1. Можно ли в Северномполушарии к северу от Северного тропика наблюдать Солнце на севере?
При существующем угленаклона земной оси (66 градусов 30'), Земля бывает обращена к Солнцу своимиприэкваториальными районами. Для живущих в Северном полушарии Солнце видно сЮга, а в Южном полушарии, с Севера. Но если быть более точным Солнце бывает взените во всей зоне между тропиками, поэтому солнечный диск виден с тойстороны, где Солнце в данный момент в зените. Если Солнце в зените над СевернымТропиком, то оно светит с Севера для всех находящихся южнее, в том числе и дляжителей Северного полушария между экватором и тропиком. В России за полярнымкругом в течение полярного дня Солнце не заходит за горизонт, совершая полныйкруг по небосводу. Поэтому, проходя через самую северную точку Солнце,находится в нижней кульминации, этот момент соответствует полночи. Именно заполярным кругом можно наблюдать Солнце на Севере с территории России в условноночное время суток.
2. Если бы земная осьимела наклон к плоскости земной орбиты 45 градусов изменилось бы положениетропиков и полярных кругов и как?
Мысленнопредставим, что мы придадим земной оси наклон в половину прямого угла. В поруравноденствий (21 марта и 23 сентября) смена дней и ночей на Земле будет такаяже, как и теперь. Но в июне Солнце окажется в зените для 45-й параллели (а недля 23½°): эта широта играла бы роль тропиков.
На широте 60 °,Cолнце не доходило бы до зенита только на 15°; высота Солнца поистинетропическая. Жаркий пояс непосредственно примыкал бы к холодному, а умеренногоне существовало бы вовсе. В Москве, в Харькове и других городах весь июнь царилбы непрерывный, беззакатный день. Зимой, напротив, целые декады длилась бысплошная полярная ночь в Москве, Киеве, Харькове, Полтаве…
Жаркий жепояс на это время превратился бы в умеренный, потому что Солнце поднималось бытам в полдень не выше 45°.
Тропическийпояс много потерял бы от этой перемены, также как и умеренный. Полярная жеобласть и на этот раз кое-что выгадала бы: здесь после очень суровой (суровее, чемныне) зимы наступал бы умеренно-теплый летний период, когда даже на самомполюсе Солнце стояло бы в полдень на высоте 45° и светило бы дольше полугода.Вечные льды Арктики стали бы постепенно исчезать.
3. Какой вид солнечнойрадиации и зачем преобладает над восточной Сибирью зимой, над Прибалтикой летом?
ВосточнаяСибирь. На рассматриваемой территории все компоненты радиационного балансаподчиняются в основном широтному распределению.
Территория ВосточнойСибири, лежащая к югу отполярного круга, располагается в двух климатических поясах – субарктическом иумеренном. В этом регионе велико влияние рельефа на климат, что обуславливаетвыделение семи областей: Тунгусской, Центрально-якутской, Северо-ВосточнойСибири, Алтае-Саянской, Приангарской, Байкальской, Забайкальской.
Годовые суммы солнечнойрадиации на 200–400 МДж/см2 больше, чем на тех же широтахЕвропейской России. Они изменяются от 3100–3300 МДж/см2 на широтеполярного круга до 4600– 4800 МДж/см2 на юго-востоке Забайкалья. НадВосточной Сибирью атмосфера чище, чем над европейской территорией. Прозрачностьатмосферы уменьшается с севера на юг. Зимой большая прозрачность атмосферыопределяется низким влагосодержанием, особенно в южных районах ВосточнойСибири. Южнее 56° с.ш. прямая солнечная радиация преобладает над рассеянной. Наюге Забайкалья и в Минусинской котловине на долю прямой радиации приходится55–60% 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 нашироте полярного круга до 1450– 1550 МДж/см2.
Выделяютсядва района, характеризующиеся увеличением прямой и суммарной радиации врезультате повышенной прозрачности атмосферы — озеро Байкал и высокогорьеВосточного Саяна.
Годовойприход принятой солнечной радиации на горизонтальную поверхность при ясном небе(то есть возможный приход) составляет 4200 МДж/м2 на севереИркутской области и увеличивается до 5150 МДж/м2 к югу. На берегу Байкалагодовая сумма возрастает до 5280 МДж/м2, а в высокогорных районахВосточного Саяна достигает 5620 МДж/м2.
Годовые суммырассеянной радиации при безоблачном небе составляют 800-1100 МДж/м2.
Увеличениеоблачности в отдельные месяцы года снижает поступление прямой солнечнойрадиации в среднем на 60% от возможной и в то же время увеличивает долюрассеянной радиации в 2 раза. В результате, годовой приход суммарной радиацииколеблется в пределах 3240-4800 МДж/м2 при общем увеличении с северана юг. При этом вклад рассеянной радиации составляет от 47% на юге области до65% на севере. В зимнее время вклад прямой радиации незначителен, особенно всеверных районах.
В годовомходе максимум месячных сумм суммарной и прямой радиации на горизонтальнуюповерхность на большей части территории приходится на июнь (суммарная 600 — 640МДж/м2, прямая 320-400 МДж/м2), в северных районах — сдвигается на июль.
Минимальныйприход суммарной радиации повсеместно отмечается в декабре — от 31 МДж/м2в высокогорном Ильчире до 1,2 МДж/м2 в Ербогачене. Прямая радиацияна горизонтальную поверхность уменьшается от 44 МДж/м2 в Ильчире до0 в Ербогачене.
Приведемзначения помесячных сумм прямой радиации на горизонтальную поверхность понекоторым пунктам Иркутской области.
Помесячныесуммы прямой радиации на горизонтальную поверхность (МДж/м2)Пункты I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII Ербогачен 16,8 58,7 175,8 268 272,2 372,6 443,8 230,2 134 62,8 20,9 4,19 4,19 25,2 113 184,2 167,5 222 276,3 129,8 79,5 20,9 8,4 Тулун 54,4 100,5 255,4 280,5 368,4 443,8 376,8 334,9 238,6 125,6 50,2 29,3 16,8 50,2 125,6 154,9 242,8 238,5 293 167,5 121,4 58,7 20,9 12,6 Хомутово 62,8 117,3 276,3 301,4 401,9 418,7 448 381 208,8 150,7 67 37,6 37,6 92,1 217,7 217,7 280,5 280,5 276,3 247 169,4 108,8 46 29,3 Иркутск 46 104,7 255,4 372,6 427 477,3 422,8 397,7 305,6 171,6 66,9 29,3 16,8 71,1 188,4 209,3 272,1 330,7 280,5 188,4 184,2 96,2 29,3 16,8 Хужир 71.1 154,9 276,3 347,5 443,8 485,7 485,7 410,3 280,5 159 62,8 37,6 33,5 83,7 71,2 171,7 284,7 351,7 309,8 226 180 100,4 29,3 25,1
Для годовогохода прямой и суммарной радиации характерно резкое увеличение месячных сумм отфевраля к марту, что объясняется как возрастанием высоты солнца, так ипрозрачностью атмосферы в марте и уменьшением облачности.
Суточный ходсолнечной радиации определяется прежде всего уменьшением высоты солнца втечение дня. Поэтому максимум солнечной радиации объемно наблюдается в полдень.Но наряду с этим на суточный ход радиации оказывает влияние прозрачностьатмосферы, что заметно проявляется в условиях ясного неба. Особо выделяются дварайона, характеризующихся увеличением прямой и суммарной радиации в результатеповышенной прозрачности атмосферы – оз. Байкал и высокогорье Восточного Саяна.
В летнеевремя обычно в первой половине дня атмосфера более прозрачна, чем во второй,поэтому изменение радиации в течение дня несимметрично относительно полдня. Чтокасается облачности, то именно она является причиной занижения облучениявосточных стен по сравнению с западными в городе Иркутске. Для южной стенысолнечное сияние составляет около 60% от возможного летом и всего 21-34% зимой.
В отдельныегоды в зависимости от облачности соотношение прямой и рассеянной радиации иобщий приход суммарной радиации может значительно отличаться от среднихвеличин. Различие между максимальным и минимальным месячным приходом суммарнойи прямой радиации может достигать в летние месяцы 167,6-209,5 МДж/м2.Различия рассеянной радиации составляют 41,9-83,8 МДж/м2. Ещебольшие изменения наблюдаются в суточных суммах радиации. Средние максимальныесуточные суммы прямой радиации могут отличаться от средних в 2-3 раза.
Приходрадиации к различно ориентированным вертикальным поверхностям зависит от высотысолнца над горизонтом, альбедо подстилающей поверхности, характера застройки,количества ясных и пасмурных дней, хода облачности в течение суток.
Прибалтика. Облачностьуменьшает в среднем за год приход суммарной солнечной радиации на 21 %, апрямой солнечной радиации на 60 %. Число часов солнечного сияния — 1628 в год.
Годовой приход суммарнойсолнечной радиации составляет 3400 МДж/м2. В осенне-зимнее время преобладаетрассеянная радиация (70-80%от общего потока). Летом возрастает доля прямой солнечной радиации, достигаяпримерно половины общего прихода радиации. Радиационный баланс составляет около1400 МДж/м2 в год. С ноября по февраль он отрицателен, но потеря тепла взначительной мере компенсируется адвекцией теплых воздушных масс сАтлантического океана.
4. Объясните, почему впустынях умеренного и тропического поясов температура ночью сильно понижается?
Действительно, в пустыняхвелики суточные колебания температуры. Днем при отсутствии облаков поверхностьсильно нагревается, но быстро остывает после захода солнца. Здесь основную рольиграет подстилающая поверхность, то есть пески, для которых характерен своймикроклимат. Их термический режим зависит от цвета, влажности, структуры и т.д.
Особенностью песковявляется то, что температура в верхнем слое очень быстро понижается с глубиной.Верхний слой песка обычно бывает сухим. Сухость этого слоя не вызывает затратытепла на испарение воды с его поверхности, и поглощенная песком солнечнаяэнергия идет главным образом на его нагревание. Песок при таких условиях днемочень сильно прогревается. Этому способствует еще и его малая теплопроводность,препятствующая уходу тепла из верхнего слоя в более глубокие слои. Ночью жеверхний слой песка значительно охлаждается. Такие колебания температуры песка иотражаются на температуре приземного слоя воздуха.
Из-за вращенияполучается, что на земле циркулирует не 2 воздушных потока, а шесть. И вот втех местах, где воздух опускается к земле он холодный, но постепеннонагревается и приобретает возможность вбирать в себя пар и как бы «выпивает»влагу с поверхности. Планету обвивают два пояса засушливого климата – это иесть место, где зарождаются пустыни.
Жарко в пустыне – потомучто сухо. Низкая влажность влияет на температуру. В воздухе нет влаги,следовательно, солнечные лучи не задерживаясь, достигают поверхности почвы инагревают ее. Поверхность почвы нагревается очень сильно, а отдачи тепла непроисходит – нет воды, чтобы испарять. Поэтому так жарко. И в глубину теплораспространяется очень медленно – из-за отсутствия все той же теплопроводнойводы.
Ночью в пустыне холодно. Из-засухости воздуха. В почве нет воды, а над землей нет облаков – значит, нечемуудерживать тепло.
Задачи
1. Определить высотууровня конденсации и сублимации поднимающегося адиабатически от поверхностиЗемли воздуха не насыщенного паром, если известна его температура t =30º и упругость водяных парове = 21,2гПа.
Упругость водяного пара –основная характеристика влажности воздуха, определяемая психрометром:парциальное давление водяного пара, содержащегося в воздухе; измеряется в Паили мм рт. ст.
Вподнимающемся воздухе температура изменяется вследствие адиабатического процесса,т. е. без обмена теплом с окружающей средой, за счет преобразования внутреннейэнергии газа в работу и работы во внутреннюю энергию. Так как внутренняяэнергия пропорциональна абсолютной температуре газа, происходит изменениетемпературы. Поднимающийся воздух расширяется, производит работу, на которуюзатрачивает внутреннюю энергию, и температура его понижается. Опускающийсявоздух, наоборот, сжимается, затраченная на расширение энергия освобождается, итемпература воздуха растет.
Сухойили 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 происходитконденсация, сопровождающаяся выделением тепла, частично компенсирующего тепло,затраченное на расширение.
Величинаохлаждения 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 затрачиваетсятепло. Поднимающийся насыщенный воздух обычно теряет влагу в процессе выпаденияосадков и становится ненасыщенным. При опускании такой воздух нагревается на 1°на 100 м.
Таккак воздух нагревается главным образом от деятельной поверхности, температура свысотой в нижнем слое атмосферы, как правило, понижается. Вертикальный градиентдля тропосферы в среднем составляет 0,6° на 100 м. Он считается положительным, если температура с высотой убывает, и отрицательным, если онаповышается. В нижнем, приземном слое воздуха (1,5—2 м) вертикальные градиентымогут быть очень большими.
Конденсацияи сублимация. В воздухе, насыщенном водяным паром, при понижении его температуры доточки росы или увеличении в нем количества водяного пара происходит конденсация— вода из парообразного состояния переходит в жидкое. При температуре ниже 0°Свода может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.И конденсация и сублимация могут происходить в воздухе на ядрах конденсации, наземной поверхности и на поверхности различных предметов. Когда температуравоздуха, охлаждающегося от подстилающей поверхности, достигает точки росы, на холоднуюповерхность из него оседают роса, иней, жидкий и твердый налеты, изморозь.
Чтобы найти высоту уровняконденсации, необходимо по псхрометрическим таблицам определить точку росы Тподнимающегося воздуха, вычислить на сколько градусов должна понизитьсятемпература воздуха, чтобы началась конденсация содержащегося в нем водяногопара, т.е. определить разность. Точка росы = 4, 2460
Определяем разницу междутемпературой воздуха и точкой росы (t – Т) = (30 — 4,2460) = 25,754
Умножим эту величину на100м и найдем высоту уровня конденсации = 2575,4м
Для определения уровнясублимации надо найти разницу температур от точки росы до температурысублимации и помножить эту разницу на 200м.
Сублимация происходит притемпературе — 10°. Разница = 14,24°.
Высота уровня сублимации5415м.
2. Привести давление куровню моря при температуре воздуха 8º С, если: на высоте 150 м давление 990,8 гПа
зенитрадиация конденсация давление
На уровнеморя среднее атмосферное давление составляет 1013 гПа. (760мм.) Естественно,что с высотой атмосферное давление будет уменьшаться. Высота, на которую надоподняться (или опуститься), чтобы давление изменилось на 1 гПа, называютбарической (барометрической) ступенью. Она увеличивается при теплом воздухе иросте высоты над уровнем моря. У земной поверхности при температуре 0ºC идавлении 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 101325Па или 1013,25 гПа. Атмосферное давление – очень изменчивый метеоэлемент. Изего определения следует, что оно зависит от высоты соответствующего столбавоздуха, его плотности, от ускорения силы тяжести, которая меняется от широтыместа и высоты над уровнем моря.
1 гПа = 0,75 мм рт. ст. или 1 мм рт. ст. = 1,333 гПа.
Увеличениевысоты 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 8ºС 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.: Высшаяшкола… 1982