Земля як планета Сонячної системи і колиска життя

Земля як планета Сонячної системи і «колиска» життя

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 плавлення, 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.

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. 1), а також численні острови.

Табл.1. - Материки (з островами)

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. 2); деякі дослідники виділяють приантарктичних частини Атлантичного, Тихого і Індійського океанів в особливий, Південний, океан.

Табл. 2. - Океани

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.

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 Землі на її радіус. 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. 3).

Табл.3. - Геометричні і фізичні характеристики Землі

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.).

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.

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 понад 600 км переважним 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 A) 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 A) поглинається озоном на висотах 15-60 км, а хвилі довжиною 1800-1000 A 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.

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 ° / _о (Червоне море). Найбільша концентрація солей - у солоних озерах (Мертве море до 260 ° / _оо) і підземних водах (до 600 ° / _о). 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 пониження 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.

Як розвивалося життя на Землі

Великий і різноманітний рослинний і тваринний світ Землі! За неповними підрахунками вчених, на Землі існує близько 1,5 млн. видів тварин і не менше 500 тис. видів рослин.

Звідки взялися ці рослини і тварини? Чи завжди вони були такими? Чи завжди Земля була такою, як тепер? Ці питання здавна хвилювали і цікавили людей. Релігійні вигадки, які проповідують церковники, ніби Земля і все існуюче на нейсоздано протягом тижня надприродною істотою - богом, не можуть нас задовольнити. Тільки наука, спираючись на факти, змогла з'ясувати справжню історію Землі та її мешканців.

Наша розповідь буде про те, як вчені дізналися, що було на Землі задовго до появи людини, який тоді була Земля, як з'явилося життя на ній. Ви дізнаєтеся про болотистих лісах з гігантських хвощів і плаунів, що покривали колись материки, про велетнів ящера-динозаврів, колишніх «владиками» планети, про те, як вони поступилися місцем невеликим, але більш досконалим організмам - птахам і звірам. Ви будете знати, чому кров солона, чому у наземних хребетних тварин чотири ноги і на кожній по п'ять пальців, хто були предки людини, та багато іншого з великої і довгої історії життя на Землі.

Багато зробили для вивчення розвитку життя геніальний англійський вчений Чарльз Дарвін - основоположник наукової біології (дарвінізму), француз Кюв'є - засновник палеонтологіі1, великі російські вчені - А.О. Ковалевський, І.І. Мечников, В.О. Ковалевський, К.А. Тімірязєв, І.П. Павлов і багато інших. Про них докладно розповідається в томах 4 і 6 ДЕ.

Історію людського суспільства, народів, держав можна вивчати, досліджуючи історичні документи і предмети матеріальної культури (залишки одягу, знарядь, жител і т. п.). Де відсутні історичні дані, там немає науки. Дослідник історії життя на Землі, очевидно, теж потребує документах, але вони значно відрізняються від тих, з якими має справу історик. Земні надра-це той архів, в якому збереглися «документи» минулого Землі та життя на ній. У земних пластах знаходяться залишки стародавнього життя, які показують, якою вона була тисячі і мільйони років тому. У надрах Землі можна знайти сліди крапель дощу і хвиль, роботи вітрів і льоду; по відкладеннях гірських порід можна відновити контури моря, річки, болота, озера і пустелі далекого минулого. Геологи і палеонтологи, які вивчають історію Землі, працюють над цими «документами».

Пласти земної кори - це величезний музей історії природи. Він оточує нас скрізь: на крутих обривистих берегах річок і морів, у каменоломнях і шахтах. Краще за все він відкриває перед нами свої скарби, коли ми ведемо спеціальні розкопки.

Як же і в якому вигляді дійшли до нас залишки організмів минулого?

Потрапивши в річку, озеро або берегову смугу моря, залишки організмів можуть іноді досить швидко покриватися мулом, піском, глиною, просочуватися солями і таким чином навіки «окаменевают». У дельтах річок, прибережних зонах морів, озерах іноді бувають великі скупчення викопних організмів, які утворюють величезні «кладовища». Викопні не завжди бувають скам'янілими.

Зустрічаються залишки рослин і тварин (особливо недавно жили), які незначно змінилися. Наприклад, трупи мамонтів, які жили кілька тисяч років тому, знаходять іноді повністю збереглися у вічній мерзлоті. Зазвичай тварини і рослини рідко зберігаються цілком. Найчастіше залишаються їх скелети, окремі кістки, зуби, раковини, стовбури дерев, листя або відбитки їх на каменях.

Російський палеонтолог професор І.А. Єфремов в останні роки детально розробив учення про поховання древніх організмів. За залишками організмів можна сказати, які це були істоти, де і як вони жили і чому змінилися. В околицях Москви можна побачити вапняк з численними залишками коралів. Які висновки випливають з цього факту? Можна стверджувати, що на території Підмосков'я шуміло море, а клімат був тепліший, ніж тепер. Це море було мілководним: адже корали не живуть на великій глибині. Море було солоним: в опріснених морях коралів мало, а тут їх достаток. Можна зробити й інші висновки, добре дослідивши будову коралів. Вчені можуть по скелету та іншим збереженим частинам тварини (шкіра, м'язи, деякі внутрішні органи) відновити не тільки його зовнішність, але і спосіб життя. Навіть за частиною скелета (щелепи, черепи, кістки ніг) хребетного можна зробити науково обгрунтований висновок про будову тварини, спосіб його життя і найближчих родичів як серед копалин, так і серед сучасних тварин. Безперервність розвитку організмів на Землі - основний закон біології, відкритий Ч. Дарвіном. Чим древнє тварини і рослини, що населяли Землю, тим вони простіші влаштовані. Чим ближче до нашого часу, тим організми стають складнішими і все більш схожими на сучасні.

За даними палеонтології і геології, історія Землі і життя на ній розділена на п'ять ер, кожна з них характеризується певними організмами, що переважали в протягом цієї ери. Кожна ера розділяється на декілька періодів, а період у свою чергу - на часи та століття. Вчені встановили, які геологічні події і які зміни в розвитку живої природи відбувалися протягом тієї чи іншої ери, періоду, епохи. Науці відомо кілька способів визначення віку давніх пластів, а отже, і часу існування тих чи інших викопних організмів Вчені встановили, наприклад, що вік найдавніших порід на Землі, архейської ери (від грецького слова «архайос» - древній), близько 3,5 млрд. років. Різними способами була обчислена тривалість теологічних ер і періодів. Ера, в якій ми живемо, - наймолодша. Називається вона кайнозойської ерою нового життя. Їй передувала мезозойська - ера середнього життя. Наступна за старшинством - Палеозойська-ера давнього життя. Ще раніше були ери протерозойська і архейської. Обчислення віку далекого минулого дуже важливо для розуміння історії нашої планети, розвитку життя на ній, історії людського суспільства, а також для вирішення практичних завдань, в тому числі науково обгрунтованих пошуків корисних копалин. Потрібні секунди, щоб побачити, як пересунулася хвилинна стрілка; два-три дні, щоб переконатися, наскільки виросла трава; три-чотири роки, щоб помітити, як юнак стає дорослою. Потрібні тисячоліття, щоб помітити деякі зміни в обрисах материків і океанів. Час людського життя - це невідчутне мить на грандіозних годиннику історії Землі, тому людям здавна здавалося, що обриси океанів і суші постійні, а тварини і рослини, які оточують людину, не змінюються. Знання історії і законів розвитку життя на Землі необхідно кожному, воно служить фундаментом наукового світорозуміння і відкриває шляху підкорення сил природи.

Моря і океани - колиска життя на землі

Від початку архейської ери нас відокремлює 3,5 млрд. років. У шарах осадових гірських порід, що накопичилися протягом цієї ери, не виявлено залишків організмів. Але безперечно, що живі істоти тоді вже були: у відкладеннях архейської ери знайдені скупчення вапняку і мінералу, схожого на антрацит, які могли утворитися тільки в результаті діяльності живих істот. Крім того, у шарах наступної, протерозойський ери знайдено залишки водоростей і різних морських безхребетних тварин. Безсумнівно, що ці рослини і тварини походять від більш простих представників живої природи, що мешкали на Землі вже в архейську еру. Якими ж могли бути ці найдавніші мешканці Землі, залишки яких не збереглися до наших днів?

Академік А.І. Опарін та інші вчені вважають, що перші живі істоти на Землі представляли собою краплі, грудочки живої речовини, що не мали клітинної будови. Вони виникли з неживої природи в результаті тривалого і складного процесу розвитку. Перші організми не були ні рослинами, ні тваринами. Тіла вони мали м'які, неміцні, швидко руйнується після смерті. Породи, у яких перші істоти могли б закам'яніти, піддаючись величезному тиску і нагрівання, сильно змінювалися. З цієї причини ні слідів, ні залишків давніх організмів не могло зберегтися до наших днів. Проходили мільйони років. Будова перший доклітинних істот все більш ускладнювалося, удосконалювалося. Організми пристосовувалися до постійно змінюваних умов існування. На одній із ступенів розвитку живі істоти придбали клітинну будову. Подібні примітивні мікроорганізми - мікроби - і тепер широко поширені на Землі. У процесі розвитку в деяких древніх одноклітинних виробилася здатність поглинати світлову енергію, за рахунок якої вони розкладали вуглекислоту і використовували освобождающийся вуглець для побудови свого тіла.

Джгутикові - одні з найдавніших і примітивних представників одноклітинних: 1 - Евглена; 2 - жгутикові-вольвокс, що складаються з колонії клітин, свідчать про походження багатоклітинних організмів від одноклітинних

Примітивні тварини організми: 1 - амеба дуже близька до предків всіх тварин; 2 - інфузорія-туфелька - більш складне одноклітинне тварина. Так виникли найпростіші рослини - синьо-зелені водорості, залишки яких виявлено в найдавніших осадових відкладах. У теплих водах лагун мешкали незліченні одноклітинні організми - жгутикові. Вони поєднували рослинні і тваринні способи харчування. Їх представник - зелена Евглена, - ймовірно, вам відомий. Від джгутикових виникли різні типи справжніх рослинних організмів: багатоклітинні водорості - червоні, бурі і зелені, а також гриби. Інші первісні істоти з плином часу набули здатність харчуватися органічними речовинами, створеними рослинами, і дали початок тваринному світу. Родоначальниками всіх тварин вважають одноклітинних, схожих на амеб. Від них виникли форамініфери, радіолярії з крем'яними ажурними скелетами мікроскопічних розмірів і інфузорії. Походження багатоклітинних організмів до цих пір залишається загадкою. Вони могли статися з колоній одноклітинних тварин, завдяки тому що їх клітини стали виконувати різні функції: харчування, руху, розмноження, захисні (покрив), видільні та ін Але перехідних стадій не знайдено. Поява багатоклітинних організмів - це винятковий за значенням етап в історії розвитку живих істот. Тільки завдяки йому став можливий подальший прогрес: виникнення великих і складних організмів. Зміна і розвиток древніх багатоклітинних організмів відбувалися по-різному залежно від умов середовища: одні стали малорухомими, осіли на дно і прикріпилися до нього, інші зберегли і вдосконалювали здатність рухатися і вели рухливий спосіб життя. Першими найбільш просто влаштованими багатоклітинними організмами були губки, археоциати (схожі на губок, але більш складні організми), кишковопорожнинні. Серед груп кишковопорожнинних тварин - реброплавів, схожих на витягнутих медуз, перебували майбутні родоначальники великої групи черв'яків. Якась частина реброплавів поступово перейшла від плавання до повзання по дну. Ця зміна способу життя позначилася на їх будові: тіло сплющилася, з'явилися відмінності між спинний і черевний сторонами, почав відокремлюватися головний відділ, розвинувся руховий апарат у вигляді шкірно-м'язового мішка, утворилися органи дихання, сформувалися рухова, видільна і кровоносна системи. Цікаво, що у більшості тварин і навіть у людини кров має солоність, близьку за складом до солоності морської води. Адже моря і океани були батьківщиною древніх тварин.

Гідроїдних поліпів - представник нижчих багатоклітинних тварин - кишковопорожнинних, тіло яких складається з двох шарів клеток.Самие примітивні черв'яки мали м'які покриви і у викопному стані до нас не дійшли.

Губки - стародавні, найбільш прості багатоклітинні тварини, тіло яких не має тканин та органів.

Гребневик - представник високорозвинених кишковопорожнинних та його нащадок - примітивний плоский черв'як. Від плоских повзаючих реброплавів відбулися нижчі черви. Збереглися вищі - кільчасті черви. Вони нерідко покриті міцним хітином (щільним речовиною, часто з вапном), щетинками чи все тіло тварини укладено в вапняні трубки. Від стародавніх кільчастих хробаків відбулися членистоногі. Довгі суглобисті ноги цих тварин вже були здатні до досить складним рухам, головний мозок і вся нервова система ускладнилися. Вперше у тваринному світі у членистоногих з'явилися вчинені очі. Такими були перші мешканці стародавніх океанів. Таким чином, життя в архейську і протерозойських ери була зосереджена і розвивалася у воді.

Список літератури

1.Большая радянська енциклопедія

2.Ю.А. Шкопенко «Ця тендітна планета»

3.І.А. Климишин «Астрономія наших днів»

4. Карпенків С.Х. «Концепції сучасного природознавства»