- •1. Предмет изучения метеорологии и климатологии
- •2 Погода
- •Кліматаўтварэнне
- •Климатические ресурсы
- •5. Основные этапы истории метеорологии и климатологии
- •6. Методы исследований в метеорологии и климатологии
- •12. Строение атмосферы
- •13. Химический состав воздуха
- •14. Водяная пора в атмосферы.
- •15 Азонасфера.
- •16. Атмосферная аэрозоль.
- •17. Изменение химического состава воздуха с высотою.
- •19. Давление воздуха
- •3.2. Температура воздуха
- •3.3. Плотность воздуха. Уравнение состояния газов
- •21. Изменение атмосферного давления с высотою
- •22. Основное уравнение статики атмосферы
- •23. Барометрическая формула
- •24. Барическая степень
- •25. Адиабатические процессы в атмосферы
- •27. Потенциальная температура
- •28. Стратификация и вертикальное равновесие
- •31 Основыне законы выпраменьвання
- •32. Энергетическая и природная освещенность
- •33. Солнечная постоянная
- •34. Поглощение солнечной радиации в атмосферы
- •36. Закон аслаблення солнечной радиации в атмосферы
- •37. Суммарная радиация
- •40. Тепличный (парниковый) эффект атмосферы
- •39. Радиационный баланс земной поверхности
- •41. Распределение солнечной радиациина верхней границе атмосферы
- •4.17. Географическое распределение суммарной радиации
- •43. Географическое распределение радиационного балансо
- •44. Тепловой баланс земной поверхности
- •45. Затраты тепла на испарение.
- •46. Виды теплообмена атмосферы с окружающей средой
- •47. Различия в тепловом режиме почвы и водоемов
- •50. Суточный ход температуры воздуха
- •51. Непериодические изменения температуры воздуха.
- •52. Заморозки.
- •53. Годовая амплитуда температуры воздуха и кантынентальнасць климата
- •54. Типы годового хода температуры воздуха
- •55 Инверсии температуры
- •56. Географическое распределение температуры приземного слоя атмосферы
- •58. Температура шыротных кругов
- •59 Водяная пара
- •62 Закон испарения
- •63. Испаряемость
- •64 Суточный и годовой ход относительной влажности
- •65. Конденсация водяной поры в атмосферы
- •66. Мікрафізічны состав (структура) воблакаў
- •68. Генетическая классификация воблакаў
- •69. Географическое распределение облачности
- •70 Туманы--образование и географическое распределение
- •73 Осадки, которые выпадают с воблакаў.
- •74 Осадки, которые образовываются на поверхности Земле и ее предметах.
- •75 Суточный ход осадков. Годовой ход осадков
- •79. Снегавое покров
45. Затраты тепла на испарение.
В средней многолетней значимости на всей Земле 75 % радиационного балансо расходуецца на испарение воды, которая кандэнсіруецца в атмосферы и освобождает скрытае тепло парообразования. Величина испарения и расходы энергии на этот процесс зависеть от шеренги факторов. К их относятся увільготненасць подстилающей поверхности, скорость проветриваю, влажность и стратификация приземного слою воздуха.
Испарение воды с подстилающей поверхности отбывается в тех случаях, когда упругость водяной поры с высотой уменьшается. В таком случае затраты тепла LE на испарение положительные. Тепло уходзіць в атмосферу в скрытай форме. Напротив, когда удержание водяной поры с высотой растет, протекает конденсация водяной поры, которая сопровождается выделением цеплаты и продуктов конденсации на подстилающей поверхности, а LE приобретает отрицательный знак.
На рис. 4.10 приведенный данные затрат тепла на испарение влаги за год. Обращает на себя внимание то, что величина испарения существенно отличается промеж материками и океанами. Да, над океанами тепла радиационного балансо на испарение затрачивается в 3 - 5 раз более, чем над материками. Максимальное количество тепла радиационного балансо на испарение расходуецца в тропических широтах. В пазатрапічных широтах это количество тепла постепенно уменьшается с широтой, приобретая азанальныя особенности распределения. Над океанами в экваториальном поясе испарение оказывается значительно меньше, чем в тропических поясах. Это объясняться тем, что в экваториальном поясе невеликие вертикальные градиенты упругости водяной поры.
Азанальны характер испарения над материками определяется степенью увільготненасці территории и ресурсами тепла. Над тропическими пустынями из-за недостатка влаги затраты тепла на испарение невеликие и складывают 5·102- 6·102 Мдж/м2, а над океанами они на порядок более. В то же время в экваториальных влажных лесах затраты тепла на испарение складывают 20·102- 25·102 Мдж/м2. Во умеренных и высоких широтах над материками, где сказваецца дефицит тепла и влаги, затраты на испарение уменьшаются к 5·102- 10·102 Мдж/м2.
Затраты тепла на турбулентный теплообмен. Турбулентный теплообмен атмосферы определяется вертикальными градиентами температуры, от которых зависит интенсивность патока тепла от земной поверхности в атмосферу и напротив. Как конечно, от величины и полярности (знака) вертикального градиенто зависит стратификация атмосферы и связанное с ей турбулентной перамешванне воздуха (см. пункт 3.10На турбулентный перенос тепла от земной поверхности в атмосферу в среднем за год расходуецца 25 % радиационного балансо (черт. 4.11). Данные черт. 4.11 свидетельствуют о тех, что все континенты, помимо Антарктиды, в среднем за год являются источником тепла для атмосферы - турбулентный теплообмен положительный. Летом материки имеют положительный знак турбулентного теплообмена. Однако его интенсивность сильно зависит от увлажнения территории. Наибольших значимостей турбулентный теплообмен достигает в тропических пустынях (15·102 -25·102 Мдж/м2). В влажных экваториальных лесах, где большие затраты тепла на испарение, на турбулентный теплообмен остается только 5·102 -10·102 Мдж/м2.
Зимой на материках повыше 40? пн. и пд. ш. устанавливается отрицательный радиационный баланс, что придает турбулентному теплообмену тоже отрицательный знак. То есть, что паток тепла направленный с атмосферы к земной поверхности.
Над океанами турбулентный обмен теплом возрастает от экватора к полюсов, а над континентами, напротив, уменьшается.