Рифтовые хребты (например, Срединно-Атлантический) характеризуются наличием «рифтовой» долины - глубокого и узкого ущелья с крутыми склонами, которое идет по гребню хребта вдоль его оси. Ширина рифтовой долины составляет 20-30 км, а глубина разлома может располагаться ниже ложа океана до 7 400 м (впадина Романш). Рельеф рифтовых хребтов сложный, пересеченный: рифтовые долины, узкие горные хребты, гигантские поперечные разломы, межгорные впадины, вулканические конусы, подводные вулканы, острова. Все рифтовые хребты отличаются большой сейсмической активностью.

Нерифтовые хребты (например, Восточно-Тихоокеанское поднятие) характеризуются отсутствием «рифтовой» долины и имеют менее сложный рельеф. Сейсмическая активность для нерифтовых хребтов не характерна. Однако им свойственна общая черта всех срединно-океанических хребтов - наличие грандиозных поперечных разломов.

Наиболее важные геофизические особенности срединно-океанических хребтов сводятся к следующему:

- повышенная величина потока тепла из недр Земли,

- специфическое строение земной коры,

- аномалии магнитного поля,

- вулканизм.

- сейсмическая активность.

Распределение осадков, слагающих верхний слой земной коры, в срединно-океанических хребтах подчиняется следующей закономерности: на самом хребте осадки маломощны или отсутствуют вообще; по мере удаления от гребня возрастает мощность осадков (до нескольких километров) и их возраст. Если в самой расселине лавам 13 тыс. лет, то в 60 км - уже 8 млн. лет. Горные породы, имеющие возраст более 160 млн. лет, на дне океана не обнаружены. Указанные факты свидетельствуют о постоянном обновлении хребтов.

Механизмы образования срединно-океанических хребтов. Образование срединно-океанических хребтов связано с верхней магмой. Верхняя магма - это огромная конвекционная система. Подъем расплавленного вещества и вызывает образование срединно-океанических хребтов. По рифтовым долинам лава вытекает наружу и образует базальтовый слой. Присоединяясь к старой коре, новые порции лавы вызывают горизонтальное смещение блоков литосферы и расширение океанического дна. Скорость горизонтальных движений в разных местах Земли колеблется от 1 до 12 см в год: в Атлантическом океане - около 4 см/ год; в Индийском океане - около 6 см/ год, в Тихом океане - до 12 см/год. Эти ничтожные значения, умноженные на миллионы лет, дают огромные расстояния: за 150 млн. лет, прошедших со времени раскола Южной Америки и Африки, они разошлись на 5 тыс. км. Северная Америка отделилась от Европы 80 млн. лет назад. А 40 млн. лет назад Индостан столкнулся с Азией и началось образование Гималаев. В результате разрастания океанического дна в зоне срединно-океанических хребтов происходит вовсе не приращение земного вещества, но происходит только его перетекание и преобразование. Базальтовая кора, нарастающая вдоль срединно-океанических хребтов и растекающаяся от них горизонтально, в течение миллионов лет проходит тысячи километров и у некоторых краев континентов опускается вновь в недра Земли, унося с собой и океанические осадки. Одновременно она вызывает дрейф материков. Этим и объясняется различный возраст пород на гребне хребтов и в других частях океанов.

Переходные зоны включают в себя глубоководные желоба, островные дуги и котловины окраинных морей. Во переходных зонах сложно сочетаются участки материковой и океанической коры.

Глубоководные океанические желоба находятся в следующих четырех областях Земли:

- в Тихом океане вдоль берегов Восточной Азии и Океании: Алеутский желоб, Курило-Камчатский желоб, Японский желоб, Филиппинский желоб, Марианский желоб (с максимальной для Земли глубиной 11 022 м), Западно-Меланезийский желоб, Тонга;

- в Индийском океане - Яванский желоб;

- в Атлантическом океане - Пуэрто-Риканский желоб;

- в Южном океане - Южный Сандвичев.

Ложе океанов, на которое приходится около 73% его общей площади, занято глубоководными (от 2 450 до 6 000 м) равнинами. В целом эти глубоководные равнины соответствуют океаническим платформам. Между равнинами проходят срединно-океанические хребты, а также возвышенности и поднятия другого генезиса. Эти поднятия разделяют ложе океанов на отдельные котловины. Например, от Северо-Атлантического хребта к западу располагается Северо-Американская котловина, а к востоку - Западно-Европейская и Канарская котловины. На дне Мирового океана имеются многочисленные вулканические конусы.

5.4 Закономерности расположения континентов

1. Большая часть суши располагается в Северном полушарии. Северное полушарие является материковым, хотя и здесь на сушу приходится только 39%, а на океан около 61%.

2. Северные материки расположены достаточно компактно. Южные материки расположены весьма разбросанно и разобщено.

3. рельеф планеты антисимметричен. Материки расположены так, что каждому из них на противоположной стороне Земли непременно соответствует Океан. Наиболее это очевидно на сопоставлении арктического океана и антарктической суши. Но если глобус установить так, чтобы на одном из полюсов был любой из материков, то на другом полюсе обязательно будет океан. Есть только одно незначительное исключение: окончание Южной Америки антиподально юго-восточной Азии. Антиподальность, поскольку она почти не имеет исключений, не может быть явлением случайным. В основе ее лежит уравновешенность всех участков поверхности вращающейся Земли.



Тема 6. Острова

В процессе развития земной коры и ее взаимодействия с Мировым океаном сформировались большие и малые острова. Общее количество островов непрерывно меняется. Одни острова возникают, другие исчезают. Образуются и размываются, например, дельтовые острова, тают ледяные массивы, принимавшиеся за острова («земли»), морские косы приобретают островной характер и, наоборот, острова присоединяются к суше и превращаются в полуострова. Поэтому площадь островов подсчитывается лишь приблизительно. Она составляет около 9,9 млн. км². Около 79% всей островной суши приходится на 28 крупных острова. Из них самый большой - Гренландия (2,2 млн. км²).

В число 28 самых больших островов земного шара входят следующие:

1. Гренландия

2. Новая Гвинея

3. Калимантан (Борнео)

4. Мадагаскар

5. Баффинова Земля

6. Суматра

7. Великобритания

8. Хонсю

9. Виктория (Канадский Арктический архипелаг)

10. Земля Элсмира (Канадский Арктический архипелаг)

11. Сулавеси (Целебес)

12. Южный остров Новой Зеландии

13. Ява

14. Северный остров Новой Зеландии

15. Ньюфаунленд

16. Куба

17. Люсон

18. Исландия

19. Минданао

20. Новая Земля

21. Гаити

22. Сахалин

23. Ирландия

24. Тасмания

25. Банкс (Канадский Арктический архипелаг)

26. Шри-Ланка

27. Хоккайдо

28. Девон

Как крупные, так и мелкие острова располагаются или одиночно, или группами. Группы островов называются архипелагами. Архипелаги могут быть компактными (например, Земля Франца Иосифа, Шпицберген, Большие Зондские острова) или вытянутыми (например, Японские, Филиппинские, Большие и Малые Антильские острова). Вытянутые архипелаги иногда называют грядами (например, Курильская гряда, Алеутская гряда). Архипелаги небольших островов, разбросанных по просторам Тихого океана, объединяют в следующие три большие группы: Меланезия, Микронезия (Каролинские острова, Марианские острова, Маршалловы острова), Полинезия.

По происхождение все острова можно сгруппировать следующим образом:

I. Материковые острова:

1) платформенные острова,

2) острова материкового склона,

3) орогенические острова,

4) островные дуги,

5) прибрежные острова: а) шхеры, б) далматинские, в) фьордовые, г) косы и стрелки, д) дельтовые.

II. Самостоятельные острова:

1) вулканические острова, в том числе а) трещинного излияния лавы, б) центрального излияния лавы - щитовые и конические;

2) коралловые острова: а) береговые рифы, б) барьерные рифы, в) атоллы.

Материковые острова генетически связаны с материками, но связи эти имеют различный характер, что сказывается на природе и возрасте островов, на их флоре и фауне.

Платформенные острова лежат на материковой отмели и геологически представляют собой продолжение материка. От основного массива суши платформенные острова отделены мелкими проливами или неглубокими проливами. Примерами платформенных островов являются следующие: Британские острова, архипелаг Шпицберген, Земля Франца Иосифа, Северная Земля, Новосибирские острова, Канадский Арктический архипелаг.

Образование проливов и превращение части материков в острова относятся к недавнему геологическому времени; поэтому природа островной суши мало отличается от материковой.

Острова материкового склона также являются частями континентов, но разделение их произошло раньше. Эти острова от прилегающих материков отделяются не пологим прогибом, а глубоким тектоническим разломом. Причем проливы имеют океанический характер. Флора и фауна островов материкового склона сильно отличается от материковой и носит в целом островной характер. Примерами островов материкового склона являются следующие: Мадагаскар, Гренландия и др.

Орогенические острова представляют собой продолжение горных складок континентов. Так, например, Сахалин - одна из складок Дальневосточной горной страны, Новая Зеландия - продолжение Урала, Тасмания - Австралийских Альп, острова Средиземного моря - ветви альпийских складок. Архипелаг Новая Зеландия также имеет орогеническое происхождение.

Островные дуги гирляндами окаймляют Восточную Азию, Америку и Антарктиду. Самый большой район островных дуг находится у берегов Восточной Азии: Алеутская гряда, Курильская гряда, Японская гряда, гряда Рюкю, Филиппинская гряда и др. Второй район островных дуг находится у берегов Америки: Большие Антильские острова, Малые Антильские острова. Тритий район - островная дуга, расположенная между Южной Америкой и Антарктидой: архипелаг Огненная Земля, Фолклендские острова и др. В тектоническом отношении все островные дуги приурочены к современным геосинклиналям.

Материковые прибрежные острова имеют различное происхождение и представляют собой разные типы береговой линии.

Самостоятельные острова никогда не были частями материков и в большинстве случаев образовались независимо о них. Самую обширную группу самостоятельных остров составляют вулканические.

Вулканические острова есть во всех океанах, особенно их много в зонах срединно-океанических хребтов. Размеры и особенности вулканических островов определяются характером извержения. Трещинные излияния лавы создают крупные острова, по величине не уступающие платформенным. Самым большим на Земле островом вулканического происхождения является Исландия (103 тыс. км²).

Главная масса вулканических островов образована извержениями центрального типа. Естественно, что эти острова не могут быть очень большими. Их площадь зависит от характера лавы. Основная лава растекается на большие расстояния и образует щитовые вулканы 9например, Гавайские острова). Извержение кислой лавы формирует острый конус небольшой площади.

Коралловые острова представляют собой продукты жизнедеятельности коралловых полипов, диатомовых водорослей, фораминифер и других организмов. Коралловые полипы довольно требовательны к условиям обитания. Они могут жить только в теплых водах с температурой не ниже 20 0С, поэтому коралловые постройки распространены только в тропических широтах и выходят за их пределы только в одном месте - Бермудских островов, омываемых Гольфстримом.

В зависимости от расположения по отношению к современной суше коралловые острова делятся на следующие три группы:

1) береговые рифы,

2) барьерные рифы,

3) атоллы.

Береговые рифы начинаются непосредственно у берега материка или острова в полосе отлива и окаймляют его в виде широкой террасы. Близ устьев рек и около мангровых зарослей они прерываются по причине пониженной солености воды.

Барьерные рифы находятся на некотором удалении от суши, отделены от нее полосой воды - лагуной. Самый большой в настоящее время риф - Большой Барьерный риф. Его длина составляет около 2 000 км; ширина лагуны колеблется от 35 до 150 км при глубине 30-70 м. Береговые и барьерные рифы окаймляют почти все острова экваториальных и тропических вод Тихого океана.

Атоллы расположены среди океанов. Это - низкие острова в форме незамкнутого кольца 100-200 м; диаметр всего атолла колеблется от 200 м до 60 км и даже больше. Внутри атолла находится лагуна глубиной до 100 м. Такова же глубина и пролива между лагуной и океаном. Внешний склон атолла всегда крутой 9до 45 ⁰) и падает на глубину в сотни метров, а иногда и более километра. Склоны, обращенные к лагуне, пологи, на них поселяются разнообразные организмы.

Генетическая связь трех типов коралловых построек представляет собой еще нерешенную научную проблему. По теории Ч.Дарвина, барьерные рифы и атоллы образуются из береговых рифов при постепенном погружении островов. При этом рост кораллов компенсирует опускание своего основания; на месте вершины острова появляется лагуна, а береговой риф превращается в кольцевой атолл.



Тема 7. Движения земного шара и их географические следствия

Земля совершает 11 различных движений, из которых важное географическое значение имеют следующие:

- суточное вращение вокруг оси,

- годовое обращение вокруг Солнца,

- движение вокруг общего центра тяжести системы Земля-Луна.

Рассмотрим указанные движения планеты Земля более подробно.

7.1 Суточное вращение Земли и его значение для географической оболочки

Ось вращения Земли отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики на 23⁰26,5`. Угол наклона при движении по орбите вокруг Солнца сохраняется.

Осевое вращение Земли происходит с запада на восток или против часовой стрелки, если смотреть с Северного полюса Мира. Это направление движения присуще всей Галактике.

Время оборота Земли вокруг своей оси может быть определено по Солнцу и по звездам. Солнечными сутками называется промежуток времени между двумя последовательными прохождениями Солнца через меридиан точки наблюдения. В связи со сложностью движения Солнца и Земли истинные солнечные сутки изменяются. Поэтому для определения среднего солнечного времени применяются такие сутки, продолжительность которых равна средней длине суток в течение года.

В связи с тем, что Земля движется в том же направлении, в котором вращается вокруг своей оси, то солнечные сутки несколько длиннее действительного времени полного оборота Земли. Действительное время полного оборота Земли определяется временем между двумя прохождениями звезды через меридиан данного места. Звездные сутки равны 23 часам 56 минутам и 4 секундам. Это и есть действительное время суточного оборота Земли.

Угловая скорость вращения. То есть угол, на который поворачивается какая-нибудь точка на поверхности Земли за любой отрезок времени, одинакова для всех широт. За один час точка пробегает 15 ⁰ (360⁰: 24 часа = 15⁰). Линейная скорость зависит от широты /На экваторе она равна 464 м / сек, в сторону полюсов уменьшается.

Время суток - утро, день, вечер и ночь - на одном и том же меридиане начинаются одновременно. Однако трудовая деятельность людей в разных частях Земли требует согласованного счета времени. С этой целью введено поясное время.

Сущность поясного времени заключается в том, что Земля в соответствии с количеством часов в сутках меридианами делится на 24 пояса, идущих от одного до другого полюса. Ширина каждого пояса равна 15 0. Местное время среднего меридиана одного пояса от соседнего пояса отличается на 1 час. В действительности границы часовых поясов на суше проводятся не всегда по меридианам, а часто по политическим и географическим рубежам.

Вращение Земли вокруг своей оси дает объективную основу для построения градусной сетки.

Во вращающейся сфере объективно выделяются две точки, к которым может быть привязана координатная сетка. Эти точки - полюсы, не участвующие во вращении, и поэтому неподвижные.

Ось вращения Земли - это прямая, проходящая через центр ее массы, вокруг которой вращается наша планета. Точки пересечения оси вращения с поверхностью Земли называются географическими полюсами; их два - северный и южный. Северным полюсом называется тот, со стороны которого планета вращается против часовой стрелки, как и вся Галактика.

Линия пересечения большого круга, плоскость которого перпендикулярна оси вращения, с поверхностью земного шара называется географическим или земным экватором. Можно сказать, что экватором называется линия, во всех точках равностоящая от полюсов. Экватор делит Землю на два полушария: северное и южное. Противоположность между северным и южным полушариями не только чисто геометрическая. Экватор - это линия смены времен года и отклонения движущихся тел вправо и влево, а также это видимый путь движения Солнца и всего небосвода.

Малые круги, плоскости которых параллельны экваториальной, пересекаясь с земной поверхностью, образуют географические параллели. Удаленность параллелей, а равно и всяких точек, от экватора выражается географической широтой. С точки зрения вращательного движения Земли географическая широта - это угол между плоскостью земного экватора и отвесной линией в данной точке. При этом Земля принимается за геологически однородный шар радиусом 6 371 км. В этом случае географическую широту можно понимать как удаленность искомой точки от экватора в градусах. В отличие от географической, геодезическая широта определяется не только на шаре, но и на сфероиде как угол между плоскостью экватора и нормалью к сфероиду в данной точке.

Линия пересечения большого круга, проходящая через географические полюсы и через искомую точку, с поверхностью земного шара называется меридианом данной точки. Плоскость меридиана перпендикулярна к плоскости горизонта. Линия пересечения этих двух плоскостей и называется полуденной. Для определения начального меридиана объективного критерия нет. По международному соглашению в качестве начального принят меридиан обсерватории в Гринвиче (окрестности Лондона).

От начального меридиана ведется счет долгот. Географической долготой называется двугранный угол между плоскостями меридианов: начального и искомой точки, или расстояние в градусах от начального меридиана до определенного места. Счет долгот можно вести в одну сторону, в направлении движения Земли, то есть с запада на восток, а можно и в две стороны. Это правило, однако, допускает исключения: например, мыс Дежнева, крайнюю точку Азии, можно считать как на 170 ⁰ з.д., так и на 190 ⁰ в.д.

Условность счета долгот позволяет делить Землю на для изображения на карте восточного и западного полушарий не по начальному меридиану, а по принципу полного охвата материков.

Для географической оболочки и природы Земли в целом осевое вращение Земли имеет огромное значение, в частности:

1. Осевое вращение Земли создает основную единицу времени - сутки, делящие Землю на две части - освещенную и неосвещенную. С этой единицей времени в процессе эволюции органического мира оказалась согласованной физиологическая деятельность животных и растений. Смена напряжения (работа) и ослабления (отдых) есть внутренняя потребность всех живых организмов. Очевидно, главным синхронизатором биологических ритмов выступает чередование света и темноты. С ним связана ритмика фотосинтеза, клеточных делений и роста, дыхания, свечения водорослей и многие другие явления в географической оболочке.

От суток зависит важнейшая черта теплового режима земной поверхности - смена дневного нагревания и ночного охлаждения. При этом важна не только эта смена сама по себе, но и продолжительность периодов нагревания и охлаждения.

Суточная ритмика проявляется и в неживой природе: в нагревании и охлаждении горных пород и выветривании, температурном режиме, температуре воздуха, наземных осадках и т.д.

2. Важнейшее значение вращения географического пространства состоит в разделении его на правое и левое. Это приводит к отклонению путей движущихся тел вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии.

Еще в 1835 г. математик Гюстав Кориолис сформулировал теорию относительного движения тел во вращающейся системе отсчета. Вращающееся географическое пространство и является такой неподвижной системой. Отклонение движения вправо или влево получило название кориолисовой силы или кориолисова ускорения. Сущность данного явления состоит в следующем. Направление движения тел, естественно, прямолинейно относительно оси Мира. Но на Земле оно происходит на вращающейся сфере; под движущимся телом плоскость горизонта поворачивается влево в северном полушарии и вправо в южном полушарии. Поскольку наблюдатель находится на твердой поверхности вращающейся сферы, то ему кажется, что движущееся тело отклоняется вправо, тогда как на самом деле плоскость горизонта уходит влево. Действию кориолисовой силы подвергаются все перемещающиеся на Земле массы: вода в океанических и морских течениях, воздушные массы в процессе циркуляции атмосферы, вещество в ядре и мантии.

3. Вращение Земли (вместе с шарообразной формой) в поле солнечной радиации (свет и тепло) определяет западно-восточное протяжение природных зон и географических поясов.

4. Благодаря вращению Земли, неупорядоченные в разных местах восходящие и нисходящие токи воздуха приобретают преимущественную спиральность. Этой закономерности подчиняются воздушные массы, океанические воды, а также, вероятно, вещество ядра.

7.2 Годовое вращение Земли вокруг Солнца и его географическое значение

Полный оборот вокруг Солнца Земля совершает за 365 дней 6 часов 9 минут и 9 секунд. По истечении звездного года наблюдатель с Земли увидит Солнце около той же звезды, где оно ровно было год тому назад. Тропический год, то есть промежуток времени между двумя последовательными прохождениями Солнца через точки весеннего равноденствия, продолжается 365 дней 5 часов 48 минут и 46 секунд. Тропический год примерно на 20 минут короче звездного года.

Путь годичного движения Земли, или орбита, имеет форму эллипса, в одном из фокусов которого находится Солнце. Отсюда следует, что расстояние от Земли до Солнца меняется в течение года. Ближе всего к Солнцу, или в перигелии, Земля бывает 3 января. В этот день расстояние от Земли до Солнца равно 147 000 000 км. 5 июля, в афелии, Земля удаляется от Солнца на 152 000 000 км. Длина земной орбиты составляет около 940 000 000 км. Этот путь Земля побегает со средней скоростью 107 тыс. км/ час, или 29,8 км/сек. В афелии скорость уменьшается до 29,3 км/сек, а в перигелии возрастает до 30,3 км/сек.

Оборот Земли вокруг Солнца дает вторую основную единицу времени - год. В отличие от суточного вращения год обусловлен не самим обращением Земли вокруг Солнца и даже не изменением расстояния до него, а тем, что ось вращения Земли наклонена к плоскости орбиты. Угол наклона - 66⁰33'15''.

В процессе годичного движения земная ось остается в неизменном положении, то есть всегда параллельной самой себе. Это при различном положении Земли по отношению к Солнцу обусловливает изменение освещения и нагревания северного и южного полушарий по сезонам года. Рассмотрим более подробно эти важнейшие геофизические явления.

21 марта и 23 сентября наклон земной оси нейтрален по отношению к Солнцу. В эти дни солнечные лучи отвесно падают на экватор, северное и южное полушария вплоть до полюсов освещаются равномерно, и на всех широтах день и ночь продолжаются по 12 часов. Поэтому эти числа называются днями равноденствия.

21 июня Земля занимает такое положение, при котором ее ось северным концом наклонена к Солнцу. Поэтому отвесные лучи падают уже не на экватор, а севернее его на угловое расстояние, равное наклону плоскости экватора к плоскости орбиты или эклиптики, то есть на 23⁰33' (90⁰ - 66⁰ 33' = 23⁰ 27').

При суточном обороте Земли отвесно падающие лучи опишут на ней линию, севернее которой Солнце никогда не бывает в зените. Эта линия называется северным тропиком или поворотным кругом. Северный поворотный круг называется также тропиком Рака по имени созвездия, в котором находится в это время Солнце. Южный поворотный круг - тропиком Козерога. Числа, в которые Солнце бывает на тропиках в зените, называется днями солнцестояний.

В высоких северных широтах в день летнего солнцестояния круглые сутки освещается не только полюс, но и пространство за ним до широты 66⁰33' или Северного полярного круга.

В южном полушарии в этот день солнечный луч образует касательную к поверхности шара тоже на широте 66⁰33', но так, что все пространство за этой линией, или южным полярным кругом 22 июня не освещается. Уже на следующий день, 23 июня, Солнце смещается от тропика в сторону экватора, на Северном полярном круге наступает короткая ночь, а на южном Солнце днем несколько поднимается над горизонтом.

Продолжительность дня в северном полушарии последовательно уменьшается, а в южном полушарии увеличивается до осеннего равноденствия - 23 сентября.

22 декабря, в день зимнего солнцестояния, отвесные лучи падают на южный тропик, а северные полярные страны, начиная от Северного полярного круга, не освещаются, а на Южном полярном круге и далее к полюсу Солнце круглые сутки находится выше линии горизонта. Так продолжается до дня весеннего равноденствия - 21 марта.

Таким образом, тропиками, или поворотными кругами (греч. tropikos - круг поворота), называются параллели 23⁰27' южной и северной широта, на которых один раз в году в дни солнцестояний в полдень Солнце бывает в зените. Полярными кругами называются параллели 66⁰ 33' северной и южной широты, на которых один раз в году в дни летнего солнцестояния Солнце не заходит, а в дни зимнего солнцестояния не восходит.

Год - это не только единица измерения времени, но и продолжительность сезонных циклов многих явлений в живой и неживой природе: сезонная смена погод, установление и сход снежного покрова в умеренных широтах, годовой режим рек и озер, сезонная ритмика в жизни растений и животных. В природе практически нет тел и явлений, которые не испытывали бы на себе влияние сезонной ритмики.

7.3 Пояса освещения

Сезоны года (весна, лето, осень, зима) проявляются не однозначно для полушарий, а по определенным поясам, которые получили в географической литературе название поясов освещения. Всего насчитывается 13 поясов освещения. Рассмотрим эти пояса более подробно.

Экваториальный пояс располагается по обе стороны от экватора и ограничен параллелями 10⁰с.ш. и 10⁰ю.ш. Полуденная высота Солнца в этом поясе колеблется от 90 до 56,5⁰, день и ночь почти всегда равны, сумерки очень короткие, смены времен года нет.

Тропические пояса:

северный тропический пояс ограничен параллелями 10⁰ с.ш и 23, 5⁰ с.ш.,

южный тропический пояс - 10⁰ ю.ш. и 23⁰ ю.ш.

Полуденная высота Солнца в пределах тропических поясов колеблется от 90 до 47 ⁰, продолжительность дня и ночи изменяется от 10,5 до 13, 5 часов; сумерки короткие, есть два сезона года, мало отличающиеся по температуре.

Субтропические пояса:

северный субтропический пояс: 23,5 ⁰ с.ш. - 40 ⁰ с.ш.,

южный субтропический пояс: 23,5 ⁰ ю.ш. - 40 ⁰ ю.ш.

В зените Солнце в пределах субтропических поясов не бывает. Высота Солнца близ тропика в летнее полугодие приближается к 90⁰, а на противоположной границе зимой уменьшается до 26,5⁰. Продолжительность дня и ночи для крайних широт колеблется от 9 часов 09 минут до 14 часов 51 минуты. Сумерки непродолжительные, часто выражены зима и лето, слабее выражены весна и осень.

Умеренные пояса:

северный умеренный пояс: 40⁰ с.ш - 58⁰ с.ш.,

южный умеренный пояс: 40⁰ ю.ш. - 58⁰ ю.ш.

Полуденная высота Солнца на полярной границе изменяется от 8,5⁰ зимой до 55,5⁰ летом. Продолжительность дня и ночи колеблется от 18 до 6 часов. Сумерки продолжительные. Четко выражены все четыре времени года (весна, лето, осень, зима). Зима и лето приблизительно равны.

Пояса летних ночей и коротких зимних дней:

северный пояс летних ночей и коротких зимних дней: 58⁰ с.ш. - 66, 5⁰ с.ш.,

южный пояс летних ночей и коротких зимних дней: 58⁰ ю.ш. - 66,5 ⁰ ю.ш.

Высота Солнца в полдень на полярных границах изменяется от 53,5⁰ летом до 0⁰ зимой. Около дня летнего солнцестояния бывают белые ночи, зимой - сумеречные дни, выражены все четыре времени года, зима длиннее лета.

Субполярные пояса:

северный субполярный пояс: 66,5⁰ с.ш. - 74,5 ⁰ с.ш.,

южный субполярный пояс: 66,5⁰ ю.ш. - 74,7⁰ ю.ш.

Полярные границы субполярных поясов определяются опусканием Солнца в дни зимних солнцестояний для соответствующих полушарий ниже горизонта на 8⁰. Поэтому полярная ночь в этом поясе носит характер сумерек, или является «белой», и продолжается от 1 суток у полярных кругов до 103 суток на полярных границах. Летняя высота Солнца колеблется от 47 до 39 ⁰.

Полярные пояса:

северный полярный пояс: 74,5⁰ с.ш. - 90⁰ с.ш.,

южный полярный пояс: 74,5⁰ с.ш. - 90⁰ ю.ш.

Солнце не восходит в Северном полушарии от 103 до 179 суток; наибольшая высота Солнца на полюсах 23, 5⁰; времена года совпадают с днем и ночью.

7.4 Движение двойной планеты Земля-Луна и приливное трение

Всемирное тяготение уравновешивается всемирным отталкиванием. Суть тяготения (гравитации) заключается в том, что все тела притягиваются друг к другу пропорционально их массам и обратно пропорционально квадрату расстояния. Отталкивание - это центробежная сила, возникающая при вращении и обращении небесных тел. Земля и Луна взаимно притягиваются, но Луна не может упасть на Землю, так как она вращается вокруг Земли и тем самым стремится от нее уйти.

Соответствие притяжения и отталкивания относительное, не полное. Расстояние между Землей и Луной таково, что силы их взаимного притяжения точно равны центробежной силе, возникающей при движении этих планет вокруг общего центра тяжести. Луна в 81,5 раза меньше Земли, поэтому общий центр тяжести системы Земля-Луна расположен не между ними, а внутри Земли, в удалении от центра Земли на 0,73 земного радиуса.

Равновесие притяжения и отталкивания справедливо для центров планет, но оно не распространяется на отдельные точки поверхности Земли. Поэтому происходит возмущение поля силы тяжести, вызывающее приливы и отливы.

Притяжение Луны действует на каждую точку поверхности Земли и всюду направлено в сторону Луны. Но из-за больших размеров земного шара величина его, обратно пропорциональная квадрату расстояния, всюду различна. Сторона Земли, в данный момент обращенная к Луне, притягивается сильнее всего. На противоположной стороне притяжение слабее. Разница в притяжении составляет около 10%.

Взаимодействующая двух сил - силы притяжения и центробежной силы - и есть приливообразующая сила.

Лучше всего приливы выражены в Мировом океане. Но на приливообразующую силу реагирует и мантия, а следовательно, и земная кора, и, вероятно, ядро.

Установлено, что в Москве, например, приливообразующая сила достигает 50 см. Это значит, что дважды в сутки земная поверхность плавно поднимается на полметра, а затем также плавно опускается.

Приливной волне сопротивляются силы сцепления. Частицы взаимно перемещаются, преодолевая внутреннее трение. Это и есть приливное трение. На него расходуется энергия вращения Земли, которое постепенно в геологическом времени замедляется. В архее сутки продолжались, вероятно, 20 часов. В зависимости от уменьшения скорости вращения перестраивается фигура Земли и изменяется рельеф литосферы.



Тема 8. Атмосфера и климаты земли

8.1 Состав атмосферы

Атмосфера - газовая оболочка Земли. В настоящее время атмосфера состоит из следующих компонентов:

Азот - 78,08%,

Кислород - 20,94%,

Аргон - 0,93%,

Углекислый газ - 0,03%,

Прочие газы - 0,02%.

Всего: 100%

Газовый состав атмосферы формировался параллельно с развитием Земли в специфических условиях: гравитационное поле, магнитное поле, предохраняющее ее от солнечного ветра, и вращение планеты, обеспечивающее благоприятный тепловой режим.

Из теллурических процессов формирования атмосферы необходимо отметить выделение газов из коры и мантии, улетучивание в космическое пространство, реагирование с водой гидросферы и минералами литосферы, расщепление молекул газа солнечной радиацией и, главное на современном этапе, биохимические реакции поглощения и выделения газов организмами.

В начале геологической истории Земля создала вторичную углекислую атмосферу. Образование углекислой атмосферы произошло во многом благодаря магнитосфере. Углекислый газ (CO₂) выделялся из недр Земли при интенсивном тогда вулканизме и орогенезе. В этой древней атмосфере и зародилась жизнь.

С прогрессивным развитием живого вещества развивалась и атмосфера. Когда атмосфера достигла стадии зеленых растений и они, начиная с девона, вышли на сушу, начался один из наиболее важных природных процессов - фотосинтез и сформировалась современная кислородная атмосфера.

Процесс фотосинтеза схематически можно выразить в следующем виде:

CO₂ + 4 H₂O = CH₂O + 3H₂O + O₂

В фотосинтезе участвуют СО₂ и вода. Из четырех частей воды возвращается в окружающую среду три части, или 75%, а одна часть или 25%, разлагается растениями и изымается из влагооборота; при этом всегда выделяется свободный кислород. Главным источником свободного кислорода в географической оболочке служит вода. Роль свободного кислорода в природе исключительно велика. Кислород необходим для второго (после фотосинтеза), жизненного акта - дыхания. За счет кислорода живые организмы получают энергию, необходимую для выполнения многих биологических функций. Кислород входит в состав белков, жиров и углеводов, из которых состоят организмы.

Атмосфера содержит около 10¹⁵ т кислорода. Столько же кислорода проходит через живое вещество: животные поглощают кислород и выделяют углекислый газ, а растения вновь разлагают СО₂, возмещая убыль кислорода. Два этих процесса - фотосинтез и дыхание - поддерживают газовый режим атмосферы. Нарушение газового режима атмосферы чревато многими экологическими опасностями для всех живых существ.

Кислород в атмосфере представлен также озоном (О₃), который образуется при расщеплении молекулы кислорода О₂ ультрафиолетовыми лучами и электрическими зарядами на атомы и соединении образовавшегося атома с молекулой:

О₂ = О + О, О₂ + О = О₃.

Озон - неустойчивый газ и сильный окислитель. У земной поверхности его количество ничтожно; но оно увеличивается после грозы. Главная же масса озона сосредоточена на высотах от 10 до 60 км с максимальной концентрацией в пределах 22-25 км, где он создает озоновый экран. Но и там количество озона невелико: при плотности воздуха, свойственной приземной атмосфере, озон образовал бы слой всего в 2,5-5,2 мм (в зависимости от географической широты и времени года). Роль же озона в географической оболочке чрезвычайно велика: поглощая крайнюю ультрафиолетовую радиацию, он предохраняет живые организмы от ее губительного воздействия.

Азот (N) - один из самых распространенных элементов в земной атмосфере; причем в отличие от кислорода, главная его масса находится в свободном состоянии- 4 x 10¹⁵ т. Первичным источником кислорода на Земле мог бы быть аммиак:

4 NH₃ + 3O₂ = 2N₂ + 6H₂O

Азот принадлежит к числу важнейших биогенных элементов; он входит в состав белков и нуклеиновых кислот. Круговорот азота в географической оболочке осуществляется главным образом микроорганизмами - азотфиксирующими, нитрофицирующими и денитрофицирующими.

Азот в атмосфере играет также и роль разбавителя кислорода, регулируя темп окисления и, следовательно, скорость и напряженность биологических процессов.

Углекислый газ (СО₂) поступает в атмосферу из вулканов, в результате горения и как продукт дыхания животных и разложения органических соединений. Фотосинтез растений и дыхание животных поддерживают относительное равновесие в атмосфере кислорода и углекислого газа. Однако в крупных промышленных центрах содержание СО₂ существенно увеличивается.

Углекислый газ играет в географической оболочке очень важную роль. Он идет на образование живого вещества. Углекислота атмосферы палеозоя законсервирована в каменноугольных отложениях карбона. Вместе с водяным паром СО₂ создает так называемый «оранжерейный эффект»: пропускает к земной поверхности световую радиацию и задерживает, подобно стеклам оранжереи, длинноволновое тепловое излучение. Увеличение количества углекислого газа может привести к потеплению климата, к таянию материковых и горных ледников и повышению уровня Мирового океана.

Обязательной составной частью воздуха нижней атмосферы является вода. Вода в атмосфере находится в газовой фазе (в виде пара), в жидкой фазе (в виде капель облаков и дождя) и в твердой фазе (в виде кристаллов снега и града).

Почти вся атмосферная влага, около 90%, сосредоточена в нижнем 5-километровом слое тропосферы.

Нижние, более всего загрязненные, слои воздуха содержат минеральную пыль, продукты горения, вулканическую пыль, семена, споры и пыльцу растений, а также мельчайшие частицы морской соли, попадающие в воздух при разбрызгивании морской воды прибоем. Соль и некоторые другие взвешенные частицы, например продукты горения, играют роль ядер конденсации водяного пара в воздухе.

В верхнюю атмосферу проникает космическая пыль, в том числе и образующаяся при сгорании метеоритов. Подсчитано, что за год на Землю падает около 1 000 т космической пыли.

Частицы, взвешенные в воздухе, называются атмосферными аэрозолями. В связи с хозяйственной деятельностью человека количество аэрозолей постоянно возрастает и, следовательно, увеличивается мутность атмосферы.

Постоянный газовый состав удерживается в атмосфере до высоты 90-100 км. Эта часть атмосферы называется гомосферой (от греч. гомо - одинаковый). Выше 90-100 км происходит диссоциация (расщепление) молекул газа на атомы ультрафиолетовой и корпускулярной радиацией Солнца. Атмосфера выше 100 км называется гетеросферой (от греч. гетеро - разный).

8.2 Строение атмосферы

Воздушная оболочка Земли (атмосфера) находится под совместным и противоречивым воздействием с одной стороны Земли, а с другой - Солнца. Этим обстоятельством, а также свойствами газов, слагающих атмосферу, объясняется ее современное строение. Как и все другие сферы Земли, атмосфера состоит из концентрических слоев: тропосферы, стратосферы, мезосферы, термосферы и экзосферы. В географическую оболочку входят только тропосфера и нижняя часть стратосферы.

Нижней границей атмосферы условно считается поверхность суши и океанов, хотя и почвенный и растворенный в воде воздух взаимодействует с атмосферой.

Так как газ сжимаем, то в направлении вверх плотность воздуха постепенно уменьшается, и верхняя весьма разреженная атмосфера без четкой границы переходит в межпланетное пространство.

Тропосфера во всех отношениях - произведение земной поверхности, нагреваемой Солнцем. Высота тропосферы определяется интенсивностью вертикальной конвекции - восходящих и нисходящих токов воздуха (отсюда и название тропосферы - тропос - греч. поворот), вызванных нагреванием Земли. В экваториальных широтах конвекционные токи поднимаются до высоты 17 км, в умеренных - до 11 км, а в полярных - до 8 км. На этих высотах находится верхняя граница тропосферы. Средняя мощность тропосферы составляет примерно 11 км.

Мощность тропосферы изменяется не только с широтой, но и в зависимости от температуры воздуха при смене погод, с чем, собственно, связана интенсивность конвекции.

В тропосфере находится 80% всей массы воздуха, причем половина его сосредоточена в нижнем 5-километровом слое. Если у земной поверхности давление воздуха 1 013 мб. То близ верхней границы тропосферы оно равно около 280 мб, то есть уменьшается в четыре раза. Такую малую плотность воздуха могут переносить только микроорганизмы.

Географически чрезвычайно важным является тепловой режим тропосферы. Солнечные лучи проходят через нее, не нагревая воздуха. Источником тепла служит земная поверхность, нагретая Солнцем. Это, с одной стороны, создает конвекционные токи, а с другой - вызывает падение температуры с высотой за счет адиабатического охлаждения поднимающегося воздуха. Уменьшаясь в среднем на 6⁰С на каждый километр, температура вверху тропосферы снижается над экватором до - 70⁰С, а над северным полюсом до - 45⁰ и ниже.

Влияние земной поверхности простирается до 20 км, а далее нагревание воздуха происходит непосредственно Солнцем и действует особая термодинамическая система, независимая от земной поверхности. Таким образом, принадлежность 20-километрового слоя к географической оболочке обозначается как распространением живых организмов, так и тепловым воздействием земной поверхности. На этой высоте исчезают широтные различия в температуре воздуха и географическая зональность размывается.

Над тропосферой располагается тропопауза, представляющая собой тонкий переходный слой мощность около одного километра.

Над тропопаузой находится стратосфера (греч. стратос - слой).

Стратосфера начинается на тех высотах (8 км над полюсами и 16-18 км над экватором), за которые не распространяются конвекционные токи, хотя обмен воздухом между тропосферой и стратосферой происходит. В стратосфере содержится менее 20% воздуха атмосферы.

Падение температур в стратосфере прекращается; в нижней стратосфере (примерно до 20 км) температура остается постоянной (около - 60⁰-70⁰С). Выше, до 55 км, температура повышается до нескольких градусов выше нуля. Воздух на этой высоте нагревается непосредственно солнечными лучами: озон поглощает солнечную радиацию, причем на ультрафиолетовом, наиболее энергичном участке спектра.

В пределах стратосферы, как ранее упоминалось, находится озоновый слой. Озоновый экран, который устанавливает предел распространению живых организмов и тепловому влиянию земной поверхности, и является верхней границей биосферы и географической оболочки в целом. Стратосферу иногда справедливо называют озоносферой. В стратосфере происходит интенсивная вертикальная и горизонтальная циркуляция воздуха, вызванная неоднородным распределением в ней тепла.

Над нагретым слоем верхней атмосферы, после стратопаузы, то есть выше 55 км, лежит мезосфера, простирающаяся до высоты 80 км. В ней температура вновь падает до - 90 ⁰С.

На высотах от 80 до 90 км находится мезопауза с постоянной температурой - около 180⁰С.

Над мезопаузой расположена термосфера, простирающаяся до 800-1 000 км. Температура в термосфере устойчиво повышается: на высоте 150 км до 220⁰С, а на уровне 600 км до 1 500⁰С.

В термосфере под действием интенсивной ультрафиолетовой радиации Солнца постоянно нарушается строение молекул и атомов газов: от электронных оболочек отрываются некоторые электроны, в пространстве находятся и целые атомы и атомы, потерявшие электроны, и отдельные электроны. Такое состояние вещества называется сверхгазовым, или плазмой. Процесс расщепления атомов и образования заряженных электронов называется ионизацией. Поэтому термосферу называют еще и ионосферой. Главный максимум ионизации приурочен к высотам 300-400 км.

По отношению в биосфере термосфера (ионосфера) выполняет защитную роль. Поглощая рентгеновское излучение, термосфера защищает жизнь от вредного воздействия солнечной короны.

Выше 1 000 км начинается внешняя атмосфера, или экзосфера, простирающаяся до 2 000 - 3 000 км. В экзосфере скорость движения газов приближается к критической - 11,2 км/час и они рассеиваются в межпланетное пространство. Особенно интенсивно ускользают атомы водорода. Этот газ, очевидно, и господствует в экзосфере.

Водород, преодолевающий земное притяжение, образует около Земли корону, заканчивающуюся на высотах в 20 000 км.

Тропосферу и нижнюю стратосферу называют нижней атмосферой, а все более высокие слои - верхней атмосферой. На высотах 20-30 км иногда можно видеть перламутровые облака, образованные, вероятно, слоем космической пыли. В верхней мезосфере и в мезопаузе (на высоте около 80 км) изредка в сумерки видны серебристые облака. Природа их еще не изучена, но полагают, что они состоят из редко расположенных ледяных кристаллов. В слое ионизации образуется полярное сияние. Этот же слой, отражая радиоволны, обеспечивает дальнюю радиосвязь на Земле.

8.3 Понятие о солнечной радиации

Солнечная радиация (солнечное излучение) - это вся совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечная радиация состоит из следующих двух основных частей: во-первых, тепловой и световой радиации, представляющей собой совокупность электромагнитных волн; во-вторых, корпускулярной радиации.

На Солнце тепловая энергия ядерных реакций переходит в лучистую энергию. При падении солнечных лучей на земную поверхность лучистая энергия снова превращается в тепловую энергию. Солнечная радиация, таким образом, несет свет и тепло.



8.4 Интенсивность солнечной радиации. Солнечная постоянная

Солнечная радиация - это важнейший источник тепла для географической оболочки. Вторым источником тепла для географической оболочки является тепло, идущее от внутренних сфер и слоев нашей планеты.

В связи с тем, что в географической оболочке один вид энергии (лучистая энергия) эквивалентно переходит в другой вид (тепловая энергия), то лучистую энергию солнечной радиации можно выражать в единицах тепловой энергии - джоулях (Дж).

Интенсивность солнечной радиации должна быть прежде всего определена за пределами атмосферы, так как при прохождении через воздушную сферу она преобразуется и ослабевает. Интенсивность солнечной радиации выражается солнечной постоянной.

Солнечная постоянная - это поток солнечной энергии за 1 минуту на площадь сечением в 1 см², перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне атмосферы. Солнечная постоянная может быть также определена как количество тепла, которое получает в 1 минуту на верхней границе атмосферы 1 см² черной поверхности, перпендикулярной солнечным лучам.

Солнечная постоянная равна 1,98 кал / (см² х мин), или 1,352 кВт/ м² х мин.

Поскольку верхняя атмосфера поглощает значительную часть радиации, то важно знать величину ее на верхней границе географической оболочки, то есть в нижней стратосфере. Солнечная радиация на верхней границе географической оболочки выражается условной солнечной постоянной. Величина условной солнечной постоянной равна 1,90-1,92 кал / (см² х мин), или 1,32-1,34 кВт / (м² х мин).

Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Солнечная постоянная изменяется в связи с изменением расстояния от Солнца до Земли в процессе движения Земли по орбите. Как бы ни были малы эти колебания, они непременно сказываются на погоде и климате.

В среднем каждый квадратный километр тропосферы получает в год 10,8 х 10¹⁵ Дж. (2,6 х 10¹⁵ кал). Такое количество тепла может быть получено при сжигании 400 000 т каменного угля. Вся Земля за год получает такое количество тепла, которое определяется величиной 5,74 х 10²⁴ Дж. (1,37 х 10²⁴ кал).

8.5 Распределение солнечной радиации «на верхней границе атмосферы» или при абсолютно прозрачной атмосфере

Знание распределения солнечной радиации до ее вступления в атмосферу, или так называемого солярного (солнечного) климата, важно для определения роли и доли участия самой воздушной оболочки Земли (атмосферы) в распределении тепла по земной поверхности и в формировании ее теплового режима.

Количество солнечного тепла и света, поступающее на единицу площади, определяется углом падения углом падения лучей, зависящим от высоты Солнца над горизонтом, и продолжительностью дня.

Распределение радиации у верхней границы географической оболочки, обусловленное только астрономическими факторами, более равномерно, чем реальное распределение у земной поверхности.

При условии отсутствия атмосферы годовая сумма радиации в экваториальных широтах составляла бы 13 480 МДж/см² (322 ккал/см²), а на полюсах 5 560 МДж/м² (133 ккал/см²). В полярные широты Солнце посылает тепла немного меньше половины (около 42%) того количества, которое поступает на экватор.

Казалось бы, солнечное облучение Земли симметрично относительно плоскости экватора. Но это происходит только два раза в год, в дни равноденствия. Наклон оси вращения и годовое движение Земли обусловливают ассиметричное ее облучение Солнцем. В январскую часть года больше тепла получает южное полушарие, в июльскую - северное. Именно в этом заключается главная причина сезонной ритмики в географической оболочке.

Разница между экватором и полюсом летнего полушария невелика: на экватор поступает 6 740 МДж/м² (161 ккал/см²), а на полюс около 5 560 МДж/м² (133 ккал/см² в полугодие). Зато полярные страны зимнего полушария в это же время вовсе лишены солнечного тепла и света.

В день солнцестояния полюс получает тепла даже больше, чем экватор (46,0 МДж/м² (1,1 ккал/см²) и 33.9 МДж/м² (0,81 ккал/см²).

Таким образом, солярный климат на полюсах в годовом выводе в 2,4 раза холоднее, чем на экваторе. Однако надо иметь ввиду, что зимой полюсы вообще не нагреваются Солнцем.

Реальный климат всех широт во многом обязан земным факторам. Главнейший из них - ослабление радиации в атмосфере, и разное усвоение е земной поверхностью в различных географических условиях.

8.6 Изменение солнечной радиации при прохождении через атмосферу

Прямые солнечные лучи, пронизывающие атмосферу при безоблачном небе, называются прямой солнечной радиацией. Максимальная ее величина при высокой прозрачности атмосферы на перпендикулярной лучам поверхности в тропическом поясе равна около 1,05-1,19 кВт/м² (1,5-1,7 кал/см² х мин. В средних широтах напряжение полуденной радиации обычно составляет около 0,70-0,98 кВт /м² х мин (1,0-1,4 кал/см² х мин). В горах оно увеличивается.

...