Система нормативных документов в строительстве

ПЛАН

1) Вступ

2) Кліматичні чинники

3) Структура географічної оболонки і її вплив на розподіл тепла

a Поясно-зональні і азональні структури

b Особливості географічних поясів і зон суші

c Особливості океанічних географічних поясів

4) Загальні природничі та організаційні закони в географічній оболонці

a Системи горизонтального переносу тепла – географічні теплові машини

b Явища електромагнетизму

5) Тепловий баланс

6) Повітря і атмосфера

a Адіабатичні зміни стану в атмосфері

b Суходіабатичні зміни температури

c Суходіабатичні зміни температури при вертикальних рухах

d Вологодіабатичні зміни температури

7) Висновок

8) Література

І. ВСТУП

Температура на земній поверхні досить не однорідна. Тепловий режим повітря залежить від багатьох чинників і факторів. А зокрема: надходження сонячної радіації, рельєф, наслідки обертання Землі навколо Сонця і своєї осі. Крім того наша планета сама виділяє тепло. Розподіл сонячної радіації на Землі залежить від кута падіння сонячних променів і тому закономірно зональний.

На розподіл сонячної радіації впливають прозорість атмосфери, тривалість світлового дня, відстань від Землі до Сонця і абсолютна висота місцевості над рівнем моря. Усі ці чинники порушують зональний розподіл сонячної радіації.

ІІ. КЛІМАТИЧНІ ЧИННИКИ

Формування клімату будь-якої території відбувається під дією трьох основних чинників: сонячної радіації, підстильної поверхні і атмосферної циркуляції.

Сонячна радіація – це сукупність променевої енергії Сонця. Це головний чинник, від якого залежить тепловий режим повітря.

До поверхні Землі надходить пряма і розсіяна сонячна радіація. Сонячна радіація, що досягає поверхні Землі у вигляді єдиного пучка паралельних променів, називається прямою. Сонячні промені, проходячи крізь атмосферу розсіюються хмарами, водяною парою і пилом. Така сонячна радіація називається розсіяною. Сукупність прямої і розсіяної радіації становить сумарну сонячну радіацію.

Кількість сонячної радіації в різних місцях планети не однакова. Вона залежить насамперед від висоти Сонця над горизонтом. Чим більший кут, під яким сонячне проміння падає на поверхню Землі, тим більше радіації дістає вона на одиницю площі. Найбільшу кількість сонячної радіації одержує поверхня, коли промені падають прямолінійно.

Найбільший кут падіння сонячних променів впродовж року спостерігається на екваторі. Цей кут поступово зменшується від екватора до полюсів. Таке послідовне зменшення кількості сонячної радіації від екватора до полюсів зумовлює її зональний розподіл – виникнення радіаційних широтних смуг (зон).

Зональний розподіл сумарної сонячної радіації на земній поверхні нерідко порушується, тобто на одній широті її кількість може бути різною. Причиною цього явища є, зокрема, прозорість атмосфери. Проходячи через прозору атмосферу, більшість променів досягає Землі у вигляді прямої радіації.

Внаслідок річного руху Землі змінюється не тільки кут падіння сонячних променів, а й тривалість світлового дня (освітлення). Особливо різко це помітно в полярних широтах. На полюсах у полярний день Сонце не ховається за обрій близько півроку.

Кількість сонячної радіації залежить також від часу доби і відстані від землі до Сонця. Найбільше радіації надходить на земну поверхню опівдні, коли світило в зеніті. Впродовж року найсприятливішим для одержання сонячної радіації є січень, коли Земля знаходиться найближче до Сонця.

Кількість сонячної радіації, крім того, залежить від абсолютної висоти місцевості. За умов однакової географічної широти гірські вершини дістають більше сонячної енергії, ніж рівнинні простори. Це пояснюється тим, що промені Сонця дістають більше сонячної енергії, ніж рівнинні простори, оскільки промені проходять до вершин гір коротший шлях в атмосфері.

Не вся сумарна радіація, що надходить до Землі, перетворюється на тепло. Це пояснюється характером поверхні, що нагрівається (підстильної поверхні), яка обмінюється теплом і вологою з атмосферою. Так, ґрунти, рослинність, сніг, вода не однаково поглинають і відбивають сонячну радіацію. Здатність поверхні відбивати сонячну радіацію характеризує альбедо. Альбедо – це відношення відбитої сонячної радіації до сумарної, що надійшла на цю поверхню.

ІІІ. СТРУКТУРА ГЕОГРАФІЧНОЇ ОБОЛОНКИ І ЇЇ ВПЛИВ НА РОЗПОДІЛ ТЕПЛА

a Поясно-зональні і азональні структури

Географічна оболонка величезна планетарна цілісна природна система, яка має дуже складну структуру. Основними її складовими є материки і океани, в межах яких проявляється одна з найбільших закономірностей природи Землі – географічна зональність. Вона найбільш характерна для розподілу кліматичних показників, рослинних угруповань, ґрунтів ландшафтів. Від інтенсивності і величини надходження Сонячної радіації залежить кількість тепла в кожному місці, різна інтенсивність кругообігу мінеральних і органічних речовин та не однаковий хід геоморфологічних, ґрунтових та інших процесів.

Географічні пояси, не зважаючись на відособленість один від іншого, всередині себе не є однорідними за режимом зволоження і континентальністю. Переважання в одних частинах поясу морського повітря, а в інших – континентального призводить до секторної диференціації поясів.

На поверхні Землі виділяють 13 географічних поясів: два полярні, два субтропічні, два тропічні, два субекваторіальні, два тропічні, субекваторіальні та екваторіальний. В основі формування особливостей природи кожного поясу лежить взаємодія ендогенних та екзогенних факторів.

Таким чином, в різних районах земної кулі формуються неоднакові спектри тепла і вологи. Тому зональність цілком справедливо розглядають як одну з найбільш характерних особливостей формування природи на Землі.

b Особливості географічних поясів і зон суші

Кожен географічний пояс і кожна зона суші мають свою неповторну природу.

Арктичний пояс характеризується дуже низькими значеннями радіаційного балансу. Тільки протягом літа переважають позитивні температури (у липні в середньому до + 6 °С). Скрізь поширена багаторічна мерзлота, а в місцях активної взаємодії арктичного і морського помірного повітря утворюються льодовики (Гренландія, східна частина Канадського арктичного архіпелагу, деякі острова російської Арктики). Дуже мала кількість тепла сповільнює біохімічні процеси і виключає розвиток вищих рослин. Рідко зустрічаються мохи і лишайники. Небагатий на види і тваринний світ.

Природні умови антарктичного поясу ще більш суворі. Майже вся Антарктида знаходиться під товстим шаром льодовика, який місцями спускається до моря утворюючи шельфовий лід.

Низькі температури повітря субполярних поясів зумовлюють надмірну вологість. Багаторічна мерзлота перешкоджає просочуванню ґрунтової вологи і спричиняє заболочування місцевості.

Зона тундри поширена тільки в північній півкулі. Вона обмежена ізотермами найтеплішого місяця +5° на півночі та +10° на півдні.

Південна межа зони лісотундри збігається здебільшого з ізотермою найтеплішого місяця +14°. Поширені багаторічна мерзлота, болота, гідра лаколіти, термокарст.

Помірний пояс охоплює в Північній півкулі досить великі простори між 40° і 60° широти, а у південній у цих самих широтах суша дуже звужена і навіть зовсім виклинюється. Для поясу характерні великі сезонні коливання температур повітря. Тепла тут вистачає лише для зростання хвойних і листопадних лісів. У південній частині континентального сектора поширені степи і навіть пустелі.

Субтропічні пояси займають менші площі, ніж помірні. Розташовані вони між 30° і 40° широти в обох півкулях.

Субтропічним поясам властива сезонна зміна помірного (взимку) і тропічного (влітку) повітря. Різні співвідношення тепла і вологи зумовлюють дуже складну конфігурацію природних зон. Пустелі і напівпустелі змінюються степами і преріями, які через рідколісся переходять у мусонні ліси.

Для тропічних географічних поясів найбільш характерними є пустельні і напівпустельні ландшафти. Завдяки стійкій пасатній циркуляції західні при океанічні течії відсутні.

В субекваторіальних поясах мають класичний прояв екваторіальні мусони. Влітку панує вологе повітря мусонів, взимку – сухе тропічне повітря пасатів.

Найбільш поширені у субекваторіальному поясі зони мусонних лісів і саван.

Екваторіальний пояс на суші, в його західних і центральних частинах зайнятий постійно вологими вічнозеленими лісами. Біогеохімічні і геоморфологічні процеси протікають тут надзвичайно інтенсивно протягом усього року і проявляються в утворенні величезної кори вивітрювання, особливих теплих ґрунтів і рослинності.

c Особливості океанічних географічних поясів

Арктичний пояс через суворість умов має своєрідний, бідний за видовим складом і чисельністю тваринний світ. Океан вкритий багаторічним льодом.

Для антарктичний поясу характерні дуже сильні південно-східні вітри.

Для субполярних поясів характерне інтенсивне конвекційне переміщення вод до глибини кількох сотень метрів.

Для океанів помірних широт дуже характерними є часті шторми, сильні тумани і рясні опади. Це пояс інтенсивної циркуляційної діяльності.

У субтропічних океанічних поясах бездощове тепле літо зумовлює високе випаровування і підвищену солоність.

Субекваторіальним поясам властива сезонна зміна помірного і тропічного повітря. Під їх дією влітку пасатні течії Північної півкулі перетікають далі на північ, ніж узимку.

Екваторіальний океанічний пояс – найтепліший пояс Землі. У зоні пасатної конвергенції при висхідному перенесенні при висхідному перенесенні формується компенсаційна західна протитечія.

Природні відмінності океанічних поясів проявляються через температуру і солоність вод, течій, хвилювання, льодовитість, колір води, своєрідність органічного світу.

IV. ЗАГАЛЬНІ ПРИРОДНІ ТА ОРГАНІЗАЦІЙНІ ЗАКОНИ В ГЕОГРАФІЧНВЙ ОБОЛОНЦІ

a) Системи горизонтального переносу тепла – географічні теплові машини

Географічна теплова машина – це термодинамічна система, в якій через різницю температур нагрівача та холодильника відбувається рух теплоносія, тобто здійснюється механічна робота й тепло перенос від нагрівача до холодильника.

Внаслідок сили Коріоліса напрямок руху теплоносія не відповідає градієнту тиску такою мірою, що може змінитися на перпендикулярній до градієнта чи навіть зворотній до нього.

b) Явища електромагнетизму

Магнітосфера – це чимала зона навколоземного простору, в межах якої рух заряджених частинок підпорядкований структурі магнітного поля.

Структура магнітосфери залежить від взаємодії магнітного поля Землі та сонячного вітру. В цілому Земля як планета втрачає майже скільки радіаційної енергії, скільки й одержує. Тільки мала її частина акумулюється в органічній речовині та геохімічних акумуляторах. Тому кажуть, що Земля перебуває в стані радіаційної рівноваги.

Радіаційний баланс залежить від прозорості повітря щодо сонячної радіації.

V. ТЕПЛОВИЙ БАЛАНС

Тепловий баланс визначає розподіл енергії, що надходить до географічної оболонки. Його визначають як різницю між радіаційним бюджетом R і витратою її на процеси кругообігу, перетворень речовини та вдосконалення структури й організації географічної оболонки та геосистем.

ТЕПЛОВИЙ БАЛАНС, сопоставление прихода и расхода тепловой энергии при анализе тепловых процессов. Составляется как при изучении природних процессов (тепловой баланс атмосферы, океана, земной поверхности и Земли в целом и др.), так и в технике в различных тепловых устройствах (котлах, паровых и газовых турбинах, печах и пр.).

теплове випромінення, электромагнитное излучение, которое испускает вещество, имеющее определенную температуру, за счет своей внутренней энергии. Если тепловое излучение находится в термодинамическом равновесии с веществом, оно называется равновесным, распределение энергии в его спектре определяется Планка законом излучения. Для теплового излучения тел выполняется Кирхгофа закон излучения.

ПЛАНКА ЗАКОН ИЗЛУЧЕНИЯ, устанавливает распределение энергии в спектре абсолютно черного тела (равновесного теплового излучения). Выведен М. Планком в 1900.

КИРХГОФА ЗАКОН ИЗЛУЧЕНИЯ, один из основных законов теплового излучения: отношение іспускательних и поглощательных способностей любого тела равно іспускательной способности абсолютно черного тела при той же температуре. Открыт Г. Р. Кирхгофом в 1859.

Стосовно земної поверхні зазначають замість кругообігу води лише випаровування. Структура теплового балансу змінюється залежно від широти і типу географічного ландшафту як у напрямку, так і при переході із суходолу в море і навпаки.

Суходіл і океан відрізняється як за кількістю поглиненої радіації, так і за характером розподілу теплоти через різну здатність її поширення вглиб.

Приблизні розрахунки показують, що разовий вміст теплоти в поверхневому шарі Світового океану в 21 раз перевищує її надходження з сонячними променями протягом року.

VI. ПОВІТРЯ І АТМОСФЕРА

а) Адіабатичні зміни стану в атмосфері

Дуже важливу роль в атмосферних процесах відіграють ті обставини, що температура повітря може змінюватись і часто адіобатично. Без теплообміну з навколишнім середовищем.

Якщо деяка маса в атмосфері адіобатично розширюється, то тиск в ній падає, а разом з тим і падає температура. І навпаки. Ці температурні зміни не пов’язані з теплообміном, відбуваються внаслідок перетворення внутрішньої енергії газу в роботу, чи роботу в внутрішню енергію газу.

Але внутрішня енергія газу пропорційна його абсолютній температурі, тому, що температура повітря при розширенні падає. Внутрішня енергія маси повітря внаслідок цього росте, швидкість молекулярних рухів збільшується. Як наслідок і росте температура повітря.

b Суходіабатичні зміни температури

Закон, по якому адіабатичні зміни стану в ідеальному газі, з достатньою точністю застосуємо до сухого повітря, а також до ненасиченого вологого повітря. Цей суходіабатичний закон виражається керуванням суходіабатичного процесу, чи так званим рівнянням Пуассона.

Суть рівняння Пуассона заклечається в наступному. Якщо тиск в масі сухого чи насиченого повітря зімнеться від початку від р° до р в кінці, то температура в цій масі зміниться в скільки ж разів.

с Вологодіабатичні зміни температури

З адіабатичним підняттям вологого насиченого повітря така важлива зміна, як набування його стану насичення. Температура повітря, при подальшому знижується, тому на деякій висоті досягається насичення.

При опусканні насиченого повітря процес може відбуватись по-різному в залежності від того, чи зберігає повітря продукти концентрації (каплі і кристали) чи вони вже цілком випали з повітря в вигляді опадів.

VII. ВИСНОВОК

Зональність залежить від кулеподібної форми Землі, її обертового руху й нахилу осі. Прояв географічної зональності: поясність, секторність, горизонтальна зональність, висотна зональність.

Географічні пояси, не зважаючись на відособленість один від іншого, всередині себе не є однорідними за режимом зволоження і континентальністю. Переважання в одних частинах поясу морського повітря, а в інших – континентального призводить до секторної диференціації поясів.

На поверхні Землі виділяють 13 географічних поясів: два полярні, два субтропічні, два тропічні, два субекваторіальні, два тропічні, субекваторіальні та екваторіальний. В основі формування особливостей природи кожного поясу лежить взаємодія ендогенних та екзогенних факторів.

Таким чином, в різних районах земної кулі формуються неоднакові спектри тепла і вологи. Тому зональність цілком справедливо розглядають як одну з найбільш характерних особливостей формування природи на Землі.

VIII. ЛІТЕРАТУРА

1 Север европейской части СССР. М., 1976.

2 Сандерсон И. Северная Америка. М., 1979.

3 Исаченко А. Г., Шляпников А. А. Природа мира: Ландшафты. М., 1989.

4 Багров М.В. Землезнавство і підручник для студентів географ. та ек. спеціальності - К.: Либідь 2000р

5 Воловик В.М. Загальне землезнавство: Практикум Велес 2001р.

6 Возгрин В. Е. Гренландия и гренландцы. М., 1984.

СМЕТНЫЕ НОРМАТИВЫ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

Дата добавления: 2015-06-30