--PAGE_BREAK--Вследствие вращения Земли точки экватора имеют скорость 465 м/сек, а точки, расположенные на широте — скорость 465cos (м/сек), если считать Землю шаром. Зависимость линейной скорости вращения, а, следовательно, и центробежной силы от широты приводит к различию значений ускорения силы тяжести на разных широтах (см. табл. 4).
Табл. 4. — Геометрические и физические характеристики Земли
Экваториальный радиус
6378,160 км
Полярный радиус
6356,777 км
Сжатие земного эллипсоида
1:298,25
Средний радиус
6371,032 км
Длина окружности экватора
40075,696 км
Поверхность
510,2 106 км2
Объём
1,083 1012 км3
Масса
5976 1021 кг
Средняя плотность
5518 кг/м3
Ускорение силы тяжести (на уровне моря)
а) на экваторе
9,78049 м/сек2
б) на полюсе
9,83235 м/сек2
в) стандартное
9,80665 м/сек2
Момент инерции относительно оси вращения
8,104 1037 кг м2
Вращение Земли вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности. Период вращения Земли определяет единицу времени — сутки. Ось вращения Земли отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики на 23° 26,5' (в середине 20 в.); в современную эпоху этот угол уменьшается на 0,47“ за год. При движении Земли по орбите вокруг Солнца её ось вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года. Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси Земли, что является одной из причин многовековых изменений климата.
Период вращения Земли систематически увеличивается под воздействием лунных и в меньшей степени солнечных приливов. Притяжение Луны создаёт приливные деформации как атмосферы и водной оболочки, так и «твёрдой» Земли. Они направлены к притягивающему телу и, следовательно, перемещаются по З. при её вращении. Приливы в земной коре имеют амплитуду до 43 см, в открытом океане — не более 1м, в атмосфере они вызывают изменение давления в несколько сот н/м2 (несколько мм рт. ст.). Приливное трение, сопровождающее движение приливов, приводит к потере системой Земля — Луна энергии и передаче момента количества движения от Земли к Луне. В результате вращение Земля замедляется, а Луна удаляется от Земли. Изучение месячных и годичных колец роста у ископаемых кораллов позволило оценить число суток в году в прошлые геологические эпохи (до 600 млн. лет назад). Результаты исследований говорят о том, что период вращения З. вокруг оси увеличивается в среднем на несколько м/сек за столетие (500 млн. лет назад длительность суток составляла 20,8 ч). Фактическое замедление скорости вращения Земли несколько меньше того, которое соответствует передаче момента Луне. Это указывает на вековое уменьшение момента инерции Земли, по-видимому, связанное с ростом плотного ядра Земли либо с перемещением масс при тектонических процессах. Скорость вращения Земли несколько меняется в течение года также вследствие сезонных перемещений воздушных масс и влаги. Наблюдения траекторий искусственных спутников Земли позволили с высокой точностью установить, что сплюснутость Земли несколько больше той, которая соответствует современной скорости её вращения и распределению внутренних масс. По-видимому, это объясняется высокой вязкостью земных недр, приводящей к тому, что при замедлении вращения Земли её фигура не сразу принимает форму, соответствующую увеличенному периоду вращения. Поскольку Земля имеет сплюснутую форму (избыток массы у экватора), а орбита Луны не лежит в плоскости земного экватора, притяжение Луны вызывает прецессию — медленный поворот земной оси в пространстве (полный оборот происходит за 26 тыс. лет). На это движение накладываются периодические колебания направления оси — нутация (основной период 18,6 года). Положение оси вращения по отношению к телу Земли испытывает как периодические изменения (полюсы при этом отклоняются от среднего положения на 10—15 м), так и вековые (среднее положение северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью ~11 см в год.).
III. 1. Строение Земли
а) Магнитосфера
Самой внешней и протяжённой оболочкой Земли является магнитосфера — область околоземного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с потоками заряженных частиц.
Исследования, проведённые при помощи космических зондов и искусственных спутников Земли, показали, что Земля постоянно находится в потоке корпускулярного излучения Солнца (т. н. солнечный ветер). Он образуется благодаря непрерывному расширению (истечению) плазмы солнечной короны и состоит из заряженных частиц (протонов, ядер и ионов гелия, а также более тяжёлых положительных ионов и электронов). У орбиты Земли скорость направленного движения частиц в потоке колеблется от 300 до 800 км/сек. Солнечная плазма несёт с собой магнитное поле, напряжённость которого в среднем равна 4,8-10-За/м (6*10-5 э).
При столкновении потока солнечной плазмы с препятствием — магнитным полем Земли — образуется распространяющаяся навстречу потоку ударная волна, фронт которой со стороны Солнца в среднем локализован на расстоянии 13—14 радиусов Земли (R) от её центра. За фронтом ударной волны следует переходная область толщиной ~ 20 тыс. км, где магнитное поле солнечной плазмы становится неупорядоченным, а движение её частиц — хаотичным, температура плазмы в этой области повышается примерно с 200 тыс. градусов до ~ 10 млн. градусов.
Переходная область примыкает непосредственно к магнитосфере Земли, граница которой — магнитопауза — проходит там, где динамическое давление солнечного ветра уравновешивается давлением магнитного поля Земли; она расположена со стороны Солнца на расстоянии ~ 10—12 R () (70—80 тыс. км) от центра З., её толщина ~ 100 км. Напряжённость магнитного поля З. у магнитопаузы ~ 8*10-2а/м (10-3э), т. е. значительно выше напряжённости поля солнечной плазмы на уровне орбиты Земли. Потоки частиц солнечной плазмы обтекают магнитосферу и резко искажают на значительных расстояниях от З. структуру её магнитного поля. Примерно до расстояния 3 R от центра Земли магнитное поле ещё достаточно близко к полю магнитного диполя (напряжённость поля убывает с высотой ~1/R3). Регулярность поля здесь нарушают лишь магнитные аномалии (влияние наиболее крупных аномалий сказывается до высот ~0,5R) над поверхностью Земли. На расстояниях, превышающих 3 R, магнитное поле ослабевает медленнее, чем поле диполя, а его силовые линии с солнечной стороны несколько прижаты к Земле. Линии геомагнитного поля, выходящие из полярных областей Земли, отклоняются солнечным ветром на ночную сторону Земли. Там они образуют «хвост», или «шлейф», магнитосферы протяжённостью более 5 млн. км. Пучки магнитных силовых линий противоположного направления разделены в хвосте областью очень слабого магнитного поля (нейтральным слоем), где концентрируется горячая плазма с температурой в млн. градусов.
Магнитосфера реагирует на проявления солнечной активности, вызывающей заметные изменения в солнечном ветре и его магнитном поле. Возникает сложный комплекс явлений, получивший название магнитной бури. При бурях наблюдается непосредственное вторжение в магнитосферу частиц солнечного ветра, происходит нагрев и усиление ионизации верхних слоев атмосферы, ускорение заряженных частиц, увеличение яркости полярных сияний, возникновение электромагнитных шумов, нарушение радиосвязи на коротких волнах и т.д. В области замкнутых линий геомагнитного поля существует магнитная ловушка для заряженных частиц. Нижняя её граница определяется поглощением захваченных в ловушку частиц атмосферой на высоте несколько сот км., верхняя практически совпадает с границей магнитосферы на дневной стороне Земли, несколько снижаясь на ночной стороне. Потоки захваченных в ловушку частиц высоких энергий (главным образом протонов и электронов) образуют т. н. Радиационный пояс Земли. Частицы радиационного пояса представляют значительную радиационную опасность при полётах в космос.
б) Атмосфера
Атмосферой, или воздушной оболочкой Земли, называют газовую среду, окружающую «твёрдую» Землю и вращающуюся вместе с ней. Масса атмосферы составляет ~5,15*1018 кг. Среднее давление атмосферы на поверхность Земли на уровне моря. Равно 101 325 н/м2 (это соответствует 1 атмосфере или 760 мм рт. ст.). Плотность и давление атмосферы быстро убывают с высотой: у поверхности З. средняя плотность воздуха = 1,22 кг/м3, на высоте 10 км, а на высоте 100 км =8,8. Атмосфера имеет слоистое строение, слои различаются своими физическими и химическими свойствами (температурой, химическим составом, ионизацией молекул и др.).
Принятое деление атмосферы на слои основано главным образом на изменении в ней температуры с высотой, поскольку оно отражает баланс основных энергетических процессов в атмосфере.
Нижняя часть атмосферы, содержащая около 80% всей её массы, называется тропосферой. Она распространяется до высоты 16—18 км в экваториальном поясе и до 8—10 км в полярных широтах. Температура тропосферы понижается с высотой в среднем на 0,6. К на каждые 100 м. Над тропосферой до высоты 55 км расположена стратосфера, в которой заключено почти 20% массы атмосферы. От тропосферы она отделена переходным слоем — тропопаузой, с температурой 190—220 К. До высоты ~25 км температура стратосферы несколько падает, но дальше начинает расти, достигая максимума (~270К) на высоте 50—55 км. Этот рост связан главным образом с увеличением в верхних слоях стратосферы концентрации озона, интенсивно поглощающего ультрафиолетовое излучение Солнца. Над стратосферой расположены мезосфера (до 80 км), термосфера (от 80 км до 800—1000 км) и экзосфера (выше 800—1000 км). Общая масса всех этих слоев не превышает 0,5% массы атмосферы. В мезосфере, отделённой от стратосферы стратопаузой, озон исчезает, температура вновь падает до 180—200К. вблизи её верхней границы (мезопаузы). В термосфере происходит быстрый рост температуры, связанный главным образом с поглощением в ней солнечного коротковолнового излучения. Рост температуры наблюдается до высоты 200—300 км. Выше, примерно до 800—1000 км, температура остаётся постоянной (~1000К), т.к. здесь разреженная атмосфера слабо поглощает солнечное излучение.
Верхний слой атмосферы — экзосфера — крайне разрежен (у его нижней границы число протонов в 1 м3составляет ~ 1011) и столкновения частиц в нём происходят редко. Скорости отдельных частиц экзосферы могут превышать критическую скорость ускользания (вторую космическую скорость). Эти частицы, если им не помешают столкновения, могут, преодолев притяжение Земли, покинуть атмосферу и уйти в межпланетное пространство. Так происходит рассеяние (диссипация) атмосферы. Поэтому экзосферу называют также сферой рассеяния. Ускользают из атмосферы в межпланетное пространство главным образом атомы водорода и гелия.
Приведённые характеристики слоев атмосферы следует рассматривать как усреднённые. В зависимости от географической широты, времени года, суток и др. они могут заметно меняться.
Химический состав земной атмосферы неоднороден. Сухой атмосферный воздух у поверхности Земли содержит по объёму 78,08% азота,20,95% кислорода (~ 10-6% озона), 0,93% аргона и около 0,03% углекислого газа. Не более 0,1% составляют вместе водород, неон, гелий, метан, криптон и др. газы. В слое атмосферы до высот 90—100 км, в котором происходит интенсивное перемешивание атмосферы, относительный состав её основных компонентов не меняется, этот слой называется гомосферой. В атмосфере содержится (1,3—1,5)*1016 кг воды. Главная масса атмосферной воды (в виде пара, взвешенных капель и кристалликов льда) сосредоточена в тропосфере, причём с высотой её содержание резко убывает. Во влажном воздухе содержание водяного пара у земной поверхности колеблется от 3—4% в тропиках до 2*10-5% в Антарктиде. Очень изменчивы аэрозольные компоненты воздуха, включающие пыль почвенного, органического и космического происхождения, частички сажи, пепла и минеральных солей.
У верхней границы тропосферы и в стратосфере наблюдается повышенное содержание озона. Слой максимальной концентрации озона расположен на высотах ~21—25 км. Начиная с высоты ~ 40 км увеличивается содержание атомарного кислорода. Диссоциация молекулярного азота начинается на высоте около 200 км. Наряду с диссоциацией молекул под действием коротковолнового и корпускулярного излучений Солнца на высотах от 50 до 400 км происходит ионизация атмосферных газов. От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. На высоте 250—300 км, где расположен максимум ионизации, электропроводность атмосферы в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Для верхних слоев атмосферы характерен также процесс диффузионного разделения газов под действием силы тяжести (гравитационное разделение): газы распределяются с высотой в соответствии с их молекулярной массой. Верхние слои атмосферы в результате оказываются обогащенными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации, ионизации и гравитационного разделения определяет химическую неоднородность верхних слоев атмосферы. Примерно до 200 км основным компонентом воздуха является азот N2. Выше начинает превалировать атомарный кислород. На высоте более 600 км преобладающим компонентом становится гелий, а в слое от 2 тыс. км и выше — водород, который образует вокруг Земли так называемую водородную корону.
Через атмосферу к поверхности Земли поступает электромагнитное излучение Солнца — главный источник энергии физических, химических и биологических процессов. В географической оболочке Земли атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения в диапазоне длин волн от 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне — от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона (>5,2мкм) поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы. Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн от её ионизованных слоев (ионосферы). Излучение ультрафиолетового диапазона ( от 3000 до 1800 Å) поглощается озоном на высотах 15—60 км, а волны длиной 1800—1000 Å и короче — азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от нескольких десятков до нескольких сот км над поверхностью З.). Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощается всей толщей атмосферы, до поверхности Земли оно не доходит. Таким образом, биосфера оказывается защищенной от губительного воздействия коротковолнового излучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности Земли достигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границу атмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излучения Земли (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды. Если бы Земля была лишена атмосферы, то средняя температура её поверхности была бы —23°С, в действительности средняя годовая температура поверхности Земли составляет 14,8°С. Атмосфера задерживает также часть космических лучей и служит бронёй против разрушительного действия метеоритов. Насколько велико защитное значение земной атмосферы, показывает испещрённая метеоритными кратерами поверхность Луны, лишённая атмосферной защиты. Между атмосферой и подстилающей поверхностью происходит непрерывный обмен энергией (теплооборот) и веществом (влагооборот, обмен кислородом и др. газами). Теплооборот включает перенос теплоты излучением (лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекции и фазовых переходов воды (испарения, конденсации, кристаллизации).
Неравномерный нагрев атмосферы над сушей, морем на разных высотах и в разных широтах приводит к неравномерному распределению атмосферного давления. Возникающие в атмосфере устойчивые перепады давления вызывают общую циркуляцию атмосферы, с которой связан влагооборот, включающий процессы испарения воды с поверхности гидросферы, переноса водяного пара воздушными потоками, выпадение осадков и их сток. Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы являются основными климато-образующими процессами. Атмосфера является активным агентом в различных процессах, происходящих на поверхности суши и в верхних слоях водоёмов. Важнейшую роль играет атмосфера в развитии жизни на Земле.
продолжение
--PAGE_BREAK--в) Гидросфера
Вода образует прерывистую оболочку Земли. Около 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4% заключено в подземных водах; около 2% — в льдах и снегах (главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% — в поверхностных водах суши (реки, озёра, болота). Незначительное количество воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения. Ежегодное количество осадков, выпадающих на земную поверхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.
Вода гидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав её близок к составу океанической воды, в которой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий и, прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы — пресные (солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг). Средняя солёность океанической воды около 35 г/кг (35о/оо), солёность морской воды колеблется от 1—2°/оо (Финский залив Балтийского моря) до 41,5°/оо (Красное море). Наибольшая концентрация солей — в солёных озёрах (Мёртвое море до 260°/оо) и подземных водах (до 600°/оо). Современный солевой состав вод гидросферы сформировался за счёт продуктов химического выветривания изверженных пород и приноса на поверхность Земли продуктов дегазации мантии: в океанической воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главным образом за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и др. элементы, играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктами подводных вулканических извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных химических элементов океаническая вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных и животных организмов. Мировой океан образует самое большое скопление вод на земной поверхности. Морские течения связывают отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей обладают общими физико-химическими свойствами. Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200—300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующего климатического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до 0 °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости от географической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существенные различия в изменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300—500 м температура воды здесь быстро понижается, затем до 1200— 1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2°С и 0 °С. В умеренных областях изменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначала понижается до глубин около 50—100 м, затем до глубин около 500 м несколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях. С изменением температуры и солёности меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см3. В приэкваториальной области плотность воды у поверхности — 1,02204 г/см3. Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150—200 м циркуляция определяется главным образом господствующими ветрами, под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от температуры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональные круговороты в субтропических широтах и циклональные — в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца. Океан играет огромную роль в жизни Земли. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии на поверхности Земли. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Тёплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Таким образом, океан влияет на климат и погоду Земли. Велика роль океана в круговороте веществ на Земле. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворённых в океанической воде солей и привнос в океан реками материала с суши, биогеохимические превращения). Непрерывно движущиеся водные массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный обломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительной работы океанической воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана, образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам. Немалую роль играют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают промышленность и поливное земледелие. Текучие поверхностные воды совершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.
2. «Твёрдая» Земля
О строении, составе и свойствах «твёрдой» Земли имеются преимущественно предположительные сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования. Наиболее достоверны из них — сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в Земле упругих колебаний (сейсмических волн). С их помощью удалось установить разделение «твёрдой» Земли на отдельные сферы и составить представление о внутреннем строении Земли. (см. табл. 5).
Табл. 5.—Основные данные о геосферах «твёрдой» Земли
Геосферы Подразделения геосфер Буквенное обозначение
Глубина нижней границы*, км.
Объём, 1018 м3
Масса**, 1021 кг
Земная кора осадочный слой A до 20
1,0
2,5
«гранитный» слой
до 40
3,6
10
«базальтовый» слой
до 70
5,6
16
Мантия верхняя
мантия
субстрат
B 50-100
180,1
610
слой Гуттенберга (астеносфера)
около 400
слой Голицына
C около 900
205,7
856
Нижняя мантия
D 2900
510,8
2547
Ядро Внешнее ядро
E около 4800
166,6
1828
F
около 5100
субъядро
G 6371
8,6
106
• Разность между средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).
а) Строение «твёрдой» Земли.
Верхняя сфера «твёрдой» Земли — земная кора (А) — самая неоднородная и сложно построенная. Из нескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний — осадочный (от 0 до 20 км), средний, называемый условно «гранитным» (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. «базальтовый» (от 10 до 70 км), отделяющийся от «гранитного» поверхностью Конрада.
Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается т. н. «второй» слой неясной природы, толщиной около 1—2,5 км. Мощность «базальтового» слоя под океанами — около 5 км. Кроме основных типов коры, встречается несколько типов «промежуточного» строения, в том числе кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей). Субконтинентальная кора характеризуется нечётким разделением «гранитного» и «базальтового» слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового. Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии. Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром Земли. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850—900 км), слой D — нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, называется субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии называют именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гуттенберга. Скорость распространения сейсмических волн в пределах слоя Гуттенберга несколько меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда — второе название слоя Гуттенберга — астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмическим волноводом, поскольку сейсмический «луч» (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С (Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмических волн (продольных от 8 до 11,3 км/сек, поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек). Земное ядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F) толщиной около 300 км, которую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек., вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти с неизменной скоростью.
б) Физические характеристики и химический состав «твёрдой» Земли.
С глубиной в Земле изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры. Средняя плотность земной коры в целом — 2,8 т/м3. Средняя плотность осадочного слоя коры — 2,4—2,5 т/м3, «гранитного» — 2,7 т/м3, «базальтового» — 2,9 т/м3. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2,9—3,0 т/м3 до 3,1—3,5 т/м3. Далее она плавно растет, достигая у подошвы слоя Гуттенберга 3,6 т/м3. у подошвы слоя Голицына 4,5 т/м3 и у границы ядра 5,6 т/м3. В ядре плотность скачком поднимается до 10,0 т/м3, а далее плавно возрастает до 12,5 т/м3 в центре Земли.
Ускорение силы тяжести в Земле не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 м/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек2 и далее плавно убывает до нуля в центре Земли. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, которое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м2 (109н/м2), у подошвы слоя В — 14 Гн/м2, слоя С — 35 Гн/м2, на границе ядра — 136 Гн/м2, в центре Земли — 361 Гн/м2. Зная плотность и скорости сейсмических волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала Земли. Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.
В земной коре и верхней мантии температура повышается с глубиной. Из мантии к поверхности «твёрдой» Земли идёт тепловой поток, в несколько тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем около 0,06 вт/м2 или около 2,5*1013 вт на всю поверхность З.). В мантии температура везде ниже температуры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600—700 °С. В слое Гуттенберга температура, по-видимому, близка к точке плавления (1500—1800 °С). Оценка температур для более глубоких слоев мантии и ядра З. носит весьма предположительный характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000—5000 °С.
Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 1023nз; вязкость астеносферы сильно понижена (1019—1021nз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии.
В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает на значительную прочность слагающего её материала; отсутствие более глубоких сейсмических очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механических напряжений.
Электропроводность в верхней части слоя В очень низка (порядка 10-2 ом-1(м-1); в слое Гуттенберга она повышена, что связывают с ростом температуры. В слое Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10—100 ом-1*м-1, а в нижней мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре Земли электропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.
Из современных космогонических гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца. Сопоставляя известные химические анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физических свойствах материала в недрах Земли, можно в общих чертах охарактеризовать состав Земли в целом и состав её различных геосфер.
Табл. 6.—Химический состав Земли
Химический элемент
Содержание в весовых процентах
Химический элемент
Содержание в весовых процентах
Железо
34,63
Натрий
0,57
Кислород
29,53
Хром
0,26
Кремний
15,20
Марганец
0,22
Магний
12,70
Кобальт
0,13
Никель
2,39
Фосфор
0,10
Сера
1,93
Калий
0,07
Кальций
1,13
Титан
0,05
Алюминий
1,09
В табл. 6 приводится общий химический состав Земли, согласно подсчётам американского геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлической фазе хондритов. Относительно состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой — ядро состоит из железа с примесью (18—20%) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала); согласно второй — внешнее ядро слагается силикатом, который под влиянием огромного давления и высокой температуры перешёл в металлическое состояние; субъядро может быть железным или силикатным.
В составе Земли преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90% массы Земли. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распросранённые в коре соединения — кремнезём (SiO2) и глинозём (A12O3).
продолжение
--PAGE_BREAK--Мантия состоит преимущественно из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO2 (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (MgSiO4), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe2SiO4). Предполагается, что в нижней мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO2, MgO, FeO).
Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких температур и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие которого вся мантия находится в твёрдом кристаллическом состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления температуры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллических решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмических волн.
Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмические волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля Земли. Субъядро, по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нём поперечные волны).
3. Геодинамические процессы.
Вещество геосфер Земли находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преимущественно твёрдым веществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания современного и всех прошлых состояний Земли.
Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности Земли, различают две главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом которых является внутренняя энергия Земли (главным образом энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на Землю энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны главным образом глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химических элементов, циркуляция тепловых и электрических токов и так далее. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых — в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате которого химические элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутренней структуры земной коры. Все эти процессы называются тектоническими, а область их проявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, — тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектоническими процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхность Земли в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонических деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогический состав и структуру под воздействием повышенных давлений и температур.
Земная поверхность и внешние слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов. Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности Земли реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные (накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрных водоёмах с дальнейшим преобразованием в осадочные горные породы).
Действие эндогенных и экзогенных процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы (в основном тектонического движения) создают прежде всего крупные неровности, от которых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е. в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность Земли. При взаимодействии внутренних и внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности, совокупность которых называется рельефом. При различном соотношении внутренних и внешних сил формируются либо горные, сильно расчленённые типы рельефа, либо мало расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры земной коры.
Эндогенные процессы выводят на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы денудации и аккумуляции и являющееся одним из основных источников материала осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов, преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом измененном виде вновь поднимаются тектоническими процессами на поверхность Земли.
4. Основные черты структуры земной коры.
Земная кора — единственная из внутренних геосфер, доступная непосредственному изучению. Поэтому знание её структуры является важнейшей основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли в целом. Из двух основных структурных подразделений — материков и океанов, — принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.
Древнейшими элементами структуры материковой коры являются древние (докембрийские) платформы — обширные, тектонически мало подвижные (стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геологической истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими осадочными породами (платформенным чехлом), под которым погребён древний складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов, лишённых платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфическими породами, прорванными глубинными магматическими интрузиями преимущественно гранитного состава. Это указывает на первоначально большую тектоническую подвижность участков коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются тектонически активными геосинклинальными поясами, которые состоят из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно стабильные в и внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклинальные системы в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам, и называемые молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских) платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.
Геосинклинальные пояса характеризуются линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной мощностью коры, контрастными вертикальными движениями большой амплитуды, интенсивным смятием горных пород в складки, вулканической активностью и высокой сейсмичностью. Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными вертикальными движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости, сейсмичности и вулканизма.
Несравненно хуже известна современная структура океанической коры, по поводу которой во многом приходится ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанического дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и, по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии со стабильными структурами материков называют океаническими платформами, или талассократонами. Им противостоят как тектонически подвижные зоны океанические рифовые пояса — совершенно своеобразные глобального значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединноокеанических хребтов, которым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены продольными разломами, по которым развита система глубоких рифовых впадин.
Что касается структурных соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить два принципиально отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического, Индийского и Северному Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечёт вкрест структуры материковой коры, а переход от нее к океанической резкий, осуществляющийся путём быстрого выклинивания «гранитного» слоя в зоне материкового склона. Второй, или тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского океанов. Ему присуще параллельное краю континента простирание мезозойских и кайнозойских складчатых систем и современных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую впадину, а также наличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным или мозаичным строением коры. В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальные поднятия, выраженные в современном рельефе гористыми архипелагами островных дуг, имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальные прогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинных океанических желобов.
Очень часто эти особенности строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельства его значительной древности. В то же время никто не сомневается в относительной молодости океанов атлантического типа. Данные исторической геологии однозначно указывают, что ещё в конце палеозойской эры материки Южной Америки, Африки, Австралии и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанской платформой, составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течение мезозоя он разделился на части, и возникли современные впадины Индийского и Атлантического океанов.
Единодушное признание этого факта не исключает весьма различного его истолкования. Некоторые учёные рассматривают его как результат «океанизации», то есть преобразования материковой коры в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованием очагов плавления в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блоки литосферы, что приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов к исчезновению гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на месте ранее существовавшего материка океанической впадины.
С другой стороны, всё более распространяются взгляды на образование океанов путём раздвижения блоков материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Эти идеи дрейфа материков (мобилизма, или эпейрофореза) подкрепляются данными палеогеографии, поскольку без их принятия трудно объяснить несоответствие между расположением климатических поясов геологического прошлого и современных географических полюсов. Приводятся также аналогичные аргументы, основанные на несоответствии вычисленных по данным остаточной намагниченности горных пород палеомагнитных широт и ориентировки магнитных меридианов прошлого современному положению магнитных полюсов, и т.п.
Из мобилистских гипотез шире всего распространилась выдвинутая в 60-х гг. 20 в. гипотеза так называемый «новой глобальной тектоники», или «тектоники плит», которая основана на геофизических исследованиях океанов. Она предполагает как бы двустороннее «растекание» океанической коры в обе стороны от срединноокеанических хребтов и связанное с этим расширение океанических впадин. Некоторые учёные считают возможным сосуществование в разных местах, в зависимости от обстановки, «растекания» коры и «океанизации».
Всё большее значение начинает придаваться значительным горизонтальным смещениям блоков земной коры и в развитии обычных геосинклинальных поясов; присутствие в их пределах обширных зон развития ультраосновных изверженных пород и типичный для начальных стадий развития геосинклинальных систем т. н. инициальный базальтовый вулканизм расцениваются как показатели заложения геосинклиналей на океанической коре, подобно современным океаническим желобам. Согласно этим представлениям, известные ныне складчатые системы геосинклинальных поясов являются лишь окраинными структурами некогда обширных океанических впадин, впоследствии замкнувшихся в результате надвигания на них примыкавших материковых массивов, постепенно сблизившихся до соприкосновения.
Таким образом, проблема исторических соотношений материковой и океанической коры далека от решения. Тем более это касается общих причин тектонических процессов, по поводу которых существует множество часто противоречивых предположений.
5. Рельеф Земли.
Самые крупные (планетарные) формы рельефа Земли соответствуют структурным крупнейшим элементам земной коры. Их морфологические различия определяются различиями строения и истории отдельных участков земной коры, а также направленностью тектонических движений. Эти подразделения рельефа земной поверхности, в формировании которых ведущая роль принадлежит внутренним процессам, носят название морфоструктур.
Морфоструктуры планетарного масштаба расчленяются на морфоструктуры более мелкого порядка — отдельные возвышенности, хребты, массивы, плато, впадины и другие, являющиеся всё же относительно крупными формами рельефа. На них накладываются более мелкие разнообразные формы, так называемой морфоскульптуры, образующиеся преимущественно под влиянием внешних сил Земли, питаемых энергией Солнца.
а) Морфоструктуры.
Крупнейшие неровности поверхности Земли образуют выступы материков (суша вместе с шельфом) и впадины океанов. Наиболее крупные элементы рельефа суши — равнинно-платформенные и горные (орогенные) области.
Равнинно-платформенные области включают равнинные части древних и молодых платформ и занимают около 64% площади суши. Преобладают первичноравнинные поверхности, образованные почти горизонтально залегающими толщами осадочных пород. В размещении этих областей наблюдается симметрия: они приурочены к двум широтным поясам, один из которых расположен в Северном, а другой — в Южном полушарии. В Северном полушарии находятся Северо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области, в Южном — Южно-Американская (Бразильская), Африкано-Аравийская и Австралийская. В пределах платформенных равнин имеются отдельные низменности и возвышенности, плато, плоскогорья и высоко поднятые массивы (Жигулёвские горы на Восточно-Европейской равнине, горы Путорана на Среднесибирском плоскогорье, горный массив Ахаггар на Африкано-Аравийской платформенной равнине. В целом амплитуда высот поверхности платформенных равнин в 10—20 раз меньше, чем в горных странах.
Среди равнинно-платформенных областей имеются низкие, с абсолютными высотами 100—300 м (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская, Турайская, Северо-Американская), и высокие, поднятые новейшими движениями коры на высоту 400—1000 м (Среднесибирское плоскогорье, Африкано-Аравийская, Индостанская, значительные части Австралийской и Южно-Американской равнинных областей). В рельефе суши преобладают равнины второго типа. Морфологический облик низких и высоких равнин резко различен. Высоким равнинам, в отличие от низких, свойственны большая глубина расчленения, ступенчатость поверхности, обусловленная главным образом смещениями по разломам, и местами — проявления вулканизма.
Различают древние платформенные равнины, сформировавшиеся на докембрийских платформах (например, Восточно-Европейская), и молодые — на молодых платформах (например, Западно-Сибирская) — более подвижные по сравнению с первыми.
Горные (орогенные) области занимают около 36% площади суши. В их пределах выделяются горные сооружения двух типов: молодые, или эпигеосинклинальные, возникшие впервые в орогенном этапе развития геосинклинальных систем кайнозоя (горы юга Евразии, запада Северной и Южной Америки), и горы возрожденные, или эпиплатформенные, которые образовались на месте древних выровненных или полуразрушенных складчатых областей различного возраста в результате омоложения и возрождения новейшими движениями земной коры (например, Тянь-Шань, Куньлунь, горы Южной Сибири и Северной Монголии в Азии, Скалистые горы в Северной Америке, нагорья Восточной Африки и др.). Возрожденные горы преобладают по площади над молодыми, что связано с огромным распространением эпиплатформенного орогенеза на неотектоническом этапе развития земной коры (неоген — антропоген). От эпохи, предшествовавшей новейшему горообразованию, в горах этого типа сохраняются поднятые участки древних поверхностей выравнивания. В отличие от молодых гор, для них характерно несоответствие между орографическим планом, строением гидросети и геологической структурой.
продолжение
--PAGE_BREAK--Дно океанов подразделяется на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходную зону, ложе океана и срединноокеанические хребты.
Подводная окраина материка (около 14% поверхности Земли) включает мелководную равнинную в целом полосу материковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на глубинах от 2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон и материковое подножие отделяют выступы материков, образованные совокупностью суши и шельфа, от основной части океанического дна, называемой ложем океана.
Зона островных дуг. Ложе океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым подножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклинальный режим западных окраинах Тихого океана, в области Малайского архипелага, Антильских островов, моря Скоша и в некоторых других районах между материком и ложем океана располагается переходная зона, которая отличается значительной шириной и резкой сменой поднятых и глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяются архипелаги островных дуг, котловины окраинных морей (например, Берингова, Охотского и др.), горы и поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба. Островные дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие над водой в виде цепочки островов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.); глубоководные желоба — длинные и узкие впадины океанического дна, окаймляющие островные дуги со стороны океана и погруженные на глубину 7—11 км. Некоторые островные дуги состоят из двух параллельных хребтов (например, Курильская дуга) или замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка (например, Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дуг наблюдается самая большая на Земле контрастность рельефа.
Собственно ложе океана (около 40% поверхности Земли) большей частью занято глубоководными (средняя глубина 3—4 тыс. м) равнинами, которые соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонные и холмистые равнины с колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно отдельных котловин, которые разделены в субширотном и субмеридиональном направлениях подводными возвышенностями, валами и хребтами. Среди равнинных пространств ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы (вулканы), некоторые из них имеют уплощённые вершины (гайоты).
Крупнейшим элементом подводного рельефа являются срединноокеанические хребты (около 10% поверхности Земли). Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Они представляют собой пологие валообразные поднятия от нескольких десятков до 1000 км шириной, возвышающиеся над дном соседних котловин на 2—3 км. Отдельные вершины хребтов поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья, Буве, Св. Елены и др.). Некоторые звенья системы срединных хребтов отличаются меньшей относительной высотой (низкие срединноокеанические хребты), отсутствием рифтовых нарушений и меньшим расчленением.
Каждый из срединных хребтов имеет своё продолжение в области коры материкового типа: рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского побережья США, нарушения Центральноиндийского хребта — в грабенах-рифтах Аденского залива, Красного моря и в разломах Восточной Африки, нарушения Срединно-Атлантического хребта — на острове Шпицберген. В строении поверхности Земли огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всю земную кору и нередко уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы, хорошо выраженные в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участки в очертаниях материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются на тысячи км в широтном и субщиротном направлениях и выражены в рельефе в виде уступов, узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекают срединноокеанические хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые один относительно другого на десятки и сотни км.
б) Морфоскульптуры.
Наибольшую роль в формировании морфоскульптур играет работа рек и временных потоков. Они создают широко распространённые флювиальные (эрозионные и аккумулятивные) формы (речные долины, балки, овраги и др.). Большое распространение имеют ледниковыеформы, обусловленные деятельностью современных и древних ледников, особенно покровного типа (северная часть Евразии и Северной Америки). Они представлены долинами-трогами, «бараньими лбами» и «курчавыми» скалами, моренными грядами, озами и др. На огромных территориях Азии и Северной Америки, где распространены многолетнемёрзлые толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного (криогенного) рельефа. Для пустынных и полупустынных областей З. характерны т. н. аридные формы, в создании которых решающую роль играют интенсивное физическое выветривание, деятельность ветра и временных потоков.
Внешние процессы на суше в значительной мере обусловлены климатическими особенностями местности, в связи с чем области распространения морфоскульптур определённого типа распределены по поверхности Земли достаточно закономерно.
На дне океанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, воздействия придонных течении и др.
6. Биосфера
Важнейшая особенность Земли как планеты — наличие биосферы — оболочки, состав, строение и энергетика которой в существенных чертах обусловлены деятельностью живых организмов. Границы её понимаются различно, в зависимости от подхода к её изучению. Наиболее полно значение этой оболочки выявлено в учении о биосфере, созданном В. И. Вернадским. Биосфера включает в себя не только область приповерхностного сосредоточения современной жизни, но и части др. геосфер, в которые проникает живое вещество и которые преобразованы в результате его былой деятельности. Таким образом биосфера объединяет не только живые организмы, но и всю среду их современного и былого обитания. По В. И. Вернадскому, эта «сфера жизни» объединена биогенной миграцией атомов. Живое вещество реально проявляется в виде отдельных (дискретных) живых организмов, различающихся составом, строением, образом жизни и принадлежащих к различным видам. На Земле существует (по разным данным) от 1,2 до 2 млн. видов животных и растений. Из них на долю растений приходится примерно ¼ или 1/3 общего числа видов. Из животных по числу описанных видов первое место занимают насекомые (около 750 000), второе — моллюски (по разным данным, от 40 000 до 100 000), затем идут позвоночные (60 000—70 000 видов). Из растений на первом месте — покрытосеменные (по разным данным, от 150 000 до 300 000 видов), затем грибы (от 70 000 до 100 000 видов). Числом видов растений и животных измеряется богатство флоры и фауны. Однако обилие видов ещё не означает обилия особей, так же как и бедность флоры и фауны видами может сопровождаться чрезвычайным обилием особей. Поэтому для характеристики растительности и животного мира, в отличие от флоры и фауны, пользуются понятиями биомассы (общей массы организмов) и биологической продуктивности — способности организмов к воспроизводству биомассы в единицу времени (на единицу площади или объёма местообитания). По биомассе организмы распределяются иначе, чем по числу видов: биомасса растений на суше значительно больше, чем животных.
Биосфера как область наблюдаемой на Земле максимальной изменчивости условий и состояния вещества включает твёрдое, жидкое и газообразное вещество и имеет мозаичное строение, в основе которого лежат различные биогеоценозы — комплексы живых организмов и неорганических компонентов, взаимосвязанных обменом веществ и энергии. Это — единая организованная система, способная к саморегулированию.
Вещество биосферы неоднородно по структуре; оно делится на живое (организмы), биогенное (созданное живыми организмами), биокосное (результат совместного действия биологических и неорганических процессов) и косное (неорганическое). Геологическая роль живого вещества проявляется в ряде биогеохимических функций. Через посредство живых организмов (главным образом через фотосинтез) солнечная энергия вводится в физико-химические процессы земной коры, а затем перераспределяется через питание, дыхание и размножение организмов, вовлекая в процесс большие массы косного вещества. Живые организмы распространены во всех доступных им областях Земли, близких к областям термодинамической устойчивости жидкой воды (за исключением, по-видимому, областей перегретых подземных вод), и в ряде областей с температурой ниже 00С. Условия среды, в которых возможно проявление жизнедеятельности организмов, — поле устойчивости жизни — расширяется с возрастанием её приспособляемости в ходе эволюции. Границы биосферы расширялись в процессе эволюции Земли не только за счёт прямой приспособляемости организмов к более суровым условиям, но и за счёт создания защитных оболочек, внутри которых возникают особые условия, отличающиеся от условий окружающей среды. Этот процесс наибольший размах принял с появлением человека, который способен существенно расширять сферу своего обитания.
IV. Географическая оболочка
Носителем наиболее своеобразных и характерных особенностей Земли является её географическая (ландшафтная) сфера, заключающая в себе несмотря на малую относительную толщину самые яркие индивидуальные черты Земли. В пределах этой сферы происходит не только тесное соприкосновение трёх геосфер — нижних разделов атмосферы, гидросферы и земной коры, но и частичное перемешивание и обмен твёрдыми, жидкими и газообразными компонентами. Ландшафтная сфера поглощает основную часть лучистой энергии Солнца в пределах волн видимого диапазона и воспринимает все прочие космические влияния. В ней же проявляются тектонические движения, обязанные энергии радиоактивного распада в недрах Земли, перекристаллизации минералов и так далее. Энергия различных источников (главным образом Солнца) претерпевает в пределах ландшафтной сферы многочисленные трансформации, превращаясь в тепловую, молекулярную, химическую, кинетическую, потенциальную, электрическую формы энергии, в результате чего здесь сосредоточивается тепло, притекающее от Солнца, и создаются разнообразные условия для живых организмов. Географической оболочке свойственны целостность, обусловленная связями между её компонентами, и неравномерность развития во времени и пространстве.
Неравномерность развития во времени выражается в присущих этой оболочке направленных ритмичных (периодических — суточных, месячных, сезонных, годовых и т.п.) и неритмичных (эпизодических) изменениях. Как следствие этих процессов формируются разновозрастность отдельных участков географической оболочки, унаследованность хода природных процессов, сохранение реликтовых черт в существующих ландшафтах. Знание основных закономерностей развития географической оболочки позволяет во многих случаях прогнозировать природные процессы.
Благодаря разнообразию условий, создаваемых рельефом, водами, климатом и жизнью, ландшафтная сфера пространственно дифференцирована сильнее, чем во внешних и внутренних геосферах (кроме верхней части земной коры), где материя в горизонтальных направлениях отличается относительным однообразием.
Неравномерность развития географической оболочки в пространстве выражается прежде всего в проявлениях горизонтальной зональности и высотной поясности. Местные особенности (условия экспозиции, барьерная роль хребтов, степень удаления от океанов, специфика развития органического мира в том или ином районе Земли) усложняют структуру географической оболочки, способствуют образованию азональных, интразональных, провинционных различий и приводят к неповторимости как отдельных регионов, так и их сочетаний.
Типы ландшафта, которые выделяются в ландшафтной сфере, различны по рангам. Наиболее крупное деление связано с существованием и размещением материков и океанов. Далее оно обязано шарообразной форме Земли и проявляется в разном количестве тепловой энергии, поступающей на её поверхность. Благодаря этому образуются тепловые пояса, распространяющиеся циркумполярно: жаркий, 2 умеренных и 2 холодных. Однако термические различия определяют собой не все существенные черты ландшафта. Сочетание сферической формы Земли с её вращением вокруг оси создают, помимо термических, заметные динамические различия, возникающие прежде всего в атмосфере и гидросфере, но распространяющие своё влияние и на сушу. Так складываются климатические пояса, каждому из которых свойственны особый режим тепла, свои воздушные массы, особенности их циркуляции и, как следствие этого, — своеобразная выраженность и ритмика ряда географических процессов: биогеохимических, геоморфологических, испаряемости, вегетации растительности, миграции животных, круговоротов органического и минерального вещества и других.
В полярных (арктических, антарктических), умеренных, тропических и экваториальном поясах в течение круглого года господствуют или преобладают формирующиеся в них одноимённые массы воздуха. Между этими поясами располагаются переходные пояса, где в течение года закономерно чередуются воздушные массы смежных поясов; это находит отражение в наименованиях переходных поясов с применением приставки «суб» (субполярные, субтропические и субэкваториальные пояса).
Членение Земли на широтные климатические пояса оказывает столь существенное влияние на прочие стороны ландшафта, что деление природы Земли по всему комплексу признаков на пояса физико-географические почти соответствует климатическим поясам, в основном совпадая с ними по числу, конфигурации и названиям. Географические пояса существенно различаются по многим признакам в Северном и Южном полушариях Земли, что позволяет говорить об асимметрии географической оболочки.
Дальнейшее выявление горизонтально-зональных различий происходит в прямой зависимости от размеров, конфигурации суши и от связанных с этим различий в количестве влаги и режиме увлажнения. Здесь наиболее резко выступает влияние секторных различий между приокеаническими, переходными и континентальными частями (секторами) материков. Именно в конкретных условиях отдельных секторов формируются разнородные участки географических поясов суши, именуемые физико-географическими зонами. Многие из них одноимённы с зонами растительности (лесная, степная и др.), но это отражает лишь физиономическую представленность растительного покрова в облике ландшафта.
Горизонтальная зональность внутри различных географических поясов проявляется по-разному. Отдельные зоны и подзоны полярных и субполярных поясов протягиваются параллельно их простиранию и сменяют одна другую циркумполярно. В умеренном поясе, который на суше развит преимущественно в Северном полушарии, широтное простирание зон свойственно только континентальному сектору. В переходных секторах простирание зон переходит в диагональное по отношению к градусной сети, а в приокеанических, особенно в их более низких широтах, зоны сменяют одна другую с долготой.
Примерами физико-географических зон Северного полушария могут служить: в арктическом поясе — зоны ледяных и арктических пустынь; в субарктическом поясе — зоны тундры (с подзонами арктической, моховолишайниковой и кустарниковой тундры) и лесотундры; в умеренном поясе — зоны: лесная (с подзонами редколесий, нескольких типов тайги, смешанных и лиственных лесов), лесостепная, степная (с подзонами разнотравных и сухих степей), полупустынная и пустынная (с подзонами северной и южной пустынь).
В субтропических поясах смена зон происходит преимущественно с долготой; например, в субтропиках Евразии и Северной Африки с З. на В. сменяются влажные лесные субтропики, полусухие (средиземноморские) лесокустарниковые субтропики и субтропические зоны лесостепи, степей, полупустынь и пустынь. Тропические пояса выражены главным образом во внутри континентальных секторах материков. В субэкваториальных поясах в зависимости от конфигурации суши встречаются сложные сочетания членения на широтные зоны (от сухих и более влажных саванн и редколесий к муссонным лесам) и на разнородные секторные варианты ландшафта (лесные в океанических и сухосаванновые в континентальных секторах). В экваториальном поясе отмечаются преимущественно секторные различия.
В соотношениях тепла и увлажнения зон наблюдаются некоторые пространственные аналогии; так, зоны с относительным равновесием тепла и увлажнения, где тепла хватает как раз для испарения влаги, не удалённой стоком, закономерно повторяются в разных поясах (лесостепи, саванны).
Пояса, аналогичные географическим поясам суши, прослеживаются и в Мировом океане. Их положение определяется теплом, испарением, облачностью, солёностью и плотностью воды, которые в основном являются функцией радиационного баланса; господствующими ветрами и морскими течениями; вертикальной циркуляцией воды, содержанием в ней кислорода, планктона и высших организмов, а на дне также бентоса. Обычно эти условия изменяются с широтой постепенно, а морские течения, подчиняясь силе Кориолиса и в соответствии с очертаниями берегов, выходят за пределы поясов господствующих ветров и оказывают существенное влияние в др. поясах. Поэтому для определения границ географических поясов в океане более важны линии конвергенции (сходимости) основных водных масс, кромки многолетних (летом) и сезонных (зимой) льдов в приполярных областях, широтные оси центров действия атмосферы. По ту и другую сторону от этих осей ветры имеют (при господствующем западно-восточном переносе) противоположное направление.
продолжение
--PAGE_BREAK--