Контрольная на тему Контрольная работа 120814-08

Содержание


1. Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы 3
2. Ледники. Снеговая граница. Хионосфера 11
2.1. Ледники 11
2.2. Снеговая граница 17
2.3. Хионосфера 22
Список используемой литературы 26

1. Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы

Поверхность, непосредственно нагреваемую солнечными лучами и отдающую тепло нижележащим слоям и воздуху, называют деятельной. Температура деятельной поверхности, ее величина и изменение (суточный и годовой ход) определяются тепловым балансом.
Максимальное значение почти всех составляющих теплового баланса наблюдается в околополуденные часы. Исключение представляет максимум теплообмена в почве, приходящийся на утренние часы.
Максимальные амплитуды суточного хода составляющих теплового баланса отмечаются в летнее время, минимальные – зимой. В суточном ходе температуры поверхности, сухой и лишенной растительности, в ясный день максимум наступает после 13 часов, а минимум – около момента восхода Солнца. Облачность нарушает правильный ход температуры поверхности и вызывает смещение моментов максимумов и минимумов. Большое влияние на температуру поверхности оказывают ее влажность и растительный покров. Дневные максимумы температуры поверхности могут составлять + 80°С и более. Суточные колебания достигают 40°. Их величина зависит от широты места, времени года, облачности, тепловых свойств поверхности, ее цвета, шероховатости, от растительного покрова, а также от экспозиции склонов.
Годовой ход температуры деятельного слоя различен на разных широтах. Максимум температуры в средних и высоких широтах обычно наблюдается в июне, минимум – в январе. Амплитуды годовых колебаний температуры деятельного слоя в низких широтах очень малы, в средних широтах на суше они достигают 30°. На годовые колебания температуры поверхности в умеренных и высоких широтах сильно влияет снежный покров.
На передачу тепла от слоя к слою затрачивается время, и моменты наступления максимальных и минимальных в течение суток температур запаздывают на каждые 10 см примерно на 3 часа. Если на поверхности наивысшая температура была около 13 часов, на глубине 10 см максимум температуры наступит около 16 часов, а на глубине 20 см – около 19 часов и т. д. При последовательном нагревании нижележащих слоев от вышележащих каждый слой поглощает некоторое количество тепла. Чем глубже слой, тем меньше тепла он получает и тем слабее в нем колебания температуры. Амплитуда суточных колебаний температуры с глубиной уменьшается на каждые 15 см в 2 раза. Это значит, что если на поверхности амплитуда равна 16°, то на глубине 15 см – 8°, а на глубине 30 см – 4°.
На глубине в среднем около 1 м суточные колебания температуры почвы «затухают». Слой, в котором эти колебания практически прекращаются, называется слоем постоянной суточной температуры.
Чем больше период колебания температур, тем глубже они распространяются. В средних широтах слой постоянной годовой температуры находится на глубине 19-20 м, в высоких широтах на глубине 25 м. В тропических широтах годовые амплитуды температуры невелики и слой постоянной годовой амплитуды расположен на глубине всего 5-10 м . Моменты наступления в течение года максимальных и минимальных температур запаздывают в среднем на 20-30 суток на каждый метр. Таким образом, если наименьшая температура на поверхности наблюдалась в январе, на глубине 2 м она наступает в начале марта. Наблюдения показывают, что температура в слое постоянной годовой температуры близка к средней годовой температуре воздуха над поверхностью.
Вода, обладая большей теплоемкостью и меньшей теплопроводностью, чем суша, медленнее нагревается и медленнее отдает тепло. Часть солнечных лучей, падающих на водную поверхность, поглощается самым верхним слоем, а часть их проникает на значительную глубину, нагревая непосредственно некоторый ее слой.
Подвижность воды делает возможным перенос тепла. Вследствие турбулентного перемешивания передача тепла вглубь происходит в 1000 – 10 000 раз быстрее, чем путем теплопроводности. При остывании поверхностных слоев воды возникает тепловая конвекция, сопровождающаяся перемешиванием. Суточные колебания температуры на поверхности Океана в высоких широтах в среднем всего 0,1°, в умеренных – 0,4°, в тропических – 0,5°. Глубина проникновения этих колебаний 15– 20м. Годовые амплитуды температуры на поверхности Океана от 1° в экваториальных широтах до 10,2° в умеренных. Годовые колебания температуры проникают на глубину 200-300 м. Моменты максимумов температуры водоемов запаздывают по сравнению с сушей. Максимум наступает около 15-16 часов, минимум – через 2-3 часа после восхода Солнца.
Тепловой режим нижнего слоя атмосферы.
Воздух нагревается в основном не солнечными лучами непосредственно, а за счет передачи ему тепла подстилающей поверхностью (процессы излучения и теплопроводности). Важнейшую роль в переносе тепла от поверхности в вышележащие слои тропосферы играют турбулентный теплообмен и передача скрытой теплоты парообразования. Беспорядочное движение частиц воздуха, вызванное его нагреванием неравномерно нагретой подстилающей поверхности, называют термической турбулентностью или термической конвекцией.
Если вместо мелких хаотических движущихся вихрей начинают преобладать мощные восходящие (термики) и менее мощные нисходящие движения воздуха, конвекция называется упорядоченной. Нагревающийся у поверхности воздух устремляется вверх, перенося тепло. Термическая конвекция может развиваться только до тех пор, пока воздух имеет температуру выше температуры той среды, в которой он поднимается (неустойчивое состояние атмосферы). Если температура поднимающегося воздуха окажется равной температуре окружающей его среды, поднятие прекратится (безразличное состояние атмосферы); если же воздух станет холоднее окружающей среды, он начнет опускаться (устойчивое состояние атмосферы).
При турбулентном движении воздуха все новые и новые его частицы, соприкасаясь с поверхностью, получают тепло, а поднимаясь и перемешиваясь, отдают его другим частицам. Количество тепла, получаемое воздухом от поверхности посредством турбулентности, больше количества тепла, получаемого им в результате излучения, в 400 раз и в результате передачи путем молекулярной теплопроводности – почти в 500 000 раз. Тепло переносится от поверхности в атмосферу вместе с испарившейся с нее влагой, а затем выделяется в процессе конденсации. Каждый грамм водяного пара содержит 600 кал скрытой теплоты парообразования.
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 пропорциона