- •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
- •1.8. Сувязь метэаралогіі з іншымі навукамі Дыферэнцыяцыя дысцыпліны
- •1.9. Асноўныя этапы гісторыі метэаралогіі і кліматалогіі
- •Метады даследаванняў у метэаралогіі і кліматалогіі
- •1.11. Арганізацыя метэаралагічных назіранняў Служба надвор’я
- •1.11.1. Метэаралагічныя назіранні ў Рэспубліцы Беларусь
- •1.11.2. Міжнароднае супрацоўніцтва ў галіне метэаралогіі
- •2.1. Будова атмасферы
- •2.2. Хімічны склад паветра
- •3.1. Ціск паветра
- •3.2. Тэмпература паветра
- •3.3. Шчыльнасць паветра. Ураўненне стану газаў
- •3.4. Змяненне атмасфернага ціску з вышынёю
- •3.5. Асноўнае ўраўненне статыкі атмасферы
- •3.6. Бараметрычная формула
- •3.7. Барычная ступень
- •3.8. Адыябатычныя працэсы ў атмасферы
- •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
- •4.1. Сонечная радыяцыя
- •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
- •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
- •4.13. Цяплічны (парніковы) эфект атмасферы
- •4.14. Радыяцыйны баланс зямной паверхні
- •4.16. Размеркаванне сонечнай радыяцыі на верхняй мяжы атмасферы
- •4.17. Геаграфічнае размеркаванне сумарнай радыяцыі
- •4.18. Геаграфічнае размеркаванне радыяцыйнага баланса
- •4.19. Цеплавы баланс зямной паверхні
- •5.1. Віды цеплаабмену атмасферы з навакольным асяроддзем
- •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
- •Тыпы гадавога ходу тэмпературы паветра
- •5.8. Зменлівасць сярэдніх месячных і гадавых тэмператур
- •Сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра (оС) і крайнія яе значэнні ў асобныя гады
- •5.9. Інверсіі тэмпературы
- •5.10. Геаграфічнае размеркаванне тэмпературы прыземнага слоя атмасферы
- •5.11. Тэмпература шыротных кругоў
- •Водны рэжым атмасферы
- •6.1. Выпарэнне і насычэнне вадзяной пары
- •6.2. Уласцівасці пругкасці насычэння
- •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
- •6.21. Снегавое покрыва
Сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра (оС) і крайнія яе значэнні ў асобныя гады
(мс Горкі Магілёўскай вобласці, 1881-1997)
Тэмпература |
I |
II |
III |
IV |
V |
VI |
VII |
VIII |
IX |
X |
XI |
XII |
Год |
амплітуда |
Сярэдняя |
-8 |
-8 |
-3 |
+5 |
+12 |
+16 |
+18 |
+16 |
+11 |
+5 |
-1 |
-5 |
+5 |
26 |
Мінімальная |
-18 |
-19 |
-11 |
-2 |
+8 |
+12 |
+15 |
+13 |
+8 |
0 |
-8 |
-13 |
+3 |
34 |
Год |
1893 |
1929 |
1952 |
1929 |
1980 |
1928 |
1979 |
1884 |
1894 |
1976 |
1993 |
1890 |
1942 |
- |
Максімальная |
-1 |
+1 |
+3 |
+11 |
+17 |
+20 |
+22 |
+20 |
+15 |
+9 |
+6 |
+1 |
+7 |
23 |
Год |
1989 |
1990 |
1990 |
1920 |
1906 |
1901 |
1936 |
1939 |
1909 |
1896 |
1996 |
1960 |
1989 |
- |
Зменлівасць |
17 |
20 |
14 |
13 |
9 |
8 |
7 |
7 |
7 |
9 |
14 |
14 |
4 |
11 |
У табл. 5.5 прыведзена сярэдняя месячная і гадавая тэмпература паветра і яе экстремальныя значэнні за перыяд інструментальных назіранняў на метэастанцыі Горкі Магілёўскай вобласці. Зменлівасць тэмператур вызначана як розніца паміж сярэднемесячнымі мінімальнымі і максімальнымі тэмпературамі. У асобныя гады сярэднямесячная тэмпература змяняецца ў шырокіх межах: ад 7-8 оС летам, да 14-20 оС зімой. Напрыклад у Горках (Магілёўская вобласць) сярэдняя тэмпература лютага хістаецца ад +1 да -19 оС (зменлівасць 20 оС), а ліпеня – ад 15 да 22 оС (зменлівасць 7 оС). Такім чынам, найбольшай зменлівасцю тэмпературы характарызуюцца зімовыя месяцы. Летам тэмпература значна бліжэй да сярэдніх шматлетніх значэнняў – меньш зменліва.
5.9. Інверсіі тэмпературы
Звычайна ў сярэднім выражэнні тэмпература паветра з вышынёю ў трапасферы паніжаецца. У шэрагу выпадкаў у асобных слаях трапасферы тэмпература паветра з вышынёю не паніжаецца, а павышаецца. Павышэнне тэмпературы паветра з вышынёю называецца інверсіяй тэмпературы. Вертыкальны градыент тэмпературы пры інверсіях адмоўны (γ<0) і накіраваны да зямной паверхні. Інверсіі спрыяюць развіццю шэрага атмасферных з’яў і працэсаў. Інверсійнае размеркаванне тэмпературы з вышынёй надае паветру ўстойлівую стратыфікацыю, гэта значыць, што ў такіх слаях поўнасцю знікае турбулентнасць і канвекцыя. Акрамя таго, у слаях інверсіі ўтвараюцца туманы, раса, хмары, узнікаюць міражы. Інверсіяй з’яўляецца вядомая нам стратасфера.
|
Інверсіі характарызуюцца вышынёй ніжняй мяжы, магутнасцю інверсійнага слоя паветра і перападам тэмпературы паміж ніжняй і верхняй мяжой гэтага слоя. Адрозніваюць некалькі тыпаў інверсій: прыземныя, у свабоднай атмасферы (рыс. 5.4) і франтальныя. 5.9.1. Прыземныя інверсіі. У залежнасці ад умоў утварэння прыземныя інверсіі ў сваю чаргу падзяляюцца на радыяцыйныя і адвектыўныя. Радыяцыйныя інверсіі абумоўлены радыяцыйным выстудж-ваннем зямной паверхні, характэрным для ўстойлівага антыцыкланальнага надвор’я.
|
Радыяцыйныя інверсіі ўтвараюцца пры адмоўным цеплавым балансе, г.зн., што патокі цяпла скіраваны да зямной паверхні, а радыяцыйны баланс роўны эфектыўнаму выпраменьванню. Такія інверсіі летам узнікаюць ноччу, а зімою – і днём. Магутнасць радыяцыйных інверсій складае ад 10 да 500 м.
Вельмі магутныя радыяцыйныя інверсіі (1-2 км) утвараюцца зімою ва Ўсходняй Сібіры. Утварэнню сібірскіх інверсій спрыяе бязхмарнае і бязветранае надвор’е, якое фарміруецца ў межах антыцыклонаў, а таксама міжгорныя лагчыны, дзе застойваецца халоднае паветра.
Адвектыўныя інверсіі ўзнікаюць пры адвекцыі (прыходу) цёплага паветра на больш халодную падсцілаючую паверхню мацерыка, снегу, лёду, або халодных марскіх цячэнняў. Цёплае паветра ахалоджваецца ад халоднай паверхні, а на вышыні яно аказваецца цяплей.
5.9.2. Інверсіі ў свабоднай атмасферы. Гэтыя інверсіі ўзнікаюць у вобласцях высокага ціску – антыцыклонах, дзе паветра апускаецца зверху ўніз. Такія інверсіі яшчэ называюцца інверсіямі асядання ці сціскання. Пры апусканні, паветра сціскаецца і расцякаецца ў гарызантальнай плоскасці. Пры гэтым тэмпература паветра будзе павышацца паводле сухаадыябатычнага закону (γа=1 оС/100м). За кошт асядання і сціскання паветра яго верхнія слаі праходзяць большую адлегласць і ад гэтага мацней награюцца, чым ніжнія слаі. У выніку чаго ствараецца інверсійнае размеркаванне тэмпературы з вышынёй.
Для доказу вылучым у свабоднай атмасферы масу паветра АВСД, якая мае магутнасць 1000 м (рыс. 5.5) Дапусцім, што на верхняй мяжы
гэтай массы СД тэмпература tвм=-20С, а на ніжняй мяжы АВ tнм=+2 0С. Вертыкальны градыент тэмпературы будзе дадатны і разлічваецца наступным чынам:
(5.7)
Пры апусканні масы паветра АВСД, яна будзе сціскацца і расцякацца ў гарызантальнай плоскасці. У выніку чаго вертыкальная магутнасць паветранай масы зменшыцца. Дапусцім, што ніжняя мяжа АВ вылучанай паветранай масы апусцілася на 500 м і заняла становішча А1В1, а вертыкальная яе магутнасць стала 200 м. У такім выпадку, верхняя мяжа СД апусціцца на 1300 м і зойме становішча С1Д1. Пры гэтым паветра у ніжняй частцы адыябатычна нагрэецца да +7 оС, а на верхняй мяжы – да +11 оС. Вертыкальны градыент набывае адмоўнае значэнне, (γ=-2 оС/100 м ), што сведчыць аб утварэнні інверсіі асядання-сціскання.
(5.8)
Інверсіі ў свабоднай атмасферы часцей за ўсё ўзнікаюць на вышынях 1-2 км, могуць мець вялікую вертыкальную магутнасць і ахопліваць велізарную прастору. Асабліва магутныя і ўстойлівыя такія інверсіі характэрны для кантынентаў у зімовую пару, калі фарміруюцца антыцыклоны. У трапічных шыротах, клімат якіх ствараецца субтрапічнымі барычнымі максімумі, распаўсюджаны, т. зв. пасатныя інверсіі, якія затрымліваюць развіццё турбулентнасці і канвекцыі і выключаюць магчымасць кандэнсацыі вадзяной пары. Пасатныя інверсіі з’яўляюцца адной з прычын засушлівасці трапічных кліматаў.
У інверсійных слаях у свабоднай атмасферы паніжаецца адносная вільготнасць, а паветра набывае ўстойлівую стратыфікацыю. Аднак, пад слоем інверсіі, які затрымлівае вадзяную пару, могуць узнікаць слаістыя, слаіста-кучавыя і высокакучавыя воблакі—воблакі выпраменьвання хвалістага паходжання.
5.9.3. Франтальныя інверсіі. Франтальныя інверсіі таксама ўзнікаюць у трапасферы (рыс. 5.6). Яны характэрны для атмасферных франтоў – пераходных зон паміж цёплай і халоднай паветранай масай. Халодная паветраная маса клінападобна падцякае пад цёплую масу паветра. У такіх выпадках, на ніжняй халоднай мяжы франтальнай зоны тэмпература значна ніжэй, чым на верхняй яе цёплай мяжы. Такім чынам, у межах франтальнай зоны тэмпература з вышынёй павялічваецца, што ўказвае на ўтварэнне інверсіі тэмпературы.