Реферат: Земля - планета Солнечной системы

Содержание

 

I. Введение

II. Земля как планета

III.    1. Строение Земли

а) Магнитосфера

б) Атмосфера

в) Гидросфера

2. «Твёрдая»Земля

а) Строение «твёрдой» Земли

б) Физическиехарактеристики и химический   состав «твёрдой» Земли

3. Геодинамическиепроцессы

4. Основныечерты структуры земнойкоры

5. Рельеф Земли

а) Морфоструктуры

б) Морфоскульптуры

6. Биосфера

7. Географическаяоболочка

IV. Геологическая история и эволюция жизни на Земле

1. Геологическаяистория Земли

2. Историяразвития органического мира

V. Человек и Земля

VI. Список используемой литературы

Земля (от общеславянского зем — пол, низ),третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак или, ♀.

/> 

I. Введение

/>

Землязанимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т.н. земной группы, в которую входят Меркурий, Венера, Земля и Марс, она являетсясамой крупной. Важнейшим отличием Земли от других планет Солнечной системыявляется существование на ней жизни, достигшей с появлением человека своейвысшей, разумной формы. Условия для развития жизни на ближайших к Земле телахСолнечной системы неблагоприятны; обитаемые тела за пределами последней покатакже не обнаружены. Однако жизнь — естественный этап развития материи, поэтомуЗемлю нельзя считать единственным обитаемым космическим телом Вселенной, аземные формы жизни — её единственно возможными формами.

Согласносовременным космогоническим представлениям, Земля образовалась приблизительно4,5 млрд. лет назад путём гравитационной конденсации из рассеянного в околосолнечномпространстве газопылевого вещества, содержащего все известные в природехимические элементы. Формирование Земли сопровождалось дифференциациейвещества, которой способствовал постепенный разогрев земных недр, в основном засчёт теплоты, выделявшейся при распаде радиоактивных элементов (урана, тория,калия и др.). Результатом этой дифференциации явилось разделение Земли наконцентрически расположенные слои — геосферы, различающиеся химическимсоставом, агрегатным состоянием и физическими свойствами. В центре образовалосьядро Земли, окруженное мантией. Из наиболее лёгких и легкоплавких компонентоввещества, выделившихся из мантии в процессах выплавления, возникларасположенная над мантией земная кора. Совокупность этих внутренних геосфер,ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют «твёрдой» Землей (хотяэто не совсем точно, поскольку установлено, что внешняя часть ядра обладаетсвойствами вязкой жидкости). «Твёрдая» Земля заключает почти всю массу планеты(см. табл. 1).

Табл. 1.Схема строения Земли (без верхней атмосферы и магнитосферы)

Геосферы Расстояние нижней границы от поверхности Земли, км.

Объём, 1018 м3

Масса, 1021 кг

Доля массы геосферы от массы Земли, % Атмосфера, до высоты 2000 1320 ~0,005

~ 10 -6

Гидросфера до 11 1,4 1,4 0,02 Земная кора 5-70 10,2 28 0,48 Мантия до 2900 896,6 4013 67,2 Ядро 6371 (центр З.) 175,2 1934 32,3 Вся Земля (без атмосферы) 1083,4 5976 100,0

За еёпределами находятся внешние геосферы — водная (гидросфера) и воздушная (атмосфера),которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли придегазации мантии. Дифференциация вещества мантий Земли и пополнение продуктамидифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили напротяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.

Большую частьповерхности Земля занимает Мировой океан (361,1 млн. км2, или70,8%), суша составляет 149,1 млн. км2 (29,2%) и образует шестькрупных массивов — материков: Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку,Антарктиду и Австралию (см. табл. 2),

Табл. 2. —Материки (с островами)

Название материка

Площадь, млн. км2

Средняя высота, м. Наибольшая высота гор на материке, м. Евразия 53,45 840 8848 Африка 30.30 750 5895 Северная Америка 24,25 720 6194 Южная Америка 18,28 590 6960 Антарктида 13,97 2040 5140 Австралия (с Океанией) 8,89 340 2230

а такжемногочисленные острова. С делением суши на материки не совпадает деление начасти света: Евразию делят на две части света — Европу и Азию, а обаамериканских материка считают за одну часть света — Америку, иногда за особую«океаническую» часть света принимают острова Тихого океана — Океанию, площадькоторой обычно учитывается вместе с Австралией. Мировой океан расчленяетсяматериками на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (см. табл.3);

Табл. 3. —Океаны

Название океана

Поверхность зеркала, млн. км2

Средняя глубина, м. Наибольшая глубина, м. Тихий 179,68 3984 11022 Атлантический 93,36* 3926 8428 Индийский 74,92 3897 7130 Северный Ледовитый 13,10 1205 5449

некоторыеисследователи выделяют приантарктические части Атлантического, Тихого иИндийского океанов в особый, Южный, океан.

Северноеполушарие Земли — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), а Южное —океаническое (суша составляет лишь 19% поверхности). В Западном полушариипреобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей.

Обобщённыйпрофиль суши и дна океанов образует две гигантские «ступени» — материковую иокеаническую. Первая поднимается над второй в среднем на 4670 м (средняя высота суши 875 м; средняя глубина океана около 3800 м). Над равнинной поверхностью материковой «ступени» возвышаются горы, отдельные вершины которыхимеют высоту 7—8 км и более. Высочайшая вершина мира — г. Джомолунгма вГималаях — достигает 8848 м. Она возвышается над глубочайшим понижением днаокеана почти на 20 км.        

Земля обладаетгравитационным, магнитным и электрическим полями.Гравитационное притяжение Земли удерживает на околоземной орбите Луну иискусственные спутники. Действием гравитационного поляобусловлены сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности,течение рек, движение ледников и другие процессы.        Магнитное поле создаётся в результате сложного движения веществав ядре Земли. В межпланетном пространстве оно занимает область, объём которойнамного превосходит объём Земли, а форма напоминает комету с хвостом,направленным от Солнца. Эту область называют магнитосферой.

С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. «Твёрдая» Земля несёт отрицательный электрическийзаряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так чтов целом Земля, по-видимому, электронейтральна.    

Впространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей Земли, происходит последовательное и глубокоеизменение первичных космических факторов — поглощение и преобразованиесолнечных и галактических космических лучей, солнечного ветра, рентгеновского,ультрафиолетового, оптического и радиоизлучений Солнца, что имеет важноезначение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая большуючасть жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера иособенно атмосфера защищают от их смертоносного воздействия живые организмы.        

Земляполучает 1,7-1017 г Дж/сек (или 5,4*1024 Дж/год) лучистойэнергии Солнца, но лишь около 50% этого количества достигает поверхности Землии служит главным источником энергии большинства происходящих на ней процессов.

ПоверхностьЗемли, гидросферу, а также прилегающие слои атмосферы и земной коры объединяютпод названием географической, или ландшафтной, оболочки. Географическаяоболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовалоналичие на Земле определённых физических и химических условий, необходимых длясинтеза сложных органических молекул. Прямое или косвенное участие живыхорганизмов во многих геохимических процессах со временем приобрело, глобальныемасштабы и качественно изменило географическую оболочку, преобразовавхимический состав атмосферы, гидросферы и отчасти земной коры. Глобальныйэффект в ход природных процессов вносит и деятельность человека. Ввидугромадного значения живого вещества как геологического агента вся сферараспространения жизни и биогенных продуктов была названа биосферой.

Современныезнания о Земле, её форме, строении и месте во Вселенной формировались впроцессе долгих исканий. Ещё в глубокой древности делалось много попыток датьобщее представление о форме Земли. Индусы, например, верили, что Земля имеетформу лотоса. Вавилоняне, как и многие другие народы, считали Землю плоскимдиском, окруженным водой. Однако ещё около 3 тыс. лет назад началиформироваться и правильные представления. Халдеи первыми заметили на основаниинаблюдений лунных затмений, что Земля — шарообразна. Пифагор, Парменид (6—5 вв.до н. э.) и Аристотель (4 в. до н. э.) пытались дать этому научное обоснование.Эратосфен (3 в. до н. э.) сделал первую попытку определить размеры Земли подлине дуги меридиана между городами Александрией и Сиеной (Африка). Большинствоантичных учёных считало Землю центром мира. Наиболее полно разработал этугеоцентрическую концепцию Птолемей во 2 в. Однако значительно раньше АристархСамосский (4—3 вв. до н. э.) развивал гелиоцентрические представления, считаяцентром мира Солнце. В средние века представления о шарообразности Земли и еёдвижении отрицались, как противоречащие священному писанию, и объявлялисьересью. Идея шарообразности Земли вновь завоевала признание лишь в эпохуВозрождения, с началом Великих географических открытий. В 1543 Коперник научнообосновал гелиоцентрическую систему мира, согласно которой Земля и другиепланеты обращаются вокруг Солнца. Но этому учению пришлось выдержать жестокуюдлительную борьбу с геоцентрической системой, которую продолжала поддерживатьхристианская церковь. С этой борьбой связаны такие трагические события, каксожжение Дж. Бруно и вынужденное отречение от гелиоцентрических представленийГ. Галилея. Окончательное утверждение гелиоцентрической системы обязанооткрытию в начале 17 в. И. Кеплером законов движения планет и обоснованием в1687 И. Ньютоном закона всемирного тяготения.

Структура«твёрдой» Земли была выяснена главным образом в 20 в. благодаря достижениям сейсмологии.Открытие радиоактивного распада элементов привело к коренному пересмотру многихфундаментальных концепций. В частности, представление о первоначальноогненно-жидком состоянии Земли было заменено идеями о её образовании изскоплений холодных твёрдых частиц. На основе радиоактивного распада былиразработаны также методы определения абсолютного возраста горных пород,позволившие объективно оценивать длительность истории Земли  и скоростьпроцессов, протекающих на её поверхности и в недрах.

 Во 2-йполовине 20 в. в результате использования ракет и спутников сформировалисьпредставления о верхних слоях атмосферы и магнитосфере.

Землю  изучаютмногие науки. Фигурой и размерами Земли занимается геодезия, движениями Земликак небесного тела — астрономия, силовыми полями— геофизика (отчасти астрофизика), которая изучает также физическое состояниевещества Земли и физические процессы, протекающие во всех геосферах. Законыраспределения химических элементов Земли и процессы их миграции исследуетгеохимия. Вещественный состав литосферы и историю сё развития изучает комплексгеологических наук. Природные явления и процессы, происходящие в географическойоболочке и биосфере, являются областью наук географических и биологическихциклов. Земных проблем касаются также науки, изучающие законы взаимодействияприроды и общества.

/>II. Земля как планета.

Земля —третья по расстоянию от Солнца большая планета Солнечной системы. Масса Землиравна 5976*1021 кг, что составляет 1/448 долюмассы больших планет и 1/330000 массы Солнца. Поддействием притяжения Солнца Земля, как и другие тела Солнечной системы,обращается вокруг него по эллиптической (мало отличающейся от круговой) орбите.Солнце расположено в одном из фокусов эллиптической орбиты Земли, вследствиечего расстояние между Землёй и Солнцем в течение года меняется от 147,117 млн. км(в перигелии) до 152,083 млн. км (в афелии). Большая полуось орбиты Земли,равная 149,6 млн. км, принимается за единицу при измерении расстояний впределах Солнечной системы. Скорость движения Земли по орбите, равная в среднем29,765 км/сек, колеблется от 30,27 км/сек (в перигелии) до 29,27 км/сек (вафелии). Вместе с Солнцем Земля участвует также в движении вокруг центраГалактики, период галактического обращения составляет около 200 млн. лет,средняя скорость движения 250 км/сек. Относительно ближайших звёзд Солнцевместе с Землей движется со скоростью  19,5 км/сек в направлениисозвездия Геркулеса.

Периодобращения Земли вокруг Солнца, называемый годом, имеет несколько различнуювеличину в зависимости от того, по отношению к каким телам или точкам небеснойсферы рассматривается движение Земли и связанное с ним кажущееся движениеСолнца по небу. Период обращения, соответствующий промежутку времени междудвумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называетсятропическим годом. Тропический год положен в основу календаря, он равен 365,242средних солнечных суток.        

Плоскостьземной орбиты (плоскость эклиптики) наклонена в современную эпоху под углом 1,6

Естественныйспутник Земли — Луна обращается вокруг Земли по эллиптической орбите на среднемрасстоянии 384 400 км. Масса Луны составляет 1:81,5 долю массы Земли (73,5*1021кг). Центр масс системы Земля — Луна отстоит от центра З. на ¾её радиуса. Оба тела — Земля и Луна — обращаются вокруг центра масс системы.Отношение массы Луны к массе Земли — наибольшее среди всех планет и ихспутников в Солнечной системе, поэтому систему Земля — Луна часто рассматриваюткак двойную планету.

Земля имеетсложную форму, определяемую совместным действием гравитации, центробежных сил,вызванных осевым вращением Земли, а также совокупностью внутренних и внешнихрельефообразующих сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) Земли принимают уровненнуюповерхность гравитационного потенциала (т. е. поверхность, во всех точкахперпендикулярную к направлению отвеса), совпадающую с поверхностью воды вокеанах (при отсутствии волн, приливов, течений и возмущений, вызванныхизменением атмосферного давления). Эту поверхность называют геоидом. Объём,ограниченный этой поверхностью, считается объёмом Земли. Средним радиусом Землиназывают радиус шара того же объёма, что и объём геоида. Для решения многихнаучных и практических задач геодезии, картографии и других в качестве формы Землипринимают земной эллипсоид. Знание параметров земного эллипсоида, его положенияв теле Земли. А также гравитационного поля Землиимеет большое значение в астродинамике, изучающей законы движения искусственныхкосмических тел. Эти параметры изучаются путём наземных астрономо-геодезическихи гравиметрических измерений и методами спутниковой геодезии.

Вследствиевращения Земли точки экватора имеют скорость 465 м/сек, а точки, расположенныена широте  — скорость 465cos (м/сек), если считать Землю шаром.Зависимость линейной скорости вращения, а, следовательно, и центробежной силыот широты приводит к различию значений ускорения силы тяжести на разных широтах(см. табл. 4).

Табл. 4. —Геометрические и физические характеристики Земли

Экваториальный радиус 6378,160 км Полярный радиус 6356,777 км Сжатие земного эллипсоида 1:298,25 Средний радиус 6371,032 км Длина окружности экватора 40075,696 км Поверхность

510,2 106 км2

Объём

1,083 1012 км3

Масса

5976 1021 кг

Средняя плотность

5518 кг/м3

Ускорение силы тяжести (на уровне моря)   а) на экваторе

9,78049 м/сек2

  б) на полюсе

9,83235 м/сек2

  в) стандартное

9,80665 м/сек2

Момент инерции относительно оси вращения

8,104 1037 кг м2

Вращение Земливокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности. Период вращения Землиопределяет единицу времени — сутки. Ось вращения Земли отклонена отперпендикуляра к плоскости эклиптики на 23° 26,5' (в середине 20 в.); всовременную эпоху этот угол уменьшается на 0,47“ за год. При движении Земли поорбите вокруг Солнца её ось вращения сохраняет почти постоянное направление впространстве. Это приводит к смене времён года. Гравитационное влияние Луны,Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситетаорбиты и наклона оси Земли, что является одной из причин многовековых измененийклимата.

Периодвращения Земли систематически увеличивается под воздействием лунных и в меньшейстепени солнечных приливов. Притяжение Луны создаёт приливные деформации какатмосферы и водной оболочки, так и «твёрдой» Земли. Они направлены кпритягивающему телу и, следовательно, перемещаются по З. при её вращении.Приливы в земной коре имеют амплитуду до 43 см, в открытом океане — не более 1м, в атмосфере они вызывают изменение давления в несколько сот н/м2 (несколькомм рт. ст.). Приливное трение, сопровождающее движение приливов, приводит кпотере системой Земля — Луна энергии и передаче момента количества движения от Землик Луне. В результате вращение Земля замедляется, а Луна удаляется от Земли.Изучение месячных и годичных колец роста у ископаемых кораллов позволилооценить число суток в году в прошлые геологические эпохи (до 600 млн. летназад). Результаты исследований говорят о том, что период вращения З. вокругоси увеличивается в среднем на несколько м/сек за столетие (500 млн. лет назаддлительность суток составляла 20,8 ч). Фактическое замедление скорости вращенияЗемли несколько меньше того, которое соответствует передаче момента Луне. Этоуказывает на вековое уменьшение момента инерции Земли, по-видимому, связанное сростом плотного ядра Земли либо с перемещением масс при тектоническихпроцессах. Скорость вращения Земли несколько меняется в течение года такжевследствие сезонных перемещений воздушных масс и влаги. Наблюдения траекторийискусственных спутников Земли позволили с высокой точностью установить, чтосплюснутость Земли несколько больше той, которая соответствует современнойскорости её вращения и распределению внутренних масс. По-видимому, этообъясняется высокой вязкостью земных недр, приводящей к тому, что при замедлениивращения Земли её фигура не сразу принимает форму, соответствующую увеличенномупериоду вращения. Поскольку Земля имеет сплюснутую форму (избыток массы уэкватора), а орбита Луны не лежит в плоскости земного экватора, притяжение Лунывызывает прецессию — медленный поворот земной оси в пространстве (полный оборотпроисходит за 26 тыс. лет). На это движение накладываются периодическиеколебания направления оси — нутация (основной период 18,6 года). Положение осивращения по отношению к телу Земли испытывает как периодические изменения(полюсы при этом отклоняются от среднего положения на 10—15 м), так и вековые(среднее положение северного полюса смещается в сторону Северной Америки соскоростью ~11 см в год.).

/> 

III.  1. Строение Земли

/> 

а)  Магнитосфера

Самой внешнейи протяжённой оболочкой Земли является магнитосфера — область околоземногопространства, физические свойства которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоками заряженныхчастиц.

Исследования,проведённые при помощи космических зондов и искусственных спутников Земли,показали, что Земля постоянно находится в потоке корпускулярного излученияСолнца (т. н. солнечный ветер). Он образуется благодаря непрерывному расширению(истечению) плазмы солнечной короны и состоит из заряженных частиц (протонов,ядер и ионов гелия, а также более тяжёлых положительных ионов и электронов). Уорбиты Земли скорость направленного движения частиц в потоке колеблется от 300до 800 км/сек. Солнечная плазма несёт с собой магнитное поле,напряжённость которого в среднем равна 4,8-10-За/м (6*10-5э).

Пристолкновении потока солнечной плазмы с препятствием — магнитным полем Земли — образуется распространяющаяся навстречупотоку ударная волна, фронт которой со стороны Солнца в среднем локализован нарасстоянии 13—14 радиусов Земли (R) от её центра. За фронтомударной волны следует переходная область толщиной ~ 20 тыс. км, где магнитное поле солнечной плазмы становится неупорядоченным, адвижение её частиц — хаотичным, температура плазмы в этой области повышаетсяпримерно с 200 тыс. градусов до ~ 10 млн. градусов.

Переходнаяобласть примыкает непосредственно к магнитосфере Земли, граница которой —магнитопауза — проходит там, где динамическое давление солнечного ветрауравновешивается давлением магнитного поля Земли;она расположена со стороны Солнца на расстоянии ~ 10—12 R ()(70—80 тыс. км) от центра З., её толщина ~ 100 км. Напряжённость магнитного поля З. у магнитопаузы ~ 8*10-2а/м(10-3э), т. е. значительно выше напряжённости поля солнечной плазмы на уровне орбиты Земли. Потоки частицсолнечной плазмы обтекают магнитосферу и резко искажают на значительныхрасстояниях от З. структуру её магнитного поля.Примерно до расстояния 3 R от центра Земли магнитное поле ещё достаточно близко к полюмагнитного диполя (напряжённость поля убывает свысотой ~1/R3). Регулярность поля здесь нарушают лишь магнитные аномалии (влияниенаиболее крупных аномалий сказывается до высот ~0,5R) надповерхностью Земли. На расстояниях, превышающих 3 R,магнитное поле ослабевает медленнее, чем поле диполя, а его силовые линии с солнечной сторонынесколько прижаты к Земле. Линии геомагнитного поля,выходящие из полярных областей Земли, отклоняются солнечным ветром на ночнуюсторону Земли. Там они образуют «хвост», или «шлейф», магнитосферыпротяжённостью более 5 млн. км. Пучки магнитных силовых линий противоположногонаправления разделены в хвосте областью очень слабого магнитного поля (нейтральным слоем), где концентрируется горячаяплазма с температурой в млн. градусов.

Магнитосферареагирует на проявления солнечной активности, вызывающей заметные изменения всолнечном ветре и его магнитном поле. Возникаетсложный комплекс явлений, получивший название магнитной бури. При буряхнаблюдается непосредственное вторжение в магнитосферу частиц солнечного ветра,происходит нагрев и усиление ионизации верхних слоев атмосферы, ускорениезаряженных частиц, увеличение яркости полярных сияний, возникновениеэлектромагнитных шумов, нарушение радиосвязи на коротких волнах и т.д. Вобласти замкнутых линий геомагнитного полясуществует магнитная ловушка для заряженных частиц. Нижняя её границаопределяется поглощением захваченных в ловушку частиц атмосферой на высотенесколько сот км., верхняя практически совпадает с границей магнитосферы надневной стороне Земли, несколько снижаясь на ночной стороне. Потоки захваченныхв ловушку частиц высоких энергий (главным образом протонов и электронов)образуют т. н. Радиационный пояс Земли. Частицы радиационного поясапредставляют значительную радиационную опасность при полётах в космос./>

 

б)  Атмосфера

Атмосферой,или воздушной оболочкой Земли, называют газовую среду, окружающую «твёрдую» Землюи вращающуюся вместе с ней. Масса атмосферы составляет ~5,15*1018 кг.Среднее давление атмосферы на поверхность Земли на уровне моря. Равно 101 325 н/м2(это соответствует 1 атмосфере или 760 мм рт. ст.). Плотность и давление атмосферы быстро убывают с высотой: у поверхности З. средняя плотность воздуха = 1,22 кг/м3, на высоте 10 км, а на высоте 100 км =8,8. Атмосфера имеет слоистое строение, слои различаются своими физическими ихимическими свойствами (температурой, химическим составом, ионизацией молекул идр.).

Принятоеделение атмосферы на слои основано главным образом на изменении в нейтемпературы с высотой, поскольку оно отражает баланс основных энергетическихпроцессов в атмосфере.

Нижняя частьатмосферы, содержащая около 80% всей её массы, называется тропосферой. Онараспространяется до высоты 16—18 км в экваториальном поясе и до 8—10 км вполярных широтах. Температура тропосферы понижается с высотой в среднем на 0,6.К на каждые 100 м. Над тропосферой до высоты 55 км расположена стратосфера, вкоторой заключено почти 20% массы атмосферы. От тропосферы она отделенапереходным слоем — тропопаузой, с температурой 190—220 К. До высоты ~25 кмтемпература стратосферы несколько падает, но дальше начинает расти, достигаямаксимума (~270К) на высоте 50—55 км. Этот рост связан главным образом сувеличением в верхних слоях стратосферы концентрации озона, интенсивнопоглощающего ультрафиолетовое излучение Солнца. Над стратосферой расположенымезосфера (до 80 км), термосфера (от 80 км до 800—1000 км) и экзосфера (выше800—1000 км). Общая масса всех этих слоев не превышает 0,5% массы атмосферы. Вмезосфере, отделённой от стратосферы стратопаузой, озон исчезает, температуравновь падает до 180—200К. вблизи её верхней границы (мезопаузы). В термосферепроисходит быстрый рост температуры, связанный главным образом с поглощением вней солнечного коротковолнового излучения. Рост температуры наблюдается довысоты 200—300 км. Выше, примерно до 800—1000 км, температура остаётсяпостоянной (~1000К), т.к. здесь разреженная атмосфера слабо поглощаетсолнечное излучение.

Верхний слойатмосферы — экзосфера — крайне разрежен (у его нижней границы число протонов в 1 м3<sup/>составляет ~ 1011) и столкновения частиц в нём происходятредко. Скорости отдельных частиц экзосферы могут превышать критическую скоростьускользания (вторую космическую скорость). Эти частицы, если им не помешаютстолкновения, могут, преодолев притяжение Земли, покинуть атмосферу и уйти вмежпланетное пространство. Так происходит рассеяние (диссипация) атмосферы.Поэтому экзосферу называют также сферой рассеяния. Ускользают из атмосферы вмежпланетное пространство главным образом атомы водорода и гелия.  

Приведённыехарактеристики слоев атмосферы следует рассматривать как усреднённые. Взависимости от географической широты, времени года, суток и др. они могутзаметно меняться.

Химическийсостав земной атмосферы неоднороден. Сухой атмосферный воздух у поверхности Землисодержит по объёму 78,08% азота,20,95% кислорода (~ 10-6% озона),0,93% аргона и около 0,03% углекислого газа. Не более 0,1% составляют вместеводород, неон, гелий, метан, криптон и др. газы. В слое атмосферы до высот90—100 км, в котором происходит интенсивное перемешивание атмосферы, относительныйсостав её основных компонентов не меняется, этот слой называется гомосферой. Ватмосфере содержится (1,3—1,5)*1016 кг воды. Главная массаатмосферной воды (в виде пара, взвешенных капель и кристалликов льда)сосредоточена в тропосфере, причём с высотой её содержание резко убывает. Вовлажном воздухе содержание водяного пара у земной поверхности колеблется от3—4% в тропиках до 2*10-5% в Антарктиде. Очень изменчивы аэрозольныекомпоненты воздуха, включающие пыль почвенного, органического и космическогопроисхождения, частички сажи, пепла и минеральных солей.

У верхнейграницы тропосферы и в стратосфере наблюдается повышенное содержание озона.Слой максимальной концентрации озона расположен на высотах ~21—25 км. Начиная свысоты ~ 40 км увеличивается содержание атомарного кислорода. Диссоциациямолекулярного азота начинается на высоте около 200 км. Наряду с диссоциацией молекул под действием коротковолнового и корпускулярного излученийСолнца на высотах от 50 до 400 км происходит ионизация атмосферных газов. Отстепени ионизации зависит электропроводность атмосферы. На высоте 250—300 км,где расположен максимум ионизации, электропроводность атмосферы в 1012раз больше, чем у земной поверхности. Для верхних слоев атмосферы характерентакже процесс диффузионного разделения газов под действием силы тяжести(гравитационное разделение): газы распределяются с высотой в соответствии с ихмолекулярной массой. Верхние слои атмосферы в результате оказываютсяобогащенными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации,ионизации и гравитационного разделения определяет химическую неоднородностьверхних слоев атмосферы. Примерно до 200 км основным компонентом воздуха является азот N2. Выше начинает превалировать атомарный кислород. Навысоте более 600 км преобладающим компонентом становится гелий, а в слое от 2тыс. км и выше — водород, который образует вокруг Земли так называемуюводородную корону.

Черезатмосферу к поверхности Земли поступает электромагнитное излучение Солнца —главный источник энергии физических, химических и биологических процессов. Вгеографической оболочке Земли атмосфера прозрачна для электромагнитногоизлучения в диапазоне длин волн  от 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм(в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) ирадиодиапазоне — от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона (>5,2мкм)поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы.Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн отеё ионизованных слоев (ионосферы). Излучение ультрафиолетового диапазона (от 3000 до 1800 Å) поглощается озоном на высотах 15—60 км, а волны длиной1800—1000 Å и короче — азотом, молекулярным и атомарным кислородом (навысоте от нескольких десятков до нескольких сот км над поверхностью З.).Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощаетсявсей толщей атмосферы, до поверхности Земли оно не доходит. Таким образом,биосфера оказывается защищенной от губительного воздействия коротковолновогоизлучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности Землидостигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границуатмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излученияЗемли (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды. Если бы Землябыла лишена атмосферы, то средняя температура её поверхности была бы —23°С, вдействительности средняя годовая температура поверхности Земли составляет14,8°С. Атмосфера задерживает также часть космических лучей и служит бронёйпротив разрушительного действия метеоритов. Насколько велико защитное значениеземной атмосферы, показывает испещрённая метеоритными кратерами поверхностьЛуны, лишённая атмосферной защиты. Между атмосферой и подстилающей поверхностьюпроисходит непрерывный обмен энергией (теплооборот) и веществом (влагооборот,обмен кислородом и др. газами). Теплооборот включает перенос теплоты излучением(лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекции и фазовыхпереходов воды (испарения, конденсации, кристаллизации).

Неравномерныйнагрев атмосферы над сушей, морем на разных высотах и в разных широтах приводитк неравномерному распределению атмосферного давления. Возникающие в атмосфереустойчивые перепады давления вызывают общую циркуляцию атмосферы, с которойсвязан влагооборот, включающий процессы испарения воды с поверхностигидросферы, переноса водяного пара воздушными потоками, выпадение осадков и ихсток. Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы являются основнымиклимато-образующими процессами. Атмосфера является активным агентом в различныхпроцессах, происходящих на поверхности суши и в верхних слоях водоёмов.Важнейшую роль играет атмосфера в развитии жизни на Земле.

/> 

в)   Гидросфера

Вода образуетпрерывистую оболочку Земли. Около 94% общего объёма гидросферы сосредоточено вокеанах и морях; 4% заключено в подземных водах; около 2% — в льдах и снегах(главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% — в поверхностныхводах суши (реки, озёра, болота). Незначительное количество воды содержится ватмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую впроцессе обращения. Ежегодное количество осадков, выпадающих на земнуюповерхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши иокеанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.

Водагидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав еёблизок к составу океанической воды, в которой преобладают кислород, водород,хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержаниеминеральных веществ в водах суши (солёность) подвержено большим колебаниям взависимости от местных условий и, прежде всего от климата. Обычно воды сушислабо минерализованы — пресные (солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг).Средняя солёность океанической воды около 35 г/кг (35о/оо),солёность морской воды колеблется от 1—2°/оо (Финский заливБалтийского моря) до 41,5°/оо (Красное море). Наибольшаяконцентрация солей — в солёных озёрах (Мёртвое море до 260°/оо) иподземных водах (до 600°/оо). Современный солевой состав водгидросферы сформировался за счёт продуктов химического выветривания изверженныхпород и приноса на поверхность Земли продуктов дегазации мантии: в океаническойводе катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главнымобразом за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и др. элементы,играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктамиподводных вулканических извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот,свободный кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого веществасуши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных химическихэлементов океаническая вода служит весьма благоприятной средой для развитиярастительных и животных организмов.         Мировой океан образует самоебольшое скопление вод на земной поверхности. Морские течения связываютотдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морейобладают общими физико-химическими свойствами. Поверхностный слой воды вокеанах (до глубины 200—300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся посезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующегоклиматического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убываетот 25 °С у экватора до 0 °С и ниже в полярных областях. Характер вертикальногоизменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости отгеографической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреваниеми охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существенные различия визменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи стечениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океанав изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300—500 мтемпература воды здесь быстро понижается, затем до 1200— 1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2°С и 0 °С. В умеренных областяхизменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшимпрогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначалапонижается до глубин около 50—100 м, затем до глубин около 500 м несколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), послечего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях. С изменениемтемпературы и солёности меняется и плотность воды. Наибольшая плотностьхарактерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см3.В приэкваториальной области плотность воды у поверхности — 1,02204 г/см3.Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слоедо 150—200 м циркуляция определяется главным образом господствующими ветрами,под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубокихслоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностьюплотностей, зависящей от температуры и солёности. Основными элементамициркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональныекруговороты в субтропических широтах и циклональные — в высоких. Плотностнаяциркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщувод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванноевлиянием Луны и Солнца. Океан играет огромную роль в жизни Земли. Он служитглавным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии наповерхности Земли. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкостивоздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры воздухаокружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летомнакапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропическихпространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Тёплые водыпереносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные водывозвращаются к тропикам в противотечениях. Таким образом, океан влияет на климати погоду Земли. Велика роль океана в круговороте веществ на Земле.(влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, выносна сушу растворённых в океанической воде солей и привнос в океан рекамиматериала с суши, биогеохимические превращения). Непрерывно движущиеся водныемассы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производятогромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразныйобломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительнойработы океанической воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана,образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершиерастительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам. Немалую рольиграют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде,обеспечивают промышленность и поливное земледелие. Текучие поверхностные водысовершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос иотложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводитк расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимогореками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.                                                                     

/> 

2.  «Твёрдая» Земля

О строении,составе и свойствах «твёрдой» Земли имеются преимущественно предположительныесведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняячасть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счётразнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования.Наиболее достоверны из них — сейсмические методы, основанные на изучении путейи скорости распространения в Земле упругих колебаний (сейсмических волн). С ихпомощью удалось установить разделение «твёрдой» Земли на отдельные сферы исоставить представление о внутреннем строении Земли. (см. табл. 5)./>

Табл.5.—Основные данные о геосферах «твёрдой» Земли

Геосферы Подразделения геосфер Буквенное обозначение Глубина нижней границы*, км.

Объём, 1018 м3

Масса**, 1021 кг

Земная кора осадочный слой A до 20 1,0 2,5 «гранитный» слой до 40 3,6 10 «базальтовый» слой до 70 5,6 16 Мантия

верхняя

мантия

субстрат B 50-100 180,1 610 слой Гуттенберга (астеносфера) около 400 слой Голицына C около 900 205,7 856 Нижняя мантия D 2900 510,8 2547 Ядро Внешнее ядро E около 4800 166,6 1828 F около 5100 субъядро G 6371 8,6 106

•        Разностьмежду средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора поА. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).                

 

а)   Строение «твёрдой» Земли.

Верхняя сфера«твёрдой» Земли — земная кора (А) — самая неоднородная и сложно построенная. Изнескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая иокеаническая; в строении первой различают три слоя: верхний — осадочный (от 0до 20 км), средний, называемый условно «гранитным» (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. «базальтовый» (от 10 до 70 км), отделяющийся от «гранитного» поверхностьюКонрада.

Под океанамиосадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотенметров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается т.н. «второй» слой неясной природы, толщиной около 1—2,5 км. Мощность«базальтового» слоя под океанами — около 5 км. Кроме основных типов коры, встречается несколько типов «промежуточного» строения, в том числе корасубконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (вглубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей).Субконтинентальная кора характеризуется нечётким разделением «гранитного» и«базальтового» слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового.Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностьюв целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четкоустанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащеймантии. Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхностиМохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром Земли. Слои В и Собразуют верхнюю мантию (толщиной 850—900 км), слой D — нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, называется субстратом; коравместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии называютименем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гуттенберга. Скоростьраспространения сейсмических волн в пределах слоя Гуттенберга несколько меньше,чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью еговещества. Отсюда — второе название слоя Гуттенберга — астеносфера (слабаясфера). Этот слой является сейсмическим волноводом, поскольку сейсмический«луч» (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С (Голицынаслой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмическихволн (продольных от 8 до 11,3 км/сек, поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек). Земноеядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е)и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона(слой F) толщиной около 300 км, которую относят обычно к внешнему ядру. Награнице ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек.,вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти снеизменной скоростью.

/> 

б)   Физические характеристики и химический состав «твёрдой»Земли.

С глубиной в Землеизменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества,вязкости и температуры. Средняя плотность земной коры в целом — 2,8 т/м3.Средняя плотность осадочного слоя коры — 2,4—2,5 т/м3, «гранитного»— 2,7 т/м3, «базальтового» — 2,9 т/м3. На границе земнойкоры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком отзначений 2,9—3,0 т/м3 до 3,1—3,5 т/м3. Далее она плавнорастет, достигая у подошвы слоя Гуттенберга 3,6 т/м3. у подошвы слояГолицына 4,5 т/м3 и у границы ядра 5,6 т/м3. В ядреплотность скачком поднимается до 10,0 т/м3, а далее плавновозрастает до 12,5 т/м3 в центре Земли.       

Ускорениесилы тяжести в Земле не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 м/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек2и далее плавно убывает до нуля в центре Земли. По данным о плотности иускорении силы тяжести вычисляется давление, которое непрерывно растёт сглубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м2 (109н/м2),у подошвы слоя В — 14 Гн/м2, слоя С — 35 Гн/м2, награнице ядра — 136 Гн/м2, в центре Земли — 361 Гн/м2.Зная плотность и скорости сейсмических волн, вычисляют величины, характеризующиеупругие свойства материала Земли. Их ход в зависимости от глубины показан навтором графике. 

В земной кореи верхней мантии температура повышается с глубиной. Из мантии к поверхности«твёрдой» Земли идёт тепловой поток, в несколько тыс. раз меньший поступающегоот Солнца (в среднем около 0,06 вт/м2 или около 2,5*1013 втна всю поверхность З.). В мантии температура везде ниже температуры полногорасплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагаетсяблизкой к 600—700 °С. В слое Гуттенберга температура, по-видимому, близка кточке плавления (1500—1800 °С). Оценка температур для более глубоких слоевмантии и ядра З. носит весьма предположительный характер. По-видимому, в ядреона не превышает 4000—5000 °С.        

Вязкостьматериала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 1023nз;вязкость астеносферы сильно понижена (1019—1021nз). Считается,что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс вгоризонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороныземной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядрана много порядков меньше вязкости мантии.

В верхнеймантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает назначительную прочность слагающего её материала; отсутствие более глубокихсейсмических очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либоотсутствием достаточно сильных механических напряжений.

Электропроводностьв верхней части слоя В очень низка (порядка 10-2 ом-1(м-1);в слое Гуттенберга она повышена, что связывают с ростом температуры. В слоеГолицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10—100 ом-1*м-1,а в нижней мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре Землиэлектропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства еговещества.

Изсовременных космогонических гипотез вытекает, что химический состав планет, ихспутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца. Сопоставляяизвестные химические анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральныеанализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физических свойствахматериала в недрах Земли, можно в общих чертах охарактеризовать состав Земли вцелом и состав её различных геосфер.

Табл.6.—Химический состав Земли

Химический элемент Содержание в весовых процентах Химический элемент Содержание в весовых процентах Железо 34,63 Натрий 0,57 Кислород 29,53 Хром 0,26 Кремний 15,20 Марганец 0,22 Магний 12,70 Кобальт 0,13 Никель 2,39 Фосфор 0,10 Сера 1,93 Калий 0,07 Кальций 1,13 Титан 0,05 Алюминий 1,09

 В табл. 6приводится общий химический состав Земли, согласно подсчётам американскогогеохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит изжелезо-никелевого сплава, подобного металлической фазе хондритов. Относительносостава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой — ядро состоит изжелеза с примесью (18—20%) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала);согласно второй — внешнее ядро слагается силикатом, который под влияниемогромного давления и высокой температуры перешёл в металлическое состояние;субъядро может быть железным или силикатным.

В составе Землипреобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний имагний. В сумме они составляют более 90% массы Земли. Земная кора почтинаполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния.Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию.Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распросранённые в коре соединения —кремнезём (SiO2) и глинозём (A12O3).

Мантиясостоит преимущественно из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Ониобразуют соединения с SiO2 (силикаты). В субстрате, по-видимому,больше всего форстерита (MgSiO4), глубже постепенно возрастает доляфаялита (Fe2SiO4). Предполагается, что в нижней мантиипод влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO2,MgO, FeO).

Агрегатноесостояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких температур идавлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление,вследствие которого вся мантия находится в твёрдом кристаллическом состоянии,за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавлениятемпературы сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесьвещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленномсостоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому,происходит перестройка кристаллических решёток минералов в сторону болееплотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности искоростей сейсмических волн.

Внешнее ядро,очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечныесейсмические волны, не способные распространяться в жидкости, через него непроходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождениемагнитного поля Земли. Субъядро, по-видимому,твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нёмпоперечные волны).                                                                                                   

/>3.   Геодинамические процессы.

Веществогеосфер Земли находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего онипротекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание историиразвития земного шара составляют гораздо более медленные изменения,совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преимущественно твёрдымвеществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего дляверного понимания современного и всех прошлых состояний Земли.

Средипроцессов, совершающихся в недрах и на поверхности Земли, различают две главныегруппы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началомкоторых является внутренняя энергия Земли (главным образом энергия радиоактивногораспада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы,порождаемые поступающей на Землю энергией солнечного излучения. Эндогенныепроцессы свойственны главным образом глубинным геосферам. В нижних зонах земнойкоры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромныхмасс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходятмиграция химических элементов, циркуляция тепловых и электрических токови так далее. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливаютнепрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий кконцентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых — вглубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм,подобный зонной плавке, в результате которого химические элементы (илисоединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами.Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальныеи горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земнойкоры), деформацию и преобразование внутренней структуры земной коры. Все этипроцессы называются тектоническими, а область их проявления, охватывающая,кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, — тектоносферой. В теснойвзаимосвязи с тектоническими процессами протекают процессы магматические,заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинныймагматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхность Земли в виде лавы(вулканизм). В ходе тектонических деформаций (дислокаций) и внедрений магмыпроисходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свойминералогический состав и структуру под воздействием повышенных давлений итемператур.

Земнаяповерхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влияниюэкзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горныхпород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменениеповерхности Земли реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками идр.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрныхводоёмах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).

Действиеэндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно.Эндогенные процессы (в основном тектонического движения) создают прежде всегокрупные неровности, от которых зависят распределение суши и моря и возможностьперемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяюти разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места,т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность Земли. При взаимодействиивнутренних и внешних процессов на земной поверхности образуются различного роданеровности, совокупность которых называется рельефом. При различном соотношениивнутренних и внешних сил формируются либо горные, сильно расчленённые типырельефа, либо мало расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действияэндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы имиллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлениемструктуры земной коры.

Эндогенныепроцессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь впроцессы денудации и аккумуляции и являющееся одним из основных источниковматериала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породывовлекаются в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенныхпроцессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этомизмененном виде вновь поднимаются тектоническими процессами на поверхность Земли.

/> 

4.   Основные черты структуры земной коры.

Земная кора —единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтомузнание её структуры является важнейшей основой для суждения не только обистории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурныхподразделений — материков и океанов, — принципиально различающихся по типуземной коры, лучше изучены материки.

Древнейшимиэлементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские)платформы — обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы.Значительная часть их территории в течение геологической истории превратилась вплиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами(платформенным чехлом), под которым погребён древний складчатый фундамент.Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишённых платформенногочехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфическими породами,прорванными глубинными магматическими интрузиями преимущественно гранитногосостава. Это указывает на первоначально большую тектоническую подвижностьучастков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются иокаймляются тектонически активными геосинклинальными поясами, которые состоятиз ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные в ивнутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклинальные системы в результатесвоего развития приобрели черты, свойственные платформам, и называемые молодымиплатформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеетболее молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.

Геосинклинальныепояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км),повышенной мощностью коры, контрастными вертикальными движениями большойамплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканическойактивностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностьюочертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению сгеосинклинальными поясами), медленными вертикальными движениями небольшойамплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.

Несравненнохуже известна современная структура океанической коры, по поводу которой вомногом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровныепространства океанического дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма,слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движенийземной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называютокеаническими платформами, или талассократонами. Им противостоят кактектонически подвижные зоны океанические рифовые пояса — совершенносвоеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные отгеосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через всеокеаны в виде срединноокеанических хребтов, которым свойственны интенсивныйвулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр тепловогопотока. Хребты осложнены продольными разломами, по которым развита система глубокихрифовых впадин.

Что касаетсяструктурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить двапринципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большейчасти Атлантического, Индийского и Северному Ледовитому океанам. Здесь границаматерика и океана сечёт вкрест структуры материковой коры, а переход от нее кокеанической резкий, осуществляющийся путём быстрого выклинивания «гранитного»слоя в зоне материкового склона. Второй, или тихоокеанский, тип свойственпериферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического ииндонезийскому побережью Индийского океанов. Ему присуще параллельное краюконтинента простирание мезозойских и кайнозойских складчатых систем исовременных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую впадину, а такженаличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным или мозаичнымстроением коры. В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальныеподнятия, выраженные в современном рельефе гористыми архипелагами островных дуг,имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальныепрогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинныхокеанических желобов.        

Очень частоэти особенности строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельстваего значительной древности. В то же время никто не сомневается в относительноймолодости океанов атлантического типа. Данные исторической геологии однозначноуказывают, что ещё в конце палеозойской эры материки Южной Америки, Африки,Австралии и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанскойплатформой, составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течениемезозоя он разделился на части, и возникли современные впадины Индийского иАтлантического океанов.

Единодушноепризнание этого факта не исключает весьма различного его истолкования.Некоторые учёные рассматривают его как результат «океанизации», то есть преобразованияматериковой коры в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованиемочагов плавления в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блокилитосферы, что приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов кисчезновению гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на местеранее существовавшего материка океанической впадины.

С другойстороны, всё более распространяются взгляды на образование океанов путёмраздвижения блоков материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Этиидеи дрейфа материков (мобилизма, или эпейрофореза) подкрепляются даннымипалеогеографии, поскольку без их принятия трудно объяснить несоответствие междурасположением климатических поясов геологического прошлого и современныхгеографических полюсов. Приводятся также аналогичные аргументы, основанные нанесоответствии вычисленных по данным остаточной намагниченности горных породпалеомагнитных широт и ориентировки магнитных меридианов прошлого современномуположению магнитных полюсов, и т.п.

Измобилистских гипотез шире всего распространилась выдвинутая в 60-х гг. 20 в.гипотеза так называемый «новой глобальной тектоники», или «тектоники плит»,которая основана на геофизических исследованиях океанов. Она предполагает какбы двустороннее «растекание» океанической коры в обе стороны отсрединноокеанических хребтов и связанное с этим расширение океанических впадин.Некоторые учёные считают возможным сосуществование в разных местах, взависимости от обстановки, «растекания» коры и «океанизации».

Всё большеезначение начинает придаваться значительным горизонтальным смещениям блоковземной коры и в развитии обычных геосинклинальных поясов; присутствие в ихпределах обширных зон развития ультраосновных изверженных пород и типичный дляначальных стадий развития геосинклинальных систем т. н. инициальный базальтовыйвулканизм расцениваются как показатели заложения геосинклиналей на океаническойкоре, подобно современным океаническим желобам. Согласно этим представлениям,известные ныне складчатые системы геосинклинальных поясов являются лишьокраинными структурами некогда обширных океанических впадин, впоследствиизамкнувшихся в результате надвигания на них примыкавших материковых массивов,постепенно сблизившихся до соприкосновения.

Такимобразом, проблема исторических соотношений материковой и океанической корыдалека от решения. Тем более это касается общих причин тектонических процессов,по поводу которых существует множество часто противоречивых предположений.

/> 

 

5.   Рельеф Земли.

Самые крупные(планетарные) формы рельефа Земли соответствуют структурным крупнейшимэлементам земной коры. Их морфологические различия определяются различиямистроения и истории отдельных участков земной коры, а также направленностьютектонических движений. Эти подразделения рельефа земной поверхности, вформировании которых ведущая роль принадлежит внутренним процессам, носятназвание морфоструктур.

Морфоструктурыпланетарного масштаба расчленяются на морфоструктуры более мелкого порядка —отдельные возвышенности, хребты, массивы, плато, впадины и другие, являющиесявсё же относительно крупными формами рельефа. На них накладываются более мелкиеразнообразные формы, так называемой морфоскульптуры, образующиеся преимущественнопод влиянием внешних сил Земли, питаемых энергией Солнца.

/> 

а)   Морфоструктуры.

Крупнейшиенеровности поверхности Земли образуют выступы материков (суша вместе с шельфом)и впадины океанов. Наиболее крупные элементы рельефа суши — равнинно-платформенныеи горные (орогенные) области./>

Равнинно-платформенныеобласти включаютравнинные части древних и молодых платформ и занимают около 64% площади суши.Преобладают первичноравнинные поверхности, образованные почти горизонтальнозалегающими толщами осадочных пород. В размещении этих областей наблюдаетсясимметрия: они приурочены к двум широтным поясам, один из которых расположен вСеверном, а другой — в Южном полушарии. В Северном полушарии находятсяСеверо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области, вЮжном — Южно-Американская (Бразильская), Африкано-Аравийская и Австралийская. Впределах платформенных равнин имеются отдельные низменности и возвышенности,плато, плоскогорья и высоко поднятые массивы (Жигулёвские горы наВосточно-Европейской равнине, горы Путорана на Среднесибирском плоскогорье,горный массив Ахаггар на Африкано-Аравийской платформенной равнине. В целомамплитуда высот поверхности платформенных равнин в 10—20 раз меньше, чем вгорных странах.

Средиравнинно-платформенных областей имеются низкие, с абсолютными высотами 100—300 м(Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Турайская, Северо-Американская), ивысокие, поднятые новейшими движениями коры на высоту 400—1000 м(Среднесибирское плоскогорье, Африкано-Аравийская, Индостанская, значительныечасти Австралийской и Южно-Американской равнинных областей). В рельефе сушипреобладают равнины второго типа. Морфологический облик низких и высоких равнинрезко различен. Высоким равнинам, в отличие от низких, свойственны большаяглубина расчленения, ступенчатость поверхности, обусловленная главным образомсмещениями по разломам, и местами — проявления вулканизма.

Различаютдревние платформенные равнины, сформировавшиеся на докембрийских платформах (например,Восточно-Европейская), и молодые — на молодых платформах (например,Западно-Сибирская) — более подвижные по сравнению с первыми.

/>Горные (орогенные) области занимают около 36% площади суши. В их пределахвыделяются горные сооружения двух типов: молодые, или эпигеосинклинальные,возникшие впервые в орогенном этапе развития геосинклинальных систем кайнозоя(горы юга Евразии, запада Северной и Южной Америки), и горы возрожденные, илиэпиплатформенные, которые образовались на месте древних выровненных илиполуразрушенных складчатых областей различного возраста в результате омоложенияи возрождения новейшими движениями земной коры (например, Тянь-Шань, Куньлунь,горы Южной Сибири и Северной Монголии в Азии, Скалистые горы в Северной Америке,нагорья Восточной Африки и др.). Возрожденные горы преобладают по площади надмолодыми, что связано с огромным распространением эпиплатформенного орогенезана неотектоническом этапе развития земной коры (неоген — антропоген). От эпохи,предшествовавшей новейшему горообразованию, в горах этого типа сохраняютсяподнятые участки древних поверхностей выравнивания. В отличие от молодых гор,для них характерно несоответствие между орографическим планом, строениемгидросети и геологической структурой.

Дно океановподразделяется на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходнуюзону, ложе океана и срединноокеанические хребты./>

Подводнаяокраина материка(около 14% поверхности Земли) включает мелководную равнинную в целом полосуматериковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на глубинах от2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон и материковое подножиеотделяют выступы материков, образованные совокупностью суши и шельфа, отосновной части океанического дна, называемой ложем океана./>

Зонаостровных дуг. Ложеокеана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковымподножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклинальный режим западныхокраинах Тихого океана, в области Малайского архипелага, Антильских островов,моря Скоша и в некоторых других районах между материком и ложем океанарасполагается переходная зона, которая отличается значительной шириной и резкойсменой поднятых и глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяютсяархипелаги островных дуг, котловины окраинных морей (например, Берингова,Охотского и др.), горы и поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба.Островные дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие надводой в виде цепочки островов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.);глубоководные желоба — длинные и узкие впадины океанического дна, окаймляющиеостровные дуги со стороны океана и погруженные на глубину 7—11 км. Некоторыеостровные дуги состоят из двух параллельных хребтов (например, Курильская дуга)или замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка(например, Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дугнаблюдается самая большая на Земле контрастность рельефа.    

Собственноложе океана (около 40% поверхности Земли) большей частью занято глубоководными(средняя глубина 3—4 тыс. м) равнинами, которые соответствуют океаническимплатформам (талассократонам). Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонныеи холмистые равнины с колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно отдельных котловин, которые разделены в субширотном и субмеридиональномнаправлениях подводными возвышенностями, валами и хребтами. Среди равнинныхпространств ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы(вулканы), некоторые из них имеют уплощённые вершины (гайоты).

Крупнейшимэлементом подводного рельефа являются срединноокеанические хребты (около 10%поверхности Земли). Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Онипредставляют собой пологие валообразные поднятия от нескольких десятков до 1000 км шириной, возвышающиеся над дном соседних котловин на 2—3 км. Отдельные вершины хребтовподнимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья,Буве, Св. Елены и др.). Некоторые звенья системы срединных хребтов отличаютсяменьшей относительной высотой (низкие срединноокеанические хребты), отсутствиемрифтовых нарушений и меньшим расчленением.

Каждый изсрединных хребтов имеет своё продолжение в области коры материкового типа:рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурахКалифорнийского побережья США, нарушения Центральноиндийского хребта — вграбенах-рифтах Аденского залива, Красного моря и в разломах Восточной Африки,нарушения Срединно-Атлантического хребта — на острове Шпицберген.  В строенииповерхности Земли огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всюземную кору и нередко уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы,хорошо выраженные в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участкив очертаниях материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются натысячи км в широтном и субщиротном направлениях и выражены в рельефе в видеуступов, узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекаютсрединноокеанические хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые одинотносительно другого на десятки и сотни км.

/>б)   Морфоскульптуры.

Наибольшуюроль в формировании морфоскульптур играет работа рек и временных потоков. Онисоздают широко распространённые флювиальные (эрозионные и аккумулятивные) формы(речные долины, балки, овраги и др.). Большое распространение имеют ледниковыеформы, обусловленные деятельностью современных и древних ледников, особеннопокровного типа (северная часть Евразии и Северной Америки). Они представленыдолинами-трогами, «бараньими лбами» и «курчавыми» скалами, моренными грядами,озами и др. На огромных территориях Азии и Северной Америки, где распространенымноголетнемёрзлые толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного(криогенного) рельефа. Для пустынных и полупустынных областей З. характерны т.н. аридные формы, в создании которых решающую роль играют интенсивное физическоевыветривание, деятельность ветра и временных потоков.

Внешниепроцессы на суше в значительной мере обусловлены климатическими особенностямиместности, в связи с чем области распространения морфоскульптур определённоготипа распределены по поверхности Земли достаточно закономерно.

На днеокеанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговыхабразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных)потоков, воздействия придонных течении и др./>

6.   Биосфера

Важнейшаяособенность Земли как планеты — наличие биосферы — оболочки, состав, строение иэнергетика которой в существенных чертах обусловлены деятельностью живыхорганизмов. Границы её понимаются различно, в зависимости от подхода к еёизучению. Наиболее полно значение этой оболочки выявлено в учении о биосфере,созданном В. И. Вернадским. Биосфера включает в себя не только областьприповерхностного сосредоточения современной жизни, но и части др. геосфер, вкоторые проникает живое вещество и которые преобразованы в результате его былойдеятельности. Таким образом биосфера объединяет не только живые организмы, но ивсю среду их современного и былого обитания. По В. И. Вернадскому, эта «сферажизни» объединена биогенной миграцией атомов. Живое вещество реально проявляетсяв виде отдельных (дискретных) живых организмов, различающихся составом,строением, образом жизни и принадлежащих к различным видам. На Земле существует(по разным данным) от 1,2 до 2 млн. видов животных и растений. Из них на долюрастений приходится примерно ¼ или 1/3общего числа видов. Из животных по числу описанных видов первое место занимаютнасекомые (около 750 000), второе — моллюски (по разным данным, от 40 000 до100 000), затем идут позвоночные (60 000—70 000 видов). Из растений на первомместе — покрытосеменные (по разным данным, от 150 000 до 300 000 видов), затемгрибы (от 70 000 до 100 000 видов). Числом видов растений и животных измеряетсябогатство флоры и фауны. Однако обилие видов ещё не означает обилия особей, также как и бедность флоры и фауны видами может сопровождаться чрезвычайнымобилием особей. Поэтому для характеристики растительности и животного мира, вотличие от флоры и фауны, пользуются понятиями биомассы (общей массыорганизмов) и биологической продуктивности — способности организмов квоспроизводству биомассы в единицу времени (на единицу площади или объёмаместообитания). По биомассе организмы распределяются иначе, чем по числу видов:биомасса растений на суше значительно больше, чем животных.

Биосфера какобласть наблюдаемой на Земле максимальной изменчивости условий и состояниявещества включает твёрдое, жидкое и газообразное вещество и имеет мозаичноестроение, в основе которого лежат различные биогеоценозы — комплексы живыхорганизмов и неорганических компонентов, взаимосвязанных обменом веществ иэнергии. Это — единая организованная система, способная к саморегулированию.   

Веществобиосферы неоднородно по структуре; оно делится на живое (организмы), биогенное(созданное живыми организмами), биокосное (результат совместного действиябиологических и неорганических процессов) и косное (неорганическое).Геологическая роль живого вещества проявляется в ряде биогеохимических функций.Через посредство живых организмов (главным образом через фотосинтез) солнечнаяэнергия вводится в физико-химические процессы земной коры, а затемперераспределяется через питание, дыхание и размножение организмов, вовлекая впроцесс большие массы косного вещества. Живые организмы распространены во всехдоступных им областях Земли, близких к областям термодинамической устойчивостижидкой воды (за исключением, по-видимому, областей перегретых подземных вод), ив ряде областей с температурой ниже 00С. Условия среды, в которыхвозможно проявление жизнедеятельности организмов, — полеустойчивости жизни — расширяется с возрастанием её приспособляемости в ходеэволюции. Границы биосферы расширялись в процессе эволюции Земли не только засчёт прямой приспособляемости организмов к более суровым условиям, но и за счётсоздания защитных оболочек, внутри которых возникают особые условия,отличающиеся от условий окружающей среды. Этот процесс наибольший размах принялс появлением человека, который способен существенно расширять сферу своегообитания.

/>IV.   Географическая оболочка

Носителемнаиболее своеобразных и характерных особенностей Земли является еёгеографическая (ландшафтная) сфера, заключающая в себе несмотря на малуюотносительную толщину самые яркие индивидуальные черты Земли. В пределах этойсферы происходит не только тесное соприкосновение трёх геосфер — нижнихразделов атмосферы, гидросферы и земной коры, но и частичное перемешивание иобмен твёрдыми, жидкими и газообразными компонентами. Ландшафтная сферапоглощает основную часть лучистой энергии Солнца в пределах волн видимогодиапазона и воспринимает все прочие космические влияния. В ней же проявляютсятектонические движения, обязанные энергии радиоактивного распада в недрах Земли,перекристаллизации минералов и так далее.  Энергия различных источников(главным образом Солнца) претерпевает в пределах ландшафтной сферымногочисленные трансформации, превращаясь в тепловую, молекулярную, химическую,кинетическую, потенциальную, электрическую формы энергии, в результате чегоздесь сосредоточивается тепло, притекающее от Солнца, и создаются разнообразныеусловия для живых организмов. Географической оболочке свойственны целостность,обусловленная связями между её компонентами, и неравномерность развития вовремени и пространстве. 

Неравномерностьразвития во времени выражается в присущих этой оболочке направленных ритмичных(периодических — суточных, месячных, сезонных, годовых и т.п.) инеритмичных (эпизодических) изменениях. Как следствие этих процессовформируются разновозрастность отдельных участков географической оболочки,унаследованность хода природных процессов, сохранение реликтовых черт всуществующих ландшафтах. Знание основных закономерностей развитиягеографической оболочки позволяет во многих случаях прогнозировать природныепроцессы.

Благодаряразнообразию условий, создаваемых рельефом, водами, климатом и жизнью,ландшафтная сфера пространственно дифференцирована сильнее, чем во внешних ивнутренних геосферах (кроме верхней части земной коры), где материя вгоризонтальных направлениях отличается относительным однообразием.

Неравномерностьразвития географической оболочки в пространстве выражается прежде всего впроявлениях горизонтальной зональности и высотной поясности. Местныеособенности (условия экспозиции, барьерная роль хребтов, степень удаления отокеанов, специфика развития органического мира в том или ином районе Земли)усложняют структуру географической оболочки, способствуют образованиюазональных, интразональных, провинционных различий и приводят к неповторимостикак отдельных регионов, так и их сочетаний.

Типыландшафта, которые выделяются в ландшафтной сфере, различны по рангам. Наиболеекрупное деление связано с существованием и размещением материков и океанов.Далее оно обязано шарообразной форме Земли и проявляется в разном количестветепловой энергии, поступающей на её поверхность. Благодаря этому образуютсятепловые пояса, распространяющиеся циркумполярно: жаркий, 2 умеренных и 2холодных. Однако термические различия определяют собой не все существенныечерты ландшафта. Сочетание сферической формы Земли с её вращением вокруг осисоздают, помимо термических, заметные динамические различия, возникающие преждевсего в атмосфере и гидросфере, но распространяющие своё влияние и на сушу. Такскладываются климатические пояса, каждому из которых свойственны особый режимтепла, свои воздушные массы, особенности их циркуляции и, как следствие этого,— своеобразная выраженность и ритмика ряда географических процессов:биогеохимических, геоморфологических, испаряемости, вегетации растительности,миграции животных, круговоротов органического и минерального вещества и других.

В полярных(арктических, антарктических), умеренных, тропических и экваториальном поясах втечение круглого года господствуют или преобладают формирующиеся в ниходноимённые массы воздуха. Между этими поясами располагаются переходные пояса,где в течение года закономерно чередуются воздушные массы смежных поясов; этонаходит отражение в наименованиях переходных поясов с применением приставки«суб» (субполярные, субтропические и субэкваториальные пояса).

Членение Землина широтные климатические пояса оказывает столь существенное влияние на прочиестороны ландшафта, что деление природы Земли по всему комплексу признаков на поясафизико-географические почти соответствует климатическим поясам, в основномсовпадая с ними по числу, конфигурации и названиям. Географические поясасущественно различаются по многим признакам в Северном и Южном полушариях Земли,что позволяет говорить об асимметрии географической оболочки.

Дальнейшеевыявление горизонтально-зональных различий происходит в прямой зависимости отразмеров, конфигурации суши и от связанных с этим различий в количестве влаги ирежиме увлажнения. Здесь наиболее резко выступает влияние секторных различиймежду приокеаническими, переходными и континентальными частями (секторами)материков. Именно в конкретных условиях отдельных секторов формируютсяразнородные участки географических поясов суши, именуемыефизико-географическими зонами. Многие из них одноимённы с зонами растительности(лесная, степная и др.), но это отражает лишь физиономическую представленностьрастительного покрова в облике ландшафта.

Горизонтальнаязональность внутри различных географических поясов проявляется по-разному.Отдельные зоны и подзоны полярных и субполярных поясов протягиваютсяпараллельно их простиранию и сменяют одна другую циркумполярно. В умеренномпоясе, который на суше развит преимущественно в Северном полушарии, широтноепростирание зон свойственно только континентальному сектору. В переходныхсекторах простирание зон переходит в диагональное по отношению к градуснойсети, а в приокеанических, особенно в их более низких широтах, зоны сменяютодна другую с долготой.

 Примерамифизико-географических зон Северного полушария могут служить: в арктическомпоясе — зоны ледяных и арктических пустынь; в субарктическом поясе — зонытундры (с подзонами арктической, моховолишайниковой и кустарниковой тундры) илесотундры; в умеренном поясе — зоны: лесная (с подзонами редколесий,нескольких типов тайги, смешанных и лиственных лесов), лесостепная, степная (сподзонами разнотравных и сухих степей), полупустынная и пустынная (с подзонамисеверной и южной пустынь).

Всубтропических поясах смена зон происходит преимущественно с долготой;например, в субтропиках Евразии и Северной Африки с З. на В. сменяются влажныелесные субтропики, полусухие (средиземноморские) лесокустарниковые субтропики исубтропические зоны лесостепи, степей, полупустынь и пустынь. Тропические поясавыражены главным образом во внутри континентальных секторах материков. Всубэкваториальных поясах в зависимости от конфигурации суши встречаются сложныесочетания членения на широтные зоны (от сухих и более влажных саванн иредколесий к муссонным лесам) и на разнородные секторные варианты ландшафта(лесные в океанических и сухосаванновые в континентальных секторах). Вэкваториальном поясе отмечаются преимущественно секторные различия.        

Всоотношениях тепла и увлажнения зон наблюдаются некоторые пространственныеаналогии; так, зоны с относительным равновесием тепла и увлажнения, где теплахватает как раз для испарения влаги, не удалённой стоком, закономерноповторяются в разных поясах (лесостепи, саванны).

Пояса,аналогичные географическим поясам суши, прослеживаются и в Мировом океане. Ихположение определяется теплом, испарением, облачностью, солёностью и плотностьюводы, которые в основном являются функцией радиационного баланса;господствующими ветрами и морскими течениями; вертикальной циркуляцией воды,содержанием в ней кислорода, планктона и высших организмов, а на дне такжебентоса. Обычно эти условия изменяются с широтой постепенно, а морские течения,подчиняясь силе Кориолиса и в соответствии с очертаниями берегов, выходят запределы поясов господствующих ветров и оказывают существенное влияние в др.поясах. Поэтому для определения границ географических поясов в океане болееважны линии конвергенции (сходимости) основных водных масс, кромки многолетних(летом) и сезонных (зимой) льдов в приполярных областях, широтные оси центровдействия атмосферы. По ту и другую сторону от этих осей ветры имеют (пригосподствующем западно-восточном переносе) противоположное направление.                                                                                                   

/>IV. Геологическая история и эволюцияжизни на Земле.

 

1.   Геологическая и/>стория Земли

Геологическаяистория Земли восстанавливается на основании изучения горных пород, слагающихземную кору. Абсолютный возраст самых древних из известных в настоящее времягорных пород составляет около 3,5 млрд. лет, а возраст Земли как планетыоценивается в 4,5 млрд. лет. Образование Земли и начальный этап её развитияотносятся к догеологической истории. Геологическая история Земли делится на дванеравных этапа: докембрий, занимающий около 5/6 всейгеологической истории (около 3 млрд. лет), и фанерозой, охватывающий последние570 млн. лет. Докембрий делится на архей и протерозой. Фанерозой включаетпалеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры. Наиболее изучена историяматериковой части земной коры, в пределах которой около 1500—1600 млн. лет томуназад закончилось в основном образование древних (докембрийских) платформ,составивших основные массивы современных материков. Это: Восточно-Европейская(Русская) в Европе; Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская и Индийская вАзии; Африканская, Австралийская, Южно- и Северо-Американская (Канадская), атакже Антарктическая платформы. История земной коры материков в значительнойстепени определяется развитием её геосинклинальных поясов, состоящих изотдельных геосинклинальных систем. Эволюция всех геосинклинальных системначинается длительным геосинклинальным этапом заложения и развития глубокихсубпараллельных прогибов, или геосинклиналей, разделённых поднятиями(геоантиклиналями) и обычно заполненных морем, в водах которого отлагалисьмощные толщи осадочных и вулканических пород. Затем геосинклинальная системапретерпевала интенсивную складчатость, которая преобразовывала её в складчатуюсистему (складчатое сооружение), вступала в стадию горообразования (орогенеза)и высоко вздымалась в целом в виде горной страны. На этом заключительноморогенном этапе только кое-где в новообразованных внутренних (межгорных)впадинах и формирующихся вдоль окраин соседних платформ передовых (краевых)прогибах накапливались главным образом грубообломочные отложения и на обширныхплощадях развивался связанный с разломами земной коры так называемой орогенныйвулканизм. С концом орогенного этапа складчатая система теряла былуютектоническую подвижность, её рельеф постепенно выравнивался денудацией, и онапревращалась в фундамент молодой платформы, внутри которой впоследствииобособлялись участки, перекрывавшиеся вновь отложенным платформенным чехлом(плиты). Развитие большинства фанерозойских геосинклинальных системукладывается в рамки немногих обобщённых тектонических циклов планетарногозначения. Хотя начало и конец каждого из них в разных случаях разнятся надесятки млн. лет, в целом они являются естественными стадиями общей эволюцииструктуры материковой коры. Два из них — каледонский и герцинский — приходятсяна палеозойскую эру (570—230 млн. лет назад). Завершившие их каледонская игерцинская складчатости сформировали фундаменты самых обширных и типичнее всегопостроенных эпипалеозойских молодых платформ. Всю последующую тектоническуюисторию часто рассматривают как единый альпийский цикл. Однако он отчётливораспадается на частные циклы не всеобщего значения, в значительной степениперекрывающие друг друга хронологически, но имеющие вполне самостоятельноезначение в развитии определённых регионов земного шара. Первый из них наиболеехарактерен для геосинклинального пояса, окружающего Тихий океан. Начало егоотносится к последнему отрезку палеозойской эры — пермскому периоду и совпадаетпо времени с завершающими этапами герцинского цикла в других областях. Ноосновная часть приходится уже на мезозойскую эру (230—70 млн. лет назад),почему и сам цикл и завершающая его складчатость называются обычномезозойскими. Мезозойские складчатые системы до сих пор отличаются гористымрельефом, и настоящие эпимезозойские плиты с хорошо развитым платформеннымчехлом мало распространены. Другой, собственно альпийский цикл развитиянаиболее типичен для Средиземноморского геосинклинического пояса,протянувшегося из Южной Европы через Гималаи в Индонезию, и менее типичнопроявился в некоторых геосинклинальных системах Тихоокеанского побережья. Егоначало приходится на ранний мезозой, а окончание — на разные отрезки последней,кайнозойской эры геологического прошлого. Лишь в немногих альпийскихгеосинклинальных системах существуют ныне развивающиеся геосинклинали(например, глубоководные впадины внутренних морей типа Средиземного).Подавляющее их большинство переживает орогенный этап и на их месте расположенывысокие и интенсивно растущие горные системы — области молодой кайнозойской,или альпийской, складчатости. Современные геосинклинальные системы (илиобласти) сосредоточены преимущественно по западной периферии Тихого океана, вменьшей мере — в других приокеанических районах. Иногда их также причисляют кплощадям кайнозойской складчатости, хотя они и находятся в наиболее активнойстадии геосинклинального развития. После окончания цикла геосинклинальноеразвитие может повториться, но всегда какая-то часть геосинклинальных областейв конце очередного цикла превращается в молодую платформу. В связи с этим втечение геологической истории площадь, занятая геосинклиналями, уменьшалась, аплощадь платформ увеличивалась. Именно геосинклинальные системы являлись местомобразования и дальнейшего нарастания континентальной коры с её гранитным слоем.Периодический характер вертикальных движений в течение тектонического цикла(преимущественно опускание в начале и преимущественно поднятие в конце цикла)каждый раз приводил к соответствующим изменениям рельефа поверхности, к сменетрансгрессий и регрессий моря. Те же периодические движения влияли на характеротлагавшихся осадочных пород, а также на климат, который испытывалпериодические изменения. Уже в докембрий тёплые эпохи прерывались ледниковыми.В палеозое оледенение охватывало по временам Бразилию, Южную Африку, Индию иАвстралию. Последнее оледенение (в Северном полушарии) было в антропогене. Перваяполовина каждого тектонического цикла проходила на материках в общем под знакомнаступания моря, которое заливало и на платформах, и в геосинклиналях всёбольшую площадь. В каледонском цикле наступание моря развивалось в течениекембрийского и ордовикского периодов, в герцинском цикле — в течение второйполовины девонского периода и начале каменноугольного, в мезозойском — втечение триасового периода и начале юрского, в альпийском — в течение юрского имелового периодов, в кайнозойском — в течение палеогенового периода. В моряхсначала преобладало отложение песчано-глинистых осадков, которые, по мереувеличения площади морей, уступали своё место известнякам. Когда в серединецикла поднятия земной коры становились преобладающими, начиналось отступаниеморя, площадь суши увеличивалась и в геосинклиналях возникали горы. К концутектонического цикла почти повсеместно материки освобождались от морскихбассейнов. Соответственно менялся и характер возникающих во впадинах осадочныхпород. Сперва это были ещё морские осадки, но не известняки, а пески и глины.Породы становились всё более грубозернистыми. В конце тектонического цикламорские осадки почти всюду сменялись континентальными. Такой процесс измененияосадков в сторону всё более грубых и, наконец, континентальных в каледонскомцикле происходил в силурийском периоде и начале девонского, в герцинском цикле— в конце каменноугольного, пермском и начале триасового периода, в альпийскомцикле — в течение кайнозоя, в мезозойском цикле — в меловом периоде, а вкайнозойском — в неогеновом периоде. В конце цикла образовались такжехемогенные лагунные отложения (соль, гипс), являвшиеся продуктом выпариваниясолей из воды замкнутых и мелководных морских бассейнов. Периодическиеизменения условий образования осадков вели к сходству между осадочнымиформациями, принадлежащими одинаковым стадиям разных тектонических циклов. Аэто в ряде случаев вело к повторному возникновению залежей полезных ископаемыхосадочного происхождения. Например, наибольшие залежи углей приурочены к тойстадии герцинского и альпийского циклов, когда преобладание от погруженийземной коры только что перешло к поднятию (середина и конец каменноугольногопериода в герцинском цикле и палеогеновый период в альпийском). Образованиебольших залежей поваренной и калийной солей было приурочено к концутектонического цикла (конец силурийского периода и начало девонского вкаледонском цикле, пермский период и начало триасового в герцинском, неогеновыйи антропогеновый периоды в альпийском). Однако сходство осадочных формаций,принадлежащих к одной стадии разных циклов, не полное. Благодаря поступательнойэволюции животного и растительного мира от цикла к циклу менялисьпородообразующие организмы, менялся и характер воздействия организмов на горныепороды. Например, отсутствие соответствующего растительного покрова наматериках в раннем палеозое явилось причиной отсутствия в каледонском циклезалежей угля, которые характерны для герцинского и более поздних циклов. Преобразованиемтектонических подвижных зон материковой коры в платформы не ограничиваютсязакономерности её развития. Многие геосинклинальные системы, например вВерхоянско-Колымской области и в значительной части Средиземноморскогогеосинклинального пояса, закладывались в теле более древних складчатыхсооружений, включая и древние платформы, реликтами которых являются некоторыевнутренние массивы. Наряду с такой ассимиляцией участков соседних платформгеосинклинальными системами обширные зоны внутри этих последних испытываливременами тектоническую активизацию, выражающуюся в значительных относительныхвертикальных перемещениях крупных блоков по системам разломов и общихподнятиях, приводящих к возникновению на месте ранее выровненных пространствгорного рельефа. Подобный эпиплатформенный орогенез сильно отличается от вышеохарактеризованного эпигеосинклинального отсутствием настоящей складчатости исопровождающих её явлений глубинного магматизма, а также слабым проявлениемвулканизма.

Процессы тектоническойактивизации неоднократно на протяжении геологической истории охватывалиплатформы. Особенно ярко они проявились в конце неогена, когда на платформахснова поднялись высокие горы, образовавшиеся ещё в конце каледонского илигерцинского циклов и с тех пор выровненные (например, Тянь-Шань, Алтай. Саяны имногие другие); тогда же на платформах образовались крупные системы грабенов —рифтов, указывающие на процесс глубокого раскалывания земной коры (Байкальскаясистема рифтов, Восточно-Африканская зона разломов). Процесс сокращенияплощади, занятой геосинклиналями, и соответственно роста площади платформподчинялся некоторой пространственной закономерности: образовавшиеся в среднемпротерозое на месте архейских геосинклиналей первые устойчивые платформы вдальнейшем играли роль «очагов стабилизации», которые с периферии обрастали всёболее молодыми платформами. В результате к началу мезозоя геосинклинальныеусловия сохранились в двух узких, но протяжённых поясах — Тихоокеанском иСредиземноморском. Под влиянием взаимодействия внутренних и внешних сил природаземной поверхности изменялась на протяжении всей геологической истории.Неоднократно изменялся рельеф, очертания материков и океанов, климат,растительность и животный мир. Развитие органического мира было тесно связано сосновными этапами развития З., среди которых выделяют длительные периодыотносительно спокойного развития и периоды сравнительно кратковременныхперестроек земной коры, сопровождаемых изменениями физико-географическихусловий на её поверхности.

/>2.   История развития органическогомира

Овозникновении жизни на Земле и начальных этапах её развития можно толькостроить гипотезы (например, — А. И. Опарина о происхождении жизни).Биологической эволюции предшествовал длительный этап эволюции химической,связанный с появлением в водных бассейнах аминокислот, белков и др.органических соединений. Первичная атмосфера, по-видимому, состоялапреимущественно из метана, углекислого газа, водяного пара, водорода; кислороднаходился в связанном состоянии. На одном из этапов развития сложныеорганические молекулы приобрели способность создавать себе подобные, то естьпревратились в первичные организмы; она по-видимому, состояли из белка инуклеиновых кислот и обладали способностью к наследственной изменчивости. Поддействием естественного отбора выживали более совершенные первичные живыеорганизмы, вначале питавшиеся за счёт органических веществ (гетеротрофныеорганизмы). Позднее возникли организмы, способные синтезировать путёмхемосинтеза или фотосинтеза из неорганических веществ органические (автотрофныеорганизмы). Побочный продукт фотосинтеза — свободный кислород — накапливался ватмосфере. После возникновения автотрофных организмов появились широкиевозможности для эволюции растений и животных. История жизни восстанавливаетсяпо остаткам животных и растений и следам их жизнедеятельности, сохранившимся восадочных и очень редко в метаморфических горных породах. Ископаемые остаткиорганизмов, некогда населявших З., служат своеобразной летописью развития жизнина Земле в течение многих млн. лет. Эта геологическая летопись крайне несовершенна и отличается неполнотой, т.к. большое число организмов,особенно бесскелетных, исчезло бесследно. Огромный по времени докембрийскийэтап — криптозой (около 3 млрд. лет) — палеонтологически документирован очень слабо.Наиболее древние следы жизнедеятельности организмов обнаружены в породах архея,возраст которых определяется от 2,6 до 3,5 и более млрд. лет; они представленыостатками бактерий и сине-зелёных водорослей. Более разнообразны органическиеостатки, найденные в породах протерозоя, который был временем господствабактерий и водорослей. В нижнем протерозое представлены преимущественнопродукты жизнедеятельности водорослей (строматолиты) и бактерий (в частности,железобактерий, образовавших некоторые залежи руд). По-видимому, в протерозоевозникли первые многоклеточные животные, т.к. в отложениях концапротерозоя (вендский комплекс, Эдиакара в Южной Австралии и др.) найденыотпечатки и ядра ряда бесскелетных животных — губок, медуз, кораллов, червей и некоторыхдр. организмов неясного систематического положения. По преобладанию остатковмедуз конец протерозоя называют «веком медуз». По-видимому, в протерозоесуществовали и др. организмы, так как  в отложениях раннего палеозоянайдены остатки и следы жизнедеятельности представителей почти всех типовживотного царства, свидетельствующие о том, что возникновение и становлениемногих типов произошло значительно раньше. Возможно, что все организмыпротерозоя ещё не имели твёрдого скелета и поэтому известно о них очень мало. Кконцу криптозоя произошли крупные палеогеографические изменения, связанные сзавершением байкальского тектонического цикла. Вероятно, к этому же времениизменился состав атмосферы в результате широкого развития фотосинтезирующихрастений (увеличилось содержание кислорода и соответственно уменьшилоськоличество углекислого газа) и химический состав морской воды. Исключительноважным событием в истории развития органического мира было появление на рубежедокембрия и фанерозоя ряда групп организмов, обладавших органическим илиминеральным скелетом. Многочисленные органические остатки из отложенийфанерозоя позволяют не только восстанавливать историю развития органическогомира, но и подразделять её на определённые этапы (эры, периоды и т.д.), помогаютпроизводить палеогеографическую реконструкцию (определять границы морей иконтинентов, климатических зон, восстанавливать историю морских бассейнов иматериков, выяснять образ жизни и условия существования организмов в прошлом). Эволюцияпротекала как процесс приспособительный, или адаптивный, и основными егофакторами были наследственная изменчивость, борьба за существование иестественный отбор. Конкретные пути эволюции были различными. Иногдапроисходили очень крупные качественные преобразования организмов (например,появление теплокровности), обычно называемые ароморфозами (или арогенезами),которые приводили к общему повышению организации, возникновению принципиальноновых связей со средой. Более обычным путём эволюции было формированиеприспособлений, не связанных с какими-либо существенными изменениямиорганизации, но способствовавших более широкому расселению организмов иприспособлению к более разнообразным условиям (идиоадаптации). Ароморфозы иидиоадаптации являются двумя сторонами одного и того же процессаприспособления. Изучение организмов геологического прошлого позволилоустановить неодинаковую скорость эволюции как в целом, так и в пределах разныхтипов растений и животных; эволюция, как правило, шла от простого к болеесложному, но иногда в связи с приспособлением к иному образу жизни(малоподвижному, паразитическому) более сложные формы давали начало болеепростым; новые группы обычно возникали из относительно простых, неспециализированныхформ; развитие одних форм всегда сопровождалось вымиранием других, менееприспособленных; эволюция в целом монофилетична и, как всякое развитие, —процесс необратимый. Палеозойская эра по характеру органического мира отчётливоразделяется на два этапа. Для первого этапа (кембрий, ордовик и силур),совпадающего с каледонским тектоническим циклом, характерны преимущественноморские организмы. Продолжают существовать различные микроорганизмы исинезелёные водоросли; появляются фораминиферы (агглютинирующие), радиолярии,археоциаты, губки, мшанки, кишечнополостные, моллюски, членистоногие,иглокожие. Особенно характерны табуляты, ругозы, эндоцератоидеи, актиноцератоидеи,трилобиты, плеченогие, морские пузыри и граптолиты. В ордовике появляютсяпервые позвоночные — бесчелюстные рыбообразные с двухкамерным сердцем и простоустроенным головным мозгом, защищенным впервые возникшей мозговой капсулой.Дальнейшее развитие морских позвоночных шло по пути усложнения головного мозга(цефализация), кровеносной системы и всех остальных органов. В конце силура и вначале девона, когда на значительной территории Земли морской режим сменяетсяконтинентальным (конец каледонского цикла), многие представители названныхгрупп вымирают. В конце силура одновременно появляются первые настоящие рыбы,имеющие челюсти. Второй этап — поздний палеозой, совпадает с герцинскимтектоническим циклом и характеризуется дальнейшей эволюцией органического мира,появлением и широким распространением наземных растений и животных. В началедевона распространилась первая наземная флора — псилофитовидная, в составкоторой входили также примитивные плауновидные, членистостебельные ипрапапоротники; в начале позднего девона эта флора сменилась археоптерисовой(названа по характерному растению — археоптерису). Появляются первые насекомыеи наземные хелицеровые (скорпионы, пауки, клещи). В морях резко сокращаетсяколичество трилобитов и граптолитов, но возникает ряд новых групп, в частностиаммонитоидеи из головоногих. Особенно характерно для девона появление и быстроеразвитие рыб (панцирных, лучепёрых, кистепёрых, двоякодышащих), в связи с чемдевонский период иногда называют «веком рыб». Существенным преимуществом рыб посравнению с бесчелюстными было наличие челюстей и более сложного мозга,состоявшего из 5 отделов. В конце девона от кистепёрых произошли первыеназемные четвероногие — лабиринтодонты, относимые к земноводным; по-видимому,их размножение, так же как у современных форм, было тесно связано с водой, вкоторой развивались личинки и проходил дальнейший метаморфоз; газообменосуществлялся примитивными лёгкими и влажной кожей; передний отдел головногомозга, возможно, был разделён на два полушария. Конец палеозоя (карбон и пермь)был этапом завоевания суши разными группами организмов и в первую очередьрастениями. Развилась растительность лесного типа, в которой господствопринадлежало споровым растениям — плауновидным, членистостебельным ипримитивным голосеменным (кордаитовым и птеридоспермам). В среднем и позднемкарбоне обособились три ботанико-географических провинции: Тропическая, сфлорой еврамерийского и катазиатского типов, и две внетропические — северная(Ангарская) и южная (Гондванская). В Тропической провинции преобладалидревесные плауновидные (лепидодендроны и сигиллярии), членистостебельные (каламитовые)и разнообразные птеридоспермы; в Ангарской — кордаитовые, в Гондванской —глоссоптериевые. С расцветом растительности становятся многочисленными многиеназемные беспозвоночные, в первую очередь членистоногие (насекомые). Большогоразнообразия достигли земноводные. В карбоне от них произошли первыепресмыкающиеся (котилозавры), тело которых было покрыто ороговевшей кожей (чтопредохраняло их от потери влаги). Вероятно, они, как и современныепресмыкающиеся, размножались на суше; яйца их были защищены известковойскорлупой, дыхание осуществлялось только лёгкими; более совершенными сталикровеносная и нервная системы. В середине пермского периода, совпадавшего сзавершением герцинского тектонического цикла, размеры морей сократились,значительно увеличилась площадь материков. Всё более широкое распространение получилинастоящие голосеменные — хвойные, гинкговые, цикадовые и беннеттитовые.Большого разнообразия достигли пресмыкающиеся, ряд групп которых характерентолько для перми. В конце пермского периода произошли значительные изменения вморской фауне. Вымерли ругозы, табуляты, многие группы морских лилий, морскихежей, плеченогих, мшанок, последние представители трилобитов, ряд хрящевых рыб,древних лучепёрых, ряд кистепёрых и двоякодышащих рыб, земноводных ипресмыкающихся. Для начала мезозойской эры (триасовый период), связанного сначалом мезозойского тектонического цикла, характерно существенное обновлениеморской фауны. Появились новые группы фораминифер, шестилучевых кораллов, болееразнообразными стали радиолярии, брюхоногие, двустворчатые и головоногиемоллюски. Возникли группы водных пресмыкающихся: черепахи, крокодилы, ихтиозаврыи зауроптеригии; на суше — новые группы насекомых, первые динозавры ипримитивные млекопитающие (триконодонты, представленные очень мелкими и редкимиформами). В конце триаса сформировалась флора, в которой преобладалипапоротники, цикадовые, беннеттитовые, гинкговые, чекановскиевые и хвойные. Вюрском периоде в основном продолжалось развитие групп, появившихся в триасе. Изморских Беспозвоночных расцвета достигли аммониты и белемниты. Господствующееположение заняли пресмыкающиеся: в морях обитали ихтиозавры, плезиозавры, плиозавры,черепахи и крокодилы; на суше — хищные и растительноядные динозавры; в воздухе— птерозавры. От пресмыкающихся в конце юры произошли древние птицы (археоптерикс).Наземная флора характеризовалась развитием папоротников и голосеменных; вУмеренной сибирской области наиболее разнообразны и многочисленны былигинкговые, чекановскиевые и хвойные, в Тропической (индоевропейской) —папоротники, цикадовые и беннеттитовые. В меловом периоде происходилодальнейшее изменение групп животных и растений, известных в юре. Появились зубастыептицы. Динозавры достигли гигантских размеров. В середине мелового периода насуше на смену голосеменным пришли покрытосеменные; с появлением цветковыхрастений связано возникновение и развитие многих групп насекомых, птиц имлекопитающих. В конце мелового периода произошло вымирание или очень сильноеизменение ряда групп. Вымерли аммониты, почти все белемниты, многие группыдвустворчатых (рудисты, иноцерамы) и брюхоногих моллюсков, ряд группплеченогих, ганоидные рыбы, многие морские пресмыкающиеся, все динозавры иптерозавры. Начало кайнозойской эры характеризуется появлением новых группфораминифер (особенно характерны нуммулиты), моллюсков, мшанок, иглокожих.Костистые рыбы заселили все пресные и морские водоёмы. Особенно важно появлениеряда групп птиц и млекопитающих. Последние благодаря дальнейшему усложнениюмозга, теплокровности и живорождению оказались жизнеспособнее пресмыкающихся:они были менее зависимы от изменений внешней среды. Одни из млекопитающихприспособились к разнообразным условиям жизни на суше, другие — к жизни в морях(китообразные, ластоногие), третьи — к полёту (летучие мыши). В началепалеогена преобладали клоачные, сумчатые и примитивные плацентарныемлекопитающие. Для конца палеогена характерна т. н. индрикотериевая фауна(названа по типичному крупному безрогому носорогу — индрикотерию), известная изАзии. Отчётливо выделялись: Тропическая и Субтропическаяботанико-географическая область, с преобладанием вечнозелёных двудольных, пальми древовидных папоротников, и Умеренная — с хвойными и широколиственнымилесами. В конце палеогена и особенно в начале неогена в морях продолжали развиватьсявсе типы ранее известных беспозвоночных, родовой и видовой состав которыхстановился всё ближе к современному. Среди рыб господствовали костистые;продолжали развиваться земноводные и пресмыкающиеся; расширилась областьраспространения птиц. Изоляция Австралии привела к сохранению на ней сумчатых иклоачных. На остальных континентах господствующими стали плацентарныемлекопитающие. В начале неогена широкого распространения достигла гиппарионоваяфауна, в состав которой входили трёхпалые лошади (гиппарионы), носороги, мастодонты,жирафы, олени, хищники (саблезубые тигры, гиены) и разнообразные обезьяны. Натерритории СССР и Западной Европы развилась теплоумеренная флора; в северныхрайонах сформировалась тундровая растительность, почти вся Сибирь покрыласьтайгой; в Европе и Северной Америке появились травянистые равнины. В течениеантропогенового периода, самого короткого в геологической истории, продолжалосьформирование современной флоры и фауны. Животный и растительный мир Северногополушария довольно сильно изменился в связи с крупнейшими оледенениями.Появились и вымерли некоторые очень своеобразные формы (мамонт, волосатый носорог).Важнейшим событием этого периода явилось появление и становление человека. Историческоеразвитие органического мира на З. — исключительно сложный, многогранныйпроцесс, все звенья которого взаимосвязаны и зависят друг от друга; его основойявляется рост многообразия органического мира и его приспособленности кразнообразию условий обитания.

/>V. Человек и Земля

Согласноновым находкам, древнейшие люди, по-видимому, появились около 2 млн. лет назад(по мнению некоторых учёных, 1 млн. лет назад). Вопрос о месте возникновениячеловека окончательно ещё не решен. Одни учёные прародиной его считают Африку,другие — южные районы Евразии, третьи — Средиземноморье. Уже в эпоху раннего палеолитачеловек освоил значительную часть суши — обширные районы Центральной и ЮжнойЕвропы, многие районы Африки и Азии; к эпохе позднего палеолита сформировалсячеловек современного физического типа (Homo Sapiens — «человек разумный»),одновременно, вероятно, возникла и родовая организация (см. Антропогенез, Первобытнообщинныйстрой). В эпоху позднего палеолита люди расселились ещё шире, включаяосвободившиеся от ледникового покрова обширные районы Европы и Азии; достигнувсеверо-восточной окраины Азии, люди проникли и в Северную Америку. В позднем жепалеолите начали заселяться из Южной Азии Австралия и Новая Гвинея. В мезолитечеловек продолжал продвижение в ещё не освоенные районы суши. В Европе былизаняты Шотландия и Скандинавия, восточные берега Балтийского моря, заселеначасть побережья Северного Ледовитого океана. Продолжалось расселение человекапо Америке. В эпоху неолита были освоены остававшиеся ещё не заселёнными районыЗемли, в частности японские острова (некоторые исследователи считают, чтоЯпония была заселена несколько ранее) и многие из островов Океании.  В процессеобщественного производства человек воздействовал на окружающую его природнуюсреду, которая несёт на себе печать труда множества людских поколений, живших вусловиях разных сменявших друг друга общественно-экономических формаций. Мера ихарактер взаимодействия человека и природы зависят от уровня развитиячеловеческого общества; они обусловлены в первую очередь различиямиобщественно-экономической системы.

Формывоздействия человека на природу многообразны. В результате этих воздействийперераспределяются водные ресурсы, изменяется местный климат, преобразуютсянекоторые черты рельефа. Особенно значительно воздействие человека на живуюприроду как непосредственно, так и через влияние на другие природныекомпоненты. Изменение одного из компонентов географического ландшафта врезультате деятельности человека влечёт за собой изменение других. Природныеусловия оказывают существенное, хотя и не решающее, влияние и на направлениехозяйственной деятельности и на многие элементы культуры (жилище, одежда, пища).Всю совокупность воздействия человечества на природу всё чаще называют природопользованием,которое может иметь нерациональный и рациональный характер. Нерациональноеприродопользование может быть результатом как преднамеренно хищнических, так истихийных и лишь опосредствованных воздействий человека на природу, но в обоихслучаях ведёт к её оскудению и снижению достоинств среды. Рациональноеприродопользование включает все процессы разумного (комплексного, экономичного)освоения природных ресурсов, а также охрану и целесообразное преобразованиеприроды. Эти процессы по-разному проявляются по отношению к ресурсам среды и красходуемым природным ресурсам. Рациональное освоение ресурсов среды связано снаилучшим приспособлением к ним, охрана — к поддержанию благоприятных условий,преобразование — к их улучшению; освоение расходуемых ресурсов означает ихкомплексную и экономичную добычу и переработку, охрана — поддержаниепродуктивности (обеспечение воспроизводства их восполнимой части),преобразование — их количественное умножение и качественное улучшение.  

С развитиемпроизводительных сил человек нуждается во всё более разнообразных природныхресурсах. Вместе с тем влияние человеческого общества на природную средунеизменно усиливается. Познание и освоение человеком природных ресурсовстановится всё более полным и разносторонним. Современная научно-техническаяреволюция ведёт, с одной стороны, к более глубокому познанию и использованиюприродных богатств и, с другой стороны, к переоценке многих из них. Итогивоздействия человека на природу за последние 100—200 лет по своей интенсивностии многообразию, особенно на территории Европы и Северной Америки, превосходилирезультаты такого воздействия за тысячелетия прежней истории. В современную жеэпоху в связи с быстрым ростом численности населения во многих странах мира иособенно резкой интенсификацией человеческой деятельности в связи снаучно-технической революцией темпы использования природных ресурсовстремительно возрастают; это относится как к невозобновимым (например, полезныеископаемые), так и к возобновимым (например, почва, растения, животные)ресурсам. Поэтому перед человечеством встаёт серьёзнейшая задача предотвращенияопасности порчи среды его обитания и подрыва восстановительных сил природы, чтогрозит снижением её продуктивности вплоть до полного опустошения. Во всехдосоциалистических общественно-экономических формациях использование природныхресурсов носило большей частью нерациональный, хищнический характер. Запоследние несколько сот лет площадь лесов на Земле (по оценке) уменьшилась в1,75 раза; ныне (1970) она составляет 4,1 млрд. га. За минувшее столетие эрозияи дефляция вывели из строя около 2 млрд. га, то есть 27% с.-х. земель. Исчезлимногие виды ценных животных и растений. Нерациональные методы разработки полезныхископаемых приводят к безвозвратной потере огромных количеств дефицитногоминерального сырья. В современную эпоху первостепенное значение приобретаетзащита ландшафтной оболочки от всё большего загрязнения в ходе быстрогопроцесса урбанизации и индустриализации; основными очагами загрязненияприродной среды являются города. Источниками загрязнения гидросферы, вчастности, служат бытовые и промышленные стоки (так, 1 м3 неочищенных сточных вод делает непригодным 50—60 м3 речной воды). Выбросфабриками, заводами, электростанциями, автотранспортом огромного количествапыли, сернистого газа, окиси углерода, золы и шлаков, соединений металлов,сточных вод, чрезмерное внесение в почву ядохимикатов вредно отражаются нафлоре и фауне, создают угрозу здоровью человека. Особо опасно радиоактивноезагрязнение ландшафтной оболочки. Возникают опасения также по поводу возможногов будущем перегрева атмосферы в результате как непосредственного выделениятепла, так и уменьшения его оттока в связи с накоплением CO2 ватмосфере.

Задача охраныприроды и рационального использования природных ресурсов становится важнойгосударственной и международной проблемой: она стала предметом международныхконференций, созываемых ООН и ЮНЕСКО. Научное прогнозирование обеспеченностиприродными ресурсами и разработка общих норм охраны природы имеют исключительноважное значение для длительного сохранения баланса жизненно важных элементовприроды. В СССР вопросы охраны и восстановления природы рассматриваются какважная народно-хозяйственная задача; в союзных республиках приняты специальныезаконы об охране природы. Коммунистическая партия Советского Союза и Советскоегосударство предусматривают разработку научных основ охраны и преобразованияприроды в целях улучшения естественной среды, окружающей человека, и лучшегоиспользования природных ресурсов. В США и др. развитых капиталистическихстранах проводятся значительные мероприятия по охране природы, однако вусловиях капиталистической экономики осуществление их нередко наталкивается насопротивление различных монополистических групп, заботящихся о своих интересах.К числу наиболее актуальных проблем современного человечества относитсяпроблема народонаселения, связанная прежде всего с ускоренными темпами ростанаселения. Так, в начале нашей эры насчитывалось около 200 млн. чел., в 1000 г. — 275 млн., в середине 17 в. — 500 млн., в 1850 — 1,3 млрд., в 1900 — 1,6 млрд., в 1950 — 2,5млрд., в 1970 — 3,6 млрд. чел. Только за истекшие 70 лет 20 в. население мираувеличилось в 2,2 раза; особенно быстрыми темпами растет население вразвивающихся странах Азии, Африки, Латинской Америки. Однако для того чтобы сувеличением населения повышался уровень жизни людей, необходимо сочетание ростанаселения с экономическим и культурным подъёмом, что в первую очередь теснейшимобразом переплетается с природой социально-экономического строя. Успешнаяреализация этой важнейшей задачи возможна лишь в условиях социалистическогостроя. Всё возрастающая численность населения земного шара ставит перед многимистранами, особенно перед развивающимися, проблему обеспечения людейпродовольствием. 50% населения мира получает такое питание, которое покалорийности ниже нормы. Каждый год в капиталистическом мире умирает от голода2 млн. чел. Для повышения обеспеченности населения продуктами питаниянеобходимо значительное увеличение обрабатываемой площади. По данным ООН, кначалу 1968 из 15 млрд. га суши под пашни, сады и плантации было занято лишь1,4 млрд. га; между тем земли, пригодные для обработки (при условии мелиорациии проведения других землеустроительных работ), составляют около 6,5 млрд. га. Большиевозможности таятся в повышении урожайности с.-х. культур и увеличении продуктивностиживотноводства. Существенным источником продовольствия могут служить пищевыересурсы морей и океанов. Важное значение имеет проблема обеспеченностичеловечества водой. В ряде стран уже сейчас встают серьёзные проблемы,связанные с нехваткой воды, особенно пресной. Особенно важным являетсяпреобразование водного баланса с целью устранить дефицит воды в одних районах иизбыток в других. Резервами сырья для различных отраслей хозяйства З.обеспечена достаточно щедро; есть основания полагать, что по истощении однихвидов ресурсов будут изысканы возможности их замены др. видами. По примернойоценке советского учёного Н. В. Мельникова, классическими видами топлива(уголь, нефть, природный газ, торф, горячие сланцы) человечество обеспечено поуровню потребления 1980 года на 300—320 лет, а по уровню потребления 2000 года— на 140—150 лет. Вместе с тем всё более видное место в топливно-энергетическомхозяйстве мира будет занимать атомная энергия. Огромное количество энергиимогло бы быть получено при разрешении сложной проблемы управления термоядернымсинтезом. В недрах Земли разведаны также крупные запасы рудных и нерудныхископаемых. Велики энергетические и минеральные ресурсы (нефти и газа, угля,серы, железо-марганцевых и фосфоритовых конкреций, руд чёрных, цветных и редкихметаллов, россыпи олова, золота, алмазов и др. ископаемых) не только на суше,но и на дне и под дном океанов и морей. Быстро развивается производствоискусственных и синтетических материалов, заменяющих природные минеральныеископаемые. Тем не менее, несмотря на обилие полезных ископаемых, разработку ихследует вести весьма рационально, комплексно и экономно, поскольку ониисчерпаемы. Наиболее оптимальные условия для решения вопросов рациональногоиспользования географической среды и проблемы народонаселения существуют всоциалистическом обществе; появились возможности наиболее разумногогеографического разделения труда в соответствии с природными и экономическимиособенностями разных регионов и стран, при широком развитии начал социалистическойэкономической интеграции, а также существенного увеличения создаваемыхчеловечеством материальных благ.