 |
Изменение температуры воздуха вместе с высотой.
|
|
|
|
Практическая работа № 1-2
Знакомство с атласами и картами.
Определение географических координат пункта
и пункта по географическим координатам. Земля во Вселенной. Солнечная система, Земля как планета. Смена времен года и неравенство дня и ночи. Истинное, местное, поясное, декретное и летнее время. Линия перемены дат
Задание 1. Познакомиться с географическими картами и атласами и найти с помощью указателей атласов следующие пункты: Чимкент, Бишкек, Андижан, Белфаст, Мекка, Вальпараисо, Милуоки.
Задание 2. Найти на земном шаре точку, от которой отсчитывают и долготу, и широту.
Задание 3. Найти на земном шаре точки, для определения местоположения которых указывается только одна из координат.
Задание 4. Существуют ли на Земле точки, для определения местоположения которых указывается только одна из координат.
Задание 5. Определить географические координаты следующих городов: Москвы, Санкт-Петербурга, Новосибирска, Владивостока, Парижа, Лондона, Сиднея.
Задание 6. По данным географических координат найти города:
| 56º13' с. ш. 50º35' с. ш. 50º05' с. ш. 40º25' с. ш. 48º50' с. ш. | 43º49' в. д. 137º5' в. д. 142º5' в. д. 3º41' з. д. 2º20' в. д. | 39º54' с. ш. 6º08' ю. ш. 37º50' ю. ш. 33º56' ю. ш. 0º15' ю. ш. | 116º28' в. д. 106º48' в. д. 144º58 в. д.' 18º25' в. д. 78º30' з. д. |
Задание 7. Построить кривую изменения дальности видимого горизонта в зависимости от высоты места наблюдения, используя приведенные ниже данные.
Изменение дальности видимого горизонта в зависимости
От высоты места наблюдения
| Высота места наблюдения, м | Дальность видимого горизонта, км | Высота места наблюдения, м | Дальность видимого горизонта, км |
| 3,8 12,1 27,1 38,3 85,6 | 1 000 3 000 5 000 10 000 | 121.0 |
|
|
|
Для построения кривой берется система прямоугольных координат. На оси абсцисс откладывается высота места наблюдения, на оси ординат – дальность видимого горизонта.
Эта же зависимость для Земли описывается формулой D=3.83√h, где D – дальность видимости горизонта в км, h – высота места наблюдения в м.
Для охвата всего спектра высот наблюдений строится 2 графика: первый – для высот до 100 м, второй для остальных высот. Наиболее удобным для построения графика для малых высот являются: горизонтальный – 1:1000, вертикальный – 1:400 000? Для больших высот, соответственно, 1:100 000 и 1:4 000 000.
Задание 8. Произвести анализ кривой. Указать: а) какова закономерность в изменении дальности видимого горизонта в зависимости от высоты места наблюдения; б) к какому выводу приводит анализ графика и этих данных в отношении формы Земли, в) можно ли на основании приведенных выше данных и графика утверждать, что Земля имеет шарообразную форму.
Задание 9. По графику определить дальность видимого горизонта с Эльбруса, Джомолунгмы, Монблана, Аконкагуа. Высоты этих вершин выписываются из географического атласа.
Задание 10. Изобразить в форме чертежей положение Земли, занимаемое ею в дни летнего и зимнего солнцестояния, весеннего и осеннего равноденствия. На чертежах показать направление солнечных лучей, угол, под которым солнечные лучи падают на различные широты земного шара, плоскость эклиптики, земную ось, экватор, Северный и Южный тропики, полярные круги, цветными карандашами провести светораздельную плоскость.
Диаметр Земли взять равным 3-4 см, солнечные лучи изобразить параллельными прямыми, наклон земной оси на всех чертежах сохранить в одну сторону.
Задание 11. Можно ли на основании сделанных чертежей утверждать, что в районах, расположенных за Полярным кругом, полгода продолжается полярная ночь, а полгода – полярный день?
|
|
|
Как изменились бы на земном шаре времена года, если бы земная ось была перпендикулярна плоскости земной орбиты?
Задание 12. Сколько раз в году и когда Солнце бывает в зените над тропиками и над экватором? Сколько раз в году Солнце бывает в зените на широтах, расположенных между тропиками?
Задание 13. Построить кривые продолжительности самого длинного и самого короткого дня на разных широтах Северного полушария (табл.1).
Таблица 1. Изменение продолжительности дня на разных широтах в течение года в Северном полушарии
| Широта | 0º | 10º | 20º | 30º | 40º | 50º | 60º | 60º30' |
| Самый длинный день | 12 ч | 12 ч 35 мин | 13 ч 13 мин | 13 ч 56 мин | 14 ч 51 мин | 16 ч 09 мин | 18 ч 30 мин | 24 ч 00 мин |
| Самый короткий день | 12 ч | 11 ч 25 мин | 10 ч 47 мин | 10 ч 04 мин | 9 ч 09 мин | 7 ч 51 мин | 5 ч 30 мин | 0 ч |
На оси абсцисс откладываются градусы широты, на оси ординат – часы суток. Обе кривые строятся на одном графике.
Задание 14. Произвести анализ кривых: а) какова продолжительность дня и ночи на экваторе, б) как изменяется продолжительность дня и ночи по направлению от экватора к полюсам.
Задание 15. Вычертить кривые продолжительности полярного дня и полярной ночи на разных широтах Северного полушария по следующим данным:
| Широта | Продолжительность полярного дня | Продолжительность полярной ночи |
| 66,5º 70º 80º 90º | 1 сут. 64 сут. 10 ч. 133 сут. 14 ч. 186 сут. 10 ч. | 1 сут. 60 сут. 13 ч. 126 сут. 12 ч. 178 сут. 20 ч |
При построении графика следует учесть, что горизонтальный масштаб должен быть достаточно крупным(на оси абсцисс откладывают градусы широты), иначе кривые будут проходить очень близко друг к другу.
Задание 16. Произвести анализ графика: а) какова продолжительность полярного дня и полярной ночи на Полярном круге; б)как изменяется продолжительность полярного дня и полярной ночи по направлению от Полярного круга к Северному полюсу; в) почему на Северном полюсе полярный день длиннее полярной ночи; г) каково будет соотношение продолжительности полярного дня и полярной ночи на Южном полюсе?
Задание 17. Спутники Магеллана, закончив кругосветное путешествие, выяснили, что они ошиблись в счете времени и «потеряли» один день. Почему это произошло?
|
|
|
Задание 18. Пользуясь картой часовых поясов, политической картой мира и политико-административной картой страны, ответить на следующие вопросы:
А. В каких государствах мира не введено поясное время? Каково отклонение времени в этих государствах от поясного?
Б. Каковы принципы проведения границ часовых поясов на суше и в пределах водных пространств?
В. На сколько часовых поясов разделяется территория России?
Г. Какова связь границ часовых поясов с административными границами и природными рубежами в разных районах России? Привести конкретные примеры.
Д. Почему приходится периодически изменять границы часовых поясов на территории России?
Е. Какие государства Европы пользуются западно-европейским временем (временем нулевого часового пояса), среднеевропейским временем (временем первого часового пояса) и восточноевропейским (временем второго часового пояса)?
Пособия
1. Географический атлас для учителей средней школы. 4-е изд. М., 1985. С. 238.
2. Металлическая линейка.
3. Географический глобус.
4. Миллиметровая бумага.
Практическая работа № 6
Атмосфера. Солнечная радиация. Температура воздуха.
Изменение температуры воздуха вместе с высотой.
Задание 1. Дать анализ карты распределения радиационного баланса на Земле.
А. Каковы общие закономерности в изменении радиационного баланса на поверхности Земли?
Б. Почему максимальные величины радиационного баланса приходятся на поверхность океана?
В. Какие районы на земном шаре и почему имеют наибольшие величины радиационного баланса?
Задание 2. Дать анализ среднеширотных величин составляющих теплового баланса земли (табл. 2).
А. Выявить общие закономерности распределения приходной и расходной частей теплового баланса в зависимости от широты.
Б. Определить соотношение между радиационным балансом и затратами тепла на испарение на разных широтах.
В. Сравнить величины прихода и расхода тепла в океане и объяснить существующие различия.
|
|
|
Таблица 2. Средние широтные величины составляющих теплового
баланса поверхности Земли, кДж/(см2 . год)
| Широта, град | Составляющие теплового баланса | ||||
| радиа- ционный баланс, R | затраты тепла на испарение, LE | турбулентный поток тепла от подстилающей поверхности к атмосфере, P | тепловой баланс | приход или расход тепла в океане, Fо | |
| 70 – 80 С 60 – 50 50 – 40 40 – 30 30 – 20 20 – 10 10 – 0 0 – 10 Ю 10 – 20 20 – 30 30 – 40 40 – 50 50 – 60 Сумма | -34 -45 -29 -37 -4 -17 -25 -26 -46 |
Задание 3. Дать анализ составляющих теплового баланса континентов и океанов (табл. 3).
Таблица 3. Тепловой баланс континентов и океанов, кДж/(см2 . год)
| Составляющие теплового баланса | Континенты или части света | Океаны | |||||||
| Европа | Азия | Аф- рика | Северная Америка | Южная Америка | Авст- ра- лия | Атлан- тиче- ский | Ти- хий | Индий- ский | |
| Радиационный баланс, R Затраты тепла на испарение, LE Турбулентный поток тепла от подстилающей поверхности к атмосфере, P |
А. Выявить общие закономерности в соотношении между компонентами теплового баланса для континентов и океанов.
Б. Сравнить приходную и расходную части теплового баланса континентов и океанов и объяснить существующие между ними различия.
В. Объяснить различия в величинах расходной части теплового баланса разных континентов.
Задание 4. Дать анализ мировых карт июльских и январских изотерм.
А. Объяснить отклонение изотерм от западно-восточного направления.
Б. Выявить области наибольшего отклонения изотерм от западно-восточного направления.
В. Выявить области с наиболее высокими и наиболее низкими среднеянварскими и среднеиюльскими температурами и объяснить причины их существования.
Г. Указать, в каком полушарии и почему изотермы имеют более плавный ход.
Задание 5.
1. Воздушная масса, не насыщенная водяным паром и имеющая температуру 15º С, адиабатически поднимается от поверхности Земли. Какова будет температура поднимающегося воздуха на высоте 250, 700, 1000 м?
2. Какова будет температура воздуха, насыщенного водяным паром и поднимающегося адиабатически, на высоте 400, 700, 1000 м, если на уровне поверхности океана его температура была равна 2 º, -4 º, -10 º С?
3. На сколько градусов изменится температура не насыщенного водяными парами воздуха при адиабатическом опускании на 470 м?
4. Какова будет температура воздуха, насыщенного паром, опускающегося адиабатически на 500 м и имевшего первоначальную температуру –5º С?
|
|
|
5. Сухая воздушная масса адиабатически опускается со скоростью 0,5 см/с и через 12 ч. Достигает поверхности Земли. На сколько изменится при этом первоначальная температура опускающегося воздуха?
6. Воздушный шар поднимается со скоростью 2 см/с. За какое время температура на высоте уменьшилась на 3º С, если вертикальный температурный градиент равен 0,5º С?
Пособия
1. Географический атлас для учителей средней школы. 4-е изд. М.,
2. 1985. С. 238.
Атлас мира. М.,
Разность между приходящими к деятельному слою Земли и уходящими от него потоками лучистой энергии называют радиационным балансом деятельного слоя.
Радиационный баланс состоит из коротковолновой и длинноволновой радиации. Он включает в себя следующие элементы, называемые составляющими радиационного баланса: прямая радиация S’; рассеянная радиация D; отраженная радиация Rk; излучение земной поверхности Ез; встречное излучение атмосферы Еа.
Уравнение радиационного баланса имеет вид
В = S' + D - Rk – Ез + Еа
где В – радиационный баланс.
Уравнение радиационного баланса может быть записано в другом виде
B = Q - Rk - Eэф
где Q – суммрная радиация;
Еэф – эффективное излучение.
Р. Б. 3. П. может быть положительным и отрицательным. В суточном ходе переход от положительных значений к отрицательным или обратно наблюдается при высотах солнца 10—15°. Месячные, сезонные и годовые его значения (суммы) меняются в широких пределах; годовые от +140 ккал/см2·год и более в тропических океанах и до отрицательных значений в Антарктиде и в глубине Арктики.
Если принять приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц, то в целом для земной поверхности за длительное время поглощенная радиация приближенно составляет —45 единиц (из них прямая + 25 и рассеянная +20), эффективное излучение —15 единиц (собственное излучение —115, поглощенное встречное излучение +100) и Р. Б. 3. П. +30 единиц. Эти 30 единиц возвращаются от земной поверхности в атмосферу нерадиационным путем.
Распространение солнечной радиации. Энергией для большинства земных процессов является лучистое излучение Солнца, поступление которого изменяется в течение года и зависит от географической широты. В географической оболочке потоки солнечной радиации существенно трансформируются: отражаются, поглощаются, рассеиваются. Отношение отраженной радиации к суммарной {прямой и рассеянной) называется альбедо
Альбедо зависит от многих причин: высоты Солнца, облачности, характера подстилающей поверхности, времени года. Из таблиц видно, что альбедо суши в среднем больше, чем альбедо водной поверхности. Планетарное альбедо Земли оценивают в 0,3-0,35.
Земная поверхность и нижние слои атмосферы, поглощая солнечную радиацию, нагреваются и сами становятся источниками излучения. Поскольку температура земной поверхности невелика и находится в диапазоне от -90 до +80°С, излучение теплоты земными объектами, в соответствии с законом Вина, сосредоточено в инфракрасной части спектра с длиной волн от 4 до 120 мкм (максимум приходится на 10-15 мкм).
Кроме прямой (непосредственно от солнечного диска) и рассеянной (от всего небосвода) радиации на земную поверхность поступают потоки и противоизлучения атмосферы (за счет ее нагревания от земной поверхности). Разность между поступлением и потерей радиации земной поверхностью составляет ее радиационный баланс
Земля теряет почти столько радиационной энергии, сколько получает, поэтому счита-ют, что она находится в состоянии лучистого равновесия. Только сравнительно малая часть энергии накапливается в органическом веществе и геохимических аккумуляторах.
Влияние атмосферы на распространение солнечной радиации. Распределение солнечной энергии на Луне очень простое: около 7% отражается и лунный свет является ничем иным, как отраженным солнечным светом, 93% отражается в виде невидимой длинноволновой инфракрасной радиации. Распределение солнечной радиации на Земле сложнее, чем на Луне, поскольку она окружена атмосферой, которая избирательно пропускает электромагнитное излучение.
Если бы атмосферный воздух состоял только из постоянных газов (азота, кислорода и аргона), то он был бы прозрачен для инфракрасной радиации и, отраженная от земной поверхности, она могла бы без изменения вернуться в космическое пространство. Однако воздух содержит небольшое количество диоксида углерода, метана и водяных паров, которые в атмосфере сильно (до 50 %) адсорбируют длинноволновую радиацию. Чем короче длина волны, тем интенсивнее рассеяние, поэтому больше рассеиваются лучи синей части спектра, придавая небу голубой цвет в ясную погоду.
Схема радиационного баланса. Земля получает энергии в среднем 8,3 Дж/(см2·мин). Если принять эту величину за 100 единиц (%), то в глобальном масштабе солнечная энергия распределяется следующим образом. Ультрафиолетовые лучи, составляющие 3%, поглощаются озоновым слоем на верхней границе географической оболочки - pppa.ru. 39% лучистой энергии взаимодействуют с облаками, из которых 19% отражаются, от 2 до 6% поглощаются, 15% рассеиваются и достигают земной поверхности как рассеянная радиация. Водяные пары и пыль отражают 6% и рассеивают 11% лучистой энергии.
В итоге только 24% приходят на земную поверхность как прямой солнечный свет и 26% (15%+11%) как рассеянный, составляя в сумме 50%. Из этого количества 3% отражаются от земной поверхности и вместе с 6% лучистой энергии, отраженной водяными парами, и 19%, отраженной облаками, составляют 28% уходящей коротковолновой радиации. 72% покидающего географическую оболочку излучения составляет длинноволновая радиация, обусловленная эффективным излучением земной поверхности, одна треть которого поглощается в тропосфере водяным паром и диоксидом углерода.
Распространение солнечной энергии в Мировом океане имеет некоторые особенности, поскольку поглощается толщей воды избирательно. Лучистая энергия красной части спектра поглощается почти целиком в верхнем слое до 1 м. На глубине 100 м остается около 1% энергии, смещенной в сторону сине-зеленой части спектра (вследствие этого предметы на морском дне имеют соответствующую окраску - pppa.ru). Эту величину часто принимают за минимально возможную для осуществления нормального фотосинтеза, хотя данные свидетельствуют о деятельности растительных существ и ниже этих глубин. Глубина проникновения солнечного света во многом зависит от прозрачности воды (присутствия взвешенных частиц биогенного и абиогенного происхождения) и состояния поверхности моря. Радиационный баланс земной поверхности - разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называют радиационным балансом земной поверхности.В ночные часы, когда суммарная радиация отсутствует, отрицательный радиационный баланс равен эффективному излучению.
Эффективное излучение. Встречное излучение всегда несколько меньше земного. Поэтому земная поверхность теряет тепло за счет положительной разности между собственным и встречным излучением. Разность между собственным излучением земной поверхности и встречным излучением атмосферы называют эффективным излучением Эффективное излучение, представляет собой чистую потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью. Эффективное излучение, конечно, существует и в дневные часы. Но днем оно перекрывается или частично компенсируется поглощенной солнечной радиацией. Поэтому земная поверхность днем теплее, чем ночью, но и эффективное излучение днем больше.
Географическое распределение суммарной радиации. Распределение годовых и месячных количеств суммарной солнечной радиации по земному шару зонально: изолинии (т. е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару оказывают влияние прозрачность атмосферы и облачность. 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.
Географическое распределение радиационного баланса. Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. Дело в том, что с ростом температуры земной поверхности, т. е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.
3. 
Температура воздуха с высотой, как правило, понижается. Это происходит потому, что воздух нагревается в тропосфере от поверхности Земли. В среднем на каждые 100 метров поднятия температура воздуха понижается на 0,6°, или на 6° на 1 километр. Это изменение температуры называется вертикальным градиентом температуры. В умеренных широтах вертикальный градиент температуры изменяется в зависимости от времени года, суток, характера атмосферных процессов и других факторов. При сильном нагреве приземного слоя воздуха величина вертикального градиента температуры превышает даже 1° С. При сильном охлаждении поверхности Земли и прилегающего слоя воздуха вместо понижения наблюдается повышение температуры с высотой, то есть возникает инверсия температуры. Мощные инверсии наблюдаются зимой в Сибири, особенно в Якутии, где преобладает ясная и тихая погода, способствующая охлаждению приземного слоя воздуха. Здесь инверсии температуры очень часто распространяются до высоты 1—2 километров, а разность между температурой воздуха у поверхности Земли и на верхней границе инверсии нередко составляет 20—25°.
Инверсии характерны и для центральных районов Антарктиды. Зимой они бывают в Европе, особенно в восточной ее части, в Канаде и других районах.
Изменение температуры воздуха с высотой происходит не только в связи с отдачей тепла подстилающей поверхностью, но и за счет внутренней энергии, благодаря изменению давления воздуха. Эта энергия затрачивается на преодоление сопротивления окружающей среды при подъеме или опускании воздуха.
Поднимающийся воздух, попадая в разреженную среду, расширяется, происходит его охлаждение, а опускающийся, наоборот, благодаря сжатию. Такое изменение температуры за счет внутренней энергии, без притока и отдачи тепла, называется адиабатическим. В сухом ненасыщенном водяными парами воздухе температура уменьшается на 1 градус на каждые 100 метров при подъеме. Это сухоадиабатический градиент. во влажном воздухе градиент равен 0,5 градусов на 100 метров., так как теплота, выделенная при конденсации, компенсирует потери. Опускающийся воздух нагревается, опускаясь он попадает в более плотные слои атмосферы, при сжатии энергия выделяется. Нагрев идет на 1 градус на 100 метров. В теплое время года вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,6—0,7° С на каждые 100 метров поднятия. Зная температуру у поверхности Земли, можно вычислить приближенные значения температуры на различных высотах. Если, например, у поверхности Земли температура воздуха равна +28° С, то, приняв, что вертикальный градиент температуры в среднем равен 0,7° С на каждые 100 метров, или 7° С на каждый километр, получим, что на высоте четырех километров температура равна 0° С. Температурный градиент зимой в средних широтах над сушей редко превышает 0,4—0,5° С на каждые 100 метров. Нередки случаи, когда в отдельных слоях воздуха температура с высотой почти не изменяется, то есть имеет место изотермия. По величине вертикального градиента температуры воздуха можно судить о характере равновесия атмосферы (устойчивое или неустойчивое). Для определения состояния устойчивости атмосферы используется специальная диаграмма.
Практическая работа № 7
|
|
|
