Фронтальные инверсии.

Радиационные инверсии наблюдаются в нижнем слое атмосферы в результате охлаждения земной поверхности. Особенно сильно охлаждение подстилающей поверхности происходит при ясном небе и слабом ветре. Вместе с охлаждением земной поверхности происходит понижение температуры в примыкающем к ней слое воздуха. Подобные условия наблюдаются летом только в ночное время, а зимой они могут сохраняться и днем.

Мощность ночных инверсий колеблется от 5—10 м до сотен метров. Вертикальный градиент температуры (в пересчете на 100 м) достигает десятков и даже сотен градусов. Зимние инверсии по высоте иногда достигают 2—3 км; в условиях антициклонической погоды они могут сливаться с инверсиями оседания.

Разность температур на верхней и нижней границе зимних инверсий обычно не превышает 15—25°. Эти инверсии наблюдаются только над континентами или над морскими районами со сплошным ледяным покровом, например центральный полярный бассейн. Радиационные инверсии сравнительно часто сопровождаются радиационными туманами.

Весенние инверсии наблюдаются в весеннее время, когда теплый воздух южных широт приходит в районы, где имеется снеговой покров. В приземном слое температура воздуха становится близкой к температуре тающего снега (0°), в то время как на высоте нескольких десятков метров она может быть +10°. В результате поток тепла направлен сверху вниз и это приводит к быстрому таянию снега. Эти инверсии наблюдаются также в морях над районами сплошного льда.

Адвективные инверсии по характеру сходны с инверсиями весенними и образуются как над сушей, так и над морем, когда теплая воздушная масса поступает на холодную подстилающую поверхность. По своей интенсивности эти инверсии уступают радиационным инверсиям (особенно зимним); их мощность редко достигает нескольких сотен метров.

Характерным примером таких инверсий являются инверсии, образующиеся при надвигании теплого воздуха на холодное течение (например Лабрадорское, Ойя-Сио и др.), или же с открытых морских районов на районы, покрытые льдом (у границы льдов). Поэтому эти инверсии могут наблюдаться круглый год; часто они сопровождаются адвективными туманами.

На суше часто образование таких инверсий длится 2—3 дня, а затем с прогревом земной поверхности мощность и интенсивность их уменьшается и они исчезают. Над океанами эти инверсии разрушаются сильными холодными ветрами и несколько ослабевают (иногда разрушаются) под влиянием дневного солнечного прогрева. Вблизи берегов такие инверсии часто развиваются при теплых береговых ветрах. Они не сопровождаются туманами, но при этом часто наблюдается понижение видимости из-за наличия сухой мглы (взвешенная пыль). От берега такие инверсии могут распространяться на сотню и более миль, особенно при слабых ветрах. Далее они разрушаются путем теплообмена воздуха с водной поверхностью.

Инверсии сжатия (оседания), или антициклонические. Как правило, динамические инверсии наблюдаются в слоях от 500 до 4000 м, иногда они сливаются с приземными. Инверсии сжатия (оседания) образуются в результате опускания воздуха в антициклонах. При оседании воздушные слои адиабатически нагреваются. Если при этом нисходящее движение не распространяется до поверхности Земли, то в переходном слое температура резко растет, образуется инверсия.

Кроме того, поскольку в верхних слоях тропосферы вертикальные градиенты температуры обычно меньше адиабатических, то опускание воздуха обусловливает рост устойчивости, а иногда образование задерживающих слоев и инверсий. Для образования мощных инверсий оседания слой должен опускаться на несколько километров, причем в начальный период он должен иметь устойчивую стратификацию.

Облачные инверсии образуются под облаками и над ними. Если происходят восходящие движения, то инверсии могут наблюдаться в нижней части облака (под облаком), поскольку падение температуры с высотой в самом облаке замедляется за счет выделения скрытой теплоты конденсации.

При опускании сдоя, в нижней части которого находится облако, рост температуры в верхней его части (над облаком) происходит по сухоадиабатическому закону (ϒ_а= 1°/100 м), а в самом облаке — по влажно-адиабатическому (медленнее), в результате чего инверсия образуется в надоблачном слое. Облачные инверсии могут образовываться за счет охлаждения облаков путем излучения и потери тепла на испарение. Такие инверсии чаще всего образуются над облаками нижнего яруса. Эти же явления могут усиливать и подоблачные инверсии.

Турбулентные инверсии являются результатом того, что атмосфера расслоена. Если в одном из слоев развивается турбулентный обмен, в результате чего кривая стратификации приближается к сухой адиабате, а вышележащий слой стратифицирован устойчиво, то в переходной зоне образуется инверсия. Такие инверсии чаще всего отделяют пограничный слой от вышележащего. В приземном слое в зависимости от скорости ветра и шероховатости подстилающей поверхности вертикальная мощность инверсии над сушей может достигать 2—2,5 км; над водной поверхностью она меньше.

Если в каком-либо из слоев атмосферы наблюдается увеличение скорости ветра по сравнению с выше- и нижележащими слоями, то в этом слое также может возникнуть инверсия. Здесь она образуется потому, что в «струю» втягивается воздух из смежных слоев; при этом воздух, втягиваемый из верхних слоев, адиабатически нагревается, а из нижних - адиабатически охлаждается, и в зоне с максимальной скоростью ветра появляется инверсия.

Бризовые инверсии образуются днем в результате того, что морской бриз несет прохладный и влажный воздух, а над ним распространяется компенсационный поток сухого и теплого воздуха, идущего с берега. Ночью, напротив, береговой бриз несет сравнительно холодный воздух, а по клину этого холодного воздуха восходит сравнительно теплый морской воздух.

Такие инверсии образуются в слоях 100—1000 м. Они весьма изменчивы по горизонтали. На удалениях в несколько десятков миль от берега, где происходит опускание верхнего берегового воздуха на водную поверхность, они сливаются с адвективными инверсиями, образующимися за счет растекания теплого сухого воздуха над водной поверхностью. Толщина таких инверсий от десятков до 100—200 м. Вертикальные градиенты в них невелики; иногда это изотермии или даже слои с падением температуры с высотой в пределах 0°,1—0°,3/100 м.

Фронтальные инверсии. Фронт представляет собой поверхность (точнее зону, слой) раздела между холодной и относительно теплой воздушными массами. Толщина этой зоны обычно колеблется в пределах от нескольких сот метров до I—2 км. Теплая воздушная масса, как более легкая, располагается над холодной. В переходной зоне наблюдается замедленное падение температуры, иногда она здесь повышается на несколько градусов. Такие инверсии наблюдаются в любое время года и над любой подстилающей поверхностью. Высота их увеличивается с удалением от линии пересечения фронтальной поверхности с земной поверхностью и колеблется от 0 до 3—4 км, редко они достигают 6 км.

Над океанами основные типы инверсий: адвективные, оседания, фронтальные и облачные, реже турбулентные. Подавляющее большинство их располагается не выше 3000 м и имеют толщины от нескольких десятков метров до 200—300 м. Рост температуры по высоте в таких инверсиях составляет несколько градусов. Часто это изотермии или слои замедленного падения температуры.

Общей характеристикой почти всех типов инверсий, кроме радиационных, является то, что рост температуры на единицу высоты в них тем больше, чем тоньше слой. Со временем толщина инверсий увеличивается, а рост температуры на единицу высоты уменьшается. Это означает, что первоначально происходит сближение воздушных масс с резкими температурными контрастами, а затем эти контрасты уменьшаются за счет перемешивания с выше- и нижележащими слоями. Это же является причиной того, что края инверсий как бы изрезаны мелкими неоднородностями, часто оторванными от основного слоя инверсии. По краям перепады температур меньше, чем в средней части инверсии. Наблюдения показывают, что толщина инверсий увеличивается с увеличением высоты их нижнего основания до 600—800 м; дальнейшее увеличение высоты нижнего основания инверсий закономерного изменения их толщины не вызывает.