1) Что означает падение реки 250 метров?
2) Что означает уклон реки 38 см/км?​

1. Для чого потрібен масштаб?

Для того щоб зменшувати зображувальну місцевість карті чи плані.

2. У скільки разів зменшено відстані на планах із числовим масштабом: а)1:500; б) 1:2000; в) 1:5000?

А) в 1 см 5 метрів, б) в 1 см 20 метрів в)в 1 см 50 метрів

Який масштаб означає найбільше зменшення?

Найбільше зменшення в масштабі А 1:500- в 1 см - 5 метрів

3. Якою буде відстань 50 м на плані, якщо його масштаб — в 1 см 10 м?

50*1/10= 5 см. Відповідь: відстань на карті буде 5 см.

4. Перетворіть числовий масштаб на іменований: а) 1:5000; б) 1:10 000; в) 1:200 000.

А) в 1 см 50 метрів; Б) в 1 см 100 м; В) в 1 см 2 км

5. На місцевості відстань від школи до пошти становить 350 м. На плані ця відстань дорівнює 7 см. Який масштаб плану?

350 м = 35000 см

35000 : 7 = 5000 см це означає, що масштаб 1: 5000

(В 1 см 5000см, тобто в 1 см 5 м)

6. Визначте числовий масштаб плану, на якому зображена стежка в саду, довжина якої на місцевості в 1000 разів більша, ніж на плані.

Відповідь: 1: 1000

знімок. Чим план місцевості відрізняється від цих зображень?

План — це зменшене детальне зображення невеликої ділянки земної поверхні, виконане у великому масштабі за до умовних знаків.

На ньому більш детальна інформація, але менша за розміром місцевість, план різнокольоровий, більше географічної інформації.

Объяснение:

ЧИСЛОВИЙ МАСШТАБ.

Приклад масштабу:

1 : 100 (читається «одна сота», означає, що 1 см на карті відповідає 1 м на місцевості, бо 100 см = 1 м);

1 : 100 000 (читається «одна сто тисячна», означає, що 1 см на карті відповідає 1 км на місцевості, бо 100 000 см = 1000 м = 1 км);

1 : 30 000 000 (читається «одна тридцяти мільйонна», означає, що 1 см на глобусі відповідає 300 км на місцевості, бо 30 000 000 см = 300 000 м = 300 км).

ІМЕНОВАНИЙ МАСШТАБ.

Приклад масштабу:

1 см : 100 м (читається «в одному сантиметрі карти 100 метрів місцевості», означає, що 1 см на карті відповідає 100 м на місцевості, бо 100 см = 1 м);

1 см : 1 км (читається «в одному сантиметрі карти 1 клометр місцевості», означає, що 1 см на карті відповідає 1 км на місцевості);

1 см : 300 км (читається «в одному сантиметрі карти 300 кілометрів місцевості», означає, що 1 см на карті відповідає 300 км на місцевості);

ЛІНІЙНИЙ МАСШТАБ.

Лінійний - у вигляді лінії, поліченої на рівні відрізки завдовжки 1 см, які відповідають відстані на місцевості.

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.