Климатология с основами метеорологии. Введение презентация

доцент

Директор Института наук о Земле
Доцент кафедры физической географии, экологии и охраны природы

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.

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 (CO2, O2, N2, H2O);
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)

с.
Кислов А.В. Климатология: учебник для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлениям «География» и «Гидрометеорология». М.: Академия, 2011, 2014. 221 с.
Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. М.: Изд-во Московского ун-та, 2001, 2004, 2006. 583 с.
Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 375 с.
Кузнецов А.Н. Методические указания по учебной дисциплине «Климатология с основами метеорологии». Ростов-н/Д.: УПЛ ЮФУ, 2011. 44 с.
Кузнецов А.Н. Методические указания к выполнению практических работ по учебной дисциплине «Климатология с основами метеорологии». Ростов-н/Д.: УПЛ ЮФУ, 2011. 25 с.
Метеорология и гидрология. Ежемесячный научно-технический журнал. Росгидромет, ФГБУ «НИЦ «Планета», http://www.mig-journal.ru/

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.

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.

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.

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).

его притяжением к Земле.
Воздух, как и другие газы, хорошо сжимаем. Нижние слои атмосферы в результате давления на них верхних слоев имеют бòльшую 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 гПа. В нижних слоях атмосферы каждые 100 м подъема уменьшают атмосферное давление на 8,6 мм рт. ст.

являются газы азот (N2), кислород (O2), аргон (Ar), диоксид углерода (углекислый газ, CO2), 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).

изменения с высотой температуры воздуха, которая является индикатором процессов, протекающих в разных слоях атмосферы.

(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 (O3), 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

– 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.

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.

на единицу перпендикулярной к лучам поверхности в единицу времени. Выражается в кал/(см2⋅мин.), Дж/(см2⋅мин.), Вт/м2.
1 кал/(см2⋅мин.) ≈ 4,2 Дж/(см2⋅мин.) = 700 Вт/м2.
Солнечная постоянная – интенсивность солнечной радиации на верхней границе атмосферы. Составляет примерно 1,98 кал/(см2⋅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.

поверхности;
I0 – солнечная постоянная;
p0 – 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.

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/(см2⋅мин.);
h – высота солнца (угол падения солнечных лучей).

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:
iλ = a⋅Iλ / λ4
λ – длина волны рассматриваемого спектра солнечной радиации;
iλ – интенсивность рассеянной солнечной радиации с длиной волны λ;
Iλ – интенсивность прямой солнечной радиации с длиной волны λ;
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.

радиации – количество лучистой энергии, поступающей в единицу времени на единицу горизонтальной поверхности.

Is = I sinh + i
 
Is – интенсивность суммарной радиации, кал/(см2⋅мин.);
I – интенсивность прямой радиации;
i – интенсивность рассеянной радиации;
h – высота солнца (угол падения солнечных лучей).

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/см2 в год); причины: близкое к отвесному падение солнечных лучей, низкая влажность воздуха и облачность.
Минимум – субполярные широты (50 – 60 ккал/см2 в год); причины: малый угол падения и большой путь солнечных лучей в атмосфере, высокая облачность.

к количеству радиации, поступившей на эту поверхность.
A = (Ir / Is) ⋅ 100%

A – альбедо земной поверхности, %
Ir – интенсивность отраженной радиации;
Is – 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%.

электромагнитных волн.
Закон Стефана – Больцмана
Интенсивность излучения, исходящего от тела, прямо пропорциональна 4-й степени его абсолютной температуры:
E = σ⋅T4
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.
Ee = Es – Ea
Ee – эффективное излучение земной поверхности;
Es – собственное излучение земной поверхности;
Ea – 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.

способностью водяного пара и парниковых газов (диоксида углерода CO2, метана CH4, закиси азота N2O 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.

земной поверхности.
R = (I sinh + i)(1- A) – Ee
R – радиационный баланс земной поверхности;
I – интенсивность прямой радиации;
i – интенсивность рассеянной радиации;
h – угол падения солнечных лучей;
A – альбедо земной поверхности;
Ee – 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/(см2⋅мин.), Дж/(см2⋅мин.), Вт/м2).

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/см2 в год); причины: большие значения суммарной радиации, высокая влажность воздуха.
Минимум – полярные широты (5 – 10 ккал/см2 в год, над Гренландией и Антарктидой < 0); причины: малые значения суммарной радиации, высокая отражательная способность, большая прозрачность воздуха, приводящая к потере ИК-радиации.