Зміст
Введення
1. Походження Сонячної системи
1.1 Гіпотеза Канта-Лапласа
1.2 Гіпотеза Джинса-Вулфсон
1.3 Гіпотеза Шмідта-Литтлтона
2. Розвиток Землі
2.1 Фази розвитку Землі
2.2 Геологічна історія
2.3 Еволюція атмосфери
2.4 Еволюція біосфери
2.5 Розвиток літосфери і рельєфу
3. Вплив сонячної активності на земні процеси
Висновок
Список літератури
Введення
Ось уже два століття проблема походження Сонячної системи хвилює видатних мислителів нашої планети. Цією проблемою займалася, починаючи від філософа Канта і математика Лапласа, плеяда астрономів і фізиків XIX і XX століть. Їй віддав данину наш чудовий співвітчизник, людина різнобічно талановитий, Отто Юлійович Шмідт. І все ж ми ще дуже далекі від її рішення. Які тільки таємниці не були вирвані у природи за ці два століття! За останні три десятиліття істотно прояснився питання про шляхи еволюції зірок. І хоча деталі дивного процесу народження зірки з газово-пилової туманності ще далеко не ясні, ми тепер чітко уявляємо, що з нею відбувається протягом мільярдів років подальшої еволюції. На жаль, питання про походження і еволюцію планетної системи, навколишнього наше Сонце, далеко не так зрозуміла.На перший погляд здається дивним і навіть парадоксальним, що астрономи змогли дізнатися про космічні об'єкти, вельми віддалених і можна побачити з великими труднощами, набагато більше, ніж про планети і Сонце, які (за астрономічними масштабами, зрозуміло) знаходяться у нас «під боком». Проте в цьому немає нічого дивного. Справа в тому, що астрономи спостерігають величезна кількість зірок, що знаходяться на різних стадіях еволюції. Вивчаючи зірки в скупченнях, вони можуть суто емпірично встановити, як залежить темп еволюції зірок від початкових умов, наприклад маси. Якби не було цього великого емпіричного матеріалу (перш за все розглядалася нами вище діаграми «колір - світність» для великого числа скупчень), питання про еволюцію зірок було б предметом більш-менш безплідних спекуляцій, як це і було приблизно до 1950 р.
1. Походження Сонячної системи
1.1 Гіпотеза Канта-Лапласа
Переходячи до викладу різних космогонічних гіпотез, що змінювали одна одну на протязі останніх двох століть, ми почнемо з гіпотези, висловленої вперше великим німецьким філософом Кантом і через кілька десятиліть незалежно запропонованої чудовим французьким математиком Лапласом. З подальшого буде видно, що істотні передумови цієї класичної гіпотези витримали випробування часом, і зараз в самих «модерністських» космогонічних гіпотезах ми легко можемо знайти основні ідеї гіпотези Канта - Лапласа.Точки зору Канта і Лапласа у низці важливих питань різко відрізнялися. Кант, наприклад, виходив з еволюційного розвитку холодної пилової туманності, в ході якого спершу виникло центральне масивне тіло - майбутнє Сонце, а потім вже планети, у той час як Лаплас вважав первісну туманність газової і дуже гарячою, що знаходиться в стані швидкого обертання. Стискаючись під дією сили всесвітнього тяжіння, туманність, унаслідок закону збереження моменту кількості руху, спілкувалась дедалі швидше і швидше. Із-за великих відцентрових сил, що виникають при швидкому обертанні в екваторіальному поясі, від нього послідовно відокремлювалися кільця. Надалі ці кільця конденсувалися, утворюючи планети.
Таким чином, відповідно до гіпотези Лапласа, планети утворилися раніше Сонця. Однак, незважаючи на таке різке відмінність між двома гіпотезами, загальної їх найважливішою особливістю є уявлення, що Сонячна система виникла в результаті закономірного розвитку туманності. Тому й прийнято називати цю концепцію «гіпотезою Канта - Лапласа». Вже в середині XIX століття стало ясно, що ця гіпотеза стикається з фундаментальною труднощами. Справа в тому, що наша планетна система, що складається з дев'яти планет вельми різних розмірів і маси, володіє однією чудовою особливістю. Мова йде про незвичайний розподіл моменту кількості руху Сонячної системи між центральним тілом - Сонцем і планетами.
Момент кількості руху є одна з найважливіших характеристик будь-якої ізольованої від зовнішнього світу механічної системи. Саме як таку систему ми можемо розглядати Сонце і навколишнє його сім'ю планет. Момент кількості руху може бути визначений як «запас обертання» системи. Це обертання складається з орбітального руху планет і обертання навколо своїх осей Сонця і планет.
Математично «орбітальний» момент кількості руху планети відносно центру мас системи (дуже близького до центра Сонця) визначається як добуток маси планети на її швидкість і на відстань до центру обертання, тобто Сонця. У разі обертового сферичного тіла, яке ми будемо вважати твердим, момент кількості руху відносно осі, що проходить через його центр, дорівнює 0,4 MvR, де М - маса тіла, v - його екваторіальна швидкість, R - радіус. Хоча сумарна маса всіх планет становить лише 1 / 700 сонячної, враховуючи, з одного боку, великі відстані від Сонця до планет і з іншого - малу швидкість обертання Сонця, ми отримаємо шляхом простих обчислень, що 98% всього моменту Сонячної системи пов'язане з орбітальним рухом планет і лише 2% - з обертанням Сонця навколо осі. Момент кількості руху, пов'язаний з обертанням планет навколо своїх осей, виявляється дуже незначним через порівняно малих мас планет і їх радіусів.
Знайдемо, наприклад, момент кількості руху Юпітера I. Маса Юпітера дорівнює M = 2х10 30 г (тобто 10 -3 маси Сонця), відстань від Юпітера до Сонця r = 7,8 х10 13 см (або 5,2 астрономічної одиниці), а орбітальна швидкість v = 1,3 х10 6 см / с (близько 13км / с). Звідси I = Mvr = 190х10 48.
В цих одиницях момент кількості руху обертового Сонця дорівнює всього лише 6х10 48. Усі планети земної групи - Меркурій, Венера, Земля і Марс - мають сумарний момент в 380 разів менший, ніж Юпітер. Левова частка моменту кількості руху Сонячної системи зосереджена в орбітальному русі планет-гігантів Юпітера й Сатурна.
З точки зору гіпотези Лапласа, це зовсім незрозуміло. Справді, в епоху, коли від первісної, швидко обертається туманності відокремлювалося кільце, шари туманності, з яких згодом конденсації утворилося Сонце, мали (на одиницю маси) приблизно такий самий момент, як речовина кільця, що відокремилося. Так шо маса останнього була значно менше маси основної частини туманності («протосонця»), то повний момент кількості руху у кільця повинен бути набагато меншим, ніж у «протосонця». У гіпотезі Лапласа відсутній який би то не було механізм передачі моменту від «протосонця» до кільця. Тому протягом усієї подальшої еволюції момент кількості руху «протосонця», а потім і Сонця повинен бути значно більше, ніж у кілець і утворилися з них. Але цей висновок знаходиться в разючому протиріччі з фактичним розподілом моменту кількості руху між Сонцем і планетами!
1.2 Гіпотеза Джинса-Вулфсон
Для гіпотези Лапласа ці труднощі виявилися нездоланними. На зміну їй стали висуватися інші гіпотези. Ми не будемо їх тут навіть перелічувати - зараз вони представляють лише історичний інтерес. Зупинимося лише на гіпотезі Джинса, яка отримала повсюдне поширення в першій третині нинішнього століття. Ця гіпотеза в усіх відношеннях являє собою повну протилежність гіпотезі Канта - Лапласа. Якщо остання малює утворення планетних систем (у тому числі і нашої Сонячної) як єдиний закономірний процес еволюції від простого до складного, то в гіпотезі Джинса утворення таких систем є справа випадку і являє рідкісне, виняткове явище.Відповідно до гіпотези Джинса, вихідна матерія, з якої в подальшому утворилися планети, була викинута із Сонця (яке на той час було вже досить «старим» і схожим на нинішнє) при випадковому проходженні поблизу нього деякою зірки. Це проходження було настільки близьким, що практично його можна розглядати як зіткнення. При такому дуже близькому проходженні завдяки приливних сил, що діяли з боку налетіла на Сонце зірки, з поверхневих шарів Сонця була викинута струмінь газу. Ця струмінь залишиться у сфері тяжіння Сонця і після того, як зірка піде від Сонця. Надалі струмінь сконденсується і дасть початок планетам.
Що можна сказати зараз з приводу цієї гіпотези, яка володіла умами астрономів протягом трьох десятиліть? Перш за все, вона припускає, що освіта планетних систем, подібних нашій Сонячній, є процес виключно малоймовірний. У самому справі зіткнення зірок, а також їх близькі взаємні проходження в нашій Галактиці можуть відбуватися надзвичайно рідко. Пояснимо це конкретним розрахунком.
Відомо, що наше Сонце по відношенню до найближчих зірок рухається зі швидкістю близько 20 км / с. Навіть найближча до нас зірка - Проксима Центавра знаходиться від нас на відстані 4,2 світлового року. Щоб подолати цю відстань, Сонце, рухаючись з вказаною швидкістю, має витратити приблизно 100 тис. років. Будемо вважати (що в даному випадку правильно) рух Сонця прямолінійним. Тоді ймовірність близького проходження (скажімо, на відстані трьох радіусів зірки) буде, очевидно, дорівнює відношенню тілесного кута, під яким видно з Землі збільшений в 3 рази диск зірки, до 4пі. Можна переконатися, що дане відношення становить близько 10 -15. Це означає, що за 5 млрд. років свого життя Сонце мало один шанс із десятків мільярдів зіштовхнутися або дуже зблизитися з якою-небудь зіркою. Так як в Галактиці налічується всього близько 150 млрд. зірок, то повна кількість таких близьких проходжень у всій нашій зоряній системі має бути порядку 10 за останні 5 млрд. років.
Звідси випливає, що, якщо б гіпотеза Джинса була правильною, число планетних систем, що утворилися в Галактиці за 10 млрд. років її еволюції, можна було перерахувати буквально на пальцях. Тому що це, мабуть, не відповідає дійсності і число планетних систем у Галактиці дуже багато, гіпотеза Джинса виявляється неспроможною.
Неспроможність цієї гіпотези слід також і з інших міркувань. Перш за все, вона страждає тим же фатальним недоліком, що і гіпотеза Канта - Лапласа: гіпотеза Джинса не в змозі пояснити, чому переважна частина моменту кількості руху Сонячної системи зосереджена в орбітальному русі планет. Математичні розрахунки, виконані у свій час М. М. Парійським, показали, що при всіх випадках в рамках гіпотези Джинса утворюються планети з дуже маленькими орбітами. Ще раніше на цю класичну космогонічну труднощі стосовно гіпотезі Джинса вказав американець Рессел.
Нарешті, нізвідки не випливає, що викинута із Сонця струмінь гарячого газу може сконденсуватися в планети. Навпаки, розрахунки ряду відомих астрофізиків, зокрема, Лаймана Спітцера, показали, що речовина струменя розсіється в навколишньому просторі і конденсації не буде. Таким чином, космогонічна гіпотеза Джинса виявилася повністю неспроможною. Це стало очевидним вже в кінці тридцятих років поточного сторіччя.
Тим більше дивним видається відродження ідеї Джинса на новій основі, яке відбулося в останні роки. Якщо в первинному варіанті гіпотези Джинса планети утворилися з газового згустку, викинутого з Сонця приливними силами при близькому проходженні повз нього зірки, то новітній варіант, що розвивається Вулфсон, припускає, що газова струмінь, з якої утворилися планети, була викинута з проходив повз Сонця космічного об'єкта . У якості останнього приймається вже не зірка, а протозірка - «рихлий» об'єкт величезних розмірів (у 10 разів перевищує радіус нинішньої земної орбіти) і порівняно невеликої маси. На рис. 1 наведена схема такого «зіткнення», заснована на точних розрахунках. Положення протозірки на гіперболічної орбіті навколо Сонця наведено для різних моментів часу, який виражається в секундах. Всі явище близького проходження протозірки, схематично зображене на рис. 1, займає близько 30 років. З малюнка видно, як деформується поверхню протозірки під впливом приливних сил. На цьому малюнку наведені також різні орбіти захоплених Сонцем окремих «шматків» протозвездного згустку. Для кожної такої орбіти вказані найкоротша відстань до Сонця і ексцентриситет. Безпосередньо видно, що деякі орбіти так само віддалені від Сонця, як орбіта Юпітера і навіть далі, - як показують розрахунки, - до 30 астрономічних одиниць. Таким чином новітня модифікація гіпотези Джинса знімає основні труднощі, з якою зіткнувся її первісний варіант - пояснення аномально великої обертального моменту планети.
Рис. 1. Модель зіткнення протосонця з протозвездой. Орбіти захоплених згустків характеризуються значеннями великої півосі (в одиницях 10 м см) і (в дужках) ексцентриситету. Буквою t позначені моменти часу, виражені в секундах.
У схемі Вулфсон це досягається припущенням про великі розміри «стикається» з Сонцем об'єкта і його порівняно невеликій масі. З рис. 1 видно, що початкові орбіти згустків були вельми ексцентричні. Так як явно не весь захоплений Сонцем газ зміг конденсуватися в планети, навколо рухомих згустків мала утворитися деяка газове середовище, яка гальмувала б їх рух. При цьому, як відомо, спочатку ексцентричні орбіти поступово ставатимуть круговими. На це буде потрібно порівняно мало часу - близько декількох мільйонів років. Кожен такий згусток буде досить швидко еволюціонувати в протопланет. Обертання протопланет може бути обумовлено дією приливних сил, що виходять від Сонця. У рамках цієї моделі можна також зрозуміти походження супутників планет. Останні відокремлюються від протопланет при стисненні з-за їх несиметричною фігури. Слід зауважити, що ця гіпотеза порівняно легко пояснює походження великих планет і їх супутників. Для пояснення планет земної групи необхідно залучити нові вистави.
Гіпотеза Джинса в модифікації Вулфсон заслуговує уваги. Вона, по суті, пов'язує утворення планет з утворенням зірок. Останні утворюються з міжзоряного газово-пилової середовища групами в так званих «зоряних асоціаціях». У таких групах, як показують спостереження, спершу утворюються порівняно масивні зірки, а потім всяка «зоряна дрібниця», яка еволюціонує в карлики. Це добре узгоджується з гіпотезою Джинса - Вулфсон. Розрахунки показують, проте, що якщо цей механізм був би єдиною причиною утворення планетних систем, то їх кількість в Галактиці було б дуже мало (одна планетна система, приблизно, на 100 000 зірок), хоча і не так катастрофічно мало, як у первісної гіпотези Джинса. По суті, це є єдиним вразливим пунктом сучасної модифікації гіпотези Джинса. Якщо з достовірністю буде доведено, що близько хоча б деяких найближчих до нас зірок є планетні системи, ця гіпотеза буде остаточно похована. Схоже на те, що в даний час такий доказ вже є.
1.3 Гіпотеза Шмідта-Литтлтона
Видатний радянський вчений і громадський діяч О. Ю. Шмідт в 1944 р. запропонував свою теорію походження Сонячної системи. Відповідно до О. Ю. Шмідту наша планетна система утворилася з речовини, захопленого з газово-пилової туманності, через яку колись проходило Сонце, вже тоді мало майже «сучасний» вигляд. При цьому ніяких труднощів з обертальним моментом планет не виникає, тому що первісний момент речовини хмари може бути як завгодно великим. Починаючи з 1961 р. цю гіпотезу розвивав англійський космогоніст Літтлтон, який вніс до неї істотні поліпшення. Неважко бачити, що блок-схема «акреційний» гіпотези Шмідта - Литтлтона збігається з блок-схемою «гіпотези захоплення» Джинса-Вулфсон. В обох випадках «майже сучасне» Сонце зіштовхується з більш-менш «пухким» космічним об'єктом, захоплюючи частини його речовини. Слід, утім, зауважити, що для того, щоб Сонце захопило досить багато речовини, його швидкість по відношенню до туманності повинна бути дуже маленькою, близько ста метрів в секунду. Якщо врахувати, що швидкість внутрішніх рухів елементів хмари повинна бути не менше, то, по суті, мова йде про «застряг» в хмарі Сонце, яке, швидше за все, повинно мати спільне з хмарою походження. Тим самим утворення планет пов'язується з процесом зореутворення. У наступному розділі ми розглянемо гіпотези, в яких планети і Сонце утворилися з єдиної «сонячної» туманності. По суті, мова піде про подальший розвиток гіпотези Канта - Лапласа.2. Розвиток Землі
Планети внутрішньої групи Сонячної системи утворилися одночасно з єдиного протопланетного газопилової хмари. Вони складені щільним важким речовиною і мають тверду поверхню. Ці особливості дозволяють віднести порівнювані планети до одного рівня організації речовини. Однак, незважаючи на схожість їх утворення та складу вихідного матеріалу, зараз помітно відмінність в досягнутому рівні розвитку планет. На інших планетах відсутні не тільки ознаки життя, але навіть такі хімічні сполуки, які в ході подальшої еволюції могли б призвести до появи примітивних органічних форм. Земля ж має багатий, у вищій мірі розвиненим органічним світом.Поява і розвиток життя на Землі - це унікальне явище у всій Сонячній системі. Але воно не випадково, а було підготовлено поєднанням ряду сприятливих умов. Перш за все для зародження життя повинен був сформуватися складний комплекс активно взаємодіючих природних компонентів, які протягом надзвичайно тривалого часу у відносно стабільних гідротермальних умовах випробували суворо спрямовану еволюцію.
Є безліч геохронологічсскіх схем, тобто підрозділів історії Землі на інтервали часу різного масштабу. Кожен з них відрізняється від інших особливим, притаманним тільки йому станом планети в цілому і її природним середовищем. І хоча нас цікавить головним чином природна обстановка на планеті, стосуватися доводиться і надр Землі, оскільки в своєму розвитку зовнішня область нерозривно пов'язана з внутрішньою.
2.1 Фази розвитку Землі
В історії Землі важливо виявити та події, які накладали істотний відбиток на стан природного середовища або служили причиною переходу її до принципово нового етапу розвитку. Спокійні ж інтервали часу, коли не відбувалося якісної зміни природного середовища, надалі або будуть опускатися, або про них буде сказано побіжно.Дотримуючись цієї геохронологічної схеми, вчені ділять час існування нашої планети на два суттєво різних інтервалу: ранню історію і геологічну історію. Під ранньої історією мається на увазі катархей. Цей час називається також протоархей, тобто саме раннє час планети. Під геологічної ж історією розуміється весь інший час, від архею до сучасної епохи. Часова межа між двома головними інтервалами в історії Землі точно не встановлена. Але імовірно вона намічається на рубежі від 3,5 до 3,8-3,9 млрд. років тому.
Рання історія і геологічна історія - істотно різні етапи життя нашої планети. Якщо в ранню історію Земля розвивалася так само, як і інші планети - Місяць, Меркурій, Марс і Венера, - т. з. в дуже повільному темпі, то шлях розвитку Землі в геологічне час характеризується незвичайно швидкою еволюцією її зовнішньої області і земної кори. Всі ж інші планети продовжують перебувати і в справжню епоху як би в догеологической минулому.
Рання історія. Земля, як і інші планети, пережила ранні фази еволюції - фазу акреції («народження»), фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі і фазу первинної кори («місячну фазу»).
Фаза акреції. Конкретних даних про фазу акреції Землі, тобто утворення її з хаотичного рою твердих, переважно кам'яних, дрібних тіл і пилових частинок, немає. Але акреція як загальнопланетарний процес, в реальності якого в даний час ніхто не сумнівається, був, природно, властивий і Землі. Його треба уявляти собі як безперервне випадання на зростаючу Землю щодо все більшої кількості великих тіл, укрупнюються в своєму польоті при зіткненнях між собою, і тяжінням до себе більш віддалених дрібних агрегатів. Разом з великими тілами на Землю падали (впивалися в її поверхню) і найбільші об'єкти - планетезімали, зародки «невдалих» планет. Їх поперечники вимірювалися багатьма кілометрами і навіть першими десятками кілометрів, тобто вони мали розміри астероїдів або невеликих супутників великих планет.
У фазу акреції Земля придбала приблизно 95% сучасної маси, на що треба було всього 17 млн. років. З закінчення фази акреції Землю вважають вступила в етап планетарного розвитку.
Під час акреції Земля довго залишалася холодним космічним тілом, і тільки в кінці цієї фази, коли почалася гранично інтенсивне бомбардування її великими об'єктами, сталося сильне розігрівання, а потім повне розплавлення речовини зовнішньої зони планети.
Фаза розплавлення зовнішньої сфери Землі встановлюється за аналогією з ранньої історією інших планет, в першу чергу Місяця, а також Меркурія, Марса. Місячна поверхня утворена магматичними породами (анортозитами), час кристалізації яких датується 4,6-4,0 млрд. років тому. Ці дані і є доказом розплавлення зовнішньої сфери Місяця в ранню фазу її існування, безпосередньо слідом за акрецією. За даними дистанційних досліджень, аналогічну фазу пережили Меркурій та інші планети, у них поверхневі породи - також магматичні основного складу. Фазу раннього розплавлення зовнішньої сфери Землі визнають як планетологи, так і геологи.
В даний час більшість планетологів до цього ж часу відносять і загальну диференціацію речовини Землі, тобто утворення в неї ядра, мантії і кори.
Коли утворилося ядро? Планетологи надають цьому питанню великого значення, оскільки з його появою пов'язують внутрішню активність планети, а значить, і початок дії ендогенних процесів - тектонічних і вулканізму. Освіта ядра зумовило виникнення у Землі диполярного магнітного поля. Встановлення на Землі найдавніших палеомагнітних порід з віком 3,7 млрд. років - свідоцтво існування в той час ядра, а отже, і мантії. Вважають, що Земля диференціювалася вже в перші 100 млн. років свого існування.
Ландшафти того далекого часу були унікальні. Вся поверхня Землі представляла собою океан розжареного важкого розплаву з прориваються з нього газами. У цей своєрідний океан продовжували стрімко вриватися як малі, так і великі космічні тіла, удари яких про рідку поверхню викликали освіта сплесків, фонтанів та інші форми злету і падіння важкої рідини. Над розпеченим океаном простягалося суцільно закутані густими хмарами небо, з якого на поверхню не падало ні краплі води.
«Місячна фаза». Остигання розплавленої речовини зовнішньої сфери Землі внаслідок випромінювання тепла в космос і ослаблення метеоритного бомбардування, не що може компенсувати втрату тепла, призвело до утворення тонкого первинної кори базальтового складу.
У ранню історію Землі відбувалося і формування гранітного шару материкової кори. Найдавніші з виявлених гранітних інтрузій мають вік не менше 3,5 млрд. років, тобто вони, безумовно, доархейскіе. Дж. Шоу вважає, що гранітні породи - результат скупчення поблизу поверхні більш легких фракцій розплавленої маси речовини надр. Він навіть вважає, що первинна базальтова (анортозитових) кора утворилася вже поверх гранітного шару. Проблема гранітів дуже складна, і єдиної думки про їх походження немає, тим більше що на інших планетах кислих порід, до яких відносяться граніти, немає. Граніти визнаються як вторинні породи, але минулі розплавлення або глибокий метаморфізм і врешті-решт перетворилися на магматичні кристалічні породи. Такої думки дотримувався В. І. Вернадський.
Протягом всієї фази формування кори, поверхня якої мала температуру вище 100 ° С, тривало випадання переважно великих тел. На всій поверхні нашої планети створювався типовий для всіх інших планет земної групи рельєф ударних кратерів. Через широке поширення метеоритних кратерів фаза існування ранньої кори називається також «місячної фазою».
У місячну фазу існування Земля поступово охолоджувалася від температури плавлення базальтів (1000 ° - 800 °) до 100 ° С. З подоланням температурного кордону + 100 ° С пов'язане все подальше перетворення природного середовища та еволюція земної кори.
2.2 Геологічна історія
Геологічний час - це принципово новий період розвитку Землі як планети в цілому, так і особливо її кори і природного середовища.Як тільки температура опустилася нижче 100 ° С, стан води змінилося. Водяні пари атмосфери, а в них була зосереджена практично вся гідросфера Землі, майже цілком перетворилися в рідину, найбільш активний стан води в порівнянні з її газової та твердою фазами. Суха до того часу Земля стала надзвичайно обводненной. Сформувалися поверхневий і грунтовий стоки, виникли водойми, в тому числі й океани. Почав функціонувати кругообіг води в природі.
Звичайно, судити про масштаби скупчення на поверхні Землі первинних вод важко, хоча й існують деякі ознаки, за якими можна орієнтовно оцінити глибину басейну седиментації і хімічний склад вод. Важливий сам факт виявлення осадових порід такого древнього віку. Це означає, що часовий рубіж між ранньою і геологічною історією проходить десь близько 4 млрд. років тому. Отже, на всю ранню історію Землі залишається всього 0,6 млрд. років.
І все ж уявити об'єм води на Землі на початку її геологічної історії хоча б приблизно ми можемо. Не в меншій мірі, ніж обсяг води в первинних океанах, інтерес представляє і її хімічний склад. Г. Д. Холланд, який вивчав склад вод стародавніх океанів, прийшов до висновку про подібність їх хімічного складу вод сучасного океану. Після охолодження земної поверхні до температури нижче 100 ° С на ній утворилася величезна маса рідкої води, яка представляла собою не просте скупчення нерухомих вод, а знаходяться в активному глобальному кругообігу. Незважаючи на еволюцію цього кругообігу в ході часу, основні особливості його збереглися незмінними. У структурному відношенні кругообіг, як і в даний час, розпадався на ланки: атмосферний (випаровування, перенесення вологи, опади), літосферні (поверхневий і підземний стоки), океанічне. Значення кругообігу води в природі велике. У процесі його функціонування відбувається поглинання сонячної енергії і розподіл її по земній кулі. Вода завдяки своїй надзвичайної рухливості та хімічної активності вступає у взаємодію з природними компонентами, сприяючи їх взаємозв'язкам, чим і забезпечує формування того глобального природного комплексу, який в даний час називається географічної оболонкою.
2.3 Еволюція атмосфери
Ще в догеологической час, у фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі (а можливо, і більш глибоких його горизонтів), величезні маси виділялися газів утворили первинну атмосферу Землі. Основними компонентами виділялися з надр Землі газів, як і в інших планет - Марса і Венери, - були вуглекислий газ і водяну пару, інші компоненти були присутні тільки у вигляді слідів. Так що склад первинної атмосфери Землі, що утворилася за рахунок виділення газів і води при расплавлении планетної речовини, був аналогічний складу летких компонентів при сучасних вулканічних виверженнях. За даними А.С. Монина, гази, що виділяються з сучасних вулканів, містять переважно водяна пара. У складі газів базальтових лав гавайських вулканів з температурами до 1200 ° С водяний пар складає 70-80% за об'ємом. У фумарольних газах Курильських островів з температурами близько 100 ° С міститься 79,7% водяної пари. Другим за значенням компонентом, складовим атмосферу, є вуглекислий газ. У газах з лав його знаходиться від 6 до 15%. При температурах 800-1000 ° С з лав відганяються крім водяної пари переважно «кислі дими» - НСl і HF, при температурі 500 ° С - сірка та її сполуки - H 2 S, SO 2 і ін, а при більш низьких температурах - борна кислота і солі амонію. Представляється, що парціальний тиск водяної пари ранньої атмосфери Землі в кілька разів перевищувало парціальний тиск вуглекислого газу. Іншими словами, атмосфера складалася головним чином з водяної пари з істотною домішкою вуглекислого газу.Таким чином, у фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі практично вся гідросфера перебувала у складі атмосфери. Таку своєрідну атмосферу, що складається в основному з пари води, Дж. Уолкер назвав «примітивною парової атмосферою».
Є всі підстави вважати, що у фазу розплавлення зовнішньої сфери земної кулі виділився водяний пар, охолоджуючись на великій висоті, утворював густий хмарний покрив і інтенсивні дощові опади. Однак падаючі з хмар краплі води на деякій висоті над поверхнею планети, де температура повітря була вищою за 100 ° С, перетворювалися в пару, яка знову піднімався вгору. Над розпеченої поверхнею Землі функціонував своєрідний кругообіг води: пар - дощові опади - пар і т. д.
Цей кругообіг води в природі, локалізований в первинній атмосфері Землі поблизу температурного рівня 100 ° С, практично не впливав на загальний хід еволюції планети і на розвиток її поверхні. Але він був зародком того могутнього кругообігу води на Землі, який сформувався пізніше і мав величезний вплив на розвиток планети в цілому, а особливо її природного середовища.
Після охолодження земної поверхні до температури нижче 100 ° С відбувся перехід атмосферної водяної пари в рідку воду. На сухій і дуже гарячою тоді земної поверхні утворився сток, заклала річкова мережа й виникли водойми. Земна поверхня стала сильно обводненной і почала зазнавати інтенсивному впливу водних потоків. З цього часу і починається геологічна історія.
Зміни температурних умов на Землі, а слідом за цим і всієї природного обстановки не могли не відбитися і на атмосфері. Вилучення з атмосфери величезної кількості води та освіта поверхневого стоку і водойм справили величезний вплив на склад і еволюцію повітряного середовища. З водної атмосфери вона перетворилася в основному в вуглекислу, в якій водяна пара з панівного компонента перетворився на другорядний, хоча й важливий.
Освіта на земній поверхні великих водойм справила вплив на подальшу еволюцію атмосфери. У ній почалося швидке зменшення вмісту вуглекислого газу. СО 2 легко розчиняється у воді, і переважна його частина була поглинена нею. Про це ми можемо з достатньою підставою судити за сучасних умов. В даний час між атмосферним вуглекислим газом і розчиненим в океанах в умовах рівноважного стану їх між собою в океанічних водах знаходиться в 60 разів більше вуглекислого газу, ніж його є в атмосфері. Якщо ж врахувати здатність вуглекислого газу легко переходити з водного середовища в формуються товщі опадів, то його вміст у водах океану буде весь час зменшуватися, а відповідно буде падати величина парціального тиску розчиненого газу. Результатом зростаючого нерівноваги між парціальним тиском вуглекислого газу у водному середовищі і в атмосфері повинен з'явитися перехід СО 2 з повітряного середовища у водне. Це зменшення вмісту вуглекислого газу в атмосфері мало тривати до тих пір, поки знову не відновлювалося рівновагу газу в обох середовищах. З щойно сказаного випливає, що до початку геологічної історії складу атмосфери і її інші параметри сильно змінилися. Повітряне середовище не тільки втратила майже всю воду, що знаходилася в ній у вигляді пари, але в ній залишилося мало і СО 2. У багато разів зменшилася і її тиск.
До цього часу і природні умови на Землі різко змінилися. Природне середовище на нашій планеті стала несхожою на ту, що була на інших планетах і що була у неї в ранні фази історії.
Подальша еволюція атмосфери пов'язана головним чином з появою і розвитком органічного світу, перш за все рослинності.
2.4 Еволюція біосфери
До початку геологічної історії, тобто до того часу, коли температура земної поверхні і приземного шару повітря залишалася вище 100 ° С, життя на Землі зародитися і існувати не могла. Але коли температура стала нижче 100 ° С, стався сильний обводнення поверхні і тим самим створилася обстановка, сприятлива для зародження життя.Воду в космосі завжди вважали і продовжують вважати необхідною умовою зародження життя. З наявністю води на Марсі, встановленим на основі наземного телескопічного спектрального аналізу, пов'язувалася віра в існування життя на цій планеті.
Процес зародження живої речовини з неживої матерії надзвичайно складний, і ми не ставимо перед собою завдання розглянути його. Про нього йдеться в основоположному працю А.І. Опаріна про зародження життя. Для нас важливий сам факт зародження життя, час, коли це сталося, умови і роль біосфери в формуванні глобального природного комплексу - географічної оболонки.
Органічний світ отримує сонячну енергію не тільки в процесі фотосинтезу. Як показав А. Л. Чижевський, будь-які бактерії, навіть будь-яка клітина живого організму поглинають сонячну радіацію і трансформу її в інші види біохімічної енергії, на основі якої вони і розвиваються. Цей процес досі вивчається, хоча достовірність факту безпосереднього поглинання клітинами живого організму сонячної енергії не викликає сумніву.
Еволюція хімічних сполук, що призвела до зародження життя, почалася теж з появи на Землі мас рідкої води, тобто з ранньої геологічної історії. Ця початкова фаза датується різними дослідниками неоднаково, розбіжності складають сотні мільйонів років. Точно так само по-різному оцінюється тривалість дії спрямованого процесу утворення організмів.
На підставі фактів, викладених вище, можна припустити, що час утворення передбіологічних систем (коацерватів) тривало близько 1 млрд. років. Найбільш ранні залишки живих організмів віком 3,1 млрд. років виявлені в сланцях Трансваалю в Південній Африці. Це бактеріоподобние освіти розміром 0,56 х0, 24 мкм. У більш пізніх відкладах (1,9 млрд. років) в районі озера Онтаріо, де залягають чорні сланці, були знайдені залишки багатьох видів викопних рослин: від різноманітних одноклітинних до нитчастих форм. Багато хто з них нагадували сучасні синьо-зелені водорості.
Виявлені в Південній Австралії викопні рештки, що датуються 0,9-1,0 млрд. років тому, тобто - приблизно кінець середнього протерозою, - відносяться до вельми різноманітним організмам. Серед них відбитки 13 видів медузообразних кишковопорожнинних, кілька видів організмів, близьких восьмілучевие коралів, деякі види хробаків і тварин, не схожих на форми більш пізнього часу. Можна сказати, що ще задовго до кембрію життя на Землі було дуже різноманітною. Вже існував біотичний кругообіг речовини та енергії. У результаті активного синтезу утворилося багато кисню, за рахунок якого у верхній атмосфері з'явився озон - захисний екран від проникнення на земну поверхню хвиль ультрафіолетової радіації коротше 2900 А. При фотосинтезі з атмосфери було вилучено багато вуглекислого газу.
Палеозойська ера - це час стародавнього життя. Суша на початку палеозою представляла собою голу пустелю, позбавлену як рослинних, так і тварин організмів. Лише на прибережних каменях зустрічалися плівки водоростей і подушки рослин, схожих на мох. У морі ж рясно розвивалися синьо-зелені та червоні водорості, а також представники майже всіх типів тварин. Серед них панівне становище займали перші членистоногі - трилобіти.
У силурі поряд зі збагаченням моря організмами відбувається масове заселення суші рослинами. У розвитку біосфери вихід рослин на сушу - справжня революція!
У девоні тривало поширення рослин на суші; населення моря в загальному зберегло свої особливості від колишнього часу.
Карбон відомий як період надзвичайного розвитку наземної рослинності в умовах жаркого вологого клімату, трансгресій і регресій епіконтинентального морів. Такі умови сприяли зростанню величезних деревовидних плаунів, хвощів, папоротей та відкладення їх у прибережних опадах.
У карбоні і пермі південні материки - Африка, Південна Америка, частину Азії з півостровом Індостан - на значній площі зазнали покривне заледеніння.
Мезозойська ера, час «середньої» життя, характеризується подальшим розвитком рослинного і тваринного світу як на суші, так і на морі.
У тріасі сталося вибуховий розвиток плазунів і почалося масове поширення рептилій - динозаврів, черепах, древніх крокодилів, іхтіозаврів. В кінці періоду з'явилися перші ссавці.
Отже, починаючи з найдавніших часів до сучасної епохи йшло безперервне розвиток біосфери - збільшення різноманітності живих форм і ускладнення їх організації. Життя, зародившись у море, захопила і сушу. У результаті життєдіяльності організмів відбувалося істотне перетворення і середовища, що в свою чергу впливало на розвиток живої речовини. Як вказувалося М. М. Камшилова, життя виникло у формі біотичного кругообігу, заснованого на взаємодії синтетиків і деструкторів. Отримуючи з оточення засоби існування, життя змінює середовище свого існування, а отже, повинна змінюватися і сама. Деякі речовини на тривалий час вилучалися зі біотичного кругообігу. Це - величезні поклади вапняків, кам'яного вугілля, нафти, залізних, марганцевих і мідних руд та інші скупчення. Біотичний кругообіг визначається як складова частина кліматичного кругообігу речовини та енергії планети. Живе речовина впливає на всі інші компоненти природного середовища.
Зелені рослини (вищі зелені рослини, водорості) та фотосинтезуючі бактерії шляхом фотосинтезу поглинали з повітряного середовища вуглекислий газ і воду, а виділяли з неї кисень.
Таким чином, в процесі фотосинтезу атмосфера збагачується киснем і втрачає вуглекислий газ.
У сучасну епоху сильний вплив на склад, а отже, і властивості атмосфери надає господарська діяльність людини.
На думку В. Є. Хаина, на початку геологічного часу ще досить активно протікали процеси вулканізму, регіонального метаморфізму і гранітизації. Поряд з магматичними процесами і метаморфізмом широке поширення набуло осадкообразованіе, потужне накопичення осадових і вулканогенних товщ, а в фази кульмінації тектонічних напружень - і складкоутворення.
Вже в археї починає проявлятися геосинклінальний процес. Архейські області прогинання володіють багатьма рисами подібності з геосінкліналямі більш пізнього часу. Це відноситься як до набору формацій, так і до потужності накопичених в прогинах товщ опадів, яка може досягати 10-12 км і більше. Багато авторів визнають тектонічний режим в археї як геосинклінальний, хоча його визначають і як протогеосінклінальний, тобто продгеосінклінальний.
У результаті дії геосинклінального процесу, що включає в себе складчастість, метаморфізм і гранітизації, відбувалася консолідація великих областей земної кори. Вона супроводжувалася збільшенням мас гірських порід гранітного шару материкової кори, зростанням її потужності і підняттям поверхні над рівнем моря.
Геосинклінальний процес - це складний багатофазові циклічний тектонічний процес, диференційований на дві основні стадії: власне геосинклінальної і орогенний. Перша стадія - це інтенсивне прогинання поверхні та накопичення потужних осадових і вулканогенних порід. Освіта на місці прогину гірських вовишенном, нерідко високогірного вигляду, дало підставу назвати другу стадію геосинклінального процесу орогенной стадією. Відповідно і геосинклінальний пояс отримує «перейменування»: у другій стадії своєї еволюції він називається орогенним поясом (тобто гірським поясом). Одночасно до нього застосуємо і термін «складчастий пояс». Ця назва зберігається за ним і для наступної фази руйнування гір, оскільки основна маса що складають пояс порід представлена складчастими комплексами. У цю фазу розвитку геосинклінальної структури рельєф являє собою денудаційну рівнину, або пенеплен, нерідко з химерними останцово формами.
Таким чином, розвиток геосинкліналі, тобто формування геосинклінальної тектонічної структури - основного елемента материкової кори, знаходиться в нерозривному зв'язку з еволюцією рельєфу. Кожній стадії і фазі розвитку геосинклінальної структури відповідає певна вираженість рельєфу поверхні.
Тектонічний процес нерозривно пов'язаний з геоморфологічними. Нерідко їх розглядають як єдиний процес - морфотектогенез, що має два результати дії - тектонічну структуру земної кори і макрорельєф земної поверхні.
Протягом геологічної історії основним тектонічним процесом формування земної кори материків був геосинклінальний. Він розвивався циклічно. У кожному наступному тектонічному циклі геосинклінальні прогини зазвичай мігрували на інші, менш консолідовані ділянки материкової кори. Відбувалося також закладення нових геосинклінальних прогинів на океанічної корі перехідних областей від материка до океану.
Сучасний стан Землі характеризується високою тектонічною активністю. Правда, в порівнянні з ранньої історією й архе, коли у величезних масштабах відбувалося розплавлення речовини надр, сучасний вулканізм має менший масштаб. Тим не менш він активно проявляється у всіх діючих геосинкліналях, а почасти й на платформах. Дуже інтенсивний вулканізм і магматизм в цілому притаманні і серединно-океанічним хребтам - їх осьовий, рифтової зоні. Прикладом може служити вулканічний район острова Ісландія.
На відміну від вулканізму тектонічні рухи земної кори в новітній час досягли свого апогею. Створені неотектонічних рухами гірські ланцюги - Гімалаї, Каракорум, Анди, Кордильєри та інші - представляють собою найбільш потужні споруди за всю геологічну історію.
Починаючи з мезозою велика тектонічна активність захопила і океанічну кору. В осьових зонах океанів утворилися глибинні розломи типу рифтів, що мають тенденцію до розширення. Виникли серединно-океанічні хребти, що утворили глобальну систему загальною довжиною більше 60 тис. км.
В даний час сучасну структуру земної кори материків розглядають як результат дії геосинклінального процесу. Різниця окремих частин материкової кори визначається віком їх консолідації, тобто проявом заключної фази геосинклінального розвитку. У такому аспекті побудовані всі тектонічні карти материків або їх окремих частин.
Останній з семи основних тектонічних етапів розвитку земної кори називають мезо-кайнозойських, континентально-океанічним етапом, він охоплює 250 млн. років. Це невеликий відрізок історії Землі, і особливість його в тому, що поруч із триваючим геосинклінальним розвитком материків, а почасти й океану в рух прийшла і літосфера океанічних западин.
Сталість енергії, одержуваної Землею від Сонця, забезпечує стаціонарність теплового балансу Землі. Сонячна активність істотно не позначається не енергетиці Землі як планети, але окремі компоненти випромінювання хромосферних спалахів можуть мати значний вплив на багато фізичні, біофізичні та біохімічні процеси на Землі.
Короткохвильове випромінювання і сонячні космічні промені (у високих широтах) іонізують земну атмосферу, що призводить до коливань її прозорості в ультрафіолетовому та інфрачервоному діапазонах, а також до змін умов розповсюдження коротких радіохвиль (у ряді випадків спостерігаються порушення короткохвильового радіозв'язку).
Посилення сонячного вітру, викликане спалахом, призводить до стиснення магнітосфери Землі з сонячної сторони, посиленню струмів на її зовнішній межі, часткового проникненню часток сонячного вітру в глиб магнітосфери, поповненню частинками високих енергій радіаційних поясів Землі і т.д. Ці процеси супроводжуються коливаннями напруженості геомагнітного поля (магнітною бурею), полярними сяйвами та іншими геофізичними явищами, що відображають загальне обурення магнітного поля Землі. Так, була встановлена кореляція між 11-річним циклом сонячної активності і землетрусами, врожаями сільгоспкультур, числом серцево-судинних захворювань і т.д. Ці дані вказують на постійне дію сонячно-земних зв'язків.
До числа загальних закономірностей розвитку планет земної групи належать такі.
1. Усі планети відбулися з єдиного протопланетного газопилової хмари (туманності) у результаті його конденсації і акреції утворюватися згустків матеріалу і розсіяного речовини. Більш великі скупчення росли швидше за рахунок приєднання до себе менших агрегатів і розсіяного матеріалу і перетворювалися на зародки планет - планетезимали.
2. У кінці стадії акреції, тобто приблизно 4,5 млрд. років тому, під впливом швидкого накопичення теплової енергії за рахунок трансформованому метеоритної кінетичної енергії зовнішня оболонка планет зазнала повне розплавлення.
3. У результаті подальшого охолодження зовнішніх шарів літосфери утворилася кора. До її складу увійшли більш легкі компоненти основної магми. Більш важкі завдяки гравітаційної диференціації сконцентрувалися нижче кори, утворивши мантію планет. На цей же період припадає розплавлення і центральній області планет за рахунок накопичення радіогенний і гравітаційної енергії. Таким чином, на ранньому етапі існування планет відбулася диференціація їх речовини на ядро, мантію і кору.
4. На відміну від «сухих» планет - Місяця, Меркурія, Марса і Венери (на Землі у великій кількості є рідка вода) Землю цілком можна назвати океанічної планетою. Важливо, що вся її маса знаходиться в активному глобальному кругообігу.
5. З циркуляцією води у зовнішній області Землі пов'язано функціонування на нашій планеті потужного комплексу екзогенних процесів, що надають величезний вплив на інші компоненти - літосферу, органічний світ, залучення їх в глобальні кругообіги.
6. У своїй сукупності приватні компонентні кругообіг утворюють на Землі загальний, глобальний кліматичний кругообіг речовини та енергії, який формує природне середовище або географічну оболонку і забезпечує її функціонування.
7. Завдяки збігу низки сприятливих обставин (наявності рідкої води, помірного стабільному тепловому режиму) на Землі виникла і розвинулася життя, з'явився і швидко еволюціонував чоловік. Він є не тільки компонентом природи, а й могутнім чинником її перетворення.
2. Криволуцкий А.В. Блакитна планета: (Земля серед планет. Географічний аспект). - М., 1998.
3. Монин А.С. Популярна історія Землі. - М., 1997.
4. Рання історія Землі. - М., 1998.
5. Сонячна система. - М., 2000.
6. Шкловський І.С. Всесвіт, життя, розум. - М., 1980.
Еволюція хімічних сполук, що призвела до зародження життя, почалася теж з появи на Землі мас рідкої води, тобто з ранньої геологічної історії. Ця початкова фаза датується різними дослідниками неоднаково, розбіжності складають сотні мільйонів років. Точно так само по-різному оцінюється тривалість дії спрямованого процесу утворення організмів.
На підставі фактів, викладених вище, можна припустити, що час утворення передбіологічних систем (коацерватів) тривало близько 1 млрд. років. Найбільш ранні залишки живих організмів віком 3,1 млрд. років виявлені в сланцях Трансваалю в Південній Африці. Це бактеріоподобние освіти розміром 0,56 х0, 24 мкм. У більш пізніх відкладах (1,9 млрд. років) в районі озера Онтаріо, де залягають чорні сланці, були знайдені залишки багатьох видів викопних рослин: від різноманітних одноклітинних до нитчастих форм. Багато хто з них нагадували сучасні синьо-зелені водорості.
Виявлені в Південній Австралії викопні рештки, що датуються 0,9-1,0 млрд. років тому, тобто - приблизно кінець середнього протерозою, - відносяться до вельми різноманітним організмам. Серед них відбитки 13 видів медузообразних кишковопорожнинних, кілька видів організмів, близьких восьмілучевие коралів, деякі види хробаків і тварин, не схожих на форми більш пізнього часу. Можна сказати, що ще задовго до кембрію життя на Землі було дуже різноманітною. Вже існував біотичний кругообіг речовини та енергії. У результаті активного синтезу утворилося багато кисню, за рахунок якого у верхній атмосфері з'явився озон - захисний екран від проникнення на земну поверхню хвиль ультрафіолетової радіації коротше 2900 А. При фотосинтезі з атмосфери було вилучено багато вуглекислого газу.
Палеозойська ера - це час стародавнього життя. Суша на початку палеозою представляла собою голу пустелю, позбавлену як рослинних, так і тварин організмів. Лише на прибережних каменях зустрічалися плівки водоростей і подушки рослин, схожих на мох. У морі ж рясно розвивалися синьо-зелені та червоні водорості, а також представники майже всіх типів тварин. Серед них панівне становище займали перші членистоногі - трилобіти.
У силурі поряд зі збагаченням моря організмами відбувається масове заселення суші рослинами. У розвитку біосфери вихід рослин на сушу - справжня революція!
У девоні тривало поширення рослин на суші; населення моря в загальному зберегло свої особливості від колишнього часу.
Карбон відомий як період надзвичайного розвитку наземної рослинності в умовах жаркого вологого клімату, трансгресій і регресій епіконтинентального морів. Такі умови сприяли зростанню величезних деревовидних плаунів, хвощів, папоротей та відкладення їх у прибережних опадах.
У карбоні і пермі південні материки - Африка, Південна Америка, частину Азії з півостровом Індостан - на значній площі зазнали покривне заледеніння.
Мезозойська ера, час «середньої» життя, характеризується подальшим розвитком рослинного і тваринного світу як на суші, так і на морі.
У тріасі сталося вибуховий розвиток плазунів і почалося масове поширення рептилій - динозаврів, черепах, древніх крокодилів, іхтіозаврів. В кінці періоду з'явилися перші ссавці.
Отже, починаючи з найдавніших часів до сучасної епохи йшло безперервне розвиток біосфери - збільшення різноманітності живих форм і ускладнення їх організації. Життя, зародившись у море, захопила і сушу. У результаті життєдіяльності організмів відбувалося істотне перетворення і середовища, що в свою чергу впливало на розвиток живої речовини. Як вказувалося М. М. Камшилова, життя виникло у формі біотичного кругообігу, заснованого на взаємодії синтетиків і деструкторів. Отримуючи з оточення засоби існування, життя змінює середовище свого існування, а отже, повинна змінюватися і сама. Деякі речовини на тривалий час вилучалися зі біотичного кругообігу. Це - величезні поклади вапняків, кам'яного вугілля, нафти, залізних, марганцевих і мідних руд та інші скупчення. Біотичний кругообіг визначається як складова частина кліматичного кругообігу речовини та енергії планети. Живе речовина впливає на всі інші компоненти природного середовища.
Зелені рослини (вищі зелені рослини, водорості) та фотосинтезуючі бактерії шляхом фотосинтезу поглинали з повітряного середовища вуглекислий газ і воду, а виділяли з неї кисень.
Таким чином, в процесі фотосинтезу атмосфера збагачується киснем і втрачає вуглекислий газ.
У сучасну епоху сильний вплив на склад, а отже, і властивості атмосфери надає господарська діяльність людини.
2.5 Розвиток літосфери і рельєфу
Вже на початку геологічної історії (з появою на земній поверхні величезних мас води і з початком дії глобального кліматичного кругообігу води) екзогенні геологічні та геоморфологічні процеси стали досить схожими з сучасними. Це наклало відбиток і на тектонічні процеси, в яких стали брати участь осадові породи, відсутні до того часу на поверхні Землі.На думку В. Є. Хаина, на початку геологічного часу ще досить активно протікали процеси вулканізму, регіонального метаморфізму і гранітизації. Поряд з магматичними процесами і метаморфізмом широке поширення набуло осадкообразованіе, потужне накопичення осадових і вулканогенних товщ, а в фази кульмінації тектонічних напружень - і складкоутворення.
Вже в археї починає проявлятися геосинклінальний процес. Архейські області прогинання володіють багатьма рисами подібності з геосінкліналямі більш пізнього часу. Це відноситься як до набору формацій, так і до потужності накопичених в прогинах товщ опадів, яка може досягати 10-12 км і більше. Багато авторів визнають тектонічний режим в археї як геосинклінальний, хоча його визначають і як протогеосінклінальний, тобто продгеосінклінальний.
У результаті дії геосинклінального процесу, що включає в себе складчастість, метаморфізм і гранітизації, відбувалася консолідація великих областей земної кори. Вона супроводжувалася збільшенням мас гірських порід гранітного шару материкової кори, зростанням її потужності і підняттям поверхні над рівнем моря.
Геосинклінальний процес - це складний багатофазові циклічний тектонічний процес, диференційований на дві основні стадії: власне геосинклінальної і орогенний. Перша стадія - це інтенсивне прогинання поверхні та накопичення потужних осадових і вулканогенних порід. Освіта на місці прогину гірських вовишенном, нерідко високогірного вигляду, дало підставу назвати другу стадію геосинклінального процесу орогенной стадією. Відповідно і геосинклінальний пояс отримує «перейменування»: у другій стадії своєї еволюції він називається орогенним поясом (тобто гірським поясом). Одночасно до нього застосуємо і термін «складчастий пояс». Ця назва зберігається за ним і для наступної фази руйнування гір, оскільки основна маса що складають пояс порід представлена складчастими комплексами. У цю фазу розвитку геосинклінальної структури рельєф являє собою денудаційну рівнину, або пенеплен, нерідко з химерними останцово формами.
Таким чином, розвиток геосинкліналі, тобто формування геосинклінальної тектонічної структури - основного елемента материкової кори, знаходиться в нерозривному зв'язку з еволюцією рельєфу. Кожній стадії і фазі розвитку геосинклінальної структури відповідає певна вираженість рельєфу поверхні.
Тектонічний процес нерозривно пов'язаний з геоморфологічними. Нерідко їх розглядають як єдиний процес - морфотектогенез, що має два результати дії - тектонічну структуру земної кори і макрорельєф земної поверхні.
Протягом геологічної історії основним тектонічним процесом формування земної кори материків був геосинклінальний. Він розвивався циклічно. У кожному наступному тектонічному циклі геосинклінальні прогини зазвичай мігрували на інші, менш консолідовані ділянки материкової кори. Відбувалося також закладення нових геосинклінальних прогинів на океанічної корі перехідних областей від материка до океану.
Сучасний стан Землі характеризується високою тектонічною активністю. Правда, в порівнянні з ранньої історією й архе, коли у величезних масштабах відбувалося розплавлення речовини надр, сучасний вулканізм має менший масштаб. Тим не менш він активно проявляється у всіх діючих геосинкліналях, а почасти й на платформах. Дуже інтенсивний вулканізм і магматизм в цілому притаманні і серединно-океанічним хребтам - їх осьовий, рифтової зоні. Прикладом може служити вулканічний район острова Ісландія.
На відміну від вулканізму тектонічні рухи земної кори в новітній час досягли свого апогею. Створені неотектонічних рухами гірські ланцюги - Гімалаї, Каракорум, Анди, Кордильєри та інші - представляють собою найбільш потужні споруди за всю геологічну історію.
Починаючи з мезозою велика тектонічна активність захопила і океанічну кору. В осьових зонах океанів утворилися глибинні розломи типу рифтів, що мають тенденцію до розширення. Виникли серединно-океанічні хребти, що утворили глобальну систему загальною довжиною більше 60 тис. км.
В даний час сучасну структуру земної кори материків розглядають як результат дії геосинклінального процесу. Різниця окремих частин материкової кори визначається віком їх консолідації, тобто проявом заключної фази геосинклінального розвитку. У такому аспекті побудовані всі тектонічні карти материків або їх окремих частин.
Останній з семи основних тектонічних етапів розвитку земної кори називають мезо-кайнозойських, континентально-океанічним етапом, він охоплює 250 млн. років. Це невеликий відрізок історії Землі, і особливість його в тому, що поруч із триваючим геосинклінальним розвитком материків, а почасти й океану в рух прийшла і літосфера океанічних западин.
3. Вплив сонячної активності на земні процеси
Рівень сонячної активності (число активних областей і сонячних плям, кількість і потужність сонячних спалахів і т.д.) змінюється з періодом близько 11 років. Існують також слабкі коливання величини максимумів 11-річного циклу з періодом близько 90 років. На Землі 11-річний цикл простежується на цілому ряді явищ органічної та неорганічної природи (зміни магнітного поля, полярні сяйва, обурення іоносфери, зміна швидкості росту дерев з періодом близько 11 років, встановленим за чередованиям товщини річних кілець, і т.д.). На земні процеси мають також вплив окремі активні області на Сонці і які у них короткочасні, але іноді дуже потужні спалахи. Час існування окремої магнітної області на Сонці може досягати одного року. Викликаються цією областю обурення у магнітосфері й верхній атмосфері Землі повторюються через 27 діб (з піднаглядним з Землі періодом обертання Сонця). Найбільш потужні прояви сонячної активності - сонячний (хромосферні) спалахи відбуваються нерегулярно (частіше поблизу періодів максимальної активності), тривалість їх складає 5-40 хвилин, рідко кілька годин. Енергія хромосферної спалаху може досягати 1025 джоулів, з виділяється при спалаху енергії лише 1-10% припадає на електромагнітне випромінювання в оптичному діапазоні.Сталість енергії, одержуваної Землею від Сонця, забезпечує стаціонарність теплового балансу Землі. Сонячна активність істотно не позначається не енергетиці Землі як планети, але окремі компоненти випромінювання хромосферних спалахів можуть мати значний вплив на багато фізичні, біофізичні та біохімічні процеси на Землі.
Короткохвильове випромінювання і сонячні космічні промені (у високих широтах) іонізують земну атмосферу, що призводить до коливань її прозорості в ультрафіолетовому та інфрачервоному діапазонах, а також до змін умов розповсюдження коротких радіохвиль (у ряді випадків спостерігаються порушення короткохвильового радіозв'язку).
Посилення сонячного вітру, викликане спалахом, призводить до стиснення магнітосфери Землі з сонячної сторони, посиленню струмів на її зовнішній межі, часткового проникненню часток сонячного вітру в глиб магнітосфери, поповненню частинками високих енергій радіаційних поясів Землі і т.д. Ці процеси супроводжуються коливаннями напруженості геомагнітного поля (магнітною бурею), полярними сяйвами та іншими геофізичними явищами, що відображають загальне обурення магнітного поля Землі. Так, була встановлена кореляція між 11-річним циклом сонячної активності і землетрусами, врожаями сільгоспкультур, числом серцево-судинних захворювань і т.д. Ці дані вказують на постійне дію сонячно-земних зв'язків.
Висновок
Порівняння фізичних характеристик планет внутрішньої (земної) групи Сонячної системи дозволило виявити ряд загальних закономірностей їх походження і подальшої еволюції. У ранню історію свого існування всі планети пережили три загальні для них фази розвитку: 1 - фазу акреції; 2 - фазу розплавлення зовнішньої сфери (а можливо, і надр) і 3 - «місячну фазу» (стадію первинної кори). Сукупність цих фаз становить ранню історію планет. У ранню історію Земля у своєму розвитку не відрізнялася від інших планет.До числа загальних закономірностей розвитку планет земної групи належать такі.
1. Усі планети відбулися з єдиного протопланетного газопилової хмари (туманності) у результаті його конденсації і акреції утворюватися згустків матеріалу і розсіяного речовини. Більш великі скупчення росли швидше за рахунок приєднання до себе менших агрегатів і розсіяного матеріалу і перетворювалися на зародки планет - планетезимали.
2. У кінці стадії акреції, тобто приблизно 4,5 млрд. років тому, під впливом швидкого накопичення теплової енергії за рахунок трансформованому метеоритної кінетичної енергії зовнішня оболонка планет зазнала повне розплавлення.
3. У результаті подальшого охолодження зовнішніх шарів літосфери утворилася кора. До її складу увійшли більш легкі компоненти основної магми. Більш важкі завдяки гравітаційної диференціації сконцентрувалися нижче кори, утворивши мантію планет. На цей же період припадає розплавлення і центральній області планет за рахунок накопичення радіогенний і гравітаційної енергії. Таким чином, на ранньому етапі існування планет відбулася диференціація їх речовини на ядро, мантію і кору.
4. На відміну від «сухих» планет - Місяця, Меркурія, Марса і Венери (на Землі у великій кількості є рідка вода) Землю цілком можна назвати океанічної планетою. Важливо, що вся її маса знаходиться в активному глобальному кругообігу.
5. З циркуляцією води у зовнішній області Землі пов'язано функціонування на нашій планеті потужного комплексу екзогенних процесів, що надають величезний вплив на інші компоненти - літосферу, органічний світ, залучення їх в глобальні кругообіги.
6. У своїй сукупності приватні компонентні кругообіг утворюють на Землі загальний, глобальний кліматичний кругообіг речовини та енергії, який формує природне середовище або географічну оболонку і забезпечує її функціонування.
7. Завдяки збігу низки сприятливих обставин (наявності рідкої води, помірного стабільному тепловому режиму) на Землі виникла і розвинулася життя, з'явився і швидко еволюціонував чоловік. Він є не тільки компонентом природи, а й могутнім чинником її перетворення.
Список літератури
1. Камшілов М.М. Еволюція біосфери. - М., 1999.2. Криволуцкий А.В. Блакитна планета: (Земля серед планет. Географічний аспект). - М., 1998.
3. Монин А.С. Популярна історія Землі. - М., 1997.
4. Рання історія Землі. - М., 1998.
5. Сонячна система. - М., 2000.
6. Шкловський І.С. Всесвіт, життя, розум. - М., 1980.