe von 3120 m. Diese dünnen Schichten werden vom Modell nicht berechnet, haben aber tatsächlich einen starken Einfluss auf die Thermik.

ADP in Originalgröße aus einem Ballon

Zusammenfassung.

Nicht jeder nach rechts geneigte Teil der Schichtungskurve auf dem ADC ist eine Inversion, seien Sie vorsichtig! Die tatsächliche Inversion kann nur auf einem aerologischen Diagramm gesehen werden, das aus tatsächlichen atmosphärischen Sondierungsdaten erstellt wurde. In „Modell“-Diagrammen werden sie möglicherweise nicht berechnet, sondern nur bei der Reduzierung des Gradienten auf einer Ebene berücksichtigt. In diesem Fall kann ihre Existenz jedoch vermutet werden, wenn wir die möglichen Faktoren für das Auftreten von Inversionen berücksichtigen.

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Ein abnormaler Anstieg der TEMPERATUR mit der Höhe. Normalerweise nimmt die Lufttemperatur mit zunehmender Höhe über dem Boden ab. Die durchschnittliche Abnahmerate beträgt 1 °C pro 160 m. Unter bestimmten Wetterbedingungen ist die umgekehrte Situation zu beobachten. In einer klaren, ruhigen Nacht mit einem Hochdruckgebiet kann kalte Luft die Hänge hinunterrollen und sich in den Tälern sammeln, und die Lufttemperatur wird in der Nähe des Talbodens niedriger sein als 100 oder 200 m darüber. Über der kalten Schicht befindet sich wärmere Luft, die wahrscheinlich eine Wolke oder leichten Nebel bildet. wird am Beispiel der Rauchentwicklung bei einem Brand deutlich. Der Rauch steigt vertikal auf und biegt sich dann, wenn er die „Inversionsschicht“ erreicht, horizontal ab. Wenn diese Situation in großem Maßstab entsteht, bleiben der in die Atmosphäre aufsteigende Staub und Schmutz dort und führen bei Ansammlung zu schwerwiegenden Folgen Verschmutzung.


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