Взаємодія океану та атмосфери Поверхня океану являє собою арену взаємодії гідросфери та атмосфери. Межа розділу між океаном та атмосферою не є різкою границею між рідкою і газоподібною оболонками Землі. Океанічна поверхня являє собою транзитну зону, де здійснюється взаємодія та обмін речовиною й енергією між оболонками планети. Це своєрідна сполучна ланка в ланцюгу взаємодії океану й атмосфери. Повітря й верхній шар води в океані перебувають у постійному контакті. Якщо повітря тепліше від води, то тепло переноситися з атмосфери у воду; якщо теплішою виявиться вода, перенесення тепла відбуватиметься в протилежному напрямку. Тенденція перенесення завжди спрямована до вирівнювання температури. Перенесення тепла з океану в атмосферу здійснюється через поверхню океану шляхом турбулентного обміну. Якщо вода тепліша за повітря, то повітря, яке перебуває в контакті з водною поверхнею, нагрівається доти, поки температура не вирівняється. Чим більша різниця температур, тим більша швидкість перенесення тепла. Однак для встановлення рівноваги між повітрям і водою недостатньо однієї рівності їх температур. Крім перенесення явного тепла, яке нагріває повітря, існує ще й перенесення тепла випаровування. Тільки за умови одночасного дотримання рівності температур повітря й води та насиченні повітря водяною парою вода й повітря перебувають у стані рівноваги. Контактуючи з більш теплою водою, повітря потребує більшого вмісту водяної пари, щоб залишатися насиченим. Щоб перетворити рідку воду на водяну пару, необхідно затратити певну кількість енергії — йдеться про так звану теплоту випаровування. Це приховане тепло, яке надходить у повітря, реалізується в атмосфері, коли волога знову конденсується й випадає назад в океан у вигляді дощу або снігу. Таким чином, тепло, яке надходить з водної поверхні в атмосферу, складається з двох частин — явного й прихованого тепла. Оскільки теплоємність повітря майже не залежить від температури, явне тепло, необхідне для відновлення рівноваги за існування даної різниці в температурах, також не залежить від температури. Навпаки, вміст вологи в насиченому повітрі збільшується із зростанням температури. У результаті кількість прихованого тепла збільшується в міру нагрівання повітря. Таким чином, для того, щоб підвищити температуру повітря на один градус, потрібно затратити набагато більше тепла в тропіках, ніж у полярних районах. Якщо над океаном повітря завжди близьке до стану насичення, то над суходолом це не так. Оскільки волога, яка насичує повітря над сушею, надходить із ґрунту або з поверхні рослинності, приповерхневий шар повітря, особливо в посушливих районах, буде мати низьку відносну вологість. Тому повітря переноситиме незначну кількість прихованого тепла. Таке повітря нагріватиметься швидше, і тому літні температури над суходолом вищі, ніж над океаном. Витрати тепла на випаровування й швидке збільшення вмісту водяної пари із зростанням температури визначають межі нагрівання повітря над океаном. Наявність водної поверхні обмежує максимум температури повітря. Перенос прихованого тепла спричинює зміну температури води, а саме випаровування водяної пари — збільшення солоності моря. Необхідність збереження глобального балансу між випаровуванням та опадами зумовлює на локальному рівні виникнення потоку вологи в атмосфері між різними широтами. Між екватором і 23" пн.ш. загальний потік спрямований на південь, північніше цієї широти існує тенденція переміщення водяної пари до полюса. Оскільки щільніші шари води опускаються на глибину, витісняючи більш теплі й легкі шари нагору, придонна частина океанів заповнена холодними антарктичними водами, а більш теплі екваторіальні води підстилають холодні води з підвищеною солоністю, сформовані близько максимуму солоності. Таким чином, обмін теплом і солями на поверхні океану, контролюючи зміну щільності поверхневих вод, визначає і глибинну циркуляцію океанічних вод. Після опускання водної маси на глибину її характеристики можуть змінюватися тільки шляхом змішування з іншими водами. Тому характеристики морських вод залежать винятково від взаємодії моря з атмосферою.
Масштаб 1:3000 означает: в 1 см 3000 см Если перевести 3000 см в метры 3000 / 100 = 30 метров на местности в 1 см плана В 10 см будет 30 * 10 = 300 метров на местности, если на плане 10 см В 5 см будет 30 * 5 = 150 метров на местности, если на плане 5 см В 2 см будет 30 * 2 = 60 метров на местности, если на плане 2 см 2.
(в 1 см-10 м) линия длиной 10 см(в 1 см-200м) линия длиной 0,5 см(1:2500) линия длиной 0,25 см
3. Масштаб это соотношение любой единицы к такой же, к примеру можно и слева и справа поставить мм, см, м, и даже км, но с этими большими величинами будет не удобно работать на маленьком плане. остановимся на мм и см: в 1 мм - 25000мм т. е. в 1 мм - 25метров в 1 см - 25000см т. е в 1 см -250метров хотите проверить? сколько в см милиметров? 10! значит 1мм * 10 = 25м * 10 так и получается что в 1см 250м.
Масштаб 1:3000 означает:
в 1 см 3000 см
Если перевести 3000 см в метры 3000 / 100 = 30 метров на местности в 1 см плана
В 10 см будет 30 * 10 = 300 метров на местности, если на плане 10 см
В 5 см будет 30 * 5 = 150 метров на местности, если на плане 5 см
В 2 см будет 30 * 2 = 60 метров на местности, если на плане 2 см
2.
(в 1 см-10 м) линия длиной 10 см(в 1 см-200м) линия длиной 0,5 см(1:2500) линия длиной 0,25 см
3.
Масштаб это соотношение любой единицы к такой же, к примеру можно и слева и справа поставить мм, см, м, и даже км, но с этими большими величинами будет не удобно работать на маленьком плане. остановимся на мм и см:
в 1 мм - 25000мм т. е. в 1 мм - 25метров
в 1 см - 25000см т. е в 1 см -250метров
хотите проверить? сколько в см милиметров? 10!
значит 1мм * 10 = 25м * 10
так и получается что в 1см 250м.