История Земли и происхождение материков и океанов
Историю Земли делят на два этапа: космогонический и геологический. Первый длился около 3 миллиардов лет, в течение которых Земля формировалась из космической пыли как планета. Геологический возраст продолжается около 4,6 миллиардов лет – с тех пор, как Земля стала планетой. Геологическую историю Земли подразделяют на 2 эона: криптозой (докембрий), длившийся почти 4 миллиарда лет (это около 90% всей геологической истории), и фанерозой (около 570 миллионов лет). Эоны делятся на эры. В криптозое две эры: архей и протерозой (приблизительно по 2 миллиарда лет каждая). В позднем протерозое выделяют период – венд (110 млн. лет). В фанерозое выделяют три эры: палеозой (340 миллионов лет), который расчленен на 6 периодов (кембрий, ордовик, силур, девон, карбон, пермь); мезозой (160 миллионов лет), который расчленен на 3 периода (триас, юра, мел); кайнозой (63 миллиона лет) расчленен тоже на 3 периода (палеоген, неоген, четвертичный период). Периоды кайнозоя в свою очередь включают эпохи: палеоген – палеоцен, эоцен и олигоцен; неоген – миоцен и плиоцен; четвертичный период – плейстоцен и голоцен.
Интересной является теория происхождения материков и океанов на нашей планете. До XIX в. была признана гипотеза фиксизма о незыблемости (фиксированности) положений континентов и решающем значении вертикальных движений земной коры. В начале XX в. появилась гипотеза мобилизма, согласно которой плиты земной коры способны перемещаться в горизонтальном направлении. Основоположником концепции дрейфа континентов считается немецкий геофизик А. Вегенер. Вегенер ошибочно считал, что движутся материки, а не литосферные плиты. Начиная с 60-х годов нашего столетия, эта гипотеза переросла в теорию тектоники литосферных плит (теория неомобилизма), или как еще называют: теорию динамики литосферных плит. В настоящее время установлено, что литосфера разбита на 7 крупных литосферных плит: Северо-Американскую, Южно-Американскую, Евроазиатскую, Африканкую, Индо-Австралийскую, Антарктическую и Тихоокеанскую и несколько более мелких плит: Наска, Хуан-де-Фука, Кокос, Карибскую, Аравийскую, Индокитайскую, Китайскую, Охотскую, Филиппинскую. Сами материки оказываются как бы впаянными в литосферные плиты.
|
|
|
Перемещение плит происходит под действием конвекции нагретого вещества в недрах Земли. Движутся плиты по астеносфере в горизонтальном направлении, и т.к. Земля шарообразна, то каждая из плит имеет еще свой центр поворота. Скорость движения плит от 1 до 10 см в год.
Литосферные плиты при своем движении взаимодействуют: сталкиваются (это явление называют коллизией), удаляются друг от друга (спрединг), пододвигаются одна под другую (субдукция), испытывают параллельное скольжение и торошение.
|
|
|
Во второй половине протерозоя на Земле существовал гигантский единый праматерик Пангея-1, представлявший собой континентальное полушарие Земли, в другом полушарии был Тихий океан. В конце протерозоя Пангея-1 раскололась на северный ряд материков (древние платформы): Северо-Американскую, Восточно-Европейскую, Сибирскую и огромный южный материк Гондвану, в который входили Южная Америка, Австралия, Аравия, Индостан, Антарктида (без гор).
В палеозое в результате байкальской, каледонской, герцинской складчатости (в результате образования гор) в геосинклинальных поясах, разделяющих северные платформы, образовался единый материк Лавразия. В конце палеозоя к Лавразии присоединилась Гондвана и вновь образовался единый суперконтинент Пангея-2, который просуществовал до начала мезозоя (конец триаса). Затем началось образование обширного геосинклинального пояса между Лавразией и Гондваной, между ними возник океан Тетис. Далее с возникновением впадины Атлантического океана Лавразия разделилась на Северную Америку и Евразию, с возникновением Атлантического и Индийского океанов Гондвана распалась на нынешние современные южные материки. Раскрытие Индийского океана сопровождалось смещением Африки с Аравией и Индостана к северу и Австралии к востоку. Это привело в начале кайнозоя к сжатию земной коры в океане Тетис. На его место поднялись в кайнозое высочайшие горы Альпийско-Гималайского пояса, к которым на юге присоединились глыбы Индостана и Аравии. Столкновение континентальных масс Гондваны и Евразии сопровождалось повторным орогенезом (горообразованием) и образованием пояса вторичных гор (возрожденных и омоложенных) в Азии и на побережье Охотского моря.
|
|
|
В настоящее время развитие земной коры продолжается в Тихоокеанском окраинно-материковом поясе, в Антильско-Карибском и Индонезийском регионах. Здесь, в этих зонах, по сей день продолжаются активные горообразовательные процессы, вулканизм, землетрясения. Эти зоны Земли можно рассматривать как современные геосинклиналии.
Итак, основу каждого современного материка образует древняя докембрийская платформа (у Евразии несколько платформ – ядер материка). Самой древней океанической впадиной докембрийского возраста является земная кора Тихого океана. «Пород более древних, чем юрские, в строении океанической коры не обнаружено… Тихий океан, существовавший с давнего времени, испытал «омоложение» своей коры путем спрединга»[4].
|
|
|
Общая характеристика земной поверхности
На земной поверхности преобладает вода. Поэтому нашу планету иногда называют не планета Земля, а планета «Океан». Вся поверхность Земного шара составляет 510 млн. км2, из нее на сушу приходится только 149 млн. км2, т.е. 29%, остальные 361 млн. км2 (71%) – вода. Суша на Земле представлена шестью материками: Евразия, Африка, Северная Америка, Южная Америка, Антарктида, Австралия и огромным количеством островов. На Земле четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый. Некоторые ученые предлагают выделять еще пятый – Южный Ледовитый океан.
В расположении материков наблюдается ряд особенностей:
1. Большая часть суши сосредоточена в северном полушарии: на сушу в нем приходится 39%, тогда как в южном только 19% от площади южного полушария.
2. В умеренных широтах северного полушария почти сплошное кольцо суши, а в южном полушарии в умеренных широтах - кольцо воды.
3. «Материки и океаны являются антиподами. Так, например, Антарктида лежит против Северного Ледовитого океана, Северная Америка – против Индийского океана, Австралия – против Атлантики. Только Южная Америка лежит против суши – Юго-Восточной Азии»[5].
4. Большинство материков имеет клиновидную, треугольную форму: они сужаются к югу.
5. Между площадями материков и их средними высотами существует определенная зависимость: чем больше площадь материка, тем выше его средняя высота (исключение только для Антарктиды).
6. Наиболее высокие вершины мира и глубочайшие на поверхности суши депрессии находятся на крупных материках.
7. Северные материки имеют широкую материковую отмель и сильно изрезанную береговую линию, южные материки – нет.
Важная черта эволюции Земного шара – дифференциация вещества. Ее выражением служит оболочечное строение Земли. Земное ядро, мантия, литосфера, гидросфера, атмосфера образуют основные сферы Земли, отличающиеся химическим составом и качественно различным состоянием вещества. Земные сферы отличаются друг от друга не только составом, но и мощностью, а также различной степенью дифференциации.
Атмосфера – верхнее воздушное покрывало Земли; она имеет слоистое строение. Гидросфера – водная сфера Земли, сравнительно маломощная и несплошная. Литосфера – верхняя твердая (каменистая) сфера Земли, включающая в себя земную кору и верхний слой мантии. Биосфера – сфера жизни (живые организмы Земли), самая молодая оболочка.
Выделяют еще и ноосферу – сферу человеческого разума.
Тема. АТМОСФЕРА
План
1. Строение и состав атмосферы
2. Солнечная радиация
3. Тепловой режим подстилающей поверхности и тропосферы
4. Распределение температур на Земле
5. Вода в атмосфере
6. Оптические явления в атмосфере
7. Атмосферные осадки
8. Атмосферное давление и ветры.
9. Воздушные массы и атмосферные фронты.
10. Общая циркуляция атмосферы. Циклоны и антициклоны.
11. Погода и климат.
Строение и состав атмосферы
Атмосфера – это воздушная оболочка Земли. Нижней границей атмосферы является поверхность Земного шара. Верхняя граница атмосферы сильно «размыта». Ее условно проводят на высоте 1000 – 3000 км, но «следы» ее – молекулы воздуха могут быть обнаружены даже на высоте около 10000-20000 км. Верхняя граница атмосферы постепенно переходит в межпланетное пространство. Большая часть воздуха – до 90% – сосредоточена в приземном шестнадцатикилометровом слое.
Чистый и сухой воздух представляет собой смесь нескольких газов: азота (около 78%), кислорода (почти 21%), аргона (около 0,9%), углекислого газа (0,03%). Есть в воздухе и другие газы: неон, криптон, ксенон, гелий, метан, водород, радон – общее их содержание менее 0,01%.
Нижний слой воздуха до высоты примерно 100-120 км называется гомосферой, он однороден по составу. Выше гомосферы лежит слой гетеросферы, в котором состав атмосферного воздуха меняется с высотой.
Кроме газов, в воздухе содержится водяной пар. В приполярных районах приземный воздух содержит всего 0,1-0,2% влаги, а в приэкваториальных районах – около 3% (с высотой количество водяного пара резко убывает). В умеренных широтах зимой его 0,1%, летом – до 4%.
В атмосфере на высоте до 50 км присутствует трехатомный кислород – озон. На высоте около 25 км озон достигает максимальной концентрации, образуя так называемый озоновый экран, который защищает все живое Земли от губительных ультрафиолетовых лучей.
В атмосфере Земли присутствуют также аэрозольные примеси: пыль, дым, микроорганизмы, пыльца растений, морская соль, космическая пыль и т.п. Мелкие аэрозольные частицы являются ядрами конденсации, которые способствуют образованию тумана и облаков.
По характеру изменения температуры атмосферу делят на следующие слои (снизу вверх): тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера. Между этими слоями имеются относительно тонкие прослойки – переходные зоны – «паузы»: тропопауза, стратопауза, мезопуза, термопауза.
Тропосфера – нижний слой атмосферы; она содержит более 80% массы воздуха атмосферы. Мощность тропосферы: от 18 км над экватором до 9 км над полюсами. В умеренных широтах ее средняя толщина 12 км. В тропосфере находится почти весь водяной пар. Все метеорологические процессы происходят преимущественно в тропосфере: перемешивание воздуха, образование облаков, выпадение осадков и т.п. На каждые 100 м высоты температура убывает в среднем на 0,65оС[6].
Нижний слой тропосферы (до 50-100 м), непосредственно примыкающий к земной поверхности, называется приземным слоем. В нем особенно резко выражены суточные и годовые колебания температур.
Тропопауза – переходный слой от тропосферы к стратосфере.
В тропопаузе существуют струйные течения – сильные ветры в виде потоков воздуха со скоростями до 300 км/ч.
Стратосфера простирается примерно до высоты 50 км. Температура в стратосфере с высотой повышается от –60оС,–80оС до 0оС. В пределах стратосферы сосредоточена максимальная концентрация озона (на высоте 25-27 км от поверхности Земли). В стратосфере почти отсутствует водяной пар. Поэтому обычные облака в стратосфере не образуются. Только изредка на высоте около 25 км могут наблюдаться перламутровые облака (предполагают, что они состоят из переохлажденных водяных капель) перед восходом или после захода Солнца. В стратосфере дуют сильные ветры.
Стратопауза – переходный слой от стратосферы к мезосфере.
Мезосфера простирается до 80-90км. В ней температура падает с высотой от 0оС до –90оС. В мезосфере на высоте около 80 км в летний период в северных и южных умеренных широтах (примерно 50о с.ш. и 50о ю.ш.) на фоне сумеречного неба могут наблюдаться серебристые облака. Вероятно, они формируются так: метеорная пыль служит ядрами конденсации, на которых образуются ледяные кристаллы. Водяные пары переносятся на данную высоту из нижних слоев атмосферы. Мезосфера сильно разрежена.
Мезопауза – переходный слой к термосфере.
Термосфера простирается приблизительно до 800 км. Температура в ней с высотой растет, достигая на верхних пределах +1500оС, +2500оС. Скорости движения частиц газов в термосфере огромны, но при крайней разреженности пространства столкновения их очень редки. Поэтому высокая температура не ощущается.
В термосфере проходит слой ионосферы (от 80 до 400 км), в котором воздух сильно ионизирован. Ионосфера отличается высокой электрической проводимостью. Благодаря ионосфере, на Земле возможна радиосвязь. Именно в термосфере под влиянием солнечного ветра возникают полярные сияния. Воздух термосферы очень сильно разрежен.
Термопауза – переходный слой к экзосфере.
Экзосфера – внешняя, верхняя сфера Земли, она постепенно переходит в межпланетное пространство. Температура в экзосфере с высотой падает до значений космического холода. Это наиболее сильно разреженная часть атмосферы. В верхних слоях экзосферы постоянно улетучиваются наиболее легкие газы, вследствие чего масса атмосферы уменьшается.
Значение атмосферы для Земли огромно. Она предохраняет Землю от падающих на нее метеоритов, поглощает губительное ультрафиолетовое излучение Солнца. Атмосфера защищает Землю от переохлаждения. Атмосфера – среда существования и развития организмов на Земле.
Серьезное изучение атмосферы началось в 30-е годы XX в., когда появились первые шары-зонды. Сейчас применяют радиозонды, которые запускают с научно-исследовательских судов и с суши. С 1950 г. регулярно запускают специальные метеорологические ракеты, а с 1957 г. стали запускать искусственные спутники Земли, в частности, метеоспутники. В России изучение атмосферы обеспечивает Гидрометеорологическая служба. Основным органом, организующим работы в области метеорологии и контроля за окружающей средой, в нашей стране является Государственный Комитет России по гидрометеорологии (Госкомгидромет). Различные гидрометеорологические и геофизические наблюдения и работы, контроль за окружающей средой ведут несколько тысяч станций, постов и лабораторий. Данные станций, постов, лабораторий поступают в гидрометеорологические обсерватории (они находятся обычно в административных центрах), а затем в Гидрометеоцентр страны. В последние годы стал широко использоваться мониторинг. Мониторинг – система наблюдения, слежения, оценки и прогноза состояния окружающей среды.
Одной из основных наук об атмосфере является наука метеорология. Метеорология состоит из нескольких научных дисциплин: физика атмосферы, химия атмосферы, динамическая метеорология, синоптическая метеорология. Физика атмосферы подразделяется на физику приземного слоя, аэрологию (изучает верхние слои атмосферы – «свободную» атмосферу), актинометрию (изучает солнечную радиацию в атмосфере), атмосферную оптику, атмосферное электричество, атмосферную акустику.
Другой наукой об атмосфере является климатология – наука о климате.
В настоящее время происходит загрязнение атмосферного воздуха, растет содержание вредных примесей в воздухе городов, увеличивается запыленность приземного слоя и концентрация углекислого газа в атмосфере, разрушается озоновый экран. Основными загрязнителями атмосферы на Земле являются промышленные предприятия, ТЭС, автомобильный транспорт и т.п. Таким образом, остро встает проблема охраны атмосферы от все нарастающего антропогенного воздействия. Решение этой проблемы, как и других аналогичных экологических проблем, требует совместных усилий всех народов и стран Земли.
Солнечная радиация
Земля вращается в потоке солнечных лучей, т.е. в потоке солнечного излучения. Солнечной радиацией (излучением) называют совокупность солнечной материи и энергии, поступающей на Землю. Солнечное излучение состоит из теплового и светового излучения (электромагнитные волны) и корпускулярной радиации. (Радиация в переводе с латинского «излучаю»).
Солнечная радиация на 46% состоит из видимого излучения, т.е. лучей видимой области спектра; на 7% из ультрафиолетовой радиации и на 47% из инфракрасной радиации, которая находится в невидимой части спектра. Для характеристики солнечной радиации, ее интенсивности вводят солнечную постоянную:
кал
Jо » 2 ------------.
см2·мин
В течение года солнечная постоянная очень мало изменяется, ее годовые колебания составляют ± 3%.
Интенсивность солнечной радиации зависит от угла падения лучей. Максимальное количество радиации получает поверхность, перпендикулярная направлению солнечных лучей. Чем меньше угол падения лучей, тем меньше доля солнечной радиации, попадающей на земную поверхность.
J1=Jо·sina, где Jо – интенсивность солнечной радиации при отвесном падении лучей или солнечная постоянная, J1 – интенсивность солнечной радиации при падении солнечных лучей под углом a.
Угол падения солнечных лучей a (высота Солнца) может быть равен 90о только между тропиками (т.е. от 23,5о с.ш. до 23,5о ю.ш.). На остальных широтах высота Солнца над горизонтом всегда меньше 90о.
Вследствие того, что в течение года и в течение суток высота Солнца на всех широтах непостоянная, количество солнечного тепла, получаемого поверхностью, непрерывно изменяется.
Количество солнечной радиации, получаемой земной поверхностью, находится в прямой зависимости от продолжительности солнечного освещения. В экваториальных широтах количество солнечного тепла в течение года не испытывает больших колебаний. В полярных широтах эти колебания особенно велики и зависят от сезона. В умеренных широтах они также зависят от времени года.
Атмосфера Земли поглощает и рассеивает лучи – следовательно, ослабляет поступление солнечной радиации. Ослабляют приток солнечной радиации водяные пары, твердые примеси (пыль и т.п.). При этом изменяется спектральный состав солнечной радиации. При различной высоте Солнца над земной поверхностью солнечные лучи в атмосфере проходят неодинаковый путь, в результате этого спектральный состав солнечной радиации различный. В атмосфере сильнее всего рассеивается коротковолновое излучение Солнца, т.е. фиолетовые, синие, голубые лучи, поэтому небо имеет голубой цвет. При этом рассеивание света происходит на очень маленьких, случайно возникающих сгущениях молекул воздуха. Для капель тумана и облаков рассеивание одинаково для всех участков спектра (это так называемое нейтральное рассеивание). Следовательно, наличие примесей в воздухе придает небу белесоватый оттенок, а густой туман и облака имеют белый цвет.
Когда Солнце в зените или высоко над горизонтом, солнечные лучи проходят наиболее короткий путь через атмосферу m1, при этом небо выглядит голубым. По мере опускания Солнца к горизонту путь лучей в атмосфере увеличивается, и, когда Солнце находится у горизонта, лучи проходят наибольший путь m2 (наибольшую толщу атмосферы). При этом коротковолновое излучение (фиолетовые, синие, голубые лучи) практически полностью рассеивается в атмосфере, а до нас доходят только длинноволновые лучи (желтые, оранжевые, красные). Этим и объясняется цвет утренней и вечерней зари, желтоватая и красная окраска Солнца и Луны вблизи горизонта.
Ослабление солнечной радиации в атмосфере описывается формулой Буге: J1= Jо·pm , где J1 – интенсивность солнечной радиации, дошедшей до Земли; Jо – солнечная постоянная; m – путь луча в атмосфере (масса атмосферы); p – коэффициент прозрачности.
При положении Солнца в зените (a=90о) m=1. Если Солнце у горизонта (a=0о), m=34.
Таким образом, когда Солнце у горизонта, путь (m) , проходимый лучами, возрастает в 34 раза. Величина «p» зависит от содержания водяных паров и аэрозолей в атмосфере.
Кроме коэффициента прозрачности, используют еще один показатель: фактор мутности – отношение прозрачности реальной атмосферы к прозрачности идеальной. Он зависит от содержания водяного пара и пыли и всегда больше 1. Фактор мутности зависит также от географической широты. С увеличением широты ( к полюсам) фактор мутности уменьшается от 4,6 до 2. В умеренных широтах он около 3, при вторжении арктического воздуха снижается до 2, а при вторжении тропического континентального увеличивается до 4. Числовые значения фактора мутности показывают, какое число идеальных атмосфер должен был бы пройти солнечный луч, чтобы ослабление солнечной радиации оказалось таким же, как в реальной атмосфере[7].
Вся солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, называется суммарной радиацией. Она состоит из прямой радиации и рассеянной. При ясном небе и большой высоте Солнца над горизонтом преобладает прямая солнечная радиация, при облачном небе Земли достигает только рассеянная.
Распределение суммарной солнечной радиации на Земле имеет зональный характер. Наибольшее годовое количество суммарной радиации получает поверхность тропических пустынь (особенно Восточная Сахара и центральная часть Аравии), к экватору суммарная радиация несколько меньше (из-за увеличения облачности). В умеренных и полярных широтах суммарная радиация уменьшается.
Поступающая на Землю суммарная радиация частично поглощается, а частично отражается. Отношение количества радиации, отраженной от поверхности, к количеству падающей, называется альбедо (a). Альбедо характеризует отражательную способность наземной и водной поверхности; выражается она дробью или в процентах.
1 – a –- коэффициент поглощения.
Альбедо зависит от свойств и состояния отражающей поверхности (цвета, влажности, шероховатости и т.п.). Наибольшую отражательную способность имеют свежевыпавший снег (90%) и облака (до 80%), наименьшее альбедо имеет свежевспаханная черноземная почва – менее 8%. Темные тела имеют меньшую отражательную способность, чем светлые, поэтому темная поверхность нагревается быстрее, чем светлая.
Альбедо водной поверхности сильно зависит от высоты Солнца. При отвесном падении лучей (тропический пояс) альбедо воды 25% (т.е. почти вся энергия поглощается). При малых высотах Солнца над горизонтом альбедо становится до 70%, т.е. большая часть радиации отражается (на полярных широтах летом и умеренных широтах зимой).
Альбедо Земли как планеты в целом составляет почти 35%.
Всякое тело, обладающее температурой выше абсолютно нуля (-273оС), излучает энергию. Чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых лучей. Раскаленное Солнце посылает в пространство коротковолновое излучение. Земля поглощает это излучение, как следствие нагревается, и сама становится источником излучения. Но так как Земля имеет невысокую температуру, то ее излучение длинноволновое в невидимом диапазоне спектра.
Атмосфера, поглощая часть солнечной энергии и большую часть земной энергии, сама начинает излучать энергию, во-первых, в мировое пространство, во-вторых, к земной поверхности (встречное излучение). Встречное излучение тоже длинноволновое, невидимое. Разность между встречным излучением и излучением земной поверхности называется эффективным излучением. Оно особенно велико ночью.
Свойство атмосферы сохранять тепло, излучаемое земной поверхностью, называют оранжерейным, или парниковым эффектом.
Земля одновременно получает солнечную радиацию и отдает ее. Разность между приходом и расходом солнечной радиации называют радиационным балансом (остаточная радиация). Приходную часть радиационного баланса составляет суммарная радиация (прямая и рассеянная) и встречное излучение атмосферы. Расходную часть – альбедо (отраженная радиация) и длинноволновое излучение земной поверхности. Величина радиационного баланса определяется уравнением: R=Q ·(1-a) – Jэф., где Q – суммарная солнечная радиация, a – альбедо, Jэф. – эффективное излучение. Если приход больше расхода, то радиационный баланс положительный, если наоборот – отрицательный.
Радиационный баланс зависит от многих факторов: высоты Солнца, продолжительности солнечного сияния, характера земной поверхности, замутненности атмосферы, содержания в ней водяного пара.
Если солнечную радиацию, идущую от Солнца, принять за 100%, а альбедо Земли – 33%, то 67% солнечной радиации поглощается земной поверхностью и атмосферой, причем 45% из них поглощается земной поверхностью, а 22% – атмосферой (водяные пары, озон, углекислый газ, примеси, капли облаков и т.п.).
Солнечная радиация
100%
отраженная радиация поглощенная радиация
(альбедо) 33% 67%
атмосферой земной
22% поверхностью 45%
Наибольшие значения радиационного баланса за год характерны для экваториальных и тропических широт. В умеренных и полярных широтах годовая величина радиационного баланса уменьшается с увеличением широты. На большей части Земли годовой радиационный баланс положительный. Он является отрицательным лишь над центральной Антарктидой и почти равен нулю над Арктикой.
Дата добавления: 2019-02-13; просмотров: 144; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!