Орбітальній рух землі

Земля рухається навколо Сонця по орбіті, яка має форму еліпса. В одному з його фокусів, спільного для всіх планет, знаходиться Со­нце. Відстань між Землею і Сонцем протягом року змінюється. Най­ближче до Сонця (в перигелію) Земля

перебуває 4 січня. В цей час відстань до Сонця становить 147 млн. км. На найбі­льшій відстані 152 млн. км від Сонця (в афелію) Земля знаходиться 6 липня.

Мал. Полуденна висота Сонця над горизонтом: а – у дні рівнодення; б – у день літнього сонцестояння; в – у день зимового сонцестояння

За середньої швидкості -- 29,76 км/с Земля проходить весь шлях орбі­тою (940 млн км) за 365 діб 6 год 9 хв 3,6 с. Цей період називається зоряним {сидеричним) роком. У афелію швид­кість руху зменшується до 29,3 км/с, у перигелію зростає до 30,3 км/с.

В основу сучасного відліку часу покладено тропічний рік - проміжок часу між двома проходженнями Сонця через точку весняного рівнодення. Тро­пічний рік коротший від сидеричного на 20 хв. Ця різниця зумовлена настан­ням точки весняного рівнодення рані­ше, ніж Земля замкне коло (360°). При­чиною цього є прецесія, яка зумовлю­ється притяганням Землі Місяцем та Сонцем. Прецесія - рух земної осі по круговій конічній поверхні.

Доказами руху Землі навколо Со­нця є: 1. Безперервна зміна положення Сонця на небі, тобто, зміна його висоти в полудень та точки сходу й заходу; 2. Річний паралакс зір (явище відносного зміщення положень зір на небесній сфері під час їх спостереження з проти­лежних точок орбіти); 3. Аберація світ­ла (відхилення світлових променів зір, що призводить до уявного переміщення їх на небесній сфері). 4. Спектральний аналіз зір протягом року.

Географічні наслідки орбітально­го руху: 1. Зміна пір року за умови обов’язкового нахилення земної осі до площини орбіти; 2. Нерівномір­ність тривалості дня і ночі; 3. Річний цикл у географічній оболонці, що відбивається на житті тварин, рослин та господарській діяльності людини.

Земна вісь нахилена до площини орбіти під кутом 66°33'. Особ­ливості руху Землі навколо Сонця можна продемонструвати за допо­могою телурія.

21 березня і 23 вересня у полудень Сонце знаходиться у зеніті над екватором і рівномірно освітлює обидві півкулі. Ці дні назива­ються днями рівнодення. 22 червня (день літнього сонцестояння) сонячні промені падають прямовисно над паралеллю 23° 27' пн. ш., яка називається Північний тропіком. На паралелі 66° 33' пн. ш. в цей день Сонце не заходить за горизонт, і там - полярний день, а в Пів­денній півкулі на такій самій широті Сонце не з'являється над гори­зонтом, і там - полярна ніч. Ці паралелі називаються відповідно Пів­нічним і Південним полярним колом. 22 грудня (день зимового сонце­стояння) сонячне проміння в полудень падає прямовисно на Півден­ний тропік (23° 27'). На Південному полярному колі стоїть полярний день, а на Північному - полярна ніч.

Рухаючись по екліптиці, Сонце два рази на рік перетинає ек­ватор і в цей момент сонячне проміння падає в площину екватора (мал. 13а). У всі інші дні сонячне проміння утворює з площиною ек­ватора кут, який називається схиленням (3). Сонячне схилення зміню­ється від +23°27' у день літнього сонцестояння до -23° 27' - у день зимового сонцестояння (мал. 13 б, в).

Полуденна висота Сонця (h) визначається за формулою:

h = 90 – φ+δ

де - φ широта; δ - сонячне схилення.

Для визначення схилення користуються табл. 3.

Залежно від висоти Сонця та тривалості дня на Землі виділяють пояси освітленості. Між Північним і Південним тропіком лежить тропічний світловий пояс, в якому на кожній паралелі Сонце два рази на рік буває в зеніті. Від тропіків і до полярних кіл розмістились два помірних світлових пояси, в яких Сонце ніколи не буває в зеніті, але протягом 24 годин відбуваються зміни дня й ночі. За Полярними ко­лами знаходяться полярні світлові пояси, для яких характерні поляр­на ніч і полярний день.

Сходом і заходом Сонця є час, коли верхній край сонячного диску торкнеться лінії горизонту. У дні весняного і осіннього рівно­дення Сонце сходить у точці сходу, а заходить у точці заходу. Лінія, що з'єднує ці точки, перпендикулярна полуденній лінії і відповідає напряму паралелі даного пункту. Влітку в полярних широтах Північ­ної півкулі Сонце сходить і заходить ближче до точки півночі, а взи­мку - до точки півдня.

Безпосередньо від часу сходу і заходу Сонця залежить трива­лість дня і ночі нарізних широтах (табл. 2).

Таблиця 2. 

Тривалість дня, та полярної доби на різних широтах.

Широта	Тривалість дня		Широта	Тривалість полярної доби
	найдовшого	найкоротшого		дня	ночі
0° 10° 20° 23°27 30° 40° 50° 60° 65° 66°33'	12 год 12 год 35 хв 13 год 13 хв 13 год 30 хв 13 год 56 хв 14 год 51 хв 16 год 09 хв 18 год 30 хв 21 год 09 хв 24 год 00 хв	12 год 11 год 25 хв  10 год 47 хв 10 год 30 хв 10 год 04 хв 9 год 09 хв 7 год 56 хв 5 год 30 хв 2 год 51 хв 0 год 00 хв	66°33' 70° 75° 80° 85° 90°	1 65 103 134 161 186	1 60 97 127 153 179

Найдовший день і найкоротша ніч у Північній півкулі бувають 22 червня, у Південній - 22 грудня. Вимірюють час сходу і заходу Сонця за допомогою горизонтального кута - азимута від точки пів­ночі за ходом годинникової стрілки. Щоб знайти горизонтальний кут сходу й заходу Сонця, на відкритій місцевості встановлюють жерди­ну висотою близько двох метрів. Навколо неї за допомогою тримет­рової мотузки накреслюють коло, на якому кілками фіксують точки сходу і заходу Сонця. За допомогою кутоміра, наприклад, бусолі, ви­значають азимути цих точок, а за одержаними величинами - шуканий кут.

29. Випаровування та випаровуваність. Конденсація та сублімація вологи на поверхні землі та в повітрі

Випаровування – це відрив молекул води, що мають більшу внутрішню енергію, від поверхні суші або водної поверхні. Швидкість процесу випаровування оцінюється за формулою Дальтона:

V = c (E₁-e)p

де V – швидкість випаровування поверхні, кг/с*м², тобто маса води, що випаровується за одиницю часу з одиниці площі; с – коефіцієнт пропорційності, що залежить від швидкості вітру, E₁ – пружність насичення при температурі випаровування поверхні, е – фактичний парціальний тиск, р – атмосферний тиск.

На практиці швидкість випаровування прийнято визначати у мм шару води, що випаровується за одиницю часу з одиниці площі. Шар води, висотою в 1 мм, що випарувався з площі в 1 м2, дорівнює масі води 1 кг. Для різних практичних і наукових потреб на основі формули Дальтона записують емпіричні співвідношення, що дозволяють розраховувати швидкості випаровування з різних природних поверхонь або визначати величину випаровування в межах крупного географічного регіону.

Для визначення швидкості випаровування з крупних водойм використовують формулу Шулейкіна:

V = cu(E₁-e)

де c – коефіцієнт пропорційності, що залежить від висоти вимірювання швидкості вітру і парціального тиску е, u – швидкість вітру, е – фактичний парціальний тиск.

Випаровуваність – це величина, яка показує, скільки води випарувалося б з одиниці площі відповідної території (або товщина цього шару) при необмежених запасах вологи. Ця величина є оцінкою потенційних можливостей регіону щодо випаровування.

Величини випаровуваності в полярних широтах близько 60-80 мм з максимальними значенням 100-120 мм обумовлені низькими температурами повітря і, як наслідок, близькими значеннями E₁ (фактичної пружності водяної пари) та е (максимальної пружності).

В помірних широтах значення випаровуваності зростають з півночі на південь і з заходу на схід. На західних узбережжях материків – 400-500 мм, у центрі – 750-1000 мм, у внутрішньоконтинентальних районах – 1400-1800 мм.

В тропічних широтах на узбережжях морів і океанів випаровуваність становить 500-600 мм і значно зростає у внутрішніх районах континентів. У тропічних пустелях – максимальні на планеті значення випаровуваності – 3000 мм.

В екваторіальних широтах величина випаровуваності зменшується до 800-1200 мм за рахунок збільшення абсолютної вологості повітря.

Географічний розподіл фактичного випаровування за широтами наступний:

На широті 0-10° випаровування на суші становить 112 см, океані – 110 см.

На широті 20-30° випаровування на суші становить 37 см, океані – 130 см.

На широті 40-50° випаровування на суші становить 37 см, океані – 70 см.

На широті 60-90° випаровування на суші становить 8 см, океані – 15 см.

Наочний приклад рідкого і твердого стану вологи в атмосфері — хмари, що складаються з дрібних крапельок води, кристаликів льоду або їхньої суміші. Необхідна умова утворення хмар — насичення водяної пари до стану конденсації (перетворення пари у воду) або сублімації (перетворення пари в крижані кристали, минаючи рідку фазу) і зниження температури повітря до критичної. Крім того, у повітрі повинні знаходитися так звані ядра конденсації (або сублімації). Звичайно такими ядрами є кристалики солі, що зриваються вітром із гребенів морських хвиль, або мікроскопічний пил, піднятий з поверхні землі, частки гару над виробничими об'єктами. Оскільки над сучасними містами пилу і гару завжди багато, погода в містах завжди гірша ніж за містом. Особливо це виявляється в приморських містах.

30. Літосфера. Поняття рельєф, форми рельєфу, типи рельєфу

Літосфе́ра (від дав.-гр. Λίθος — камінь і дав.-гр. σφαίρα — куля, сфера) — верхня тверда оболонка земної кулі. До її складу входять земна кора та субстрат (верхня частина мантії Землі).

Потужність літосфери під океанами сягає 5 — 100 км (мінімальна під серединно-океанічними хребтами, максимальна на периферії океанів), під континентами — 25 — 200 км і більше (мінімальна — під молодими гірськими утвореннями, вулканічними дугами і континентальними рифтовими зонами, максимальна — під щитами древніх платформ). Найбільша потужність літосфери спостерігається на найменш прогрітих, а найменша — на найбільш прогрітих ділянках. Найбільші структурні одиниці літосфери — літосферні плити, розміри яких у поперечнику становлять 1 — 10 тис. км.

У сучасну епоху літосфера розділена на 7 головних і декілька дрібніших плит. Межі плит є зонами максимальної тектонічної, сейсмічної і вулканічної активності. Рух літосферних плит і блоків, а також його можливі причини вивчаються геодинамікою.

Під континентами і океанами літосфера переходить в астеносферу, твердість і в'язкість речовини якої нижчі, ніж у літосфери. Разом з астеносферою літосфера утворює тектоносферу Землі, в якій відбуваються основні геологічні процеси.

Для позначення зовнішньої оболонки літосфери вживався нині застарілий термін Сиаль, що походить від назви основних елементів гірських порід: Si (лат. Silicium — силіцій) та Al (лат. Aluminium — алюміній).

На Землі виділяють три сейсмічні пояси:

Тихоокеанське вогняне кільце утворює майже замкнуте коло, що охоплює окраїни Тихого океану (370 діючих вулканів);

Розгалужена система серединно-океанічних хребтів, що охоплює усі океани планети;

Альпійсько-Гімалайський пояс охоплює Середземномор'я, гори Південної Азії та зливається з Вогняним кільцем у області Індонезійських морів та архіпелагів.

Рельєф (рос. рельеф, англ. relief, topography, terrain; нім. Relief n, Gelände n, Flächenprofil n, Oberflächengestalt(ung) f der Erde) (фр. relief, від лат. relevo — піднімаю) — сукупність нерівностей поверхні суходолу, дна океанів і морів, різноманітних за обрисами, розмірами, походженням, будовою, віком та історією розвитку. Сукупність форм земної поверхні, які знаходяться на різних стадіях розвитку, у складному поєднанні одна з одною й у в Рельєф складається з форм, що сполучаються між собою, — тривимірних тіл, що займають певні обсяги земної кори. Вони обмежені двомірними (поверхневими) елементами, або гранями (схилами, горизонтальними й субгоризонтальними поверхнями). Форми можуть бути позитивними, або опуклими (височини, гори та ін.), і негативними, або ввігнутими (улоговини, річкові долини та ін.), простими й складними — ускладненими другорядними нерівностями. В залежності від величини форм розрізняють рельєф декількох порядків:

планетарні форми рельєфу (материкові виступи і ложа океанів),

мегарельєф (гірські системи, рівнинні країни),

макрорельєф (гірські хребти, міжгірські западини),

мезорельєф (горби, яри, підводні каньйони),

мікрорельєф (карстові воронки, лунковий або барханний рельєф),

нанорельєф (термітники, кротові купки).

Цей розподіл рельєфу є умовним, оскільки точні кількісні границі між наведеними категоріями не встановлені.

Антропогенні форми рельєфу — насипи, виїмки, канали, греблі, кар'єри, відвали, терикони тощо.

Рельєф — результат постійної взаємодії внутрішніх (вулканічних, тектонічних) і зовнішніх (денудація, акумуляція) геологічних процесів. Наслідком перших є вертикальні зміщення земної кори, наслідком других — вивітрювання, руйнування гірських порід, перенесення, відкладення та перевідкладення продуктів вивітрювання. Рельєф суші включає різновікові елементи зі слідами як висхідного, так і низхідного розвитку. Вивченням генезису рельєфу займається геоморфологія. заємозв'язку з навколишнім середовищем.

Генетичні типи рельєфу — це комплекси елементарних форм, подібні за зовнішнім виглядом, походженням, що закономірно повторюються на певній території. Територіальне відокремлення їх може бути пов'язане з:

• особливостями геологічної структури (наприклад, східчастий тип рельєфу), що переважає;

• впливом якого-небудь зовнішнього фактора рельєфотворення (льодовиковий, водноерозійний, еоловий та інші типи рельєфу), що панує;

• впливом тектонічного фактора (первинно-тектонічний тип рельєф).

31 Розподіл суші та моря. Материки та океани

Розподіл суші і моря є ефективним чинником клімату. Саме з ним зв'язаний розподіл типів клімату на морський і континентальний. Розглядаючи розподіл температури, опадів і інших метеовеличин по земній поверхні, ми не разом переконувалися, що зональність цих кліматичних характеристик виявляється збуреною або перекритою впливом нерівномірного розподілу суші і моря. У південній півкулі, де океанська поверхня переважає, а розподіл суші більш симетрично щодо полюса, ніж у північній півкулі, зональність у розподілі температури, тиску, вітру виражена краще. Центри дії атмосфери на багаторічних середніх картах тиску виявляють явний зв'язок із розподілом суші і моря: субтропічні зони високого тиску розриваються над материками влітку; у помірних широтах над материками яскраво виражене переважання високого тиску взимку і низького влітку. Це ускладнює систему циркуляції, а стало бути, і розподіл кліматичних умов на Землі. Положення місця щодо берегової лінії саме по собі в сильному ступені впливає на режим температури (а також вологості, хмарності, опадів), визначаючи ступінь континентальності клімату. Потрібно, однак, пам'ятати, що справа не тільки у відстані від океану, але й в умовах загальної циркуляції. Остання може створювати винос морських повітряних мас далеко вглиб материка (або винос континентальних повітряних мас на океан) або, навпроти, виключати таку можливість.

Загальна площа поверхні Землі становить 510 млн. км кв. Дві третини її припадає на океани, одна третина — на суходіл (мал.2). Усі океани (їх чотири — Тихий, Атлантичний, Індійський, Північний Льодовитий) з'єднані між собою і утворюють єдиний Світовий океан. Материків на земній кулі шість — Африка, Австралія, Антарктида, Південна Америка, Північна Америка та Євразія 

Материки ще називають континентами. Якщо уважно подивитися на карту, то можна помітити, що вони розташовані немовби у два ряди. Південний ряд утворюють Африка, Австралія, Південна Америка. Північний — Північна Америка і Євразія. Антарктида розташована ніби окремо, займаючи простір навколо Південного полюса. На глобусі добре помітно, що майже кожному материку на протилежному боці земної кулі відповідає океан. Ще до відкриття всіх материків виникло поняття частини світу. Стародавні греки і римляни ділили материк Євразія на дві частини — Європу і Азію. Як частина світу здавна була відома і Африка. Після подорожей Колумба на карті з'явилася ще одна частина світу — Америка. У XVII ст. стала відома Австралія. На початку XIX ст. була відкрита Антарктида. Отже, частин світу, як і материків, на Землі шість. До частин світу відносять також прилеглі острови.

Материки та океани — найголовніші мегаформи поверхні Землі. Материки від океанів відрізняються рівнем, на якому лежать їхні поверхні над дном океанів. Материки — великі ділянки літосфери, що виступають над рівнем океану (острови — невеликі ділянки літосфери; величина ділянок суші — єдиний критерій, за яким розрізняють материки та острови). Океани—улоговини на поверхні планети, заповнені водою. Але головне, звичайно, у будові материків і дна океанів. Перші за будовою представлені материковим типом літосфери, другі — океанічним.

32. Поняття льодовик. Виникнення та розвиток льодовиків. Снігова лінія , її види та висота на різних широтах

Льодовики — скупчення багаторічного прісного льоду на суходолі, що утворюються вище снігової лінії. Розрізняють льодовики гірські і покривні.

Умови виникнення й існування льодовиків. Снігова лінія. Із збільшенням висоти місцевості температура повітря поступово падає і на деякій висоті, різної для кожного географічного району, опади вже випадають тільки у вигляді снігу. Випадаючий сніг, накопичуючись протягом тривалого періоду, поступово перетворюється на крижані зерна, які потім утворюють суцільний льодовиковий лід.  Межа, вище якої сніг не тане повністю навіть влітку через нестачу тепла, називається кліматичної снігової лінією.  В залежності від кліматичних умов району і переважно від температури і кількості опадів висота снігової лінії змінюється в досить широких межах. Так, наприклад, на Шпіцбергені снігова лінія проходить на висоті близько 460 м над рівнем моря, на вулкані повчаться в Південній Америці вона лежить на висоті 6120 м, в Гімалаях її висота коливається від 4900 до 6000 м, в Екваторіальній Африці (Кіліманджаро) - на 5200 м, на Кавказі 2700 - 3800 м. 

Область	Широта, град.	Висота снігової лінії, м
Земля Франца-Йосифа, арх. Шпіцберген, арх.  Ісландія, о-в  Піренеї  Альпи  Кавказ  Гімалаї  Африка  Аргентина	82  80  64-67  42-43  46-47  40-44  27-34  0-3  29	50-100  450  600-1300  2600-2900  2700-2900  2700-3800  4900-6000  4400-5200  6400

Положення снігової лінії залежить не тільки від середніх багаторічних метеорологічних або кліматичних характеристик, але і від сезонних коливань метеорологічних умов і орографії місцевості. Тому розрізняють ще два різновиди снігової лінії: сезонну і орографічних. Наприклад, в результаті сезонних коливань температури повітря снігова кордон на Кавказі може опускатися навіть до висоти 550-600 м.  Роль орографічних умов у розвитку процесів зледеніння не так велика, як роль кліматичних факторів, але в окремих випадках вони є досить суттєвими. Так, на Північному Уралі внаслідок невеликих висот жодна з вершин не має постійних снігів, але в глибоких і сильно затінених пониженнях між горами зустрічаються невеликі льодовики, що залягають на порівняно невеликих висотах (від 600 да 1200 м). 

33. Тумани. Типи туманів та їх поширення

Тумани - це нагромадження в приземному шарі повітря продуктів конденсації. тобто дрібних краплин води або кристалів льоду. При утворенні туману теплота віддається в приземний шар повітря. Видимість в тумані може бути до 1 км. Якщо видимість перевищує 1 км. явища називають димкою /серпанком/. Скупчення твердих частин, диму і пилу в сухому повітрі називають імлою. Залежно від умов формування тумани бувають різних типів: І/ радіаційні тумани; утворюються в теплу пору року увечері або вночі в тиху безхмарну погоду над річками, озерами, низовинами;  2/ адвективні тумани; виникають в теплому повітрі, яке прийме в охолоджену місцевість. Вони характерні для морських узбереж, особливо восени; З/ тумани випаровування; спостерігаються восени над водоймами /річками, озерами/, коли їх вода тепліша за повітря; 4/ тумани змішування - при перемішуванні двох повітряних мас з різною температурою і вологістю. Серед них розрізняють гарруа. -це тумани, характерні для берегових пустель в тропіках, де біля берегів проходять холодні течії. Змішування відбувається і при зустрічі холодних і теплих течій /острів Ньюфаундленд/; 5/ на гірських схилах при піднятті та адіабатичному охолодженні повітря виникають тумани схилів, 6/ міські тумани пов'язані з величезною кількістю ядер конденсації у великих містах. Коли туман перемішується з димом, викидами автотранспорту, продуктами горіння, видимість падає до 0. повітря стає задушливим

Тумани можуть складатися з крапель води або кристалів льоду. або з тих та інших /мішані/.

Найчастіше тумани спостерігаються в Арктиці та в південних частинах інших океанів біля Антарктиди. В помірних широтах виділяють район о. Ньюфаундленда, біля якого зустрічаються тепла течія Гольфстрім і Лабрадорська холодна течія. В прибережних пустелях Південної Америки і Півдня Африки тепле повітря з пустель проходить над холодними океанічними течіями. Збільшена повторюваність туманів в Середній Європі, на берегах Каліфорнії, Атлантичному узбережжі Південної Америки. Мадагаскарі. Мало туманів у внутрішніх частинах материків, особливо в пустелях.

34. Магнітне поле Землі.Магнітне схилення

Магнітне поле Землі. Минуло багато часу, поки люди довіда­лися, що наша Земля є гігантським магнітом. Походження магнетизму Землі більшість учених пояснює складними, але ще мало вивченими електродинамічними процесами в нашій планеті, зокрема в її ядрі. Внаслідок різниці температур у різних шарах рідкого ядра, виникають електричні струми, як в генераторі, самозбудженням. Струми, що ви­робляються цим генератором, утворюють основне магнітне поле Зем­ні. Воно простягається далеко в навколоземний простір і створює ма­гнітосферу Землі.

Магнітосфера. Зовнішньою, найбільш протяжною оболонкою Землі є магнітосфера - навколоземний простір фізичні властивості якого визначаються магнітним полем Землі і його взаємодією з пото­ками заряджених космічних часток. Земля постійно зазнає впливу ко­рпускулярного випромінювання Сонця. Сонячний вітер - радіальне витікання плазми сонячної корони, що складається головним чином з протонів, електронів і ядер гелію, поширюється у міжпланетне сере­довище з швидкістю 500-1200 км/с. На контакті сонячного вітру з ма­гнітним полем Землі виникає ударна хвиля. За нею йде перехідна зо­на, де магнітне поле сонячної плазми стає неупорядкованим. Поверх­ню між перехідною зоною і магнітним полем називають магнітопаузою.

Сонячний вітер чинить тиск на магнітне поле Землі, тому магні­тосфера асиметрична (мал. 16 ). Вона сплющена з сонячного і витягнута з нічного боку. Якщо швидкість сонячного вітру 500 км/с, верхня межа магнітосфери знаходиться на віддалі 10 земних радіусів (10 R). а якщо 1200 км/с лише 3R-4R від центра Землі. На нічному боці маг­нітні силові лінії під дією сонячного вітру витягуються майже парале­льно і простягаються до 1000 R, утворюючи магнітосферний хвіст. Діаметр цього хвоста 40 R. Місяць перетинає його через кожні 24,2 доби і перебуває там 3 доби.

Космічні промені (електрони і протони важких елементів), по­трапивши в магнітосферу, захоплюються магнітними силовими лінія­ми і починають закручуватися вздовж них по спіралі. Біля полюсів, де згущуються магнітні силові лінії, магнітне поле дуже сильне, тому за­ряджені частки відбиваються звідси і рухаються від полюса до полю­са доти, доки не згасне їхня енергія. При цьому електрони дрейфують на захід, а протони    на схід.

Зарядженні частки, які міцно утримуються магнітосферою, на­зиваються захопленою радіацією. Вони утворюють три радіаційні по­яси: два пояси електронів, між якими на висоті від 2,4 до 5,6 тис км знаходиться пояс протонів. Нижній пояс електронів знаходиться на висоті 0,6 - 1 тис км, а зовнішній пояс - на висоті 35 - 50 тис км.

Через те, що геомагнітне поле - це диполь (двополюсник), радіа­ційні пояси мають вигляд місячного серпа. Під час магнітних буревіїв вони зазнають різких змін (виникає полярне сяйво). Вісь диполя від-хиляються від земної на 11,5°. Точки перетину осі диполя з земною поверхнею утворюють геомагнітні полюси. Місце розташування їх не бігається з географічними полюсами.

Характеристики магнітного поля. Геомагнітне поле виявля­ється в його дії на магнітну стрілку компаса, яка завжди встановлю­ється вздовж магнітних силових ліній. Останні проходять від полюса по полюса у вигляді замкнених кривих ліній і утворюють магнітні меридіани. Вони перетинаються з географічними, утворюючи кут -магнітне схилення. Магнітна стрілка відхиляється від географічного меридіана тим більше, чим ближче до геомагнітного полюса. Лише на меридіані, що проходить через геомагнітні та географічні полюси, ма­гнітне схилення дорівнює нулю.

Магнітне схилення рахують від нульового меридіана на схід і на захід. Тому схилення буває східне (додатне) і західне (від'ємне). Лінії на картах рівного схилення називають ізогонами, а лінію нульового схилення - агонічною лінією. Вона розділяє Землю на півкулі східного і західного схилення.

Підвішена па нитці або осі компаса магнітна стрілка утворює з горизонтальною поверхнею кут, який називають магнітним нахилен­ням. Лінії на картах однакових значень нахилення називають ізоклі­нами, а лінію нульового схилення - магнітним екватором. Тут магні­тна стрілка може крутитися навколо своєї осі.

Точки на земній поверхні, в яких магнітна стрілка встановлю­єтеся вертикально, називають магнітними полюсами. Магнітні полю­си не збігаються ні з геомагнітними, ні з географічними. Мігруючи, вони весь час міняють своє географічне положення.

Схилення й нахилення характеризують напрям магнітних сило­вих ліній, а їх силу характеризує напруга. її визначають кількістю ко­ливань магнітної стрілки за одиницю часу. Вимірюється в амперах на метр (А/м) або в ерстедах (Е = 79,5755 А/м). Лінії на картах рівних значень напруги називають ізодинами. Напруга магнітного поля зрос­тає від екватора до полюсів від 31,6 А/м до 55,7 А/м.

Уявлення про стан магнітного поля Землі дають карти магнітно-го схилення і нахилення (мал. 17). Їх складають на 5 років. Цей період називають магнітною епохою. Середина магнітної епохи припадає на роки кратні 5.

Магнітні аномалії. Поряд з закономірною зміною характерис­тик магнітного поля на земній поверхні мають місце глобальні, регіо нальні та локальні особливості, які називають аномаліями. Глобальні (світові) і регіональні магнітні аномалії охоплюють сотні тисяч квад­ратних кілометрів. Вони утворюються глибинними процесами, які відбуваються можливо в самому ядрі Землі. Прикладом світової ано­малії є Східно-Сибірська, де замість східного схилення панує західне.

Швидкі варіації мають період від часток секунди до кількох діб і чітко фіксуються самозаписувачами. Періодичні варіації бувають до­бові, місячні та одинадцятирічні. Добові варіації пов'язані зі зміною дня і ночі,місячні варіації— спричиняються припливами в атмосфері, одинадцятирічні - зв'язані з періодичністю сонячної активності. Не­регулярні варіаі(ії не мають періодичності. Серед нерегулярних варіа­цій цікавими є магнітні бурі та полярні сяйва, що виникають під час

сонячної активності.

Значення магнітного поля Землі. Вивчення всіх проявів гео­магнетизму має важливе теоретичне і практичне значення. Разом з ат­мосферою воно захищає органічний світ від згубних ультрафіолето­вих та корпускулярних променів, послаблюючи їх і перетворюючи в промені менших енергій. Електромагнітні процеси, що відбуваються на значних висотах, активно впливають на приземну атмосферу, в то­му числі на її нижні шари, де формується клімат. Із збуренням геома­гнітного поля пов'язано збільшення холодних зим і сильних посух у Східній Європі та Західному Сибіру. З одинадцятирічними варіаціями узгоджуються коливання клімату й стоку річок. Під впливом магніт­ного поля змінюється в'язкість, електропровідність, поверхневий на­тяг та інші характеристики води. Можливо тому наша кров чутлива

до змін магнітного поля.

Магнітне поле використовують для орієнтування на земній по­верхні. Карти магнітного схилення й нахилення потрібні навігаторам, геодезистам і скрізь, де треба визначати напрям руху. Магнітна розві­дка стала одним з найдешевших методів пошуку родовищ заліза, ал­мазів, золота, нафти тощо.

Магнітосфера має важливе значення для життєдіяльності людс­тва. В ній пролягають орбіти штучних супутників Землі, космічний кораблів, лінії радіо- і телевізійного зв'язку.

35. Хмари .утворення хмарта їх класифікація. Хмарність . закономірності поширення хмарності , добовий та річний хід на різних широтах. Значення хмарності в географічній оболонці

  Хмара – це скупчення краплинок води або кристаликів льоду в атмосфері, досить щільне, щоб стати видимим. Для утворення таких скупчень необхідна присутність дрібних твердих часток – ядер конденсації. Звичайно хмари утворюються, коли вологе повітря охолоджується до температури насичення, відтак відбувається утворення  крапель води (конденсація або кристаликів льоду (сублімація). Як відомо, з висотою температура знижується. Тому хмари, що утворюються у високих шарах тропосфери, складаються із кристаликів льоду, а ті, що утворюються нижче – із краплинок води.

            При підніманні окремих, більше нагрітих земною поверхнею струменів повітря (цей процес називається конвекцією) та їх наступному охолодженні в атмосфері утворюються хмари. Якщо вони виникають при підніманні теплого повітря по холодному, то називаються фронтальними. Якщо піднімання повітря викликане його натіканням на схили гір і височин, хмари, що утворюються при цьому, називаються орографічними. Загалом процес утворення хмар можна звести до трьох позицій: піднімання повітря, його охолодження й конденсації.

 

Як утворюються хмари.

Піднімаючись і поступово охолоджуючись, повітря досягає межі, де його температура дорівнює точці роси. Ця межа називається рівнем конденсації. Вище, при наявності ядер конденсації, починається утворення крапельок, формуються хмари. Повітряна маса буде підніматися доти, поки її температура не зрівняється з температурою навколишнього повітря. Якщо цей процес триває, ми говоримо про нестійку повітряну масу. Стійкою ж вона буде, якщо її температура швидко зрівняється з температурою навколишнього повітря. Піднімання при цьому припиниться. При русі нагору повітряна маса охолоджується на 9.8 ?С із кожним кілометром. Тому, якщо нам відома її температура біля поверхні землі й температура повітря в тропосфері, ми можемо розрахувати, на яку висоту вона підніметься.

Міжнародна класифікація хмар.

Уже в кінці XIX  ст. була запроваджена міжнародна класифікація хмар. З часом вона уточнювалась і на сьогодні використовується морфологічна (за зовнішнім виглядом) міжнародна класифікація хмар.

Вона включає 4 родини (яруси), 10 родів (форм), 20 видів та 35 різновидів, які відрізняються за умовами утворення, структурою, щільністю, забарвлення, характером опадів, оптичними явищами тощо.

Хмари верхнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах вище 6км:

1. Перисті (пір’ясті).

2. Перисто-шаруваті

3. Перисто-купчасті

Хмари середнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах від 2 до 6км:

4. Високо-шаруваті

5. Високо-купчасті

Хмари нижнього ярусу. Висота основи хмар у помірних широтах від кількох десятків метрів до 2 км над поверхнею Землі:

7. Шаруваті Шарувато – купчасті

8. Шарувато – дощові

9. Хмари вертикального розвитку або конвективні. Основа цих хмар  розташована в межах нижнього ярусу і рідко буває нижче 350 м. Вершина їх часто проникає у верхній ярус, а інколи досягає тропопаузи:

9. Купчасті

10. Купчасто – дощові

Хмарність - ступінь покриття неба хмарами. Для її визначення запропонована шкала з 10 балів. Кожен бал дорівнює 1/10 або 10 % площі видимого неба. В метеорологічній службі оцінюється окремо загальна і нижня хмарність, оскільки нижні хмари дають більшу тінь і можуть давати опади. Роль верхніх хмар в цьому відношенні менша.

Улітку, за тихої погоди хмарність має два максимуми: вранці і після полудня. Вранці зниження температури повітря і збільшення його відносної вологості сприяє розвиткові шаруватих хмар. Після полудня, внаслідок розвитку термічної конвекції у першій половині дня, з'являються купчасті хмари. Фронтальні хмари не мають вираженого добового ходу.

Середня річна хмарність для планети становить 5,4 бали, але над суходолом вона менша (4,8), на океаном більша (5,8). Найбільша хмарність над північною частиною Атлантичного та Тихого океанів (8 балів), найменша - у тропічних пустелях (1-2 бали).

У розподілі хмарності є певна географічна закономірність. Екваторіальна зона відрізняється великою хмарністю з переважанням високо-купчастих і грозових хмар упродовж усього року. В субекваторіальному поясі хмарність має сезонний характер і спостерігається переважно влітку. В субтропіках хмарність велика лише взимку, коли переважають помірні повітряні маси. Найбільша хмарність буває в середніх широтах у зв'язку з переважанням західних вітрів, розвитком атмосферних фронтів та циклонічної діяльності. Тут спостерігаються різноманітні форм хмар.

Хмари мають велике значення для географічної оболонки. Вони переносять вологу, відбивають і розсіюють сонячну радіацію і в той самий час затримують земне випромінювання, регулюючи температуру нижніх шарів атмосфери. Розсіюючи радіацію, хмари змінюють умови освітлення і видимості, що ускладнює роботу транспорту. З хмарами пов'язані опади.

36. Ендогенні та екзогенні процеси рельєфоутворення

процеси, які формують нерівності земної поверхні й доступні для безпосереднього спостереження та картографування. Розрізняють ендогенні, екзогенні та антропогенні рельєфоутворюючі процеси. До ендогенних процесів відносять тектонічні рухи земної кори, магматизм. До екзогенних процесів належать флювіальні, морські, озерні, гляціальні, еолові, карстові, кріогенні, біогенні процеси, процеси на схилах і на берегах.

Процеси, що впливають на формування твердої оболонки Землі по своєму положенню щодо її поверхні підрозділяються на ендогенні й екзогенні. Ендогенні процеси протікають в умовах високих температур і тисків. Гравітаційне поле Землі і сили обертання можуть впливати на форму планети, викликати вертикальні і горизонтальні переміщення фрагментів літосфери різної щільності, процеси діапіризму і т.д. Для рельєфоутворення найбільше значення мають механічні рухи літосфери, магматизм і метаморфізм. Один з найважливіших результатів - формування первинних нерівностей твердої поверхні Землі - тектонічно обумовлених підняттів і западин. Екзогенні процеси поділяються на 3 групи: вивітрювання, денудація (знос) і акумуляція (нагромадження). Денудація й акумуляція по ефекті впливу на рельєф є що нівелюють. Вплив сили ваги і сили обертання впливають на ряд екзогенних факторів . Клімат Землі визначає генетичні типи екзогенних процесів і, почасти, інтенсивність їхнього впливу на земну поверхню. Латеральні зміни клімату визначаються положенням Землі щодо Сонця й утворять планетарну кліматичну зональність. Зміни клімату з висотою утворюють орокліматичну зональність, що обумовлена ростом тектонічних підняттів і зміною температури атмосфери з висотою. Велике рельєфоутворююче значення мають зміни клімату в часі. Екзогенні фактори . Під екзогенними факторами розуміються процеси рельєфоутворення , обумовлені вивітрюванням, денудацією й акумуляцією. Вони генетично і причинно зв'язані з ендогенними факторами , приповерхнім гравітаційним полем Землі, її кліматом, а також впливом Сонця і Місяці. Форми рельєфу, в утворенні яких головна роль належить екзогенним процесам, називаються морфоскульптурами. Вивітрювання - сполучення процесів руйнування гірських порід, що складають земну поверхню під впливом зовнішніх оболонок і Сонця. Вони підготовляють матеріал для подальші денудації й акумуляція . Джерела енергії для процесів вивітрювання - енергія Сонця і фізико-хімічний вплив атмосфери і гідросфери. Клімат визначає виборчий розвиток основних генетичних типів вивітрювання і впливає на швидкість їхнього плину. Денудація по загальному характері впливу - процес зниження земної поверхні. Підрозділяється на загальну, чи площинну, і лінійну, що розвивається вибірково. Акумуляція - процес підвищення земної поверхні. Може бути регіональної і локальний. Генетичні типи денудації й акумуляції залежать від фізико-географічної обстановки; виникнення процесів, їх швидкість і тривалість цілком відповідають джерелам енергії. Денудація й акумуляція протікають тільки при наявності нерівностей земної поверхні і припиняються при їхньому знищенні. У геоморфологічному аспекті ендогенні фактори породжують нерівності земної поверхні, екзогенні фактори - нівелюють їх. Від співвідношення ендогенних і екзогенних факторів залежить ступінь вирівнювання.

37 Зоряний і тропічний рік. Тропіки і полярні кола Календар. Астрономічні пори року Пояси освітлення за Шубаевим Л П

Тропічний рік (T) — проміжок часу між двома послідовними проходженнями центра Сонячного диска через точку весняного рівнодення. Тропічний рік є основною календарною одиницею часу.

Через прецесію, яка змушує точку весняного рівнодення рухатися назустріч Сонцю на 50,26" щороку, тропічний рік виявляється коротшим від зоряного Т* на 20 хв 24 с. В результаті багаторічних спостережень встановлено, що тривалість тропічного року

Т = 365,24220d = 365 діб 5 год 48 хв 46 с.

Сидери́чний рік (зоряний рік) (лат. sideris — зоряний) — проміжок часу між двома послідовними проходженнями центром сонячного диску одного й того ж (щодо зірок) місця на небесній сфері (екліптиці).

Т* ~ 365,256360 сонячних діб ~ 365 діб 6 год 9 хв 9,5 с.

Сидеричний рік дорівнює періоду обертання Землі навколо Сонця (щодо зірок).

Тропіки і полярні кола є наслідком руху Землі навколо Сонця і її положення відносно Сонця.Тропіки — це паралелі, які проходять на 23°27' від півночі (Північний, або Тропік Рака) на південь (Південний, або Тропік Козерога). В день літнього сонцестояння (22 червня) Сонце перебуває опівдні в зеніті по відношенню до епіцентру Північного тропіка, в день зимового сонцестояння (22 грудня) — до Південного тропіка. Отже, тропіки є природною межею положення Сонця в зеніті: північніше Північного тропіка і південніше Південного тропіка Сонце ніколи не буває прямо над головою.

  Полярні кола (північне і південне) — паралелі, які віддалені від екватора на 66°33' на Північ і Південь. У Північній півкулі в день зимового сонцестояння (22 грудня) і на Північ від полярних кіл Сонце не сходить, а в день літнього сонцестояння (22 червня) — не заходить. Аналогічне явище спостерігається в Південній півкулі. За тропіками і полярними колами визначаються теплові пояси. їх налічується п'ять.

Пора́ ро́ку (сезон фр. saison, від лат. satio — сівба, час сівби) — період у річному циклі розвитку природи

Календар - система відліку днів і довших відрізків часу, що базується на 2 періодичних астрономічних явищах: циклі зміни пір року, пов'язаних із обертанням Землі навколо Сонця і зміні фаз Місяця.

Також розрізняють астрономічні пори року, які тривають від точок сонцестояння (літо, зима) і рівнодення (весна, осінь).

Кожна пора року відрізняється характерними для неї світловими і температурними умовами, спричиненими обертанням Землі (навколо Сонця) та нахилом її осі обертання. Зміни пір року особливо виражені в помірних широтах.

Для організації свого життя й діяльності ми послуговуємося календарем, пов'язуючи, скажімо, початок весни з днем 1 березня, а літа — з днем 1 червня. Проте реальні зміни в природі не завжди відповідають календарним межам пір року. В астрономії пора року — це проміжок часу між днями рівнодення і сонцестояння: астрономічна весна триває від весняного рівнодення (21 березня) до літнього сонцестояння (22 червня), літо — від літнього сонцестояння до осіннього рівнодення (23 вересня) і т. д. Кліматологи ж пов'язують зміну пори року з датами переходу середньодобових температур повітря через значення 0 °C і +15 °C.

Зважаючи на особливості падіння кута сонячних променів, а також характер зміни світлої та темної частин доби, на Землі виділяють 5 основних поясів освітлення: 1. Жаркий (між 23,5° пн.ш. і 23,5° пд.ш.): сонце двічі на рік буває в зеніті, кут падіння сонячних променів протягом року великий і змінюється незначною мірою (від 23,5° на екваторі до 47° на тропіках). Сезонні зміни у тривалості дя і ночі порівняно незначні.   2. Помірні північний і південий (між 23,5° пн.ш. та 66,7° пн.ш; між 23,5° пд.ш. і 66,7° пд.ш.). Сонце ніколи не буває в зеніті, але не буває і явищ полярного дня і полярної ночі. Протягом року висота Сонця над горизонтом змінюється на 47°, що зумовлює максимальну вираженість сезонних змін у інтенсивності освітлення та тривалості світлового дня. 3. Холодні північний і південний (між 66,7° пн.ш. і 90° пн.ш.; між 66,7° пд.ш. і 90° пд.ш.). Спостерігається явище полярного дня і полярної ночі (від 1 доби на полярних колах до півроку на полюсах). Зміна кута падіння сонячних променів - від 47° на полярних колах до 23,4° на полюсах. Тому, незважаючи на безперервне освітлення протягом полярного дня кількість сонячної радіації, яка потрапляє на поверхню планети, дуже мала.

38. Основні джерела рельєфоутворення. Роль сили тяжіння в рельфоутворенні

За способом утворення рельєфу розрізняють внутрішні (ендогенні) та зовнішні (екзогенні) чинники. Ендогенними чинниками формування рельєфу є такі геологічні категорії, як тектоніка, магматизм і петрографічна різноманітність гірських порід магматичного або метаморфічного походження. Найважливішим ендогенним чинником є конвекційні течії в мантії Землі. Причини, що їх зумовлюють, - вплив космічних сил, процеси радіоактивного розпаду хімічних елементів у надрах Землі, процеси гравітаційної диференціації мантійної речовини. Екзогенними чинниками формування рельєфу є баланс тепла й вологи, існуючий рельєф, ґрунти та рослинність певних регіонів. Спільне джерело їхньої енергії - теплова енергія Сонця.

Багато факторів, формуючи одні форми рельєфу безпосередньо, одночасне

впливають на утворення інших різновидів рельєфу. Такою є роль

рослинності і сили тяжіння. Остання в більшості випадків не формує

рельєф, але здійснює великий вплив як на ендогенні, так і на екзогенні

процеси і є причиною руху льодовиків, водних і лавових потоків і т.д.

Але в деяких випадках сила тяжіння бере безпосередню участь в утворенні

рельєфу, тобто є основною причинок виникнення зсувів, осипів, гірських

обвалів, інших схилових процесів. Звідси випливає, що один і той же

фактор може мати пряме або непряме значення у формуванні рельєфу, але

один із них завжди є головним (провідним).

Вигляд екзогенних форм рельєфу визначається не тільки співвідношенням

процесів денудації й акумуляції, але і їх природою. Процеси денудації та

акумуляції можуть відбуватися в результаті роботи моря, поверхневих і

підземних вод, льодовиків, дії вітру, а також внаслідок безпосереднього

впливу сили тяжіння на гірські породи, з яких складаються стрімкі схили.

У відповідності з цим виділяють флювіальні (річкові), гляціальні

(льодовикові), еолові (вітрові), схилові (делювіальні) та інші

рельєфоутворюючі процеси.

39 Атмосферні опади Види опадів. Типи річного ходу опадів .Закономірності розподілу опадів на Землі .Прилади для вимірювання кількості опалів

Атмосфе́рні о́пади (Гідрометео́ри) — вода в рідкому чи твердому стані, що випадає з хмар чи безпосередньо з повітря на земну поверхню та предмети. З хмар випадають: дощ, мряка, сніг, мокрий сніг, крупа, град, льодяний дощ. З повітря виділяються: роса, рідкий наліт, іній, твердий наліт, паморозь.