Принципиальное строение земли. Строение земли - реферат. Температура. Источники тепловой энергии

Внутреннее строение Земли

Недавно американский геофизик М. Херндон высказал гипотезу о том, что в центре Земли находится естественный «ядерный реактор» из урана и плутония (или тория) диаметром всего 8 км. Эта гипотеза способна объяснить инверсию земного магнитного поля, происходящую каждые 200 000 лет. Если это предположение подтвердится, то жизнь на Земле может завершиться на 2 млрд. лет ранее, чем предполагалось, так как и уран, и плутоний сгорают очень быстро. Их истощение приведет к исчезновению магнитного поля, защищающего 3емлю от коротковолнового солнечного излучения и, как следствие, к исчезновению всех форм биологической жизни. Эту теорию прокомментировал член-корреспондент РАН В.П. Трубицын: «И уран, и торий - очень тяжелые элементы, которые в процессе дифференциации первичного вещества планеты могут опуститься к центру Земли. Но на атомном уровне они увлекаются с легкими злементами, которые выносятся в земную кору, поэтому все урановые месторождения и находятся в самом верхнем слое коры. То есть если бы и эти элементы были сосредоточены в виде скоплений, они могли бы опуститься в ядро, но, по сложившимся представлениям, их должно быть небольшое количество. Таким образом, для того чтобы делать заявления об урановом ядре Земли, необходимо дать более обоснованную оценку количества урана, ушедшего в железное ядро. Следует также Строение Земли

Осенью 2002 года профессор Гарвардского университета А. Дзевонски и его студент М. Исии на основании анализа данных от более чем 300 000 сейсмических явлений, собранных за 30 лет, предложили новую модель, согласно которой в пределах внутреннего ядра лежит так называемое «самое внутреннее» ядро, имеющее около 600 км в поперечнике: Его наличие может быть доказательством существования двух этапов развития внутреннего ядра. Для подтверждения подобной гипотезы необходимо разместить по всему земному шару еще большее число сейсмографов, чтобы nровести более детальное выделение анизотропии (зависимость физических свойств вещества от направления внутри него), которая характеризует самый центр Земли.

Индивидуальное лицо планеты, подобно облику живого существа, во многом определяется внутренними факторами, возникающими в ее глубоких недрах. Изучать эти недра очень трудно, так как материалы, из которых состоит Земля, непрозрачны и плотны, поэтому объем прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограничен. К их числу относятся: так называемый минеральный агрегат (крупные составные части породы) из природной сверхглубокой скважины - кимберлитовой трубки в Лecoтo (Южная Африка), который рассматривается как представитель пород, залегающих на глубине порядка 250 км, а также керн (цилиндрическая колонка горной породы), поднятый из глубочайшей в мире скважины (12 262 м) на Кольском полуострове. Исследование сверхглубин планеты этим не ограничивается. В 70-е годы ХХ века научное континентальное бурение производилось на на территории Азербайджана - Сааблинская скважина (8 324 м). А в Баварии в начале 90-х годов прошлого века была заложена сверхглубокая скважина КТБ-Оберпфальц размером более 9 000 м.

Существует много остроумных и интересных методов изучения нашей планеты, но основная информация о ее внутреннем строении получена в результате исследований сейсмических волн, возникающих при землетрясениях и мощных взрывах. Каждый час в различных точках Земли регистрируется около 10 колебаний земной поверхности. При этом возникают сейсмические волны двух типов: продольные и поперечные. В твердом веществе могут распространиться оба типа волн, а вот в жидкостях - только продольные. Смещения земной поверхности регистрируются сейсмографами, установленными по всему земному шару. Наблюдения скорости, с которой волны проходят сквозь 3емлю, позволяют геофизикам определить плотность и твёрдость пород на глубинах, недоступных прямым исследованиям. Сопоставление плотностей, известных по сейсмическим данным и полученным в ходе лабораторных экспериментов с горными породами (где моделируются температура и давление, соответствующие определенной глубине 3емли), позволяет сделать вывод о вещественном составе земных недр. Новейшие данные геофизики и эксперименты, связанные с исследованием структурных превращений минералов, позволили смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли.

Еще в XVII веке удивительное совпадение очертаний береговых линий западного побережья Африки и восточного побережья Южной Америки наводило некоторых ученых на мысль о том, что континенты «гуляют» по планете. Но только три века спустя, в 1912 году, немецкий метеоролог Альфред Лотар Вегенер подробно изложил свою гипотезу континентального дрейфа, согласно которой относительное положение континентов менялось на протяжении истории 3емли. Одновременно он выдвинул множество аргументов в пользу того, что в далеком прошлом континенты были собраны вместе. Помимо сходства береговых линий им были обнаружены соответствие геологических структур, непрерывность реликтовых горных хребтов и тождественность ископаемых остатков на разных континентах. Профессор Вегенер активно отстаивал идею о существовании в прошлом единого суперконтинента Пангея, его расколе и последующем дрейфе образовавшихся континентов в разные стороны. Но эта необычная теории не была воспринята всерьез, потому что с точки зрения того времени казалось совершенно непостижимым, чтобы гигантские континенты могли самостоятельно перемещаться по планете. К тому же сам Вегенер не смог предоставить подходящий «механизм», способный двигать континенты.

Возрождение идей этого ученого произошло в результате исследований дна океанов. Дело в том, что наружный рельеф континентальной коры хорошо известен, а вот океанское дно, в течение многих веков надежно укрытое многокилометровой толщей воды, оставалось недоступным для изучения и служило неисчерпаемым источником всевозможных легенд и мифов. Важным шагом вперёд в изучении его рельефа явилось изобретение прецизионного эхолота, с помощью которого стало возможным непрерывно измерять и регистрировать глубину дна по линии движения судна. Одним из поразительных результатов интенсивного исследования дна океанов стали новые данные о его топографии. Сегодня топографию океанского дна легче картировать благодаря спутникам, очень точно измеряющим «высоту» морской поверхности: ее в точности отображают различия уровня моря от места к месту. Вместо плоского, лишенного каких-либо особых примет, прикрытого илом дна обнаружились глубокие рвы и крутые обрывы, гигантские горные хребты и крупнейшие вулканы. Особенно явственно выделяется па картах Срединно-Атлантический горный хребет, рассекающий Атлантический океан точно посередине.

Оказалось, что дно океана стареет по мере удаления от срединно-океанического хребта, «расползаясь» от его центральной зоны со скоростью несколько сантиметров в год. Действием этого процесса можно объяснить сходство очертаний континентальных окраин, если предполагать, что между частями расколовшегося континента образуется новый океанический хребет, а океаническое дно, наращиваемое симметрично с обеих сторон, формирует новый океан. Атлантический океан, посреди которого лежит Срединно-Атлантический хребет, вероятно, возник именно таким образом. Но если площадь морского дна увеличивается, а Земля не расширяется, то что-то в глобальной коре должно разрушаться, чтобы скомпенсировать этот процесс. Именно это и происходит на окраинах большей части Тихого океана. 3десь литосферные плиты сближаются, и одна из сталкивающихся плит погружается под другую и уходит глубоко внутрь Земли. Такие участки столкновения отмечаются активными вулканами, которые протянулись вдоль берегов Тихого океана, образуя так называемое «огненное кольцо».

Непосредственное бурение морского дна и определение возраста поднятых пород подтвердили результаты палеомагнитных исследований. Эти факты легли в основу теории новой глобальной тектоники, или тектоники литосферных плит, которая произвела настоящую революцию в науках о 3емле и принесла новое представление о внешних оболочках планеты. Главной идеей этой теории являются горизонтальные движения плит.

Как рождалась земля

Согласно современным космологическим представлениям 3емля образовалась вместе с другими планетами около 4,5 млрд. лет назад из кусков и обломков, вращавшихся вокруг молодого Солнца. Она разрасталась, захватывая вещество, находившееся вокруг, пока не достигла своего нынешнего размера. Вначале процесс разрастания происходил очень бурно, и непрерывный дождь падающих тел должен был привести к ее значительному нагреванию, так как кинетическая энергия частиц превращалась в тепло. При ударах возникали кратеры, причем выбрасываемое из них вещество уже не могло преодолеть силу земного притяжения и падало обратно, и чем крупнее были падающие тела, тем сильнее разогревали они Землю. Энергия падающих тел освобождалась уже не на поверхности, а в глубине планеты, не успевая излучиться в пространство. Хотя первоначальная смесь веществ могла быть однородной в большом масштабе, разогрев земной массы вследствие гравитационного сжатия и бомбардировки ее обломками привел к расплавлению смеси и возникшие жидкости под действием тяготения отделялись от оставшихся твердых частей. Постепенное перераспределение вещества по глубине в соответствии с плотностью должно было привести к его расслоению на отдельные оболочки. Более легкие вещества, богатые кремнием, отделялись от более плотных, содержащих железо и никель, и образовывали первую земную кору. Спустя примерно миллиард лет, когда 3емля существенно охладилась, земная кора затвердела, превратившись в прочную внешнюю оболочку планеты. Остывая, 3емля выбрасывала из своего ядра множество различных газов (обычно это происходило при извержении вулканов) - легкие, такие как водород и гелий, большей частью улетучивались в космическое пространство, но так как сила притяжения 3емли была уже достаточно велика, то удерживала у своей поверхности более тяжелые. Они как раз и составили основу земной атмосферы. Часть водяных паров из атмосферы сконденсировалась, и на 3емле возникли океаны.

Что сейчас?

Земля - не самая большая, но и не самая маленькая планета среди своих соседей. Экваториальный радиус ее, равный 6378 км, из-за центробежной силы, создаваемой суточным вращением, больше полярного на 21 км. Давление в центре Земли составляет 3 млн. атм., а плотность вещества - около 12 г/см3. Масса нашей планеты, найденная путем экспериментальных измерений физической постоянной тяготения и ускорения силы тяжести на экваторе, составляет 6*1024 кг, что соответствует средней плотности вещества 5,5 г/см3. Плотность минералов на поверхности приблизительно вдвое меньше средней плотности, а значит, плотность вещества в центральных областях планеты должна быть выше среднего значения. Момент инерции Земли, зависящий от распределения плотности вещества вдоль радиуса, также свидетельствует о значительном увеличении плотности вещества от поверхности к центру. Из недр Земли постоянно выделяется тепловой поток, а так как тепло может передаваться только от горячего к холодному, то температура в глубине планеты должна быть выше, чем на ее поверхности. Глубокое бурение показало, что температура с глубиной увеличивается примерно на 20°С на каждом километре и меняется от места к месту. Если бы увеличение температуры продолжалось непрерывно, то в самом центре Земли она достигла бы десятков тысяч градусов, однако геофизические исследования показывают, что в действительности температура здесь должна составлять несколько тысяч градусов.

Толщина Земной коры (внешней оболочки) изменяется от нескольких километров (в океанических областях) до нескольких десятков километров (в горных районах материков). Сфера земной коры очень небольшая, на ее долю приходится всего около 0,5% общей массы планеты. Основной состав коры - это окислы кремния, алюминия, железа и щелочных металлов. В составе континентальной коры, содержащей под осадочным слоем верхний (гранитный) и нижний (базальтовый), встречаются наиболее древние породы Земли, возраст которых оценивается более чем в 3 млрд. лет. Океаническая же кора под осадочным слоем содержит в основном один слой, близкий по составу к базальтовым. Возраст осадочного чехла не превышает 100-150 миллионов лет.

От низлежащей мантии земную кору отделяет во вмогом еще загадочный Слой Мохо (назван так в честь сербского сейсмолога Мохоровичича, открывшего его в 1909 году), в котором скорость распространения сейсмических волн скачкообразно увеличивается.

На долю Мантии приходится около 67% общей массы планеты. Твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, совместно с земной корой называют литосферой - самой жесткой оболочкой Земли. Под ней отмечен слой, где наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн, что говорит о своеобразном состоянии вещества. Этот слой, менее вязкий и более пластичный по отношению к выше и ниже лежащим слоям, называют астеносферой. Считается, что вещество мантии находится в непрерывном движении, и высказывается предположение, что в относительно глубоких слоях мантии с ростом температуры и давления происходит переход вещества в более плотные модификации. Такой переход подтверждается и экспериментальными исследованиями.

В нижней мантии на глубине 2900 км отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности, а поперечные волны сдесь исчезают совсем, что указывает на смену вещественного состава пород. Это внешняя граница ядра Земли.

Земное ядро открыто в 1936 году. Получить его изображение было чрезвычайно трудно из-за малого числа сейсмических волн, достигавших его и возвращавшихся к поверхности. Кроме того, экстремальные температуры и давления ядра долгое время трудно было воспроизвести в лаборатории. Земное ядро разделяется на 2 отдельные области: жидкую (ВНЕШНЕЕ ЯДРО) и твердую (BHУTPEHHE), переход между ними лежит на глубине 5156 км. Железо - элемент, который соответствует сейсмическим свойствам ядра и обильно распространен во Вселенной, чтобы представить в ядре планеты приблизительно 35% ее массы. По современным данным, внешнее ядро представляет собой вращающиеся потоки расплавленного железа и никеля, хорошо проводящие электричество. Именно с ним связывают происхождение земного магнитного поля, считая, что, электрические токи, текущие в жидком ядре, создают глобальное магнитное поле. Слой мантии, находящийся в соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре выше, чем в мантии. Местами этот слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли тепломассопотоки - плюмы.

ВНУТРЕННЕЕ ТВЕРДОЕ ЯДРО не связано с мантией. Полагают, что его твердое состояние, несмотря на высокую температуру, обеспечивается гигантским давлением в центре Земли. Высказываются предположения о том, что в ядре помимо железоникелевых сплавов должны присутствовать и более легкие элементы, такие как кремний и сера, а возможно, кремний и кислород. Вопрос о состоянии ядра 3емли до сих пор остается дискуссионным. По мере удаления от поверхности увеличивается сжатие, которому подвергается вещество. Расчеты показывают, что в земном ядре давление может достигать 3 млн. атм. При зтом многие вещества как бы металлизируются - переходят в металлическое состояние. Существовала даже гипотеза, что ядро Земли состоит из металлического водорода.

Чтобы понять каким образом геологи создали модель строения Земли, надо знать основные свойства и их параметры, характеризующие все части Земли. К таким свойствам (или характеристикам) относятся:

1. Физические - плотность, упругие магнитные свойства, давление и температура.

2. Химические - химический состав и химические соединения, распределение химических элементов в Земле.

Исходя из этого, определяется выбор методов исследования состава и строения Земли. Кратко рассмотрим их.

Прежде всего, отметим, что все методы разделяются на:

· прямые - опираются на непосредственное изучение минералов и горных пород и их размещении в толщах Земли;

· косвенные - основаны на изучении физических и химических параметров минералов, пород и толщ с помощью приборов.

Прямыми методами мы можем изучить лишь верхнюю часть Земли, т.к. самая глубокая скважина (Кольская) достигла~12 км. О более глубоких частях можно судить по вулканическим извержениям.

Глубинное внутреннее строение Земли изучается косвенными методами, в основном комплексом геофизических методов. Рассмотрим основные из них.

1.Сейсмический метод (греч. сейсмос - трясение) - опирается на явление возникновения и распространения упругих колебаний (или сейсмических волн) в различных средах. Упругие колебания возникают в Земле при землетрясениях, падениях метеоритов или взрывах и начинают распространяться с разной скоростью от очага их возникновения (очага землетрясения) до поверхности Земли. Выделяют два типа сейсмических волн:

1-продольные P-волны (самые быстрые), проходят через все среды - твердые и жидкие;

2-поперечные S-волны, более медленные и проходят только через твердые среды.

Сейсмические волны при землетрясениях возникают на глубинах от 10 км до 700 км. Скорость сейсмических волн зависит от упругих свойств и плотности горных пород, которые они пересекают. Достигая поверхности Земли, они как бы просвечивают ее и дают представление о той среде, которую пересекли. Изменение скоростей дает представление о неоднородности и расслоенности Земли. Кроме изменения скоростей, сейсмические волны испытывают преломление, проходя через неоднородные слои или отражение от поверхности, разделяющей слои.

2.Гравиметрический метод основан на изучении ускорения силы тяжести Dg, которое зависит не только от географической широты, но и от плотности вещества Земли. На основании изучения этого параметра установлена неоднородность в распределении плотности в разных частях Земли.

3.Магнитометрический метод - основан на изучении магнитных свойств вещества Земли. Многочисленные измерения показали, что различные горные породы отличаются друг от друга по магнитным свойствам. Это приводит к образованию участков с неоднородными магнитными свойствами, которые позволяют судить о строении Земли.

Сопоставляя все характеристики, ученые создали модель строения Земли, в которой выделяют три главные области (или геосферы):

1-Земная кора, 2-Мантия Земли, 3-Ядро Земли.

Каждая из них в свою очередь разделяется на зоны или слои. Рассмотрим их и основные параметры суммируем в таблице.

1. Земная кора (слой А)- это верхняя оболочка Земли, ее мощность колеблется от 6-7км до 75км.

2.Мантия Земли подразделяется на верхнюю (со слоями: В и С) и нижнюю (слой D).

3. Ядро - подразделяется на внешнее (слой Е) и внутреннее (слой G), между которыми располагается переходная зона - слой F.

Границей между земной корой и мантией является раздел Мохоровичича, между мантией и ядром также резкая граница- раздел Гуттенберга.

Из таблицы видно, что скорость продольных и поперечных волн возрастает от поверхности к более глубоким сферам Земли.

Особенностью верхней мантии является наличие зоны, в которой резко падает скорость поперечных волн до 0.2-0.3 км/сек. Это объясняется тем, что наряду с твердым состоянием, мантия частично представлена расплавом. Этот слой пониженных скоростей называют астеносферой . Его мощность 200-300 км, глубина 100-200 км.

На границе мантии и ядра происходит резкое снижение скорости продольных волн и затухание скорости поперечных волн. На основании этого сделано предположение, что внешнее ядро находится в состоянии расплава.

Средние значения плотности по геосферам показывают ее возрастание к ядру.

О химическом составе Земли и ее геосфер дают представление:

1- химический состав земной коры,

2 - химический состав метеоритов.

Химический состав земной коры изучен достаточно детально - известен ее валовый химический состав и роль химических элементов в минерало- и породообразовании. Труднее обстоит дело с изучением химического состава мантии и ядра. Прямыми методами мы этого пока сделать не можем. Поэтому применяют сравнительный подход. Исходным положением является предположение о протопланетном сходстве между составом метеоритов, упавших на землю, и внутренних геосфер Земли.

Все метеориты, попавшие на Землю, по составу делятся на типы:

1-железные, состоят из Ni и 90% Fe;

2-железокаменные (сидеролиты) состоят из Fe и силикатов,

3-каменные, состоящие из Fe-Mg силикатов и включений никелистого железа.

На основании анализа метеоритов, экспериментальных исследований и теоретических расчетов ученые предполагают (по таблице), что химический состав ядра - это никелистое железо. Правда, в последние годы высказывается точка зрения, что кроме Fe-Ni в ядре могут быть примеси S, Si или О. Для мантии химический спектр определяется Fe-Mg силикатами, т.е. своеобразный оливино-пироксеновый пиролит слагает нижнюю мантию, а верхнюю - породы ультраосновного состава.

Химический состав земной коры включает максимальный спектр химических элементов, который выявляется в многообразии минеральных видов, известных к настоящему времени. Количественное соотношение между химическими элементами достаточно велико. Сравнение наиболее распространенных элементов в земной коре и мантии показывает, что ведущую роль играют Si, Al и О 2 .

Таким образом, рассмотрев основные физические и химические характеристики Земли, мы видим, что их значения неодинаковы, распределяются зонально. Тем самым, давая представление о неоднородном строении Земли.

Строение Земной коры

Рассмотренные нами ранее типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические участвуют в строении земной коры. По своим физико-химическим параметрам все породы земной коры группируются в три крупных слоя. Снизу вверх это: 1-базальтовый, 2-гранито-гнейсовый, 3-осадочный. Эти слои в земной коре размещены неравномерно. Прежде всего, это выражается в колебаниях мощности каждого слоя. Кроме того, не во всех частях наблюдается полный набор слоев. Поэтому более детальное изучение позволило по составу, строению и мощности выделить четыре типа земной коры: 1-континентальный, 2-океанский, 3-субконтинентальный, 4-субокеанский.

1. Континентальный тип - имеет мощность 35-40 км до 55-75 км в горных сооружениях, содержит в своем составе все три слоя. Базальтовый слой состоит из пород типа габбро и метаморфических пород амфиболитовой и гранулитовой фаций. Называется он так потому, что по физическим параметрам он близок базальтам. Гранитный слой по составу - это гнейсы и гранито-гнейсы.

2.Океанский тип - резко отличается от континентального мощностью (5-20 км, средняя 6-7 км) и отсутствием гранито-гнейсового слоя. В его строении участвуют два слоя: первый слой осадочный, маломощный (до 1 км), второй слой - базальтовый. Некоторые ученые выделяют третий слой, который является продолжением второго, т.е. имеет базальтовый состав, но сложен ультраосновными породами мантии, подвергшихся серпентинизации.

3.Субконтинентальный тип - включает все три слоя и этим близок к континентальному. Но отличается меньшей мощностью и составом гранитного слоя (меньше гнейсов и больше вулканических пород кислого состава). Этот тип встречается на границе континентов и океанов с интенсивным проявлением вулканизма.

4. Субокеанский тип - располагается в глубоких прогибах земной коры (внутриконтинентальные моря типа Черного и Средиземного). От океанского типа отличается большей мощностью осадочного слоя до 20-25 км.

Проблема формирования земной коры .

По Виноградову- процесс формирования земной коры происходил по принципу зонной плавки . Суть процесса: вещество Протоземли, близкое к метеоритному, в результате радиоактивного прогрева расплавлялось и более легкая силикатная часть поднималась к поверхности, а Fe-Ni концентрировалась в ядре. Таким образом, происходило формирование геосфер.

Следует отметить, что земная кора и твердая часть верхней мантии объединяются в литосферу , ниже которой располагается астеносфера .

Тектоносфера - это литосфера и часть верхней мантии до глубин 700км (т.е. до глубины самых глубоких очагов землетрясений). Названа так потому, что здесь происходят основные тектонические процессы, определяющие перестройку этой геосферы.

Астрономы изучают космос, получают инфор-мацию о планетах и звездах несмотря на их огром-ную удалённость. При этом на самой Земле не меньше тайн, чем во Вселенной. И сегодня учёные не знают, что внутри нашей планеты. Наблюдая, как выливается лава при извержении вулкана, можно подумать, что внутри Земля тоже расплав-ленная. Но это не так.

Ядро. Центральная часть земного шара называ-ется ядром (рис. 83). Его радиус составляет около 3 500 км. Учёные полагают, что внешняя часть ядра находится в расплавленно-жидком состоя-нии, а внутренняя — в твёрдом. Температура в нём достигает +5 000 °С. От ядра к поверхности Земли температура и давление постепенно снижаются.

Мантия. Ядро Земли покрыто мантией. Её толща составляет приблизительно 2 900 км. Мантию, как и ядро, никто никогда не видел. Но предполага-ют, что чем ближе к центру Земли, тем давление в ней выше, а температура — от нескольких сотен до -2 500 °С. Считают, что мантия твёрдая, но одно-временно раскалённая.

Земная кора. Поверх мантии наша планета покрыта корой. Это верхний твёрдый слой Зем-ли. По сравнению с ядром и мантией земная кора очень тонкая. Её толща составляет лишь 10-70 км. Но это та земная твердь, по которой мы ходим, те-кут реки, на ней построены города.

Земная кора образована различными вещества-ми. Она состоит из минералов и горных пород. Не-которые из них вам уже известны (гранит, песок, глина, торф и др.). Минералы и горные породы раз-личаются по цвету, твёрдости, строению, темпе-ратуре плавления, растворимости в воде и другим свойствам. Многие из них человек широко исполь-зует, например как топливо, в строительстве, для получения металлов. Материал с сайта

Гранит

Песок

Торф

Верхний слой земной коры видно в отложениях на склонах гор, крутых берегах рек, карьерах (рис. 84). А заглянуть в глубь коры помогают шахты и буровые скважины, которые используют для добычи полез-ных ископаемых, например, нефти и газа.

Результатом геологического развития Земли стало формирование самых верхних оболочек - атмосферы, гидросферы и литосферы. Это произошло в результате остывания поверхности Земли и привело к образованию первичной базальтовой или близкой к ней по составу коры Земли. Почти одновременно за счет конденсации водяных паров образовалась водная оболочка планеты - гидросфера.

Образование и строение литосферы. Земная кора образована горными породами, имеющими различные формы залегания. Породы лежат горизонтальными слоями или нарушены разломами и смяты складками. Залегание горных пород чаще всего обусловлено внутренними (эндогенными) силами. Строение земной коры, созданное эндогенными процессами, называется тектоническим строением, или тектоникой.

Современный рельеф планеты складывался на протяжении многих сотен миллионов лет и продолжает видоизменяться под влиянием совместного действия на ее поверхности тектонических, гидросферных, атмосферных и биологических процессов. Начало этому было положено около 3,5 млрд. лет назад, когда начали формироваться вулканические дуги. Формирование вулканических дуг происходило на первичной остаточной или вторичной коре, образованной при растяжении океанической коры над зонами подлезания (столкновения литосферных плит и подлезания их друг под друга с образованием вулканической дуги). В результате примерно 2,7-2,5 млрд. лет назад возникли значительные площади континентальной коры, которые, по-видимому, соединились в единый суперконтинент - первую Пангею в истории Земли. Толщина этой коры уже достигала современной толщины в 35-40 км. Ее нижняя часть под влиянием высоких давлений и температур испытывала значительные превращения, а на средних уровнях произошло выплавление больших масс гранита.

Следующий важный момент в развитии Земли имел место примерно 2,5 млрд. лет назад. Возникший на предыдущем этапе суперконтинент - первая Пангея - претерпел существенные изменения и 2,2 млрд. лет назад распался на отдельные, относительно небольшие континенты, разделенные бассейнами с новообразованной океанической корой. Отдельные следы этих этапов тектоники плит можно обнаружить и сейчас. Первый этап (до возникновения Пангеи) принято называть эмбриональной тектоникой плит, а второй - тектоникой малых плит. К концу второго периода, около 1,7 млрд. лет назад, континенты вновь слились в единый суперконтинент. Образовалась Пангея-Н. Ее распад начался около 1 млрд. лет назад, хотя частичные разъединения и воссоединения могли иметь место и до этого.

В интервале 1-0,6 млрд. лет назад структурный план Земли претерпел радикальные изменения и существенно приблизился к современному. С этого момента началась полномасштабная тектоника плит. Она связана с тем, что литосфера Земли разделена на ограниченное число крупных (5 тыс. км) и средних (1 тыс. км) по размерам поперечника жестких и монолитных плит, которые расположены на более пластичной и вязкой оболочке - астеносфере. Литосферные плиты стали двигаться по астеносфере в горизонтальном направлении, образуя раздвижения и подлезания, которые в среднем компенсируют друг друга в масштабах планеты. Таким образом, в истории Земли как планеты неоднократно происходил процесс формирования и распада Пангеи. Длительность таких циклов составляет 500-600 млн. лет. На эту крупномасштабную периодичность накладывается периодичность меньших масштабов, связанная с растяжением и сжатием земной коры.

В результате тектонической активности рельеф земной поверхности сегодня характеризуется глобальной асимметрией двух полушарий (Северного и Южного): одно из них представляет собой гигантское пространство, заполненное водой. Это океаны, занимающие более 70% всей поверхности. В другом полушарии сосредоточены поднятия коры, образующие континенты. Глобальная асимметрия в строении поверхности нашей планеты была замечена давно, что позволило планетарный рельеф поделить на две основные области - океаническую и континентальную. Дно океанов и континенты отличаются друг от друга строением земной коры, химическим и петрографическим составом, а также историей геологического развития. Кора имеет повышенную мощность в области континентов и пониженную в областях океанического дна.

Средняя мощность континентальной коры - 35 км. Ее верхний слой богат гранитными породами, нижний - базальтовыми магмами. На дне океанов гранитный слой отсутствует, и земная кора состоит только из базальтового слоя. Ее мощность - 5-10 км. Кроме того, континентальная кора содержит больше радиоактивных элементов, генерирующих тепло, чем тонкая океаническая кора.

Земная кора, образующая верхнюю часть литосферы, в основном состоит из восьми химических элементов: кислорода, кремния, алюминия, железа, кальция, магния, натрия и калия. Половина всей массы коры приходится на кислород, который содержится в ней в связанном состоянии, главным образом, в виде окислов металлов.

Земная кора сложена горными породами различного типа и различного происхождения. Более 70% приходится на магматические породы, 20% - на метаморфические, 9% составляют осадочные породы.

Не следует забывать и о том, что поверхность Земли сложена из литосферных плит, число и положение которых менялось от эпохи к эпохе. Плита - это вся масса земной коры и подстилающей мантии, которые движутся как единое целое по поверхности Земли. Сегодня выделяют 8-9 больших плит и более 10 малых. Плиты медленно перемещаются горизонтально (глобальная тектоника плит). В районах рифтовых долин, где вещество мантии выносится наружу, плиты расходятся, а в местах, где горизонтальные смещения соседних плит оказываются встречными, они надвигаются друг на друга. Вдоль границ литосферных плит расположены зоны повышенной тектонической активности.

При движении плит сминаются их края, образуя горные хребты или целые горные области. Океанические плиты, берущие свое начало в рифтовых разломах, наращивают толщину по мере приближения к континентам. Они уходят под островные дуги или континентальную плиту, увлекая за собой накопившиеся осадочные породы. Вещество погружающейся плиты достигает в мантии глубин до 500-700 км, где оно начинает плавиться.

Положение земной коры между мантией и внешними оболочками – атмосферой, гидросферой и биосферой – обусловливает воздействие на нее внешних и внутренних сил Земли.

Строение земной коры неоднородно (рис. 19). Верхний слой, мощность которого колеблется от 0 до 20 км, сложен осадочными породами – песком, глиной, известняками и др. Это подтверждают данные, полученные при изучении обнажений и керна буровых скважин, а также результаты сейсмических исследований: породы эти рыхлые, скорость прохождения сейсмических волн невелика.

Рис. 19. Строение земной коры

Ниже, под материками, расположен гранитный слой, сложенный породами, плотность которых соответствует плотности гранита. Скорость прохождения сейсмических волн в этом слое, как и в гранитах, составляет 5,5–6 км/с.

Под океанами гранитный слой отсутствует, а на материках в некоторых местах он выходит на дневную поверхность.

Еще ниже расположен слой, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью 6,5 км/с. Эта скорость характерна для базальтов, поэтому, несмотря на то что слой сложен разными породами, его называют базальтовым.

Граница между гранитным и базальтовым слоями называется поверхностью Конрада . Этому разделу соответствует скачок скорости сейсмических волн от 6 до 6,5 км/с.

В зависимости от строения и мощности выделяют два вида коры – материковую и океаническую. Под материками кора содержит все три слоя – осадочный, гранитный и базальтовый. Ее мощность на равнинах достигает 15 км, а в горах увеличивается до 80 км, образуя «корни гор». Под океанами гранитный слой во многих местах вообще отсутствует, и базальты покрыты тонким чехлом осадочных пород. В глубоководных частях океана мощность коры не превышает 3–5 км, а ниже залегает верхняя мантия.

Мантия. Это промежуточная оболочка, расположенная между литосферой и ядром Земли. Нижняя ее граница проходит предположительно на глубине 2900 км. На мантию приходится более половины объема Земли. Вещество мантии находится в перегретом состоянии и испытывает огромное давление вышележащей литосферы. Мантия оказывает большое влияние на процессы, происходящие на Земле. В верхней мантии возникают магматические очаги, образуются руды, алмазы и другие ископаемые. Отсюда же на поверхность Земли поступает внутреннее тепло. Вещество верхней мантии постоянно и активно перемещается, вызывая движение литосферы и земной коры.

Ядро. В ядре различают две части: внешнюю, до глубины 5 тыс. км, и внутреннюю, до центра Земли. Внешнее ядро жидкое, так как через него не проходят поперечные волны, внутреннее – твердое. Вещество ядра, особенно внутреннего, сильно уплотнено и по плотности соответствует металлам, поэтому его и называют металлическим.

К физическим свойствам Земли относят температурный режим (внутреннюю теплоту), плотность и давление.

Внутренняя теплота Земли. По современным представлениям Земля после ее образования была холодным телом. Затем распад радиоактивных элементов постепенно разогревал ее. Однако в результате излучения тепла с поверхности в околоземное пространство происходило ее охлаждение. Образовались относительно холодная литосфера и земная кора. На большой глубине и сегодня высокие температуры. Рост температур с глубиной можно наблюдать непосредственно в глубоких шахтах и буровых скважинах, при извержении вулканов. Так, изливающаяся вулканическая лава имеет температуру 1200–1300 °C.

На поверхности Земли температура постоянно изменяется и зависит от притока солнечного тепла. Суточные колебания температур распространяются до глубины 1–1,5 м, сезонные – до 30 м. Ниже этого слоя лежит зона постоянных температур, где они всегда остаются неизменными и соответствуют среднегодовым температурам данной местности на поверхности Земли.

Глубина залегания зоны постоянных температур в разных местах неодинакова и зависит от климата и теплопроводности горных пород. Ниже этой зоны начинается повышение температур, в среднем на 30 °C через каждые 100 м. Однако величина эта непостоянна и зависит от состава горных пород, наличия вулканов, активности теплового излучения из недр Земли. Так, в России она колеблется от 1,4 м в Пятигорске до 180 м на Кольском полуострове.

Зная радиус Земли, можно подсчитать, что в центре ее температура должна достигать 200 000 °C. Однако при такой температуре Земля превратилась бы в раскаленный газ. Принято считать, что постепенное повышение температур происходит только в литосфере, а источником внутреннего тепла Земли служит верхняя мантия. Ниже рост температур замедляется, и в центре Земли она не превышает 50 000 °C.

Плотность Земли. Чем плотнее тело, тем больше масса единицы его объема. Эталоном плотности принято считать воду, 1 см 3 которой весит 1 г, т. е. плотность воды равна 1 г/с 3 . Плотность других тел определяется отношением их массы к массе воды такого же объема. Отсюда понятно, что все тела, имеющие плотность больше 1, тонут, меньше – плавают.

Плотность Земли в разных местах неодинакова. Осадочные породы имеют плотность 1,5–2 г/см 3 , а базальты – более 2 г/см 3 . Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см 3 – это в 2 с лишним раза больше плотности гранита . В центре Земли плотность слагающих ее пород возрастает и составляет 15–17 г/см 3 .

Давление внутри Земли. Горные породы, находящиеся в центре Земли, испытывают огромное давление со стороны вышележащих слоев. Подсчитано, что на глубине всего лишь 1 км давление составляет 10 4 гПа, а в верхней мантии оно превышает 6 * 10 4 гПа. Лабораторные эксперименты показывают, что при таком давлении твердые тела, например мрамор, изгибаются и могут даже течь, т. е. приобретают свойства, промежуточные между твердым телом и жидкостью. Такое состояние веществ называют пластическим. Данный эксперимент позволяет утверждать, что в глубоких недрах Земли материя находится в пластическом состоянии.

Химический состав Земли. В Земле можно найти все химические элементы таблицы Д. И. Менделеева. Однако количество их неодинаково, распределены они крайне неравномерно. Например, в земной коре кислород (О) составляет более 50 %, железо (Fе) – менее 5 % ее массы. Подсчитано, что базальтовый и гранитный слои состоят в основном из кислорода, кремния и алюминия, а в мантии возрастает доля кремния, магния и железа. В целом же принято считать, что на 8 элементов (кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, водород) приходится 99,5 % состава земной коры, а на все остальные – 0,5 %. Данные о составе мантии и ядра носят предположительный характер.

Земная кора только кажется неподвижной, абсолютно устойчивой. На самом же деле она совершает непрерывные и разнообразные движения. Некоторые из них происходят очень медленно и не воспринимаются органами чувств человека, другие, например землетрясения, носят обвальный, разрушительный характер. Какие же титанические силы приводят в движение земную кору?

Внутренние силы Земли, источник их происхождения. Известно, что на границе мантии и литосферы температура превышает 1500 °C. При этой температуре материя должна либо расплавиться, либо превратиться в газ. При переходе твердых тел в жидкое или газообразное состояние объем их должен увеличиваться. Однако этого не происходит, так как перегретые породы находятся под давлением вышележащих слоев литосферы. Возникает эффект «парового котла», когда стремящаяся расшириться материя давит на литосферу, приводя ее в движение вместе с земной корой. При этом чем выше температура, тем сильнее давление и тем активнее движется литосфера. Особенно сильные очаги давления возникают в тех местах верхней мантии, где концентрируются радиоактивные элементы, распад которых разогревает слагающие породы до еще более высоких температур. Движения земной коры под действием внутренних сил Земли называют тектоническими. Эти движения подразделяют на колебательные, складкообразовательные и разрывные.

Колебательные движения. Эти движения происходят очень медленно, незаметно для человека, поэтому их еще называют вековыми или эпейрогеническими. В одних местах земная кора поднимается, в других – опускается. При этом нередко поднятие сменяется опусканием, и наоборот. Проследить за этими движениями можно только по тем «следам», которые остаются после них на земной поверхности. Например, на побережье Средиземного моря, близ Неаполя, находятся развалины храма Сераписа, колонны которого источены морскими моллюсками на высоте до 5,5 м над уровнем современного моря. Это служит безусловным доказательством того, что храм, построенный в IV в., побывал на дне моря, а затем произошло его поднятие. Сейчас этот участок суши вновь опускается. Нередко на побережьях морей выше их современного уровня находятся ступени – морские террасы, созданные когда-то морским прибоем. На площадках этих ступеней можно найти остатки морских организмов. Это свидетельствует о том, что площадки террас когда-то были дном моря, а затем берег поднялся и море отступило.

Опускание земной коры ниже 0 м над уровнем моря сопровождается наступлением моря – трансгрессией, а поднятие – его отступлением – регрессией. В настоящее время в Европе поднятия происходят в Исландии, Гренландии, на Скандинавском полуострове. Наблюдениями установлено, что область Ботнического залива поднимается со скоростью 2 см в год, т. е. на 2 м в столетие. Одновременно с этим происходит опускание территории Голландии, Южной Англии, Северной Италии, Причерноморской низменности, побережья Карского моря. Признаком опускания морских побережий служит образование морских заливов в устьевых участках рек – эстуариев (губ) и лиманов.

При поднятии земной коры и отступлении моря морское дно, сложенное осадочными породами, оказывается сушей. Так образуются обширные морские (первичные) равнины: например, Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Сибирская, Амазонская (рис. 20).

Рис. 20. Строение первичных, или морских, пластовых равнин

Складкообразовательные движения. В тех случаях, когда пласты горных пород достаточно пластичны, под действием внутренних сил происходит смятие их в складки. Когда давление направлено по вертикали, породы смещаются, а если в горизонтальной плоскости – сжимаются в складки. Форма складок бывает самой разнообразной. Когда изгиб складки направлен вниз, ее называют синклиналью, вверх – антиклиналью (рис. 21). Образуются складки на больших глубинах, т. е. при высоких температурах и большом давлении, а затем под действием внутренних сил они могут быть подняты. Так возникают складчатые горы Кавказские, Альпы, Гималаи, Анды и др. (рис. 22). В таких горах складки легко наблюдать там, где они обнажены и выходят на поверхность.

Рис. 21. Синклинальная (1) и антиклинальная (2) складки

Рис. 22. Складчатые горы

Разрывные движения. Если горные породы недостаточно прочны, чтобы выдержать действие внутренних сил, в земной коре образуются трещины – разломы и происходит вертикальное смещение горных пород. Опустившиеся участки называют грабенами, а поднявшиеся – горстами (рис. 23). Чередование горстов и грабенов создает глыбовые (возрожденные) горы. Примерами таких гор служат: Алтай, Саянские, Верхоянский хребет, Аппалачи в Северной Америке и многие другие. Возрожденные горы отличаются от складчатых как по внутреннему строению, так и по внешнему виду – морфологии. Склоны этих гор часто отвесные, долины, как и водоразделы, широкие, плоские. Пласты горных пород всегда смещены относительно друг друга.

Рис. 23. Возрожденные складчато-глыбовые горы

Опустившиеся участки в этих горах, грабены, иногда заполняются водой, и тогда образуются глубокие озера: например, Байкал и Телецкое в России, Танганьика и Ньяса в Африке.

При дальнейшем повышении температуры в недрах Земли горные породы, несмотря на высокое давление, расплавляются, образуя магму. При этом выделяется много газов. Это еще больше увеличивает и объем расплава, и его давление на окружающие породы. В результате очень плотная, насыщенная газами магма стремится туда, где давление меньше. Она заполняет трещины в земной коре, разрывает и приподнимает пласты слагающих ее пород. Часть магмы, не достигнув земной поверхности, застывает в толще земной коры, образуя магматические жилы и лакколиты. Иногда же магма вырывается на поверхность, и происходит ее извержение в виде лавы, газов, вулканического пепла, обломков горных пород и застывших сгустков лавы.

Вулканы. У каждого вулкана имеется канал, по которому происходит извержение лавы (рис. 24). Это жерло, которое всегда заканчивается воронкообразным расширением – кратером. Диаметр кратеров колеблется от нескольких сот метров до многих километров. Например, диаметр кратера Везувия – 568 м. Очень большие кратеры называют кальдерами. Например, кальдера вулкана Узона на Камчатке, которую заполняет озеро Кроноцкое, достигает 30 км в поперечнике.

Форма и высота вулканов зависят от вязкости лавы. Жидкая лава быстро и легко растекается и не образует горы конусообразной формы. Примером может служить вулкан Килауза на Гавайских островах. Кратер этого вулкана представляет собой округлое озеро диаметром около 1 км, заполненное клокочущей жидкой лавой. Уровень лавы, подобно воде в чаше родника, то опускается, то поднимается, выплескиваясь через край кратера.

Рис. 24. Вулканический конус в разрезе

Более широко распространены вулканы с вязкой лавой, которая, остывая, образует вулканический конус. Конус всегда имеет слоистое строение, которое свидетельствует о том, что излияния происходили многократно, а вулкан вырастал постепенно, от извержения к извержению.

Высота вулканических конусов колеблется от нескольких десятков метров до нескольких километров. Например, вулкан Аконкагуа в Андах имеет высоту 6960 м.

Гор-вулканов, действующих и потухших, насчитывается около 1500. Среди них такие гиганты, как Эльбрус на Кавказе, Ключевская Сопка на Камчатке, Фудзияма в Японии, Килиманджаро в Африке и многие другие.

Большая часть действующих вулканов расположена вокруг Тихого океана, образуя Тихоокеанское «огненное кольцо», и в Средиземноморско-Индонезийском поясе. Только на Камчатке известно 28 действующих вулканов, а всего их более 600. Распространены действующие вулканы закономерно – все они приурочены к подвижным зонам земной коры (рис. 25).

Рис. 25. Зоны вулканизма и землетрясений

В геологическом прошлом Земли вулканизм был более активным, чем теперь. Кроме обычных (центральных) извержений происходили трещинные излияния. Из гигантских трещин (разломов) в земной коре, протянувшихся на десятки и сотни километров, лава извергалась на земную поверхность. Создавались сплошные или пятнистые лавовые покровы, выравнивающие рельеф местности. Толща лавы достигала 1,5–2 км. Так образовались лавовые равнины. Примером таких равнин служат отдельные участки Среднесибирского плоскогорья, центральной части плоскогорья Декан в Индии, Армянское нагорье, плато Колумбия.

Землетрясения. Причины землетрясений бывают разные: извержение вулканов, обвалы в горах. Но наиболее сильные из них возникают в результате движений земной коры. Такие землетрясения называют тектоническими. Зарождаются они обычно на большой глубине, на границе мантии и литосферы. Место зарождения землетрясения называется гипоцентром или очагом. На поверхности Земли, над гипоцентром, находится эпицентр землетрясения (рис. 26). Здесь сила землетрясения наиболее велика, а при удалении от эпицентра она ослабевает.

Рис. 26. Гипоцентр и эпицентр землетрясения

Земная кора сотрясается непрерывно. В течение года наблюдается свыше 10 000 землетрясений, но большая часть из них настолько слаба, что не ощущается человеком и фиксируется только приборами.

Сила землетрясений измеряется в баллах – от 1 до 12. Мощные 12-балльные землетрясения бывают редко и носят катастрофический характер. При таких землетрясениях происходят деформации в земной коре, образуются трещины, сдвиги, сбросы, обвалы в горах и провалы на равнинах. Если они происходят в густонаселенных местах, то возникают большие разрушения и многочисленные человеческие жертвы. Крупнейшими землетрясениями в истории являются Мессинское (1908), Токийское (1923), Ташкентское (1966), Чилийское (1976) и Спитакское (1988). В каждом из этих землетрясений погибли десятки, сотни и тысячи человек, а города были разрушены почти до основания.

Нередко гипоцентр находится под океаном. Тогда возникает разрушительная океаническая волна – цунами.

Одновременно с внутренними, тектоническими процессами на Земле действуют процессы внешние. В отличие от внутренних, охватывающих всю толщу литосферы, они действуют только на поверхности Земли. Глубина их проникновения в земную кору не превышает нескольких метров и лишь в пещерах – до нескольких сот метров. Источником происхождения сил, вызывающих внешние процессы, служит тепловая солнечная энергия.

Внешние процессы очень разнообразны. К ним относятся выветривание горных пород, работа ветра, воды и ледников.

Выветривание. Оно подразделяется на физическое, химическое и органическое.

Физическое выветривание – это механическое раздробление, измельчение горных пород.

Происходит оно при резком изменении температуры. При нагревании порода расширяется, при охлаждении – сжимается. Так как коэффициент расширения разных минералов, входящих в породу, неодинаков, процесс ее разрушения усиливается. Вначале порода распадается на крупные глыбы, которые с течением времени измельчаются. Ускоренному разрушению породы способствует вода, которая, проникая в трещины, замерзает в них, расширяется и разрывает породу на отдельные части. Наиболее активно физическое выветривание действует там, где происходит резкая смена температуры, а на поверхность выходят твердые магматические породы – гранит, базальт, сиениты и т. д.

Химическое выветривание – это химическое воздействие на горные породы различных водных растворов.

При этом, в отличие от физического выветривания, происходят разнообразные химические реакции, а вследствие этого изменение химического состава и, возможно, образование новых горных пород. Действует химическое выветривание повсеместно, но особенно интенсивно протекает в легкорастворимых породах – известняках, гипсах, доломитах.

Органическое выветривание представляет собой процесс разрушения горных пород живыми организмами – растениями, животными и бактериями.

Лишайники, например, поселяясь на скалах, истачивают их поверхность выделяемой кислотой. Корни растений также выделяют кислоту, а кроме того, корневая система действует механически, как бы разрывая породу. Дождевые черви, пропуская через себя неорганические вещества, преобразуют породу и улучшают доступ в нее воды и воздуха.

Выветривание и климат. Все виды выветривания протекают одновременно, но действуют с разной интенсивностью. Зависит это не только от слагающих пород, но и главным образом от климата.

В полярных странах наиболее активно проявляется морозное выветривание, в умеренных – химическое, в тропических пустынях – механическое, во влажных тропиках – химическое.

Работа ветра. Ветер способен разрушать горные породы, переносить и откладывать их твердые частицы. Чем сильнее ветер и чем чаще он дует, тем большую работу он способен производить. Там, где на поверхность Земли выходят скалистые обнажения, ветер бомбардирует их песчинками, постепенно стирая и разрушая даже самые твердые породы. Менее устойчивые породы разрушаются быстрее, возникают специфические, эоловые формы рельефа – каменные кружева, эоловые грибы, столбы, башни.

В песчаных пустынях и по берегам морей и крупных озер ветер создает специфические формы рельефа – барханы и дюны.

Барханы – это подвижные песчаные холмы серповидной формы. Наветренный склон их всегда пологий (5-10°), а подветренный – крутой – до 35–40° (рис. 27). Образование барханов связано с торможением ветрового потока, несущего песок, которое происходит из-за каких-либо препятствий – неровностей поверхности, камней, кустов и т. д. Сила ветра ослабевает, и начинается отложение песка. Чем постояннее ветры и чем больше песка, тем быстрее растет бархан. Наиболее высокие барханы – до 120 м – обнаружены в пустынях Аравийского полуострова.

Рис. 27. Строение бархана (стрелкой показано направление ветра)

Передвигаются барханы по направлению ветра. Ветер гонит песчинки по пологому склону. Достигнув гребня, ветровой поток завихряется, скорость его уменьшается, песчинки выпадают и скатываются по крутому подветренному склону. Это обусловливает перемещение всего бархана со скоростью до 50–60 м в год. Передвигаясь, барханы могут засыпать оазисы и даже целые поселки.

На песчаных пляжах развеваемые пески образуют дюны. Они тянутся вдоль берега в виде громадных песчаных гряд или холмов высотой до 100 м и более. В отличие от барханов они не имеют постоянной формы, но также могут передвигаться в направлении от пляжа в глубь суши. Для того чтобы остановить движение дюн, высаживают древесно-кустарниковые растения, в первую очередь сосны.

Работа снега и льда. Снег, особенно в горах, выполняет значительную работу. На склонах гор накапливаются огромные массы снега. Время от времени они срываются со склонов, образуя снежные лавины. Такие лавины, двигаясь с огромной скоростью, захватывают обломки скал и увлекают вниз, сметая все на своем пути. За грозную опасность, которую несут снежные лавины, их называют «белой смертью».

Твердый материал, который остается после таяния снега, образует громадные каменистые бугры, перегораживающие и заполняющие межгорные впадины.

Еще большую работу выполняют ледники. Они занимают на Земле громадные площади – более 16 млн км 2 , что составляет 11 % площади суши.

Различают ледники материковые, или покровные, и горные. Материковые льды занимают огромные площади в Антарктиде, Гренландии, на многих полярных островах. Толщина льда материковых ледников неодинакова. Например, в Антарктиде она достигает 4000 м. Под действием громадной тяжести лед сползает в море, обламывается, и образуются айсберги – ледяные плавучие горы.

У горных ледников различают две части – области питания или накопления снега и таяния. Накапливается снег в горах выше снеговой линии. Высота этой линии в разных широтах неодинакова: чем ближе к экватору, тем выше снеговая линия. В Гренландии, например, она лежит на высоте 500–600 м, а на склонах вулкана Чимборасо в Андах – 4800 м.

Выше снеговой линии снег накапливается, уплотняется и постепенно превращается в лед. Лед обладает пластическими свойствами и под давлением вышележащих масс начинает скользить по склону вниз. В зависимости от массы ледника, его насыщенности водой и крутизны склона скорость движения колеблется от 0,1 до 8 м в сутки.

Двигаясь по склонам гор, ледники выпахивают рытвины, сглаживают выступы скал, расширяют и углубляют долины. Обломочный материал, который ледник захватывает при своем движении, при таянии (отступлении) ледника, остается на месте, образуя ледниковую морену. Морена – это груды обломков скал, валунов, песка, глины, оставленные ледником. Различают морены донные, боковые, поверхностные, срединные и конечные.

Горные долины, по которым когда-либо проходил ледник, легко отличить: в этих долинах всегда обнаруживаются остатки морен, а форма их напоминает корыто. Такие долины называют трогами.

Работа текучих вод. К текучим водам относятся временные дождевые потоки и талые снеговые воды, ручьи, реки и подземные воды. Работа текучих вод с учетом фактора времени грандиозна. Можно сказать, что весь облик земной поверхности в той или иной мере создан текучей водой. Все текучие воды объединяет то, что они производят три вида работ:

– разрушение (эрозию);

– перенос продуктов (транзит);

– отношение(аккумуляцию).

В результате образуются разнообразные неровности на поверхности Земли – овраги, борозды на склонах, обрывы, долины рек, песчаные и галечные острова и т. д., а также пустоты в толще горных пород – пещеры.

Действие силы тяжести. Все тела – жидкие, твердые, газообразные, находящиеся на Земле, – притягиваются к ней.

Сила, с которой тело притягивается к Земле, называется силой тяжести.

Под действием этой силы все тела стремятся занять самое низкое положение на земной поверхности. В результате возникают водные потоки в реках, дождевые воды просачиваются в толщу земной коры, обрушиваются снежные лавины, движутся ледники, вниз по склонам перемещаются обломки горных пород. Сила тяжести – необходимое условие действия внешних процессов. В противном случае продукты выветривания оставались бы на месте их образования, покрывая, как плащом, нижележащие породы.

Как вы уже знаете, Земля состоит из множества химических элементов – кислорода, азота, кремния, железа и т. д. Соединяясь между собой, химические элементы образуют минералы.

Минералы. Большая часть минералов состоит из двух или нескольких химических элементов. Узнать, какое количество элементов содержится в минерале, можно по его химической формуле. Например, галит (поваренная соль) состоит из натрия и хлора и имеет формулу NCl; магнетит (магнитный железняк) – из трех молекул железа и двух кислорода (F 3 O 2) и т. д. Некоторые минералы образованы одним химическим элементом, например: сера, золото, платина, алмаз и др. Такие минералы называют самородными. В природе известно около 40 самородных элементов, на долю которых приходится 0,1 % массы земной коры.

Минералы могут быть не только твердыми, но и жидкими (вода, ртуть, нефть), и газообразными (сероводород, углекислый газ).

Большинство минералов имеют кристаллическое строение. Форма кристалла для данного минерала всегда постоянна. Например, кристаллы кварца имеют форму призмы, галита – форму куба и т. д. Если поваренную соль растворить в воде, а затем выкристаллизовать, то вновь образованные минералы приобретут кубическую форму. Многие минералы обладают способностью расти. Размеры их колеблются от микроскопических до гигантских. Например, на острове Мадагаскар найден кристалл берилла длиной 8 м и диаметром 3 м. Вес его составляет почти 400 т.

По образованию все минералы делятся на несколько групп. Одни из них (полевой шпат, кварц, слюда) выделяются из магмы при ее медленном остывании на больших глубинах; другие (сера) – при быстром остывании лавы; третьи (гранат, яшма, алмаз) – при высоких температурах и давлении на больших глубинах; четвертые (гранаты, рубины, аметисты) выделяются из горячих водных растворов в подземных жилах; пятые (гипс, соли, бурый железняк) образуются при химическом выветривании.

Всего в природе насчитывается более 2500 минералов. Для их определения и изучения большое значение имеют физические свойства, к которым относят блеск, цвет, цвет черты, т. е. следа, оставляемого минералом, прозрачность, твердость, спайность, излом, удельный вес. Например, у кварца форма кристаллов призматическая, блеск стеклянный, спайности нет, излом раковистый, твердость 7, удельный вес 2,65 г/см 3 , черты не имеет; у галита форма кристалла кубическая, твердость 2,2, удельный вес 2,1 г/см 3 , блеск стеклянный, цвет белый, спайность совершенная, вкус соленый и т. д.

Из минералов наиболее известны и широко распространены 40–50, которые называют породообразующими (полевой шпат, кварц, галит и пр.).

Горные породы. Данные породы представляют собой скопление одного или нескольких минералов. Мрамор, известняк, гипс состоят из одного минерала, а гранит, базальт – из нескольких. Всего в природе насчитывается около 1000 горных пород. В зависимости от происхождения – генезиса – горные породы подразделяются на три основные группы: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы. Образуются при остывании магмы; кристаллического строения, не имеют слоистости; не содержат остатков животных и растений. Среди магматических пород различают глубинные и излившиеся. Глубинные породы образовались в глубине земной коры, где магма находится под большим давлением и ее остывание происходит очень медленно. Примером глубинной породы может служить гранит – наиболее распространенная кристаллическая порода, состоящая в основном из трех минералов: кварца, полевого шпата и слюды. Цвет гранитов зависит от цвета полевого шпата. Чаще всего они серые или розовые.

При излиянии магмы на поверхность образуются излившиеся породы. Они представляют либо спекшуюся массу, напоминающую шлак, либо стекловидную, тогда их называют вулканическим стеклом. В отдельных случаях образуется мелкокристаллическая порода типа базальта.

Осадочные породы. Покрывают примерно 80 % всей поверхности Земли. Для них характерны слоистость и пористость. Как правило, осадочные породы являются результатом накопления в морях и океанах остатков отмерших организмов или снесенных с суши частиц разрушенных твердых пород. Процесс накопления происходит неравномерно, поэтому образуются слои разной мощности (толщины). Во многих осадочных породах находят окаменелости или отпечатки животных и растений.

В зависимости от места образования осадочные породы подразделяют на континентальные и морские. К континентальным породам относятся, например, глины. Глины – измельченный продукт разрушения твердых пород. Они состоят из мельчайших чешуйчатообразных частиц, обладают способностью впитывать воду. Глины пластичны, водоупорны. Цвет их различен – от белого до синего и даже черного. Белые глины используют для производства фарфора.

Континентального происхождения и широко распространенная горная порода – лёсс. Это мелкозернистая, неслоистая порода желтоватого цвета, состоящая из смеси кварца, глинистых частиц, углекислой извести и гидратов окиси железа. Легко пропускает воду.

Морские породы обычно формируются на дне океанов. К ним относят некоторые глины, пески, гравий.

Большая группа осадочных биогенных горных пород образовалась из остатков умерших животных и растений. К ним относят известняки, доломиты и некоторые горючие полезные ископаемые (торф, каменный уголь, горючие сланцы).

Особенно широко в земной коре распространен известняк, состоящий из углекислого кальция. В его фрагментах легко можно заметить скопления мелких раковин и даже скелетов небольших животных. Цвет известняков различный, чаще серый.

Мел также образован из мельчайших раковин – обитателей моря. Огромные запасы этой горной породы находятся в Белгородской области, где по крутым берегам рек можно увидеть выходы мощных слоев мела, выделяющегося своей белизной.

Известняки, в которых имеется примесь углекислого магния, называют доломитами. Известняки имеют широкое применение в строительстве. Из них изготовляют известь для штукатурных работ и цемент. Лучший цемент изготовляют из мергеля.

В тех морях, где раньше обитали животные, имеющие кремневые раковины, и росли водоросли, содержащие кремень, образовалась горная порода трепел. Это легкая, плотная, обычно желтоватая или светло-серая порода, являющаяся строительным материалом.

К осадочным относят также породы, образовавшиеся путем осаждения из водных растворов (гипс, каменная соль, калийная соль, бурый железняк и др.).

Метаморфические породы. Эта группа пород образовалась из осадочных и магматических пород под воздействием высоких температур, давления, а также химических изменений. Так, при действии температуры и давления на глину образуются глинистые сланцы, на песок – плотные песчаники, а на известняки – мрамор. Изменения, т. е. метаморфоз, происходят не только с осадочными породами, но и с магматическими. Под воздействием высоких температур и давления гранит приобретает слоистое строение и образуется новая порода – гнейс.

Высокая температура и давление способствуют перекристаллизации пород. Из песчаников образуется очень прочная кристаллическая порода – кварцит.

Наукой установлено, что более 2,5 млрд лет назад планета Земля была полностью покрыта океаном. Затем под действием внутренних сил началось поднятие отдельных участков земной коры. Процесс поднятия сопровождался бурным вулканизмом, землетрясениями, горообразованием. Так возникли первые участки суши – древние ядра современных материков. Академик В. А. Обручев называл их «древним теменем Земли».

Как только суша поднялась над океаном, на поверхности ее начали действовать внешние процессы. Горные породы разрушались, продукты разрушения сносились в океан и накапливались по его окраинам в виде осадочных горных пород. Толща осадков достигала нескольких километров, и под ее давлением океанское дно начинало прогибаться. Такие гигантские прогибы земной коры под океанами называют геосинклиналями. Образование геосинклиналей в истории Земли идет непрерывно с древнейших времен по настоящее время. В жизни геосинклиналей различают несколько стадий:

– эмбриональная – прогиб земной коры и накопление осадков (рис. 28, А);

– созревания – заполнение прогиба осадками, когда толща их достигает 15–18 км и возникает радиальное и боковое давление;

– складчатости – образование складчатых гор под давлением внутренних сил Земли (процесс этот сопровождается бурным вулканизмом и землетрясениями) (рис. 28, Б);

– затухания – разрушение возникших гор внешними процессами и образование на их месте остаточной холмистой равнины (рис. 28).

Рис. 28. Схема строения равнины, образовавшейся в результате разрушения гор (пунктиром показана реконструкция бывшей горной страны)

Так как осадочные горные породы в области геосинклинали являются пластичными, то в результате возникшего давления они сминаются в складки. Образуются складчатые горы, такие как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.

Периоды, когда в геосинклиналях идет активное образование складчатых гор, называют эпохами складчатости. В истории Земли известно несколько таких эпох: байкальская, каледонская, герцинская, мезозойская и альпийская.

Процесс горообразования в геосинклинали может охватить и внегеосинклинальные области – области бывших, ныне разрушенных гор. Так как породы здесь жесткие, лишены пластичности, то они не сминаются в складки, а разбиваются разломами. Одни участки поднимаются, другие опускаются – возникают возрожденные глыбовые и складчато-глыбовые горы. Например, в альпийскую эпоху складчатости образовались складчатые горы Памир и возродились Алтайские и Саянские. Поэтому возраст гор определяют не по времени их образования, а по возрасту складчатого основания, который всегда обозначен на тектонических картах.

Геосинклинали, находящиеся на разных стадиях развития, существуют и сегодня. Так, вдоль азиатского побережья Тихого океана, в Средиземном море расположена современная геосинклиналь, переживающая стадию созревания, а на Кавказе, в Андах и других складчатых горах завершается процесс горообразования; Казахский мелкосопочник – это пенеплен, холмистая равнина, образовавшаяся на месте разрушенных гор каледонской и герцинской складчатости. На поверхность здесь выходит основание древних гор – мелкие сопки – «горы-свидетели», сложенные прочными магматическими и метаморфическими породами.

Обширные участки земной коры, обладающие сравнительно малой подвижностью и равнинным рельефом, называют платформами. В основании платформ, в их фундаменте, лежат прочные магматические и метаморфические породы, свидетельствующие о некогда происходивших здесь процессах горообразования. Обычно фундамент покрыт толщей осадочных пород. Иногда породы фундамента выходят на поверхность, образуя щиты. Возраст платформы соответствует возрасту фундамента. К древним (докембрийским) платформам относятся Восточно-Европейская, Сибирская, Бразильская и др.

Платформы – это в основном равнины. Они испытывают преимущественно колебательные движения. Однако в отдельных случаях на них возможно и образование возрожденных глыбовых гор. Так, в результате возникновения Великих африканских разломов произошло поднятие и опускание отдельных участков древней Африканской платформы и образовались глыбовые горы и нагорья Восточной Африки, горы-вулканы Кения и Килиманджаро.

Литосферные плиты и их движение. Учение о геосинклиналях и платформах получило в науке название «фиксизм», поскольку согласно этой теории крупные блоки коры зафиксированы на одном месте. Во второй половине XX в. многие ученые поддержали теорию мобилизма, в основе которой лежит представление о горизонтальных движениях литосферы. Согласно этой те ории вся литосфера глубинными разломами, достигающими верхней мантии, разбита на гигантские блоки – литосферные плиты. Границы между плитами могут проходить как по суше, так и по дну океанов. В океанах этими границами обычно служат срединные океанические хребты. В этих областях зафиксировано большое количество разломов – рифтов, по которым вещество верхней мантии изливается на дно океана, растекаясь по нему. В тех областях, где проходят границы между плитами, нередко активизируются процессы горообразования – в Гималаях, Андах, Кордильерах, Альпах и т. д. Основание плит находится в астеносфере, и по ее пластическому субстрату литосферные плиты, подобно гигантским айсбергам, медленно перемещаются в разных направлениях (рис. 29). Перемещение плит зафиксировано точнейшими измерениями из космоса. Так, африканский и аравийский берега Красного моря медленно удаляются друг от друга, что позволило некоторым ученым назвать это море «зародышем» будущего океана. Космические снимки позволяют проследить и направление глубинных разломов земной коры.

Рис. 29. Движение литосферных плит

Теория мобилизма убедительно объясняет образование гор, так как для их возникновения необходимо не только радиальное, но и боковое давление. Там, где сталкиваются две плиты, одна из них погружается под другую, а вдоль границы столкновения образуются «торосы», т. е. горы. Этот процесс сопровождается землетрясениями и вулканизмом.

Рельеф – это совокупность неровностей земной поверхности, различающихся по высоте над уровнем моря, происхождению и т. п.

Эти неровности придают неповторимый облик нашей планете. На формирование рельефа оказывают воздействие как внутренние, тектонические, так и внешние силы. Благодаря тектоническим процессам возникают в основном крупные неровности поверхности – горы, нагорья и т. д., а внешние силы направлены на их разрушение и создание более малых форм рельефа – речных долин, оврагов, барханов и т. д.

Все формы рельефа подразделяют на вогнутые (впадины, долины рек, овраги, балки и т. д.), выпуклые (холмы, горные хребты, вулканические конусы и пр.), просто горизонтальные и наклонные поверхности. Размер их может быть самым разнообразным – от нескольких десятков сантиметров до многих сотен и даже тысяч километров.

В зависимости от масштаба выделяют планетарные, макро-, мезо– и микроформы рельефа.

К планетарным относят выступы материков и впадины океанов. Материки и океаны нередко являются антиподами. Так, Антарктика лежит против Северного Ледовитого океана, Северная Америка – против Индийского, Австралия – против Атлантического и только Южная Америка – против Юго-Восточной Азии.

Глубины океанических впадин колеблются в больших пределах. Средняя глубина составляет 3800 м, а максимальная, отмеченная в Марианской впадине Тихого океана, – 11 022 м. Высшая точка суши – гора Эверест (Джомолунгма) достигает 8848 м. Таким образом, амплитуда высот достигает почти 20 км.

Преобладающие глубины в океане – от 3000 до 6000 м, а высоты на суше – менее 1000 м. Высокие горы и глубоководные впадины занимают всего лишь доли процента поверхности Земли.

Средняя высота материков и их частей над уровнем океана также неодинакова: Северная Америка – 700 м, Африка – 640, Южная Америка – 580, Австралия – 350, Антарктида – 2300, Евразия – 635 м, причем высота Азии 950 м, а Европы – всего 320 м. Средняя высота суши 875 м.

Рельеф дна океана. На дне океана, как и на суше, имеются разнообразные формы рельефа – горы, равнины, впадины, желоба и т. д. Они обычно имеют более мягкие очертания, чем аналогичные формы рельефа суши, так как внешние процессы протекают здесь более спокойно.

В рельефе океанского дна выделяют:

– материковую отмель, или шельф (полка), – мелководная часть до глубины 200 м, ширина которой в ряде случаев достигает многих сотен километров;

– материковый склон – довольно крутой уступ до глубины 2500 м;

– ложе океана, которое занимает большую часть дна с глубинами до 6000 м.

Наибольшие глубины отмечены в желобах, или океанических впадинах, где они превышают отметку 6000 м. Желоба обычно протягиваются вдоль материков по окраинам океана.

В центральных частях океанов располагаются срединные океанические хребты (рифты): Южно-Атлантический, Австралийский, Антарктический и др.

Рельеф суши. Основные элементы рельефа суши – это горы и равнины. Они образуют макрорельеф Земли.

Горой называют возвышенность, имеющую вершинную точку, склоны, подошвенную линию, поднимающиеся над местностью выше 200 м; возвышение же высотой до 200 м называется холмом. Линейно вытянутые формы рельефа, имеющие гребень и склоны, – это горные хребты. Хребты разделяются расположенными между ними горными долинами. Соединяясь между собой, горные хребты образуют горные цепи. Совокупность хребтов, цепей и долин называют горным узлом, или горной страной, а в обиходе – горами. Например, Алтайские горы, Уральские горы и т. п.

Обширные участки земной поверхности, состоящие из горных хребтов, долин и высоких равнин, называются нагорьями. Например, Иранское нагорье, Армянское нагорье и др.

По происхождению горы бывают тектоническими, вулканическими и эрозионными.

Тектонические горы образуются в результате движений земной коры, они состоят из одной или множества складок, поднятых на значительную высоту. Все высочайшие горы мира – Гималаи, Гиндукуш, Памир, Кордильеры и др. – складчатые. Для них характерны остроконечные вершины, узкие долины (теснины), вытянутые гребни.

Глыбовые и складчато-глыбовые горы образуются в результате поднятия и опускания блоков (глыб) земной коры по плоскостям разломов. Для рельефа этих гор характерны плоские вершины и водоразделы, широкие, с плоским дном, долины. Это, например, Уральские горы, Аппалачи, Алтай и др.

Вулканические горы образуются в результате накопления продуктов вулканической деятельности.

На поверхности Земли достаточно широко распространены эрозионные горы, которые образуются в результате расчленения высоких равнин внешними силами, в первую очередь текучими водами.

По высоте горы подразделяются на низкие (до 1000 м), средне-высотные (от 1000 до 2000 м), высокие (от 2000 до 5000 м) и высочайшие (выше 5 км).

Высоту гор легко определить по физической карте. По ней же можно определить, что большая часть гор относится к средне-высотным и высоким. Выше 7000 м поднимаются немногие вершины, и все они находятся в Азии. Высоту более 8000 м имеют всего лишь 12 горных вершин, расположенных в горах Каракорум и Гималаях. Высшей точкой планеты является гора, или, точнее, горный узел, Эверест (Джомолунгма) – 8848 м.

Большую часть поверхности суши занимают равнинные пространства. Равнины – это участки земной поверхности, имеющие плоский или слабохолмистый рельеф. Чаще всего равнины слегка наклонные.

По характеру поверхности равнины делят на плоские, волнистые и холмистые, но на обширных равнинах, например Туранской или Западно-Сибирской, можно встретить участки с различными формами рельефа поверхности.

В зависимости от высоты над уровнем моря равнины подразделяются на низменные (до 200 м), возвышенные (до 500 м) и высокие (плоскогорья) (свыше 500 м). Возвышенные и высокие равнины всегда сильно расчленены водными потоками и имеют холмистый рельеф, низменные часто бывают плоскими. Некоторые равнины расположены ниже уровня моря. Так, Прикаспийская низменность имеет высоту 28 м. Нередко на равнинах встречаются замкнутые котловины большой глубины. Например, впадина Карагис имеет отметку 132 м, а впадина Мертвого моря – 400 м.

Возвышенные равнины, ограниченные крутыми уступами, отделяющими их от окружающей местности, называются плато. Таковы плато Устюрт, Путорана и др.

Плоскогорья – плосковершинные участки земной поверхности, могут иметь значительную высоту. Так, например, плоскогорье Тибет поднимается выше 5000 м.

По происхождению выделяют несколько типов равнин. Значительные пространства суши занимают морские (первичные) равнины, образовавшиеся в результате морских регрессий. Это, например, Туранская, Западно-Сибирская, Великая Китайская и ряд других равнин. Почти все они относятся к великим равнинам планеты. Большая часть их – низменности, рельеф плоский или слегка холмистый.

Пластовые равнины – это плоские участки древних платформ с почти горизонтальным залеганием пластов осадочных пород. К таким равнинам относится, например, Восточно-Европейская. Равнины эти большей частью имеют холмистый рельеф.

Небольшие пространства в долинах рек занимают аллювиальные (наносные) равнины, образовавшиеся в результате выравнивания поверхности речными отложениями – аллювием. К этому типу относятся равнины Индо-Гангская, Месопотамская, Лабрадорская. Эти равнины низкие, плоские, очень плодородные.

Высоко над уровнем моря приподняты равнины – лавовые покровы (Среднесибирское плоскогорье, Эфиопское и Иранское нагорья, плоскогорье Декан). Некоторые равнины, например Казахский мелкосопочник, образовались в результате разрушения гор. Их называют эрозионными. Эти равнины всегда возвышенные и холмистые. Эти холмы сложены прочными кристаллическими породами и представляют собой остатки бывших здесь некогда гор, их «корни».

Почва – это верхний плодородный слой литосферы, обладающий рядом свойств, присущих живой и неживой природе.

Образование и существование этого природного тела нельзя представить без живых существ. Поверхностные слои горной породы являются лишь исходным субстратом, из которого под воздействием растений, микроорганизмов и животных образуются различные виды почв.

Основоположник почвоведения русский ученый В. В. Докучаев показал, что

почва – это самостоятельное природное тело, образовавшееся на поверхности горных пород под воздействием живых организмов, климата, воды, рельефа, а также человека.

Это природное образование создавалось тысячелетиями. Процесс почвообразования начинается с поселения на голых скалах, камнях микроорганизмов. Питаясь углекислым газом, азотом и парами воды из атмосферы, используя минеральные соли горной породы, микроорганизмы выделяют в результате жизнедеятельности органические кислоты. Эти вещества постепенно изменяют химический состав горных пород, делают их менее прочными и в конечном итоге разрыхляют поверхностный слой. Затем на такой породе поселяются лишайники. Неприхотливые к воде и питательным веществам, они продолжают процесс разрушения, одновременно обогащая породу органическими веществами. В результате деятельности микроорганизмов и лишайников горная порода постепенно превращается в субстрат, пригодный для заселения растениями и животными. Окончательное преобразование исходной породы в почву происходит за счет жизнедеятельности этих организмов.

Растения, поглощая из атмосферы углекислый газ, а из почвы воду и минеральные вещества, создают органические соединения. Отмирая, растения обогащают почву этими соединениями. Животные питаются растениями и их остатками. Продукты их жизнедеятельности – экскременты, а после смерти и их трупы также попадают в почву. Вся масса мертвой органической материи, накопившаяся в результате жизнедеятельности растений и животных, служит кормовой базой и местом обитания для микроорганизмов и грибов. Они деструктируют органические вещества, минерализуют их. В результате деятельности микроорганизмов образуются сложные органические вещества, составляющие гумус почвы.

Гумус почвы – это смесь устойчивых органических соединений, образующихся при разложении растительных и животных остатков и продуктов их жизнедеятельности с участием микроорганизмов.

В почве происходят распад первичных минералов и образование глинистых вторичных минералов. Таким образом, в почве протекает круговорот веществ.

Влагоемкость – это способность почвы удерживать воду.

Почва, в которой много песка, плохо удерживает воду и обладает низкой влагоемкостью. Глинистая почва, наоборот, удерживает много воды и обладает высокой влагоемкостью. В случае обильных осадков вода заполняет все поры в такой почве, препятствуя прохождению воздуха вглубь. Рыхлые, комковатые почвы лучше удерживают влагу, чем плотные.

Влагопроницаемость – это способность почвы пропускать воду.

Почва пронизана мельчайшими порами – капиллярами. По капиллярам вода может передвигаться не только вниз, но и во все стороны, в том числе снизу вверх. Чем выше капиллярность почвы, тем выше ее влагопроницаемость, тем быстрее вода проникает в почву и поднимается из более глубоких слоев вверх. Вода «прилипает» к стенкам капилляров и как бы ползет вверх. Чем тоньше капилляры, тем выше по ним поднимается вода. При выходе капилляров на поверхность вода испаряется. Песчаные почвы обладают высокой влагопроницаемостью, а глинистые – низкой. Если после дождя или полива на поверхности почвы образовалась корка (со множеством капилляров), вода испаряется очень быстро. При рыхлении почвы капилляры разрушаются, это уменьшает испарение воды. Недаром рыхление почвы называют сухим поливом.

Почвы могут иметь различную структуру, т. е. состоять из различных по форме и величине комочков, в которые склеены почвенные частицы. У лучших почв, например черноземов, структура мелкокомковатая или зернистая. По химическому составу почвы могут быть богатыми или бедными элементами питания. Показателем плодородия почвы служит количество гумуса, так как в нем есть все основные элементы питания растений. Так, например, черноземные почвы содержат до 30 % гумуса. Почвы могут быть кислыми, нейтральными и щелочными. Наиболее благоприятны для растений нейтральные почвы. Для уменьшения кислотности их известкуют, а для уменьшения щелочности в почву вносят гипс.

Механический состав почв. По механическому составу почвы подразделяются на глинистые, песчаные, суглинистые и супесчаные.

Глинистые почвы обладают высокой влагоемкостью и лучше всего обеспечены элементами питания.

Песчаные почвы маловлагоемки, хорошо влагопроницаемы, но бедны гумусом.

Суглинистые – наиболее благоприятные по своим физическим свойствам для земледелия, со средней влагоемкостью и влагопроницаемостью, хорошо обеспечены гумусом.

Супесчаные – бесструктурные почвы, бедные гумусом, хорошо водо– и воздухопроницаемы. Чтобы использовать такие почвы, необходимо улучшать их состав, вносить удобрения.

Типы почв. В нашей стране наиболее распространены следующие типы почв: тундровые, подзолистые, дерново-подзолистые, черноземные, каштановые, сероземные, красноземные и желтоземные.

Тундровые почвы находятся на Крайнем Севере в зоне вечной мерзлоты. Они переувлажнены и крайне бедны гумусом.

Подзолистые почвы распространены в тайге под хвойными, а дерново-подзолистые – под хвойно-широколиственными лесами. Широколиственные леса растут на серых лесных почвах. Все эти почвы содержат достаточно гумуса, хорошо структурированы.

В лесостепной и степной зонах расположены черноземные почвы. Они образовались под степной и травянистой растительностью, богаты гумусом. Перегной придает почве черный цвет. Они имеют прочную структуру и обладают высоким плодородием.

Каштановые почвы находятся южнее, они образуются в более сухих условиях. Для них характерен недостаток влаги.

Сероземные почвы характерны для пустынь и полупустынь. Они богаты питательными веществами, но бедны азотом, не хватает здесь и воды.

Красноземы и желтоземы образуются в субтропиках в условиях влажного и теплого климата. Они хорошо структурированы, достаточно влагоемки, но имеют более низкое содержание гумуса, поэтому для повышения плодородия в эти почвы вносят удобрения.

Для повышения плодородия почв нужно регулировать в них не только содержание питательных веществ, но и наличие влаги и аэрацию. Пахотный слой почвы должен всегда быть рыхлым для обеспечения доступа воздуха к корням растений.

Сборный груз: грузоперевозки из москвы автоперевозки грузов marstrans.ru .

Основным объектом изучения геологии является земная кора, внешняя твердая оболочка Земли, имеющая важнейшее значение для осуществления жизни и деятельности человека. При исследованиях состава, строения и истории развития Земли и земной коры, в частности, геологи используют: наблюдения; опыт или эксперимент, включающий различные как собственные, так и применяемые в других естественных науках методы исследований, например, физико-химические, биологические и др.; моделирование; метод аналогий; теоретический анализ; логические построения (гипотезы) и т. д.

В данном разделе рассматривается вопрос происхождения Земли, ее форма и строение, состав, история развития земной коры (геохронология); тектонические движения земной коры, формы поверхности (рельеф).

ПРОИСХОЖДЕНИЕ, ФОРМА И СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ

Солнечная система состоит из небесных тел. В нее входят: Солнце, девять больших планет, в том числе Земля, и десятки тысяч малых планет, комет и множество метеорных тел. Солнечная система - сложный и многообразный мир, далеко еще не изученный.

Вопрос о происхождении Земли - важнейший вопрос естествознания. Более 100 лет пользовалась признанием гипотеза Канта - Лапласа, согласно которой Солнечная система образовалась из огромной раскаленной газоподобной туманности, вращавшей-

ся вокруг оси, а Земля вначале была в жидком состоянии, а потом стала твердым телом.

Дальнейшее развитие науки показало несостоятельность этой гипотезы. В 40-х годах XX в. акад. О.Ю. Шмидт выдвинул новую гипотезу происхождения планет Солнечной системы, в том числе и Земли, согласно которой Солнце на своем пути пересекло и захватило одно из пылевых скоплений Галактики, поэтому планеты образовались не из раскаленных газов, а из пылевидных частиц, вращающихся вокруг Солнца. В этом скоплении со временем возникли уплотненные сгустки материи, давшие начало планетам.

Земля, по О.Ю. Шмидту, первоначально была холодной. Разогрев ее недр начался, когда она достигла больших размеров. Это произошло за счет выделения теплоты в результате распада имеющихся в ней радиоактивных веществ. Недра Земли приобрели пластическое состояние, более плотные вещества сосредоточились ближе к центру планеты, более легкие у ее периферии. Произошло расслоение Земли на отдельные оболочки. По гипотезе О.Ю. Шмидта, расслоение продолжается до настоящего времени. По мнению ряда ученых, именно это является основной причиной движений в земной коре, т. е. причиной тектонических процессов.

Заслуживает внимания гипотеза В.Г. Фесенкова, который считает, что в недрах звезд, в том числе и Солнца, протекают ядерные процессы. В один из периодов это привело к быстрому сжатию и увеличению скорости вращения Солнца. При этом образовался длинный выступ, который потом оторвался и распался на отдельные планеты. Обзор гипотез о происхождении Земли и наиболее вероятная схема ее происхождения детально рассмотрена в книге И.И. Потапова «Геология и экология сегодня» (1999).

КРАТКИЙ ОЧЕРК ГЛОБАЛЬНОЙ ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМЛИ

Происхождение планет Солнечной системы и их эволюция активно изучались в XX в. в фундаментальных работах О.Ю. Шмидта, В.С. Сафронова, X. Аль-вена и Г. Аррениуса, А.В. Витязева, А. Гингвуда, В.Е. Хайна, О.Г. Сорохтина, С.А. Уманова, Л.М. Наймарка, В. Эльзассера, Н.А. Божко, А. Смита, Дж. Юрай-дена и др. Согласно современным космологическим представлениям, заложенным О.Ю. Шмидтом, Земля и Луна, равно как и другие планеты Солнечной системы, образовались за счет аккреции (слипания и дальнейшего роста) твердых частиц газопылевого протопланетного облака. На первом этапе рост Земли шел в ускоряющемся режиме аккреции, но по мере исчерпания запасов твердого вещества в околоземном рое планетезималей протопланетного облака этот рост постепенно замедлился. Процесс аккреции Земли сопровождался выделением колоссального количества гравитационной энергии, примерно 23,3 10 й эрг. Такое количество энергии способно было не только расплавить вещество, но даже растворить его, но большая часть этой энергии выделялась в приповерхностной части Протоземли и терялась в виде теплового излучения. На то чтобы Земля сформировалась на 99 % ее современной массы, потребовалось 100 млн лет.

На первом этапе молодая Земля сразу же после образования была относительно холодным телом, и температура ее недр не превышала температуры плавления земного вещества, в силу того что при формировании планеты происходил не только нагрев за счет падающих планетезималей, но и остывание за счет теп-лопотерь в окружающее пространство, кроме того, Земля имела однородный состав. Дальнейшая эволюция Земли обусловлена ее составом, теплозапасом и историей взаимодействия с Луной. Влияние состава сказывается прежде всего через энергию распада радиоактивных элементов и гравитационную дифференциацию земного вещества.

До формирования планетной системы звезда Солнце представляла собой практически классический красный гигант. Звезды этого типа в результате внутренних ядерных реакций водородного горения формируют более тяжелые химические элементы с выделением огромного количества энергии и возникновением сильного светового давления с поверхности на газообразную атмосферу. В результате комбинационного воздействия этого давления и огромного притяжения атмосфера звезды испытывала попеременное сжатие и расширение. Этот процесс в условиях динамического увеличения массы газовой оболочки продолжался до тех пор, пока в результате резонанса внешняя газовая оболочка, оторвавшись от Солнца, не превратилась в планетарную туманность.

Под воздействием силового магнитного поля звезды ионизированное вещество планетарной туманности подверглось электромагнитной сепарации слагающих его химических элементов. Постепенная потеря тепловой энергии и электрических зарядов газов привело их к слипанию. При этом под воздействием магнитного поля звезды обеспечивалась эффективная передача момента вращения к образовавшимся в результате аккреции планетезималям, которые послужили началом формирования всех планет Солнечной системы. При потере заряда ионизированными химическими элементами последние превращались в молекулы, реагировавшие друг с другом, образуя простейшие химические соединения: гидриды, карбиды, оксиды, цианиды, сульфиды и хлориды железа и др.

Процесс постепенного уплотнения, разогревания и дальнейшей дифференциации вещества в образовавшихся планетах происходил с захватом частиц из окружающего пространства. В центре формирующейся протопланеты концентрировались металлы за счет гравитационного разделения вещества. Вокруг этой зоны собирались карбиды железа и никеля, сернистое железо и оксиды железа. Таким образом образовалось внешнее жидкое ядро, которое в своей оболочке содержало гидриды и оксиды кремния и алюминия, воду, метан, водород, оксиды магния, калия, натрия, кальция и другие соединения. При этом происходила зонная плавка образовавшейся оболочки и сокращение поверхности и уменьшение объема планеты. Следующими этапами было формирование мантии, протокоры и выплавление астеносферы. Протокора дробилась за счет упомянутого выше сокращения объема и поверхности. За счет этого на поверхность изливались базальты, которые после остывания вновь погружались в глубинную часть мантии и подвергались следующей переплавке; затем часть базальтовой коры постепенно трансформировалась в гранитную.

Поверхностные слои Земли на этапе формирования состояли из мелкопористого реголита, который активно связывал выделявшиеся воду и углекислый газ за счет своего ультраосновного состава. Общий теплозапас Земли и распределение температуры в ее недрах определялись скоростью роста планеты. В целом, в отличие от Луны, Земля никогда не плавилась полностью, а процесс формирования земного ядра растянулся приблизительно на 4 млрд лет.

Примерно 600 млн лет продолжалось состояние холодной и тектонически пассивной Земли. В это время медленно разогревались недра планеты и примерно 4 млрд лет назад на Земле проявилась активная гранитизация и сформировалась астеносфера. При этом Луна как самый массивный спутник «вычищал» из околоземного пространства все имевшиеся там меньшие спутники и микролуны,

а на самой Луне произошла вспышка базальтового магматизма, что совпало с началом тектонической активности на Земле (период продолжался от 4,0 до 3,6 млрд лет назад). В этот же момент в недрах Земли возбуждается процесс гравитационной дифференциации земного вещества - главного процесса, поддерживавшего тектоническую активность Земли во все последующие геологические эпохи и приведшего к выделению и росту плотного оксидно-железного земного ядра.

Так как в криптотектоническую эпоху (катархее) земное вещество никогда не плавилось, то не могли развиваться процессы дегазации Земли, поэтому первые 600 млн лет существования Земли на ее поверхности полностью отсутствовала гидросфера, а атмосфера была исключительно разряженной и состояла из благородных газов. В это время рельеф Земли был сглаженным, состоявшим из темно-серого реголита. Все освещалось желтым слабогреюшим Солнцем (светимость была на 30 % меньше современной) и непомерно большим без пятен диском Луны (она приблизительно в 300-350 раз превышала современную видимую площадь диска Луны). Луна была еще горячей планетой и могла обогревать Землю. Стремительным было движение Солнца - всего за 3 ч оно пересекало небосвод, чтобы через 3 ч вновь взойти с востока. Гораздо медленнее двигалась Луна, так как она быстро вращалась вокруг Земли в ту же сторону, так что и фазы Луны проходили все стадии за 8-10 ч. Луна обращалась вокруг Земли по орбите с радиусом 14-25 тыс. км (сейчас радиус 384,4 тыс. км). Интенсивные приливные деформации Земли вызывали вслед движению Луны непрерывную (через каждые 18-20 ч) череду землетрясений. Амплитуда лунных приливов составляла 1,5 км.

Постепенно, примерно через миллион лет после образования, за счет осуществлявшегося отталкивания лунные приливы снизились до 130 м, еще через 10 млн лет до 25 м, а через 100 млн лет - до 15 м, к концу катархея - до 7 м, а сейчас в подлунной точке современные приливы твердой Земли составляют 45 см. Приливные землетрясения в то время были исключительно экзогенного характера, так как никакой тектонической деятельности еще не было. В архее, в самом начале, дифференциация земного вещества происходила путем выплавления из него металлического железа на уровне верхней мантии. В связи с исключительно высокой вязкостью холодной сердцевины молодой Земли возникшая гравитационная неустойчивость могла быть компенсирована путем выжимания этой сердцевины к земной поверхности и затекания на ее место выделившихся ранее тяжелых расплавов, т. е. путем формирования у Земли плотного ядра. Этот процесс завершился к концу архея около 2,7-2,6 млрд лет назад; в это время все оборобленные до этого континентальные массивы стремительно начали двигаться к одному из полюсов и объединились в первый на планете суперконтинент Моногея. Ландшафты Земли изменились, контрастность рельефа не превышала 1-2 км, все понижения рельефа постепенно заполнялись водой и в позднем архее образовался мелководный (до 1 км) единый Мировой океан.

В начале архея Луна удалилась от Земли на 160 тыс. км. Земля вращалась вокруг своей оси с большой скоростью (в году было 890 суток, а сутки продолжались 9,9 ч). Лунные приливы амплитудой до 360 см деформировали поверхность Земли через каждые 5,2 ч; к концу архея вращение Земли существенно замедлилось (в году стало 490 суток по 19 ч), а Луна перестала влиять на тектоническую активность Земли. Атмосфера в архее пополнилась азотом, углекислым газом и парами воды, но кислород отсутствовал, так как он мгновенно связывался свободным (металлическим) железом мантийного вещества, постоянно поднимавшегося через рифтовые зоны к поверхности Земли.

В протерозое за счет перераспределения конвективных движений под суперконтинентом Моногея восходящий поток привел к его распаду (примерно 2,4-3,3 млрд лет назад). Последовавшие затем формирования и дробления суперконтинентов Мегагеи, Мезогеи и Пангеи проходили с образованием сложнейших тектонических структур и продолжались вплоть до кембрия и ордовика (уже в палеозое). К этому времени масса воды на поверхности Земли стала настолько

большой, что уже проявилось в формировании более глубоководного Мирового океана. Океанская кора подверглась гидратации и этот процесс сопровождался усилением поглощения углекислого газа с образованием карбонатов. Атмосфера продолжала оставаться обедненной кислородом за счет продолжавшегося связывания его выделявшимся железом. Этот процесс завершился только к началу фане-розоя, и с этого времени земная атмосфера стала активно насыщаться кислородом, постепенно приближаясь к ее современному составу.

В этой новой ситуации произошла резкая активизация жизненных форм, обмен веществ которых был построен на реакциях обратного окисления органических веществ, синтезируемых растениями. Так появились организмы царства животных, но это уже к концу кембрийского периода, в фанерозое, и это привело к возникновению всех типов скелетных и бесскелетных животных, сказавшихся на многих геологических процессах в поверхностной зоне Земли в последующие геологические эпохи. Геологическая эволюция фанерозоя изучена гораздо подробнее, чем другие эпохи, и можно коротко описать ее следующим образом. В это наиболее близкое нам время, как было выявлено, происходили трансгрессии и регрессии океана, глобальные изменения климата, в частности, чередование ледниковых и практически безледниковых периодов, кстати, первым, как предполагается, на Земле было Гуронское оледенение в протерозое.

Процессы трансгрессий и регрессий океана при мощном развитии жизненных форм, активная эродирующая деятельность ледников и эрозионная деятельность ледниковых вод привели к значительной переработке пород, слагавших поверхностную зону земной коры, накоплению терригенного материала на океанском дне, седиментационным процессам накопления органогенного и хемо-генного материала в водных бассейнах.

Пространственное расположение материков и океанов постепенно менялось и было весьма различным относительно экватора: попеременно, то северное, то южное полушарие было континентальным или океаническим. Климат также неоднократно менялся, находясь в тесной связи с эпохами оледенений и межледниковий. Активно от палеозоя до кайнозоя (и в нем) происходили изменения глубин, температуры и состава вод Мирового океана; развитие жизненных форм привело к выходу их из водной среды и постепенному освоению суши, а также эволюции жизненных форм вплоть до известных. На основании анализа геологической истории фанерозоя следует вывод, что все главные рубежи (разделение геохронологической шкалы на эры, периоды и эпохи) в значительной степени обусловлены столкновениями и расколами материков в процессе глобального перемещения «ансамбля» литосферных плит.

ФОРМА ЗЕМЛИ

Форма Земли обычно именуется земным шаром. Установлено, что масса Земли равна 5976 10 21 кг, объем 1,083 10 12 км 3 . Средний радиус 6371,2 км, средняя плотность 5,518 кг/м 3 , среднее ускорение силы тяжести 9,81 м/с 2 . Форма Земли близка к трехосному эллипсоиду вращения с полярным сжатием: у современной Земли полярный радиус 6356,78 км, а экваториальный 6378,16 км. Длина земного меридиана составляет 40008,548 км, длина экватора 40075,704 км. Полярное сжатие (или «сплюснутость») обусловлена вращением Земли вокруг полярной оси и величина этого сжатия связана со скоростью вращения Земли. Иногда форму Земли именуют сфероидом, но для Земли есть и

собственное наименование формы, а именно геоид. Дело в том, что земная поверхность изменчива и значительна по высоте; есть высочайшие горные системы более чем в 8000 м (например, гора Эверест - 8842 м) и глубокие океанические впадины более чем в

11 000 м (Марианская впадина - 11 022 м). Геоид вне континентов совпадает с невозмущенной поверхностью Мирового океана, на континентах поверхность геоида рассчитана по гравиметрическим исследованиям и с помощью наблюдений из космоса.

Земля обладает сложноорганизованным магнитным полем, которое можно описать как поле, создаваемое намагниченным шаром или магнитным диполем.

Поверхность земного шара на 70,8% (361,1 млн км 2) занята поверхностными водами (океанами, морями, озерами, водохранилищами, реками и т. д.). Суша составляет 29,2 % (148,9 млн км 2).

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ

В общем виде, как установлено современными геофизическими исследованиями на основании, в частности, оценок скоростей распространения сейсмических волн, изучения плотности земного вещества, массы Земли, результатов космических экспериментов по определению распределения воздушного и водного пространств и другими данными, Земля сложена как бы несколькими концентрическими оболочками: внешними - атмосфера (газовая оболочка), гидросфера (водная оболочка), биосфера (область распространения живого вещества, по В.И. Вернадскому) и внутренними, которые называют собственно геосферами (ядро, мантия и литосфера) (рис. 1).

Непосредственному наблюдению доступны атмосфера, гидросфера, биосфера и самая верхняя часть земной коры. С помощью буровых скважин человеку удается изучать глубины в основном до 8 км. Проходка сверхглубоких скважин осуществляется в научных целях в нашей стране, США и Канаде (в России на Кольской сверхглубокой скважине достигнута глубина более

12 км, что позволило отобрать образцы горных пород для непосредственного прямого изучения). Основной целью сверхглубокого бурения является достижение глубинных слоев земной коры - границ «гранитного» и «базальтового» слоев или верхних границ мантии. Строение более глубоких недр Земли изучается геофизическими методами, из которых наибольшее значение имеют сейсмические и гравиметрические. Изучение вещества, поднятого с границ мантии, должно внести ясность в проблему строения Земли. Особый интерес представляет мантия, так как

Рис. 1. Схематическое изображение строения Земли (а) и земной коры (б):

Л - ядро; В у С - мантия; О - земная кора; Е - атмосфера (по М. Васичу); 1 - покровные отложения; 2 - гранитоподобный слой; 3 - базальтовый слой; 4-верхняя мантия; 5-мантия

земная кора со всеми полезными ископаемыми образовалась в конечном счете из ее вещества.

Атмосфера по распределенной в ней температуре снизу вверх подразделяется на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу. Тропосфера составляет около 80 % всей массы атмосферы и достигает высоты 16-18 км в экваториальной части и

8-10 км в полярных областях. Стратосфера простирается до высоты 55 км и имеет у верхней границы слой озона. Далее идут до высоты 80 км мезосфера, до 800-1000 км термосфера и выше располагается экзосфера (сфера рассеивания), составляющая не более 0,5 % массы земной атмосферы. В состав атмосферы входят азот (78,1 %), кислород (21,3 %), аргон (1,28 %), углекислота (0,04 %) и другие газы и почти весь водяной пар. Содержание озона (0 3) равно 3,1 10 15 г, а кислорода (0 2) 1,192 10 2! г. С удалением от поверхности Земли температура атмосферы резко понижается и на высоте 10-12 км она уже составляет около -50 °С. В тропосфере происходит образование облаков и сосредоточиваются тепловые движения воздуха. У поверхности Земли наиболее высокая температура была отмечена в Ливии (+58 °С в тени), на территории бывшего СССР в районе г. Термез (+50 °С в тени).

Наиболее низкая температура зафиксирована в Антарктиде (-87 °С), а на территории России - в Якутии (-71 °С).

Стратосфера - следующий над тропосферой слой. Присутствие озона в данном атмосферном слое обусловливает повышение температуры в нем до +50 °С, но на высоте 8-90 км температура снова понижается до -60...-90 °С.

Среднее давление воздуха на уровне моря равно 1,0132 бар (760 мм рт. ст.), а плотность 1,3 10 3 г/см. В атмосфере и ее облачном покрове поглощается 18 % излучения Солнца. В результате радиационного баланса системы «Земля-атмосфера» средняя температура на поверхности Земли положительная (+15 °С), хотя ее колебания в разных климатических зонах могут достигать 150 °С.

Гидросфера - водная оболочка, которая играет большую роль в геологических процессах Земли. В ее состав входят все воды Земли (океаны, моря, реки, озера, материковые льды и т. д.). Гидросфера не образует сплошного слоя и покрывает земную поверхность на 70,8 %. Средняя мощность ее около 3,8 км, наибольшая - свыше 11 км (11 022 м - Марианская впадина в Тихом океане).

Гидросфера Земли значительно моложе самой планеты. На первых этапах своего существования поверхность Земли была полностью безводной, да и в атмосфере водяного пара практически не было. Образование гидросферы обусловлено процессами отделения воды из вещества мантии. Гидросфера в настоящее время составляет неразрывное единство с литосферой, атмосферой и биосферой. Именно для последней - биосферы - весьма важное значение имеют уникальные свойства воды как химического соединения, например, изменения в объеме при переходе воды из одного фазового состояния в другое (при замерзании,

при испарении); высокая растворяющая способность по отношению почти ко всем соединениям на Земле.

Именно наличие воды по своей сути обеспечивает существование жизни на Земле в известной нам форме. Из воды, как простого соединения, и углекислоты растения способны под воздействием солнечной энергии и в присутствии хлорофилла образовывать сложные органические соединения, что собственно и является процессом фотосинтеза. Вода на Земле распределена неравномерно, большая ее часть сосредоточена на поверхности. По отношению же к объему земного шара общий объем гидросферы не превышает 0,13 %. Основную часть гидросферы составляет Мировой океан (94 %), площадь которого 361059 км 2 , а общий объем-1370 млн км 3 . В континентальной земной коре 4,42 10 23 г воды, в океанической -3,61 10 23 г. В табл. 1 приведено распределение воды на Земле.

Таблица 1

Объем гидросферы и интенсивность водообмена

^Активному водообмену и использованию могут быть подвергнуты всего лишь 4000 тыс. км 3 подземных вод, расположенных на небольших глубинах.

Температура воды в океане меняется не только в зависимости от широты местности (близость к полюсам или экватору), но и от глубины океана. Наибольшей изменчивостью температур отличается поверхностный слой до глубины 150 м. Самая высокая температура воды в верхнем слое отмечена в Персидском заливе (+35,6 °С), а наиболее низкая - в Северном Ледовитом океане (-2,8 °С).

Химический состав гидросферы весьма разнообразен: от весьма пресных до очень соленых вод, типа рассолов.

Более 98 % всех водных ресурсов Земли составляют соленые воды океанов, морей и некоторых озер, ^гтатеке минера пизпуян-

ные подземные воды. Общий объем пресной воды на Земле равен 28,25 млн км 3 , что составляет всего лишь около 2 % общего объема гидросферы, при этом наибольшая часть пресных вод сосредоточена в материковых льдах Антарктиды, Гренландии, полярных островов и высокогорных областей. Это вода в настоящее время малодоступна для практического использования человеком.

В Мировом океане содержится 1,4-10 2 диоксида углерода (С0 2), что почти в 60 раз больше, чем в атмосфере; кислорода в океане растворено 8 10 18 г или почти в 150 раз меньше, чем в атмосфере. Ежегодно реки сносят в океаны около 2,53 10 16 г терри-генного материала с суши, из них почти 2,25 10 16 г приходится на взвесь, остальное - растворимые и органические вещества.

Соленость (средняя) морской воды равна 3,5 % (35 г/л). В морской воде кроме хлоридов, сульфатов и карбонатов содержатся также йод, фтор, фосфор, рубидий, цезий, золото и другие элементы. В воде растворено 0,48 10 23 г солей.

Глубоководные исследования, проведенные в последние годы, позволили установить наличие горизонтальных и вертикальных течений, существование форм жизни во всей толще воды. Органический мир моря разделяется на бентос, планктон, нектон и др. К бентосу относятся организмы, обитающие на грунте и в грунте морских и континентальных водоемов. Планктон - совокупность организмов, населяющих толщу воды, не способных противостоять переносу течением. Нектон - активно плавающие, например рыбы, и другие морские животные.

В настоящее время серьезным становится вопрос о дефиците пресной воды, что является одной из составляющих развивающегося глобального экологического кризиса. Дело в том, что пресная вода необходима не только для утилитарных нужд человека (питья, приготовления пищи, умывания и т. п.), но и для большинства промышленных процессов, не говоря уже о том, что только пресная вода пригодна для сельскохозяйственного производства - агротехники и животноводства, так как подавляющее большинство растений и животных сосредоточено на суше и для осуществления своей жизнедеятельности они используют исключительно пресную воду. Рост населения Земли (уже сейчас на планете более 6 млрд человек) и связанное с этим активное развитие промышленности и сельскохозяйственного производства привели к тому, что ежегодно человеком потребляется 3,5 тыс. км 3 пресной воды, причем безвозвратные потери составляют 150 км 3 . Та часть гидросферы, которая пригодна для водоснабжения, составляет 4,2 км 3 , это всего лишь 0,3 % объема гидросферы. В России достаточно большие запасы пресной воды (около 150 тыс. рек, 200 тыс. озер, множество водохранилищ и прудов,

значительные объемы подземных вод), однако распределение этих запасов по территории страны далеко неравномерно.

Гидросфера играет важную роль в проявлении многих геологических процессов, особенно в поверхностной зоне земной коры. С одной стороны, под воздействием гидросферы происходит интенсивное разрушение горных пород и их перемещение, пере-отложение, с другой - гидросфера выступает как мощный созидательный фактор, являясь по существу бассейном для накопления в ее пределах значительных толщ осадков разного состава.

Биосфера находится в постоянном взаимодействии с литосферой, гидросферой и атмосферой, что существенно сказывается на составе и строении литосферы.

В целом под биосферой в настоящее время понимают область распространения живого вещества (живые организмы известных науке форм); это сложноорганизованная оболочка, связанная биохимическими (и геохимическими) циклами миграции вещества, энергии и информации. Академик В. И. Вернадский в понятие биосферы включает все структуры Земли, генетически связанные с живым веществом; прошлой или современной деятельностью живых организмов. Большая часть геологической истории Земли связана с деятельностью живых организмов, особенно в поверхностной части земной коры, например, это весьма мощные осадочные толщи органогенных горных пород - известняков, диатомитов и др. Область распространения биосферы ограничивается в атмосфере озоновым слоем (примерно 18-50 км над поверхностью планеты), выше которого известные на Земле формы жизни невозможны без специальных средств защиты, как это осуществляется при космических полетах за пределы атмосферы и на другие планеты. В недра Земли до последнего времени биосфера распространялась до глубины Марианской впадины в 11 022 м, однако при бурении Кольской сверхглубокой скважины достигнута глубина более 12 км, а это означает, что на данную глубину осуществлено проникновение живого вещества.

Внутреннее строение Земли, по современным представлениям, состоит из ядра, мантии и литосферы. Границы между ними достаточно условны, вследствие взаимопроникновения как по площади, так и по глубине (см. рис. 1).

Земное ядро состоит из внешнего (жидкого) и внутреннего (твердого) ядра. Радиус внутреннего ядра (так называемый слой в) примерно равен 1200-1250 км, переходный слой (Б) между внутренним и внешним ядром имеет мощность около 300-400 км, а радиус внешнего ядра равен 3450-3500 км (соответственно глубина 2870-2920 км). Плотность вещества во внешнем ядре с глубиной возрастает с 9,5 до 12,3 г/см 3 . В центральной части

внутреннего ядра плотность вещества достигает почти 14 г/см 3 . Все это показывает, что масса земного ядра составляет до 32 % всей массы Земли, в то время как объем примерно 16 % объема Земли. Современные специалисты считают, что земное ядро почти на 90 % представляет собой железо с примесью кислорода, серы, углерода и водорода, причем внутреннее ядро имеет, по современным представлениям, железо-никелевый состав, что полностью отвечает составу ряда исследованных метеоритов.

Мантия Земли представляет собой силикатную оболочку между ядром и подошвой литосферы. Масса мантии составляет 67,8 % общей массы Земли (О.Г. Сорохтин, 1994). Геофизическими исследованиями установлено, что мантия, в свою очередь, может быть подразделена (см. рис. 1) на верхнюю мантию (слой Д до глубины 400 км), переходный слой Голицына (слой С на глубине от 400 до 1000 км) и нижнюю мантию (слой В с подошвой на глубине примерно 2900 км). Под океанами в верхней мантии выделяется слой, в котором мантийное вещество находится в частично расплавленном состоянии. Весьма важным элементом в строении мантии является зона, подстилающая подошву литосферы. Физически она представляет собой поверхность перехода сверху вниз от охлажденных жестких пород к частично расплавленному мантийному веществу, находящемуся в пластическом состоянии и составляющему астеносферу.

По современным представлениям, мантия имеет ультраоснов-ной состав (пиролита, как смеси 75 % перидотита и 25 % толери-тового базальта или лерцолита), в связи с чем ее часто называют перидотитовой, или «каменной», оболочкой. Содержание радиоактивных элементов в мантии весьма низко. Так, в среднем 10 -8 % 13; 10~ 7 % ТЬ, 10" 6 % 40 К. Мантия в настоящее время оценивается как источник сейсмических и вулканических явлений, горообразовательных процессов, а также зона реализации магматизма.

Земная кора представляет собой верхний слой Земли, который имеет нижнюю границу, или подошву, по сейсмическим данным, по слою Мохоровичича, где отмечено скачкообразное увеличение ско^ ростей распространения упругих (сейсмических) волн до 8,2 км/с.

Для инженера-геолога земная кора является основным объектом исследований , именно на ее поверхности и в ее недрах возводятся инженерные сооружения, т. е. осуществляется строительная деятельность. В частности, для решения многих практических задач важным является выяснение процессов формирования поверхности земной коры, истории этого формирования.

В целом поверхность земной коры формируется под воздействием направленных противоположно друг другу процессов:

• эндогенных, включающих в себя тектонические и магматические процессы, которые ведут к вертикальным перемещениям в земной коре - поднятиям и опусканиям, т. е. создают «неровности» рельефа;
• экзогенных, вызывающих денудацию (выполаживание, выравнивание) рельефа за счет выветривания, эрозии различных видов и гравитационных сил;
• седиментационных (осадконакопление), как «выполняющих» осадками все созданные при эндогенезе неровности.

В настоящее время выделяются два типа земной коры: «базальтовая» океаническая и «гранитная» континентальная.

Океаническая кора достаточно проста по составу и представляет собой некое трехслойное формирование. Верхний слой, мощность которого колеблется от 0,5 км в срединной части океана до 15 км у глубоководных дельт рек и материковых склонов, где накапливается практически весь терригенный материал, в то время как в других зонах океана осадочный материал представлен карбонатными осадками и бескарбонатными красными глубоководными глинами. Второй слой сложен подушечными лавами базальтов океанического типа, подстилаемый долеритовыми дайками того же состава; общая мощность этого слоя составляет 1,5-2 км. Третий слой в верхней части разреза представлен слоем габбро, который вблизи от срединных океанических хребтов подстилается серпентинитами; общая мощность третьего слоя лежит в пределах от 4,7 до 5 км.

Средняя плотность океанической коры (без осадков) равна 2,9 г/см 3 , ее масса - 6,4 10 24 г, объем осадков - 323 млн км 3 . Океаническая кора образуется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов за счет происходящего под ними выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и излияния толеритовых базальтов на океанское дно. Установлено, что ежегодно из астеносферы поступает 12 км 3 базальтов. Все эти грандиозные тектоно-магматические процессы сопровождаются повышенной сейсмичностью и не имеют себе равных на континентах.

Континентальная кора резко отличается от океанической по мощности, строению и составу. Ее мощность меняется от 20-25 км под островными дугами и участками с переходным типом коры до 80 км под молодыми складчатыми поясами Земли, например под Андами или Альпийско-Гималайским поясом. Мощность континентальной коры под древними платформами составляет в среднем 40 км. Континентальная кора сложена тремя слоями, верхний из которых осадочный, а два нижних представлены кристаллическими породами. Осадочный слой сложен глинистыми осадками и карбонатами мелководных морских бас-

сейнов и имеет весьма различную мощность от 0 на древних щитах до 15 км в краевых прогибах платформ. Под осадочным слоем залегают докембрийские «гранитные» породы, зачастую преобразованные процессами регионального метаморфизма. Далее залегает базальтовый слой. Отличием океанической коры от континентальной является наличие в последней гранитного слоя. Далее океаническая и континентальная кора подстилаются породами верхней мантии.

Земная кора имеет алюмосиликатный состав, представленный, главным образом, легкоплавкими соединениями. Из химических элементов преобладающими являются кислород (43,13 %), кремний (26 %) и алюминий (7,45 %) в форме силикатов и оксидов (табл. 2).

Таблица 2

Средний химический состав земной коры

Химический состав земной коры, %, следующий: кисло

род - 46,8; кремний - 27,3; алюминий - 8,7; железо -5,1; кальций - 3,6; натрий - 2,6; калий - 2,6; магний - 2,1; другие - 1,2.

Как показывают последние данные, состав океанической коры настолько постоянен, что его можно считать одной из глобальных констант, так же как состав атмосферного воздуха или среднюю соленость морской воды. Это является свидетельством единства механизма ее образования.

Важным обстоятельством, отличающим земную кору от других внутренних геосфер, является наличие в ней повышенного содержания долгоживущих радиоактивных изотопов урана 232 и, тория 237 ТЬ, калия 40 К, причем их наибольшая концентрация отмечена для «гранитного» слоя континентальной коры, в океанической же коре радиоактивных элементов ничтожно мало.

Р и с. 3. Блок-диаграмма трансформного разлома океанической

литосферы

Вулканы

Перемятые

Континентальная

литосфера

Магматические интрузии

Плавление

Рис. 2. Схематический разрез зоны пододвигания океанической литосферы

под континентальную

Литосфера - это оболочка Земли, объединяющая земную кору и часть верхней мантии. Характерным признаком литосферы является то, что в нее входят породы в твердом кристаллическом состоянии и она обладает жесткостью и прочностью. Вниз по разрезу от поверхности Земли наблюдается рост температуры. Расположенная под литосферой пластичная оболочка мантии - астеносфера, в которой при высоких температурах вещество частично расплавлено, и вследствие этого в отличие от литосферы астеносфера не обладает прочностью и может пластично деформироваться, вплоть до способности течь даже под действием очень малых избыточных давлений (рис. 2, 3). В свете современных представлений, согласно теории тектоники литосферных плит, установлено, что литосферные плиты, которые слагают внешнюю оболочку Земли, образуются за счет остывания и полной кристаллизации частично расплавленного вещества астеносферы, подобно тому, как это происходит, например, на реке при замерзании воды и образовании льда в морозный день.

Следует отметить, что слагающий верхнюю мантию лерцо-лит обладает сложным составом, в связи с чем вещество астеносферы, находясь в твердом состоянии, механически

ослаблено настолько, что способно проявлять ползучесть. Это показывает, что астеносфера в масштабах геологического времени ведет себя как вязкая жидкость. Таким образом, литосфера способна к движению относительно нижней мантии за счет ослабленности астеносферы. Важным фактом, подтверждающим возможность перемещения литосферных плит, является то, что астеносфера выражена глобально, хотя ее глубина, мощность и физические свойства варьируют в широких пределах. Мощность литосферы меняется от нескольких километров под рифтовыми долинами срединных океанических хребтов до 100 км под периферией океанов, а под древними щитами мощность литосферы достигает 300-350 км.