додати матеріал

приховати рекламу

Земля планета Сонячної системи

[ виправити ] текст може містити помилки, будь ласка перевіряйте перш ніж використовувати.

Зміст
I. Вступ
II. Земля як планета
III. 1. Будова Землі
а) Магнітосфера
б) Атмосфера
в) Гідросфера
2. "Тверда" Земля
а) Будова «твердої» Землі
б) Фізичні характеристики та хімічний склад «твердої» Землі
3. Геодинамічні процеси
4. Основні риси структури земної кори
5. Рельєф Землі
а) морфоструктури
б) морфоскульптури
6. Біосфера
7. Географічна оболонка
IV. Геологічна історія та еволюція життя на Землі
1. Геологічна історія Землі
2. Історія розвитку органічного світу
V. Людина і Земля
V I. Список використаної літератури

Земля (від загальнослов'янського зем - підлога, низ), третя по порядку від Сонця планета Сонячної системи, астрономічний знак  або, ♀.
I. Введення
Земля займає п'яте місце за розміром і масою серед великих планет, але з планет так званої. земної групи, до якої також входять Меркурій, Венера, Земля і Марс, вона є найбільшою. Найважливішою відмінністю Землі від інших планет Сонячної системи є існування на ній життя з появою людини своєї вищої, розумної форми. Умови для розвитку життя на найближчих до Землі тілах Сонячної системи несприятливі; населені тіла за межами останньої поки що також не виявлені. Проте життя - природний етап розвитку матерії, тому Землю не можна вважати єдиним населеним космічним тілом Всесвіту, а земні форми життя - її єдино можливими формами.
Відповідно до сучасних космогонічних уявлень, Земля утворилася приблизно 4,5 млрд. років тому шляхом гравітаційної конденсації з розсіяного у навколосонячному просторі газопилової речовини, що містить усі відомі в природі хімічні елементи. Формування Землі супроводжувалося диференціацією речовини, що сприяло поступовому розігрів земних надр, в основному за рахунок теплоти, що виділялася при розпаді радіоактивних елементів (урану, торію, калію та ін.) Результатом цієї диференціації став поділ Землі на концентрично розташовані шари - геосфери, що розрізняються хімічним складом, агрегатним станом і фізичними властивостями. У центрі утворилося ядро ​​Землі, оточене мантією. З найбільш легких і легкоплавких компонентів речовини, що виділилися з мантії у процесах виплавлення, виникла розташована над мантією земна кора. Сукупність цих внутрішніх геосфер, обмежених твердою земною поверхнею, іноді називають "твердою" Землею (хоча це не зовсім точно, оскільки встановлено, що зовнішня частина ядра має властивості грузлої рідини). "Тверда" Земля складає майже всю масу планети (див. табл. 1).
Табл. 1. Схема будови Землі (без верхньої атмосфери і магнітосфери)

Геосфери

Відстань нижньої межі від поверхні Землі, км.
Обсяг, 10 18 м 3
Маса, 10 21 кг
Частка маси геосфери від маси Землі,%
Атмосфера, до висоти
2000
1320
~ 0,005
~ 10 -6
Гідросфера
до 11
1,4
1,4
0,02
Земна кора
5-70
10,2
28
0,48
Мантія
до 2900
896,6
4013
67,2
Ядро
6371 (центр З.)
175,2
1934
32,3
Вся Земля (без атмосфери)
1083,4
5976
100,0
За її межами знаходяться зовнішні геосфери - водяна (гідросфера) і повітряна (атмосфера), які сформувалися з парів і газів, що виділилися з надр Землі під час дегазації мантії. Диференціація речовини мантії Землі і поповнення продуктами диференціації земної кори, водяної і повітряної оболонок відбувалися протягом усієї геологічної історії і продовжуються до цих пір.
Більшу частину поверхні Землі займає Світовий океан (361,1 млн. км 2, або 70,8%), суша складає 149,1 млн. км2 (29,2%) і утворює шість великих масивів - материків: Євразію, Африку, Північну Америку, Південну Америку, Антарктиду і Австралію (див. табл. 2),

Табл. 2. - Материки (з островами)
Назва материка
Площа, млн. км 2
Середня висота, м.
Найбільша висота гір на материку, м.
Євразія
53,45
840
8848
Африка
30.30
750
5895
Північна Америка
24,25
720
6194
Південна Америка
18,28
590
6960
Антарктида
13,97
2040
5140
Австралія (з Океанією)
8,89
340
2230
а також численні острови. З поділом суші на материки не збігається поділ на частини світу: Євразію ділять на дві частини світу - Європу й Азію, а обидва американських материка вважають за одну частину світу - Америку, іноді за особливу «океанічну" частину світу приймають острови Тихого океану - Океанію, площа якої звичайно враховується разом з Австралією. Світовий океан розчленовується материками на Тихий, Атлантичний, Індійський та Північний Льодовитий (див. табл. 3);
Табл. 3. - Океани
Назва океану
Поверхня дзеркала, млн. км 2
Середня глибина, м.
Найбільша глибина, м.

Тихий

179,68
3984
11022
Атлантичний
93,36 *
3926
8428
Індійський
74,92
3897
7130
Північний Льодовитий
13,10
1205
5449
деякі дослідники виділяють приантарктичних частини Атлантичного, Тихого і Індійського океанів в особливий, Південний, океан.
Північна півкуля Землі - материкове (суша тут займає 39% поверхні), а Південне - океанічне (суша складає лише 19% поверхні). У Західній півкулі переважна частина поверхні зайнята водою, у Східній - сушею.
Узагальнений профіль суші й дна океанів утворює дві гігантські "сходинки" - материкову й океанічну. Перша піднімається над другою у середньому на 4670 м (Середня висота суші 875 м ; Середня глибина океану близько 3800 м ). Над рівнинною поверхнею материкової "сходинки" піднімаються гори, окремі вершини яких сягають 7-8 км і більше. Найвища вершина світу - г. Джомолунгма у Гімалаях - сягає 8848 м . Вона піднімається над найглибшим зниженням дна океану майже на 20 км .
Земля має гравітаційні, магнітні й електричні поля. Гравітаційне тяжіння Землі утримує на навколоземній орбіті Місяць і штучні супутники. Дією гравітаційного поля обумовлена ​​сферична форма Землі, більшість рис рельєфу земної поверхні, течія річок, рух льодовиків та інші процеси. Магнітне поле створюється в результаті складного руху речовини в ядрі Землі. У міжпланетному просторі воно займає область, обсяг якої набагато перевершує обсяг Землі, а форма нагадує комету з хвостом, спрямованим від Сонця. Цю область називають магнітосферою.
З магнітним полем Землі тісно пов'язане її електричне поле. "Тверда" Земля несе негативний електричний заряд, що компенсується об'ємним позитивним зарядом атмосфери, так що в цілому Земля, очевидно, електронейтральна.
У просторі, обмеженому зовнішньою межею геофізичних полів Землі, відбувається послідовна і глибока зміна первинних космічних факторів - поглинання і перетворення сонячних і галактичних космічних променів, сонячного вітру, рентгенівського, ультрафіолетового, оптичного і радіовипромінювань Сонця, що має важливе значення для процесів, які протікають на земній поверхні. Затримуючи значну частину твердої електромагнітної і корпускулярної радіації, магнітосфера й особливо атмосфера захищають від їхнього смертоносного впливу живі організми.
Земля отримує 1,7-10 17 г Дж / ​​сек (чи 5,4 * жовтня 1924 Дж / ​​рік) променевої енергії Сонця, але лише близько 50% цієї кількості досягає поверхні Землі і служить головним джерелом енергії більшості відбуваються на ній.
Поверхня Землі, гідросферу, а також прилягаючі шари атмосфери і земної кори поєднують назвою географічної, або ландшафтної, оболонки. Географічна оболонка стала ареною виникнення життя, розвитку якого сприяла наявність на Землі певних фізичних і хімічних умов, необхідних для синтезу складних органічних молекул. Пряма чи непряма участь живих організмів у багатьох геохімічних процесах згодом набула, глобальних масштабів і якісно змінила географічну оболонку, перетворивши хімічний склад атмосфери, гідросфери і почасти земної кори. Глобальний вплив на хід природних процесів вносить також діяльність людини. Через величезне значення живої речовини як геологічного агента вся сфера поширення життя і біогенних продуктів була названа біосферою.
Сучасні знання про Землю, її форму, будову і місце у Всесвіті формувалися в процесі довгих пошуків. Ще в часи сивої давнини робилися спроби дати загальне уявлення про форму Землі. Індуси, наприклад, вірили, що Земля має форму лотоса. Вавилоняни, як і багато інших народів, вважали Землю плоским диском, оточеним водою. Однак, ще близько 3 тис. років тому почали формуватися правильні уявлення. Халдеї першими помітили на підставі спостережень місячних затемнень, що Земля - ​​куляста. Піфагор, Парменід (6-5 ст. До н. Е..) Та Аристотель (4 ст. До н. Е..) Намагалися дати цьому наукове обгрунтування. Ератосфен (3 ст. До н. Е..) Зробив першу спробу визначити розміри Землі за довжиною дуги меридіана між містами Олександрією й Сієною (Африка). Більшість античних вчених вважали Землю центром світу. Найбільш повно розробив цю геоцентричну концепцію Птолемей у 2 ст. Однак значно раніше Аристарх Самоський (4-3 ст. До н. Е..) Розвивав геліоцентричні уявлення, вважаючи центром світу Сонце. У середні століття уява про кулястість Землі та її рух заперечувалися, як суперечному священному писанню, і вважалися єрессю. Ідея кулястості Землі знову завоювала визнання лише в епоху Відродження, з початком Великих географічних відкриттів. У 1543 році Копернік науково обгрунтував геліоцентричну систему світу, відповідно до якої Земля й інші планети обертаються навколо Сонця. Але цьому вченню довелося витримати жорстоку тривалу боротьбу з геоцентричною системою, яку продовжувала підтримувати християнська церква. З цією боротьбою пов'язані такі трагічні події, як спалення Джордано Бруно і змушене зречення від геліоцентричних уявлень Галілео Галілея. Остаточне підтвердження геліоцентричної системи зобов'язано відкриттю на початку 17 ст. І. Кеплером законів руху планет і обгрунтуванням у 1687 році Ісаком Ньютоном закону всесвітнього тяжіння.
Структура "твердої" Землі була з'ясована головним чином у 20 ст. завдяки досягненням сейсмології. Відкриття радіоактивного розпаду елементів призвело до корінного перегляду багатьох фундаментальних концепцій. Зокрема, уявлення про спочатку вогненно-рідкому стані Землі було замінено ідеями про її утворення зі скупчень холодних твердих часток. На основі радіоактивного розпаду були розроблені також методи визначення абсолютного віку гірських порід, що дозволили об'єктивно оцінювати тривалість історії Землі і швидкість процесів, що протікають на її поверхні й у надрах.
У 2-ій половині 20 ст. в результаті використання ракет і супутників сформувалися уявлення про верхні шари атмосфери і магнітосфери.
Землю вивчають багато наук. Фігурою і розмірами Землі займається геодезія, рухами Землі як небесного тіла - астрономія, силовими полями - геофізика (почасти астрофізика), яка вивчає також фізичний стан речовини Землі й фізичні процеси, що протікають у всіх геосфері. Закони розподілу хімічних елементів Землі і процеси їх міграції досліджує геохімія. Речовий склад літосфери та історію се розвитку вивчає комплекс геологічних наук. Природні явища і процеси, що відбуваються в географічній оболонці та біосферу, є областю наук географічних і біологічних циклів. Земних проблем стосуються також науки, що вивчають закони взаємодії природи і суспільства.
II. Земля як планета.
Земля - ​​третя за відстанню від Сонця велика планета Сонячної системи. Маса Землі дорівнює 5976 * 10 21 кг, що становить 1 / 448 частку маси великих планет і 1 / 330000 маси Сонця. Під дією тяжіння Сонця Земля, як і інші тіла Сонячної системи, обертається навколо нього по еліптичній (мало відрізняється від кругової) орбіті. Сонце розташоване в одному з фокусів еліптичної орбіти Землі, внаслідок чого відстань між Землею і Сонцем протягом року змінюється від 147,117 млн. км (в перигелії) до 152,083 млн. км (в афелії). Велика піввісь орбіти Землі, рівна 149,6 млн. км, приймається за одиницю при вимірі відстаней у межах Сонячної системи. Швидкість руху Землі по орбіті, що дорівнює в середньому 29,765 км / сек, коливається від 30,27 км / сек (у перигелії) до 29,27 км / сек (в афелії). Разом з Сонцем Земля бере участь також у русі навколо центру Галактики, період галактичного обертання складає близько 200 млн. років, середня швидкість руху 250 км / сек. Щодо найближчих зірок Сонце разом із Землею рухається зі швидкістю  19,5 км / сек у напрямку сузір'я Геркулеса.
Період обертання Землі навколо Сонця, називаний роком, має кілька різну величину залежно від того, по відношенню до яких тіл чи точок небесної сфери розглядається рух Землі і пов'язане з ним здається рух Сонця по небу. Період обертання, відповідний проміжку часу між двома проходженнями Сонця через точку весняного рівнодення, називається тропічним роком. Тропічний рік покладений в основу календаря, він дорівнює 365,242 середніх сонячних діб.
Площина земної орбіти (площина екліптики) нахилена в сучасну епоху під кутом 1,6
Природний супутник Землі - Місяць обертається навколо Землі по еліптичній орбіті на середній відстані 384 400 км . Маса Місяця складає 1:81,5 частку маси Землі (73,5 * 10 21 кг). Центр мас системи Земля - Місяць, від центру З. на ¾ її радіуса. Обидва тіла - Земля і Місяць - звертаються навколо центру мас системи. Відношення маси Місяця до маси Землі - найбільше серед усіх планет і їх супутників в Сонячній системі, тому систему Земля - ​​Місяць часто розглядають як подвійну планету.
Земля має складну форму, яка визначається спільною дією гравітації, відцентрових сил, викликаних осьовим обертанням Землі, а також сукупністю внутрішніх і зовнішніх рельєфоутворюючих сил. Приблизно в якості форми (фігури) Землі беруть вирівняну поверхню гравітаційного потенціалу (тобто поверхня, у всіх точках перпендикулярну до напрямку схилу), збігається з поверхнею води в океанах (при відсутності хвиль, припливів, течій і збурень, викликаних зміною атмосферного тиску ). Цю поверхню називають геоидом. Обсяг, обмежений цією поверхнею, вважається обсягом Землі. Середнім радіусом Землі називають радіус кулі того ж обсягу, що і обсяг геоїда. Для вирішення багатьох наукових і практичних задач геодезії, картографії та інших як форми Землі беруть земної еліпсоїд. Знання параметрів земного еліпсоїда, його положення в тілі Землі. А також гравітаційного поля Землі має велике значення в астродінаміке, що вивчає закони руху штучних космічних тіл. Ці параметри вивчаються шляхом наземних астрономо-геодезичних та гравіметричних вимірювань і методами супутникової геодезії.
Внаслідок обертання Землі точки екватора мають швидкість 465 м / сек, а точки, розташовані на широті  - швидкість 465cos  (м / сек), якщо зважати на Землю кулею. Залежність лінійної швидкості обертання, а, отже, і відцентрової сили від широти призводить до розбіжності значень прискорення сили тяжіння на різних широтах (див. табл. 4).
Табл. 4. - Геометричні і фізичні характеристики Землі
Екваторіальний радіус
6378,160 км
Полярний радіус
6356,777 км
Стиснення земного еліпсоїда
1:298,25
Середній радіус
6371,032 км
Довжина кола екватора
40075,696 км
Поверхня
510,2  10 Червня км 2
Обсяг
1,083  жовтня 1912 км 3
Маса
5976   жовтня 1921 кг
Середня щільність
5518 кг / м 3
Прискорення сили тяжіння (на рівні моря)
а) на екваторі
9,78049 м / сек 2
б) на полюсі
9,83235 м / сек 2
в) стандартне
9,80665 м / сек 2
Момент інерції щодо осі обертання
8,104   жовтня 1937 кг   м 2
Обертання Землі навколо своєї осі викликає зміну дня і ночі на її поверхні. Період обертання Землі визначає одиницю часу - добу. Вісь обертання Землі відхилена від перпендикуляра до площини екліптики на 23 ° 26,5 '(у середині 20 ст.); В сучасну епоху цей кут зменшується на 0,47 "за рік. При русі Землі по орбіті навколо Сонця її вісь обертання зберігає майже постійний напрямок у просторі. Це призводить до зміни пір року. Гравітаційний вплив Місяця, Сонця, планет викликає тривалі періодичні зміни ексцентриситету орбіти і нахилу осі Землі, що є однією з причин багатовікових змін клімату.
Період обертання Землі систематично збільшується під впливом місячних і в меншій мірі сонячних припливів. Притягання Місяця створює приливні деформації як атмосфери і водної оболонки, так і "твердої" Землі. Вони спрямовані до притягує тіла і, отже, переміщуються за З. при її обертанні. Припливи в земній корі мають амплітуду до 43 см , У відкритому океані - не більш 1м, в атмосфері вони викликають зміну тиску у кілька сот н / м 2 (кілька мм рт. Ст.). Приливне тертя, що супроводжує рух припливів, приводить до втрати системою Земля - ​​Місяць енергії та передачі моменту кількості руху від Землі до Місяця. У результаті обертання Земля сповільнюється, а Місяць віддаляється від Землі. Вивчення місячних і річних кілець зростання у викопних коралів дозволило оцінити число діб в році в минулі геологічні епохи (до 600 млн. років тому). Результати досліджень говорять про те, що період обертання З. навколо осі збільшується в середньому на кілька м / сек за століття (500 млн. років тому тривалість доби становила 20,8 год). Фактичне уповільнення швидкості обертання Землі дещо менше того, яке відповідає передачі моменту Місяці. Це вказує на вікове зменшення моменту інерції Землі, мабуть, пов'язане із зростанням щільного ядра Землі або з переміщенням мас при тектонічних процесах. Швидкість обертання Землі дещо змінюється протягом року також внаслідок сезонних переміщень повітряних мас і вологи. Спостереження траєкторій штучних супутників Землі дозволили з високою точністю встановити, що декомпозиція Землі дещо більше тієї, яка відповідає сучасній швидкості її обертання і розподілу внутрішніх мас. Мабуть, це пояснюється високою в'язкістю земних надр, що призводить до того, що при уповільненні обертання Землі її фігура не відразу приймає форму, відповідну збільшеному періоду обертання. Оскільки Земля має сплюснуту форму (надлишок маси у екватора), а орбіта Місяця не лежить у площині земного екватора, тяжіння Місяця викликає прецесію - повільний поворот земної осі в просторі (повний оборот відбувається за 26 тис. років). На цей рух накладаються періодичні коливання напрямку осі - нутація (основний період 18,6 року). Положення осі обертання по відношенню до тіла Землі відчуває як періодичні зміни (полюси при цьому відхиляються від середнього положення на 10-15 м), так і вікові (середнє положення північного полюса зміщується у бік Північної Америки зі швидкістю ~ 11 см на рік.).
III. 1. Будова Землі
а) Магнітосфера
Самою зовнішньої і протяжної оболонкою Землі є магнітосфера - область навколоземного простору, фізичні властивості якої визначаються магнітним полем Землі і його взаємодією з потоками заряджених часток.
Дослідження, проведені за допомогою космічних зондів і штучних супутників Землі, показали, що Земля постійно знаходиться в потоці корпускулярного випромінювання Сонця (т. зв. Сонячний вітер). Він утворюється завдяки безупинному розширенню (витіканню) плазми сонячної корони і складається з заряджених часток (протонів, ядер та іонів гелію, а також більш важких позитивних іонів та електронів). У орбіти Землі швидкість спрямованого руху часток у потоці коливається від 300 до 800 км / сек. Сонячна плазма несе із собою магнітне поле, напруженість якого в середньому дорівнює 4,8-10-З а / м (6 * 10 -5 е).
При зіткненні потоку сонячної плазми з перешкодою - магнітним полем Землі - утворюється поширюється назустріч потоку ударна хвиля, фронт якої з боку Сонця в середньому локалізований на відстані 13-14 радіусів Землі (R ) від її центру. За фронтом ударної хвилі слід перехідна область товщиною ~ 20 тис. км, де магнітне поле сонячної плазми стає неупорядкованим, а рух її часток - хаотичним, температура плазми в цій області підвищується приблизно з 200 тис. градусів до ~ 10 млн. градусів.
Перехідна область примикає безпосередньо до магнітосфері Землі, межа якої - магнітопауза - проходить там, де динамічний тиск сонячного вітру врівноважується тиском магнітного поля Землі; вона розташована з боку Сонця на відстані ~ 10-12 R () (70-80 тис. км) від центру З., її товщина ~ 100 км . Напруженість магнітного поля З. у магнітопауза ~ 8 * 10 -2 а / м (10 -3 е.), тобто значно вище напруженості поля сонячної плазми на рівні орбіти Землі. Потоки частинок сонячної плазми обтікають магнітосферу і різко спотворюють на значних відстанях від З. структуру її магнітного поля. Приблизно до відстані 3 R від центру Землі магнітне поле ще досить близько до поля магнітного диполя (напруженість поля зменшується з висотою ~ 1 / R3 ). Регулярність поля тут порушують лише магнітні аномалії (вплив найбільш великих аномалій позначається до висот ~ 0,5 R ) над поверхнею Землі. На відстанях, що перевищують 3 R , магнітне поле слабшає повільніше, ніж поле диполя, а його силові лінії з сонячної сторони кілька притиснуті до Землі. Лінії геомагнітного поля, що виходять з полярних областей Землі, відхиляються сонячним вітром на нічний бік Землі. Там вони утворюють «хвіст», або «шлейф», магнітосфери протяжністю понад 5 млн. км. Пучки магнітних силових ліній протилежного напрямку розділені в хвості областю дуже слабкого магнітного поля (нейтральним шаром), де концентрується гаряча плазма з температурою в млн. градусів.
Магнітосфера реагує на прояви сонячної активності, що викликає помітні зміни у сонячному вітрі і його магнітному полі. Виникає складний комплекс явищ, який отримав назву магнітної бурі. При бурях спостерігається безпосереднє вторгнення в магнітосферу часток сонячного вітру, відбувається нагрів і посилення іонізації верхніх шарів атмосфери, прискорення заряджених часток, збільшення яскравості полярних сяйв, виникнення електромагнітних шумів, порушення радіозв'язку на коротких хвилях і т.д. В області замкнутих ліній геомагнітного поля існує магнітна пастка для заряджених часток. Нижня її межа визначається поглинанням захоплених у пастку часток атмосферою на висоті кількох сотень км., Верхня практично збігається з межею магнітосфери на денній стороні Землі, дещо знижуючись на нічній стороні. Потоки захоплених у пастку часток високих енергій (головним чином протонів і електронів) утворюють т. зв. Радіаційний пояс Землі. Частинки радіаційного поясу становлять значну радіаційну небезпеку при польотах у космос.
б) Атмосфера
Атмосферою, або повітряною оболонкою Землі, називають газове середовище, навколишнє «тверду» Землю і обертається разом з нею. Маса атмосфери становить ~ 5,15 * 10 18 кг. Середній тиск атмосфери на поверхню Землі на рівні моря. Так само 101 325 н / м 2 (це відповідає 1 атмосфері чи 760 мм рт. ст.). Щільність і тиск атмосфери швидко зменшуються з висотою: біля поверхні З. середня щільність повітря  = 1,22 кг / м 3, на висоті 10 км , А на висоті 100 км  = 8,8. Атмосфера має шарувату будову, шари розрізняються своїми фізичними і хімічними властивостями (температурою, хімічним складом, іонізацією молекул тощо).
Прийняте поділ атмосфери на шари засновано головним чином на зміні у ній температури з висотою, оскільки воно відбиває баланс основних енергетичних процесів в атмосфері.
Нижня частина атмосфери, що містить близько 80% всієї її маси, називається тропосферою. Вона поширюється до висоти 16-18 км в екваторіальному поясі і до 8-10 км в полярних широтах. Температура тропосфери знижується з висотою в середньому на 0,6. К на кожні 100 м. Над тропосферою до висоти 55 км розташована стратосфера, у якій укладено майже 20% маси атмосфери. Від тропосфери вона відділена перехідним шаром - тропопаузою, з температурою 190-220 К. До висоти ~ 25 км температура стратосфери дещо падає, але далі починає рости, досягаючи максимуму (~ 270К) на висоті 50-55 км. Це зростання пов'язане переважно зі збільшенням у верхніх шарах стратосфери концентрації озону, інтенсивно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця. Над стратосферою розташовані мезосфера (до 80 км), термосфера (від 80 км до 800-1000 км) і екзосфера (вище 800-1000 км). Загальна маса всіх цих шарів не перевищує 0,5% маси атмосфери. У мезосфері, відокремленою від стратосфери стратопаузой, озон зникає, температура знову падає до 180-200к. поблизу її верхньої межі (мезопаузи). У термосфері відбувається швидке зростання температури, пов'язаний головним чином з поглинанням у ній сонячного короткохвильового випромінювання. Зростання температури спостерігається до висоти 200-300 км. Вище, приблизно до 800-1000 км, температура залишається постійної (~ 1000К), тому що тут розріджена атмосфера слабко поглинає сонячне випромінювання.
Верхній шар атмосфери - екзосфера - украй розріджений (у його нижньої межі число протонів у 1 м 3 складає ~ 10 11) і зіткнення часток у ньому відбуваються рідко. Швидкості окремих частинок екзосфери можуть перевищувати критичну швидкість вислизання (другу космічну швидкість). Ці частки, якщо їм не перешкодять зіткнення, можуть, подолавши тяжіння Землі, залишити атмосферу і піти в міжпланетний простір. Так відбувається розсіювання (дисипація) атмосфери. Тому екзосферу називають також сферою розсіювання. Вислизають з атмосфери в міжпланетний простір головним чином атоми водню й гелію.
Наведені характеристики шарів атмосфери слід розглядати як усереднені. У залежності від географічної широти, пори року, доби і ін вони можуть помітно змінюватися.
Хімічний склад земної атмосфери неоднорідний. Сухий атмосферне повітря у поверхні Землі містить за обсягом 78,08% азоту, 20,95% кисню (~ 10 -6% озону), 0,93% аргону і близько 0,03% вуглекислого газу. Не більше 0,1% складають разом водень, неон, гелій, метан, криптон і ін гази. У шарі атмосфери до висот 90-100 км, в якому відбувається інтенсивне перемішування атмосфери, відносний склад її основних компонентів не змінюється, цей шар називається гомосфера. В атмосфері міститься (1,3-1,5) * 10 16 кг води. Головна маса атмосферної води (у вигляді пари, зважених крапель і кристаликів льоду) зосереджена у тропосфері, причому з висотою її зміст різко зменшується. У вологому повітрі вміст водяної пари в земної поверхні коливається від 3-4% в тропіках до 2 * 10 -5% в Антарктиді. Дуже мінливі аерозольні компоненти повітря, що включають пил грунтового, органічного та космічного походження, частинки сажі, попелу і мінеральних солей.
У верхній межі тропосфери й у стратосфері спостерігається підвищений вміст озону. Шар максимальної концентрації озону розташований на висотах ~ 21-25 км. Починаючи з висоти ~ 40 км збільшується вміст атомарного кисню. Дисоціація молекулярного азоту починається на висоті близько 200 км . Поряд з дисоціацією молекул під дією короткохвильового і корпускулярного випромінювань Сонця на висотах від 50 до 400 км відбувається іонізація атмосферних газів. Від ступеня іонізації залежить електропровідність атмосфери. На висоті 250-300 км, де розташований максимум іонізації, електропровідність атмосфери в 10 12 разів більше, ніж у земної поверхні. Для верхніх шарів атмосфери характерний також процес дифузійного поділу газів під дією сили тяжіння (гравітаційне розділення): гази розподіляються з висотою відповідно до їх молекулярної масою. Верхні шари атмосфери в результаті виявляються збагаченими більш легкими газами. Сукупність процесів дисоціації, іонізації і гравітаційного поділу визначає хімічну неоднорідність верхніх шарів атмосфери. Приблизно до 200 км основним компонентом повітря є азот N 2. Вище починає превалювати атомарний кисень. На висоті більше 600 км переважаючим компонентом стає гелій, а в шарі від 2 тис. км і вище - водень, який утворює навколо Землі так звану водневу корону.
Через атмосферу до поверхні Землі надходить електромагнітне випромінювання Сонця - головне джерело енергії фізичних, хімічних і біологічних процесів. У географічній оболонці Землі атмосфера прозора для електромагнітного випромінювання в діапазоні довжин хвиль  від 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в якому укладено близько 88% всієї енергії сонячного випромінювання) і радіодіапазоні - від 1 мм до 30 м . Випромінювання інфрачервоного діапазону (> 5,2 мкм) поглинається в основному парами води і вуглекислим газом тропосфери і стратосфери. Непрозорість атмосфери у радіодіапазоні обумовлена ​​відбиттям радіохвиль від її іонізованих шарів (іоносфери). Випромінювання ультрафіолетового діапазону ( від 3000 до 1800 Å) поглинається озоном на висотах 15-60 км, а хвилі довжиною 1800-1000 Å і коротше - азотом, молекулярним і атомарним киснем (на висоті від кількох десятків до кількох сотень км над поверхнею З. ). Жорстке короткохвильове випромінювання (рентгенівське і гамма-випромінювання) поглинається всією товщею атмосфери, до поверхні Землі воно не доходить. Таким чином, біосфера виявляється захищеною від згубного впливу короткохвильового випромінювання Сонця. У вигляді прямої і розсіяної радіації поверхні Землі досягає лише 48% енергії сонячного випромінювання, що падає на зовнішню межу атмосфери. У той же час атмосфера майже непрозора для теплового випромінювання Землі (за рахунок присутності в атмосфері вуглекислого газу і пари води. Якби Земля була позбавлена ​​атмосфери, то середня температура на поверхні була б -23 ° С, у дійсності середня річна температура поверхні Землі становить 14,8 ° С. Атмосфера затримує також частина космічних променів і служить бронею проти руйнівної дії метеоритів. Наскільки велике захисне значення земної атмосфери, показує поцяткована метеоритними кратерами поверхню Місяця, позбавлена ​​атмосферної захисту. Між атмосферою і поверхнею, що підстилає відбувається безперервний обмін енергією (теплооборот) і речовиною (вологообіг, обмін киснем та іншими газами). Теплооборот включає перенесення теплоти випромінюванням (променевий теплообмін), передачу теплоти за рахунок теплопровідності, конвекції і фазових переходів води (випару, конденсації, кристалізації).
Нерівномірний нагрівання атмосфери над сушею, морем на різних висотах і в різних широтах призводить до нерівномірного розподілу атмосферного тиску. Виникаючі в атмосфері стійкі перепади тиску викликають загальну циркуляцію атмосфери, з якою пов'язаний влагооборот, що включає процеси випаровування води з поверхні гідросфери, перенесення водяної пари повітряними потоками, випадання опадів і їх стік. Теплооборот, влагооборот і циркуляція атмосфери є основними клімато-утворюючими процесами. Атмосфера є активним агентом у різних процесах, що відбуваються на поверхні суші й у верхніх шарах водойм. Найважливішу роль відіграє атмосфера в розвитку життя на Землі.
в) Гідросфера
Вода утворює переривчасту оболонку Землі. Близько 94% загального обсягу гідросфери зосереджено в океанах і морях; 4% укладено в підземних водах; близько 2% - у льодах і снігах (головним чином Арктики, Антарктики і Гренландії), 0,4% - у поверхневих водах суші (річки, озера , болота). Незначна кількість води міститься в атмосфері і організмах. Усі форми водних мас переходять одна в іншу в процесі обігу. Щорічна кількість опадів, що випадають на земну поверхню, дорівнює кількості води, що випарувалася в сумі з поверхні суші і океанів. У загальному круговороті вологи найбільш рухливі води атмосфери.
Вода гідросфери містить майже всі хімічні елементи. Середній хімічний склад її близький до складу океанічної води, в якій переважають кисень, водень, хлор і натрій. У водах суші переважними є карбонати. Зміст мінеральних речовин у водах суші (солоність) піддано великих коливань в залежності від місцевих умов і, перш за все від клімату. Звичайно води суші слабко мінералізовані - прісні (солоність рік і прісних озер від 50 до 1000 мг / кг). Середня солоність океанічної води близько 35 г / кг (35 о / оо), солоність морської води коливається від 1-2 ° / оо (Фінська затока Балтійського моря) до 41,5 ° / оо (Червоне море). Найбільша концентрація солей - у солоних озерах (Мертве море до 260 ° / оо) і підземних водах (до 600 ° / оо). Сучасний сольовий склад вод гідросфери сформувався за рахунок продуктів хімічного вивітрювання вивержених порід і принесення на поверхню Землі продуктів дегазації мантії: в океанічній воді катіони натрію, магнію, кальцію, калію, стронцію присутні головним чином за рахунок річкового стоку. Хлор, сірка, фтор, бром, йод, бор та інші елементи, що грають в океанічній воді роль аніонів, є переважно продуктами підводних вулканічних вивержень. Вміщені в гідросфері вуглець, азот, вільний кисень та інші елементи надходять з атмосфери і з живої речовини суші й океану. Завдяки великому вмісту в океані біогенних хімічних елементів океанічна вода служить дуже сприятливим середовищем для розвитку рослинних і тваринних організмів. Світовий океан утворює найбільше скупчення вод на земній поверхні. Морські течії зв'язують окремі його частини в єдине ціле, внаслідок чого води океанів і морів володіють загальними фізико-хімічними властивостями. Поверхневий шар води в океанах (до глибини 200-300 м) має непостійну температуру, мінливу за порами року і в залежності від температурного режиму відповідного кліматичного поясу. Середня річна температура цього шару поступово убуває від 25 ° С у екватора до 0 ° С і нижче в полярних областях. Характер вертикального зміни температур океанічних вод сильно варіює залежно від географічної широти, що пояснюється головним чином неоднаковим нагріванням і охолодженням поверхневих вод. З ін боку, є істотні відмінності в зміні температури води за глибиною на одних і тих самих широтах у зв'язку з течіями. Однак для величезних екваторіальних і тропічних просторів океану в зміні температур по вертикалі є багато спільного. До глибини 300-500 м температура води тут швидко знижується, потім до 1200 - 1500 м зниження температури відбувається повільніше, глибше 1500 м вона майже не змінюється. У придонних шарах температура тримається звичайно між 2 ° С і 0 ° С. У помірних областях зміна температури з глибиною менш значно, що пов'язано з меншим прогріванням поверхневих вод. У приполярних областях температура спочатку знижується до глибин близько 50-100 м, потім до глибин близько 500 м трохи підвищується (за рахунок принесення більш теплих і солоних вод з помірних широт), після чого повільно знижується до 0 ° С і нижче у придонних шарах. Зі зміною температури і солоності міняється і щільність води. Найбільша щільність характерна для високих широт, де вона досягає біля поверхні 1,0275 г / см 3. У приекваторіальній області щільність води біля поверхні - 1,02204 г / см 3. Характерною особливістю океану є циркуляція і перемішування вод. У шарі до 150-200 м циркуляція визначається головним чином пануючими вітрами, під впливом яких утворюються могутні океанічні течії. У більш глибоких шарах циркуляція пов'язана переважно з існуючою в товщі води різницею густин, що залежить від температури і солоності. Основними елементами циркуляції, обумовленої впливом вітрів, є антициклональні кругообіги у субтропічних широтах і циклональні - у високих. Густинне циркуляція бере участь у вертикальному розподілі водяних мас і охоплює всю товщу вод. Планетарним видом руху вод служить приливо-відливна течія, викликане впливом Місяця і Сонця. Океан відіграє величезну роль у житті Землі. Він служить головним водоймищем планети й основним приймачем сонячної енергії на поверхні Землі. Унаслідок великої теплоємності води (і малої теплоємності повітря) він надає умеряющий вплив на коливання температури повітря навколишнього простору. У помірних і полярних широтах морські води влітку накопичують тепло, а взимку віддають його атмосфері. В екваторіальних і тропічних просторах вода нагрівається з поверхні круглий рік. Теплі води переносяться звідси течіями у високі широти, утеплюючи їх, а холодні води повертаються до тропіків в протитечія. Таким чином, океан впливає на клімат і погоду Землі. Велика роль океану у круговороті речовин на Землі. (Вологообіг, взаємний обмін з атмосферою киснем і вуглекислим газом, винесення на сушу розчинених в океанічній воді солей і привнось в океан річками матеріалу з суші, біогеохімічні перетворення). Безперервно рухомі водні маси океану, взаємодіючи з гірськими породами дна і берегів, виробляють величезну руйнівну і творчу (акумулятивну) роботу. Різноманітний уламковий і розчинений матеріал, отриманий у результаті руйнівної роботи океанічної води і завдяки річковому стоку, осідає на дні океану, утворюючи опади, які потім у осадові гірські породи. Відмерлі рослинні і тваринні організми дають початок біогенним опадів. Чималу роль грають і води суші. Прісні води задовольняють потреби людини у воді, забезпечують промисловість і поливне землеробство. Текучі поверхневі води роблять велику геологічну роботу, здійснюючи розмивши (ерозію), перенесення і відкладення продуктів руйнування гірських порід. Діяльність текучих вод призводить до розчленовування і загального зниження рельєфу суші. Сумарна кількість виноситься ріками в моря й океани матеріалу оцінюється більш ніж в 17 млрд. т на рік.
2. "Тверда" Земля
Про будову, склад і властивості "твердої" Землі маються переважно приблизні дані, оскільки безпосередньому спостереженню доступна лише сама верхня частина земної кори. Всі дані про більш глибоких надрах планети отримані за рахунок різноманітних непрямих (головним чином геофізичних) методів дослідження. Найбільш достовірні з них - сейсмічні методи, засновані на вивченні шляхів і швидкості поширення у Землі пружних коливань (сейсмічних хвиль). З їх допомогою вдалося встановити поділ "твердої" Землі на окремі сфери і скласти уявлення про внутрішню будову Землі. (Див. табл. 5).
Табл. 5.-Основні дані про геосферах "твердої" Землі

Геосфери

Підрозділи геосфер

Літерне позначення
Глибина нижньої межі *, км.
Обсяг, 10 18 м 3
Маса **, 10 21 кг

Земна кора

осадовий шар

A

до 20
1,0
2,5
«Гранітний" шар
до 40
3,6
10
«Базальтовий" шар
до 70
5,6
16

Мантія

верхня
мантія
субстрат

B

50-100
180,1
610
шар Гуттенберга (астеносфера)
близько 400
шар Голіцина

C

близько 900
205,7
856
Нижня мантія

D

2900
510,8
2547

Ядро

Зовнішнє ядро

E

близько 4800
166,6
1828
F
близько 5100
суб'ядро

G

6371
8,6
106
• Різниця між середнім радіусом З. і середнім радіусом межі (крім кори). ** Кора по А. Б. Ронова і А. А. Ярошевському (1969), інші за Ф. Берч (1964).
а) Будова «твердої» Землі.
Верхня сфера "твердої" Землі - земна кора (А) - сама неоднорідна і складно побудована. З кількох типів земної кори переважне поширення мають материкова і океанічна; в будові перший розрізняють три шари: верхній - осадовий (від 0 до 20 км ), Середній, званий умовно «гранітним» (від 10 до 40 км ), І нижній, т. зв. «Базальтовий» (від 10 до 70 км ), Відокремлюється від «гранітного» поверхнею Конрада.
Під океанами осадовий шар на великих площах має товщину лише в кілька сотень метрів. «Гранітний" шар, як правило, відсутня: замість нього спостерігається т. н. «Другий» шар неясної природи, товщиною близько 1-2,5 км. Потужність «базальтового» шару під океанами - близько 5 км . Крім основних типів кори, зустрічається кілька типів «проміжного» будови, в тому числі кора субконтінентальной (під деякими архіпелагами) і субокеанической (у глибоководних западинах окраїнних і внутрішньоконтинентальних морів). Субконтінентальной кора характеризується нечітким поділом «гранітного» і «базальтового» верств, які об'єднуються під назвою гранітно-базальтового. Кора субокеанической близька до океанічної, відрізняючись від неї більшою потужністю в цілому і осадового шару зокрема. За допомогою сейсмічних методів чітко встановлюється поверхню розділу, що відокремлює земну кору від нижележащей мантії. Мантія складається з трьох шарів (В, С і D) і простягається від поверхні Мохоровичича до глибини 2900 км , Де вона межує з ядром Землі. Шари В і С утворюють верхню мантію (товщиною 850-900 км), шар D - нижню мантію (близько 2000 км ). Верхню частину шару В, що залягає безпосередньо під корою, називається субстратом; кора разом із субстратом становить літосферу. Нижню частину верхньої мантії називають ім'ям відкрив її властивості сейсмолога Б. Гутенберга. Швидкість поширення сейсмічних хвиль у межах шару Гутенберга дещо менше, ніж у вище-і нижчих шарах, що пов'язують з підвищеною плинністю його речовини. Звідси - друга назва шару Гуттенберга - астеносфера (слабка сфера). Цей шар є сейсмічним хвилеводом, оскільки сейсмічний «промінь" (шлях хвилі) довгий час йде уздовж нього. Розташоване нижче шар С (Голіцина шар) виділений як зона швидкого наростання з глибиною швидкостей сейсмічних хвиль (подовжніх від 8 до 11,3 км / сек, поперечних від 4,9 до 6,3 км / сек). Земне ядро ​​має середній радіус близько 3,5 тис. км і ділиться на зовнішнє ядро ​​(шар Е) і суб'ядро (шар G) з радіусом близько 1,3 тис. км. Їх розділяє перехідна зона (шар F) товщиною близько 300 км , Яку відносять звичайно до зовнішнього ядра. На межі ядра спостерігається стрибкоподібне падіння швидкості подовжніх хвиль (від 13,6 до 8,1 км / сек). Всередині ядра вона зростає, збільшуючись стрибком до 11,2 км / сек., Поблизу кордону суб'ядра. У суб'ядре сейсмічні хвилі поширюються майже з незмінною швидкістю.
б) Фізичні характеристики та хімічний склад «твердої» Землі.
З глибиною в Землі змінюються значення щільності, тиску, сили тяжіння, пружних властивостей речовини, в'язкості і температури. Середня щільність земної кори в цілому - 2,8 т / м 3. Середня щільність осадового шару кори - 2,4-2,5 т / м 3, «гранітного" - 2,7 т / м 3, «базальтового» - 2,9 т / м 3. На межі земної кори і мантії (поверхня Мохоровичича) щільність збільшується стрибком від значень 2,9-3,0 т / м 3 до 3,1-3,5 т / м 3. Далі вона плавно росте, досягаючи у підошви шару Гуттенберга 3,6 т / м 3. у підошви шару Голіцина 4,5 т / м 3 та біля кордонів ядра 5,6 т / м 3. У ядрі щільність стрибком піднімається до 10,0 т / м 3, а далі плавно зростає до 12,5 т / м 3 в центрі Землі.
Прискорення сили тяжіння в Землі не змінюється стрибком. До глибини 2500 км воно відхиляється від значення 10 м / сек менш ніж на 2%, на кордоні ядра одно 10,7 м / сек 2 і далі плавно зменшується до нуля в центрі Землі. За даними про щільність і прискоренні сили тяжіння обчислюється тиск, який безупинно росте з глибиною. Біля підніжжя материкової кори воно близько до 1 Гн / м 2 (10 9 н / м 2), у підошви шару У - 14 Гн / м 2, шару С - 35 Гн / м 2, на кордоні ядра - 136 Гн / м 2 , в центрі Землі - 361 Гн / м 2. Знаючи щільність і швидкості сейсмічних хвиль, обчислюють величини, що характеризують пружні властивості матеріалу Землі. Їх хід залежно від глибини показаний на другому графіку.
У земній корі і верхній мантії температура підвищується з глибиною. З мантії до поверхні «твердої» Землі йде тепловий потік, у кілька тисяч разів менший надходить від Сонця (в середньому близько 0,06 Вт / м 2 або близько 2,5 * 10 13 Вт на всю поверхню З.). У мантії температура скрізь нижче температури повного розплавлення слагающего її матеріалу. Під материкової корою вона передбачається близькою до 600-700 ° С. У шарі Гуттенберга температура, мабуть, близька до точки плавлення (1500-1800 ° С). Оцінка температур для глибших шарів мантії і ядра З. носить досить гаданий характер. Мабуть, в ядрі вона не перевищує 4000-5000 ° С.
В'язкість матеріалу мантії вище і нижче меж астеносфери, мабуть, не менше 23 Жовтень nз; в'язкість астеносфери сильно знижена (19 жовтня -10 21 nз). Вважається, що завдяки цьому в астеносфері відбувається повільне перетікання мас у горизонтальному напрямку під впливом нерівномірного навантаження з боку земної кори (відновлення ізостатичного рівноваги). В'язкість зовнішнього ядра на багато порядків менше в'язкості мантії.
У верхній мантії до глибини 700 км відзначаються осередки землетрусів, що вказує на значну міцність слагающего її матеріалу; відсутність більш глибоких сейсмічних вогнищ пояснюється або малою міцністю речовини, або відсутністю достатньо сильних механічних напружень.
Електропровідність у верхній частині шару У дуже низька (близько 10 -2 му -1-1); в шарі Гуттенберга вона підвищена, що пов'язують із зростанням температури. У шарі Голіцина вона поступово збільшується приблизно до 10-100 ом -1 * м -1, а в нижній мантії, мабуть, зросте ще на порядок. У ядрі Землі електропровідність дуже висока, що вказує на металеві властивості його речовини.
Із сучасних космогонічних гіпотез випливає, що хімічний склад планет, їх супутників і метеоритів повинен бути близький до складу Сонця. Зіставляючи відомі хімічні аналізи земних і місячних порід, метеоритів, спектральні аналізи Сонця й враховуючи дані про щільність та ін фізичних властивостях матеріалу в надрах Землі, можна в загальних рисах охарактеризувати склад Землі в цілому і склад її різних геосфер.
Табл. 6.-Хімічний склад Землі
Хімічний елемент
Вміст у вагових відсотках
Хімічний елемент
Вміст у вагових відсотках
Залізо
34,63
Натрій
0,57
Кисень
29,53
Хром
0,26
Кремній
15,20
Марганець
0,22
Магній
12,70
Кобальт
0,13
Нікель
2,39
Фосфор
0,10
Сірка
1,93
Калій
0,07
Кальцій
1,13
Титан
0,05
Алюміній
1,09
У табл. 6 наводиться загальний хімічний склад Землі, згідно з підрахунками американського геохіміка Б. Мейсона. При цьому передбачається, що ядро ​​складається з залізо-нікелевого сплаву, подібного металевої фазі хондритів. Щодо складу земного ядра існують дві гіпотези. Згідно з першою - ядро ​​складається з заліза з домішкою (18-20%) кремнію (або іншого, порівняно легкого матеріалу); згідно з другою - зовнішнє ядро ​​складається силікатом, який під впливом величезного тиску і високої температури перейшов в металеве стан; суб'ядро може бути залізним або силікатною.
У складі Землі переважають (як за масою, так і за кількістю атомів) залізо, кисень, кремній і магній. У сумі вони становлять понад 90% маси Землі. Земна кора майже наполовину складається з кисню і більш ніж на чверть з кремнію. Значна частка належить також алюмінію, магнію, кальцію, натрію та калію. Кисень, кремній, алюміній дають найбільш распросраненние в корі з'єднання - кремнезем (SiO 2) і глинозем (A1 2 O 3).
Мантія складається переважно з важких мінералів, багатих магнієм і залізом. Вони утворюють сполуки з SiO 2 (силікати). У субстраті, мабуть, найбільше форстерита (MgSiO 4), глибше поступово зростає частка фаяліта (Fe 2 SiO 4). Передбачається, що в нижній мантії під впливом дуже високого тиску ці мінерали розклалися на окисли (SiO 2, MgO, FeO).
Агрегатний стан речовини земних надр обумовлено наявністю високих температур і тисків. Матеріал мантії був би розплавлений, якби не високий тиск, внаслідок якого вся мантія знаходиться в твердому кристалічному стані, за винятком, мабуть, астеносфери, де вплив близької до точки плавлення температури позначається сильніше, ніж дія тиску. Вважають, що тут речовина мантії перебуває або в аморфному, або частково у розплавленому стані. У шарі Голіцина, у міру зростання тиску з глибиною, мабуть, відбувається перебудова кристалічних граток мінералів у бік більш щільної упаковки атомів, чим пояснюється швидке зростання з глибиною щільності і швидкостей сейсмічних хвиль.
Зовнішнє ядро, очевидно, знаходиться в рідкому (розплавленому) стані, оскільки поперечні сейсмічні хвилі, не здатні поширюватися в рідині, через нього не проходять. З існуванням рідкого зовнішнього ядра пов'язують походження магнітного поля Землі. Суб'ядро, мабуть, тверде (поздовжні хвилі, підходячи до кордону суб'ядра, збуджують у ньому поперечні хвилі).

3. Геодинамічні процеси.
Речовина геосфер Землі знаходиться в безперервному русі і зміні. Швидше за все вони протікають в рідкій і газоподібній оболонках, але основний зміст історії розвитку земної кулі становлять набагато більш повільні зміни, що відбуваються у внутрішніх геосферах, складених переважно твердою речовиною; саме вивчення їх природи і динаміки необхідно перш за все для вірного розуміння сучасного і всіх минулих станів Землі.
Серед процесів, що відбуваються в надрах і на поверхні Землі, розрізняють дві головні групи. Першу утворюють внутрішні, або ендогенні, процеси, рушійним початком яких є внутрішня енергія Землі (головним чином енергія радіоактивного розпаду). Другу групу складають зовнішні, або екзогенні, процеси, породжувані надходить на Землю енергією сонячного випромінювання. Ендогенні процеси властиві головним чином глибинним геосферами. У нижніх зонах земної кори, у верхній мантії, мабуть, і багато глибше відбуваються переміщення величезних мас речовини, його розширення, стиск і фазові перетворення, відбуваються міграція хімічних елементів, циркуляція теплових та електричних струмів і так далі. Безсумнівно, що у своїй сукупності вони зумовлюють безперервно йде процес глибинної диференціації речовини, що призводить до концентрації більш легких його компонентів у верхніх, а більш важких - в глибоких геосфері. У мантії рушійним чинником, мабуть, є механізм, подібний зонної плавці, в результаті якого хімічні елементи (або з'єднання) закономірно розподіляються між легкоплавкой і тугоплавкої фазами. Глибинні ендогенні процеси впливають на земну кору, викликаючи вертикальні і горизонтальні переміщення окремих її ділянок і блоків (руху земної кори), деформацію і перетворення внутрішньої структури земної кори. Всі ці процеси називаються тектонічними, а область їх прояву, що охоплює, крім земної кори, по меншій мірі і верхню мантію, - тектоносфери. У тісному взаємозв'язку з тектонічними процесами протікають процеси магматичні, які полягають у впровадженні в земну кору піднімається знизу магми (глибинний магматизм) і в зіслання її по тріщинах на поверхню Землі у вигляді лави (вулканізм). У ході тектонічних деформацій (дислокацій) і впроваджень магми відбуваються також процеси метаморфізму гірських порід, що змінюють свій мінералогічний склад і структуру під впливом підвищених тисків і температур.
Земна поверхня і зовнішні шари земної кори одночасно піддаються впливу екзогенних процесів. Вони поділяються на руйнівні (вивітрювання гірських порід, знесення вітром і змив текучими водами продуктів їх руйнування, зміна поверхні Землі річками і струмками, підземними водами, рухомими льодовиками тощо) і творчі (накопичення опадів у зниженнях суші, у морських і озерних водоймах з подальшим перетворенням в осадові гірські породи).
Дія ендогенних і екзогенних процесів на земну поверхню взаємно протилежно. Ендогенні процеси (в основному тектонічного руху) створюють насамперед великі нерівності, від яких залежать розподіл суші і моря і можливість переміщення речовини під дією сили тяжіння. Екзогенні процеси розчленовують і руйнують підняті ділянки, заповнюючи продуктами руйнування знижені місця, тобто в цілому мають тенденцію вирівнювати поверхню Землі. При взаємодії внутрішніх і зовнішніх процесів на земній поверхні утворюються різного роду нерівності, сукупність яких називається рельєфом. При різному співвідношенні внутрішніх і зовнішніх сил формуються або гірські, сильно розчленовані типи рельєфу, або мало розчленовані, рівнинні. Під впливом сукупної дії ендогенних та екзогенних процесів відбувається повільний, що протікає мільйони і мільярди років кругообіг речовини, супроводжуваний перебудовою та оновленням структури земної кори.
Ендогенні процеси виводять на земну поверхню глибинне речовина, що залучається тут в процеси денудації і акумуляції і що є одним з основних джерел матеріалу осадових порід. У ході опускань земної кори осадові породи залучаються до її глибокі зони і, потрапляючи в сферу дії глибинних ендогенних процесів, перетворюються іноді аж до переплавлені в магму і в цьому зміненому вигляді знову піднімаються тектонічними процесами на поверхню Землі.
4. Основні риси структури земної кори.
Земна кора - єдина з внутрішніх геосфер, доступна безпосередньому вивченню. Тому знання її структури є найважливішою основою для судження не тільки про історію розвитку земної кори, але і Землі в цілому. З двох основних структурних підрозділів - материків і океанів, - принципово різняться за типом земної кори, краще вивчені материки.
Найдавнішими елементами структури материкової кори і є древні (докембрійські) платформи - великі, тектонічно мало рухливі (стабільні) масиви. Значна частина їх території протягом геологічної історії перетворилася на плити, перекриті майже горизонтально залягають осадовими породами (платформних чохлом), під яким похований древній складчастий фундамент. Останній виступає на поверхню в межах щитів, позбавлених платформного чохла, і складний інтенсивно зім'ятими в складки метаморфічними породами, прорваними глибинними магматичними інтрузіями переважно гранітного складу. Це вказує на спочатку велику тектонічну рухливість ділянок кори, що увійшли до складу фундаменту. Стародавні платформи поділяються і оздоблюють тектонічно активними геосинклінальнимі поясами, які складаються з ряду геосинклінальних систем, і включають іноді відносно стабільні в і внутрішні (серединні) масиви. Деякі геосинклінальні системи в результаті свого розвитку набули рис, властиві платформ, і звані молодими платформами. Їх фундамент, на відміну від стародавніх (докембрійських) платформ, має більш молодий (палеозойський або мезозойський) вік.
Геосинклінальниє поясу характеризуються лінійністю простягання (багато тисяч і десятки тисяч км), підвищеною потужністю кори, контрастними вертикальними рухами великої амплітуди, інтенсивним зминання гірських порід у складки, вулканічною активністю і високою сейсмічністю. Платформи відрізняються ізометричний обрисів, витриманістю потужності кори (менших значень в порівнянні з геосинклінальнимі поясами), повільними вертикальними рухами невеликої амплітуди, слабкими проявами складчастості, сейсмічності і вулканізму.
Незрівнянно гірше відома сучасна структура океанічної кори, з приводу якої багато в чому доводиться обмежуватися припущеннями. Великі відносно рівні простору океанічного дна, що відрізняються слабким проявом вулканізму, слабкою сейсмічністю і, мабуть, малими швидкостями вертикальних рухів земної кори, за аналогією зі стабільними структурами материків називають океанічними платформами, або талассократонамі. Їм протистоять як тектонічно рухомі зони океанічні рифові пояси - цілком своєрідні глобального значення структури розтягування, різко відмінні від геосинклінальних складчастих систем материків. Вони простягаються через всі океани у вигляді средінноокеаніческіх хребтів, яким властиві інтенсивний вулканізм, велика сейсмічність і підвищені значення йде з надр теплового потоку. Хребти ускладнені поздовжніми розломами, по яких розвинена система глибоких рифових западин.
Що стосується структурних співвідношень океанічної і материкової кори, то можна виділити два принципово відмінних їх типу. Перший, або атлантичний, властивий більшій частині Атлантичного, Індійського і Північного Льодовитого океанів. Тут межа материка й океану січе хрестом структури материкової кори, а перехід від неї до океанічної різкий, що здійснюється шляхом швидкого виклинювання «гранітного» шару в зоні материкового схилу. Другий, або тихоокеанський, тип властивий периферії Тихого океану, Карибського і Южногебрідскому районах Атлантичного та індонезійському узбережжя Індійського океанів. Йому притаманне паралельне краї континенту простягання мезозойських і кайнозойських складчастих систем і сучасних геосинкліналей, як би огинають океанічну западину, а також наявність більш-менш широкої перехідної зони з проміжним чи мозаїчним будовою кори. У складі перехідної зони виділяються геоантіклінальние підняття, виражені в сучасному рельєфі гористими архіпелагами острівних дуг, що мають у плані характерну форму гірлянд. З ними пов'язані геосинклінальні прогини у вигляді глибоководних западин окраїнних морів і вузьких довгих океанічних жолобів.
Дуже часто ці особливості будови узбереж Тихого океану тлумачаться як свідчення його значної давнини. У той же час ніхто не сумнівається у відносній молодості океанів атлантичного типу. Дані історичної геології однозначно вказують, що ще наприкінці палеозойської ери материки Південної Америки, Африки, Австралії та Антарктиди, разом з Мадагаскаром і древньої Індостанської платформою, складали єдиний континентальний масив Гондвана. Тільки протягом мезозою він розділився на частини, і виникли сучасні западини Індійського і Атлантичного океанів.
Одностайне визнання цього факту не виключає вельми різного його тлумачення. Деякі вчені розглядають його як результат «океанізації», тобто перетворення материкової кори в океанічну. Процес океанізації пов'язують з утворенням вогнищ плавлення в мантії, асиміляційні опускаються у них великі блоки літосфери, що приводить у поєднанні з виливами на поверхню базальтів до зникнення гранітного шару, загальному обваження кори і утворення на місці раніше існуючого материка океанічної западини.
З іншого боку, все більше поширюються погляди на освіту океанів шляхом розсування блоків материкової кори і оголення підстильного субстрату. Ці ідеї дрейфу материків (мобілізма, або епейрофореза) підкріплюються даними палеогеографії, оскільки без їх прийняття важко пояснити невідповідність між розташуванням кліматичних поясів геологічного минулого і сучасних географічних полюсів. Наводяться також аналогічні аргументи, засновані на невідповідності обчислених за даними залишкової намагніченості гірських порід палеомагнітних широт і орієнтування магнітних меридіанів минулого сучасному стану магнітних полюсів, і т.п.
З мобілістскіх гіпотез найширше поширилася висунута в 60-х рр.. 20 в. гіпотеза так званий «нової глобальної тектоніки», або «тектоніки плит», яка заснована на геофізичних дослідженнях океанів. Вона передбачає як би двостороннє «розтікання» океанічної кори в обидві сторони від средінноокеаніческіх хребтів і пов'язане з цим розширення океанічних западин. Деякі вчені вважають можливим співіснування в різних місцях, в залежності від обстановки, «розтікання» кори і «океанізації».
Все більшого значення починає надаватися значним горизонтальним зміщенням блоків земної кори і в розвитку звичайних геосинклінальних поясів; присутність у їхніх межах великих зон розвитку ультраосновних вивержених порід і типовий для початкових стадій розвитку геосинклінальних систем т. н. ініціальний базальтовий вулканізм розцінюються як показники закладення геосинкліналей на океанічній корі, подібно до сучасних океанічним жолобах. Згідно з цими уявленнями, відомі нині складчасті системи геосинклінальних поясів є лише окраїнними структурами колись великих океанічних западин, згодом замкнувшийся в результаті насунення на них примикали материкових масивів, поступово зблизився до зіткнення.
Таким чином, проблема історичних співвідношень материкової й океанічної кори далека від вирішення. Тим більше це стосується загальних причин тектонічних процесів, з приводу яких існує безліч часто суперечливих припущень.
5. Рельєф Землі.
Найбільші (планетарні) форми рельєфу Землі відповідають структурним найбільшим елементам земної кори. Їх морфологічні відмінності визначаються відмінностями будови та історії окремих ділянок земної кори, а також спрямованістю тектонічних рухів. Ці підрозділи рельєфу земної поверхні, у формуванні яких провідна роль належить внутрішнім процесам, носять назву морфоструктур.
Морфоструктури планетарного масштабу розчленовуються на морфоструктури дрібнішого порядку - окремі височини, хребти, масиви, плато, западини і інші, є все ж таки відносно великими формами рельєфу. На них накладаються більш дрібні різноманітні форми, так званої морфоскульптури, які утворюються переважно під впливом зовнішніх сил Землі, що живляться енергією Сонця.

а) морфоструктури.
Найбільші нерівності поверхні Землі утворюють виступи материків (суша разом із шельфом) і западини океанів. Найбільш великі елементи рельєфу суші - рівнинно-платформні і гірські (орогенні) області.
Рівнинно-платформні області включають рівнинні частини древніх і молодих платформ і займають близько 64% площі суші. Переважають первічноравнінние поверхні, утворені майже горизонтально залягають товщами осадових порід. У розміщенні цих областей спостерігається симетрія: вони приурочені до двох широтних поясів, один з яких розташований у Північному, а інший - у Південній півкулі. У Північній півкулі знаходяться Північно-Американська, Східно-Європейська і Сибірська рівнинні області, у Південному - Південно-Американська (Бразильська), Африкано-Аравійська й Австралійська. У межах платформних рівнин є окремі низовини і височини, плато, плоскогір'я і високо підняті масиви (Жигулівські гори на Східно-Європейській рівнині, гори Путорана на Среднесибірськом плоскогір'я, гірський масив Ахаггар на Африкано-Аравійської платформної рівнині. У цілому амплітуда висот поверхні платформних рівнин у 10-20 разів менше, ніж у гірських країнах.
Серед рівнинно-платформних областей є низькі, з абсолютними висотами 100-300 м (Східно-Європейська, Західно-Сибірська, Турайская, Північно-Американська), і високі, підняті новітніми рухами кори на висоту 400-1000 м (Середньосибірське плоскогір'я, Африкано- Аравійська, Індостанська, значні частини Австралійської і Південно-Американської рівнинних областей). У рельєфі суші переважають рівнини другого типу. Морфологічний вигляд низьких і високих рівнин різко різний. Високим рівнинах, на відміну від низьких, властиві велика глибина розчленування, ступінчастість поверхні, обумовлена ​​головним чином зсувами по розламах, і місцями - прояви вулканізму.
Розрізняють древні платформні рівнини, що сформувалися на докембрійських платформах (наприклад, Східно-Європейська), і молоді - на молодих платформах (наприклад, Західно-Сибірська) - більш рухливі порівняно з першими.
Гірські (орогенні) області займають близько 36% площі суші. У їх межах виділяються гірські споруди двох типів: молоді, чи епігеосінклінальние, що виникли вперше в орогенним етапі розвитку геосинклінальних систем кайнозою (гори півдня Євразії, заходу Північної і Південної Америки), і гори відроджені, чи епіплатформенние, які утворилися на місці древніх вирівняних чи напівзруйнованих складчастих областей різного віку у результаті омолодження і відродження новітніми рухами земної кори (наприклад, Тянь-Шань, Куньлунь, гори Південного Сибіру і Північної Монголії в Азії, Скелясті гори в Північній Америці, нагір'я Східної Африки та ін.) Відроджені гори переважають за площею над молодими, що пов'язано з величезним поширенням епіплатформенного орогенезу на неотектонічному етапі розвитку земної кори (неоген - антропоген). Від епохи, що передувала новітньому горотворенню, в горах цього типу зберігаються підняті ділянки древніх поверхонь вирівнювання. На відміну від молодих гір, для них характерна невідповідність між орографічним планом, будовою гідромережі і геологічною структурою.
Дно океанів підрозділяється на підводну окраїну материків, зону острівних дуг, чи перехідну зону, ложе океану і средінноокеаніческіе хребти.
Підводна окраїна материка (близько 14% поверхні Землі) включає мілководну рівнинну в цілому смугу материкової обмілини (шельф), материковий схил і розташоване на глибинах від 2500 до 6000 м материкове підніжжя. Материковий схил і материкове підніжжя відокремлюють виступи материків, утворені сукупністю суші і шельфу, від основної частини океанічного дна, називаної ложем океану.
Зона острівних дуг. Ложе океану не у всіх областях земної кулі безпосередньо межує з материковим підніжжям. На що зберегли до теперішнього часу геосинклінальний режим західних окраїнах Тихого океану, в області Малайського архіпелагу, Антильських островів, моря Скоша і в деяких інших районах між материком і ложем океану розташовується перехідна зона, яка відрізняється значною шириною і різкою зміною піднятих і глибоко опущених ділянок дна. У цих районах виділяються архіпелаги острівних дуг, улоговини окраїнних морів (наприклад, Берингової, Охотського тощо), гори і підняття в їхніх межах, а також глибоководні жолоби. Острівні дуги являють собою молоді гірські споруди, що виступають над водою у вигляді ланцюжка островів (Курильські, Зондські, Антильські та ін); глибоководні жолоби - довгі і вузькі западини океанічного дна, що облямовують острівні дуги з боку океану і занурені на глибину 7-11 км . Деякі острівні дуги складаються з двох паралельних хребтів (наприклад, Курильська дуга) або заміщуються ланцюгом молодих гір, розташованої уздовж окраїни материка (наприклад, Кордильєри на Тихоокеанському узбережжі Америки). У зоні острівних дуг спостерігається найбільша на Землі контрастність рельєфу.
Власне ложе океану (близько 40% поверхні Землі) здебільшого зайняте глибоководними (середня глибина 3-4 тис. м) рівнинами, які відповідають океанічним платформам (талассократонам). Виділяються плоскі (субгорізонтальні), похилі і горбкуваті рівнини з коливаннями висот (для останніх) до 1000 м . Рівнини утворюють дно окремих улоговин, що розділені в субширотному і субмеридиональном напрямках підводними височинами, валами і хребтами. Серед рівнинних просторів ложа океану піднімаються численні ізольовані підводні гори (вулкани), деякі з них мають сплощені вершини (гайотов).
Найбільшим елементом підводного рельєфу є средінноокеаніческіе хребти (близько 10% поверхні Землі). Їх сумарна довжина складає більше 60 тис. км. Вони являють собою положисті валоподiбну, підняття від декількох десятків до 1000 км шириною, що піднімаються над дном сусідніх улоговин на 2-3 км. Окремі вершини хребтів піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кунья, Буве, Св. Олени та ін.) Деякі ланки системи серединних хребтів відрізняються меншою відносною висотою (низькі средінноокеаніческіе хребти), відсутністю рифтових порушень і меншим розчленуванням.
Кожен з серединних хребтів має своє продовження в області кори материкового типу: рифтові порушення Східно-Тихоокеанського підняття простежуються в структурах Каліфорнійського узбережжя США, порушення Центральноіндійского хребта - у грабенах-рифтах Аденської затоки, Червоного моря і в розломах Східної Африки, порушення Серединно-Атлантичного хребта - на острові Шпіцберген. У будові поверхні Землі величезну роль відіграють глибинні розломи, що розсікають усю земну кору і нерідко йдуть у мантію. Вони поділяють кору на окремі брили, добре виражені в рельєфі. З ними, зокрема, пов'язані прямолінійні ділянки в обрисах материків. На дні океанів найбільші розлами простягаються на тисячі км у широтному і субщіротном напрямках і виражені в рельєфі у вигляді уступів, вузьких западин і піднімаються над ними хребтів. Ці розломи перетинають средінноокеаніческіе хребти, розбиваючи їх на окремі сегменти, зрушені один щодо іншого на десятки і сотні км.

б) морфоскульптури.
Найбільшу роль у формуванні морфоскульптур відіграє робота річок і тимчасових потоків. Вони створюють широко поширені флювіальні (ерозійні та акумулятивні) форми (річкові долини, балки, яри і ін.) Велике поширення мають льодовикові форми, обумовлені діяльністю сучасних і древніх льодовиків, особливо покривного типу (північна частина Євразії і Північної Америки). Вони представлені долинами-трогами, «баранячими лобами» і «кучерявим» скелями, моренними грядами, озами та ін На величезних територіях Азії та Північної Америки, де поширені багаторічномерзлі товщі порід, розвинені різноманітні форми мерзлотного (криогенного) рельєфу. Для пустельних і напівпустельних областей З. характерні т. н. арідні форми, у створенні яких вирішальну роль грають інтенсивне фізичне вивітрювання, діяльність вітру і тимчасових потоків.
Зовнішні процеси на суші в значній мірі обумовлені кліматичними особливостями місцевості, в зв'язку з чим області поширення морфоскульптур певного типу розподілені по поверхні Землі досить закономірно.
На дні океанів морфоскульптури утворюються під впливом берегових абразійно-акумулятивних процесів, діяльності каламутних (суспензійних) потоків, впливу придонних перебігу і ін
6. Біосфера
Найважливіша особливість Землі як планети - наявність біосфери - оболонки, склад, будова та енергетика якої в істотних рисах обумовлені діяльністю живих організмів. Границі її розуміються різна, залежно від підходу до її вивчення. Найбільш повно значення цієї оболонки виявлено у вченні про біосферу, створеному В. І. Вернадським. Біосфера включає в себе не тільки область приповерхневого зосередження сучасного життя, але й частини ін геосфер, в які проникає живе речовина і які перетворені в результаті його колишньої діяльності. Таким чином біосфера об'єднує не тільки живі організми, а й всю середу їх сучасного і минулого проживання. За В. І. Вернадському, ця «сфера життя» об'єднана біогенної міграцією атомів. Жива речовина реально проявляється у вигляді окремих (дискретних) живих організмів, що розрізняються складом, будовою, способом життя і належать до різних видів. На Землі існує (за різними даними) від 1,2 до 2 млн. видів тварин і рослин. З них на частку рослин припадає приблизно ¼ або 1 / 3 загального числа видів. З тварин за кількістю описаних видів перше місце займають комахи (близько 750 000), друге - молюски (за різними даними, від 40 000 до 100 000), потім йдуть хребетні (60 000-70 000 видів). З рослин на першому місці - покритонасінні (за різними даними, від 150 000 до 300 000 видів), потім гриби (від 70 000 до 100 000 видів). Числом видів рослин і тварин вимірюється багатство флори і фауни. Однак велика кількість видів ще не означає великої кількості особин, так само як і бідність флори і фауни видами може супроводжуватися надзвичайних великою кількістю особин. Тому для характеристики рослинності і тваринного світу, на відміну від флори і фауни, користуються поняттями біомаси (загальної маси організмів) і біологічної продуктивності - здатності організмів до відтворення біомаси в одиницю часу (на одиницю площі або обсягу місцеперебування). За біомасі організми розподіляються інакше, ніж за кількістю видів: біомаса рослин на суші значно більше, ніж тварин.
Біосфера як область спостерігається на Землі максимальної мінливості умов і стану речовини включає тверде, рідке і газоподібне речовина і має мозаїчне будова, в основі якого лежать різні біогеоценози - комплекси живих організмів і неорганічних компонентів, взаємопов'язаних обміном речовин і енергії. Це - єдина організована система, здатна до саморегулювання.
Речовина біосфери неоднорідне за структурою; воно ділиться на живе (організми), біогенне (створене живими організмами), биокосное (результат спільної дії біологічних і неорганічних процесів) і відстале (неорганічне). Геологічна роль живої речовини виявляється в ряді біогеохімічних функцій. Через посередництво живих організмів (головним чином через фотосинтез) сонячна енергія вводиться у фізико-хімічні процеси земної кори, а потім перерозподіляється через харчування, дихання і розмноження організмів, залучаючи до процесу великі маси відсталої речовини. Живі організми поширені у всіх доступних їм областях Землі, близьких до областей термодинамічної стійкості рідкої води (за винятком, мабуть, областей перегрітих підземних вод), і в ряді областей з температурою нижче 0 0 С. Умови середовища, в яких можливий прояв життєдіяльності організмів, - поле стійкості життя - розширюється зі зростанням її пристосовності в ході еволюції. Межі біосфери розширювалися в процесі еволюції Землі не тільки за рахунок прямої пристосовності організмів до більш суворих умов, а й за рахунок створення захисних оболонок, усередині яких виникають особливі умови, що відрізняються від умов навколишнього середовища. Цей процес найбільший розмах прийняв з появою людини, який здатний істотно розширювати сферу свого проживання.

IV. Географічна оболонка
Носієм найбільш своєрідних і характерних особливостей Землі є її географічна (ландшафтна) сфера, що містить у собі не дивлячись на малу відносну товщину найяскравіші індивідуальні риси Землі. У межах цієї сфери відбувається не тільки тісне зіткнення трьох геосфер - нижніх розділів атмосфери, гідросфери і земної кори, але і часткове перемішування і обмін твердими, рідкими і газоподібними компонентами. Ландшафтна сфера поглинає основну частину променистої енергії Сонця в межах хвиль видимого діапазону і сприймає всі інші космічні впливу. У ній же виявляються тектонічні рухи, зобов'язані енергії радіоактивного розпаду в надрах Землі, перекристалізації мінералів і так далі. Енергія різних джерел (головним чином Сонця) зазнає у межах ландшафтної сфери численні трансформації, перетворюючись на теплову, молекулярну, хімічну, кінетичну, потенційну, електричну форми енергії, в результаті чого тут зосереджується тепло, притікає від Сонця, і створюються різноманітні умови для живих організмів . Географічній оболонці властиві цілісність, обумовлена ​​зв'язками між її компонентами, і нерівномірність розвитку в часі і просторі.
Нерівномірність розвитку в часі виражається у властивих цій оболонці спрямованих ритмічних (періодичних - добових, місячних, сезонних, річних і т.п.) і неритмічних (епізодичних) змінах. Як наслідок цих процесів формуються різновікової окремих ділянок географічної оболонки, успадкованість ходу природних процесів, збереження реліктових рис у існуючих ландшафтах. Знання основних закономірностей розвитку географічної оболонки дозволяє в багатьох випадках прогнозувати природні процеси.
Завдяки різноманітності умов, створюваних рельєфом, водами, кліматом і життям, ландшафтна сфера просторово диференційована сильніше, ніж у зовнішніх та внутрішніх геосферах (крім верхньої частини земної кори), де матерія в горизонтальних напрямках відрізняється відносним одноманітністю.
Нерівномірність розвитку географічної оболонки в просторі виражається насамперед у проявах горизонтальній зональності і висотної поясності. Місцеві особливості (умови експозиції, бар'єрна роль хребтів, ступінь віддалення від океанів, специфіка розвитку органічного світу в тому чи іншому районі Землі) ускладнюють структуру географічної оболонки, сприяють утворенню азональних, інтразональних, провінціонних відмінностей і призводять до неповторності як окремих регіонів, так і їх поєднань.
Типи ландшафту, які виділяються в ландшафтній сфері, різні за рангами. Найбільш велике поділ пов'язано з існуванням та розміщенням материків і океанів. Далі воно зобов'язане кулястої форму Землі і виявляється у різній кількості теплової енергії, що надходить на її поверхню. Завдяки цьому утворюються теплові пояси, що поширюються циркумполярної: жаркий, 2 помірних і 2 холодних. Проте термічні відмінності визначають собою не всі істотні риси ландшафту. Поєднання сферичної форми Землі з її обертанням навколо осі створюють, крім термічних, помітні динамічні відмінності, що виникають насамперед у атмосфері та гідросфері, але поширюють свій вплив і на сушу. Так складаються кліматичні пояси, кожному з яких властиві особливий режим тепла, свої повітряні маси, особливості їх циркуляції і, як наслідок цього, - своєрідна вираженість і ритміка ряду географічних процесів: біогеохімічних, геоморфологічних, випаровуваності, вегетації рослинності, міграції тварин, кругообігів органічного та мінеральної речовини та інших.
У полярних (арктичних, антарктичних), помірних, тропічних і екваторіальному поясах протягом цілого року панують або переважають формуються в них однойменні маси повітря. Між цими поясами розташовуються перехідні пояса, де протягом року закономірно чергуються повітряні маси суміжних поясів; це знаходить відображення в найменуваннях перехідних поясів з застосуванням приставки «суб» (субполярні, субтропічні і субекваторіальні поясу).
Членування Землі на широтні кліматичні пояси робить настільки істотний вплив на інші сторони ландшафту, що поділ природи Землі з усього комплексу ознак на пояси фізико-географічні майже відповідає кліматичних поясів, в основному збігалося з ними за кількістю, конфігурації і назвах. Географічні пояси істотно розрізняються за багатьма ознаками в Північному та Південному півкулях Землі, що дозволяє говорити про асиметрію географічної оболонки.
Подальше виявлення горизонтально-зональних відмінностей відбувається у прямій залежності від розмірів, конфігурації суші та від пов'язаних з цим відмінностей в кількості вологи та режим зволоження. Тут найбільш різко виступає вплив секторних відмінностей між приокеаническим, перехідними і континентальними частинами (секторами) материків. Саме в конкретних умовах окремих секторів формуються різнорідні ділянки географічних поясів суші, іменовані фізико-географічними зонами. Багато хто з них однойменний з зонами рослинності (лісова, степова та ін), але це відображає лише фізіономічну представленість рослинного покриву у вигляді ландшафту.
Горизонтальна зональність всередині різних географічних поясів проявляється по-різному. Окремі зони і підзони полярних і субполярних поясів простягаються паралельно їх простяганню і змінюють одна одну циркумполярної. У помірному поясі, який на суші розвинений переважно в Північній півкулі, широтне простягання зон властиво тільки континентальному сектору. У перехідних секторах простягання зон переходить в діагональне по відношенню до градусної мережі, а в приокеанических, особливо в їх більш низьких широтах, зони змінюють одна одну з довготою.
Прикладами фізико-географічних зон Північної півкулі можуть служити: в арктичному поясі - зони крижаних і арктичних пустель; у субарктичному поясі - зони тундри (з підзонами арктичної, моховолішайніковой і чагарникової тундри) і лісотундри; в помірному поясі - зони: лісова (з підзонами редколесий , декількох типів тайги, змішаних і листяних лісів), лісостепова, степова (з підзонами різнотравних і сухих степів), напівпустельна і пустельна (з підзонами північній і південній пустинь).
У субтропічних поясах зміна зон відбувається переважно з довготою; наприклад, в субтропіках Євразії та Північної Африки з заходу на схід змінюються вологі лісові субтропіки, напівсухі (середземноморські) лісочагарникові субтропіки і субтропічні зони лісостепу, степів, напівпустель і пустель. Тропічні пояси виражені головним чином у внутрішньо континентальних секторах материків. У субекваторіальних поясах в залежності від конфігурації суші зустрічаються складні поєднання членування на широтні зони (від сухих і більш вологих саван і рідколісь до мусонним лісах) і на різнорідні секторні варіанти ландшафту (лісові в океанських та сухосаванновие в континентальних секторах). У екваторіальному поясі відзначаються переважно секторні відмінності.
У співвідношеннях тепла і зволоження зон спостерігаються деякі просторові аналогії; так, зони з відносним рівновагою тепла і зволоження, де тепла вистачає саме для випаровування вологи, не віддаленій стоком, закономірно повторюються в різних поясах (лісостеп, савани).
Пояси, аналогічні географічним поясів суші, простежуються й у Світовому океані. Їхнє становище визначається теплом, випаровуванням, хмарністю, солоністю і щільністю води, які в основному є функцією радіаційного балансу; пануючими вітрами та морськими течіями; вертикальної циркуляцією води, вмісту в ній кисню, планктону і вищих організмів, а на дні також бентосу. Зазвичай ці умови змінюються з широтою поступово, а морські течії, підкоряючись силі Коріоліса і відповідно до обрисами берегів, виходять за межі поясів панівних вітрів і справляють істотний вплив в ін поясах. Тому для визначення меж географічних поясів в океані більш важливі лінії конвергенції (сходження) основних водних мас, кромки багаторічних (влітку) і сезонних (взимку) льодів в приполярних областях, широтні осі центрів дії атмосфери. По той і інший бік від цих осей вітри мають (при пануючому західно-східному перенесення) протилежний напрямок.

IV. Геологічна історія та еволюція життя на Землі.
1. Геологічна історія Землі
Геологічна історія Землі відновлюється на підставі вивчення гірських порід, що складають земну кору. Абсолютний вік найбільш древніх з відомих у даний час гірських порід складає близько 3,5 млрд. років, а вік Землі як планети оцінюється в 4,5 млрд. років. Освіта Землі і початковий етап її розвитку належать до догеологической історії. Геологічна історія Землі ділиться на два нерівних етапи: докембрій, що займає близько 5 / 6 всієї геологічної історії (близько 3 млрд. років), і фанерозою, що охоплює останні 570 млн. років. Докембрій ділиться на архей і протерозой. Фанерозой включає палеозойську, мезозойську і кайнозойську ери. Найбільш вивчена історія материковій частині земної кори, в межах якої близько 1500-1600 млн. років тому закінчилося в основному освіта древніх (докембрійських) платформ, що склали основні масиви сучасних материків. Це: Східно-Європейська (Російська) в Європі; Сибірська, Китайсько-Корейська, Південно-Китайська і Індійська в Азії; Африканська, Австралійська, Південно-й Північно-Американська (Канадська), а також Антарктична платформи. Історія земної кори материків в значній мірі визначається розвитком її геосинклінальних поясів, які складаються з окремих геосинклінальних систем. Еволюція всіх геосинклінальних систем починається тривалим геосинклінальним етапом закладання та розвитку глибоких субпараллельно прогинів, або геосинкліналей, розділених підняттями (геоантікліналямі) і зазвичай заповнених морем, у водах якого відкладалися потужні товщі осадових і вулканічних порід. Потім геосинклінальная система змінювалася інтенсивну складчастість, яка перетворювала її в складчасту систему (складчасту споруду), вступала в стадію горотворення (орогенезу) і високо здіймалися в цілому у вигляді гірської країни. На цьому завершальному орогенним етапі тільки де-не-де в новоутворених внутрішніх (міжгірських) западинах і формуються вздовж околиць сусідніх платформ передових (крайових) прогинах накопичувалися головним чином грубоуламкові відкладення і на великих площах розвивався пов'язаний з розломами земної кори так званої орогенний вулканізм. З кінцем орогенного етапу складчаста система втрачала колишню тектонічну рухливість, її рельєф поступово вирівнювався денудацією, і вона перетворювалася на фундамент молодий платформи, всередині якої згодом відокремлювалися ділянки, які перекривали знову відкладеним платформних чохлом (плити). Розвиток більшості фанерозойських геосинклінальних систем укладається в рамки небагатьох узагальнених тектонічних циклів планетарного значення. Хоча початок і кінець кожного з них у різних випадках відрізняються на десятки млн. років, в цілому вони є природними стадіями загальної еволюції структури материкової кори. Два з них - каледонский і герцинский - припадають на палеозойську еру (570-230 млн. років тому). Завершили їх каледонская і герцинська складчастості сформували фундаменти самих великих і типовіше всього побудованих епіпалеозойскіх молодих платформ. Всю подальшу тектонічну історію часто розглядають як єдиний альпійський цикл. Однак він чітко розпадається на приватні цикли не загального значення, в значній мірі перекривають один одного хронологічно, але мають цілком самостійне значення в розвитку певних регіонів земної кулі. Перший з них найбільш характерний для геосинклінального пояса, навколишнього Тихий океан. Початок його належить до останнього відрізку палеозойської ери - Пермському періоду і збігається за часом з завершальними етапами герцинського циклу в інших областях. Але основна частина припадає вже на мезозойську еру (230-70 млн років тому), чому і сам цикл і завершальна його складчастість називаються зазвичай мезозойськими. Мезозойські складчасті системи до цих пір відрізняються гірським рельєфом, і справжні епімезозойскіе плити з добре розвиненим платформних чохлом мало поширені. Інший, власне альпійський цикл розвитку найбільш типовий для Середземноморського геосінклініческого пояса, що простягнувся з Південної Європи через Гімалаї в Індонезію, і менш типово проявився в деяких геосинклінальних системах Тихоокеанського узбережжя. Його початок припадає на ранній мезозой, а закінчення - на різні відрізки останньої, кайнозойської ери геологічного минулого. Лише в небагатьох альпійських геосинклінальних системах існують нині розвиваються геосинкліналі (наприклад, глибоководні западини внутрішніх морів типу Середземного). Переважна їх більшість переживає орогенний етап і на їх місці розташовані високі і інтенсивно зростаючі гірські системи - області молодий кайнозойської, або альпійської, складчастості. Сучасні геосинклінальні системи (або області) зосереджені переважно по західній периферії Тихого океану, у меншій мірі - в інших приокеанических районах. Іноді їх також зараховують до площ кайнозойської складчастості, хоча вони і знаходяться в найбільш активній стадії геосинклінального розвитку. Після закінчення циклу геосинклінального розвитку може повторитися, але завжди якась частина геосинклінальних областей в кінці чергового циклу перетворюється на молоду платформу. У зв'язку з цим протягом геологічної історії площа, зайнята геосінкліналямі, зменшувалася, а площа платформ збільшувалася. Саме геосинклінальні системи були місцем утворення та подальшого наростання континентальної кори з її гранітним шаром. Періодичний характер вертикальних рухів протягом тектонічного циклу (переважно опускання на початку і переважно підняття в кінці циклу) кожен раз наводив до відповідних змін рельєфу поверхні, до зміни трансгресій і регресій моря. Ті ж періодичні руху впливали на характер відкладаючиїся осадових порід, а також на клімат, який відчував періодичні зміни. Вже в докембрій теплі епохи переривалися льодовиковими. У палеозої заледеніння охоплювало за часами Бразилію, Південну Африку, Індію і Австралію. Остання заледеніння (у Північній півкулі) було в антропогені. Перша половина кожного тектонічного циклу проходила на материках в загальному під знаком наступання моря, яке заливало і на платформах, і в геосинкліналях все більшу площу. У каледонской циклі наступання моря розвивалося протягом кембрійського і ордовицького періодів, в герцинського циклу - протягом другої половини девонського періоду і початку кам'яновугільного, в мезозойськім - протягом тріасового періоду і на початку юрського, в альпійському - протягом юрського і крейдового періодів, в кайнозойську - протягом палеогенового періоду. У морях спочатку переважало відкладення піщано-глинистих опадів, які, по мірі збільшення площі морів, поступалися своє місце известнякам. Коли в середині циклу підняття земної кори ставали переважаючими, починалося відступі моря, площа суші збільшувалася і в геосинкліналях виникали гори. До кінця тектонічного циклу майже повсюдно материки звільнялися від морських басейнів. Відповідно змінювався і характер виникають в западинах осадових порід. Спершу це були ще морські опади, але не вапняки, а піски і глини. Породи ставали все більш грубозернисті. В кінці тектонічного циклу морські опади майже всюди змінювалися континентальними. Такий процес зміни опадів у бік все більш грубих і, нарешті, континентальних в Каледонії циклі відбувався в силурийском періоді і на початку девонського, в герцинського циклу - наприкінці кам'яновугільного, пермського і тріасового періоду початку, в альпійському циклі - протягом кайнозою, в мезозойськім циклі - в крейдяному періоді, а в кайнозойських - у неогеновому періоді. В кінці циклу утворилися також хемогенние лагунові відкладення (сіль, гіпс), які були продуктом випарювання солей з води замкнутих і мілководних морських басейнів. Періодичні зміни умов утворення опадів вели до подібності між осадовими формаціями, що належать однаковим стадіям різних тектонічних циклів. А це в ряді випадків вело до повторного виникнення покладів корисних копалин осадового походження. Наприклад, найбільші поклади вугілля приурочені до тієї стадії герцинського та альпійського циклів, коли переважання від занурень земної кори тільки що перейшло до підняття (середина і кінець кам'яновугільного періоду в герцинського циклу і палеогеновий період в альпійському). Освіта великих покладів кухонної і калійної солей було приурочено до кінця тектонічного циклу (кінець силурійського періоду і початок девонського в Каледонії циклі, пермський період і початок тріасового в герцинських, неогенових і антропогенових періоди в альпійському). Однак подібність осадових формацій, які належать до однієї стадії різних циклів, не повне. Завдяки поступальної еволюції тваринного і рослинного світу від циклу до циклу змінювалися породообразующие організми, змінювався і характер впливу організмів на гірські породи. Наприклад, відсутність відповідного рослинного покриву на материках в ранньому палеозої стало причиною відсутності в Каледонії циклі покладів вугілля, які характерні для герцинського і пізніших циклів. Перетворенням тектонічних рухливих зон материкової кори в платформи не обмежуються закономірності її розвитку. Багато геосинклінальні системи, наприклад у Верхоянськ-Колимської області і в значній частині Середземноморського геосинклінального поясу, закладалися в тілі більш давніх складчастих споруд, включаючи і древні платформи, реліктами яких є деякі внутрішні масиви. Поряд з такою асиміляцією ділянок сусідніх платформ геосинклінальнимі системами великі зони всередині цих останніх відчували часом тектонічну активізацію, що виражається у значних відносних вертикальних переміщеннях великих блоків по системах розломів і загальних підняттях, що призводять до виникнення на місці раніше вирівняних просторів гірського рельєфу. Подібний епіплатформенний орогенез сильно відрізняється від вище охарактеризованого епігеосінклінального відсутністю справжньої складчастості та супроводжуючих її явищ глибинного магматизму, а також слабким проявом вулканізму.
Процеси тектонічної активізації неодноразово протягом геологічної історії охоплювали платформи. Особливо яскраво вони проявилися в кінці неогену, коли на платформах знову піднялися високі гори, що утворилися ще наприкінці каледонского або герцинського циклів і з тих пір вирівняні (наприклад, Тянь-Шань, Алтай. Саяни і багато інших), тоді ж на платформах утворилися великі системи грабенів - рифтів, що вказують на процес глибокого розколювання земної кори (Байкальська система рифтів, Східно-Африканська зона розломів). Процес скорочення площі, зайнятої геосінкліналямі, і відповідно зростання площі платформ підпорядковувався деякої просторової закономірності: утворилися в середньому протерозої на місці архейських геосинкліналей перші стійкі платформи надалі грали роль «вогнищ стабілізації», які з периферії обростали все більш молодими платформами. У результаті до початку мезозою геосинклінальні умови збереглися у двох вузьких, але протяжних поясах - Тихоокеанському та Середземноморському. Під впливом взаємодії внутрішніх і зовнішніх сил природа земної поверхні змінювалася протягом усієї геологічної історії. Неодноразово змінювався рельєф, обриси материків і океанів, клімат, рослинність і тваринний світ. Розвиток органічного світу було тісно пов'язане з основними етапами розвитку З., серед яких виділяють тривалі періоди відносно спокійного розвитку і періоди порівняно короткочасних перебудов земної кори, супроводжуваних змінами фізико-географічних умов на її поверхні.

2. Історія розвитку органічного світу
Про виникнення життя на Землі і початкових етапах її розвитку можна тільки будувати гіпотези (наприклад, - А. І. Опаріна про походження життя). Біологічної еволюції передував тривалий етап еволюції хімічної, пов'язаний з появою в водних басейнах амінокислот, білків та ін органічних сполук. Первинна атмосфера, мабуть, складалася переважно з метану, вуглекислого газу, водяної пари, водню; кисень перебував у зв'язаному стані. На одному з етапів розвитку складні органічні молекули набули здатності створювати собі подібні, тобто перетворилися в первинні організми; вона очевидно, складалися з білка і нуклеїнових кислот і мали здатність до спадкової мінливості. Під дією природного відбору виживали більш досконалі первинні живі організми, спочатку живилися за рахунок органічних речовин (гетеротрофні організми). Пізніше виникли організми, здатні синтезувати шляхом хемосинтезу або фотосинтезу з неорганічних речовин органічні (автотрофні організми). Побічний продукт фотосинтезу - вільний кисень - накопичувався в атмосфері. Після виникнення автотрофних організмів з'явилися широкі можливості для еволюції рослин і тварин. Історія життя відновлюється за залишками тварин і рослин і гарячих слідах їх життєдіяльності, що збереглися в осадових і дуже рідко в метаморфічних гірських породах. Викопні залишки організмів, що колись населяли З., служать своєрідним літописом розвитку життя на Землі протягом багатьох мільйонів років. Ця геологічна літопис вкрай не досконала і відрізняється неповнотою, тому що велика кількість організмів, особливо бесскелетних, зникло безслідно. Величезний за часом докембрійський етап - кріптозой (близько 3 млрд. років) - палеонтологически документований дуже слабо. Найбільш древні сліди життєдіяльності організмів виявлені в породах архею, вік яких визначається від 2,6 до 3,5 і більше млрд. років; вони представлені залишками бактерій і синьо-зелених водоростей. Більше різноманітні органічні залишки, знайдені в породах протерозою, який був часом панування бактерій і водоростей. У нижньому протерозої представлені переважно продукти життєдіяльності водоростей (строматоліти) і бактерій (зокрема, залізобактерій, утворили деякі поклади руд). Мабуть, в протерозої виникли перші багатоклітинні тварини, тому що у відкладеннях кінця протерозою (вендські комплекс, Едіакарій в Південній Австралії тощо) знайдені відбитки та ядра ряду бесскелетних тварин - губок, медуз, коралів, хробаків і деяких ін організмів неясного систематичного положення. За домінуванням залишків медуз кінець протерозою називають «століттям медуз». Мабуть, в протерозої існували і ін організми, так як у відкладеннях раннього палеозою знайдені залишки і сліди життєдіяльності представників майже всіх типів тваринного світу, свідчать про те, що виникнення і становлення багатьох типів сталося значно раніше. Можливо, що всі організми протерозою ще не мали твердого скелета і тому відомо про них дуже мало. До кінця кріптозоя відбулися великі палеогеографічні зміни, пов'язані із завершенням байкальського тектонічного циклу. Ймовірно, до цього ж часу змінився склад атмосфери в результаті широкого розвитку фотосинтезуючих рослин (збільшився вміст кисню і відповідно зменшилася кількість вуглекислого газу) і хімічний склад морської води. Виключно важливою подією в історії розвитку органічного світу була поява на рубежі докембрію і фанерозою ряду груп організмів, які мали органічним або мінеральним скелетом. Численні органічні залишки з відкладень фанерозою дозволяють не тільки відновлювати історію розвитку органічного світу, але і підрозділяти її на певні етапи (ери, періоди і т.д.), допомагають виробляти палеогеографічних реконструкцій (визначати межі морів і континентів, кліматичних зон, відновлювати історію морських басейнів і материків, з'ясовувати спосіб життя і умови існування організмів у минулому). Еволюція протікала як процес пристосувальний, або адаптивний, і основними його чинниками були спадкова мінливість, боротьба за існування і природний добір. Конкретні шляхи еволюції були різними. Іноді відбувалися дуже великі якісні перетворення організмів (наприклад, поява теплокровности), зазвичай звані ароморфозами (або арогенез), які приводили до загального підвищення організації, виникнення принципово нових зв'язків із середовищем. Найбільш простим шляхом еволюції було формування пристосувань, не пов'язаних з будь-якими істотними змінами організації, але сприяли більш широкому розселенню організмів та пристосування до більш різноманітним умовам (идиоадаптации). Ароморфози і идиоадаптации є двома сторонами одного і того ж процесу пристосування. Вивчення організмів геологічного минулого дозволило встановити неоднакову швидкість еволюції як у цілому, так і в межах різних типів рослин і тварин; еволюція, як правило, йшла від простого до більш складного, але іноді у зв'язку з пристосуванням до іншого способу життя (малоподвижному, паразитичного) більш складні форми давали початок більш простим; нові групи зазвичай виникали з відносно простих, неспеціалізованих форм; розвиток одних форм завжди супроводжувалося вимиранням інших, менш пристосованих; еволюція в цілому монофілетічна і, як всякий розвиток, - процес незворотний. Палеозойська ера за характером органічного світу чітко поділяється на два етапи. Для першого етапу (кембрій, ордовик і силур), що збігається з каледонськими тектонічним циклом, характерні переважно морські організми. Продовжують існувати різні мікроорганізми і синьозелені водорості; з'являються форамініфери (агглютинирующие), радіолярії, археоциати, губки, моховинки, кишковопорожнинні, молюски, членистоногі, голкошкірі. Особливо характерні табуляти, ругози, ендоцератоідеі, актіноцератоідеі, трилобіти, плеченогие, морські міхури і граптоліти. У ордовику з'являються перші хребетні - безщелепні рибообразние з двокамерним серцем і просто влаштованим головним мозком, захищеним вперше виникла мозкової капсулою. Подальший розвиток морських хребетних йшло по шляху ускладнення головного мозку (Цефалізація), кровоносної системи і всіх інших органів. В кінці силуру і на початку девону, коли на значній території Землі морський режим змінюється континентальним (кінець каледонского циклу), багато представників названих груп вимирають. В кінці силуру одночасно з'являються перші справжні риби, що мають щелепи. Другий етап - пізній палеозой, збігається з герцинського тектонічним циклом і характеризується подальшою еволюцією органічного світу, появою і широким поширенням наземних рослин і тварин. На початку девону поширилася перший наземна флора - псілофітовідная, до складу якої входили також примітивні Плауноподібні, членістостебельние і прапапоротнікі; на початку пізнього девону ця флора змінилася археоптерісовой (названа по характерному рослині - археоптерісу). З'являються перші комахи і наземні хеліцеровиє (скорпіони, павуки, кліщі). У морях різко скорочується кількість трилобітів і граптолітів, але виникає низка нових груп, зокрема аммонітоідеі з головоногих. Особливо характерно для девону поява і швидкий розвиток риб (панцирних, Променепері, кистеперих, Двоякодихаючих), у зв'язку з чим девонський період іноді називають «століттям риб». Істотною перевагою риб у порівнянні з безщелепних була наявність щелеп і складнішого мозку, що складався з 5 відділів. У кінці девону від кистеперих відбулися перші наземні чотириногі - лабірінтодонти, зараховують до земноводним; мабуть, їх розмноження, так само як у сучасних форм, було тісно пов'язано з водою, в якій розвивалися личинки і проходив подальший метаморфоз; газообмін здійснювався примітивними легкими і вологою шкірою; передній відділ головного мозку, можливо, був розділений на дві півкулі. Кінець палеозою (карбон і перм) був етапом завоювання суші різними групами організмів і в першу чергу рослинами. Розвинулася рослинність лісового типу, в якій панування належало спорових рослин - Плауноподібні, членістостебельним і примітивним голонасінних (кордаітовим і птерідоспермам). У середньому і пізньому карбоні відокремилися три ботаніко-географічних провінції: Тропічна, з флорою еврамерійского і катазіатского типів, і дві позатропічні - північна (Ангарська) і південна (гондванські). У Тропічної провінції переважали деревні Плауноподібні (лепідодендрони і сигиллярии), членістостебельние (каламітових) і різноманітні птерідосперми; в Ангарської - кордаітовие, в гондванські - глоссоптеріевие. З розквітом рослинності стають численними багато наземні безхребетні, в першу чергу членистоногі (комахи). Великого розмаїття досягли земноводні. У карбоні від них відбулися перші плазуни (котілозаври), тіло яких було покрито ороговілої шкірою (що охороняло їх від втрати вологи). Ймовірно, вони, як і сучасні плазуни, розмножувалися на суші; яйця їх були захищені вапняною шкаралупою, дихання здійснювалося тільки легенями; більш досконалими стали кровоносна і нервова системи. У середині пермського періоду, що збігається із завершенням герцинського тектонічного циклу, розміри морів скоротилися, значно збільшилася площа материків. Все більш широке розповсюдження отримали справжні голонасінні - хвойні, гінкгові, цикадові і беннеттітових. Великого розмаїття досягли плазуни, ряд груп яких характерний тільки для пермі. В кінці пермського періоду відбулися значні зміни в морській фауні. Вимерли ругози, табуляти, багато груп морських лілій, морських їжаків, плечоногих, мшанок, останні представники трилобітів, ряд хрящових риб, стародавніх Променепері, ряд кистеперих і Двоякодихаючих риб, земноводних і плазунів. Для початку мезозойської ери (тріасовий період), пов'язаного з початком мезозойського тектонічного циклу, характерне суттєве оновлення морської фауни. З'явилися нові групи форамініфер, шестипроменева коралів, різноманітнішими стали радіолярії, черевоногі, двостулкові і головоногі молюски. Виникли групи водних плазунів: черепахи, крокодили, іхтіозаври та зауроптерігіі; на суші - нові групи комах, перші динозаври і примітивні ссавці (тріконодонти, представлені дуже дрібними і рідкими формами). У кінці тріасу сформувалася флора, в якій переважали папороті, цикадові, беннеттітових, гінкгові, чекановскіевие і хвойні. У юрському періоді в основному продовжувався розвиток груп, що з'явилися в тріасі. З морських безхребетних розквіту досягли амоніти і белемніти. Панівне становище зайняли плазуни: у морях мешкали іхтіозаври, плезіозаври, пліозавра, черепахи та крокодили; на суші - хижі і рослиноїдні динозаври; в повітрі - птерозаврів. Від плазунів в кінці юри відбулися стародавні птиці (археоптерикс). Наземна флора характеризувалася розвитком папоротей і голонасінних; в Помірної сибірської області найбільш різноманітні й численні були гінкгові, чекановскіевие і хвойні, в Тропічній (індоєвропейської) - папороті, цикадові і беннеттітових. У крейдяному періоді відбувалося подальше зміна груп тварин і рослин, відомих у юре. З'явилися зубасті птахи. Динозаври досягли гігантських розмірів. У середині крейдяного періоду на суші на зміну голосеменним прийшли покритонасінні; з появою квіткових рослин пов'язане виникнення і розвиток багатьох груп комах, птахів і ссавців. В кінці крейдяного періоду відбулося вимирання або дуже сильна зміна ряду груп. Вимерли амоніти, майже всі белемніти, багато груп двостулкових (рудісти, іноцерами) і черевоногих молюсків, ряд груп плеченогих, ганоидних риби, багато морських плазуни, всі динозаври і птерозаврів. Початок кайнозойської ери характеризується появою нових груп форамініфер (особливо характерні нуммуліти), молюсків, мшанок, голкошкірих. Костисті риби заселили всі прісні і морські водойми. Особливо важлива поява ряду груп птахів і ссавців. Останні завдяки подальшого ускладнення мозку, теплокровности і живородіння виявилися життєздатніший плазунів: вони були менш залежні від змін зовнішнього середовища. Одні з ссавців пристосувалися до різноманітних умов життя на суші, інші - до життя в морях (китоподібні, ластоногі), треті - до польоту (кажани). На початку палеогену переважали клоачние, сумчасті і примітивні плацентарні ссавці. Для кінця палеогену характерна т. н. індрікотеріевая фауна (названа по типовому великому безрогого носорога - Індрикотерій), відома з Азії. Чітко виділялися: Тропічна і субтропічна ботаніко-географічна область, з переважанням вічнозелених дводольних, пальм і деревовидних папоротей, і Помірна - з хвойними і широколистяними лісами. В кінці палеогену і особливо на початку неогену в морях продовжували розвиватися всі типи раніше відомих безхребетних, родової і видовий склад яких ставав все ближче до сучасного. Серед риб панували костисті; продовжували розвиватися земноводні та плазуни; розширилася область поширення птахів. Ізоляція Австралії призвела до збереження на ній сумчастих і клоачних. На інших континентах пануючими стали плацентарні ссавці. На початку неогену широкого розповсюдження досягла гіппаріоновой фауна, до складу якої входили трипалі коні (гиппарион), носороги, мастодонти, жирафи, олені, хижаки (шаблезубі тигри, гієни) і різноманітні мавпи. На території СРСР і Західної Європи розвинулася теплоумеренная флора; в північних районах сформувалася тундрова рослинність, майже вся Сибір покрилася тайгою; в Європі і Північній Америці з'явилися трав'янисті рівнини. Протягом антропогенового періоду, найкоротшого в геологічній історії, продовжувалося формування сучасної флори і фауни. Тваринний і рослинний світ Північної півкулі досить сильно змінився у зв'язку з найбільшими заледеніннями. З'явилися і вимерли деякі дуже своєрідні форми (мамонт, волохатий носоріг). Найважливішою подією цього періоду стала поява і становлення людини. Історичний розвиток органічного світу на заході - виключно складний, багатогранний процес, всі ланки якого взаємопов'язані і залежать один від одного; його основою є ріст різноманіття органічного світу і його пристосованості до різноманітності умов проживання.

V. Людина і Земля
Згідно з новими знахідками, найдавніші люди, мабуть, з'явилися близько 2 млн. років тому (на думку деяких вчених, 1 млн. років тому). Питання про місце виникнення людини остаточно ще не вирішене. Одні вчені прабатьківщиною його вважають Африку, інші - південні райони Євразії, треті - Середземномор'я. Вже в епоху раннього палеоліту людина освоїла значну частину суші - великі райони Центральної і Південної Європи, багато районів Африки та Азії; до епохи пізнього палеоліту сформувався людина сучасного фізичного типу (Homo Sapiens - «людина розумна»), одночасно, ймовірно, виникла і родова організація (див. Антропогенез, Первіснообщинний лад). В епоху пізнього палеоліту люди розселилися ще ширше, включаючи звільнилися від льодовикового покриву великі райони Європи та Азії; досягнувши північно-східній околиці Азії, люди проникли і в Північну Америку. У пізньому палеоліті ж почали заселятися з Південної Азії Австралія і Нова Гвінея. У мезоліті людина продовжувала просування в ще не освоєні райони суші. У Європі були зайняті Шотландія і Скандинавія, східні береги Балтійського моря, заселена частина узбережжя Північного Льодовитого океану. Продовжувалося розселення людини по Америці. В епоху неоліту були освоєні залишалися ще не заселеними райони Землі, зокрема японські острови (деякі дослідники вважають, що Японія була заселена дещо раніше) і багато з островів Океанії. В процесі суспільного виробництва людина впливала на навколишнє природне середовище, яка несе на собі печатку праці безлічі людських поколінь, що жили в умовах різних змінювали один одного суспільно-економічних формацій. Міра і характер взаємодії людини і природи залежать від рівня розвитку людського суспільства; вони обумовлені в першу чергу відмінностями суспільно-економічної системи.
Форми впливу людини на природу різноманітні. У результаті цих впливів перерозподіляються водні ресурси, змінюється місцевий клімат, перетворюються деякі риси рельєфу. Особливо значно вплив людини на живу природу як безпосередньо, так і через вплив на інші природні компоненти. Зміна одного з компонентів географічного ландшафту в результаті діяльності людини тягне за собою зміну інших. Природні умови справляють істотний, хоча і не вирішальне, вплив і на напрям господарської діяльності і на багато елементів культури (житло, одяг, їжа). Всю сукупність впливу людства на природу все частіше називають природокористуванням, яке може мати нераціональний і раціональний характер. Нераціональне природокористування може бути результатом як навмисно хижацьких, так і стихійних і лише опосередкованих впливів людини на природу, але в обох випадках веде до її зубожіння і зниження достоїнств середовища. Раціональне природокористування включає всі процеси розумного (комплексного, економічного) освоєння природних ресурсів, а також охорону та доцільне перетворення природи. Ці процеси по-різному проявляються по відношенню до ресурсів середовища і до витрачаються природних ресурсів. Раціональне освоєння ресурсів середовища пов'язане з найкращим пристосуванням до них, охорона - до підтримання сприятливих умов, перетворення - до їх покращання; освоєння витрачаються ресурсів означає їх комплексну і економічну видобуток і переробку, охорона - підтримка продуктивності (забезпечення відтворення їхніх восполнимо частини), перетворення - їх кількісне множення і якісне поліпшення.
З розвитком продуктивних сил людина потребує все більш різноманітних природних ресурсах. Разом з тим вплив людського суспільства на природне середовище незмінно посилюється. Пізнання й освоєння людиною природних ресурсів стає все більш повним і різнобічним. Сучасна науково-технічна революція веде, з одного боку, до глибшого пізнання і використання природних багатств і, з іншого боку, до переоцінки багатьох з них. Підсумки впливу людини на природу за останні 100-200 років за своєю інтенсивністю і різноманіттю, особливо на території Європи і Північної Америки, перевершували результати такого впливу за тисячоліття колишньої історії. У сучасну ж епоху в зв'язку з швидким зростанням чисельності населення в багатьох країнах світу і особливо різкою інтенсифікацією людської діяльності у зв'язку з науково-технічною революцією темпи використання природних ресурсів стрімко зростають, це відноситься як до невідновлюваних (наприклад, корисні копалини), так і до відновлюваних (наприклад, грунт, рослини, тварини) ресурсів. Тому перед людством постає серйозна задача запобігання небезпеки псування середовища її проживання і підриву відновлювальних сил природи, що загрожує зниженням її продуктивності аж до повного спустошення. У всіх досоциалістічеських суспільно-економічних формаціях використання природних ресурсів носило здебільшого нераціональний, хижацький характер. За останні кількасот років площа лісів на Землі (за оцінкою) зменшилася в 1,75 рази; нині (1970) вона становить 4,1 млрд. га. За минуле сторіччя ерозія і дефляція вивели з ладу близько 2 млрд. га, тобто 27% с.-г. земель. Зникли багато видів цінних тварин і рослин. Нераціональні методи розробки корисних копалин призводять до безповоротної втрати величезних кількостей дефіцитного мінеральної сировини. У сучасну епоху першорядне значення набуває захист ландшафтної оболонки від все більшого забруднення в ході швидкого процесу урбанізації та індустріалізації; основними осередками забруднення природного середовища є міста. Джерелами забруднення гідросфери, зокрема, служать побутові та промислові стоки (так, 1 м 3 неочищених стічних вод робить непридатним 50-60 м 3 річкової води). Викид фабриками, заводами, електростанціями, автотранспортом величезної кількості пилу, сірчистого газу, окису вуглецю, золи та шлаків, з'єднань металів, стічних вод, надмірне внесення в грунт отрутохімікатів шкідливо відбиваються на флорі та фауні, створюють загрозу здоров'ю людини. Особливо небезпечно радіоактивне забруднення ландшафтної оболонки. Виникають побоювання також з приводу можливого в майбутньому перегріву атмосфери в результаті як безпосереднього виділення тепла, так і зменшення його відтоку у зв'язку з накопиченням CO 2 в атмосфері.
Завдання охорони природи і раціонального використання природних ресурсів стає важливою державної та міжнародною проблемою: вона стала предметом міжнародних конференцій, що скликаються ООН і ЮНЕСКО. Наукове прогнозування забезпеченості природними ресурсами та розробка спільних норм охорони природи мають виключно важливе значення для тривалого збереження балансу життєво важливих елементів природи. У СРСР питання охорони і відновлення природи розглядаються як важлива народно-господарська завдання; в союзних республіках прийняті спеціальні закони про охорону природи. Комуністична партія Радянського Союзу і Радянська держава передбачають розробку наукових основ охорони і перетворення природи з метою поліпшення природного середовища, що оточує людину, і кращого використання природних ресурсів. У США та інших розвинених капіталістичних країнах проводяться значні заходи з охорони природи, проте в умовах капіталістичної економіки здійснення їх нерідко наштовхується на опір різних монополістичних груп, що піклуються про своїх інтересах. До числа найбільш актуальних проблем сучасного людства відноситься проблема народонаселення, пов'язана насамперед з прискореними темпами зростання населення. Так, на початку нашої ери налічувалося близько 200 млн. чол., В 1000 г . - 275 млн., у середині 17 ст. - 500 млн., в 1850 - 1,3 млрд., у 1900 - 1,6 млрд., у 1950 - 2,5 млрд., у 1970 - 3,6 млрд. чол. Лише за минулі 70 років 20 ст. населення світу збільшилося в 2,2 рази; особливо швидкими темпами зростає населення в країнах Азії, Африки, Латинської Америки. Однак для того щоб із збільшенням населення підвищувався рівень життя людей, необхідно поєднання зростання населення з економічним і культурним піднесенням, що в першу чергу найтіснішим чином переплітається з природою соціально-економічного ладу. Успішна реалізація цього найважливішого завдання можлива лише в умовах соціалістичного ладу. Все зростаюча чисельність населення земної кулі ставить перед багатьма країнами, особливо перед країнами, проблему забезпечення людей продовольством. 50% населення світу отримує таке харчування, яке по калорійності нижче норми. Щороку в капіталістичному світі помирає від голоду 2 млн. чол. Для підвищення забезпеченості населення продуктами харчування необхідно значно збільшити кількість оброблюваної площі. За даними ООН, до початку 1968 з 15 млрд. га суші під ріллю, сади і плантації було зайнято лише 1,4 млрд. га; між тим землі, придатні для обробки (за умови меліорації та проведення інших землевпорядних робіт), становлять близько 6 , 5 млрд. га. Великі можливості приховуються у підвищенні врожайності с.-г. культур і збільшенні продуктивності тваринництва. Суттєвим джерелом продовольства можуть служити харчові ресурси морів і океанів. Важливе значення має проблема забезпеченості людства водою. У ряді країн вже зараз постають серйозні проблеми, пов'язані з нестачею води, особливо прісною. Особливо важливим є перетворення водного балансу з метою усунути дефіцит води в одних районах і надлишок у інших. Резервами сировини для різних галузей господарства З. забезпечена досить щедро; є підстави вважати, що за виснаженні одних видів ресурсів будуть вишукані можливості їх заміни іншими видами. За приблизною оцінкою радянського вченого М. В. Мельникова, класичними видами палива (вугілля, нафта, природний газ, торф, гарячі сланці) людство забезпечено за рівнем споживання 1980 року на 300-320 років, а за рівнем споживання 2000 року - на 140 - 150 років. Разом з тим все більш чільне місце в паливно-енергетичному господарстві світу буде займати атомна енергія. Величезна кількість енергії могло б бути отримано при вирішенні складної проблеми управління термоядерним синтезом. У надрах Землі розвідані також великі запаси рудних і нерудних копалин. Великі енергетичні і мінеральні ресурси (нафти і газу, вугілля, сірки, залізо-марганцевих і фосфорітових конкрецій, руд чорних, кольорових і рідкісних металів, розсипи олова, золота, алмазів та інших копалин) не тільки на суші, але і на дні і під дном океанів і морів. Швидко розвивається виробництво штучних і синтетичних матеріалів, що заміняють природні мінеральні копалини. Тим не менш, незважаючи на велику кількість корисних копалин, розробку їх потрібно вести дуже раціонально, комплексно і економно, оскільки вони є вичерпними. Найбільш оптимальні умови для вирішення питань раціонального використання географічного середовища та проблеми народонаселення існують у соціалістичному суспільстві; з'явилися можливості найбільш розумного географічного поділу праці відповідно до природних і економічними особливостями різних регіонів та країн, при широкому розвитку почав соціалістичної економічної інтеграції, а також істотного збільшення створюваних людством матеріальних благ.
Додати в блог або на сайт

Цей текст може містити помилки.

Астрономія | Тести | 282.6кб. | скачати

Схожі роботи:
Земля - ​​планета Сонячної системи
Земля - ​​планета Сонячної системи 2
Земля як планета Сонячної системи і колиска життя
Земля як планета сонячної системи Проблеми цілісного освоєння Зе
Земля як планета сонячної системи. Проблеми цілісного освоєння Землі
Земля як планета сонячної системи Проблеми цілісного освоєння Землі
Планета сонячної системи Уран
Марс - планета Сонячної системи
Марс планета Сонячної системи
© Усі права захищені
написати до нас
Рейтинг@Mail.ru