Основные черты развития геосферы и планетарная дифференциация ее ландшафтов
Основные черты развития геосферы и планетарная дифференциация ее ландшафтов
Федеральное агентство по образованию
Томский государственный
университет
Геолого-географический факультет
Кафедра географии
реферат по физической
географии материков
Основные черты развития
геосферы и планетарная дифференциация ее ландшафтов
Томск 2007
Содержание
1. Понятие о геосфере
2. Представление о развитии земной
поверхности
3. Распределение солнечной энергии и
климатические пояса
4. Гидротермические условия и
продуктивность биомассы
5. Географические пояса
6. Географические пояса в океане
7. Планетарная модель географической
зональности
8. Вертикальная зональность
10. Динамика географической
зональности
11. Освоение человеком земной
поверхности и изменение природных ландшафтов
12. Антропогенная модификация
природных ландшафтов
13. Глобальные проблемы ландшафтной
дифференциации
Список использованной литературы
Геосферой называется сфера (полый шар) в составе Земли,
приблизительно симметричная относительно ее центра и состоящая преимущественно
из вещества, находящегося в одном и том же физическом состоянии (агрегатный
состав, плотность, пределы температуры и т.д.) [1]. Геосфера охватывает земную
кору, нижнюю атмосферу с озонным слоем, гидросферу и биосферу, проникающие друг
в друга и тесно взаимосвязанные обменом вещества и энергии [2].
Через границы в геосферу в определенных количествах
поступают вещество и энергия из недр Земли (магма и тепло) и из космоса (солнечная
энергия и метеориты). В геосфере лучистая энергия солнца трансформируется в
тепловую и взаимодействует с внутренней энергией Земли. Высвобождающееся
внутриземное тепло почти полностью расходуется на эндогенные процессы. Солнечная
энергия является главным источником жизни и многих других природных процессов
на Земле.
Верхняя граница геосферы четко фиксируется тропопаузой (на
высоте 9-10 км в приполярных широтах, 12-13 км в умеренных, 16-17 км в
тропических). Над тропопаузой распологается озоновый слой стратосферы с
максимальной концентрацией озона, который поглощает практически полностью
ультрафиолетовые лучи и защищает все живое в биосфере от их губительного
воздействия.
Нижнюю границу геосферы С.В. Калесник предложил проводить по
глубине современного гипергенеза - от нескольких десятков до 200-300 м, где под
влиянием солнечной энергии, воды, воздуха и организмов происходит
преобразование первичных минералов, возникших в нижних слоях земной коры, во
вторичные, более устойчивые в условиях температуры и давления у земной
поверхности.
Существует несколько гипотез происхождения Земли. По
современным представлениям около 5 млрд. лет назад сгущения газово-пылевого
облака, попавшего в гравитационное поле Солнца, послужили центрами образования
планет "путем вычерпывания роя частиц" [2]. В процессе превращения в
планету метеоритного вещества в планету выплавлялась рудная масса,
формировались ядро и силикатная кора.
Происхождение материков и океанов объясняется теорией
тектоники литосферных плит, механизма конвекционных "течений" подкоркового
вещества. Схематически она представляется в следующем виде: вследствие
продолжающейся гравитационной дифференциации магмы тяжелые фракции наращивают
металлизированное ядро, а наиболее легкие поднимаются к поверхности. Лава легко
прорывает тонкий осадочный слой в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов
и раздвигает плиты в стороны со скоростью 2-6 см/год. Часть аномально легкой
магмы "течет" под океанической литосферой в сторону континентов и
тоже содействует дрейфу плит, обновлению океанической коры.
Края океанических плит, наталкиваясь на более "плавучие",
но более толстые континентальные плиты, заглубляются под них под углом около
45°. Сжатие сопровождается нередко складкообразованием по кроям континентальных
плит. Опускание океанической коры и подстилающей нижней литосферы в менее
вязкую астеносферу с ее более высокой температурой и давлением приводит к
вулканизму и землетрясениям.
Рифтовая зона Срединно-Атлантического хребта является
наиболее активной. Она расширяется примерно на 6 см/год, отодвигая американские
плиты на запад, а Евразию на восток. Аравия, Индостан и Австралия "дрейфуют"
на северо-восток за счет раздвигания коры в рифтовой зоне Индийского океана,
вытянутой с юго-востока на северо-запад, к грабену Красного моря.
Наша планета получает 5628 · 1021Дж/год энергии
Солнца. Из общей величины солнечной радиации, поступающей на внешнюю
поверхность атмосферы, около 22% отражается от слоя облаков и 8% - остальной
атмосферой; 13% энергии поглощается озоновым слоем и 7% поглощается остальной
атмосферой, которая при этом несколько нагревается. И только половина прямой и
рассеянной радиации достигает земной поверхности; 7% от общего поступления
солнечной радиации отражается обратно в мировое пространство, а оставшиеся 43%
от общей величины поглощаются земной поверхностью, трансформируются в тепло и
являются энергетической базой развития ландшафтов в геосфере. Из 43% лучистой
энергии Солнца, трансформированной земной поверхностью в тепло, 15% в виде
тепловых волн излучаются в тропосферу и прогревают её, в значительной мере
определяя температуру воздуха. Остальные 28% составляют тепловой баланс земной
поверхности. Это тепло главным образом расходуется на физическое испарение,
отчасти на транспирацию и фотосинтез, а также на молекулярно-турбулентный
теплообмен между земной поверхностью и атмосферой (5%). Радиационный и тепловой
балансы существенно изменяются в зависимости от широты местности. Солнечная
радиация над океаном меньше, а радиационный баланс больше, чем над сушей. Это
связано с меньшей облачностью над сушей. Для суши характерны более высокие
показания альбедо и эффективного излучения. Суша получает солнечного тепла
больше, чем океан, и больше его отдаёт в мировое пространство. Радиационный
баланс поверхности океана значительно больше, чем над сушей, поскольку океан
почти в три раза больше расходует тепла на испарение, нежели суша.
Поясное распределение солнечного тепла на земной поверхности
определяет неравномерный нагрев атмосферного воздуха. Тропосфера Земли,
содержащая более 4/5 массы атмосферы, в тропиках прогревается от подстилающей
поверхности сильно, в приполярных широтах очень слабо. Поэтому над полюсами располагаются
холодные области с повышенным давлением, а у экватора - теплое
кольцо с пониженным давлением. За исключением приполярных и экваториальных
широт, на всём остальном пространстве преобладает западный перенос воздуха. Этому
есть две причины:
1. В верхней половине тропосферы градиент давления направлен
от тропиков, с одной стороны, к полюсам, а с другой - к экватору. В верхней
части тропосферы повсюду, кроме экваториального и субэкваториальных поясов,
господствует западный перенос воздуха, который частично увлекает за собой и
нижележащие приземные слоя.
2. При своём движении в господствующем западном переносе на
вращающейся Земле циклоны отклоняются к высоким широтам, а антициклоны - к
низким, создавая динамическую ложбину на севере умеренных широт и усиливая пояс
высокого давления под тридцатыми широтами. Вследствие этого у земной
поверхности наблюдается чередование атмосферного давления: экваториальный пояс
пониженного давления с восточным переносом воздуха; два тропических пояса
повышенного давления с нисходящими токами воздуха под тридцатыми широтами и
пассатами по приэкваториальной периферии барических гребней; два умеренных
пояса пониженного давления с западным переносом воздуха под шестидесятыми
градусами; две области повышенного давления над полюсами с преобладанием
восточных ветров по их периферии. Этим термобарическим поясам соответствуют
воздушные массы - экваториальный, тропический, умеренный и арктический.
В одних и тех же климатических поясах различаются морские и
континентальные воздушные массы, что усиливает фронтальную деятельность. При
проникновении одними фестонами одной воздушной массы в другую возникают области
высокого и низкого давления. Там, где фронты воздушных масс пересекаются с
направлением морских течений, образуются довольно устойчивые круглогодичные
центры действия атмосфер в которых возникают циклона или антициклоны.
Помимо круглогодичных центров действия атмосферы активно
действуют сезонные центры. Они возникают как результат термических контрастов
суши и моря.
Стационарные и подвижные барические образования содействуют
меридиональному обмену воздушных масс, переносу тепла и влаги из одних широт в другие
[2].
Продуктивность фитомассы в естественных условиях тесно
связана с сочетанием тепла и влаги. Сумма осадков, взятая вне режима тепла,
определяет лишь влажность воздуха и сток. Эмпирически замечено, что отношение
продуктивного увлажнения (осадки минус поверхностный сток) к радиационному
балансу хорошо коррелируют с приростом биомассы.
Доля осадков, выпадающих на суше за счёт
внутриконтинентального влагооборота, составляет примерно 25%. Остальные 75%
осадков выпадают над сушей за счёт привноса влаги с океана. Примерно половина
всех осадков выпадает в экваториальном и субэкваториальном поясах, 1/3 - в
умеренных широтах, 1/10 - в субтропических и тропических поясах, 1/20 - в
полярных областях.
В целом из выпавших на сушу атмосферных осадков 24% стекает
в реки, 64% просачивается в почву, 12% задерживается на поверхности почвы,
растений, строений, а затем испаряются. В итоге физическое испарение составляет
около 38% от суммы осадков. В течение года наземная растительность
транспирирует около 30 тыс. км3 воды. Поверхностный сток в
биологических процессах практически не участвует.
Общая биомасса Земли без учёта массы микробов оценивается
различными авторами в пределах от 2·1012 до 2,7·1012 т
сухой массы.
Самая высокая продуктивность фитомассы в естественных
фитоценозах приурочена к дельтам субэкваториального пояса - местами до 3 тыс. ц/га
сухого вещества в год. Дельты жаркого пояса, расположенные на стыке суши и моря,
более всего обеспечены теплом (до 504·103 Дж/ (см2·год),
грунтовым увлажнением и необходимыми питательными элементами в почве. Вегетация
продолжается круглый год. Высока продуктивность и на наветренных побережьях
жаркого пояса.
В тесной связи с гидротермическими условиями проявляется
географическая зональность геохимических процессов в коре выветривания и в
распространении основных типов почв. В каждом типе коры выветривания на суше
выделяют автоморфные и гидроморфные почвогрунты, отличающиеся по режиму валового
увлажнения. Автоморфные ландшафты обычно приурочены к водоразделам,
гидроморфные - к увлажнённым понижениям [2].
Шарообразность вращающейся планеты вызывает поясное распространение
на её поверхности солнечной энергии, что в свою очередь обусловливает
формирование основных воздушных масс, общую циркуляцию атмосферы, зональность
гидротермического режима, экзогенных и геохимических, в том числе почвенных
процессов и зональность в развитии и распределении биогеоценозов. Поскольку для
каждого пояса характерны свои направленность и ритмика природных процессов,
своя структура ландшафтных зон, эти пояса называются географическими.
Таким образом, широтно-вытянутые географические пояса,
выделенные по режиму тепла, основным воздушным массам и общему характеру их
циркуляции являются столь важными и наиболее крупными таксономическими
единицами природного районирования земной поверхности, как и её подразделение
на материки и океаны.
Географические пояса не являются однородными внутри себя по
режиму увлажнения и континентальности. Преобладание в одних частях пояса
морского, в других - континентального воздуха способствует секторной
дифференциации пояса и в пределах суши и в океанической части пояса. Сектора
различаются по количественной и сезонной ритмике, по интенсивности
биогеохимических процессов, а следовательно и по структуре зональности
ландшафтов.
Термические различия между поясами, а также между сушей и
океаном приводят к формированию постоянных и сезонных центров действия
атмосферы и морских течений. Воздействие океанов на сушу проявляются в
секторности географических поясов.
Многие авторы при зонально-типологической характеристике
геосферы пользуются обобщённым понятием "зональный тип ландшафта". Под
этим названием подразумевают наиболее типичные и распространённые ландшафты
конкретного пояса, обусловленные определёнными параметрами тепла и влаги на
разных морфоструктурах [2].
Положение географических поясов поверхностного слоя в океане
определяется:
теплом, испарением, солёностью и плотностью воды, которые
являются функцией радиационного баланса;
господствующими ветрами (циклоническими штормами, устойчивым
переносом воздуха, штилями) и морскими течениями; поскольку инерция движения
воды во много раз больше, чем воздуха, морские течения в соответствии с силой
Кориолиса и очертаниями берегов далеко выходят за пределы поясов господствующих
ветров и оказывают существенное влияние на другие пояса;
вертикальной циркуляцией воды, содержанием в ней кислорода,
планктона и высокоорганизованной фауны. Все эти факторы изменяются с широтой
постепенно. Для определения географических поясов в океане важны линии конвергенции
(сходимости) основных водных масс, кромки многолетних (летом) и сезонных (зимой)
льдов в приполярных областях; широтные оси центров высокого и низкого давлений.
По ту и другую стороны от этих осей ветры в господствующем переносе имеют
противоположное направление. Однако эти рубежи не всегда совпадают, что даёт
основание помимо поясов выделять переходные зоны.
Географические пояса в океане [2]:
Арктический пояс. Включает Арктический бассейн Северного
Ледовитого океана. Температура воздуха и поверхностного слоя океана
отрицательная. Океан покрыт многолетним льдом. Органическая жизнь сравнительно
бедна.
Субарктический пояс. Он включает некоторые районы океанов и
открытых морей. Южная граница находится в пределах распространения сезонных
льдов и айсбергов. Зимой в субарктическом поясе господствует арктический
воздух, летом - умеренный. В летнее время много света и достаточно тепла для
обильного развития фито - и зоопланктона (около 200 мг/м3), который
привлекает сюда косяки рыб, стаи птиц и даже китов.
Северный умеренный пояс. Господствует умеренный воздух,
имеющий западный перенос. Средняя годовая температура умеренной водной массы
около 10°. Это пояс активной циклонической деятельности, штормов, густой
облачности и осадков. Вода обогащена кислородом и питательными солями. Обилие
фитопланктона придаёт воде зеленоватый цвет. Богатые рыбные промыслы в этом
поясе дают около половины мирового улова рыбы.
Северный субтропический пояс. Средняя температура воды в
южном полушарии 15°, в северном-16°. Зимой господствуют умеренный воздух,
западный перенос и циклоническая деятельность; летом - тропический воздух,
высокое давление, неустойчивые ветры. Бездождевое тёплое лето обусловливает
высокое испарение и повышенную соленость (в среднем 38 ‰). Ослабление вертикального
перемешивания океанических вод уменьшает содержание в них кислорода и
планктона, в частности зоопланктона, до 50-100 мг/м3, что определяет
небольшие рыбные запасы.
Северный тропический пояс. Круглый год господствуют
тропический воздух высокое атмосферное давление. В северной части пояса ветры
неустойчивые, в южной части по перифериям динамических антициклонов формируется
северо-восточный пассат. Для пояса в целом характерны
малая облачность и ничтожное количество осадков. Средняя температура воды составляет
20°, что приводит к сильному испарению. В воде очень мало кислорода и планктона.
Вода прозрачная, синяя, морские организмы в ней разнообразны, но малочисленны. Содержание
зоопланктона 25 мг/м3.
Субэкваториальный пояс. Типична сезонная смена тропического
экваториального пояса. Большую часть года господствует устойчивый
северо-восточный и восточный пассат, летом - юго-западный муссон. Средняя
температура воды 25°. Недостаток кислорода и низкое содержание планктона (зоопланктона
50-70 мг/м3). По направлению к экватору облачность и количество
осадков сильно возрастают, а солёность воды уменьшается до 34 ‰.
Экваториальный пояс. Господствует тёплый и влажный
экваториальный воздух, густая облачность и фронтальные дожди, слабые ветры и
штили. Воздух насыщен влагой, морская вода прогревается до 28°С. Солёность ниже
нормали. Фауна исключительно разнообразна и довольно обильна (зоопланктона
более 100 мг/м3).
Для того чтобы лучше уяснить проявление географической
зональности - расположение поясов, основных секторов и зональных типов
ландшафтов на реальных материках, нужно представить себе гипотетически
однородный материк, размеры которого в мелком масштабе соответствовали бы
½ площади суши Земли, конфигурация - её расположению по широтам, а
поверхность представляет невысокую равнину, омываемую океаном.
Планетарный закон горизонтальной зональности ландшафтов суши
проявляется на обширных евроазиатско-африканских равнинах. Поэтому можно
показать наиболее полный план горизонтальной географической зональности на
схеме гипотетического материка, дополнив его недостающими фрагментами
зональности других материков.
Страницы: 1, 2
|