Углекислого газаРоль углекислого газа (CO2, двуокись или диоксид углерода) в жизнедеятельности биосферы состоит прежде всего в поддержании процесса фотосинтеза, который осуществляется растениями. Являясь парниковым газом, двуокись углерода в воздухе оказывает влияние на теплообмен планеты с окружающим пространством, эффективно блокируя переизлучамое тепло на ряде частот, и таким образом участвует в формировании климата планеты.[2] В связи с активным использованием человечеством ископаемых энергоносителей в качестве топлива, происходит быстрое увеличение концентрации этого газа в атмосфере. Впервые антропогенное влияние на концентрацию двуокиси углерода отмечается с середины XIX века. Начиная с этого времени, темп её роста увеличивался и в конце 2000-х происходил со скоростью 2,20±0,01 ppm/год или 1,7 % за год. Согласно отдельным исследованиям, современный уровень CO2 в атмосфере является максимальным за последние 800 тыс. лет и, возможно, за последние 20 млн лет.
Вертикальное строение атмосферы. (4)Характеристика тропосферы и стратосферы. (5) Характеристика мезосферы, термосферы, ионосферы, экзосферы. Деление атмосферы по составу. Линия Кармана · Тропосфера. Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах. Нижний, основной слой атмосферы. Содержит более 80 % всей воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны, формируется погода и климат. · Хионосфера - слой в тропосфере где зарождаются ледники. · Стратосфера - Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56 до 0 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой. · Мезосфер а - начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура понижается до -100 градусов. Могут появляться серебристые облака. Воздух слишком разряжен. · Термосфера – от 90 до 800 км. Температура растет до высот 200-300 км, где достигает порядка 1500К, далее остается неизменной до больших высот. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности — например, в 2008—2009 гг — происходит заметное уменьшение размеров этого слоя. Также могут быть полярные сияния. · Ионосфе́ра — верхняя часть атмосферы Земли, состоящая из мезосферы, мезопаузы и термосферы, сильно ионизирующаяся вследствие облучения космическими лучами, идущими, в первую очередь, от Солнца. · Экзосфера - внешний слой атмосферы. Постепенно переходит в плотность космического пространства. · Линия Кармана – в термосфере граница между атмосферой и космосом. Она приблизительно находится на 100 км над уровнем моря.
6.Воздушные массы. Свойства. Классификация по месту образования. Географическая и термодинамическая классификации воздушных масс. Климатологические фронты. Воздушные массы - большой обмен воздуха, имеющий госизонтальные размеры много сотен или несколько тысяч киллометром и вертикальные размеры несколько тысяч киллометров, однородные по температуре и по влагосодержанию. Основные свойства: · Температура · Давление · Влагосодержание · Облачность · Прозрачность Классификация: Воздушные массы классифицируются по очагам их формирования, в зависимости от расположения в одном из широтных поясов. Делятся на основные географические типы по тем широтным зонам в которых они расположены: · Арктический или антарктический воздух (АВ) · Умеренный воздух (УВ) · Тропический воздух (ТВ) Кроме того их можно разделять на континентальные и морские. Термодинамическая: Холодной/теплой называют воздушную массу, которая холоднее/теплее окружающей ее среды и в данном районе постепенно нагревается/охлаждается стремясь приблизиться к тепловому (термодинамическому) равновесию. Под окружающей средой понимается характер подстилающей поверхности, ее тепловое состояние, а также соединение воздушных масс. По степени устойчивости: · Устойчивые – массы, которых преобладает устойчивое вертикальное равновесие. · Неустойчивые – в основной ее толще преобладает влажно-неустойчивая стратификация, что при достаточной влажности приводит к формированию конвективных облаков. Климатологи́ческие фронты́ — многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны. Их можно выявить на многолетних средних картах, подобно центрам действия атмосферы. Постоянное расчленение барического поля Земли на циклоны и антициклоны приводит к тому, что и воздух тропосферы всегда расчленяется на воздушные массы, разделённые фронтами. В действительности (а значит, на синоптических картах) положение и число фронтов могут резко отличаться от многолетнего среднего распределения. Фронты возникают, перемещаются и размываются в связи с циклонической деятельностью.
7.Атмосферные фронты. Фронтальные зоны. Процессы в атмосферных фронтах Атмосферные фронты – горизонтальные перенос воздуха, возникающий при неравномерном нагревании земной поверхности и нижних слоев атмосферы, особенно между высокими и низкими широтами. Фронтальные зоны - переходные зоны в тропосфере, в которых происходит сближение воздушных масс с различными характеристиками. Вследствие горизонтального переноса теплые и холодные воздушные массы могут сталкиваться друг с другом и наоборот. Фронты – трехмерные образования. Они способны расширяться в горизонтальном и вертикальном направлении. Размеры фронтальных зон: · Длина – тысячи км · Ширина – десятки км · Высота – несколько км и более Конвергенция – сближение Дивергенция – расхождение Фронты могут быть теплыми и холодными: · Если теплая масса выталкивает холодную – теплый фронт. Фронтокклюзия – смыкание теплого и холодного фронта Окклюдированный фронт – выпадение сильных осадков.
8.Солнечная радиация в атмосфере. Виды радиации. Спектральный состав солнечной радиации. Солнечная постоянная. Солнечная радиация – электромагнитное и корпускулярное излучение солнца. Солнечная радиация – главный источник энергии для всех физико – географических процессов. Инсоляция – облучение поверхности солнечным светом. Радиация – электромагнитные волны, которые характеризуются: · L – длиной волны · -частотой колебаний
Виды: Ультрафиолетовая – невидимая с длинной волны от 0,01 до 0,39 мкм. 7% от всей солнечной лучистой энергии Видимый свет – длина волны от 0,4 до 0,76 мкм. В этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46%). Инфракрасная – невидимая, с длинной волны от 0,76 мкм до несколько сотен мкм. В этом интервале заключается почти половина всей солнечной лучистой энергии (46%). Коротковолновая – длина волны от 0,01 до 4 мкм, это часть ультрафиолетовой и инфракрасной, а также видимого света. Солнечная постоянная – интенсивность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпендикулярно к солнечным лучам, при среднем расстоянии от Земли до Солнца. S= 1370 Вт/м2
9.Факторы и закономерности распределения солнечной радиации у земной поверхности Географическое распределение суммарной радиации Годовые количества суммарной радиации особенно велики в малооблачных субтропических пустынях. Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью они снижены. К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают. Но затем они снова растут — мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой. Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере). Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами. На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах. Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффективное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой. Солнечная радиация распределяется по земле неравномерно. Это зависит: 1. от плотности и влажности воздуха — чем они выше, тем меньше радиации получает земная поверхность; 2. от географической широты местности — количество радиации увеличивается от полюсов к экватору. Количество прямой солнечной радиации зависит от длины пути, который проходят солнечные лучи в атмосфере. Когда Солнце находится в зените (угол падения лучей 90°), его лучи попадают на Землю кратчайшим путем и интенсивно отдают свою энергию малой площади. На Земле это происходит в полосе между от 23° с. ш. и 23° ю. ш., т. е. между тропиками. По мере удаления от этой зоны на юг или на север длина пути солнечных лучей увеличивается, т. е. уменьшается угол их падения на земную поверхность. Лучи начинают падать на Землю под меньшим углом, как бы скользя, приближаясь в районе полюсов к касательной линии. В результате тот же поток энергии распределяется на большую площадь, поэтому увеличивается количество отраженной энергии. Таким образом, в районе экватора, где солнечные лучи падают на земную поверхность под углом 90°, количество получаемой земной поверхностью прямой солнечной радиации выше, а по мере передвижения к полюсам это количество резко сокращается. Кроме того, от широты местности зависит и продолжительность дня в разные времена года, что также определяет величину солнечной радиации, поступающей на земную поверхность; 3. от годового и суточного движения Земли — в средних и высоких широтах поступление солнечной радиации сильно изменяется по временам года, что связано с изменением полуденной высоты Солнца и продолжительности дня; 4. от характера земной поверхности — чем светлее поверхность, тем больше солнечных лучей она отражает. Способность поверхности отражать радиацию называется альбедо (от лат. белизна). Особенно сильно отражает радиацию снег (90 %), слабее песок (35 %), еше слабее чернозем (4 %).
10. Радиационный баланс. Составляющие радиационного баланса. Годовой ход составляющих радиационного баланса Радиационный баланс земной поверхности – разность между приходящими солнечным излучением и собственным излучением земли, как планеты. B = (S’ + D) (1 – A) – I или B = Q (1 – A) – I. Составляющими радиационного баланса являются: · Прямая солнечная радиация (S’) - солнечная радиация, поступающая на деятельную поверхность в виде пучка параллельных лучей, исходящих непосредственно от диска солнца. S’ = S sin h где S – прямая солнечная радиация, поступающая на перпендикулярную к солнечным лучам поверхность, h – высота солнца над горизонтом. · Рассеянная радиация (D) – часть солнечной радиации, поступающей к земной поверхности со всех точек небесного свода после рассеяния атмосферными газами и аэрозолями. Q = S’ + D. · Суммарная радиация (Q) – сумма прямой и рассеянной радиации. · Альбедо – отражательная способность, какой либо поверхности. A = R / Q, где R– отраженная коротковолновая радиация · Эффективное излучение (I) – разность между собственным излучением земной поверхности и излучением атмосферы. (+11) Суточный и годовой ход интенсивности солнечной радиации. Интенсивность прямой солнечной радиации у поверхности Земли зависит от высоты Солнца над горизонтом и от состояния атмосферы (от ее запыленности). Если бы прозрачность атмосферы в течение суток была постоянная, то максимальная интенсивность солнечной радиации наблюдалась бы в полдень, а минимальная — при восходе и заходе Солнца. В этом случае график хода суточной интенсивности солнечной радиации был бы симметричным относительно полдня. Содержание пыли, водяного пара и других примесей в атмосфере непрерывно меняется. В связи с этим меняется прозрачность воздуха и нарушается симметричность графика хода интенсивности солнечной радиации. Нередко, особенно в летний период, в полуденное время, когда происходит усиленное нагревание земной поверхности, возникают мощные восходящие токи воздуха, увеличивается количество водяного пара и пыли в атмосфере. Это приводит к значительному ослаблению солнечной радиации в полдень; максимум интенсивности радиации в этом случае наблюдается в дополуденные или послеполуденные часы. Годовой ход интенсивности солнечной радиации также связан с изменениями высоты Солнца над горизонтом в течение года и с состоянием прозрачности атмосферы в различные сезоны. В странах северного полушария наибольшая высота Солнца над горизонтом бывает в июне месяце. Но в это же время наблюдается и наибольшая запыленность атмосферы. Поэтому максимальная интенсивность обычно приходится не на середину лета, а на весенние месяцы, когда Солнце довольно высоко* поднимается над горизонтом, а атмосфера после зимы остается еще сравнительно чистой. Альбедо зависит от характера поверхности (свойства почвы, наличия снега, растительности, воды и т. д.) и от величины угла падения лучей Солнца на поверхность Земли. Из приведенных примеров видно, что отражающая способность у различных предметов неодинакова. Она всего больше у снега и меньше всего у воды. Однако взятые нами примеры относятся лишь к тем случаям, когда высота Солнца над горизонтом равна 45°. При уменьшении же этого угла отражающая способность увеличивается. Так, например, пои высоте Солнца в 90° вода отражает только 2%, при 50° — 4%, при 20°—12%, при 5° — 35—70% (в зависимости от состояния водной поверхности). В среднем при безоблачном небе поверхность земного шара отражает 8% солнечной радиации. Кроме того, 9% отражает атмосфера. Таким образом, земной шар в целом при безоблачном небе отражает 17% падающей на него лучистой энергии Солнца. Если же небо покрыто облаками, то от них отражается 78% радиации. Если взять естественные условия, исходя из того соотношения между безоблачным небом и небом, покрытым облаками, которое наблюдается в действительности, то отражательная способность Земли в целом равна 43%.
12.Тепловой режим атмосферы. Основные процессы переноса тепла. Тепловой режим – изменение во времени и пространстве температуры воздуха. Основной источник нагревания атмосферы – тепло деятельной поверхности. Теплообмен осуществляется несколькими путями: · Радиационный – путем поглощения атмосферой солнца и земной поверхности · Теплопроводством В процессе образования воды в атмосфере (испарение, конденсация, сублимация – из пара в лед) Процессы переноса тепла: · Молекулярная теплопроводность – в процессе соприкосновения молекус · Турбулентное перемешивание = хаотичное движение отдельных объемов воздуха · Тепловая конвекция – упорядоченный вертикальный перенос отдельных объемов воздуха в результате сильного нагрева приземных слоев атмосферы. · Адвекция – горизонтальный перенос воздуха · Фазовые переходы воды · Адиабатический процесс – изменение температуры воздуха при изменении атмосферного давления (сжатие/расширение воздушных масс) Тепловая конвекция и турбулентное перемешивания наиболее значимы. 13.Изменения температуры воздуха и причины изменений. Адиабатические процессы. Изменение температуры: · Периодические (суточные, сезонные) · Непериодические (адвекция, радиационные условия) Суточная амплитуда температуры меняется: · По сезонам года · По широте · В зависимости от характера подстилающей поверхности · В зависимости от рельефа Факторы: · Географическая широта · Характеристика поверхности (суша, море) · Циркуляция атмосферы · Высота местности Адиабатическим называется процесс, протекающий без теплообмена с окружающей средой, — в нашем случае с окружающей атмосферой. Увеличение давления при адиабатическом процессе ведет к увеличению температуры, уменьшение – к падению температуры.
|
Некоторые типы годового хода температуры воздуха. 1 — экваториальный (Джакарта), 2 — тропический в области муссонов (Калькутта), 3 — морской в умеренном поясе (Силли, Шотландия), 4 — континентальный в умеренном поясе (Чикаго).
50.В настоящее время наблюдается глобальное потепление
СОВРЕМЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА Изменение климата планеты вызывается естественными причинами, но в настоящее время есть угроза планетарного изменения под влиянием хозяйственной деятельности человека, который оказывает все большее влияние на климат: атмосферные выбросы промышленных предприятий вызывают увеличение содержания в воздухе углекислоты. Соответственно возрастает опасность возникновения «парникового эффекта» леса вырубаются и сгорают на больших площадях; отсюда - опасность нарушения гидрологического режима: изменяется сложившаяся система стока, реки получают меньше воды и мелеют увеличивается площадь пахотных земель, из-за чего сокращается площадь естественных экосистем разрушается озоновый слой ПОСЛЕДСТВИЯ ИЗМЕНЕНИЯ КЛИМАТА Накоплен большой объем доказательств изменений абиотических факторов среды и биотических реакций: уменьшаются размеры полярных льдов и горных ледников – они отступают и исчезают уменьшаются площади снежного покрова зимой увеличиваются температуры почв, что способствует таянию вечной мерзлоты таяние мерзлоты приводит к образованию болот и увеличению стока, а значит - к повышению уровня моря таяние льдов также приведет к повышению уровня океана и затоплению побережий, уменьшению солености океанов, изменению и остановке океанских течений (например, Гольфстрима) возрастают количество и площади лесных пожаров
изменяется растительный покров;
49. Микрокли́маттика (греч. μικρός (mikros) + κλίμα (klimatos)) — особенности климата на небольших пространствах, измеряемых километрами или десятками километров и обусловленные особенностями местности (лес, поле, поляна, болото, берег, водоём, направление склона, защищённость от ветров и т. п.). Изучение микроклимата имеет большое практическое значение, особенно при районировании сельскохозяйственных культур, организации санаториев, домов отдыха.
Микроклимат города Большой современный город сильно влияет на климат. Он формирует свой местный климат, а на отдельных его улицах и площадях создаются своеобразные микроклиматические условия, определяемые городской застройкой, покрытием улиц, распределением зеленых насаждений и др. Большой город, особенно с сильно развитой промышленностью, загрязняет атмосферу над собой, увеличивает ее мутность и тем самым уменьшает приток солнечной радиации. За счет увеличения мутности может теряться до 20% солнечной радиации. Снижение солнечной радиации еще усиливается высокой застройкой в узких улицах. Вследствие той же пелены дыма и пыли на территории города снижено эффективное излучение, а значит, и ночное выхолаживание. В то же время в городе к рассеянной радиации присоединяется радиация, отраженная стенами и мостовыми. Крыши и стены домов, мостовые и другие элементы города, поглощая радиацию, нагрева-ются в течение дня сильнее, чем почва и трава, и отдают тепло воздуху, особенно вечером. Поэтому температуры воздуха в городах в 70–80% случаев выше, чем в сельской местности. Поле температуры над городом характеризуется одной или несколькими замкнутыми изотермами, получившими название городского острова тепла. Лучше всего контрасты температуры между городом и окружающей сельской местностью выражены в спокойную антициклональную погоду. Они исчезают при сильном ветре или сплошной облачности. Особенно повышает город мини-мальные температуры. Разность минимальных температур на городской и загородной станциях может достигать нескольких градусов. С ростом города, т.е. с увеличением его застройки, температура в городе растет. Испарение, а следовательно, и влажность в городе меньше, чем в сельской местности, вследствие покрытия улиц и стока воды в канализацию. Так как территория города нагрета больше, чем окружающая местность, и обладает большой шероховатостью, над городом усиливается конвекция и больше развиваются облака, что также уменьшает число часов солнечного сияния и количество ясных дней. Наблюдается и увеличение осадков над городом. Система городских улиц и площадей приводит к изменениям направления ветра в городе. Ветер преимущественно направляется вдоль улиц. В общем скорость ветра в городе ослабевает, но в узких улицах усиливается; на улицах и перекрестках легко возникают пыльные вихри и поземки. В тихую антициклоническую погоду на перегретой территории города наблюдается так называемый городской бриз. Слабые ветры направлены днем от окружающей местности к центру города при усилении восходящего движения воздуха над городом. Если общий перенос воздуха достаточно силен, бриз незаметен. При устойчивой стратификации атмосферы, в особенности при инверсиях температуры, дым может накапливаться в приземном слое атмосферы в таком количестве, что оказывает вредное физиологическое воздействие. Известен задымленный воздух крупных портовых и промышленных городов. Ядовитые дымы и газы, являющиеся отходами производства, могут накапливаться в нижних слоях, особенно если этому благоприятствует рельеф местности, и вызывать массовые отравления. Под влиянием примесей, концентрация которых в воздухе городов резко увеличена, в городах чаще (в 2–3 раза) наблюдается дымка, т.е. условия видимости менее 10 км. Углеводороды и азотистые соединения, выбрасываемые, в первую очередь, автотранспортом, под влиянием облу-чения солнечной радиации нередко, особенно в низких широтах, претерпевают химические изменения и приобретают коричневую окраску. Так возникает явление, называемое фотохимическим смогом, которое оказывает особенно вредное воздействие на человека (прежде всего на глаза), животных и растительность. В ряде городов США, Японии, Западной Европы, Турции и других фотохимический смог наблюдается по несколько десятков дней в году.
про влияние орографии и тд есть в лекциях. в инете не нашел
48. Классификация климатов Кёппена — одна из наиболее распространённых систем классификации типов климата. Классификация была разработана немецким климатологом Владимиром Петровичем Кёппеном в 1900 (с некоторыми дальнейшими, сделанными им самим, изменениями в 1918 и 1936). Она основывается на концепции, в соответствии с которой наилучшим критерием типа климата является то, какие растения растут на данной территории в естественных условиях. Классификация климатов, основанная на учёте режима температуры и осадков. Намечается 5 типов климатических зон, именно: А — влажная тропическая зона без зимы; В — две сухие зоны, по одной в каждом полушарии; С — две умеренно теплые зоны без регулярного снежного покрова; D — две зоны бореального климата на материках с резко выраженными границами зимой и летом; Ε — две полярные области снежного климата. Границы между зонами проводятся по определенным изотермам самого холодного и самого теплого месяцев и по соотношению средней годовой температуры и годового количества осадков при учёте годового хода осадков. Внутри зон типов А, С и D различаются климаты с сухой зимой (w), сухим летом (s) и равномерно влажные (f). Сухие климаты по соотношению осадков и температуры делятся на климаты степей (BS) и климаты пустынь (BW), полярные климаты — на климат тундры (ЕТ) и климат вечного (постоянного) мороза (EF).
Классифика́ция кли́матов А́лисова — одна из систем классификации типов климата. Предложена Борисом Петровичем Алисовым в 1936 году. Б. П. Алисов предложил выделять климатические зоны и области исходя из условий общей циркуляции атмосферы. Семь основных климатических зон: экваториальную, две тропические, две умеренные и две полярные (по одной в каждом полушарии) – он выделяет как такие зоны, в которых климатообразование круглый год происходит под преобладающим воздействием воздушных масс только одного типа: экваториального, тропического, умеренного (полярного) и арктического (в южном полушарии антарктического) воздуха. Между ними Алисов различает шесть переходных зон, по три в каждом полушарии, характеризирующихся сезонной сменой преобладающих воздушных масс. Это две субэкваториальные зоны, или зоны тропических муссонов, в которых летом преобладает экваториальный, а зимой тропический воздух; две субтропические зоны, в которых летом господствует тропический воздух, а зимой - умеренный; субарктическая и субантарктическая, в которых летом преобладает умеренный, а зимой арктический или антарктический воздух. Границы зон определяются по среднему положению климатологических фронтов. Так, тропическая зона находится между летним положением тропических фронтов и зимним положением полярных фронтов. Поэтому о
