Контрольная работа: Основы географии

1. Можно ли в Северном полушарии к северу от Северного тропика наблюдать Солнце на севере?

При существующем угле наклона земной оси (66 градусов 30'), Земля бывает обращена к Солнцу своими приэкваториальными районами. Для живущих в Северном полушарии Солнце видно с Юга, а в Южном полушарии, с Севера. Но если быть более точным Солнце бывает в зените во всей зоне между тропиками, поэтому солнечный диск виден с той стороны, где Солнце в данный момент в зените. Если Солнце в зените над Северным Тропиком, то оно светит с Севера для всех находящихся южнее, в том числе и для жителей Северного полушария между экватором и тропиком. В России за полярным кругом в течение полярного дня Солнце не заходит за горизонт, совершая полный круг по небосводу. Поэтому, проходя через самую северную точку Солнце, находится в нижней кульминации, этот момент соответствует полночи. Именно за полярным кругом можно наблюдать Солнце на Севере с территории России в условно ночное время суток.

2. Если бы земная ось имела наклон к плоскости земной орбиты 45 градусов изменилось бы положение тропиков и полярных кругов и как?

Мысленно представим, что мы придадим земной оси наклон в половину прямого угла. В пору равноденствий (21 марта и 23 сентября) смена дней и ночей на Земле будет такая же, как и теперь. Но в июне Солнце окажется в зените для 45-й параллели (а не для 23½°): эта широта играла бы роль тропиков.

На широте 60 °, Cолнце не доходило бы до зенита только на 15°; высота Солнца поистине тропическая. Жаркий пояс непосредственно примыкал бы к холодному, а умеренного не существовало бы вовсе. В Москве, в Харькове и других городах весь июнь царил бы непрерывный, беззакатный день. Зимой, напротив, целые декады длилась бы сплошная полярная ночь в Москве, Киеве, Харькове, Полтаве…

Жаркий же пояс на это время превратился бы в умеренный, потому что Солнце поднималось бы там в полдень не выше 45°.

Тропический пояс много потерял бы от этой перемены, также как и умеренный. Полярная же область и на этот раз кое-что выгадала бы: здесь после очень суровой (суровее, чем ныне) зимы наступал бы умеренно-теплый летний период, когда даже на самом полюсе Солнце стояло бы в полдень на высоте 45° и светило бы дольше полугода. Вечные льды Арктики стали бы постепенно исчезать.

3. Какой вид солнечной радиации и зачем преобладает над восточной Сибирью зимой, над Прибалтикой летом?

Восточная Сибирь. На рассматриваемой территории все компоненты радиационного баланса подчиняются в основном широтному распределению.

Территория Восточной Сибири, лежащая к югу от полярного круга, располагается в двух климатических поясах – субарктическом и умеренном. В этом регионе велико влияние рельефа на климат, что обуславливает выделение семи областей: Тунгусской, Центрально-якутской, Северо-Восточной Сибири, Алтае-Саянской, Приангарской, Байкальской, Забайкальской.

Годовые суммы солнечной радиации на 200–400 МДж/см² больше, чем на тех же широтах Европейской России. Они изменяются от 3100–3300 МДж/см² на широте полярного круга до 4600– 4800 МДж/см² на юго-востоке Забайкалья. Над Восточной Сибирью атмосфера чище, чем над европейской территорией. Прозрачность атмосферы уменьшается с севера на юг. Зимой большая прозрачность атмосферы определяется низким влагосодержанием, особенно в южных районах Восточной Сибири. Южнее 56° с.ш. прямая солнечная радиация преобладает над рассеянной. На юге Забайкалья и в Минусинской котловине на долю прямой радиации приходится 55–60% от суммарной радиации. Благодаря длительному залеганию снежного покрова (6–8 месяцев) до 1250 МДж/см² в год расходуется на отражённую радиацию. Радиационный баланс увеличивается с севера на юг от 900–950 мДж/см² на широте полярного круга до 1450– 1550 МДж/см² .

Выделяются два района, характеризующиеся увеличением прямой и суммарной радиации в результате повышенной прозрачности атмосферы - озеро Байкал и высокогорье Восточного Саяна.

Годовой приход принятой солнечной радиации на горизонтальную поверхность при ясном небе (то есть возможный приход) составляет 4200 МДж/м² на севере Иркутской области и увеличивается до 5150 МДж/м² к югу. На берегу Байкала годовая сумма возрастает до 5280 МДж/м² , а в высокогорных районах Восточного Саяна достигает 5620 МДж/м² .

Годовые суммы рассеянной радиации при безоблачном небе составляют 800-1100 МДж/м² .

Увеличение облачности в отдельные месяцы года снижает поступление прямой солнечной радиации в среднем на 60% от возможной и в то же время увеличивает долю рассеянной радиации в 2 раза. В результате, годовой приход суммарной радиации колеблется в пределах 3240-4800 МДж/м² при общем увеличении с севера на юг. При этом вклад рассеянной радиации составляет от 47% на юге области до 65% на севере. В зимнее время вклад прямой радиации незначителен, особенно в северных районах.

В годовом ходе максимум месячных сумм суммарной и прямой радиации на горизонтальную поверхность на большей части территории приходится на июнь (суммарная 600 - 640 МДж/м² , прямая 320-400 МДж/м² ), в северных районах - сдвигается на июль.

Минимальный приход суммарной радиации повсеместно отмечается в декабре - от 31 МДж/м² в высокогорном Ильчире до 1,2 МДж/м² в Ербогачене. Прямая радиация на горизонтальную поверхность уменьшается от 44 МДж/м² в Ильчире до 0 в Ербогачене.

Приведем значения помесячных сумм прямой радиации на горизонтальную поверхность по некоторым пунктам Иркутской области.

Помесячные суммы прямой радиации на горизонтальную поверхность (МДж/м² )

Для годового хода прямой и суммарной радиации характерно резкое увеличение месячных сумм от февраля к марту, что объясняется как возрастанием высоты солнца, так и прозрачностью атмосферы в марте и уменьшением облачности.

Суточный ход солнечной радиации определяется прежде всего уменьшением высоты солнца в течение дня. Поэтому максимум солнечной радиации объемно наблюдается в полдень. Но наряду с этим на суточный ход радиации оказывает влияние прозрачность атмосферы, что заметно проявляется в условиях ясного неба. Особо выделяются два района, характеризующихся увеличением прямой и суммарной радиации в результате повышенной прозрачности атмосферы – оз. Байкал и высокогорье Восточного Саяна.

В летнее время обычно в первой половине дня атмосфера более прозрачна, чем во второй, поэтому изменение радиации в течение дня несимметрично относительно полдня. Что касается облачности, то именно она является причиной занижения облучения восточных стен по сравнению с западными в городе Иркутске. Для южной стены солнечное сияние составляет около 60% от возможного летом и всего 21-34% зимой.

В отдельные годы в зависимости от облачности соотношение прямой и рассеянной радиации и общий приход суммарной радиации может значительно отличаться от средних величин. Различие между максимальным и минимальным месячным приходом суммарной и прямой радиации может достигать в летние месяцы 167,6-209,5 МДж/м² . Различия рассеянной радиации составляют 41,9-83,8 МДж/м² . Еще большие изменения наблюдаются в суточных суммах радиации. Средние максимальные суточные суммы прямой радиации могут отличаться от средних в 2-3 раза.

Приход радиации к различно ориентированным вертикальным поверхностям зависит от высоты солнца над горизонтом, альбедо подстилающей поверхности, характера застройки, количества ясных и пасмурных дней, хода облачности в течение суток.

Прибалтика. Облачность уменьшает в среднем за год приход суммарной солнечной радиации на 21 %, а прямой солнечной радиации на 60 %. Число часов солнечного сияния — 1628 в год.

Годовой приход суммарной солнечной радиации составляет 3400 МДж/м2. В осенне-зимнее время преобладает рассеянная радиация (70-80% от общего потока). Летом возрастает доля прямой солнечной радиации, достигая примерно половины общего прихода радиации. Радиационный баланс составляет около 1400 МДж/м2 в год. С ноября по февраль он отрицателен, но потеря тепла в значительной мере компенсируется адвекцией теплых воздушных масс с Атлантического океана.

4. Объясните, почему в пустынях умеренного и тропического поясов температура ночью сильно понижается?

Действительно, в пустынях велики суточные колебания температуры. Днем при отсутствии облаков поверхность сильно нагревается, но быстро остывает после захода солнца. Здесь основную роль играет подстилающая поверхность, то есть пески, для которых характерен свой микроклимат. Их термический режим зависит от цвета, влажности, структуры и т.д.

Особенностью песков является то, что температура в верхнем слое очень быстро понижается с глубиной. Верхний слой песка обычно бывает сухим. Сухость этого слоя не вызывает затраты тепла на испарение воды с его поверхности, и поглощенная песком солнечная энергия идет главным образом на его нагревание. Песок при таких условиях днем очень сильно прогревается. Этому способствует еще и его малая теплопроводность, препятствующая уходу тепла из верхнего слоя в более глубокие слои. Ночью же верхний слой песка значительно охлаждается. Такие колебания температуры песка и отражаются на температуре приземного слоя воздуха.

Из-за вращения получается, что на земле циркулирует не 2 воздушных потока, а шесть. И вот в тех местах, где воздух опускается к земле он холодный, но постепенно нагревается и приобретает возможность вбирать в себя пар и как бы "выпивает" влагу с поверхности. Планету обвивают два пояса засушливого климата – это и есть место, где зарождаются пустыни.

Жарко в пустыне – потому что сухо. Низкая влажность влияет на температуру. В воздухе нет влаги, следовательно, солнечные лучи не задерживаясь, достигают поверхности почвы и нагревают ее. Поверхность почвы нагревается очень сильно, а отдачи тепла не происходит – нет воды, чтобы испарять. Поэтому так жарко. И в глубину тепло распространяется очень медленно – из-за отсутствия все той же теплопроводной воды.

Ночью в пустыне холодно. Из-за сухости воздуха. В почве нет воды, а над землей нет облаков – значит, нечему удерживать тепло.

Задачи

1. Определить высоту уровня конденсации и сублимации поднимающегося адиабатически от поверхности Земли воздуха не насыщенного паром, если известна его температура t =30º и упругость водяных паров е = 21,2гПа.

Упругость водяного пара – основная характеристика влажности воздуха, определяемая психрометром: парциальное давление водяного пара, содержащегося в воздухе; измеряется в Па или мм рт. ст.

В поднимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса, т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутренней энергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняя энергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменение температуры. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которую затрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийся воздух, наоборот, сжимается, затраченная на расширение энергия освобождается, и температура воздуха растет.

Сухой или содержащий водяные пары, но ненасыщенный ими воздух, поднимаясь, адиабатически охлаждается на 1° на каждые 100 м. Воздух, насыщенный водяными парами, при подъеме на 100 м охлаждается менее чем на 1°, так как в нем происходит конденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло, затраченное на расширение.

Величина охлаждения насыщенного воздуха при подъеме его на 100 м зависит от температуры воздуха и от атмосферного давления и изменяется в значительных пределах. Ненасыщенный воздух, опускаясь нагревается на 1° на 100 м, насыщенный на меньшую величину, так как в нем происходит испарение, на которое затрачивается тепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпадения осадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1° на 100 м.

Так как воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура с высотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиент для тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если она повышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5—2 м) вертикальные градиенты могут быть очень большими.

Конденсация и сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры до точки росы или увеличении в нем количества водяного пара происходит конденсация — вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При температуре ниже 0°С вода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией. И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, на земной поверхности и на поверхности различных предметов. Когда температура воздуха, охлаждающегося от подстилающей поверхности, достигает точки росы, на холодную поверхность из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.

Чтобы найти высоту уровня конденсации, необходимо по псхрометрическим таблицам определить точку росы Т поднимающегося воздуха, вычислить на сколько градусов должна понизиться температура воздуха, чтобы началась конденсация содержащегося в нем водяного пара, т.е. определить разность. Точка росы = 4, 2460

Определяем разницу между температурой воздуха и точкой росы (t – Т) = (30 - 4,2460) = 25,754

Умножим эту величину на 100м и найдем высоту уровня конденсации = 2575,4м

Для определения уровня сублимации надо найти разницу температур от точки росы до температуры сублимации и помножить эту разницу на 200м.

Сублимация происходит при температуре - 10°. Разница = 14,24°.

Высота уровня сублимации 5415м.

2. Привести давление к уровню моря при температуре воздуха 8º С, если: на высоте 150 м давление 990,8 гПа

зенит радиация конденсация давление

На уровне моря среднее атмосферное давление составляет 1013 гПа. (760мм.) Естественно, что с высотой атмосферное давление будет уменьшаться. Высота, на которую надо подняться (или опуститься), чтобы давление изменилось на 1 гПа, называют барической (барометрической) ступенью. Она увеличивается при теплом воздухе и росте высоты над уровнем моря. У земной поверхности при температуре 0ºC и давлении 1000 гПа барическая ступень равна 8 м/гПа, а на высоте 5 км, где давление около 500 гПа, при той же нулевой температуре она возрастает до 16 м/гПа.

"Нормальным" атмосферным давлением называется давление, равное весу ртутного столба высотой 760 мм, находящегося при температуре 0°C, на широте 45° и на уровне моря. В системе СГС 760 мм рт. ст. эквивалентно 1013.25 мб. Основной единицей давления в системе СИ, служит паскаль [Па]; 1 Па = 1 Н/м² . В системе СИ давление 1013,25 мб эквивалентно 101325 Па или 1013,25 гПа. Атмосферное давление – очень изменчивый метеоэлемент. Из его определения следует, что оно зависит от высоты соответствующего столба воздуха, его плотности, от ускорения силы тяжести, которая меняется от широты места и высоты над уровнем моря.

1 гПа = 0,75 мм рт. ст. или 1 мм рт. ст. = 1,333 гПа.

Увеличение высоты на 10 метром ведет к уменьшению давлению на 1 мм ртутного столба. Приводим давление к уровню моря, оно =1010,55 гПа (758,1 мм. рт.ст.), если на высоте 150 м, давление = 990,8 гПа (743,1 мм.)

Температура 8º С на высоте 150 метров, то на уровне моря = 9,2º.

Литература

1. Задачи по географии: пособие для учителей/ Под ред. Наумова. — М.: МИРОС, 1993

2. Вуколов Н.Г. "Сельскохозяйственная метеорология", М., 2007 г.

3. Неклюкова Н.П. Общее землеведение. М.: 1976

4. Пашканг К.В. Практикум по общему землеведению. М.: Высшая школа.. 1982