Студопедия — Литосферные круговороты. Вулканизм и землетрясения. Конвекционные движения в мантии как возможный источник движения литосферных плит.
Студопедия Главная Случайная страница Обратная связь

Разделы: Автомобили Астрономия Биология География Дом и сад Другие языки Другое Информатика История Культура Литература Логика Математика Медицина Металлургия Механика Образование Охрана труда Педагогика Политика Право Психология Религия Риторика Социология Спорт Строительство Технология Туризм Физика Философия Финансы Химия Черчение Экология Экономика Электроника

Литосферные круговороты. Вулканизм и землетрясения. Конвекционные движения в мантии как возможный источник движения литосферных плит.






Внутренние части земного шара находятся в твердом состоянии, переход вещества в жидкую фазу всегда локально ограничен и вызывается либо местным разогревом под действием скопления радиоактивных веществ, либо ослаблением давления без дополнительного нагрева. Таким образом, в земной коре имеются отдельные более или менее обширные очаги жидких или тестообразных минеральных масс, возникающие преимущественно в участках, подвергшихся разломам с образованием трещин и, где наиболее вероятно уменьшение давления на глубине. Содержащиеся в этой жидкой массе, называемой магмой, газы увлекают ее вверх, по направлению к земной поверхности. Движение это может закончится, пока магма еще не достигла поверхности; тогда она медленно застывает по землей и вновь становится твердым телом, дав начало магматическим горным породам, а именно интрузивным, или глубинным. Если же магма, достигая поверхности, выльется из нее и здесь затвердеет, то получившиеся в результате этого магматические породы называются эффузивными, или излившимися.

Вулканизмом называют совокупность процессов, связанных с проникновением в земную кору и излиянием на поверхность изнутри Земли расплавленной и насыщенной газами минеральной массы – магмы. Излившись на поверхность и потеряв летучие компоненты, магма превращается в лаву. Вулканы извергают также рыхлые продукты – пепел и камни.

Вулкан – геологическое образование, возникающее над тектоническими трещинами и каналами в земной коре, по которым из глубинных магматических очагов на земную поверхность извергаются вулканические продукты: лава, пепел, газы, водяные пары, обломки горных пород и др.

Вулканическая деятельность проявляется в создании специфических вулканических форм рельефа. Она же участвует в преобразовании океанической коры в континентальную.

Вулканизм – следствие и одно из проявлений современной тектонической активности Земли. Действующих вулканов сейчас насчитывается около 800, наиболее активных несколько более 50, потухших – десятки тысяч.

Современные вулканические процессы распространены вдоль молодых складчатых и тектонических подвижных областей и крупных разломов. Выделяют следующие вулканические пояса:

1. Тихоокеанский пояс («огненное кольцо») начинается на п-ове Камчатка, далее проходит через систему Курильских, Японских, Филиппинских о-вов, Новую Гвинею, Соломоновы, Ново-Гебридские, Ново-Зеландские о-ва, через море Росса, вулканические острова около Антарктиды, Огненную Землю, Анды, Центральную Америку, вдоль Кордильер и замыкается вулканами Алеутских островов.

2. Средиземноморская зона включает вулканы Апеннинского п-ова, о. Сицилии, Липарских о-вов, Эгейского моря, п-ова Малой Азии, Кавказа, Иранского нагорья, Зондских о-вов.

3.Атлантическая вулканическая область занимает о-ва Срединно-Атлантического хребта: Ян-Майен, Исландия, Азорские, Вознесения, Св. Елены, Мадейра, Канарские, Зеленого Мыса, Тристан-да-Кунья и др.

4. Индийская область вулканов расположена вдоль Срединно-Индийских подводных хребтов и охватывает Коморские о-ва, Мадагаскар, Маврикий, Реюньон, Кергелен, Крозе, Сен-Поль, Амстердам, Принс-Эдуард.

5. Восточно-Африканский пояс проходит вдоль великих Африканских разломов:

На материковых платформах и в возрожденных горах, тоже есть вулканы, но из них действовали в историческое время только десятки. Потухшие вулканы есть в Восточной Сибири, на Британских островах, в Центральной Европе, на Индостане, в Аравии, в Южной и Восточной Африке.

Землетрясением называют быстрые движения земной коры, вызывающие в ней устойчивые (т.е. сохраняющиеся и после прекращения движения) изменения. Глубина очагов землетрясений (гипоцентров) обычно не превышает 40-60 км, чаще всего 15-20 км. Однако в отдельных случаях (преимущественно по окраинам бассейна Тихого океана) очаги лежат гораздо глубже – до 300-700 км. На Земле в среднем каждый год бывает более 100 тыс. землетрясений, из них около 10% ощущается людьми. Вместе с тем землетрясения распределены по Земле далеко не равномерно. Их почти не бывает в центральной части Тихого океана (кроме Гавайских островов) и на всех древних платформах материков, что говорит об отсутствии здесь процессов горообразования (Канада, Бразилия, Русская платформа, Африка, Индия, Австралия и Антарктида).

Большая часть эпицентров землетрясений сосредоточена в областях альпийской складчатости и современных геосинклиналей.

Прежде всего надлежит выделить тихоокеанский пояс, в котором высвобождается около 80% сейсмической энергии Земли. Начинаясь дугой Алеутских островов, весьма активной в сейсмическом отношении, он тянется длинной полосой по западному краю Северной, Центральной и Южной Америки и через острова Южная Георгия, Южные Сандвичевы, Южные Оркнейские и Южные Шетландские.

Вторая часть тихоокеанского пояса обрамляет океан с запада, захватывая острова Новую Зеландию, Кермадек, Тонга, Новые Гебриды, Новую Гвинею, Каролинские, Марианские, Японские, Тайвань, Филипинны, Молуккские, Зондские и полуостров Камчатку.

Такое распределение очагов землетрясений свидетельствует о наличии в земной коре и в подкоровой области наклонной поверхности разлома, вдоль которой либо материки надвигаются на океаническое дно, либо подкоровое вещество перемещается от океанического дна под материк.

Менее сейсмичен европейско-азиатский пояс, на долю которого приходится 15% сейсмической энергии, выделяемой Землей. Он охватывает Средиземноморский бассейн, Кавказ, Иран, Памир, Тянь-Шань, область Гималаев, горные цепи Бирмы и Китая, а в России от Тянь-Шаня идет по горным системам в Прибайкалье и бассейн Амура.

19. Солнечная радиация – основной источник энергии в географической оболочке. Интенсивность прямой солнечной радиации. Отражение солнечной радиации. Поглащенная радиация. 20. Явления, связанные с рассеянием радиации. 21. Радиационный баланс и радиоционный бюджет географической оболочки. Тепловой баланс и режим земной поверхности и тропосферы.

Солнечная радиация – поток электромагнитного излучения, поступающий от Солнца. На верхней границе атмосферы интенсивность (плотность потока) солнечной радиации равна 8,3 Дж/(см2/мин). Количество теплоты, которое излучает 1 см2 черной поверхности в 1 мин при перпендикулярном падении солнечных лучей, называется солнечной постоянной (1,98 кал/см2/мин). Солнечная постоянная, вопреки своему названию, не остается постоянной. Она изменяется в связи с изменением расстояния Солнце – Земля в процессе движения Земли по орбите.

Количество солнечной радиации, получаемое Землей, зависит от:

1) расстояния между Землей и Солнцем (ближе всего к Солнцу Земля в начале января, дальше всего в начале июля; разница между двумя этими расстояниями – 5 млн. км, вследствие чего, Земля, в первом случае получает на 3,4% больше, а во втором на 3,5% меньше радиации, чем при среднем расстоянии от Земли до Солнца: в начале апреля и в начале октября);

2) угла падения солнечных лучей на земную поверхность, зависящего в свою очередь от географической широты, высоты солнца над горизонтом (меняющейся в течение суток и по временам года), характера рельефа земной поверхности;

3) преобразования лучистой энергии в атмосфере (рассеяние, поглощение, отражение обратно в мировое пространство) и на поверхности земли. Среднее альбедо Земли – 43%.

Поглощается около 17% всей радиации; озон, кислород, азот поглощают в основном коротковолновые ультрафиолетовые лучи, водяной пар и углекислый газ – длинноволновую ифракрасную радиацию. Атмосфера рассеивает 28% радиации; к земной поверхности поступает 21%, в космос уходит 7%. Та часть радиации, которая поступает к земной поверхности от всего небесного свода, называется рассеянной радиацией. Сущность рассеяния заключается в том, что частица, поглощая электромагнитные волны, сама становится источником излучения света и излучает те же волны, которые на нее падают. Молекулы воздуха очень малы, по размерам сопоставимы с длиной волн голубой части спектра. В чистом воздухе преобладает молекулярное рассеивание, следовательно, цвет неба – голубой. При запыленном воздухе цвет неба становится белесым. Цвет неба зависит от содержания примесей в атмосфере. При большом содержании водяного пара, рассеивающего красные лучи небо приобретает красноватый оттенок. С рассеянной радиацией связаны явления сумерек, белых ночей, т.к. после захода Солнца за горизонт верхние слои атмосферы еще продолжают освещаться.

Верхняя граница облаков отражает около 24% радиации. Следовательно, к земной поверхности в виде потока лучей подходит около 31% всей солнечной радиации, поступившей на верхнюю границу атмосферы, она называется прямой радиацией. Сумма прямой и рассеянной радиации (52%) называется суммарной радиацией. Соотношение между прямой и рассеянной радиацией меняется в зависимости от облачности, запыленности атмосферы и высоты Солнца. Распределение суммарной солнечной радиации по земной поверхности зонально. Наибольшая суммарная солнечная радиация 840-920 кДж/см2 в год наблюдается в тропических широтах Северного полушария (СП), что объясняется небольшой облачностью и большой прозрачностью воздуха. На экваторе суммарная радиация снижается до 580-670 кДж/см2в год из-за большой облачности и уменьшения прозрачности из-за большой влажности. В умеренных широтах величина суммарной радиации составляет 330-500 кДж/см2 в год, в полярных широтах – 250 кДж/см2 в год, причем в Антарктиде из-за большой высоты материка и небольшой влажности воздуха она немного больше.

Суммарная солнечная радиация, поступившая на земную поверхность, частично отражается обратно. Отношение отраженной радиации к суммарной, выраженное в процентах, называется альбедо. Альбедо характеризует отражательную способность поверхности и зависит от ее цвета, влажности и других свойств.

Наибольшей отражательной способностью обладает свежевыпавший снег – до 90%. Альбедо песков 30-35%, травы – 20%, лиственного леса – 16-27%, хвойного – 6-19%; сухой чернозем имеет альбедо 14%, влажный – 8%. Альбедо Земли как планеты принимают равным 35%.

Поглощая радиацию, Земля сама становится источником излучения. Тепловое излучение Земли – земная радиация – является длинноволновым, т.к. длина волны зависит от температуры: чем выше температура излучающего тела, тем короче длина волны испускаемых им лучей. Излучение земной поверхности нагревает атмосферу и она сама начинает излучать радиацию в мировое пространство (встречное излучение атмосферы) и к земной поверхности. Встречное излучение атмосферы тоже длинноволновое. В атмосфере встречаются два потока длинноволновой радиации – излучение поверхности (земная радиация) и излучение атмосферы. Разность между ними, определяющая фактическую потерю теплоты земной поверхностью, называется эффективным излучением, оно направлено в Космос, т.к. земное излучение больше. Эффективное излучение больше днем и летом, т.к. зависит от нагрева поверхности. Эффективное излучение зависит от влажности воздуха: чем больше в воздухе водяных паров или капелек воды, тем излучение меньше (поэтому зимой в пасмурную погоду всегда теплее, чем в ясную). В целом для Земли эффективное излучение равно 190 кДж/см2 в год (наибольшее в тропических пустынях – 380, наименьшее в полярных широтах – 85 кДж/см2 в год).

Земля одновременно получает радиацию и отдает ее. Разность между получаемой и расходуемой радиацией называется радиационным балансом,или остаточной радиацией. Приход радиационного баланса поверхности составляет суммарная радиация (Q) и встречное излучение атмосферы. Расход – отраженная радиация (Rk) и земное излучение. Разность между земным излучением и встречным излучением атмосферы – эффективное излучение (Еэф) имеет знак минус и является частью расхода в радиационном балансе:

Rб = Q - Eэф - Rk

Радиационный баланс распределяется зонально: уменьшается от экватора к полюсам. Наибольший радиационный баланс свойственен экваториальным широтам и составляет 330-420 кДж/см2 в год, в тропических широтах он снижается до 250-290 кДж/см2 в год (объясняется возрастанием эффективного излучения), в умеренных широтах радиационный баланс уменьшается до 210-85 кДж/см2 в год, в полярных широтах его величина приближается к нулю. Общая особенность радиационного баланса в том, что над океанами на всех широтах радиационный баланс выше на 40-85 кДж/см2, т.к. альбедо воды и эффективное излучение океана меньше.

Приходную часть радиационного баланса атмосферы (Rб) составляют эффективное излучение (Еэф) и поглощенная солнечная радиация (Rп), расходная часть определяется атмосферной радиацией, уходящей в космос (Еа):

-Rб = Еэф - Еа + Rп

Радиационный баланс атмосферы отрицательный, а поверхности – положительный. Суммарный радиационный баланс атмосферы и земной поверхности равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии лучистого равновесия.

Тепловой баланс – алгебраическая сумма потоков теплоты, приходящих на земную поверхность в виде радиационного баланса и уходящих от нее. Он складывается из теплового баланса поверхности и атмосферы. В приходной части теплового баланса земной поверхности стоит радиационный баланс, в расходной – затраты теплоты на испарение, на нагрев атмосферы от Земли, на нагрев почв. Расходуется теплота также на фотосинтез, почвообразование, но эти затраты не превышают 1%. Следует отметить, что над океанами больше затраты теплоты на испарение, в тропических широтах – на нагрев атмосферы.

В тепловом балансе атмосферы приходную часть составляет теплота, выделившаяся при конденсации водяных паров, и переданная от поверхности в атмосферу; расход складывается из отрицательного радиационного баланса. Тепловой баланс земной поверхности и атмосферы равен нулю, т.е. Земля находится в состоянии теплового равновесия.

Тепловой режим земной поверхности. Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность, получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью. В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности изменение температуры поверхности в течение суток. Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Дневные максимумы температуры поверхности суши могут достигать 800 С в субтропиках и около 600 С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры может летом достигать 400 С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 100 С.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года, обусловлен ходом солнечной радиации и зависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами; возрастает с увеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах (2-30), самая большая – в субарктических широтах на материках (более 600).

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара. Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты из низких в высокие широты, в зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом,в среднем он равен 0,60 на 100 м. Вместе с тем, ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3-0,40 до высоты 1,5 км; 0,5-0,6 – между высотами 1,5-6 км; 0,65-0,75 – от 6 до 9 км и 0,5-0,2 – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты, при пересчете на 100 м, исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).







Дата добавления: 2015-10-15; просмотров: 521. Нарушение авторских прав; Мы поможем в написании вашей работы!



Композиция из абстрактных геометрических фигур Данная композиция состоит из линий, штриховки, абстрактных геометрических форм...

Важнейшие способы обработки и анализа рядов динамики Не во всех случаях эмпирические данные рядов динамики позволяют определить тенденцию изменения явления во времени...

ТЕОРЕТИЧЕСКАЯ МЕХАНИКА Статика является частью теоретической механики, изучающей условия, при ко­торых тело находится под действием заданной системы сил...

Теория усилителей. Схема Основная масса современных аналоговых и аналого-цифровых электронных устройств выполняется на специализированных микросхемах...

Типовые ситуационные задачи. Задача 1.У больного А., 20 лет, с детства отмечается повышенное АД, уровень которого в настоящее время составляет 180-200/110-120 мм рт Задача 1.У больного А., 20 лет, с детства отмечается повышенное АД, уровень которого в настоящее время составляет 180-200/110-120 мм рт. ст. Влияние психоэмоциональных факторов отсутствует. Колебаний АД практически нет. Головной боли нет. Нормализовать...

Эндоскопическая диагностика язвенной болезни желудка, гастрита, опухоли Хронический гастрит - понятие клинико-анатомическое, характеризующееся определенными патоморфологическими изменениями слизистой оболочки желудка - неспецифическим воспалительным процессом...

Признаки классификации безопасности Можно выделить следующие признаки классификации безопасности. 1. По признаку масштабности принято различать следующие относительно самостоятельные геополитические уровни и виды безопасности. 1.1. Международная безопасность (глобальная и...

ОЧАГОВЫЕ ТЕНИ В ЛЕГКОМ Очаговыми легочными инфильтратами проявляют себя различные по этиологии заболевания, в основе которых лежит бронхо-нодулярный процесс, который при рентгенологическом исследовании дает очагового характера тень, размерами не более 1 см в диаметре...

Примеры решения типовых задач. Пример 1.Степень диссоциации уксусной кислоты в 0,1 М растворе равна 1,32∙10-2   Пример 1.Степень диссоциации уксусной кислоты в 0,1 М растворе равна 1,32∙10-2. Найдите константу диссоциации кислоты и значение рК. Решение. Подставим данные задачи в уравнение закона разбавления К = a2См/(1 –a) =...

Экспертная оценка как метод психологического исследования Экспертная оценка – диагностический метод измерения, с помощью которого качественные особенности психических явлений получают свое числовое выражение в форме количественных оценок...

Studopedia.info - Студопедия - 2014-2024 год . (0.011 сек.) русская версия | украинская версия