- •Каўрыга п.А., 2004
- •Прадмова
- •Раздзел 1 уводзіны
- •Прадмет вывучэння метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.1. Атмасфера
- •1.2. Надвор’е
- •1.3. Кліматалогія
- •1.4. Кліматаўтварэнне
- •1.5. Народнагаспадарчае значэнне метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.6. Задачы метэаралогіі і кліматалогіі
- •Кліматычныя рэсурсы
- •1.8. Сувязь метэаралогіі з іншымі навукамі Дыферэнцыяцыя дысцыпліны
- •1.9. Асноўныя этапы гісторыі метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.9.1. Даследаванні метэаралогіі і кліматалогіі ў Расіі і ссср
- •Даследаванні метэаралогіі і кліматалогіі на Беларусі
- •Метады даследаванняў у метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.11. Арганізацыя метэаралагічных назіранняў Служба надвор’я
- •Класіфікацыя гідраметэаралагічных станцый
- •Метэаралагічныя элементы і вымяральныя велічыні
- •1.11.1. Метэаралагічныя назіранні ў Рэспубліцы Беларусь
- •Тыпы метэаралагічных станцый Рэспублікі Беларусь (паводле даных Белгідрамета)
- •1.11.2. Міжнароднае супрацоўніцтва ў галіне метэаралогіі
- •Раздзел 2 будова атмасферы і хімічны склад паветра
- •2.1. Будова атмасферы
- •2.2. Хімічны склад паветра
- •Хімічны склад сухога паветра каля зямной паверхні, %
- •Змяненні ўтрымання со2 ў атмасферы
- •Раздзел 3 фізічныя ўласцівасці паветра
- •3.1. Ціск паветра
- •3.2. Тэмпература паветра
- •3.3. Шчыльнасць паветра. Ураўненне стану газаў
- •3.4. Змяненне атмасфернага ціску з вышынёю
- •Змяненне ціску паветра з вышынёю
- •3.5. Асноўнае ўраўненне статыкі атмасферы
- •3.6. Бараметрычная формула
- •3.7. Барычная ступень
- •Барычная ступень (м/гПа) у залежнасці ад ціску і тэмпературы
- •3.8. Адыябатычныя працэсы ў атмасферы
- •Вільгацеадыябатычны градыент пры розных тэмпературах і ціску
- •3.9. Патэнцыяльная тэмпература
- •3.10. Вертыкальнае размеркаванне тэмпературы Тэрмічная стратыфікацыя атмасферы
- •3.11. Змяненні патэнцыяльнай тэмпературы ў залежнасці ад яе вертыкальнага градыента (стратыфікацыі)
- •3.12. Стратыфікацыя і вертыкальная раўнавага насычанага паветра
- •Спектр сонечных электрамагнітных хваляў (паводле б.А. Семенчанка, 2002)
- •4.2. Энергетычная і прыродная асветленасць
- •4.3. Сонечная пастаянная
- •4.4. Прамая сонечная радыяцыя
- •4.5. Паглынанне сонечнай радыяцыі ў атмасферы
- •4.6. Рассеянне сонечнай радыяцыі
- •4.7. Закон аслаблення сонечнай радыяцыі ў атмасферы
- •Табліца 4.2 Залежнасць масы атмасферы ад вышыні Сонца (табліца Бемпарада)
- •Такім чынам, пры праходжанні сонечнымі промнямі m мас колькасць прамой радыяцыі каля паверхні Зямлі складзе
- •4.9. Сумарная радыяцыя
- •4.10. Адбітая і паглынутая сонечная радыяцыя
- •Табліца 4.3 Інтэгральнае альбеда (%) розных тыпаў падсцілаючай паверхні
- •Табліца 4.4 Спектральнае альбеда (%) розных тыпаў падсцілаючай паверхні
- •4.12. Доўгахвалевая радыяцыя зямной паверхні і атмасферы
- •4.13. Цяплічны (парніковы) эфект атмасферы
- •4.14. Радыяцыйны баланс зямной паверхні
- •Табліца 4.5 Залежнасць радыяцыйнага балансу ад вышыні Сонца і альбеда ў яснае надвор’е
- •4.15. Радыяцыйны баланс планеты Зямля
- •4.16. Размеркаванне сонечнай радыяцыі на верхняй мяжы атмасферы
- •Табліца 4.6 Вышыня сонца (º) ў дні летняга і зімовага сонцастаяння і дні раўнадзенстваў на асноўных геаграфічных шыротах
- •Табліца 4.7 Паступленне сонечнай радыяцыі (кВт/м2) ў дні раўнадзенстваў і сонцастаянняў (паводле с.П. Хромава, 2001)
- •4.17. Геаграфічнае размеркаванне сумарнай радыяцыі
- •4.18. Геаграфічнае размеркаванне радыяцыйнага баланса
- •Табліца 4.8 Радыяцыйны баланс у межах прыродных зон (мДж/м2 у год)
- •Табліца 4.9
- •4.19. Цеплавы баланс зямной паверхні
- •Раздзел 5 цеплавы рэжым атмасферы і падсцілаючай паверхні
- •5.1. Віды цеплаабмену атмасферы з навакольным асяроддзем
- •5.2. Цеплавы баланс сістэмы Зямля – атмасфера
- •Баланс сонечнай радыяцыі ў атмасферы і на зямной паверхні
- •Цеплавы баланс зямной паверхні і атмасферы
- •Цеплавы баланс атмасферы
- •5.3. Адрозненні ў цеплавым рэжыме глебы і вадаёмаў
- •5.4. Распаўсюджванне цяпла на глыбіню глебы
- •Характарыстыка тэмпературы паветра
- •5.6. Гадавая амплітуда тэмпературы паветра і кантынентальнасць клімату
- •5.7. Тыпы гадавога ходу тэмпературы паветра
- •Сярэднямесячныя тэмпературы паветра
- •5.8. Зменлівасць сярэдніх месячных і гадавых тэмператур
- •Сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра (оС) і крайнія яе значэнні ў асобныя гады (мс Горкі Магілёўскай вобласці, 1881-1997)
- •5.9. Інверсіі тэмпературы
- •5.10. Геаграфічнае размеркаванне тэмпературы прыземнага слоя атмасферы
- •5.11. Тэмпература шыротных кругоў
- •Сярэднія шыротныя тэмпературы (паводле с.П. Хромава)
- •Сярэдняя тэмпература паветра (оС)
- •Раздзел 6 водны рэжым атмасферы
- •6.1. Выпарэнне і насычэнне вадзяной пары
- •6.2. Уласцівасці пругкасці насычэння
- •Змяненні пругкасці насычэння (е) у залежнасці ад тэмпературы (t)
- •Пругкасць насычэння для лёду Ел і вады Ев пры аднолькавай тэмпературы t °с
- •6.3. Закон выпарэння
- •6.4. Выпаральнасць
- •6.5. Геаграфічнае размеркаванне выпарэння і выпаральнасці
- •6.6. Характарыстыкі вільготнасці паветра
- •6.7. Сутачны і гадавы ход парцыяльнага ціску вадзяной пары
- •6.8. Сутачны і гадавы ход адноснай вільготнасці
- •6.9. Геаграфічнае размеркаванне парцыяльнага ціску вадзяной пары і адноснай вільготнасці
- •6.10. Кандэнсацыя вадзяной пары ў атмасферы
- •6.11. Ядры кандэнсацыі
- •6.12. Воблакі
- •6.13. Мікрафізічны склад (структура) воблакаў
- •6.14. Міжнародная класіфікацыя воблакаў
- •6.15. Генетычная класіфікацыя воблакаў
- •6.16. Геаграфічнае размеркаванне воблачнасці
- •6.18. Туманы--утварэнне і геаграфічнае размеркаванне
- •6.18. Атмасферныя ападкі
- •6.19. Гідраметэаралагічная ацэнка ўвільгатнення тэрыторыі
- •6.20. Водны баланс Зямлі
- •Водны баланс сусветнага акіяну, мацерыкоў і зямнога шара (Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли, 1974)
- •6.21. Снегавое покрыва
- •Размеркаванне снегавога покрыва на Браслаўскім узвышшы
- •Характарыстыка снегавога покрыва ў разнастайных умовах Браслаўскага ўзвышша
4.19. Цеплавы баланс зямной паверхні
Вышэй гаварылася, што радыяцыйны баланс характарызуе прыход і расход кароткахвалевага і доўгахвалевага электрамагнітнага выпраменьвання, інакш, радыяцыйны баланс уключае радыяцыйныя патокі сонечнай энергіі. Пры дадатным радыяцыйным балансе падсцілаючая паверхня награецца, а пры адмоўным – ахалоджваецца. Паміж падсцілаючай паверхняй і прылеглымі слаямі атмасферы, глебы і вады адбываецца нерадыяцыйны цеплаабмен за кошт малекулярнай і турбулентнай цеплаправоднасці.
Расход і прыход цяпла нерадыяцыйным шляхам звязваецца ўраўненнем цеплавога (энергетычнага) баланса зямной паверхні (рыс. 4.9):
±B = ±LE ±P ±A ±F, (4.11)
Рыс. 4.9. Складаючыя цеплавога балансу зямной паверхні днём |
дзе В – радыяцыйны баланс зямной паверхні; LE – цяпло, якое затрачваецца на выпарэнне вады або выдзяляецца пры кандэнсацыі; Е – слой выпарэння; L – удзельная цеплата параўтварэння (кандэнсацыі) – скрытая цеплата (2,47 кДж/г); Р – паступленне цяпла ў атмасферу ці вяртанне яго да зямной паверхні шляхам турбулентнага цеплаабмену; |
А – цеплаабмен паміж зямной паверхняй і ніжэйляжачымі слаямі глебы ці вады; F – біялагічны цеплаабмен (засваенне цяпла ў працэсе фотасінтэза або выдзяленне цяпла пры дэструкцыі біямасы).
Цеплавы баланс адлюстроўвае энергетычнае ўзаемадзеянне атмасферы з гідрасферай і зямной паверхняй. Ад структуры (суадносін) складаючых цеплавога баланса залежаць тэмпературны рэжым, умовы ўвільгатнення, характар прыроднага ландшафту. Акрамя таго, цеплавы баланс вызначае занальнасць клімату і прыродных умоў, а таксама першасную біялагічную прадуктыўнасць геасістэм.
Ураўненне цеплавога баланса выкарыстоўваецца для вывучэння фізікі памежнага слою атмасферы і верхняга слою глебы, а таксама для ацэнкі змяненняў клімата, якія адбываюцца пад уздзеяннем антрапагенных фактараў.
На біялягічны цеплаабмен F прадуцэнтамі спажываецца менш 1 % радыяцыйнага баланса. Гэта велічыня знаходзіцца ў межах дакладнасці разлікаў і звычайна не прымаецца на ўвагу. Цеплаабмен у глебах і вадаёмах А за шматгадовы перыяд роўны нулю, таму што верхнія слаі на працягу года ў роўнай колькасці атрымліваюць і вяртаюць цяпло ў атмасферу. У выніку гэтых разваг ураўненне цеплавога балансу прынімае выгляд:
В= LE+Р (4.12)
Разгледзім галоўныя члены ўраўнення цеплавога баланса LE і Р, якія адлюстроўваюць фізіка-геаграфічныя і кліматычныя ўмовы на Зямлі.
4.19.1. Затраты цяпла на выпарэнне. У сярэднім шматгадовым значэнні на ўсёй Зямлі 75 % радыяцыйнага баланса расходуецца на выпарэнне вады, якая кандэнсіруецца ў атмасферы і вызваляе скрытае цяпло параўтварэння. Велічыня выпарэння і расходы энергіі на гэты працэс залежаць ад шэрагу фактараў. Да іх адносяцца ўвільготненасць падсцілаючай паверхні, хуткасць ветру, вільготнасць і стратыфікацыя прыземнага слою паветра.
Выпарэнне вады з падсцілаючай паверхні адбываецца ў тых выпадках, калі пругкасць вадзяной пары з вышынёй памяншаецца. У такім выпадку затраты цяпла LE на выпарэнне дадатныя. Цяпло ўходзіць у атмасферу ў скрытай форме. Наадварот, калі ўтрыманне вадзяной пары з вышынёй расце, працякае кандэнсацыя вадзяной пары, якая суправаджаецца вылучэннем цеплаты і прадуктаў кандэнсацыі на падсцілаючай паверхні, а LE набывае адмоўны знак.
На рыс. 4.10 прыведзены дадзеныя затрат цяпла на выпарэнне вільгаці за год. Звяртае на сябе ўвагу тое, што велічыня выпарэння істотна адрозніваецца паміж мацерыкамі і акіянамі. Так, над акіянамі цяпла радыяцыйнага баланса на выпарэнне затрачваецца ў 3 – 5 разоў больш, чым над мацерыкамі. Максімальная колькасць цяпла радыяцыйнага баланса на выпарэнне расходуецца ў трапічных шыротах. У пазатрапічных шыротах гэта колькасць цяпла паступова памяншаецца з шыратой, набываючы азанальныя асаблівасці размеркавання. Асноўнай прычынай парушэння занальнасці выпарэння над акіянамі з’яўляецца размеркаванне цёплых і халодных марскіх цячэнняў. Натуральна, што цёплыя цячэнні ўздоўж усходніх узбярэжжаў спрыяюць выпарэнню і расходам цяпла на аго, а халодныя, наадварот, перашкаджаюць. Над цёплымі вобласцямі якіяна ўсталёўваецца няўстойлівая стратыфікацыя, а таксама вялікі вертыкальны градыент пругкасці вадзяной пары, што інтэнсіфіцыруе выпарэнне і патрабуе вялікіх затрат цяпла. Над халоднымі вобласцямі акіянаў уздоўж заходніх узбярэжжаў выпарэнне і затраты цяпла на яго рэзка памяншаюцца.
Над акіянамі ў экватарыяльным поясе выпарэнне аказваецца значна менш, чым у трапічных паясах. Гэта тлумачыцца тым, што ў экватарыяльным поясе невялікія вертыкальныя градыенты пругкасці вадзяной пары.
Азанальны характар выпарэння над мацерыкамі вызначаецца ступенню ўвільготненасці тэрыторыі і рэсурсамі цяпла. Над трапічнымі пустынямі з-за недахопу вільгаці затраты цяпла на выпарэнне невялікія і складаюць 5·102– 6·102 МДж/м2, а над акіянамі яны на парадак больш. У той жа час у экватарыяльных вільготных лясах затраты цяпла на выпарэнне складаюць 20·102– 25·102 МДж/м2. Ва ўмераных і высокіх шыротах над мацерыкамі, дзе сказваецца дэфіцыт цяпла і вільгаці, затраты на выпарэнне змяншаюцца да 5·102– 10·102 МДж/м2.
4.19.2. Затраты цяпла на турбулентны цеплаабмен. Турбулентны цеплаабмен атмасферы вызначаецца вертыкальнымі градыентамі тэмпературы, ад якіх залежыць інтэнсіўнасць патока цяпла ад зямной паверхні ў атмасферу і наадварот. Як вядома, ад велічыні і палярнасці (знака) вертыкальнага градыента залежыць стратыфікацыя атмасферы і звязанае з ёй турбулентнае перамешванне паветра (гл. пункт 3.10). Калі стратыфікацыя няўстойлівая (γ > γа), турбулентны цеплаабмен дадатны і накіраваны ў атмасферу, а падсцілаючая паверхня губляе цяпло. Пры абыякавай стратыфікацыі (γ = γа) турбулентны паток цяпла роўны нулю. Калі стратыфікацыя ўстойлівая (γ < γа), то турбулентны цеплаабмен набывае адмоўнае значэнне, гэта значыць, што паток цяпла накіраваны з атмасферы да зямной паверхні.
На турбулентны перанос цяпла ад зямной паверхні ў атмасферу ў сярэднім за год расходуецца 25 % радыяцыйнага баланса (рыс. 4.11). Дадзеныя рыс. 4.11 сведчаць аб тым, што ўсе кантыненты, акрамя Антарктыды, у сярэднім за год з’яўляюцца крыніцай цяпла для атмасферы – турбулентны цеплаабмен дадатны. Над халоднымі паверхнямі акіянаў узнікае адмоўны цеплаабмен, што азначае, што цяпло ў такіх месцах паступае з атмасферы да паверхні акіянаў. Па гэтай прычыне турбулентны цеплаабмен на мацерыках змяняе сваю палярнасць (знак) ад зімы да лета і, наадварот.
Летам мацерыкі маюць дадатны знак турбулентнага цеплаабмену. Аднак яго інтэнсіўнасць моцна залежыць ад увільгатнення тэрыторыі. Найбольшых значэнняў турбулентны цеплаабмен дасягае ў трапічных пустынях (15·102 –25·102 МДж/м2). У вільготных экватарыяльных лясах, дзе вялікія затраты цяпла на выпарэнне, на турбулентны цеплаабмен застаецца толькі 5·102 –10·102 МДж/м2.
Зімой на мацерыках вышэй 40º пн. і пд. ш. усталёўваецца адмоўны радыяцыйны баланс, што надае турбулентнаму цеплаабмену таксама адмоўны знак. Гэта значыць, што паток цяпла накіраваны з атмасферы да зямной паверхні.
Над акіянамі турбулентны абмен цяплом узрастае ад экватара да палюсоў, а над кантынентамі, наадварот, памяншаецца.