Климат евразии

В климате Евразии проявляются особенности, связанные с огромными размерами ее территории. Положение основной части материка между экватором и Северным полярным кругом, массивность восточной и центральной частей, расчлененность западной и южной окраин, влияние океанических бассейнов, сложное устройство поверхности создают в Евразии исключительное разнообразие климатических условий.

Рассмотрим, как изменяются метеорологические условия в Евразии по сезонам.

Зимой контрасты в нагревании и распределении давления над материком, с одной стороны, и Атлантическим и Тихим океанами — с другой, выражены особенно сильно. На картах январских изобар над Евразией и соседними океаническими бассейнами отчетливо выявляются следующие барические области (рис. 7).

Рис. 7. Давление воздуха и ветры в январе

В северной части Атлантического океана существует замкнутая область пониженного давления (Северо-Атлантический, или Исландский, минимум), обусловленная воздействием теплого Северо-Атлантического течения и частым прохождением глубоких циклонических депрессий, движущихся от берегов Северной Америки на восток. В связи с воздействием теплого течения и глубоким проникновением морских бассейнов в глубь континента пониженное давление распространяется также на южную часть Северного Ледовитого океана и западное побережье Европы.

Границы наибольшего распространения плавучих льдов(в марте, апреле — для северного полушария, в сентябре для южного полушария) Области, для которых величины радиационного баланса не определены: горные области материковые льды озера и моря области с морскими

Южнее, 30° с.ш., существует область высокого давления (Северо-Атлантический, или Азорский, максимум), являющаяся частью субтропической зоны высокого давления северного полушария. Взаимодействие этих барических областей имеет особенно большое значение для формирования метеорологических условий в Европе. Воздух, оттекающий по северной и восточной периферии Северо-Атлантического максимума, вовлекается в область пониженного давления над Северной Атлантикой и западной окраиной Европы, создавая в умеренных широтах систему циклонических ветров западного и юго-западного направления, дующих с относительно теплого океана на материк и приносящих много влаги. В полярных широтах в это время преобладают ветры с восточной составляющей. Основные пути движения циклонических депрессий зимой проходят через Исландию, Скандинавский полуостров и Баренцево море. Над акваториями Средиземного моря, аккумулирующими большое количество тепла, зимой развивается местный циклогенез. Наиболее часто циклоны образуются над Лигурийским морем и Лионским заливом, над южной частью Тирренского моря и островом Кипр. Отсюда они направляются на восток и северо-восток, проникая в отдельные годы вплоть до долины Инда.

Прохождение циклонов в Европе сопровождается пасмурной погодой с дождем или мокрым снегом, типичной для западноевропейской зимы. Часто морской воздух умеренных широт сменяется арктическим, вызывающим резкое снижение температуры и уменьшение осадков. Арктический воздух распространяется на юг, но сравнительно редко проникает в южную часть Европы, так как задерживается субширотно расположенными горными хребтами. Чем дальше к востоку, тем вторжения арктического воздуха чаще и продолжительнее.

При движении западного воздушного потока над континентом происходит его охлаждение и иссушение. Во внутренних районах Азии в связи с выхолаживанием приземных слоев атмосферы создается область повышенного давления, над которой в верхней тропосфере образуется ложбина. Трансформированный воздух, идущий с запада, вовлекается в эту ложбину, охлаждается и оседает, пополняя область высокого давления в приземных слоях. Сказывается также влияние рельефа внутренних частей Азии: высокие горные сооружения, поднимающиеся южнее области формирования максимума, препятствуют растеканию холодных воздушных масс и способствуют концентрации их на сравнительно ограниченном пространстве. В результате взаимодействия всех этих процессов зимой над внутренними частями Евразии создается величайшая на Земле область высокого давления — Азиатский квазистационарный максимум.

По северной и восточной периферии этого максимума холодный и сухой континентальный воздух оттекает в сторону более теплого в это время Тихого океана. Возникающие при этом ветры северного и северо-западного направления известны под названием зимнего муссона.

Азиатский максимум может образовывать отрог, который иногда распространяется вплоть до Западной Европы, вызывая там сильное похолодание.

Южная часть Азии в зимнее время находится под воздействием пассатной циркуляции. Аравийский полуостров вместе с соседней Сахарой попадает под влияние восточной периферии Северо-Атлантического максимума и связанных с ней сухих северных ветров. Над Индостаном и Индокитаем, на острове Шри-Ланка, Филиппинах и на севере Зондских островов господствует северовосточный пассат, оттекающий от Северо-Тихоокеанского максимума в сторону экваториальной ложбины, смещенной в это время на юг. В странах Южной и Юго-Восточной Азии его называют зимним муссоном.

Несмотря на отрицательный радиационный баланс к северу от 39-40° с.ш., в районах, прилегающих к Атлантическому океану, средняя температура января бывает значительно выше 0 °С, поскольку в зимнее время атлантический воздух является относительно теплой воздушной массой. Январские изотермы протягиваются субмеридионально на большей части умеренного пояса Евразии и только к востоку от Енисея принимают субширотное направление (рис. 8).

Рис. 8. Средняя температура воздуха в Евразии на уровне земной поверхности (январь)

У западного побережья Скандинавского полуострова нулевая изотерма января поднимается вплоть до 70° с.ш., фиксируя самую высокую положительную аномалию среднеширотных зимних температур (более 20°). Чем дальше к востоку, тем ниже становится средняя зимняя температура. Уже в восточной части зарубежной Европы она приобретает отрицательное значение.

Атлантический воздух приносит на сушу большое количество влаги, которая выпадает на западе Европы в виде дождя или мокрого снега. Особенно много осадков бывает на горных склонах западной экспозиции. Зимние циклонические осадки характерны также для побережья Средиземного моря и западных районов Азии. Количество их с запада на восток резко убывает в связи с ослаблением фронтальной деятельности во внутренних частях континента.

На большей части зарубежной Азии зимой осадки отсутствуют. Во внутренних районах это связано с антициклональным состоянием атмосферы и сильным переохлаждением поверхности. На восточной окраине материка причиной отсутствия осадков является континентальный муссон, который выносит в сторону океана сухой холодный воздух. В связи с этим для Центральной и Восточной Азии характерны низкие зимние температуры с резко выраженной отрицательной аномалией, которая ощущается вплоть до тропика, где возможны падения температуры до 0 °С. На севере средняя температура января составляет -20, -25 °С.

На южных полуостровах и островах Азии, где зимой действуют пассатные ветры, также преобладает сухая погода. Осадки бывают лишь в тех районах, где пассаты или северные ветры приносят достаточно влаги (наветренные склоны Филиппинских островов, юго-восточная оконечность Индостана и острова Шри-Ланка). На Зондских островах, расположенных на экваторе и южнее его, выпадают конвективные дожди. Температура января во всей южной части Азии высока: 16...20 °С, на островах Малайского архипелага она местами достигает 25 °С.

Летом метеорологические условия в Евразии и на соседних с ней океанах существенным образом меняются. Азиатский максимум исчезает, и над прогретым материком устанавливается низкое давление с замкнутым центром в бассейне реки Инд и на берегах Персидского залива (Южно-Азиатский минимум). Он является северной окраиной экваториальной ложбины, которая в Евразии распространяется наиболее далеко от экватора (до 22-28° с.ш.). В сторону океанов давление повышается. Ослабевает Исландский минимум и исчезает Северо-Тихоокеанский. Область повышенного давления сохраняется над полярным бассейном. Северо-Атлантический и Северо-Тихоокеанский максимумы усиливаются и расширяются к северу. В Индийском океане к югу от тропика в зимний сезон южного полушария разрастается Южно-Индийский максимум. Такое распределение давления в приземных слоях атмосферы создает условия для переноса в Евразию воздушных масс с окружающих океанов (рис. 9).

Рис. 9. Давление воздуха и ветры в июле

На северо-западе Европы, между областью высокого давления в Арктике и отрогом Северо-Атлантического максимума, существует полоса относительно низкого давления. В ее пределах происходит циклоническая деятельность, связанная с арктическим фронтом. В связи с этим преобладают западные и северозападные ветры, которые выносят с океана на материк относительно холодный воздух. Над прогретым материком он быстро трансформируется в континентальный. Одновременно и морские арктические массы подвергаются трансформации. При этом повышается не только температура, но и влагосодержание воздуха за счет испарения с подстилающей поверхности. Изотермы июля в Европе протягиваются повсюду субширотно, с небольшим отклонением к югу у берегов океана. Средняя июльская температура на западе изменяется с севера на юг от 12 до 24 °С, на востоке она местами достигает 26... 28 °С (рис. 10).

Рис. 10. Средняя температура воздуха в Евразии на уровне земной поверхности (июль)

Летом в Европе дожди менее обильны, чем зимой, так как циклоническая деятельность ослабевает. В Южной Европе и Западной Азии, где дуют ветры с восточной периферии Северо-Атлантического максимума, несущие тропический воздух, осадков почти нет.

Возрастание средней июльской температуры и уменьшение осадков в связи с трансформацией атлантического воздуха при движении с запада на восток ощущается почти на всем протяжении материка. Особенно сухо и жарко во внутренних частях материка (Центральная Азия), огражденных горными поднятиями от влажных воздушных течений со стороны океанов. Сухость и высокая температура (средняя июля до 32 °С) характерны также для большей части Аравийского полуострова, находящегося под влиянием северо-восточного пассата, оттекающего от Северо-Атлантического максимума.

В иных условиях находятся восточная и южная окраины материка, прилегающие к Тихому и Индийскому океанам. Температурные и барические контрасты между ними и огромной сушей Евразии летом особенно сильны. По западной периферии Тихоокеанского максимума в Азию поступает влажный и относительно холодный воздух. В результате его взаимодействия с континентальными воздушными массами выпадают обильные ливневые дожди. Этот воздушный поток называют в Восточной Азии летним муссоном.

На юге Азии (Индостан, Индокитай) роль летнего муссона играет поток экваториального воздуха, несущий с Индийского океана огромные массы влаги. Благодаря конфигурации и размерам Евразии и расширению экваториальной ложбины экваториальный воздух в виде муссона преобладающего юго-западного направления проникает очень далеко на север. Там, где поток муссона встречает горные поднятия, осадки особенно обильны (например, на юго-восточных склонах Гималаев, на южном склоне массива Шиллонг, в Черапунджи отмечается максимальное количество осадков на земном шаре — 10719 мм в год, и т.д.). На приэкваториальных островах большое значение имеют конвективные внутримассовые осадки (рис. 11).

Рис. 11. Среднегодовое количество осадков в Евразии, мм

В Тихом и Индийском океанах ежегодно с июня по ноябрь зарождаются тропические циклоны, или тайфуны, приносящие огромные бедствия населению стран Восточной и Южной Азии. Это сильнейшие циклонические вихри, скорость которых над открытым океаном в исключительных случаях может достигать 100 км/ч (обычно 30-50 км/ч). Они сопровождаются ливнями, во время которых может выпасть 150 мм осадков и более. На побережьях большую угрозу представляют нагонные волны, которые вместе с ливнями являются причиной катастрофических наводнений. Особенно страдают от тайфунов Филиппины и Японские острова, но иногда бедствие захватывает и окраину континента вплоть до юга Дальнего Востока. В Индийском океане тропические циклоны движутся на север и северо-запад до северных побережий Бенгальского залива и Аравийского моря.

Соответственно своим размерам и географическому положению Евразия с прилегающими к ней островами расположена во всех климатических поясах северного полушария, а в пределах каждого пояса представлены все присущие ему климатические области. Таким образом, можно сказать, что в Евразии существуют все типы климатов, известные на Земле.

Самые северные острова Евразии, а на востоке и полоса материка, прилегающая к Северному Ледовитому океану, расположены в пределах арктического пояса. Из зарубежных территорий Евразии арктический климат характерен для архипелага Шпицберген и мелких океанических островов. Благодаря географическому положению и воздействию теплых течений островам присущ морской арктический климат с относительно высокими зимними температурами (от -16 до -20 °С) и значительным количеством осадков (около 300 мм).

Узкой полосой, захватывая Исландию и Скандинавию к северу от полярного круга и несколько расширяясь на востоке, Евразию пересекает субарктический пояс. Он располагается между летним и зимним положением арктического фронта и характеризуется преобладанием западной циркуляции в летнее время и холодных восточных арктических ветров зимой. На западе Европы, особенно в Исландии, для субарктических районов характерны сравнительно мягкая (-5, -10 °С) зима, прохладное (не более 10 °С) лето и большое количество осадков (300-700 мм), выпадающих во все сезоны в виде дождя и снега.

Наиболее широкая и массивная часть Евразии находится в пределах умеренного климатического пояса, южная граница которого, определяемая летним положением полярного фронта, проходит от южного берега Бискайского залива через середину Черного и Каспийского морей к северной части полуострова Корея и средней части острова Хонсю. Несмотря на господство в течение всего года западно-восточного переноса, умеренный пояс в пределах Евразии характеризуется большими различиями климатических условий, что дает основание рассматривать его по областям.

Область океанического умеренно теплого климата включает юг Исландии, западную окраину Скандинавского полуострова, Британские острова и крайний запад материка — полуостров Ютландия, запад и север Франции. Есть основания относить к этой области умеренного пояса также и северо-запад Пиренейского полуострова. В течение всего года там преобладает атлантический воздух, приносимый ветрами западных румбов, и проявляется циклоническая деятельность. Для зимы характерна неустойчивая дождливая и туманная погода со средней температурой самого холодного месяца от 1 до 6 °С, морозы и снегопады редки, устойчивого снежного покрова не бывает. Средняя температура лета 10... 18 "С. Осадки выпадают в течение всего года, с максимумом зимой в связи с особенно интенсивной циклонической деятельностью. Годовые суммы осадков почти по всей области более 1000 мм, а испаряемость не превышает 800 мм в год. Поэтому для приатлантических районов Европы характерно избыточное увлажнение (рис. 12).

Рис. 12. Разность осадков и испаряемости за год

Климат остальной части умеренного пояса Европы вплоть до Уральских гор может быть назван переходным, от океанического к континентальному. Важнейшая роль в климатообразовании принадлежит трансформации атлантического воздуха и все возрастающему влиянию континентальных воздушных масс, формирующихся над самим материком. По сравнению с предыдущей эта область характеризуется меньшим количеством осадков, большими амплитудами колебаний температур, наличием морозного периода различной продолжительности. В пределах рассматриваемой области, более чем в предыдущей, выражены различия между севером и югом. Для Скандинавии и Финляндии характерна продолжительная и суровая зима. Скандинавские горы усиливают трансформацию атлантического воздуха и в то же время не препятствуют проникновению холодных воздушных масс из Арктики. Поэтому температура в Швеции и Финляндии может падать до -40 °С, а в исключительных случаях и до -50 °С, при средней температуре января -10, -15 °С. Лето севернее 50-й параллели прохладное, максимум осадков приходится на его начало. Годовое количество осадков от 500 до 1000 мм при испаряемости менее 600 мм обеспечивает избыточное увлажнение в течение всего года. Южная часть области характеризуется менее резкими амплитудами температур, умеренно холодной зимой со средней температурой января лишь немногим ниже 0 °С. Продолжительность снежного покрова и ледостава на реках невелика, с запада на восток она возрастает. Лето теплое, со средней температурой июля 12...20 °С. Максимум осадков приходится на первую половину лета, испаряемость возрастает до 800 мм, и увлажнение по сравнению с северными районами уменьшается.

Значительная часть Азии в пределах России, страны Центральной Азии, а также Монголия и Северо-Западный Китай (Гоби и Джунгария) расположены в области континентального климата умеренного пояса, которая весь год находится под воздействием внутриматериковых воздушных масс. В связи с влиянием Азиатского максимума для области характерны холодные зимы с резкими различиями температуры от места к месту. При средней январской температуре от -3 °С на западе Китая до -12 °С на севере Казахстана и -25 °С в Монголии при безветренной и безоблачной погоде бывают понижения до -35...-50 °С. Из-за устойчивых низких зимних температур и почти полного отсутствия снега в восточных районах области развивается многолетняя мерзлота. Почти вся годовая сумма осадков (около 200 мм) выпадает летом в виде фронтальных дождей. Средняя температура июля достигает на юге области 30 °С. Увлажнение недостаточное.

К востоку от хребта Большой Хинган, включая Северо-Восточный Китай, север Корейского полуострова, остров Хоккайдо и север Хонсю, климат муссонный. Вся эта область характеризуется резкими различиями температур, осадков и увлажнения по сезонам года. Зимой господствует сухая морозная погода с сильными ветрами, дующими со стороны Азиатского максимума и поднимающими много пыли. Только на Японских островах выпадают обильные снега, так как континентальный воздух, проходя над относительно теплым Японским морем, в нижних слоях насыщается влагой. Летом дует юго-восточный муссон, выносящий влажно неустойчивый воздух с южной и западной периферии Тихоокеанского антициклона. С его приходом связано примерно 70 % годовой суммы осадков, выпадающих в виде ливней с промежутками в 4-5 дней.

Субтропический климатический пояс также пересекает Евразию от Атлантического до Тихого океана. В его пределах западно-восточный перенос летом сменяется тропической циркуляцией. Большое значение имеет система горных поднятий Высокой Азии, которая вызывает в зимнее время расщепление потока западного переноса на две ветви —- северную и южную. Последняя проходит южнее Гималаев, вызывая, по мнению Г. Н. Витвицкого, смещение по сравнению с другими материками южной границы субтропического пояса в направлении экватора.

Пиренейский и Апеннинский полуострова, юг и запад Балканского полуострова, запад и юг Малой Азии, восточное побережье Средиземного моря, средиземноморские острова, юг Крымского полуострова и север Месопотамии находятся в области субтропического климата с сухим летом (средиземноморского). Летняя сухость связана с ветрами, оттекающими по восточной периферии расширенного Северо-Атлантического максимума. Преобладающее направление ветров — северо-западное в Западном Средиземноморье и северо-восточное — в Восточном. Средняя температура июля от 23 до 28 °С. При почти полном отсутствии осадков испаряемость в 3-4 раза превышает фактическое испарение. Зимой Азорский максимум смещается к югу и Средиземноморье попадает в систему западного переноса и циклонической деятельности, с которой связано 75-80 % годового количества осадков. Средняя температура самого холодного месяца возрастает с севера на юг от 4 до 12 °С. В западной части области средиземноморского климата преобладающее значение имеет атлантический воздух, на востоке — континентальный. Поэтому при движении с запада на восток уменьшается количество осадков и увеличиваются амплитуды температур.

Внутри материка, от Иранского нагорья до бассейна средней Хуанхэ, включая Таримскую котловину, Бэйшань, юг Гоби и другие районы Центральной и Средней Азии, климат субтропический континентальный. Для этой области характерны жаркое лето (25...35 °С) и прохладная зима со средней температурой выше 0 °С, хотя в отдельные годы морозы могут достигать и -20 °С. Осадков выпадает менее 200 мм в год, воздух отличается большой сухостью, суточные и годовые амплитуды температур значительны. В режиме осадков существуют различия между западом и востоком. На западе зимние осадки связаны с Иранской ветвью полярного фронта и циклонической деятельностью. На востоке преобладают летние осадки, приносимые юго-восточным муссоном.

Особый, экстраконтинентальный климат высокогорий характерен для внутренних районов Азии (Тибет), которые только по географическому положению, а не по фактическим климатическим условиям могут быть отнесены к субтропическому поясу. В силу значительных абсолютных высот температуры даже летом не поднимаются здесь выше 10...15 °С, зимой для этих районов характерны такие же отрицательные температуры. Количество осадков даже в наиболее увлажненных районах не превышает 500 мм в год, а местами снижается до 100-150 мм, что обусловливает засушливость климата.

Климат восточного сектора субтропического пояса, так же как и умеренного, муссонный. Он распространяется на бассейн реки Янцзы и южную часть Японских островов. От муссонного климата умеренного пояса субтропический муссонный климат отличается более высокой средней температурой зимы (от 4 до 8 °С) и большими годовыми суммами осадков, которые превышают 1000 мм и полностью покрывают расход на испарение. Зимняя сухость к югу от долины реки Янцзы выражена менее резко, чем к северу от нее, так как там создается фронт между воздухом, оттекающим по восточной периферии Азиатского максимума, и воздухом южной ветви западного переноса, и поэтому выпадают дожди. При прорывах фронта и вторжении холодного континентального воздуха на юг вплоть до тропика температура может опускаться до 0 °С. Обращают на себя внимание различия в условиях зимы средиземноморского региона и бассейна Янцзы. В первом случае благодаря непосредственному воздействию атлантического воздуха зима очень теплая со средней температурой самого холодного месяца от 10 до 12 °С, во втором — средняя январская температура почти вдвое ниже, причем возможны значительные падения. Это объясняется воздействием Азиатского максимума, воздух которого выносится далеко на юг. В связи с этим и южная граница субтропического пояса в Восточной Азии смещена почти до тропика.

Как уже отмечалось выше, с размерами и конфигурацией Евразии связано проникновение далеко на север (севернее тропика) экваториальных воздушных масс летом. Воздух, выносимый экваториальными муссонами с Индийского океана, достигает бассейна реки Сицзян и южного склона Гималаев, вытесняя пассат. Это нашло отражение на карте климатических поясов и областей, составленной Б.П.Алисовым. Тропический пояс показан на этой карте только в западной части Азии. Он включает Аравийский полуостров, юг Месопотамии и Иранского нагорья, северную часть бассейна реки Инд. В этих районах в течение всего года преобладает сухой континентальный тропический воздух. Осадков выпадает почти везде менее 100 мм, и испаряемость примерно в 10 раз превышает фактическое испарение. Только на юг Иранского нагорья зимой со стороны Средиземного моря иногда прорываются массы атлантического воздуха, вызывая кратковременные, но сильные дожди. На побережье Персидского залива и Красного моря наблюдается некоторое повышение относительной влажности, но количество осадков остается столь же малым, как и во внутренних районах.

В субэкваториальном поясе расположены Филиппинские острова, полуострова Индостан и Индокитай, прилегающая к ним с севера Индо-Гангская равнина, а также юго-восточные районы Китая. Четко выраженную границу этого пояса образуют Гималаи, до гребня которых проникает муссон с Индийского океана. Г. Н. Витвицкий, как уже отмечалось, сдвигает эту границу южнее, основываясь на данных об образовании зимой южной ветви западного переноса к югу от Гималаев.

Общая особенность всего субэкваториального пояса в целом — господство в летнее время влажного экваториального воздуха, приносимого муссоном с Индийского океана. С ним связаны осадки, выпадающие в виде ливней, особенно обильные на наветренных склонах гор, их годовые суммы достигают несколько тысяч миллиметров. В зимнее время Северо-Тихоокеанский максимум смещается на юг и южные полуострова Азии оказываются под воздействием северо-восточного пассата, с чем, как правило, бывает связано почти полное отсутствие осадков.

Так как общие закономерности циркуляции атмосферы в пределах пояса отличаются большим постоянством, он не подразделяется на климатические области. Но определенные различия в климатических условиях отдельных районов все же имеются. Во-первых, различаются зимние температуры северных частей Индокитая и Индостана. В первом случае средняя температура января на 4 °С ниже, чем во втором (соответственно 16 и 20 °С). Объясняется это вторжением холодного воздуха из умеренного пояса, который благодаря особенностям орографии Индокитая проникает зимой до 20° с.ш. и вызывает на северо-востоке понижения температуры до 5 °С. Большие различия существуют также в годовых суммах и режиме осадков. Особенно обильно орошаются южные склоны Гималаев (до 4000 мм), массив Шиллонг (5000 мм), западные окраинные хребты обоих полуостровов (более 2000 мм). Внутренние районы получают менее 1000 мм. На юго-востоке Индостана и Индокитая, на северо-востоке Шри-Ланки и на северо-востоке Филиппин, т. е. в районах, подветренных по отношению к юго-западному муссону, летних осадков почти не бывает. Основная их масса там выпадает осенью и зимой. Иногда под углом к побережью дуют с моря северо-восточные и восточные ветры.

Южная часть полуострова Малакка, Зондские (за исключением юго-востока Явы и Малых Зондских) и Молуккские острова заходят в экваториальный пояс, соответствующий экваториальной ложбине, в пределах которой происходит встреча пассатов двух полушарий. Из-за особенностей распределения суши экваториальная ложбина во все сезоны года больше сдвинута в северное полушарие, поэтому и экваториальный пояс простирается к северу от экватора дальше, чем к югу от него. Особенности климата в экваториальном поясе Евразии зависят не только от общей циркуляции атмосферы, но и от того, что в его пределы входят острова с разделяющими их водными бассейнами. Для него характерно преобладание в течение всего года морских экваториальных воздушных масс, формирующихся из тропического воздуха, поступающего с пассатами обоих полушарий, равномерные и высокие температуры (26... 27 °С), избыточное увлажнение (среднегодовое количество осадков — более 2000 мм — в 1,5 раза превышает испаряемость) и слабые ветры. На окраинах пояса наблюдается переход к муссонному режиму, т. е. усиление летних осадков и появление кратковременного периода относительной сухости в связи с проникновением в сторону экватора пассата зимнего полушария. Особенно явственно засушливый период выражен на северо-востоке Калимантана, севере Суматры. Почти вся Ява и Малые Зондские острова расположены в субэкваториальном поясе южного полушария.

13)Эндогенные и экзогенные процессы и их последствия для планеты. Гидрократические и геократические колебания земной коры. Механизм и ритмичность оледенений.

Внутренние (эндогенные) процессы.

С внутренними процессами связа­ны различные тектонические движения земной коры, создающие основные формы рельефа Земли, магматизм, землетрясения. Тектонические движения проявляются в медленных вертикальных колебаниях земной коры, в образо­вании складок горных пород и разломов.

Медленные вертикальные колебательные движения — поднятия и опус­кания земной коры — совершаются непрерывно и повсеместно. Они свойст­венны платформам. С ними связано наступление моря и соответственно из­менение очертаний материков и океанов. Сейчас медленно поднимается Скандинавский полуостров, но опускается южное побережье Северного мо­ря. Скорость этих движений до нескольких миллиметров в год.

Складчатые тектонические нарушения пластов горных пород — изгиб слоев без нарушения их сплошности. Складки различаются по размерам, причем мелкие нередко осложняют крупные (по форме, по происхождению и т.д).

Разрывные тектонические нарушения пластов горных пород — разломы — могут быть различными по глубине (либо в пределах земной коры, либо рас­секать ее и уходить в мантию до 700 км), по протяженности, длительности развития, без смещения участков земной коры в горизонтальном и верти­кальном направлениях и т.д.

При горообразовании процессы поднятия всегда интенсивнее процессов разрушения и сноса материала.

Складчатые и разрывные тектонические движения сопровождаются, особенно в горах, магматизмом, метаморфизмом горных пород и землетря­сением.

Магматизм связан прежде всего с глубинными разломами, пересекаю­щими земную кору и уходящими в мантию. Он может быть интрузивным, когда магма, не достигая поверхности Земли, застывает на глубине, и эффу­зивным (вулканизм), когда магма прорывает земную кору и изливается на земную поверхность. При этом выделяется много газов, первоначальный со­став изменяется, и магма превращается в лаву.

Большинство действующих вулканов расположены среди молодых гор кайнозойской складчатости. Много их и вдоль крупных разломов в тектони­чески подвижных областях, в том числе и на дне океанов вдоль осей сре­динно-океанических хребтов. Вдоль побережья Тихого океана располагается основная зона вулканов — Тихоокеанское огненное кольцо, где более 370 действующих вулканов. В местах затухания вулканической деятельности ха­рактерны горячие источники, в том числе периодически фонтанирующие — гейзеры.

Землетрясения — внезапные подземные удары, сотрясения и смещения пластов и блоков земной коры. Их очаги приурочены к зонам разломов. В большинстве случаев они находятся на глубине первых десятков километров в земной коре, однако иногда и в верхней мантии на глубине 600—700 км, например вдоль побережья Тихого океана, в Карибском море и других рай­онах. Возникающие в очаге упругие волны, достигая поверхности, вызыва­ют образование трещин, колебание ее вверх-вниз, смещение в горизонталь­ных направлениях. Интенсивность землетрясений оценивается по 12-балльной шкале на основании деформации слоев Земли и степени повреж­дения зданий. Землетрясения на побережье и на дне океанов вызывают цу­нами.

Внешние (экзогенные) процессы.

Деятельность любого внешнего фак­тора складывается из процессов разрушения и сноса пород (денудация) и от­ложения материала в понижениях (аккумуляция). Этому предшествует вы­ветривание — процесс разрушения горных пород под действием резкого колебания температур и замерзания воды в трещинах пород, а также хими­ческого изменения их состава под влиянием воздуха и воды, содержащей кислоты, щелочи и соли.

Деятельность текучих вод видна практически повсеместно, за исключе­нием полярных районов и гор, покрытых ледниками, и ограничена в пусты­нях. За счет текучей воды происходит общее понижение поверхности под влиянием сноса почвы и горных пород, образуются эрозионные формы рельефа (овраги, балки, речные долины), а также аккумулятивные формы (конусы выноса балок и оврагов, дельты рек).

Реки производят большую постоянную разрушительную работу. Они раз­мывают большие долины, на которых интенсивно развиваются склоновые процессы.

Разрушительная работа ледников. Они занимают около 11% суши. Более 98% современного оледенения приходится на покровные ледники Антарк­тиды, Гренландии и полярных островов и только 2% — на горные ледники. Мощность покровных ледников 2—3 км и более. Транспортируемый ледни­ком материал в виде несортированного суглинка и супеси с валунами, море­ны откладывается у края ледника, а потом реками, начинающимися у края ледников, выносится к подножию гор. За время четвертичных оледенений центрами и областями ледникового сноса были Скандинавские горы, По­лярный Урал, север Скалистых гор, возвышенности Кольского полуострова, Карелии, полуострова Лабрадор и др.

Ветер присутствует на всей Земле. Его работа виднее всего в пустынях. В каменистых пустынях ветер не только выдувает мелкие частицы, образую­щиеся за счет процессов разрушения. Ветропесчаный поток обтачивает ска­ты, придает им причудливые формы, разрушает и выравнивает поверхность.

Подземные воды растворяют некоторые горные породы и вносят свою лeпту в дело разрушения пород и изменения ландшафта.

Происхождение четвертичных оледенений.

Оледенения всегда возникали в геократические эпохи, т.е. эпохи с наиболее широким развитием суши в период орогенеза. Оледенения в разных районах Земли происходили

в конце протерозоя (байкальский орогенез),

в конце ордовика (каледонский рогенез),

в конце карбона-перми (герцинский орогенез),

в неогене и антропогене (альпийский орогенез).

Разрастание материков и их высокое положение, появление горных систем (часто очень высоких) — все это приводило к крупным изменениям климата, к образованию обширных областей континентального резко контрастного климата, к сильному охлаждению горных областей, изоляции и охлаждению приполярных регионов.

Менялись циркуляция атмосферы и направления морских течений, идущих из Ледовитого океана. Существует концепция Брукса, основанная на том, что при некоторых условиях достаточно начального понижения среднегодовой температуры на полюсах всего на 1/3 °С, чтобы вызвать цепное понижение температуры к средним широтам и появление ледников в полярной зоне.

Механизм оледенений

Этапы оледенений:

1. Образование больших морских бассейнов

2. Испарение

3. Вулканизм (тектоническая активность)

4. Снижение инсоляции

5. Похолодание

6. Нарастание ледниковых шапок

7. Понижение уровня Мирового океана

8. Антициклональные условия

9. Повышение уровня инсоляции

10. Таяние ледников

12 . Повышение уровня Мирового океана И всё сначала

4. Эвстатические колебания уровня Мирового океана.

Образование лед­ников приводило к концентрации огромных масс воды на суше в виде льда, а в океане — к крупному понижению уровня. Для периодов максимального оледенения оно могло превышать 200 м. Следовательно, осушалась почти вся поверхность шельфа, очень низок был базис эрозии и должно было про­исходить очень глубокое врезание речных долин с последующим их запол­нением аллювием. Реально же известны лишь значительно меньшие переуг­лубления (вероятно, из-за явления гидроизостазии — с изостатическим под­нятием дна океана в результате изъятия части воды, вследствие чего явления регрессии океанов могли быть весьма кратковременными). Через какое-то время эвстатическое понижение уровня океана должно было в некоторой мере компенсироваться гидройзостатическим поднятием дна океана. Появ­ление и исчезновение ледниковой нагрузки на северных материках вызвало изостатическое погружение и поднятие их северных окраин.

Тектонические движения в зоне побережий значительно изменили уровни древних береговых линий. Наконец, колебания уровня океана могут быть связаны и с неотектоническими движениями во впадинах самих океанов и с изменением формы геоида.

В 1896 г. академик А.П. Павлов разделил движения водоемов на два типа:

Гидрократические — движения уровня водоемов, обусловленные измене­нием объема вод, их заполняющих;

Гидрократические движения уровня водоемов (океана) связаны главным образом с образованием на континентах огромных ледниковых покровов в периоды похолоданий и их таяния в эпохи потеплений четвертичного периода. Амплитуды колебаний уровня Мирового океана во время оледене­ний, вероятно, не превышали 110—130 м. Объем льдов максимального оле­денения плейстоцена (56,6 млн км³) соответствовал понижению уровня океана ниже современного на 120 м. При полном таянии современного лед­никового покрова Антарктиды (27,9 млн км³) может произойти повышение уровня Мирового океана на 62 м. Установлено, что аккумуляция воды в озе­рах континентов заметного влияния на уровень океана не оказывала. Уста­новлена четкая взаимосвязь событий — общепланетарное похолодание при­водило к росту ледниковых покровов и к значительному понижению уровня океана. Но один гидрократнческий фактор не в состоянии объяснить такие колебания уровня океана без привлечения тектонических причин.

Геократические — изменения уровня водоемов, отражающие процессы, которые происходят в земной коре, т.е. опускание и поднятие дна.

Геократические движения уровня водоемов отражают движения самого морского дна. Этот тип движений был главенствующим в истории развития океана, приводя к планетарным трансгрессиям и регрессиям в геологиче­ском прошлом. Установлено, что существовала достаточно тесная связь ме­жду значительными колебаниями уровня океана и интенсивностью тектони­ческих процессов в прошлом, Регрессии, как правило, совпадали с ороген-ными фазами, которые вызывали крупные перестройки земной поверхности, увеличивали контрастность рельефа, и как бы способствовали увеличению емкости океанических впадин. При этом скорость понижения уровня океана могла составлять более 10 м на 1 млн лет. Трансгрессии океана обычно были характерны для межорогенных периодов, причем скорость подъема уровня могла достигать почти 14 м за 1 млн лет. Так, при осушении или заполнении крупных бассейнов, подобных Средиземноморскому, водные массы пере­мещались в океан и из океана. Расчеты показали, что полное осушение Сре­диземного моря (вероятно, в позднем миоцене) могло повлечь за собой подъем уровня океана на 10 м и опускание примерно на ту же величину при его повторном заполнении.

Геократические и гидрократические изменения уровня океана сочетаются в одних и тех же районах, действуют или в одном направлении, или же раз­нонаправленно, при этом имея неодинаковые скорости. По новейшим дан­ным, уровень древнего океана не был постоянным по следующим причинам:

1. из-за перераспределения массы гидросферы, преимущественно в результате материковых оледенений;

1. из-за изменения уровня в результате изменения емкости океанических впадин;

2. из-за вытеснения воды материалом, сносимым с континентов (эрозия);

3. из-за осушения или затопления крупных бассейнов (типа Средиземного моря), когда водные массы перемещаются в океан или из океана;

4. из-за поступления ювенильных вод в результате дифференциа­ции мантии Земли (по данным Г. Менарда, за счет этого процесса происхо­дит повышение уровня океана со скоростью 1 мм за 1000 лет);

5. из-за изменения формы геоида.