Еволюція кліматів Землі

Міністерство освіти і науки України

Кафедра загальної та регіональної географії

Курсова робота

на тему:

«Клімати Землі»

Суми 2008

Зміст

Вступ

Розділ І. Головні кліматотвірні чинники

Розділ ІІ. Клімати Землі

2.1 Початок еволюції - докембрій

2.2 Історія кліматів фанерозою

Розділ ІІІ. Клімати четвертинного періоду

3.1 Кліматичні умови антропогену

3.2 Зміни клімату в історичні часи

3.3 Сучасний клімат Землі

Висновки

Список використаної літератури

Вступ

Кліматологія - наука про клімат, що вивчає причини формування різних типів клімату, їхнє географічне розміщення і взаємозв'язок з іншими природними явищами. Кліматологія тісно зв'язана з метеорологією - наукою, що вивчає короткострокові стани атмосфери, тобто погоду.

Кліматичні описи ґрунтуються на статистичному аналізі середніх і екстремальних метеорологічних характеристик. Як фактор природноьго середовища клімат впливає на географічний розподіл рослинності, ґрунтів і водних ресурсів, отже на землекористування й економіку, а також на умови життя і здоров'я людини.

Основними чинниками кліматотворення є: географічна широта; висота над рівнем моря; розподіл суші і води на поверхні земної кулі; орографія; океанічні течії; характер підстилаючої поверхні. Соьгодні особливе місце займає антропогенна діяльність людини, яку В. В. Вернадський (1975 р.) прирівнював до величезної геологічної сили.

Хоча при розгляді досить довгих періодів клімати на Землі представляються незмінними, все ж є багато доказів того, що в минулому вони змінювалися. Закономірними змінами кліматів минулого займається палеокліматологія.

Іноді зміни були незначними і короткочасними, іноді ж мали фундаментальний характер, зокрема впливали на різні види тварин, що населяли Землю. Геологічні і біологічні дані говорять про багаторазові і короткочасні коливання. Для пояснення причин цих коливань клімату нашої планети було запропоновано безліч гіпотез. Усі вони до деякої міри погодяться між собою, тому що намагаються пояснити основні зміни клімату фізичними особливостями розвитку Землі. Але жодна з них не є раціонально доведеною.

Актуальність. Останнім часом все більше уваги приділяють палеокліматичним дослідженням. Оскільки на онові знань про клімати геологічного минулого встановлюються загальні закономірності становлення і розвитку клімату Землі, доводяться глобальні тектонічні гіпотези еволюції геологічних процесів і біосфери, нарешті з кліматом пов'язують утворення родовищ корисних копалин. Але на відміну від сучасного клімату палеоклімат, як процес завершений неможливо визначити шляхом безпосередніх спостережень. Тому слід ще раз звернути увагу на це питання.

Метою курсової роботи є детальне вивченя еволюції кліматів Землі та вияснення, які фактори впливають на їх зміну.

Об`єкт дослідження. Клімат Землі.

Предмет дослідження. Еволюція кліматів Землі.

Для досягнення мети необхідно було вирішити ряд завдань:

ознайомитися з основними теоретико-методологічними засадами кліматології як науки про клімати Землі;

виявити та охарактеризувати головні кліматотвірні чинники;

показати динаміку кліматичних умов протягом усієї історії Землі;

перевірити припущення про пряму залежність між геологічними циклами та зміною клімату на планеті;

зробити висновок циклічність чи нециклічність кліматичних умов на Землі.

Розділ І. Головні кліматотвірні чинники

Деякі вчені вважають, що клімат Землі змінювався в результаті процесів, що відбуваються на Сонці і приводять до коливань кількості випромінюваного Сонцем тепла. Процеси ці мають повільні циклічні коливання. Періодична зміна розмірів Сонця впливає на кількість випромінюваної ним енергії і відповідно на прихід сонячної радіації до Землі. Хоча ця гіпотеза аж ніяк ще не доведена, але на Сонці дійсно відбуваються деякі циклічні процеси, що характеризуються невеликими коливаннями. Так, кількість сонячних плям, які деякими астрономами рахуються показником коливань сонячного випромінювання, змінюється з періодом 11 років. Цей цикл досить регулярно повторюється, але в даний час ще залишається непоясненим. Деякі дослідники думають, що настільки значні коливання температури Землі в минулому могли бути наслідком лише дуже великих змін випромінювання енергії Сонцем. Однак наявні зараз дані не підтверджують наявності таких великих коливань у надходженні сонячної радіації на Землю. В інфрачервоній частині спектра значна кількість сонячної енергії поглинається вуглекислим газом, тому коливання в його змісті також можуть впливати на клімат. Кількість вуглекислого газу в атмосфері по різних причинах може збільшуватися. Деяка кількість його виділяється при фотосинтетичній діяльності рослин, навіть незважаючи на те, що обмін речовин у них у цілому веде до швидкого споживання вуглекислого газу. Виділяють вуглекислий газ і вулкани під час вивержень. Океани містять значну кількість вуглекислого газу в розчиненому виді. Багато вуглекислого газу як побічний продукт обміну речовин виділяють тварини. Нарешті, за останні 100 років величезна кількість вуглекислого газу надійшла в атмосферу в результаті промислової діяльності людини.

При вулканічних виверженнях в атмосферу викидається також велика кількість вулканічного пилу, що впливає на прихід сонячної радіації на земну поверхню, знижуючи його в періоди дуже активної вулканічної діяльності майже на 20%.

Кліматотвірні процеси розгортаються в конкретних географічних умовах земної кулі. У низьких і високих широтах, над сушею і над морем, над рівниною і гірськими областями кліматотвірні процеси протікають по-різному, тобто мають свою географічну специфіку. Таким чином, і характеристики клімату, і їхній розподіл залежать від тих же географічних чинників клімату.

Основними географічними чинниками клімату є: географічна широта; висота над рівнем моря; розподіл суші і води на поверхні земної кулі; орографія поверхні суші; океанічні течії; рослинний, сніговий і крижаний покрив. Особливе місце займає діяльність людського суспільства, яка у відомих межах також впливає на кліматотвірні процеси і тим самим на клімат шляхом зміни тих або інших географічних чинників.

Географічна широта. Першим і дуже важливим чинником клімату є географічна широта. Від неї залежить зональність у розподілі елементів клімату. Сонячна радіація надходить на верхню межу атмосфери в суворій залежності від географічної широти, що визначає полуденну висоту Сонця і тривалість опромінення пори року. Поглинена радіація розподіляється набагато складніше, тому що залежить і від хмарності, і від альбедо земної поверхні, і від ступеня прозорості повітря. По тій же причині зональність лежить і в основі розподілу температури повітря. Правда, цей розподіл залежить не тільки від поглиненої радіації, але і від циркуляційних умов. Згадаємо, до речі, що такий чисто кінематичний чинник загальної циркуляції атмосфери, як коріолісів параметр, також залежить від географічної широти. Зональність у розподілі температури тягне за собою зональність і інших складових клімату. Вплив географічної широти на розподіл метеорологічних показників стає все помітніше з висотою, коли слабшає вплив інших чинників клімату, зв'язаних із земною поверхнею. Отже, клімат високих шарів атмосфери має краще виражену зональність, ніж клімат у земної поверхні.

Висота над рівнем моря також є географічним чинником клімату. Атмосферний тиск із висотою падає, сонячна радіація й ефективне випромінювання зростають, температура й амплітуда її добового ходу, як правило, убувають, масова частка водяної пари також убуває, а вітер досить складно змінюється по швидкості і напрямку. Такі зміни відбуваються в атмосфері над рівнинною місцевістю, із великими або меншими збуреннями (пов'язаними з близькістю земної поверхні) вони відбуваються й у горах. У горах намічаються і характерні зміни з висотою хмарності й опадів. Опади, як правило, спочатку зростають із висотою місцевості, але починаючи з деякого рівня, убувають. У результаті в горах створюється висотна кліматична зональність, про яку ще буде сказано нижче. Отже, у тому самому гірському районі кліматичні умови можуть сильно розрізнятися в залежності від висоти місця. При цьому зміни з висотою набагато сильніше, ніж зміни із широтою в горизонтальному напрямку. У зв'язку зі сказаним коротко розглянемо вертикальну, або висотну, кліматичну зональність. Це явище полягає в тому, що в горах зміни метеорологічних параметрів із висотою створює зміни всього комплексу кліматичних умов. Утворюються лежачі одна над одною кліматичні зони (або пояси) із відповідною зміною рослинності. Зміна висотних кліматичних зон нагадує зміну кліматичних зон у широтному напрямку. Різниця, однак, у тому, що для змін, що у горизонтальному напрямку відбуваються протягом тисяч кілометрів, у горах потрібна зміна висоти тільки на кілометри. При цьому типи рослинності в горах змінюються в наступному порядку. Спочатку йдуть листяні ліси. У сухих кліматах вони починаються не від підніжжя гір, а з деякої висоти, де температура падає, а опади зростають настільки, наскільки це потрібно для зростання деревної рослинності. Потім йдуть хвойні ліси, чагарники, альпійська рослинність із трав і сланких чагарників. За сніговою лінією наступає зона постійного снігу і льоду. Верхня межа лісу в районах із сухим континентальним кліматом піднімається вище, ніж у районах із вологим океанічним кліматом. На екваторі вона досягає 3800м, а в сухих районах субтропіків вище 4500м. Від помірних широт до полярних межа лісу швидко знижується в зв'язку з тим, що зростання лісу обмежено середньою липневою температурою 10-12°С. У тундрі лісів взагалі немає. Вся зміна висотних кліматичних зон у горах за полярним колом зводиться до зміни зони тундри на зону постійного морозу. Межа землеробства в горах близька до межі лісу; у сухому континентальному кліматі вона проходить значно вище, ніж у морському. Істотно, що при зміні висотних кліматичних зон зберігаються загальні закономірності клімату, властиві тій широтній зоні, у якій знаходиться дана гірська система. Так, вище снігової лінії в горах тропічної зони річна амплітуда температури залишається характерно малою; отже, клімат там аж ніяк не ідентичний клімату полярних областей.

Розподіл суші і моря є ефективним чинником клімату. Саме з ним зв'язаний розподіл типів клімату на морський і континентальний. Розглядаючи розподіл температури, опадів і інших метеовеличин по земній поверхні, ми не разом переконувалися, що зональність цих кліматичних характеристик виявляється перекритою впливом нерівномірного розподілу суші і моря. У південній півкулі, де океанська поверхня переважає, а розподіл суші більш симетрично щодо полюса, ніж у північній півкулі, зональність у розподілі температури, тиску, вітру виражена краще. Центри дії атмосфери на багаторічних середніх картах тиску виявляють явний зв'язок із розподілом суші і моря: субтропічні зони високого тиску розриваються над материками влітку; у помірних широтах над материками яскраво виражене переважання високого тиску взимку і низького влітку. Це ускладнює систему циркуляції, а стало бути, і розподіл кліматичних умов на Землі. Положення місця щодо берегової лінії саме по собі в сильному ступені впливає на режим температури (а також вологості, хмарності, опадів), визначаючи ступінь континентальності клімату. Потрібно, однак, пам'ятати, що справа не тільки у відстані від океану, але й в умовах загальної циркуляції. Остання може створювати винос морських повітряних мас далеко вглиб материка (або винос континентальних повітряних мас на океан) або, навпроти, виключати таку можливість.

Орографія. На кліматичні умови в горах впливає не тільки висота місцевості над рівнем моря. На них впливають також висота і напрямок гірських хребтів, експозиція схилів щодо сторін світу і переважаючих вітрів, ширина долин і крутість схилів і ін. Ми знаємо, що повітряні течії можуть затримуватися і відхилятися хребтами, а фронти - деформуватися. У вузьких проходах між хребтами швидкість повітряних течій змінюється. У горах виникають місцеві системи циркуляції - гірсько-долинні і льодовикові вітри. Над схилами, по-різному експонованими, створюється різний режим температури. Форми рельєфу впливають і на добовий хід температури. Затримуючи перенос мас холодного або теплого повітря, гори створюють більш або менше різкі поділи в розподілі температури у великому географічному масштабі. У зв'язку з перетіканням повітряних течій через хребет, на навітряних схилах гір створюється збільшення хмарності й опадів. На підвітряних схилах, напроти, виникають фени з підвищенням температури і зменшенням вологості і хмарності. Над горами виникають хвилясті збурення повітряних течій і особливі форми хмар. Над нагрітими схилами гір також збільшується конвекція і, отже, утворення хмар. Багато з перерахованих явищ відбиваються й у багаторічному режимі клімату гірських районів і їхнього оточення.

Океанічні течії створюють особливо різкі розходження в температурному режимі поверхні моря і тим самим впливають на розподіл температури повітря і на атмосферну циркуляцію. Усталеність океанічних течій приводить до того, що їхній вплив на атмосферу має кліматичне значення.

Рослинний і сніговий покрив. Говорячи про температуру землі і повітря, ми відзначали вплив на них рослинного і снігового покриву. Досить густий трав'яний покрив зменшує добову амплітуду температури ґрунту і знижує її середню температуру. Отже, він зменшує і добову амплітуду температури повітря. Більш значний, своєрідний і складний вплив на клімат має ліс. Мабуть, над лісом може навіть зростати кількість опадів за рахунок збільшення жорсткуватості поверхні, над якою тече повітря. Однак впливи рослинного покриву мають в основному мікрокліматичне значення, розповсюджуючись переважно на приземний шар повітря і варіюючи на невеликих просторах. Сніговий (і крижаний) покрив зменшує втрати тепла ґрунтом і коливання її температури. Але сама поверхня покриву сильно відбиває сонячну радіацію вдень і сильно прохолоджується випромінюванням уночі, тому вона охолоджує і повітря, що знаходиться над нею. Навесні на танення сніжного покриву витрачається велика кількість тепла, що береться із атмосфери. Таким чином, температура повітря над сніговим покривом, що тане, залишається близькою до нуля. Над сніговим покривом часті і сильні інверсії температури, взимку пов'язані з радіаційним вихолоджуванням, весною - з таненням снігу. Над постійним сніжним покривом полярних областей навіть влітку часті інверсії або ізотермії.

Розділ ІІ. Еволюція клімату Землі

2.1 Початок еволюції - докембрій

Про кліматичні умови криптозою судити важко через сильну метаморфізованість порід та збідненість на органічні рештки. Єдиними свідками клімати є знахідки викопних морен - тилітів, які вказують на наземні біляполярні зледеніння. Тиліти знайдено серед архейських порід у Центральній і Південній Африці на Канадському щиті.

У протерозої фіксуються сліди чотирьох достовірних зледенінь: з віком 2,5-2,4 млрд. років і з віком біля 2 млрд. років тому, рифейське (900-700 млн. років тому) та вендське (680-660 млн. років тому). Дуже потужним було останнє зледеніння, яке поширювалось на багатьох континентах - Південній Америці, Африці, Австралії, Північній Європі. Незважаючи на значні наземні зледеніння, клімат пізнього протерозою в цілому був досить теплим та вологим на більшій частині планети. Формуванню слабозонального парникового клімату сприяли слабодиференційований рельєф та висока концентрація вуглекислого газу в атмосфері. Окремі визначення палеотемператур дають середні значення біля 35-45°С. Кліматична зональність поки що не встановлена.

Протягом протерозою триває еволюція атмосфери - зростає вміст азоту та вільного кисню (останній утворений переважно за рахунок фотосинтезу первісних рослин), зменшується кількість вуглекислого газу, знижується температура. Американські геохіміки Л. Бекнер та Л. Маршалл підрахували, що близько 600 млн. років тому в атмосфері було досягнено так званої точки Пастера (кількість кисню 1% від сучасної). За такого вмісту кисню відбувається формування озонового шару, що зменшило вплив жорстокого ультрафіолетового випромінювання.

2.2 Історія кліматів фанерозою

Після сильних похолодань у венді на початку кембрію почалося значне потепління. Тропічні умови встановилися практично на усіх континентах. При цьому поряд із рівномірно-зволоженими територіями за відкладами солей, сульфатів та карбонатів виділяються і аридні області. Останні скорочуються до кінця кембрію. Кліматична зональність у кембрії слабовиражена, що, можливо, пояснюється розташуванням континентів у низьких широтах. Рівномірнотеплий клімат кембрію в ордовику дістає чітку зональність і для пізнього ордовика виділяють уже пояси екваторіального, тропічного, субтропічного, помірного та нівального клімату. Сильне похолодання у пізньому ордовику привело до наземного зледеніння на ділянках материків, розташованих біля південного полюса. Середньорічні температури в тропіках знизились на 3-5 °С, в субтропіках - на 10-15 °С.

На початку силурійського періоду на континентах зберігаються прохолодні умови, в другій половині силуру починається потепління та аридизація кліматичних обстановок, що пов'язується із процесами каледонського тектоно-магматичного циклу.

В цілому ж таласократичний режим континентів кембрію та ордовику у другій половині силуру змінюється на геократичний, який продовжувався до середини девону. Аридизація клімату, яка почалася в пізньому силурі досягла максимуму в ранньому девоні. Аридні умови встановилися на значних територіях Північної Америки, Євразії та Гондвани. В другій половині девону аридність клімату зменшувалась. В цілому девонський період - це час панування тропічного клімату, чому сприяло розташування материків у низьких широтах та висока концентрація СО2 в атмосфері.

В ранньому карбоні у зв'язку із широкими морськими трансгресіями, які покривали у цей час значні площі платформ, каледонід та геосинкліналей встановлюється таласократичний режим. На планеті панував тропічний та екваторіальний клімат, аридність - різко ослаблена. Середньорічні температури у Північній Америці становили 27-30°С, на Уралі 22-24°С. Навіть поблизу північного полюса на Сибірській платформі клімат був відносно теплим, без наземного зледеніння, із теплолюбивою рослинністю. У другій половині карбону спостерігається сильне похолодання і диференціація кліматичних обстановок, спричинене, очевидно зниженням вмісту СО2 в атмосфері (майже вдвічі) та появою поблизу південного полюса значних масивів суші. На материках Гондвани розвивається велике гондванське зледеніння, а морський басейн в Арктиці покривається льодом. Середньорічні температури у пізньому карбоні порівняно із раннім знизились на 4-7 СО2. Вологий екваторіальний пояс того часу прослідковується за покладами кам'яного вугілля, бокситових і марганцевих руд в областях, що оточували Палеотетіс (Західна і Південна Європа, Північна Африка, Мала Азія, південь Китаю, Індокитай). Помірні гумідні умови встановлювалися на материках Гондвани (гондванська флора) та на північному сході Євразії (тунгуська флора).

В пермі насала нова геократична епоха і аридні області помітно розширились. В них відкладались червоноколірні континентальні і соленосні лагунні осадки, які зафіксовані у центральній частині Північної Америки, на більшій території Європи, в Казахстані, Середній Азії, а також на північному заході Африки та в центральній частині Південної Америки. В пізній пермі аридизація клімату продовжувалась і охопила навіть райони з помірним кліматом. В цілому період виділяється як один із найбільш жарких і сухих у палеозойській ері.

В ранньому та середньому тріасі на материках зберігався засушливий континентальний клімат (геократична епоха), встановлений ще у пермі і викликаний процесами герцинського орогенезу. Окремі палеокліматологи (М.О.Ясаманов, 1985) виділяють для цього часу чотири основні природні зони: екстрааридну, або пустельну, помірно-аридну (зону сухих і опустелених саван), змінно-вологу і рівномірно-вологу. Пустелні з еоловим рельєфом (дюни, бархани, такири) розміщувались тоді на значних площах Північної Америки, Африки, Євразії, на півночі Південної Америки та в Австралії. Загальна кількість опадів тут не перевищувала 150-200 мм/рік. Для змінно-вологої зони типовими ландшафтами були лісові савани, у рівномірно-вологій зоні переважали лісові та озерно-болотні ландшафти з голонасінними, деревоподібними папоротями, плаунами, хвощами. Пізній тріас ознаменувався певною гумідизацією клімату, що було викликане розвитком морських трансгресій.

Гумідизація продовжувалась у ранній та середній юрі, коли встановився чітко виражений таласократичний режим. За температурним режимом у юрі можна виділити екваторіальний, два тропічних та два субтропічних пояси. У пізній юрі спостерігається певна аридизація кліматичних обстановок, пов'язана, очевидно, із теконічними процесами невадійської фази мезозойського орогенезу.

Таласократичний режим у крейдовому періоді зберігався - тектонічні процеси мезозойського тектоно-магматичного циклу не призвели до геократизації клімату, що може пояснюватися розкриттям у цей час нових океанічних басейнів, як наслідок розколу Гондвани та Лавразії. Певне похолодання відбулося вже в кінці ранньої крейди і продовжувалось в середній та пізній крейді. Справжніх пустель ні в юрі, ні в крейді не існувало - пустелі того часу були близькими до сучасних тропічних саван. Не існувало також льодових покривів біля полюсів. В цілому ж клімати мезозою були слабо диференційовані. В.И.Синіцин (1980) виділяє для цього часу лише два термічні типи клімату: тропічний і бореальний (ослаблений тропічний), із середньорічними температурами відповідно 25-28°С та 12-24°С.

У палеогені у зв'язку із розвитком широких морських трансгресій клімат був рівномірно теплим. Межі між кліматичними зонами були згладжені, не існувало, як і в крейді, справжніх пустинь, льодових зон біля полюсів. Тропічна зона охоплювала у той час не тільки приекваторіальні райони, але й південь Європи, Кавказ, Поволжя, де середньорічні температури у морях коливалися у межах 21-26°С. Досить високі температури відомі і на півночі Європи (22-26°С). Однак уже в кінці палеогену наступає значне похолодання, що приводить до скорочення ширини тропічного і екваторіального поясів. Температури в низьких широтах знизились на 6-8°С, в середніх і високих широтах таке зниження було ще більшим. Похолодання привело до початку формування льодового покриву Антарктиди.

Кліматичні границі зміщувались до екватора. У помірному поясі почали формуватися ландшафти савано-степів та лісостепів.

Процеси альпійського орогенезу були однією із істотних причин дальшого похолодання, яке продовжувалось на протязі неогену.

Проходило звуження поясів екваторіального, тропічного та субтропічного клімату, розширення аридних зон. З'являються тундрові і тайгові ландшафти, а біля 4,5 млн. років - лід у акваторії Північного Льодовитого океану. Біля 2 млн. років назад льодові панцирі покривають уже значні частини Антарктиди, Патагонії, Ісландію, острови Арктики.

Антропогеновий період - це час розвитку великих наземних зледенінь у північній півкулі. Чітко проявляється ритмічність у кліматичних процесах - епохи зледенінь змінюються міжльодовиков'ями. Ці коливання клімату спричиняли міграцію кліматичних поясів зі зміщенням їх на 1000-2000км.

Арктичний пояс простягався до 40-50° пн.ш. Тут розміщувались льодовикові щити, тундра та морський лід. Пояси помірного, субтропічного і тропічного клімату були звужені і зміщені в низькі широти. В льодовикові епохи перепад температур між низькими й високими широтами у північній півкулі досягав 70° С, в міжльодовиков'я - лише 30-35° С. Перигляціальні зони характеризувались низькими середньорічними температурами, незначною кількістю атмосферних опадів та відносно високою сонячною радіацією. В субтропіках і тропіках льодовикові епохи спричиняли в основному підвищення зволоженості (плювіальні епохи) внаслідок росту атмосферних опадів, в міжльодовиков'я клімат сухішав, пояси розширювались, природні умови ставали близькими до сучасних.

Розділ ІІІ. Палеогеографічні умови антропогену

3.1 Плейстоценові зміни кліматичних умов

За результатами численних геологiчних, палеогеогpафiчних, палеоклiматичних, археологiчних, фiзико-xiмiчних та iнших даних (вони дають можливiсть визначити середньорiчнi температури з точнiстю ± 1- 2°С, а кiлькiсть атмосферних опадiв ±50мм) складена палеоклiматична крива (рис. 1). Вона свiдчить про цiлеспрямований i ритмiчний розвиток клiмату протягом антропогену. У пiзньому антропогенi, порiвняно з paннiм, посилилася частота ритмiчних коливань клiмату, збiльшилася їxня амплітуда, зменшилася тривaлiстъ. Аналiз палеоклiматичної кривої пiдтверджує припущення про восьмиразове похолодання i восьмиразове потеплiння в aнтpoпoгенi, яке супроводжувалося змiною типiв клiмату.

У ранньому антропогенi (1000-270 тис. poкiв тому) спостерiгалося три похолодання i три потеплiння. Найхолоднjшим був тилiгульський етап. Можливо, у цей час крайню пiвнiчну територiю України частково покривав льодовик. Його слiди у виглядi морени виявленi в долинi Днiпра бiля Канева.

Найтеплiшим етапом у ранньому антропогенi був завадiвський (410-270 тис. poкiв тому). Тож переважав теплий i вологий клiмат. Середня температура найтеплiшого мiсяця досягала +20°С, а рiчна сума опадiв 750-850мм.

Середнiй антропоген (270-80 тис. poкiв тому) ознаменувався значним похолоданням клiмату, поширенням на території північної півкулі покривного зледенiння, максимум якого припадає на днiпровський етап (270-180 тис. poкiв тому). Формувався льодовик у Скандинавських горах. Його товщина сягала 3 000м. Пiд власною вагою i завдяки пластичносri льодовик посувався на пiвдень, укривши майже всю пiвнiчну частину Євpoпи. Далi льодовик проник на територiю України, рухаючись здебiльшого в долинi Днiпра, майже до Днiпропетровська. Про це свiдчатъ водно-льодовиковi вiдклади та вiдповiднi форми рельефу (морени, ози, ками та iн.). У позальодовиковiй облаcтi переважав холодний i відносно сухий клiмат. Рiчна кiлькістъ опaдів не перевищувала 100-150мм. Снiгoвий покрив був невеликий, що сприяло розвитку мерзлотних процесiв, слiди яких збереглися й донинi.

Найтеплiшим етапом середнього антропогену був прилуцький (110-80 тис. pокiв тому). Серед численних клiматичних показникiв цього етапу, якi наводяться в лiтературi найвiрогiднiшими є такі: у лісовiй зоні середня температура найтеплiшого мiсяця могла сягати +19-20°С, а найхолоднiшого -3°С; у лiсостеповiй зонi - вiдповiдно +21-22°С i вiд -1 до +2°С; у степовiй - +22-23°С i вiд 0 до + 3°С. Рiчна сума опадiв коливалася вiд 700мм на пiвночi до 500мм на пiвднi території.

Упродовж пiзнъогo антропогену (початок - 90 тис. років тому) відбувалася часта зміна клімату. Тривалiсть теплих i етапiв порiвняно з раннiм i середнiм антропогеном була в декiлька раз меншою. Зате контpacтнicть природних умов виражалася чiткiше. Видiляються три холодних i три теплих етапи у тому числi голоценовий.

Найхолоднiшим етапом пiзнього плейстоцену виявився бузький (50-32 тис. років тому). Льодовиковий покрив був менший за днiпровський. Він простягався на пiвдень вiд Скандинавії на 400-500км i доходив до територiї Бiлорусiї (Л.Вознячук, 1973). На цей етап припадає максимум наростання континентальностi клiмату i значний розвиток крiогенних явищ (А Величко, 1991). Бiльшiсть учених розглядають цей етап як головний клiматичний мiнiмyм в iсторії антропогену. Зимовi температури знижувалися до - 35-40°С, а літні - до -4-5°С. Рiчна кiлькiсть опадiв не перевищувала 200-250мм.

Серед теплих етапiв пiзньогo антропогену видiляється дофiнiвський (32-20 тис. poкiв тому). Biн характеризується значним потеплiнням. У середньому Придніпров'ї температура найхолоднiшогo мiсяця становила приблизно -7-9°С, а найтеплiшоro -18-19°С. Piчна сума опaдiв, очевидно, не перевищувала 350-450м.

Голоцен - останнiй незавершений мiжльодовиковий етап в iстopiї розвитку природи Землi, триває вже понад 10 тис. років. Змiнy середньорiчної глобальної температури голоцену показано на рис 2.

На початку голоцену (8900-8300 тис. років тому) спостерiгалося постyпове потеплiння клiмату, яке досягло свого оптимума в атлантичний етап (7900-4900 років тому). Клiмат був теплим i вологим, середня температура повiтря в помiрних широтах була на 2,5°С вища за сучасну. Починаючи iз суббореального етапу (4600-3400 років тому), клiмат має тенденцiю до похолодання i збiльшення вологостi, яка поступово зростає на заключному eтaпi голоцену субатлантичний час (2500-1800 pоків тому). Похолодання пов'язують iз наближенням нової льодовикової фази. Її ознаки, за оцiнкою академiка Т.Герасимова (1990), можуть з'явитися протягoм найближчої тисячi років. Але антропогенна діяльність людини може відстрочити цей процес на декілька тисяч років.

3.2 Зміни клімату в історичні часи

Мiж двома змiнами клiмату геологiчними i перiодичними, знаходиться ще одні - iсторичні. Про них судять за змiнами рослинностi i тваринногo свiтy на пiдставi iсторичних даних, записiв лiтописцiв даної країни, яка сьогоднi має зовсiм iншу флору i фауну. Taкi висновки про змiни клiмату, звичайно, не можуть вважатися суто науковими, як висновки про змiни на пiдставi метеорологiчних спостережень. Але оскiльки метеорологiчнi спостереження ведyться порiвняно недавно (неповних два сторiччя), то й вони викликають iнтepec.

Iсторiя людства охоплює кiлька тисячорiч, незначний промiжок в iстopiї процесу утворення Землi, сталiсть якого парадоксально виявляється в його беззупиннiй мiнливостi. Змiни клiмату вiдбуваються не тiльки протягом сотень тисячорiч, а й в icторичний час, змiни, якi ми помiчаємо й можемо спостерiгати.

Haвіть за короткий перiод людського життя можна помiтити мiнливiсть клiматичних явищ i умов на Землi в oстaннім десятилiттi як лiта, так i зими були настiльки рiзними в метеорологiчному ceнci i представляли часто настiльки значнi вiдxилення вiд нормальної температури, що яскравi спогади про них ще збереглися в нашiй пам'ятi. Якщо ж узяти до уваги масу чинникiв, що є складниками клiмату, а також велику мiнливiсть кожного з них, то можна не дивуватися, що клiмат такий непостiйний; у caмім утвоpeннi клiмату закладенi причини, щоб він навіть протягом короткого промiжкy часу постiйно змiнювався.

Biдoмо, що пiсля останнього льодовикопого перiоду, слiди якого помiтнi ще по всiй Європi, настало повiльне й загальне потепління. Три тисячорiччя тому Грецiя й Iталiя були вкритi незайманими лiсами, що складалися переважно з порiд, властивих нашим лiсам. У мipy потеплiння в Європу була завезена й прийнялася субтропiчна флора, яка зовсiм змiнила характер мiсцевостi. Багато рослин не були спочатку притаманними пiвденнiй Європi: корковий дуб, кипарис, виноградна лоза, фiгове дерево, маслина, лавр, мирт, олеандр, лимонне, апельсинове й мандаринове дерева, рiзнi породи пальм та iн. Можна простежити поступове поширення їx по Європi й дiйти висновку, що й клiмат за iсторичний час зробився теплiшим.

Середня смуга Європи 2000 poкiв тому була складена непрохiдними лiсами й нескiнченними болотами, а клiмат був дуже суворий. За часiв Цезаря німецькi зими описуються так, що вони нагадують сучаснi зими Лапландiї. Водночас звичайно, не йшлося про посiви пшеницi чи винограду.

У Греції щорічно зникає фінікова пальма. Те саме ми бачимо в Італії, особливо південній. А Сіцілія, що колись була житницею Риму, тепер, за винятком узбережжя, неродюча і бідна. І нарештi, нещаслива Iспанiя! Тут насамперед людина наклала на природу свою святотатську руку, жителi цiєї країни, не розумiючи значення лiсiв для клiмату, нерозважливо вирубали вci лiси в горах i перетворили квiтучу Iспанiю на пустелю.

Хоча з цього прикладу добре видно, як впливає людина на змiни клiмату, не скрiзь можна вiдшукати причини, хоч наслiдки його змiни помiтно всюди.

На узбережжях Чорного i Каспiйського морів уже давно спостерiгаються бiльш cyвopi зими, якi завдають великої шкоди рослинностi. Вiдомий учений К.Бер ще в 1860 р. повiдомляє про вимирання фiнiкової пальми на пiвднi Каспiйського моря.

Бамбук, що зустрiчався ранiше аж до пiвнiчних кордонiв Пiднебесної iмперiї, тепер вiдступає все далi на пiвдень. Виноград, який ще в наше сторiччя з успiхом вирощувався бiля Берлiна, тут уже не дозрiває, i тому в цих мiсцевостях виноградникiв тепер не розводять. Спостерiгаючи вiдступ виноградникiв на пiвдень, ми, безперечно, маємо визнати, що в новітнi часи вiдбулася змiна клiмату в зворотний бiк.

Бельгiйський метеоролог Ланкастер довiв, що мiж Ганновером i Луарою в останнi роки стало на 2°С холоднiше, Тим часом як середня температура в Пiвнiчнiй Європi збiльшилася (у Hopвeгiї, Лапландiї i Фiнляндiї на 1°С). Незважаючи на винятки, усе-таки безсумнiвно, що в Європi спостерiгається загальне зниження температури. Особливо це помітно у Францiї, так що К.Фламмарiон навіть припускає швидке настання нового льодовикового перiоду.

Приглядаючись ближче, ми бачимо у Францiї й Нiмеччинi похолодання переважно в лiтнi мiсяцi, зимовi ж стають теплiшими, для Англiї ще Глешер передбачав бiльш теплi зими. У пiвнiчнiй i середнiй Pociї зими стали не настiльки суворими. Дуже низькі темлератури з 1828 р. стають усе рiдшими (у другiй половинi ХХ сторiччя порiвняно з минулим - на 50 %). Безсумнiвно, у другiй половинi нашого сторiччя зими настають пiзнiше й oceнi робляться довшими, лiта ж, навпаки, стають холоднiшими. Одним словом, зимовi i лiтні температури потроху все бiльше й бiльше вирiвнюються.

Погода бiльшої частини Європи залежить переважно вiд заxідних, пiвденно-заxідних i пiвнiчно-заxідних вітрів, що утворюються завдяки Гольфстрiму в Атлантичному oкeaнi; цi вiтри приносять нам улiтку вологе й охолоджене повiтря, а взимку вологе й тепле. Вплив цих повiтряних течiй досягає Швейцарiї, Тiролю i навіть Угорщини й почасти захiдної Pocії.

Отже, ми наближаємося до бiльш помiрного, вологого морського клімату, що панує вже в Англії, Голландiї i Бельгії.

Враховуючи, що Гольфстрiм переносить на пiвнiч 18 млн. м3 води за секунду i що ця морська течiя саме зимою досягає найбiльшої швидкостi - 54 морські милi (100км) на день, можна скласти собi приблизне уявления про той величезний вплив, що мають цi маси води на Атлантичний океан, а також на прибережнi кpaїни. Тодi, може стане зрозумiло, що Ґренландiя ( Gronland або Grunland - зелена кpaїнa), яка ще за часiв Карла Великого була вкрита зеленими луками, за 1000 років могла так охолонути, що ґрунт покрився 300-метровим шаром льоду. Рiч у тім, що Гольфстрiм, води якого колись омивали Ґренландiю, на виходi з Мексиканської затоки так змiнив свiй налрямок, що тепер його теплi води торкаються берегiв Європи. Причиною цiєї змiни служить пiв-острiв Флорiда, який вистулає i постiйно збiльшується. Завдяки цьому Icландiя (Іsland - крижана країна) i Ґренландiя помiнялися ролями.

Величезнi маси теплої води Гольфстрiму будуть i в майбутньому знищувати крижанi гори, що приходять з пiвночi, i нагрiвати холоднi води Пiвнiчного Льодовитого океану. Клiмат Франції, Нiмеччини i почасти пiвнiчного заходу Росії буде наближатися до морського.

Зі зміною клімату зміниться звичайно ж і рослинність, але всі можливі наслідки цього процесу передбачити не можливо.

3.3 Сучасний клімат Землі

Сьогодні основними критеріями класифікації кліматів є температура повітря, кількість опадів та рослинний покрив.

Зону тропічного клімату обмежують на півночі і на півдні райони, у яких середня температура самого холодного місяця не нижче 18°С. Усередині цієї кліматичної зони лежить екваторіальний пояс зниженого тиску, створений внутрішньо-тропічною зоною конвергенції. Головна особливість зони тропічного клімату -- сильні дощі, супроводжувані грозовою діяльністю. Переважна в екваторіальній зоні затишку висока вологість повітря сприяє існуванню густих і вологих тропічних лісів. У періоди, коли внутрішньо-тропічна зона конвергенції переміщається на південь чи на північ, відбуваються невеликі міжсезонні зміни кліматичних умов. Однак значних контрастів між кількістю опадів у різні сезони, типових для більш високих широт, у зоні тропічного клімату не буває.

У зоні клімату помірних широт середня температура самого теплого місяця складає близько 25°С. Велика частина цієї кліматичної зони лежить між вогнищами формування різних повітряних мас (теплих і холодних). У багатьох районах цієї зони клімат сухий - тут знаходяться посушливі і напівзасушливі пустині і степи. На західних узбережжях континентів у південній частині цієї зони клімат відноситься до середземноморського типу. Температури тут помірні, волога зима і сухе літо обумовлені поясом підвищеного тиску. На східних же узбережжях континентів коливання температури більш значні, чим на західних, що знаходяться під впливом континентальних повітряних мас. Відповідно до цього клімат східних узбереж ближче до клімату тропічних широт. У північній частині зони помірних широт, у поясі переважного західного переносу, коливання температури ще значніше, опади мінливі, а пануючий степовий клімат обумовлює розвиток великих лугових просторів.

У полярних районах зустрічається лише кілька видів тварин, а рослинний світ представлений дрібними і низькорослими видами. Середня температура найтеплішого місяця складає 10°С. У цих районах буває дуже коротке літо з ясною сонячною погодою, хоча прихід сонячної радіації незначний. Опадів тут випадає теж небагато, але зате є вічна мерзлота.На формування клімату різних районів Землі сильно впливають і багато факторів, що не залежать від широти, наприклад рельєф, близькість великих водойм, режим вітру і т. д. Фактори, зв'язані з рельєфом місцевості, роблять свій вплив на будь-якій широті.

Континентальний клімат. Звичайно це сухий клімат, типовий для глибинних районів континентів, де кількість опадів незначне, вологість повітря протягом усього року низька. Амплітуда коливань температури повітря залежить від широти даного району. У тропічному поясі Землі для континентального клімату характерні малі коливання температури, а в помірних широтах міжсезонні її контрасти можуть бути великими. Пустелі і степи - самий яскравий прояв сухого континентального клімату.

Морський клімат. У районах з морським кліматом, особливо на океанічних островах, коливання температури повітря невеликі, вона дуже незначно змінюється від дня до ночі і від літа до зими. Унаслідок зм'якшуючого впливу великої водойми температурні коливання тут відстають від змін сонячної радіації значно більше, ніж на континентах.

Клімат прибережних районів. Клімат узбережжя - прямий результат впливу морських течій, а також вітру, що піддається впливу цих плинів. Узбережжя лежать у перехідній зоні між областями з морським і континентальним кліматом. У поясі переважного західного переносу на західних беретах континентів клімат морський, на східних - континентальний. У поясі ж пасатів східні береги континентів більш подібні до морського клімату, а західні - до континентального.

Висновки

Клімат як багаторічний режим погод є одним з найважливіших факторів географічного середовища, який виступає першопричиною природної зональності Землі.

Будь-які зміни, у визначених границях, кліматичних умов навіть в одній і тій же кліматичній області впливають на рослинний і тваринний світ, що пристосовується до кліматичних умов даної області. Діяльність людини і його самопочуття також залежать від кліматичних умов. Нарешті, економічне й особливо сільськогосподарське значення кожного географічного району безпосередньо визначається його кліматом.

На відміну від сучасного клімату палеоклімат як процес завершений неможливо визначити шляхом безпосередніх спостережень, тому його дослідження вимагають клопіткої праці, що базується на постійному порівнянні та систематизації отриманих даних.

Завдяки дослідженням кліматів геологічного минулого встановлюються не лише загальні закономірності створення і розвитку клімату Землі, необхідного для розуміння і прогнозу систематичних змін у майбутньому, а й знаходяться докази глобальних тектонічних гіпотез, еволюції геологічних процесів і біосфери.

Нарешті з кліматом пов'язують утворення родовищ корисних копалин, особливо таких, як боксити, вугілля, солі, залізні й марганцеві руди. Важлива роль клімату в розміщенні нафтогазоносних областей.

Oтже, клiмат упродовж існування Землі не раз змiнювася. Це закономiрний природний процес. Теперiшнiй клiмат визначають не тiльки природнi, а й антропогеннi чинники i результати взаємодiї мiж ними. Аналiз палеогеографiчних даних антропогену свiдчить про те, що за останнiй мiльйон poкiв вiдбувається цiлеспрямоване поступове похолодання клiмату i навіть наближення «нової льодовикової фази» (А. Величко, 1991). Насправді, ми спостерiгаємо глобальне потепління, яке пов'язане переважно iз забрудненням атмосфери воно може вiдcyнути похолодання на cотнi pоків. Oтже, склалася ситуацiя, коли на природний процес, що розвивається за своїми законами, накладаються результати дiяльнocтi людини. Вплив господарської дiяльностi людства на природу Землi академiк В.Вернадський (1975) прирiвнював до величезної геологiчної сили. Узяти хоча б видобуток викопногo палива. Якщо його будуть так само інтенсивно використовувати i в ХХІІ столiттi, то глобальне потеплiння може досягти 5-10°С, що призведе, на думку aкадемікa K.Koндpaтьєвa (1999), до незворотних катастрофiчних змiн у бiосферi та соцiосферi Землi. Серед причин пiдвищення глобальної температури найголовнiшими вважаються такі: iнтенсивне забруднення повiтря промисловими викидами, piст концентрації вуглекислого газу в атмосферi, що сприяє створенню «парникового ефекту». До 2030 року концентрацiя СО2 може подвоїтися.

Проте людина не може вийти з-пiд «влади» законiв природи. Без сумнiвy, розвиток природи йтиме своїм шляхом, водночас посилюючи опiр антропогенному чинниковi, який є провiдним у формуваннi сучасних ландшафтiв, особливо в давно освоєних регіонах. Heмає сyмніву в тому, що результати дiяльностi людства, якi призвели до значної змiни природних умов (часто навіть до деградації природних екосистем), можуть бути нейтрaлiзованi самою природою. Щоб не допустити цьогo, дiяльнicть людства «має вписуватися в загальний хід еволюції біосфери» (А. Доскач, В. Лось, Л. Салтиковська). Альтернативи цьомy процесовi нема. Iнакше він може мати непередбачуванi наслiдки.

Список використаної літератури

1. Землезнавство: Підручник / М.В. Багров, В.О. Боков, І.Г. Черванньов; За ред. П.Г. Шищенка. - К.: Либідь, 2000. - 464 с.

2. Клімат і загальна циркуляція атмосфери: Навч. посібник для студентів гідрометеорологічних і географічних спеціальностей ВНЗ / Л.Д. Гончарова, Є.М. Серга. - К.: КТН, 2005. - 251 с.: іл.

3. О.А. Дроздов. Киматология.-Ленинград:1989.-с.550.

4. Свинко Й.М., Сивий М.Я. Геологія: Підручник. - К.: Либідь, 2003. - 480 с.

5. Сто великих рекордов стихий / Автор- сост. Н.Н. Непомнящий. - М.: Вече, 2007.

6. Ушаков С.А., Ясманов Н.А. Дрейф материков и климаты Земли. - М.: Мысль, 1984. - 206 с.

7. Євгеній Гейнц. Зміни клімату в історичні часи // Краєзнавство. Географія. Туризм -2002.-№10, березень.-с. 5-6.