Иерархия региональных геосистем: дифференциация эпигеосферы и физико-географическое районирование

Рефераты, курсовые и дипломные по географии / Учение о географических системах / Особенности пространственно-временной организации геосистем / Иерархия региональных геосистем: дифференциация эпигеосферы и физико-географическое районирование

Страница 1

Дифференциация эпигеосферы на геосистемы регионального уровня обусловлена сложными взаимоотношениями двух главных энергетических факторов - лучистой энергии Солнца и внутриземной энергии, их неравномерным распределением, как в пространстве, так и во времени.

Количество поступающей коротковолновой радиации Солнца на единицу площади земной поверхности уменьшается от экватора к полюсам вследствие шарообразности Земли. С этим связано закономерное изменение всех физико-географических процессов и в целом геосистем по широте, называемое географической (широтной) зональностью Зональность имела бы математически правильный характер, если бы вся поверхность земного шара была однородной по своему составу и не имела бы неровностей. В действительности же картина зональности оказывается много сложнее информация здесь

Уже в атмосфере поток солнечных лучей подвергается преобразованию. Здесь часть его отражается от облаков и рассеивается в мировом пространстве. В силу подвижности воздушной среды образуются циркуляционные пояса с воздушными массами, обладающими неодинаковой прозрачностью по отношению к солнечным лучам. Над экватором в атмосфере много облаков, которые сильно отражают и рассеивают коротковолновую радиацию, тогда как в тропиках воздух наиболее сух и прозрачен. Поэтому максимальное количество лучистой энергии Солнца приходится не на экватор, а на пояса между 20-й и 30-й параллелями в обоих полушариях.

Важнейшим следствием зональности радиационного баланса и циркуляции атмосферы является зональное распределение тепла и влаги. Запасы тепла на земной поверхности изменяются в общем соответствии с радиационным балансом, а также среднемесячных температур, в особенности теплых месяцев. Однако зональные изменения увлажнения имеют иной, более сложный характер. Атмосферные осадки имеют два максимума - главный на экваторе и второй в умеренных широтах, и резкий минимум в тропиках, т.е. как там, где запасы солнечного тепла наибольшие.

Чтобы судить о влагообеспеченности геосистем, необходимо сопоставить ее с величиной испаряемости. Испаряемость - это то количество влаги, которое могло бы испариться в данных условиях при допущении, что ее запасы неограниченны. Испаряемость характеризует как бы потребность геосистемы во влаге, ее предельное количество, которое может “работать” в природном комплексе. В общих чертах распределение испаряемости повторяет зональные кривые теплообеспеченности, с особенно резким максимумом в тропиках (до 4000-5000 мм в год) и минимумом в приполярных широтах (менее 100 мм в год). Отношение годовой суммы осадков к годовой испаряемости - так называемый коэффициент увлажнения Г. Н. Высоцкого - Н. Н. Иванова (К) - может служить наиболее объективным показателем атмосферного увлажнения. При К>1 увлажнение избыточное (наблюдается в высоких широтах - примерно к северу и к югу от 50-й параллели), а при К<1 - недостаточное (это имеет место в тропиках, где К практически приближается к нулю).

От соотношения тепла и увлажнения зависит интенсивность других физико-географических процессов и их зональная дифференциация. К наиболее удачным из интегральных количественных показателей относится показатель биологической эффективности климата ТК, предложенный в 1959 г. Н. Н. Ивановым. Он представляет собой произведение суммы активных температур Т (выраженных в сотнях градусов Цельсия) и коэффициента увлажнения К (причем предельной величиной К считается 1.0, так как увеличение избытка влаги сверх единицы не оказывает положительного влияния на биоту и на функционирование геосистем).