Климатология с основами метеорологии. Введение

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 (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)

4. Учебная карта дисциплины

Текущий
Рубежный
контроль
контроль
1
2
3
4
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
10
3.
Контрольная работа
5
Всего
40
20
№
Виды контрольных мероприятий

5. Рекомендуемая литература

• Кислов А.В. Климатология с основами метеорологии. М.: Академия,
2016. 224 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.migjournal.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
занимается наука метеорология.
ее
формирования

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 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.

12. Состав атмосферного воздуха и его изменение с высотой

Главными компонентами атмосферного воздуха 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.
Состав сухого атмосферного
воздуха (% объема)
Ar
0,93
O2
20,95
CO2
0,03
Прочие
0,01
N2
78,08
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 и Стратосфера
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 (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.

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/(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.

19. Закон Бугэ

I = I0 p0mT
I – интенсивность солнечной радиации, достигающей земной 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.

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/(см2 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.
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).

23. Факторы и географическое распределение суммарной солнечной радиации

Факторы:
• Угол падения солнечных лучей
(увеличивается в тропиках и
экваториальных широтах, в теплую
часть года);
• Облачность;
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.
• Высота над уровнем моря (в горах
увеличивается);
• Влажность воздуха;
• Запыленность воздуха.

24. Отражательная способность земной поверхности (альбедо)

– процентное отношение количества отраженной поверхностью
радиации 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%.

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 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.

26. Парниковый эффект

– процесс накопления тепловой энергии в нижних слоях атмосферы,
обусловленный 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.

27. Радиационный баланс земной поверхности

– соотношение прихода и расхода лучистой энергии на 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).

28. Факторы и географическое распределение радиационного баланса земной поверхности

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);
ккал/см²
100
Над сушей
72
71
69
80
60
60
44
30
40
12
20
0 0°
10°
20°
30°
40°
50°
60°
70°
116
112
Над океаном
107
85
ккал/см²
140
120
100
80
60
40
20
0
50
0°
10°
20°
30°
40°
35
50°
60°
70°
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.

29. Лучистое равновесие Земли