4. Інверсія

Основне джерело теплоти для повітря— земна поверхня, тому нормаль­ним є зниження його температури у тропосфері, зі збільшенням висоти. Але частро температура в певному шарі повітря з висотою підвищується. Таке явище називають інверсією температури. Інверсії в атмосфері помітно вплива­ють на розвиток різноманітних атмосферних процесів, зокрема, шари інверсії мають найспйкішу стратифікацію і тому перешкоджають роз­витку висхідних течій повітря, тобто це затримуючі шари (шари затри­мання, інверсії). Вони досить тонкі порівняно з товщиною тропосфери. Велику увагу цим шарам приділяють в авіації: політ під інверсійними шарами часто проходить у хмарах, що зменшує видимість, збільшує бовтанку та обмерзання (покриття кригою, льодом), політ над інверсійними шарами відбувається спокійно.

Інверсія характеризується висотою шару, його товщиною і так званою глибиною інверсії, тобто різницею температур на верхній та нижній межах шару.Інверсії можуть виникати на різних шарах у тропосфері, і причини її виникнення також різні. За висотою нижньої межі інверсії поділяють на приземні та інверсії вільної атмосфери. Потужність інверсійних шарів змінюється від декількох метрів до 2-3 км. Глибини інверсії коливаються від 2 до 10°С і більше.

Приземні інверсії, тобто такі, що починаються від діяльної поверхні, можуть бути радіаційними та адвективнимн.

За умовами утворення інверсії вільної атмосфери поділяються на такі: інверсії турбулентності (тертя), динамічні, антициклонічні (стиснення, осідання), фронтальні.

Інверсії турбулентності (тертя) утворюються на висоті декількох сотень метрів, тобто над нижнім шаром атмосфери, де особливо си­льно розвивається інтенсивне турбулентне перемішування, яке обу­мовлене тертям повітря об земну поверхню.

Інверсії спостерігаються у при­земних шарах повітря і на деяких висотах в атмосфері.

За походженням розрізняють такі інверсії температури: радіаційні, ад­вентивні, орографічні, снігові.

Радіаційні інверсії виникають у теплу пору року за безхмарної погоди. Після заходу сонця земна поверхня і прилеглий шар повітря охолоджуються внаслідок радіаційного випромінювання теплоти.

Орографічні інверсії утворюються в тиху погоду в улоговинах і де шнах, ку­ди стікає холодне повітря, а на вершинах горбів і схилах залишає ься більш тепле повітря. Адвентивні інверсії виникають в результаті надход: ;ення теп­лого повітря з теплих районів в охолоджену місцевість. Навесні С ля земної поверхні теплота витрачається на танення снігу і виникають сніго і інверсії. Більшість інверсій на певних висотах спричиняються осіданням ювітря та його адіабатичним нагріванням внаслідок опускання в стійких і овітряних масах антициклонів.

5. Відбивання та поглинання радіації земною поверхнею. Альбедо поверхонь

Сумарна радіація при надходженні до земної поверхні у більшос­ті засвоюється в горішньому тонкому поверхневому шарі ґрунту або води і перетворюється на тепло, а частково відбивається (віддзерка­люється). Відношення кількості відбитої даною поверхнею радіації до, сумарної радіації, яке виражене у частках одиниці або відсотках, називається альбедо або відбивною здатністю.

R – потік відбитої короткохвильової радіації

Q – сумарна сонячна радіація

Альбедо залежить від: кольору поверхні, вологості, шорсткості, наявності та типу рослинного покриву, наявності снігового або льодового покриву.

Темні і шорсткі поверхні ґрунту поглинають краще сонячну радіацію ніж світлі і гладкі. В середньому на суходолі альбедо змінюється від 10-30%

Існують виключення:

• Альбедо снігового покриву змінюється від 30 до 90%.

• Темні відкриті та виорані грунти А=5-10%

• Піщані пустелі А=40-45%

Альбедо водних поверхонь

Величина розсіяної радіації 8-10% незалежно від періоду доби.

Для прямої сонячної радіацї Альбедо водної поверхні залежить від висоти і кута падіння сонячних променів. Аль­бедо водних поверхонь (океанів) менше, ніж альбедо суші: його се­редні значення коливаються між 6% в екваторіальный зоні (20° пд.ш. - 20° пн.ш.) і 15-20% на широті 60-70°.

Знаючи альбедо поверхні і сумарну радіацію, можна визначити кількість короткохвильової радіації, що вбирається даною поверх­нею. Коефіцієнт (1 - А) є коефіцієнтом поглинання (засвоєння) ко­роткохвильової радіації, що вбирається даною поверхнею. Різниця між сумарною та відбитою радіацією називається поглиненою (уві­браною, засвоєною) радіацією (залишковою сонячною радіацією) або балансом короткохвильової радіаці.

B_k = Q-R_k a6o B_k = Q(1-A).