Климатология с основами метеорологии Учение об атмосфере Кузнецов Андрей Николаевич кандидат географических наук, доцент Директор Института наук о Земле. - презентация

1 Климатология с основами метеорологии Учение об атмосфере Кузнецов Андрей Николаевич кандидат географических наук, доцент Директор Института наук о Земле Доцент кафедры физической географии, экологии и охраны природы

2 Введение Учебная дисциплина входит в число дисциплин базовой (общепрофессиональной) части профессионального цикла, закладывающих фундаментальные знания о географической оболочке и компонентах окружающей среды. Целью освоения дисциплины является формирование у будущих географов и экологов основы знаний об атмосфере Земли, ее строении и составе, атмосферных процессах, закономерностях формирования климата и влиянии хозяйственной деятельности человека на атмосферу и климат. Задачи освоения дисциплины включают: Изучение современных представлений о строении и составе атмосферы Земли; Рассмотрение закономерностей поступления на Землю солнечной энергии и ее распределения в земной атмосфере; Изучение факторов и процессов круговорота тепла и влаги; Выявление основных закономерностей циркуляции атмосферы; Изучение закономерностей формирования и пространственного распределения основных типов климата; Анализ изменений климата в истории Земли и влияния хозяйственной деятельности человека на атмосферу и климат.

3 Значение атмосферы для планеты Защитная функция: атмосфера защищает поверхность планеты и живые организмы от губительного космического излучения и космических тел; Геолого-геоморфологическая функция: атмосфера участвует в выветривании горных пород, выполаживании рельефа земной поверхности; Биогеохимическая функция: атмосфера участвует в обмене и круговороте веществ на Земле, в т.ч. в формировании живого вещества биосферы благодаря наличию жизненно важных компонентов (CO 2, O 2, N 2, H 2 O); Терморегулирующая и влагорегулирующая функции: атмосфера предохраняет поверхность Земли от резких колебаний температуры и влагосодержания, благодаря своей подвижности способствует горизонтальному и вертикальному перераспределению тепла и влаги, формирует климат; Ассимилирующая функция: атмосфера поглощает, рассеивает и нейтрализует загрязняющие вещества (самоочищающая способность)

4 Учебная карта дисциплины Виды контрольных мероприятий Текущий контроль Рубежный контроль 1234 Модуль 1. Атмосфера Земли и ее взаимодействие с космосом 1. Работа на лекциях и практических занятиях 2 2. Выполнение и анализ практических работ 7 3. Контрольная работа 5 Модуль 2. Круговорот тепла и влаги в атмосфере 1. Работа на лекциях и практических занятиях 3 2. Выполнение и анализ практических работ 5 3. Контрольная работа 5 Модуль 3. Циркуляция атмосферы 1. Работа на лекциях и практических занятиях 3 2. Выполнение и анализ практических работ 7 3. Контрольная работа 5 Модуль 4. Климатообразование. Влияние человека на атмосферу и климат 1. Работа на лекциях и практических занятиях 3 2. Выполнение и анализ практических работ Контрольная работа 5 Всего 4020

5 Рекомендуемая литература Кислов А.В. Климатология с основами метеорологии. М.: Академия, с. Кислов А.В. Климатология: учебник для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлениям «География» и «Гидрометеорология». М.: Академия, 2011, с. Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М.: Изд-во Московского ун-та, 2001, 2004, с. Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат, с. Кузнецов А.Н. Методические указания по учебной дисциплине «Климатология с основами метеорологии». Ростов-н/Д.: УПЛ ЮФУ, с. Кузнецов А.Н. Методические указания к выполнению практических работ по учебной дисциплине «Климатология с основами метеорологии». Ростов-н/Д.: УПЛ ЮФУ, с. Метеорология и гидрология. Ежемесячный научно-технический журнал. Росгидромет, ФГБУ «НИЦ «Планета», journal.ru/ journal.ru/

6 Науки об атмосфере Метеорология – наука о строении, составе, свойствах земной атмосферы, протекающих в ней физических и химических процессах. Метеорология относится к циклу геофизических наук. Она включает следующие направления: Физика атмосферы – основной раздел метеорологии, включает физику приземного воздуха, аэрологию, аэрономию, актинометрию. Химия атмосферы – молодое, быстро развивающееся научное направление, изучающее химические процессы в атмосфере. Динамическая метеорология – изучает атмосферные процессы в пределах тропосферы и нижней стратосферы с помощью теоретических методов аэромеханики, разрабатывает численные методы прогнозов погоды. Синоптическая метеорология – наука о погоде и методах её прогнозирования. Прикладные отрасли метеорологии (сельскохозяйственная, авиационная, космическая, лесная, морская, медицинская, военная и т.д.). Основной метод в метеорологии – наблюдения, которые непрерывно ведутся на метеорологических станциях, а также с помощью метеорологических спутников, ракет, радиозондов и т.п. Климатология – научное направление на стыке метеорологии и физической географии, изучающее закономерности формирования и пространственного распределения климатов, их изменение в прошлом и будущем. Климатология оперирует результатами многолетних метеорологических наблюдений, для их анализа использует статистические и географические методы.

7 Погода – физическое состояние атмосферы над рассматриваемой местностью в конкретный момент времени или за небольшой промежуток времени. Погода постоянно меняется вследствие неравномерного прогрева земной поверхности солнечными лучами и порождаемого им непрерывного перемещения воздушных масс. Погода характеризуется метеорологическими элементами, такими как температура и влажность воздуха и почвы, атмосферное давление, направление и скорость ветра, облачность, атмосферные осадки, снежный покров, атмосферные явления. Изучением погоды и процессов ее формирования занимается наука метеорология.

8 Климат – статистический многолетний режим погоды. – совокупность атмосферных условий и процессов, регулярно повторяющихся в рассматриваемой местности на протяжении многолетнего периода. Климат характеризуется осредненными за несколько десятилетий метеорологическими показателями, такими как интенсивность солнечной радиации, радиационный баланс, температура воздуха, атмосферное давление, преобладающие направления и скорость ветра, количество атмосферных осадков, испаряемость, коэффициент увлажнения, наличие и продолжительность сезонов года и др. Изучением климата и процессов его формирования занимается климатология – научное направление на стыке географии и метеорологии.

9 Модуль 1 Атмосфера Земли и ее взаимодействие с космосом

10 Строение и состав атмосферы Земли Атмосфера – газовая оболочка планеты, движущаяся и вращающаяся вместе с ней в мировом пространстве как единое целое. Верхнюю границу атмосферы условно проводят на высоте 1 – 1,2 тыс. км от земной поверхности, однако вследствие воздействия на воздух силы земного притяжения 99,5% массы всего атмосферного воздуха сосредоточено до высоты 80 км. С высотой плотность воздуха и атмосферное давление быстро падают (примерно в 2 раза на каждые 5 км).

11 Атмосферное давление Атмосферное давление – воздействие атмосферного воздуха на горизонтальную поверхность, создаваемое его притяжением к Земле. Воздух, как и другие газы, хорошо сжимаем. Нижние слои атмосферы в результате давления на них верхних слоев имеют большую плотность. С высотой плотность воздуха и атмосферное давление быстро падают (примерно в 2 раза на каждые 5 км). Нормальное атмосферное давление на уровне моря в среднем составляет 760 мм ртутного столба = 1013 г Па. В нижних слоях атмосферы каждые 100 м подъема уменьшают атмосферное давление на 8,6 мм рт. ст.

12 Состав атмосферного воздуха и его изменение с высотой Главными компонентами атмосферного воздуха являются газы азот (N 2 ), кислород (O 2 ), аргон (Ar), диоксид углерода (углекислый газ, CO 2 ), а также водяной пар и аэрозоли (твердые и жидкие частицы, находящиеся в атмосфере во взвешенном состоянии). С высотой состав атмосферного воздуха не остается постоянным. По составу воздуха атмосферу принято подразделять на гомосферу и гетеросферу. Гомосфера занимает нижние плотные слои атмосферы до высоты 80 – 100 км. Вследствие вертикального перемешивания воздух здесь сохраняет однородность состава и характеризуется преобладанием тяжелых газов (азота, кислорода, углекислого газа). Гетеросфера содержит менее 0,5% атмосферного воздуха, характеризуется быстрым изменением его состава с высотой, которое сопровождается увеличением доли газов в ионизированном состоянии, а также легких газов (водорода и гелия).

13 Строение атмосферы В пределах атмосферы выделяют: Тропосферу Стратосферу Мезосферу Термосферу (ионосферу) Экзосферу. В основе этого деления – характер изменения с высотой температуры воздуха, которая является индикатором процессов, протекающих в разных слоях атмосферы.

14 Тропосфера – нижний слой атмосферы, характеризующийся убыванием температуры воздуха с высотой (примерно на 6°С на каждый километр). Средняя температура у верхней границы тропосферы – -56°С. Причина – в том, что основным источником тепла является не солнечное излучение, а нагретая солнцем земная поверхность. Она излучает длинноволновую радиацию, которая захватывается водяным паром и парниковыми газами, что приводит к нагреву воздуха. В тропосфере содержится 80% массы всего атмосферного воздуха, почти вся атмосферная вода и аэрозоли; происходит активное перемешивание воздуха, образование облаков, выпадение осадков и другие процессы, обусловливающие формирование погоды. Верхняя граница тропосферы – тропопауза – расположена на высоте 8 – 9 км над полюсами, 10 – 12 км – в умеренных широтах, 17 км – на экваторе. Стратосфера – занимает слой атмосферы от тропопаузы до высоты 50–55 км. В стратосфере происходит повышение температуры воздуха с высотой примерно до 0°С у верхней границы – стратопаузы. Причина – активное поглощение ультрафиолетовой радиации озоном (O 3 ), содержание которого, оставаясь незначительным, достигает максимума на высоте 18 – 30 км (т.н. «озоновый слой»). Стратосфера характеризуется отсутствием значимых конвективных токов и активного перемешивания воздуха. Содержание водяного пара ничтожно мало. На высотах 20 – 25 км могут формироваться очень тонкие перламутровые облака. Тропосфера и Стратосфера

15 Вышележащие слои атмосферы Мезосфера – переходный слой атмосферы, простирающийся до высоты 80 – 85 км и характеризующийся понижением температуры воздуха с высотой (до -90 – -110°С). Воздух по составу схож с приземным, однако в нем все большую роль играют газы в ионизированном состоянии. У верхней границы – мезопаузы – из переохлажденных водяных кристаллов образуются прозрачные серебристые облака (ночные светящиеся облака). Термосфера (ионосфера) – верхняя разреженная часть атмосферы, простирающаяся до высоты 800 км и характеризующаяся быстрым ростом температуры воздуха до 1000°С и выше. Причина – ионизация газов жестким электромагнитным и корпускулярным излучением (заряженные α и β частицы, испускаемые в результате ядерных реакций на Солнце). Воздух преимущественно состоит из ионов азота, кислорода и более легких газов. Благодаря наличию у Земли магнитного поля корпускулярное излучение не проникает в нижние слои атмосферы. Исключение – полярные области, где магнитное поле прижимается ближе к земной поверхности, происходит ионизация более плотных слоев атмосферы и возникают полярные сияния, особенно при вспышках на Солнце, вызывающих магнитные бури. Экзосфера – внешний слой атмосферы. Воздух состоит из атомов и ионов водорода и гелия. Из экзосферы наиболее быстрые атомы и ионы ускользают в межпланетное пространство, образуя область рассеивания вещества атмосферы Земли – земную корону, простирающуюся на расстояние более 20 тыс. км от Земли.

16 Радиация (излучение) – поток энергии в виде электромагнитных волн (электромагнитное излучение) и элементарных частиц (электронов, нейтронов, протонов, ядер атомов – корпускулярное излучение). Главным источником энергии всех процессов в Земной атмосфере является электромагнитное излучение Солнца. С корпускулярным излучением от Солнца поступает ничтожно малая часть испускаемой им энергии. Кроме того, благодаря наличию у Земли магнитного поля заряженные элементарные частицы практически не проникают в приземные слои атмосферы. Поэтому под солнечной радиацией в метеорологии подразумевается только электромагнитное излучение Солнца. В зависимости от длин волн, электромагнитная радиация условно подразделяется на длинноволновую (λ > 4 мкм) и коротковолновую (λ < 4 мкм). Коротковолновая радиация излучается только сильно нагретыми телами, имеющими температуру не менее 500°С. В целом, чем больше температура тела, тем больше энергии оно излучает и тем большую роль в ее составе играют короткие волны. Поэтому солнечная радиация на 99% состоит из коротких электромагнитных волн. С длинными волнами в атмосфере также связаны огромные потоки энергии, которые исходят от нагретых солнечными лучами земной поверхности и воздуха. За счет длинноволнового излучения происходит охлаждение земной поверхности и атмосферы, поддерживается равновесие прихода и расхода лучистой энергии между Землей и космосом.

17 Спектральный состав солнечной радиации

18 Ослабление солнечной радиации в атмосфере Интенсивность радиации – количество лучистой энергии, поступающей на единицу перпендикулярной к лучам поверхности в единицу времени. Выражается в кал/(см 2 мин.), Дж/(см 2 мин.), Вт/м 2. 1 кал/(см 2 мин.) 4,2 Дж/(см 2 мин.) = 700 Вт/м 2. Солнечная постоянная – интенсивность солнечной радиации на верхней границе атмосферы. Составляет примерно 1,98 кал/(см 2 мин.). По сути, не является постоянной величиной, но изменяется очень мало. Существенным изменениям она подвержена лишь в масштабах геологического времени. Земной поверхности достигает лишь половина солнечной радиации, падающей на верхнюю границу атмосферы. Ослабление солнечной радиации обусловлено ее поглощением газами атмосферы (прежде всего, водяным паром и озоном), отражением облаками и рассеиванием молекулами газов и аэрозолями.

19 Закон Бугэ I = I 0 p 0 mT I – интенсивность солнечной радиации, достигающей земной поверхности; I 0 – солнечная постоянная; p 0 – коэффициент прозрачности идеальной атмосферы, численно равный доле солнечной постоянной, достигающей земной поверхности при отсутствии в воздухе водяного пара, твердых и жидких примесей; m – оптическая масса атмосферы, показывает увеличение длины пути солнечных лучей в атмосфере при рассматриваемом положении солнца по сравнению с положением солнца в зените, когда m = 1; T – фактор мутности атмосферы, показывающий, во сколько раз реальная атмосфера ослабляет солнечную радиацию сильнее, чем идеальная. Вывод: солнечная радиация ослабляется в атмосфере тем сильнее, чем больше в ней содержится водяного пара, твердых и жидких примесей и чем ниже стояние солнца над горизонтом.

20 Прямая солнечная радиация – радиация, поступающая на земную поверхность в виде параллельных лучей непосредственно от солнечного диска. Интенсивность прямой солнечной радиации – количество лучистой энергии, поступающей в единицу времени на единицу перпендикулярной к солнечным лучам поверхности. Инсоляция – поток прямой солнечной радиации на горизонтальную поверхность: I = I sinh I – интенсивность прямой солнечной радиации, падающей на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам; I – интенсивность прямой радиации в перерасчете на горизонтальную поверхность, кал/(см 2 мин.); h – высота солнца (угол падения солнечных лучей).

21 Рассеянная солнечная радиация – радиация, падающая на земную поверхность от всего небесного свода в виде разнонаправленных лучей. Образуется в результате взаимодействия прямой солнечной радиации с атмосферными газами, твердыми и жидкими примесями. Интенсивность рассеянной солнечной радиации – количество лучистой энергии, поступающей в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности. Закон Рэлея Интенсивность рассеивания солнечных лучей обратно пропорциональна 4-й степени длины их волны: i = a I / 4 – длина волны рассматриваемого спектра солнечной радиации; i – интенсивность рассеянной солнечной радиации с длиной волны ; I – интенсивность прямой солнечной радиации с длиной волны ; a – коэффициент пропорциональности. Вывод: активнее всего в атмосфере рассеиваются наиболее короткие электромагнитные волны: от ультрафиолетовых до голубых. В частности, с этим связан голубой цвет неба днем и оранжево-красный – вечером на закате, когда очередь рассеиваться доходит и до более длинных волн.

22 Суммарная солнечная радиация – совокупность прямой и рассеянной солнечной радиации. Интенсивность суммарной солнечной радиации – количество лучистой энергии, поступающей в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности. I s = I sinh + i I s – интенсивность суммарной радиации, кал/(см 2 мин.); I – интенсивность прямой радиации; i – интенсивность рассеянной радиации; h – высота солнца (угол падения солнечных лучей).

23 Факторы и географическое распределение суммарной солнечной радиации Факторы: Угол падения солнечных лучей (увеличивается в тропиках и экваториальных широтах, в теплую часть года); Облачность; Высота над уровнем моря (в горах увеличивается); Влажность воздуха; Запыленность воздуха. Особенности распределения: Максимум – тропики (180 – 220 ккал/см 2 в год); причины: близкое к отвесному падение солнечных лучей, низкая влажность воздуха и облачность. Минимум – субполярные широты (50 – 60 ккал/см 2 в год); причины: малый угол падения и большой путь солнечных лучей в атмосфере, высокая облачность.

24 Отражательная способность земной поверхности (альбедо) – процентное отношение количества отраженной поверхностью радиации к количеству радиации, поступившей на эту поверхность. A = (I r / I s ) 100% A – альбедо земной поверхности, % I r – интенсивность отраженной радиации; I s – интенсивность суммарной радиации. Альбедо тем больше, чем светлее цвет подстилающей поверхности, меньше ее влажность и прозрачность, а также чем ниже солнце над горизонтом. Альбедо свежевыпавшего снега достигает 90%, влажного чернозема – 5%. В среднем альбедо поверхности Мирового океана составляет 5 – 10%. Планетарное альбедо Земли – отношение уходящей в космос отраженной и рассеянной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающей на верхнюю границу атмосферы. Оценивается примерно в 30%.

25 Эффективное излучение – потеря лучистой энергии земной поверхностью в виде длинных инфракрасных электромагнитных волн. Закон Стефана – Больцмана Интенсивность излучения, исходящего от тела, прямо пропорциональна 4-й степени его абсолютной температуры: E = σ T 4 E – интенсивность излучения с поверхности абсолютно черного тела; Т – абсолютная температура тела, К; σ – коэффициент пропорциональности. Эффективное излучение земной поверхности численно равно разнице между собственным излучением нагретой земной поверхности и встречным (направленным вниз) излучением нагретой атмосферы. E e = E s – E a E e – эффективное излучение земной поверхности; E s – собственное излучение земной поверхности; E a – встречное противоизлучение атмосферы. Факторами, снижающими интенсивность эффективного излучения, являются высокая облачность и влажность воздуха. Водяной пар и облака активно поглощают исходящее от земной поверхности инфракрасное излучение и за счет этой энергии увеличивают противоизлучение атмосферы.

26 Парниковый эффект – процесс накопления тепловой энергии в нижних слоях атмосферы, обусловленный способностью водяного пара и парниковых газов (диоксида углерода CO 2, метана CH 4, закиси азота N 2 O и др.) поглощать длинноволновое излучение нагретой солнечными лучами земной поверхности и приземного воздуха. При этом парниковые газы практически не препятствуют проникновению к земной поверхности коротковолновой солнечной радиации. Таким образом, действие водяного пара и парниковых газов аналогично действию стекла в оранжерее. Парниковый эффект поддерживает температуру воздуха у земной поверхности примерно на 30°С выше, чем она была бы в его отсутствие. Благодаря действию парникового эффекта сглаживаются суточные, межсезонные и межширотные различия температуры. В настоящее время в результате хозяйственной деятельности человека и роста объемов сжигаемого ископаемого топлива содержание парниковых газов в атмосфере увеличивается. Многие специалисты связывают с этим отмечающееся повышение средней глобальной температуры воздуха.

27 Радиационный баланс земной поверхности – соотношение прихода и расхода лучистой энергии на земной поверхности. R = (I sinh + i)(1- A) – E e R – радиационный баланс земной поверхности; I – интенсивность прямой радиации; i – интенсивность рассеянной радиации; h – угол падения солнечных лучей; A – альбедо земной поверхности; E e – эффективное излучение земной поверхности. Приходными составляющими радиационного баланса являются суммарная солнечная радиация и направленное вниз излучение нагретой атмосферы (противоизлучение атмосферы). Расходная часть баланса представлена отраженной радиацией и собственным излучением нагретой земной поверхности. В составе радиационного баланса суммарная и отраженная радиация представлены почти исключительно короткими электромагнитными волнами, а собственное излучение земной поверхности и противоизлучение атмосферы – длинными волнами инфракрасного спектра. Радиационный баланс выражается в тех же единицах, что и интенсивность радиации (кал/(см 2 мин.), Дж/(см 2 мин.), Вт/м 2 ).

28 Факторы и географическое распределение радиационного баланса земной поверхности 0° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70° Факторы: Суммарная солнечная радиация как основной источник лучистой энергии; Облачность (днем и летом сокращает радиационный баланс, ночью и зимой увеличивает за счет снижения потери ИК-радиации); Влажность воздуха (увеличивает радиационный баланс за счет снижения потери ИК-радиации); Высота над уровнем моря (в горах уменьшается из-за высокой прозрачности атмосферы и большой потери ИК-радиации); Характер подстилающей поверхности (над снегом, светлой обнаженной почвой уменьшается, над водной поверхностью, черноземом и густым растительным покровом увеличивается). Особенности распределения: Максимум – экватор (75 – 120 ккал/см 2 в год); причины: большие значения суммарной радиации, высокая влажность воздуха. Минимум – полярные широты (5 – 10 ккал/см 2 в год, над Гренландией и Антарктидой < 0); причины: малые значения суммарной радиации, высокая отражательная способность, большая прозрачность воздуха, приводящая к потере ИК-радиации.

29 Лучистое равновесие Земли