Земля

земляЗЕМЛЯ (от общеславянского зем — земля, пол, низ * а. Earth; н. Erde; ф. terre, sol; и. Tierra) — третья от Солнца планета Солнечной системы.

1. Общие сведения.

Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите (с эксцентриситетом 0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн. км (144,117 млн. км в перигелии, 152,083 в афелии), период обращения 365,242 средних солнечных суток (год), скорость в среднем 29,765 км/с (30,27 км/с в перигелии, 29,27 км/с в афелии). Период обращения Земли вокруг оси 23 ч 56 мин 4,1 с (сутки), наклон оси к плоскости эклиптики 66°33'22". Положение оси вращения осложняется прецессией — медленным поворотом её по круговому конусу (полный оборот происходит за 26 тысяч лет) и нутацией — колебанием оси (налагающимся на прецессионные) с периодом 18,6 г. Положение оси вращения по отношению к телу Земли испытывает изменения (среднее положение
Северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью 11 см/год, отклонение от среднего положения на 11-15 м).

Основные 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•1012км3

Macca..........5976•1021 кг

Средняя
плотность.....5518 кг/м3

Ускорение силы тяжести (на уровне моря)

на экваторе......9,78049 м/с2

на полюсе.......9,83235 м/с2

стандартное......9,80665 м/с2

Естественный спутник Земли — Луна, обращающаяся вокруг неё по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км Масса Луны 73,5•1021 кг, что составляет 1/81,5 доли массы Земли.

Важнейшее отличие Земли от других планет Солнечной системы — существование на ней жизни, появившейся 3-3,5 млрд. лет назад и достигшей с появлением человека (3 млн. лет назад) своей высшей разумной формы. Земля имеет сложную форму, определяющуюся совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных вращением Земли, а также совокупностью эндо- и экзогенных сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) Земли принята уровенная поверхность гравитационного потенциала — геоид. Для решения многих научных и практических задач Земли аппроксимируется эллипсоидом вращения или сфероидом.

Согласно современным космогоническим представлениям, Земля и другие планеты Солнечной системы образовались 4,6 млрд. лет назад почти одновременно с Солнцем в результате сложного процесса объединения (аккреции) большого числа твёрдых частиц разных размеров околосолнечного допланетного облака. В зоне Земли процесс аккумуляции допланетных тел в планету длился около 108 лет. Согласно модели гомогенной аккреции, сперва образовалась квазиоднородная по составу и строению первичная Земля, а её зональное внутреннее строение возникло в процессе последующей эволюции. Не менее вероятна, однако, модель гетерогенной аккреции, по которой вначале аккумулировалось существенно металлические протоядро, а затем на него "налипали" в сущности силикатные частицы, образовавшие первичную мантию. Возможно и сочетание обеих моделей.

По мере роста Земли, вследствие ударов частиц при аккреции и начавшегося радиоактивного нагрева, температура в её недрах постепенно поднималась, однако, по-видимому, лишь в ядре превысила точку плавления. На завершающей стадии догеологического этапа (около 4,2- 4 млрд. лет назад) Земля подвергалась интенсивной бомбардировке крупными метеорами и астероидами, приведшими к сильному разогреванию и, вероятно, временному, частичному или даже полному расплавлению. Дальнейшему повышению температуры препятствовала интенсивная конвекция в нагретом слое. Поэтому уже к концу формирования Земли могла начаться химико-плотностная дифференциация вещества, в результате которой произошло разделение её на геосферы таким образом, что более тяжёлое вещество сформировало более глубокие слои. Процесс формирования тяжёлого ядра Земли, по-видимому, в основном завершился в течение первого млрд. лет существования Земли. Одновременно лёгкие компоненты вещества Земли, поднимаясь к её поверхности, образовали кору. Совокупность геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют "твёрдой" Землей, которая заключает почти всю массу планеты (свыше 99%). За пределами "твёрдой" Земли находятся внешние геосферы — гидросфера и атмосфера, которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантии Земли и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.

Земля обладает гравитационным, магнитным, электрическим полями, геотермическим полем. Гравитационное притяжение Земли удерживает на околоземной орбите Луну и искусственные спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и другие процессы. Магнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре Земли (смотреть геомагнитное поле). В межпланетном пространстве оно занимает область (магнитосферу), объём которой намного превосходит объём Земли, а форма напоминает комету с хвостом (в несколько сотен земных радиусов), направленным от Солнца. С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. "Твёрдая" Земля несёт отрицательный электрический заряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом Земля, по-видимому, электронейтральна.
Источником геотермического поля, возможно, являются в основном распад радиоактивных элементов в земной коре и верхней мантии, процессы химико-гравитационной дифференциации и в меньшей мере солнечная радиация (около 0,9•1017 Дж/с), проникающая на глубину нескольких метров (смотреть геотермия).

В пространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей Земли (главным образом в магнитосфере и атмосфере), происходит поглощение и преобразование космических лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптического и радиоизлучения Солнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая большей частью жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их воздействия живые организмы. Поверхность Земли, гидросферу, прилегающие слои атмосферы, верхние части земной коры объединяют под названием географической, или ландшафтной, оболочки. В географической оболочке происходит закономерная дифференциация, проявляющаяся в последовательной смене географических поясов и зон, что связано с изменением количества солнечной энергии, падающей на поверхность Земли в зависимости от географической широты. Географическая оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовало наличие на западе определенных физических и химических условий, необходимых для синтеза сложных органических молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во многих геохимических процессах со временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило географическую оболочку (смотреть биосфера).

Большую часть поверхности Земли занимает Мировой океан (361,1 млн. км2, или 70,8%), суша составляет 148,1 млн. км2 (29,2%) и образует крупные материки Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (таблица 1), а также многочисленные острова. Суша делится на части света, например, Европу и Азию, Америку (оба американские материка считаются за одну часть света); иногда за особую "океаническую" часть света принимают острова Тихого океана
Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Северное полушарие Земли — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша — 19%). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей.

Суша поднимается над уровнем Мирового океана в среднем на 875 м (максимальная высота 8848 м, г. Джомолунгма). Горы занимают 1/3 поверхности суши, пустыни — около 20%, саванны и редколесья — около 20%, леса — около 30%, ледники — свыше 10%. Свыше 10% суши — под сельскохозяйственными угодьями. Максимальная температура поверхности суши 57-58°С (в тропиках), минимальная — около -90°С (в центре Антарктиды).

Современные представления о Земле, её форме, строении и месте во Вселенной сформировались в процессе длительных исканий, начиная с глубокой древности, т.к. освоение планеты человечеством невозможно без определения расстояний и направлений на местности, в
морях и океанах, описания и систематизации природных явлений и процессов и т.п. Форму, размеры Земли, её массу, моменты инерции, её гравитационное поле определяют с помощью геодезических методов и астрономических наблюдений. Строение и физического свойства Земли, процессы, происходящие во всех оболочках, геофизические поля изучает геофизика; состав Земли, закономерности распределения в ней химических элементов исследует геохимия. Изучением горных пород, слагающих земную кору, её строения, истории движений и развития, размещением в ней полезных ископаемых занимаются геологические науки. Природные явления и процессы, происходящие в географической оболочке и биосфере, являются областью географических наук. Вопросы рационального освоения и охраны минеральных ресурсов, их первичной переработки исследуются горными науками, экологией и др.

2. Внутреннее строение и состав "твёрдой" Земли

строение землиСовременные представления о внутреннем строении Земли основаны на анализе косвенных данных сейсмологии, гравиметрии, геотермии, измерении частот собственных колебаний Земли, экспериментальных данных о свойствах и поведении горных пород в условиях высоких давлений и т.п. Этими исследованиями установлено, что Земля состоит из трёх основных геосфер: коры, мантии и ядра, подразделяющихся, в свою очередь, на ряд слоев (рис. 2). Вещество этих геосфер различается по физическим свойствам, состоянию и минералогическому составу, о чём свидетельствуют изменения температуры, плотности, упругости, вязкости и т.п.

В зависимости от величины скоростей сейсмических волн и характера их изменения с глубиной "твёрдую" Землю делят на восемь сейсмических слоев: А, В, С, D', D", Е, F и G. Кроме того, в Земле выделяют особо прочный слойлитосферу и нижележащий размягчённый слой — астеносферу.

Слой А, или Земная кора, имеет переменную толщину (в континентальной области 33 км, в океанической- 6 км, в среднем — 18 км). Под горами кора утолщается, в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов почти пропадает. На нижней границе земной коры — поверхности Мохоровичича скорости сейсмических волн возрастают скачком, что связано в основном с изменением вещественного состава с глубиной, переходом от гранитов и базальтов к ультраосновным горным породам верхней мантии.

Слои В, С, D' и D" входят в Мантию Земли.

Слой В простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 400 км. Его иногда отождествляют с верхней мантией Земли, хотя в динамических моделях она ограничивается глубиной 700 км, ниже которой отсутствуют очаги землетрясений. Между слоем В и корой происходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя В, составляющая до 10% его массы, равна массе современной коры. Внутри слоя В имеется зона понижения скоростей сейсмических волн: на глубине 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано с относительно высокой температурой, близкой к температуре плавления вещества при соответствующем давлении.

Слой С (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным с переходом минералов в более плотные модификации.

В слое D' (900-2700 км) скорость волн в основном растёт за счёт сжатия однородного вещества. Нерегулярность поведения сейсмических волн в переходном слое D" (2700-2885 км), граничащим с ядром, связана, видимо, с неоднородностью его состава и высоким градиентом температуры.

Слои Е, F и G образуют ядро земли (радиусом 3486 км). На границе с ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, а поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внешнее ядро (слой Е, простирающийся до глубина 4980 км) жидкое. Ниже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутреннее ядро (слой G), в котором распространяются поперечные волны.

 В твёрдой земной коре преобладают следующие химические элементы: кислород и кремний, далее идут алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний, в сумме составляющие 99,03%. На остальные элементы приходится менее 1% (смотреть распространенность химических элементов). Наиболее редкие элементы: Ra (около 1•10-10%), Re(7•10-8%), Au (4,3•10-7%), Bi (9•10-7%) и др. Таким образом, в геохимическом отношении земная
кора (табл. 2) — кислородно-кремниево-алюминиевая сфера, в минералогическом отношении — силикатная сфера (преобладают полевые шпаты).

В результате магматических, метаморфических, тектонических процессов и процессов осадкообразования земная кора резко дифференцирована, в ней протекают сложные процессы концентрации и рассеяния химических элементов, приводящие к образованию различных типов пород и месторождений полезных ископаемых: магматических, гидротермальных, осадочных и др.

Предполагается, что
верхняя мантия по составу близка к ультраосновным породам, в которых преобладает О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) и Fe (9,85%). В минеральном отношении господствует оливин, меньше пироксенов. Нижнюю мантию считают аналогом каменных метеоритов (хондритов). В целом мантия — это силикатно-окисная оболочка, в основном состоящая из О, Fe и Mg. Обычно полагают, что по составу ядро Земли аналогично железным метеоритам, в которых содержится 80,78% Fe, 8,59% Ni, 0,63% Со. Предполагается также примесь в ядре лёгких элементов — О, Si, S, Al. На основе метеоритной модели рассчитан средний состав Земли, в котором преобладает Fe (35%), О (30%), Si (15%) и Mg (13%).

Плотность, давление,
упругие модули. Земная кора состоит из трёх слоев (осадочного, гранитного и базальтового) с возрастающими плотностями, средняя плотность 2800 кг/м3. Сферически симметричные распределения плотности, давления и упругих модулей в мантии и ядре получены по данным о прохождении сейсмических волн при условии, что вещество находится в состоянии гидростатического равновесия (рис. 3). Создаются более детальные модели, при этом исходят из требования наилучшего согласия с наблюдаемыми значениями скоростей волн и периодов собственных колебаний Земли. Наибольшее применение имеют параметрические модели Земли — ПМЗ (табл. 3), которые в мантии для глубин свыше 670 км соответствуют гидростатическому равновесию. Для глубин, меньших 420 км, наряду с моделью ПМЗ-С (ПМЗ — средняя) имеются уточнённые модели ПМЗ-К (континентальная) и ПМЗ-О (океаническая).

 Температура является одной из важнейших характеристик земных недр, позволяющих объяснить состояние вещества в различных слоях и построить общую картину глобальных процессов. За время своего существования Земля нагрелась в результате выделения энергии при дифференциации вещества по плотности и радиоактивном распаде элементов. Современная плотность теплового потока Земли составляет около 0,07 Вт/м2. По измерениям в скважине температура на первых километрах нарастает с глубиной с градиентом 20°С/км. На глубине 100 км, где находятся первичные очаги вулканов, средняя температура несколько ниже температуры плавления и предполагается равной 1100°С. При этом под океанами на глубине 100-200 км температура выше, чем под
континентами, на 100-200 °С. Скачок плотности в слое С на глубине 420 км соответствует давлению 1,4•1010 Па (140 кбар) и отождествляется с фазовым переходом в оливине, происходящем при температуре около 1600°С. На границе с ядром при давлении 1,4•1011 Па и температуре порядка 4000°С силикаты находятся в твёрдом состоянии, а железо в жидком. В переходном слое F, где железо затвердевает, температура может быть 5000°С, в центре Земли — 5000-6000°С (рис. 4). Кроме этих реперных точек, связанных с состоянием вещества, распределение температуры определяется характером тепловых процессов. В твёрдой литосфере, где конвективные потоки отсутствуют или направлены горизонтально и тепло выносится в основном кондуктивно, градиент температуры наибольший. В остальной части верхней мантии вероятна тепловая конвекция, при которой градиент температуры близок к адиабатическому. Усреднённое распределение температуры, удовлетворяющее указанным условиям, приведено на рис. 4.

Термодинамические характеристики земных недр рассчитываются теоретически. Коэффициент теплового расширения с глубиной сначала слегка возрастает до 4•10-5 град-1 на уровне 100 км, затем уменьшается до 1•105 град-1 в нижней мантии и ядре.

Теплоёмкость мантии с глубиной уменьшается от 1,3•103 до 1•103 Дж (кг•К). Кинетические параметры вещества Земли более неопределённы. Коэффициент теплопроводности, равный около 4 Вт/(м•К) вблизи поверхности, сначала уменьшается в два раза в области глубины 100 км, затем несколько растёт, а в металлическом ядре оценивается в 100 Вт/(м•К).

Электропроводность в мантии растёт с глубиной на несколько порядков; на уровне 100 км в зависимости от состава пород её значения могут лежать в пределах 10-5-10-7 Ом-1 • м-1. На глубине 1000 км электропроводность равна примерно 1-10 Ом-1 • м-1. В мантии у границы с ядром она вырастает до 102-103 Ом-1 • м-1, в ядре — порядка 106 Ом-1 • м-1.

Добротность Qm характеризующая диссипативные свойства среды при сдвиговых процессах, определена по затуханию собственных колебаний и поглощению сейсмических волн. В земной коре она составляет около 500, в нижней части литосферы и астеносфере падает до 100, затем она постепенно возрастает до максимальных значений 1000 в нижней мантии. В переходном слое D" добротность опять резко падает, становясь как в астеносфере близкой к 100. Во внешнем жидком ядре сдвиговые колебания невозможны, добротность внутреннего твёрдого ядра составляет 100-150.

 Вязкость вещества земных недр определяет динамику глобальных процессов. Если длительность действия напряжения превышает характерное время, равное отношению вязкости к модулю сдвига, то твёрдое вещество начинает течь как вязкая жидкость. На первых 60-100 км вязкость вещества очень высока, до 1025 Па•с (1026 П). Для сил, действующих менее сотен млн. лет, этот слой Земли ведёт себя как совокупность твёрдых упругих плит. В интервале глубина 100-250 км под континентами и 60-300 км под океанами, где вещество содержит 1-2% расплава, температура относительно высока, вязкость резко понижена (в среднем до 1019 Па•с). В астеносфере происходят наиболее интенсивные процессы перетекания вещества. В верхней мантии, до глубины 700 км, средняя вязкость обычно принимается равной 1020-1021 Па•с. Вязкость нижней мантии изучена недостаточно. По одним представлениям, она составляет более 1024 Па•с и в ней затруднены глобальные процессы конвекции и отсутствуют очаги землетрясений, по другим — значения вязкости близки 1021-1022 Па•с, и процессы тепловой конвекции и дифференциации вещества охватывают всю мантию и тесно связаны с процессами в литосфере и ядре. Вязкость жидкого внешнего ядра оценивается 102-106 Па•с.

3. Геодинамика

Развитие Земли, и в частности
земной коры, определяется эндогенными процессами, движущим началом которых является внутренняя энергия Земли, и экзогенными процессами, возникающими за счёт энергии солнечного излучения. Важнейший фактор, контролирующий перемещение и перераспределение вещества Земли в ходе эндогенных и экзогенных процессов, — сила тяжести. В верхних частях земной коры и на поверхности Земли осуществляется сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов, причём первые в основном создают крупные неровности рельефа тектонического и вулканического происхождения, а вторые стремятся сгладить их путём разрушения выступов поверхности (денудационные процессы) и заполнения её понижений осадками (аккумулятивные процессы). Нижние части земной коры — мантия и ядро — сферы проявления эндогенных процессов.

Среди эндогенных процессов, протекающих в земной коре, а также в верхней мантии, различаются тектонические, т.е. процессы перемещения и изменения внутренней структуры (деформации) отдельных её участков и блоков, магматические, т.е. процессы образования расплавленных масс глубинного вещества верхней мантии и коры (магмы), их перемещения кверху и застывания внутри коры (глубинный магматизм, или плутонизм) или на её поверхности (вулканизм), и метаморфические, т.е. процессы преобразования минерального состава и структуры горных пород под воздействием повышенных температур и давлений, а также привноса в кору некоторых дополнительных химических компонентов. Основная роль в балансе источников внутренней энергии Земли, определяющих развитие этих процессов во времени и их проявлении на разных участках земной коры, по современным представлениям, играют радиоактивный распад долгоживущих изотопов урана, тория, калия, сосредоточенных главным образом в веществе континентальной коры, гравитационная (или химико-гравитационная) дифференциация вещества в глубоких недрах Земли, в меньшей мере — энергия приливного трения, и, возможно, энергия поглощения нейтринного потока.

 Происходящая в мантии и на её границе с ядром глубинная дифференциация вещества приводит к концентрации более лёгких компонентов в верхних геосферах, а более тяжёлых — в низких. Существующие представления о механизме дифференциации вещества глубинных геосфер недостаточно ясны и во многом противоречивы, в частности вопрос о химическом составе ядра и времени его формирования. В целом в мантии протекают процессы фазовых превращений, сопровождающиеся расширением и сжатием вещества, и его медленных перемещений, имеющих, очевидно, конвекционный характер. По мнению многих исследователей, наряду с восходящими потоками вещества происходят и его латеральные (горизонтальные) перемещения на различных глубинных уровнях в нижней и верхней мантии. Этим конвективным течениям, и в частности гипотетическим течениям вещества в верхней мантии, придаётся важное значение в современных мобилистских концепциях (см. Геодинамика, Мобилизм, Тектоника плит). В некоторых других геотектонических концепциях, признающих тесную связь земной коры и верхней мантии (фиксизм, гипотеза пульсаций и расширения Земли), горизонтальным течениям вещества в верхней мантии не придаётся существенного значения и допускается их возможность лишь на значительно более глубоких уровнях мантии, чем в "тектонике плит".

Несомненно, что в ходе развития Земли характер и интенсивность процессов глубинной дифференциации вещества в её недрах, и в частности перемещений масс в
мантии Земли, не оставались постоянными, и соответственно существенно изменялись во времени (направленно или периодически) многие черты тектонических движений и деформаций земной коры, магматизма, метаморфизма, минерагении, рельефообразования и литогенеза. До сих пор остаётся недостаточно ясным важный для правильного понимания геодинамики Земли вопрос о возможности некоторых изменений размеров (а также формы) Земли в ходе её геологического развития. Большинство исследователей предполагает неизменность размеров Земли на протяжении её геологической истории. Часть исследователей, однако, допускает возможность либо более или менее значительного увеличения радиуса Земли в течении всей её истории или, по крайней мере, в мезозое и кайнозое как главной причины активизации рифтогенеза и образования впадин вторичных океанов, либо многократных небольших колебаний её объёма (пульсация) как причины периодических усилений деформаций, сжатия и расширения в подвижных зонах Земли, эпох усиления и затухания вулканизма, мировых трансгрессий и регрессий и прочее. Наряду с этим ряд исследователей продолжает развивать взгляд об уменьшении объёма Земли (контракции) в ходе её геологической истории.

4. Основные тектонические элементы земной коры

Тектоническая структура материков в целом значительно древнее, чем океанов. Как на материках (с переходными зонами), так и в океанах различаются тектонические области относительно более древние и устойчивые, более молодые и мобильные.

 Наиболее древние и тектонически мало подвижные обширные области материков — древние платформы (или кратоны) образованы фундаментом из метаморфических пород докембрийского, в основном архейского и раннепротерозойского (более 1,65 млрд. лет назад) возраста, который выступает на поверхность в пределах щитов, и платформенным чехлом из
полых залегающих толщ слоистых осадочных и отчасти вулканогенных верхнепротерозойских и фанерозойских пород, распространённых в пределах плит. Нижние горизонты чехла (в основном верхнепротерозойского возраста) обычно заполняют отдельные удлинённые узкие грабенообразные впадины — авлакогены, а более верхние образуют на плитах сплошной покров, сравнительно более мощный (обычно до 5 км, в очень редких случаях до 10-20 км) в плоских чашевидных впадинах — синеклизах и менее мощный на сопряжённых с ними пологих относительных поднятиях — антеклизах. В пределах Евразии имеются следующие древние платформы — Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская, Индостанская, Аравийская, на остальных материках — по одной платформе более крупных размеров (карта).

Другой основной тип тектонических областей материков и переходных зон — широкие и весьма протяжённые подвижные пояса, возникшие 1,6-1 млрд. лет назад и прошедшие в течение позднего протерозоя и фанерозоя сложную историю тектонического развития. В современном структурном плане подвижные пояса занимают различную позицию: Североатлантический и Урало-Монгольский (Урало-Охотский) пояса располагаются между древними платформами, Средиземноморский пояс на одних своих отрезках также занимает межплатформенное положение, а на других граничит на юге с ложем Индийского океана; кольцеобразный Тихоокеанский подвижный пояс с внутренней стороны граничит с ложем Тихого океана, а с внешней — в основном с различными древними платформами и на отдельных коротких отрезках — с ложем Атлантического океана.

В строении подвижных поясов, находящихся на ранних стадиях геосинклинального развития, различаются зоны, испытывающие весьма глубокое и длительное погружение и мощное осадконакопление (см. Геосинклиналь), либо сопровождаемое мощными проявлениями вулканизма (эвгеосинклинальные прогибы), либо происходящее без них (миогеосинклинальные прогибы), а также сопряжённые с ними линейные зоны относительных, а в отдельные эпохи и абсолютных поднятий — геоантиклинали и более широкие, сравнительно устойчивые, тектонически малоподвижные участки — срединные массивы. Последние всегда характеризуются древней корой континентального типа.

Миогеосинклинальные прогибы закладываются и развиваются на утонённой, растянутой и раздробленной континентальной коре. Эвгеосинклинальные прогибы, отличающиеся наличием так называемых офиолитовых комплексов основных и ультраосновных пород, возникали на коре океанического типа. В ходе развития геосинклинального пояса его внутреннее строение усложняется, преобладающее ранее растяжение сменяется горизонтальным сжатием, достигающим в отдельные моменты (так называемые фазы складчатости) большой интенсивности. Во время этих фаз в пределах отмирающих геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей формируются сложные складки, надвиги и тектонические покровы и образуются складчатые зоны и системы, испытывающие быстрое поднятие и превращающиеся в горные сооружения. Вдоль их границ с платформами возникают краевые (предгорные) прогибы, а в тылу их — внутренние (межгорные) впадины, заполненные продуктами размыва зон поднятий. Эта заключительная стадия геосинклинального цикла называется орогенной, а завершающий его процесс горообразования — эпигеосинклинальным, или первичным, орогенезом (протоорогенезом).

Значительная часть Средиземноморского пояса находится на завершающей, орогенной стадии альпийского геосинклинального цикла (Альпийская складчатость), а развитие западной половины Тихоокеанского пояса, а также Карибской и Индонезийской областей — на разных стадиях геосинклинального процесса. Для современных окраинных геосинклинальных областей, расположенных между материками и океаническими впадинами, характерно сочетание котловин окраинных морей, вулканических островных дуг и глубоководных желобов, непосредственно граничащих с ложем океана. Первые и третьи могут рассматриваться как современные "живые" аналоги разных типов геосинклинальных прогибов геологического прошлого, вторые — как современные геоантиклинали.

После завершения геосинклинального процесса в том или ином подвижном поясе бывшие геосинклинальные области постепенно превращаются в эпигеосинклинальные складчатые области, или области завершённой складчатости. Одни из них вовлекаются в устойчивое общее опускание (обычно более интенсивное, чем на плитах древних платформ), покрываются чехлом палеозойских (в областях байкальской складчатости) и главным образом мезозойских и кайнозойских осадков и превращаются в молодые плиты; последние обычно формируются над участками подвижных поясов, в строении которых широко развиты срединные массивы.

Другие области испытывают общее слабое воздымание и проявляют себя как невысокие плоские выступы складчатого основания; подобные области иногда объединяют с молодыми плитами в качестве молодых платформ. Некоторые складчатые области в отдельной эпохе своего последующего развития подвергаются тектонической активизации и превращаются в зоны возрождённых гор или повторного орогенеза. Некоторые районы складчатых областей, а также древних платформ могут подвергаться, кроме того, процессам горизонтального растяжения, превращаясь во внутриматериковые рифтовые зоны (например, позднекайнозойские Байкальская, Кордильерская, Восточно-Африканская рифтовые системы).

Главные типы современных тектонических областей
ложа океанов — их подвижные зоны – так называемые срединно-океанические (внутриокеанические) рифтовые пояса и располагающиеся между ними и окраинами материков более стабильные области — океанические плиты. Рифтовые пояса океанов характеризуются резким продольным расчленением на узкие гряды и ложбины на фоне общего пологого поднятия, высоким тепловым потоком и полосовидными аномалиями геомагнитного поля. Большинством исследователей они рассматриваются в качестве областей длительно проходившего горизонтального расширения и новообразования океанической коры – так называемого спрединга. В их структуре различаются узкие осевые рифтовые долины — зоны современного расширения и новообразования коры, с которыми связаны очаги неглубоких землетрясений и участки разгрузки металлоносных гидротерм, и широкие фланги, трактуемые как раздвинутые в стороны зоны молодой океанической коры, образованной в процессе спрединга, главным образом в кайнозое и конце мезозоя. Рифтовые пояса рассекаются многочисленными поперечными трансформными разломами на сегменты, смещённые в плане друг относительно друга. Примыкающие к рифтовым поясам океанической плиты характеризуются большими глубинами дна и в целом более ровным рельефом (за исключением отдельных зон асейсмических глыбовых и вулканических поднятий и многочисленных вулканических гор) и присутствием обычно маломощного (меньше 1 км) чехла океанических осадков, возраст древнейших горизонтов которых, как и непосредственно подстилающих их базальтовых лав первого слоя океанической коры, в целом возрастает от флангов рифтового пояса к периферии океанов. Сторонники концепции тектоники плит считают, что океанические плиты, как и фланги рифтовых поясов, образовались в процессе спрединга, преимущественно в меловом и 2-й половине юрского периодов, что следует из данных бурения и идентификации линейных магнитных аномалий. Другие исследователи предполагают, что они возникли главным образом в результате опускания, раздробления, общего растяжения и переработки ранее существовавшей коры (континентальной или океанической), сопровождавшихся мощными базальтовыми извержениями во 2-й половине мезозоя. Подобный генезис несомненно имеют самые внешние зоны вторичных океанов, в которых сохранились реликты утонённой, разбитой на горсты и грабены и пронизанной дайками магматитов основного состава коры континентального типа. Эти зоны возникли на ранних стадиях формирования океанических впадин и были впоследствии погребены под мощными толщами осадков материкового склона и материкового подножия.

5. Рельеф

Гипсографическая кривая показывает наличие разных высот (на суше) и глубин (в морях). На
Земле чётко обособляются два главных типа крупнейших неровностей её рельефа — материковые выступы с примыкающими к ним шельфами (материковыми отмелями) и океанические впадины. Первые занимают около 35% (из них шельфы около 14%), вторые — около 50%, а зоны перехода от шельфов к океаническим впадинам (с глубиной 0,2-3,5 км), выраженные материковыми склонами и материковыми подножиями, а также переходными областями с более сложным и контрастным рельефом, — лишь около 15% от общей поверхности Земли. 2/3 площади материковых выступов составляют равнины с высотами до 1 км и около 1/3 — плоскогорья и горы с высотами до 8848 м (гора Джомолунгма в Гималаях). 90% ложа океанов характеризуется глубиной от 4 до 6 км, и лишь около 10% приходится на глубоководные желоба и впадины глубиной от 6 до 11,022 км (в Марианском жёлобе).

В рельефе Земли в целом выделяются две главные, очень пологие ступени — океаническая и материковая, совпадающие с двумя основными типами глубинного строения Земной коры — тонкой (5-10 км) океанической корой и значительно более мощной (30-50 км) континентальной; при этом горные области характеризуются, как правило, наиболее мощной (до 60-80 км) корой континентального типа. Это приблизительное соответствие главных элементов рельефа и глубинного строения коры — проявление изостазии.

Особенности рельефа Земли определяются также новейшими тектоническими движениями, создающими крупные неровности поверхности Земли, проявлениями магматизма, образующими постройки вулканического и субвулканического происхождения на суше и морском дне, структурно-литологическими особенностями верхних горизонтов коры, пассивно проявляющимися при выработке форм денудации рельефа, самими денудационными процессами, наиболее интенсивными в горных областях суши, но протекающими на равнинах и на некоторых участках морского дна, и процессами аккумуляции осадков, господствующими на большей части площади океанов и морей, на аккумулятивных равнинах материков. Разнообразные относительно мелкие формы рельефа, в основном возникающие под влиянием двух последних факторов, объединяются в качестве морфоскульптур, более крупные формы рельефа, в образовании которых ведущую роль играют эндогенные процессы и созданные ими структуры земной коры, называются морфоструктурами. Материковые равнины в структурном отношении в основном отвечают древним платформам, а также частям подвижных поясов Земли, завершившим геосинклинальное развитие в палеозое и не испытавшим впоследствии тектонической активизации. Крупнейшие равнины располагаются в пределах северной части Евразии, в Аравии, северной части Африки, Австралии, Северной Америки, в северной и юго-восточной частях Южной Америки. Среди равнин различаются аккумулятивные, обычно низменные, покрытые чехлом неогеновых и четвертичных осадков (например, Западносибирская, Прикаспийская, Амазонская, Миссисипская низменности), и денудационные, выраженные частично или целиком в виде возвышенностей и плато. Рельеф одних из них (так называемых пластовых равнин и плато) был выработан в субгоризонтально залегающих отложениях и вулканических породах плит (например, Среднесибирское плато), рельеф других — в докембрийских метаморфических породах щитов и сильно деформированных комплексах складчатых сооружений.

Среди горных поясов различают область молодых гор, или первичного эпигеосинклинального орогенеза (протоорогенные), например Альпы, Кавказ, Гималаи и другие горные страны Средиземноморского геосинклинального пояса, и область возрождённых гор, или повторного орогенеза (дейтероорогенные), возникшие в результате тектонической активизации зон палеозойской или мезозойской складчатости (например, Тянь-Шань, Алтай, Западные и Восточные Саяны, Верхоянский хребет). В горных странах проявились крупноамплитудные дифференцированные (нередко контрастные по знаку) сводовые и глыбовые движения с преобладанием поднятий над опусканиями. Здесь нередко сохраняются поднятые на различные высоты фрагменты древних денудационных поверхностей, выработанных до их вовлечения в орогенический процесс. Плоскогорья возникают обычно в пределах либо сильно приподнятых щитов древних платформ (например, плоскогорья в Южной
Америке и южных частях Африки и Индостана), либо срединных массивов (плоскогорья внутри Центральных Анд, Передней и Центральной Азии, плато Шан в Бирме). Рельеф материковых рифтовых зон характеризуется сочетанием плоскогорий и глыбовых хребтов с глубокими удлинёнными котловинами грабенового происхождения. Материковые отмели (шельфы) — затопленные мелким морем участки равнин с плоским аккумулятивным и денудационным (абразионным) рельефом.

Переход от материковых выступов к впадинам океанов осуществляется либо в виде относительно узкого и крутого материкового склона, переходящего книзу в более пологое и широкое
материковое подножие (так называемые пассивные окраины, или окраины атлантического типа), либо через более широкую и обладающую сложным контрастным рельефом переходную зону, состоящую из котловин окраинных морей, островных гирлянд и узких глубоководных (до 7-11 км) желобов (так называемые активные окраины, или окраины тихоокеанского типа). Первый тип перехода присущ окраинам молодых мезозой-кайнозойских впадин Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов, наложенных на края древних платформ и домезозойских складчатых областей, а второй тип — главным образом окраинам древней (?) Тихоокеанской впадины с окружающими её почти со всех сторон структурными зонами Тихоокеанского подвижного пояса, а также индонезийскому, Карибскому и южно-антильскому участкам окраин Индийского и Атлантического океанов и отвечает современным геосинклинальным областям, обладающим высокой тектонической подвижностью, с общим преобладанием на их площади погружений над поднятиями.

В пределах
ложа океанов различаются 2 основных типа рельефа: первый выражен глубоководными равнинами и несколько возвышающимися над ними подводными плато с преобладанием аккумулятивного рельефа, осложнённого отдельными вулканическими постройками, глубина в среднем от 3-4 до 6 км, второй — более резко выступающими над равнинами и плато подводными океаническими хребтами вулканического и тектонического происхождения. Среди хребтов своеобразным, резко расчленённым грядовым рельефом (обычно с осевой, так называемой рифтовой, долиной), большой шириной и огромной протяжённостью отличаются срединно-океанические хребты. Они образуют единую систему, проходящую через все океаны, общей длиной (с главными ответвлениями) более 70 тысяч км. Кроме того, кое-где в пределах океанов выделяются так называемые микроконтиненты — участки с корой континентального и субконтинентального типа, выраженные в виде возвышенностей, плоская поверхность которых приближается к уровню моря (например, подводное Новозеландское плато) или выступает над ним в виде островов (Мадагаскар и пр.).

6. Геологическая история Земли

В геологической истории Земли выделяются 3 геохронологии, подразделения высшего ранга — зоны: Архей (3,8-2,6 млрд. лет), Протерозой (2,6-0,57 млрд. лет), иногда объединяемые в криптозойский эон, и фанерозойский эон, состоящий из палеозойской (570-230 млн. лет), мезозойской (230-65 млн. лет) и кайнозойской эр (65-0 млн. лет).

Многие исследователи склоняются к тому, что, по крайней мере, на значительной части площади современных платформ уже 3,8-3,6 млрд. лет назад в результате вулканоплутонических процессов, возможно, вызванных разогревом приповерхностной оболочки Земли при тяжёлой метеоритной бомбардировке, возникла (была выплавлена) древнейшая протоконтинентальная кора, по составу близкая к гранодиориту (так называемый комплекс
серых гнейсов). В течение архея земная кора характеризовалась высоким тепловым потоком, высокими температурами на её поверхности (до 100-300°С в начале архея), значительно большей, чем в последующие эпохи, и повсеместной подвижностью (пермобильностью) и способностью к весьма сложным пластическим деформациям. Архейские образования повсеместно характеризуются более или менее значительным региональным метаморфизмом, свидетельствующим об их изменении в условиях высоких температур и давлений, обусловленных большой плотностью теплового потока в apxee и относительно глубоким погружением этих пород после своего образования. Особенно сильному метаморфизму подверглись архейские образования так называемых гранулитовых поясов. Преимущественно в позднем apxee стали возникать сравнительно небольшие, но многочисленные линейные тектонические зоны – так называемые зеленокаменные пояса, в которых в условиях горизонтального растяжения и глубокого погружения накапливались мощные толщи вулканогенных пород ультраосновного, основного, а позднее среднего и кислого состава, а также терригенных и железисто-кремнистых осадков. В дальнейшем эти пояса подверглись деформациям сжатия, а "серогнейсовый" фундамент, выступающий в разделяющих их зонах поднятий, — сильному разогреву и гранитизации с образованием гранитно-гнейсовых куполов (2,7-2,6 млрд. лет назад). Вопрос о том, что существовало на месте Тихоокеанской впадины в apxee и даже раннем протерозое, — остаётся неясным. Некоторые исследователи допускают, что она могла возникнуть ещё в раннем докембрии в результате сильного неравномерного растяжения протоконтинентальной коры, связанного с общим расширением Земли.

В раннем протерозое термин, режим земной коры и соответственно степень её подвижности, а также интенсивность проявлений магматизма и метаморфизма в целом заметно снизились по сравнению с археем. На месте большей частью территории современных древних платформ началась относительно тектоническая стабилизация (кратонизация) и местами стали формироваться древнейшие осадочные чехлы, состоящие из протоплатформенных осадков терригенного (в том числе мономинерального кварцевого) и карбонатного состава, а также основных и кислых вулканитов. На меньших площадях возникали более глубокие протогеосинклинальные прогибы с осадочным и вулканогенным заполнением. В основном они, по-видимому, развивались на коре протоконтинентального типа, поскольку офиолитовые комплексы в них отсутствуют или распространены весьма ограниченно. Впоследствии они подверглись деформациям сжатия и мощному гранитному плутонизму, максимум которых (свекофенская тектоническая эпоха) датируется 2-1,9 млрд. лет. В интервале 1,8-1,65 млрд. лет земная кора испытала новую фазу интенсивного прогрева, приведшего к формированию широко распространённых кислых вулканических комплексов, крупных посторогенных массивов гранитов (в частности, гранитов рапакиви) и повторному ретроградному метаморфизму архейских и нижнепротерозойских образований. В результате в пределах древних платформ и, вероятно, даже всей территории современных
континентов сформировалась мощная и зрелая кора континентального типа, возможно, слагавшая единый огромный массив (Пангея-1).

В позднем протерозое (включающем
рифей и венд) на территории современных континентов произошла значительная дифференциация тектонических условий: обособились платформы северной (Лавразийской) группы — Североамериканская, Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская и Южно-Китайская и огромная сложно построенная Гондванская платформа (суперплатформа); заложились разделяющие их геосинклинальные пояса — Северо-Атлантический, Урало-Монгольский (Урало-Охотский), Средиземноморский (или Палеотетис) и Тихоокеанский. К этому же времени, несомненно, обособилась и область современной Тихоокеанской впадины. В геосинклинальных поясах, в основном возникших на подвергшейся деструкции коре континентального типа, развивались преимущественно миогеосинклинальные (см. Миогеосинклиналь) и значительно реже эвгеосинклинальные (см. Эвгеосинклиналь) прогибы. В ряде зон этих поясов на рубеже 1,3-1,4 млрд. лет и чаще около 1 млрд. лет (гренвильская или дальсландская складчатость), и 0,7-0,55 млрд. лет (байкальская складчатость) произошли складчатые деформации и сопровождающие их процессы метаморфизма и гранитного магматизма. На древних платформах, главным образом Лавразийской группы, в позднем протерозое возникли глубокие узкие удлинённые грабенообразные впадины — авлакогены, нередко ответвлявшиеся от соседних геосинклинальных поясов и развивавшиеся в едином ритме с ними. Заложение этих древнейших рифтовых зон на платформах происходило в условиях горизонтального растяжения их коры и нередко сопровождалось вспышками основного и щелочного вулканизма.

На Гондванской суперплатформе (в пределах Африки, Южной Америки) развивались линейные интракратонные подвижные зоны, по своим размерам и характеру развития промежуточные между авлакогенами и геосинклинальными прогибами. Эпохам складчатости в середине и конце позднего протерозоя отвечали повторные проявления тектонотермальной активизации в некоторых приподнятых краевых зонах древних платформ. В конце позднего протерозоя (0,7-0,6 млрд. лет) широкое распространение на континентах получили отложения древних оледенений — тиллиты, самое первое появление которых относится к раннему протерозою (около 2 млрд. лет назад). В палеозое продолжалось развитие ранее возникших геосинклинальных поясов, причём на рубеже протерозоя и палеозоя и в начале палеозоя многие их участки подверглись регенерации и перестройке. В некоторых областях в результате деструкции и растяжения ранее существовавшей континентальной коры образовались зоны с корой океанического типа, при последующем сжатии превратившиеся в сильно деформированные офиолитовые комплексы. В Североатлантической и некоторых областях Урало-Монгольского пояса типичное геосинклинальное развитие завершилось в раннем палеозое (кембрий, ордовик, силур) салаирской и каледонской складчатостью, после чего в течение среднего и позднего палеозоя (девон, карбон, пермь) они развивались в своеобразном тектоническом режиме, по своему характеру промежуточном между геосинклинальным и платформенным. На остальной территории Урало-Монгольского пояса геосинклинальное развитие завершилось в конце палеозоя герцинской складчатостью, проявившейся также в некоторых зонах Средиземноморского и Тихоокеанского поясов.

 "Отмирание" Североамериканского и Урало-Монгольского геосинклинальных поясов привело к объединению Североамериканской, Восточно-Европейской, Сибирской, Китайско-Корейской платформ со смежными складчатыми областями в огромную гетерогенную континентальную структуру — Лавразию, которая, в свою очередь, после герцинской складчатости в некоторых областях Средиземноморского пояса на короткое время сомкнулась с Гондванской суперплатформой, образовав гигантский суперконтинент — Пангею-II (рис.,5 а). На древних платформах в палеозое (или в самом конце позднего протерозоя — венде) началось формирование их плитного, существенно осадочного чехла. Многие авлакогены на северных платформах в начале или чаще в середине палеозоя (в девоне) испытали регенерацию, выразившуюся во временном возобновлении интенсивного погружения, местами сопровождавшегося проявлениями щёлочно-ультраосновного и базальтового вулканизма. В целом, однако, в палеозойской истории платформ магматизм проявлен слабо. В конце каменноугольного периода и в пермском периоде значительная площадь Гондванской суперплатформы (в Южной Америке, Африке, Индостане, Австралии и Антарктиде) была охвачена покровным оледенением, занявшим огромные территории, главным образом в южном полушарии.

В течение мезозоя (триас, юра и мел) и кайнозоя (палеогеновый, неогеновый и короткий четвертичный периоды) тектоническое строение
Земли сильно изменилось по сравнению с палеозоем. Главными тектоническими элементами Земли вместо древних платформ и геосинклинальных поясов постепенно становятся материки, состоящие из древних и молодых платформ и складчатых эпи-геосинклинальных поясов или их крупных частей, и впадины новообразованных и обновлённых (Тихий) океанов. Широкое развитие приобрели процессы горизонтального расширения земной корыспрединг в океанах и рифтогенез на материках. (По мнению некоторых исследователей, океаны существовали и в палеозое, и позднем докембрии на месте геосинклинальных поясов. В них происходило интенсивное расширение земной коры, сменявшееся затем горизонтальным сокращением, приводившим к их "закрытию".) Исключительно мощно (главным образом в океанах, но также и на материках) в мезозое и кайнозое проявлялся вулканизм (преимущественно базальтовый). Области проявления геосинклинального процесса в связи с его постепенным прекращением в части подвижных поясов в мезозое в целом существенно уменьшились по сравнению с палеозоем и ещё более сократились в кайнозое.

 Важнейшим геологическим процессом мезозой-кайнозойской истории Земли было формирование впадин молодых океанов — Индийского, Атлантического и Арктического, приведшее к распаду существовавших в конце палеозоя суперконтинентов Гондваны и Лавразии (Пангеи-II). Оно началось с возникновения внутриконтинентальных рифтовых систем, в которых происходило растяжение и утонение континентальной коры вплоть до полного её разрыва в некоторых зонах. В дальнейшем в последних сосредоточивался процесс расширения и новообразования океанической коры (спрединг), и они превращались в срединно-океанические рифтовые пояса, а их фланги испытывали общее погружение и расходились в разные стороны от осей спрединга вместе с обрамляющими их материковыми глыбами — осколками Гондваны и Лавразии (рис. 5, б). Формирование впадин вторичных океанов сопровождалось мощными излияниями базальтов (главным образом в процессе спрединга), образовавших второй слой океанической коры. Аналогичные тектоно-магматические процессы происходили в области Тихого океана, но деструкции и спредингу подвергалась в ней не континентальная кора, а ранее существовавшая кора океанического типа. В мезозое и кайнозое продолжалось развитие Средиземноморского и Тихоокеанского геосинклинальных поясов. Оно сопровождалось в начале или середине мезозоя сильным растяжением и новообразованием офиолитовых зон с корой океанического типа, приведшим к разрыву связей Гондваны и Лавразии с образованием океана Тетис и его последующим "закрытием" в процессе сжатия (рис.5, в).

Средиземноморский геосинклинальный пояс подвергся во второй половине кайнозоя интенсивным деформациям сжатия (Альпийская складчатость), создавшим складчато-покровные горные сооружения, и в основном (кроме Индонезийской области и некоторых участков Средиземного моря) находится ныне на позднеорогенной стадии развития. В разных частях Тихоокеанского пояса проявились мезозойские и кайнозойские эпохи деформаций сжатия, но в его западной половине, на активных окраинах Азии и Австралии, и на отдельных участках восточной половины (Антильско-Карибская область и район моря Скоша) продолжается геосинклинальный процесс. Сохраняющие активность сегменты Тихоокеанского пояса и Индонезийская геосинклинальная область отделяются от ложа океанов глубоководными желобами. Согласно концепции тектоники плит, эти желоба являются поверхностным выражением зон столкновения (коллизии) литосферных плит, в которых происходит субдукция океанической литосферы, и в целом горизонтальное сокращение и поглощение коры, проявляющееся в геосинклинальных поясах, полностью компенсирует её новообразование в зонах спрединга. Некоторые исследователи высказывают сомнение в реальности процесса субдукции и тем более равенства суммарного эффекта субдукции и спрединга; часть их связывает спрединг в океанах с некоторым общим расширением Земли в мезозое и кайнозое или её пульсациями.

 На ряде участков подвижных поясов, где геосинклинальное развитие завершилось в палеозое, в течение мезозоя и кайнозоя происходило общее погружение, образовались молодые плиты. Другие части эпигеосинклинальных складчатых областей испытывали общее слабое поднятие. В позднем кайнозое оно местами резко усилилось, превратив подобные области в зоны вторичного, эпиплатформенного орогенеза (дейтероорогенеза), наиболее крупной из которых является Центральноазиатский горный пояс.

На многих древних
платформах и на некоторых участках палеозойских складчатых областей в мезозое и начале кайнозоя происходили грандиозные излияния платобазальтов (траппы), пространственно и генетически связанные с ранними фазами формирования смежных сегментов впадин молодых океанов. На ряде участков гондванских платформ в мезозое возникли ответвившиеся от последних континентальные рифтовые зоны. В позднем кайнозое континентальный рифтогенез возобновился на Африкано-Аравийской платформе, приведя к отделению Аравийского блока, и охватил ряд платформенных и складчатых областей Северной Евразии и Северной Америки. В конце кайнозоя произошло значительное глобальное похолодание климата, приведшее к развитию покровного или горного оледенения на всех континентах. Раньше всего (на рубеже палеогена и неогена) оно началось в Антарктиде, затем в конце неогена — в ряде районов Арктики, а в четвертичном периоде мощные ледниковые щиты неоднократно покрывали значительные части Северной Америки, Европы и некоторые районы Сибири. Последняя ледниковая эпоха на большинстве континентов, кроме Антарктиды, а также Гренландии, закончилась 10 тысяч лет назад.

7. Эволюция органического мира

Представления о возникновении жизни на западе и начале этапа её развития имеют гипотетический характер. Биологической эволюции предшествовали этапы химической эволюции, связанной с появлением в водных бассейнах аминокислот, белков и других органических соединений. Дальнейшая история жизни восстанавливается по остаткам животных и растений и следам их жизнедеятельности, сохранившимся в осадочных и изредка в метаморфических породах и служащим своеобразной "летописью" развития жизни на западе. Эта летопись крайне неполна, особенно в связи с тем, что остатки бесскелетных организмов, как правило, не захоронялись.

Наиболее древние следы жизнедеятельности организмов (бактерий и сине-зелёных водорослей) обнаружены в породах
архея. Более обильные и разнообразные органические остатки в породах раннего и особенно позднего протерозоя также в основном представлены продуктами жизнедеятельности водорослей (строматолиты) и бактерий (в частности, железобактерий, образовавших залежи некоторых руд). В конце протерозоя возникли многоклеточные животные, т.к. в отложениях Венда в некоторых районах (Южная Австралия, южное побережье Белого моря) найдены отпечатки и ядра многочисленных бесскелетных животных — кишечнополостных, червей и прочие. На рубеже протерозоя и палеозоя почти одновременно появились группы скелетообразующих организмов, обладавших органическим или минеральным скелетом (раковины, панцири и прочие) и потому гораздо лучше сохранившихся в слоях осадочных пород. Их изучение позволяет не только восстанавливать эволюцию органического мира, но и является основой для расчленения фанерозойских отложений по их возрасту для выяснения геологической истории Земли в фанерозое и палеогеографической реконструкций.

Для 1-й половины палеозойской эры (кембрий, ордовик и силур), совпадающей с каледонской эрой тектогенеза, характерны преимущественно морские организмы. Продолжают существовать различные микроорганизмы, включая цианобактерии (сине-зелёные водоросли); появляются губки, археоциаты, кораллы (табуляты и ругозы), фораминиферы, мшанки, кишечнополостные, брюхоногие моллюски, членистоногие, иглокожие. Особенно характерны головоногие (эндоцератоидеи), трилобиты, плеченогие, граптолиты. В ордовике появляются первые позвоночные — бесчелюстные рыбообразные, в конце силура первые настоящие рыбы. В конце силура и начале девона, когда в связи с каледонской складчатостью на значительной территории морской режим сменился континентальным, многие представители раннепалеозойской фауны вымерли.

2-я половина палеозоя (девон, карбон, пермь), совпадающая с герцинским тектогенезом, характеризуется появлением и широким распространением наземных растений и животных. В начале девона распространилась первая наземная флора — псилофитовидная. От псилофитовидных произошли примитивные плауновидные, первые членистостебельные и прапапоротниковидные. В начале позднего девона эта флора сменилась археоптерисовой. В морях сокращается количество трилобитов и граптолитов, но возникают новые группы, в частности аммоноидеи из головоногих. В связи с появлением и быстрым развитием рыб (панцирных, лучепёрых, кистепёрых, двоякодышащих) девон называют иногда веком рыб. В конце девона от кистепёрых произошли первые наземные четвероногие — стегоцефалы (земноводные). Появляются первые насекомые и наземные хелицеровые (скорпионы, пауки и клещи). Конец палеозоя (карбон и пермь) был этапом завоевания суши разными группами растений; развилась растительность лесного типа с господством плауновидных, членистостебельных и примитивных голосеменных (кордаитовые и птеридоспермы). В среднем и позднем карбоне обособились три ботанико-географических провинции — тропическая и две внетропические — Северная (Ангарская) и Южная (Гондванская).

С расцветом растительности становятся многочисленными наземные беспозвоночные, в первую очередь членистоногие; особенно многочисленные паукообразные, низшие насекомые. Большого разнообразия достигли земноводные, от которых в карбоне произошли первые пресмыкающиеся (котилозавры). В середине пермского периода, когда в связи с завершением герцинского тектогенеза увеличилась площадь материков, широкое распространение получили голосеменные — хвойные, гинкговые, цикадовыс. Большого разнообразия достигли пресмыкающиеся. В конце перми значительно изменился состав морской фауны — вымерли ругозы, табуляты, многие группы иглокожих, плеченогих, мшанок, последние трилобиты, ряд хрящевых, лучепёрых, кистепёрых и двоякодышащих рыб, земноводных и пресмыкающихся.

Для мезозойской эры (триас, юра, мел) характерно обновление морской фауны. В триасе появились новые группы фораминифер, шестилучевых кораллов, возросло разнообразие радиолярий, брюхоногих, двустворчатых и головоногих моллюсков, возникли группы водных пресмыкающихся (черепахи, крокодилы, ихтиозавры и прочие). На суше появились новые группы насекомых, первые динозавры и примитивные млекопитающие. В конце триаса сформировалась флора с преобладанием папоротников, цикадовых, беннетитовых, гинкговых и хвойных. В юрском периоде из морских беспозвоночных достигли расцвета головоногие — аммониты и белемниты. Господствующее положение заняли пресмыкающиеся, обитавшие в морях (ихтиозавры, плезиозавры, плиозавры и прочие), на суше (хищные и растительноядные динозавры) и в воздухе (птерозавры). От пресмыкающихся в конце юры произошли древнейшие птицы (археоптерикс). Наземная флора характеризовалась развитием папоротников и голосеменных (гинкговых, хвойных, цикадовых, беннетитовых); появлением диатомовых. В меловом периоде динозавры достигли гигантских размеров. Появились зубатые птицы. В середине мела на смену беннетитовым, многим цикадовым пришли покрытосеменные (однодольные и двудольные) растения, с появлением которых было связано развитие многих групп насекомых, птиц и млекопитающих. В конце мелового периода произошло вымирание некоторых групп животных: аммонитов, почти всех белемнитов, многих групп двустворчатых и брюхоногих моллюсков, некоторых плеченогих, ганоидных рыб, многих морских пресмыкающихся и всех динозавров и птерозавров.

В начале кайнозойской эры появились новые группы фораминифер (нуммулиты и другие), моллюсков, мшанок, иглокожих, костистых рыб, заселивших все пресные и морские водоёмы, а также птиц и млекопитающих. Последние приспособились к разнообразным условиям жизни на суше, в морях (китообразные, ластоногие), а также к полёту (летучие мыши). В начале палеогена преобладали клоачные, сумчатые и примитивные плацентарные млекопитающие, в конце палеогена — начале неогена на всех материках, кроме изолированной
Австралии, господствующими стали плацентарные млекопитающие. Для конца палеогена характерна так называемая индрикотериевая, для неогена — гиппарионовая фауны млекопитающих. Родовой и видовой состав всех типов животных всё более приближался к современному. Отчётливо выделялись тропические и субтропические ботанико-географические области с преобладанием вечнозелёных двудольных, пальм и древовидных папоротников и умеренная — с хвойными и широколиственными породами. В неогене на современной территории CCCP и Западной Европы развивалась теплоумеренная флора; в северных районах сформировалась тундровая растительность, Сибирь покрылась тайгой, а в Европе и Северной Америке на равнинах появилась травянистая растительность. В течение последнего, четвертичного (антропогенового), периода животный и растительный мир суши довольно сильно изменился в связи с крупнейшими материковыми оледенениями. Появились и затем вымерли многие формы животных (мамонт, волосатый носорог и прочие). Важнейшим событием конца неогена и четвертичного периода явилось возникновение и становление человека.

8. Минерагения

В соответствии с геодинамическими процессами, происходящими в Земле и её коре, среди месторождений полезных ископаемых выделяются три серии: эндогенная, сформировавшаяся в недрах Земли при высокой температуре и давлении; экзогенная, образовавшаяся на поверхности планеты при низкой температуре и давлении; метаморфогенная, возникшая в процессе геологических преобразований горных пород. Месторождения всех трёх серий неравномерно распределены по основным тектоническим элементам
земной коры.

На
платформах могут быть выделены комплексы месторождений полезных ископаемых дофанерозойского метаморфического фундамента, платформенного чехла и зон тектонической активизации. В фундаменте сосредоточены метаморфогенные месторождения руд железа, марганца, цветных, редких и благородных металлов. В платформенном чехле находятся экзогенные месторождения нефти, газа, угля, горючих сланцев, торфа, руд железа, марганца и бокситов, различных нерудных строительных материалов. С зонами тектонической активизации платформ, представленных молодыми разломами древней земной коры, связаны пояса эндогенных месторождений цветных, редких и благородных металлов, алмазов, а с экзогенными образованиями в межгорных впадинах — месторождения нефти и газа.

В подвижных поясах геосинклинально-складчатых систем выделяется ранняя группа эндогенных месторождений полезных ископаемых доорогенной стадии, связанная с базальтовым магматизмом и представленная рудами железа, титана, хрома, ванадия и платиноидов, а также поздняя группа орогенной стадии, ассоциированная с гранитным магматизмом, для которой характерны эндогенные месторождения руд золота, серебра, меди, молибдена, олова, вольфрама, лития, тантала и ниобия. С миогеосинклинальными зонами складчатых областей связано образование месторождений нефти и газа, концентрирующихся в
синклинориях, грабен-синклинориях и наложенных грабенах.

В породах дна
Мирового океана пока не выявлено существенных эндогенных месторождений полезных ископаемых. Однако установлены весьма крупные скопления экзогенных железомарганцевых конкреций, в которых запасы руд железа, марганца, никеля, кобальта и меди на несколько порядков выше мировых запасов руд этих металлов в месторождениях континентов. На подвижных окраинах континентов находятся значительные месторождения нефти и природного газа. По некоторым оценкам, около половины запасов нефти и газа Земли находится на шельфе и в более глубоководных районах подводных окраин континентов. Пески пляжа и аккумулятивного бенча (подводного продолжения пляжа), неуплотнённые осадки шельфа, так называемые чёрные пески (прибрежно-морские россыпи) часто содержат руды тяжёлых металлов: железо (магнетит), олово, титан, цирконий, золото. Неограниченные запасы поваренной соли, калийных солей, сульфатов натрия и других соединений заключены в водах Мирового океана.

В геологической истории Земли намечаются три главных эпохи формирования месторождений полезных ископаемых: архейская, протерозойская и фанерозойская.

В архейскую эпоху (3800-2600 млн. лет) были образованы самые древние эндогенные месторождения руд хрома, меди, никеля и золота, а также древнейшие метаморфогенные месторождения железистых кварцитов и метаморфогенные слюдяные и редкометалльные пегматиты. В позднем apxee за счёт скопления многоклеточных водорослей начали формироваться залежи горючих сланцев.

В протерозойскую эпоху (2600-570 млн. лет) в связи с базальтовым магматизмом возникли магматические месторождения руд хрома, железа, титана, меди, никеля и платины, а в связи с гранитным магматизмом — залежи руд цветных, редких и благородных металлов. В эту же эпоху были сформированы метаморфогенные месторождения, представленные крупнейшими залежами железистых кварцитов типа Кривого Рога и KMA в CCCP, таконитов в Канаде, итабиритов в Бразилии, а также золотоурановых конгломератов типа Витватерсранда в ЮАР. Подавляющая часть архейских и протерозойских месторождений находится среди кристаллических пород основания платформ.

В фанерозойскую эпоху (570 млн. лет — современная эпоха), в период каледонского, герцинского и альпийского циклов геологического развития, месторождения полезных ископаемых формировались при геосинклинальном и платформенном режимах. С начала фанерозойской эпохи появились и развивались в возрастающих количествах экзогенные промышленные месторождения горючих сланцев, угля, нефти и газа, солей, фосфоритов, серы. Однако основные запасы нефти оказались сконцентрированными в мезозойских отложениях и минимальные — в палеозойских породах. Угли известны во всех геологических системах (от девона до неогена включительно), на всех континентах и в большом спектре тектонических режимов формирования.
Угленосность девона сосредоточена на островах Северного Ледовитого океана, карбона — в средних широтах Америки и Евразии (так называемый пояс П. И. Степанова), перми — в средних и высоких широтах южного и северного полушарий. Среди мировых запасов 27% составляют угли пермского возраста, 21-22% -карбона и мела, 15-17% — угли юры и палеоген-неогена.

Образование горючих сланцев происходило на платформах, в пришельфовой зоне моря при длительном стоянии береговой линии, а с мезозоя, кроме того, во внутриматериковых озёрных бассейнах. Торфяные месторождения с плейстоцена и голоценового времени концентрируются в северном полушарии, где образуют проходящий от Баффиновой Земли через Скандинавию до Камчатки широтный пояс преобладающего торфонакопления. В подвижных зонах геосинклинально-складчатых систем фанерозоя возникли многочисленные эндогенные месторождения руд чёрных, цветных, редких, благородных и радиоактивных металлов, а также экзогенные месторождения углей, бокситов, фосфоритов. В спокойно залегающих слоистых комплексах пород, перекрывающих платформы, сформировались экзогенные месторождения нефти и газа, углей, фосфоритов, нерудных строительных материалов (известняк, гравий, песок, глина). В переходных зонах передовых прогибов, протягивающихся вдоль границ геосинклиналей и платформ, а также в платформенных прогибах возникали благоприятные условия для образования крупных месторождений солей, нефти и газа. В фанерозойскую же эпоху вдоль крупных разломов в кристаллических породах основания платформы и в их слоистом покрове образовались зоны тектонической магматической активизации, сопровождавшиеся цепями месторождений алмазоносных кимберлитов, редкометалльных карбонатитов, сульфидных медно-никелевых руд, руд цветных металлов и золота.

9. Добыча полезных ископаемых

 Использование человеком минерального сырья началось в палеолите (см. Горное дело). На всём протяжении истории развития общества полезные ископаемые служили важнейшими сырьевыми материалами, потребность в которых резко увеличилась в период становления и совершенствования промышленности и роста объёмов промышленного производства. Мировая экономика 20 в. базируется на использовании огромных количеств разнообразных полезных ископаемых: ежегодно (начало 1980-х гг.) из недр Земли извлекается около 20 млрд. т минерального сырья и десятки млрд. т пустой породы. Размеры добычи каждого полезного ископаемого определяются потребностями в данном виде минерального сырья, а также затратами на его добычу и первичную переработку. Неравномерность размещения месторождений в недрах, различия в их запасах, качестве и условиях разработки и транспортировки к центрам потребления объясняют особенности структуры горнодобывающей промышленности в разных странах мира (карта).

Так, в добыче (1981) нефти (с газовым конденсатом) свыше 54% приходится на три ведущие страны: CCCP (около 21%), Саудовскую Аравию (17%) и США (16%); три следующих по значимости страны (Мексика, Венесуэла и Китай) дают в сумме менее 12% от мировой добычи нефти. В добыче горючих газов выделяются США (30,5%) и CCCP (около 26%), каменного угля — США (23%), Китай (22%) и CCCP (17%), бурого угля — ГДР (26%), CCCP (15%) и ФРГ (13%). CCCP даёт свыше 90% мировой добычи торфа, свыше 50% горючих сланцев. Среди поставщиков руд чёрных металлов выделяются CCCP — около 27% железных руд и свыше 31% руд марганца, Бразилия- 12% железных руд, 11% марганцевых руд и 9% хромитов, Австралия — 11% железных руд и 9% марганцевых руд, США — 10,5% железных руд; ЮАР — 24% марганцевых и 27,5% хромитовых руд.

В добыче руд цветных металлов в развитых капиталистических и добывающих странах ведущее положение по отдельным видам сырья занимают США, Австралия, Малайзия, Заир и другие. Например, в добыче руд меди на долю США приходится 19%, Чили 13% и Канады 9%. Большая часть руд свинца и цинка добывается в США: соответственно 13% и 5%, Австралии 11% и 9%, Канаде 8% и 17% и Перу 5,5% и 8%. В добыче руд алюминия ведущие позиции принадлежат Австралии (29%), Гвинее (14,5%) и Ямайке (14%). Большая часть оловянных руд добывается в Малайзии (23%), Таиланде (15%), Индонезии (13%) и Боливии (11%), титанового сырья — в Австралии (36%), Норвегии (8%), США (8%) и Канаде (7,5%), никелевых руд — в Канаде (20%), Новой Каледонии (10,5%) и Австралии (10%). Около 55% добычи кобальтовых руд приходится на Заир (43%) и Замбию (14%). В добыче вольфрамовых руд выделяется Китай (22%) и в меньшей мере США (7%) и Австралия (6%). Около 50% молибденовых руд добывают в США, 12% в Чили и 11% в Канаде. Свыше 1/2 добычи ртутных руд дают Испания (20,5%), США (14%) и Алжир (20%), около 2/3 добычи сурьмяных руд — ЮАР (21%), Китай (20%) и Боливия (20%). Свыше 50% золота добывается в ЮАР. Доля остальных стран, за исключением CCCP, в мировой добыче золота невелика. В добыче серебра ведущие позиции принадлежат Мексике (15%), Перу (13%), США (11,5%) и Канаде (11%), Наиболее крупная добыча платины сосредоточена в ЮАР.

В производстве серы (из разных источников сырья) выделяются США (28%), Канада (18%), ПНР (12,5%) и CCCP, в добыче флюорита — Мексика (21%) и ЮАР (11%), барита — США (27%), а также CCCP, фосфатного сырья — США (29%), CCCP (39%), Марокко (11%). Около Д мировой добычи слюды дают Индия (11%) и США (12,5%), важное место в мировой добыче слюды принадлежит CCCP. Значительная часть мировой добычи асбеста приходится на CCCP и Канаду. В CCCP добывается свыше 25% графита, в Китае — 14%, Индии — 11% и КНДР — 9%. Азиатские страны играют важную роль и в мировой добыче магнезита: Китай — около 14% и КНДР — около 11%; крупные его производители — также Австрия и CCCP. В добыче калийных солей ключевые позиции принадлежат CCCP (29%), Канаде (25,5%) и ГДР (12%). Суммарная стоимость полезных ископаемых, ежегодно добываемых в мире (без CCCP), исходя из среднегодовых цен на минеральное сырьё, оценивается свыше 1 трлн. долларов (1981). Основная часть приходится на горючие полезные ископаемые (87%), в том числе нефть (49%), горючие газы (22%) и каменный уголь (14%). Доля руд металлов в сумме составляет свыше 7%, в том числе железа 1,9%, меди 2,8%, золота 1,4%. На все остальные полезные ископаемые приходится свыше 5%, в том числе свыше 3% на строительные материалы, 0,6% на алмазы, 0,4% на фосфориты и апатиты, 0,3% на калийные соли, 0,3% на cepy элементарную, 0,3% на магнезит и 0,2% на асбест. Разные страны и регионы мира вносят неодинаковый вклад в общую сумму стоимости мировой добычи минерального сырья, который, прежде всего, зависит от развития добычи в них нефти и горючих газов.

Учитывая рост народонаселения планеты и в связи с продолжающимся увеличением промышленного производства во многих странах мира, уровень мировой добычи минерального сырья увеличивается, что приводит к истощению запасов многих известных месторождений. Например, вследствие интенсивной эксплуатации самых богатых в мире золоторудных месторождений ЮАР запасы их стали истощаться, а добыча золота, достигавшая 1000 т (1970), упала до 670 т (1980) и имеет тенденцию к дальнейшему уменьшению. Технический прогресс повышает эффективность использования полезных ископаемых, в том числе и тех, которые считались в прошлом недоступными или невыгодными для промышленного освоения. На современном этапе разведкой и добычей затронуты преимущественно близповерхностные горизонты земной коры. Наибольшие глубины, с которых добываются твёрдые полезные ископаемые, составляют 500-600 м, реже 1000-1500 м (единичные шахты достигли глубины 3000-3500 м), нефть — 2-4 км (в некоторых районах 4,5-5 км и только на отдельных промыслах — 5-6 км). Увеличение глубины разведки и добычи полезных ископаемых является крупным резервом для роста ресурсов минерального сырья.

Дальнейшее увеличение запасов полезных ископаемых может быть обеспечено также путём вовлечения в промышленное использование месторождений с относительно бедными рудами или с рудами, требующими более сложных технологических методов их обогащения и переработки. Технический прогресс в добыче и переработке минерального сырья, более совершенные способы обогащения позволяют значительно расширить использование промышленностью относительно бедных руд и руд сложного состава.

Крупный резерв ресурсов минерального сырья — комплексное использование месторождений. Преобладающая их часть по геохимической природе представляет комплекс нескольких минералов и сложных соединений химических элементов. Например, в месторождениях железных руд часто присутствуют ванадий, кобальт, медь, сера, фосфор и другие. Из месторождений руд цветных металлов наряду с основными металлами (медь, свинец, цинк, никель, олово, вольфрам, молибден) при применении соответствующих технологий могут быть извлечены другие (так называемые попутные) ценные элементы, в том числе золото, серебро, металлы платиновой группы, кобальт, редкоземельные и рассеянные элементы. В месторождениях нефти и природного газа содержатся сера, гелий, бром, в месторождениях угля — германий. Во многих случаях экономическая ценность попутных компонентов превышает ценность основных полезных ископаемых. Вмещающие горные породы практически каждого месторождения могут быть использованы в качестве строительных материалов. Комплексному использованию полезных ископаемых способствует применение высокоэффективных методов разработки месторождений, а также максимальная утилизация отходов производства. Одновременно комплексное освоение месторождений представляет собой надёжную основу для осуществления природоохранных мероприятий.

Крупнейшим резервом роста минеральных богатств являются
недра Мирового океана, в первую очередь морского и океанического шельфов, минеральные ресурсы которых становятся важным источником сырья для развития промышленности в настоящем и в большей мере в ближайшем будущем. Оценка запасов нефти в недрах акваторий показывает, что они сопоставимы с размерами нефтяных ресурсов в недрах континентов. Большие перспективы увеличения ресурсов рудного сырья в недалёком будущем связываются с железомарганцевыми конкрециями, залегающими на дне Тихого, Индийского и Атлантического океанов. Наряду с железом и марганцем конкреции содержат медь, никель, кобальт и другие ценные элементы. При разработке эффективных технических средств для добычи конкреций со дна океана и необходимых технологических способов для их комплексной переработки океанические конкреции могут стать в будущем крупным и устойчивым источником рудного сырья. Сама морская вода также является источником многих элементов и минеральных соединений. К началу 1980-х гг. около 1/3 мирового потребления поваренной соли, 1/5 часть потребления магния, значительное количество брома получены из морской воды. Всё большее внимание привлекают минеральные рассолы и минерализованные воды лагун, озёр, морских заливов, рифтовых зон, которые являются не только поставщиками брома, йода, поваренной соли, мирабилита, но могут стать также источником лития, рубидия, цезия, бора, стронция и др.

Крупным резервом ближайшего будущего является синтез минерального сырья. В ряде стран в крупных промышленных масштабах производятся искусственные синтетические алмазы, синтезируются пьезокварц, рубин, ведутся эксперименты по получению синтетической слюды, кристаллов оптического кварца и др. Производство разнообразных синтетических конструкционных материалов позволит частично заменить железо, алюминий, медь и другие металлы.

Во многих странах мира ведутся крупные исследования по получению искусственного жидкого топлива из угля, горючих сланцев и битуминозных пород. Синтез указанных минералов может стать дополнительным способом удовлетворения потребностей развивающегося производства в сырьевых материалах.

Резервом минерального сырья является внедрение технологий по вторичному использованию изделий и возвращению в сферу материального производства многих металлов.

10. Охрана природных ресурсов Земли.

Рост народонаселения планеты и всё возрастающие темпы потребления природных ресурсов предопределяют создание глобального комплекса мероприятий по охране среды и рациональному использованию ресурсов. Применяемые человечеством или намечаемые к использованию природные ресурсы (возобновимые или невозобновимые по массе и качеству) сосредоточены во внешних геосферах, в основном в биосфере, а также атмосфере, гидросфере, литосфере. Ресурсы атмосферы возобновимы. К ним относятся воздух как среда обитания жизни, как источник кислорода, азота и других газов, атмосферные потоки как источники энергии и т.п. Воды гидросферы относятся к возобновимым ресурсам, несущественно изменяющимся по массе, но заметно меняющимся по качеству. Они служат средой обитания живых организмов и водной растительности, источником пресных и минерализованных вод, источником химических соединений, минералов и элементов для промышленности, источником энергии (в том числе гидрогеотермальной).

Наземная растительность, в первую очередь лес, — возобновимый ресурс (среда обитания живых организмов, источник продуктов питания людей и кормов для животноводства, продуцент кислорода, источник сырья для промышленности, бытового топлива, средство защиты поверхностных пресных вод от истощения, ландшафтов и сельскохозяйственных угодий от ветровой и водной эрозии, рекреационная среда и т.п.). Животный мир природных экологических систем — трудно возобновимый по качеству ресурс (источник продуктов питания, пушнины, фармацевтического сырья и т.п.). Природные ландшафты — возобновимый ресурс (среда обитания живых организмов, человеческих поселений, размещения промышленных производств, инженерных сооружений, водохранилищ, железных и автомобильных дорог, трубопроводов, линий электропередач, резерв биосферных заповедников как хранилищ генофонда, рекреационных зон, заказников и т.п.). Почва — трудно возобновимый, практически невозобновимый, ресурс (среда сельскохозяйственного воспроизводства, источник продуктов питания и сырья для промышленности, кормовая база животноводства и т.п.). Полезные ископаемые литосферы относятся к невозобновимым ресурсам. В качестве своеобразного возобновимого ресурса рассматривают человечество, являющееся источником производительных сил и организационной системой, использующей и преобразующей все природные ресурсы.

Все природные ресурсы входят в динамическую систему
биосферы, при этом полезные ископаемые вовлекаются в природный кругооборот, существенно изменяя процессы круговорота вещества. Основные факторы загрязнения или иного негативного воздействия на природные ресурсы: отходы производства, газовые и пылевые выбросы теплоэнергетических установок, химическое загрязнение в промышленности и на транспорте, при использовании химических минеральных удобрений, дефолиантов и средств защиты растений, тепловое загрязнение, биологическое загрязнение и т.п.

Масштабы и виды воздействия на природные ресурсы изучаются в рамках программ национального и интернационального мониторинга окружающей среды. В их числе: межправительственная программа "Человек и биосфера", Международная биологическая программа; "Всемирная стратегия охраны природы", разработанная Международным союзом охраны природы и природных ресурсов (МСОП); исследования Международного комитета по охране горных областей и т.п. К 1984 в 62 странах мира создано 226 охраняемых природных территорий — эталонов природной среды. Новые аспекты природоохранных проблем рассматриваются международной программой "Охрана литосферы как компонента окружающей среды" (ОЛКОС). В их числе охрана литосферы от проникновения техногенных загрязнений в виде высококонцентрированных стоков промышленных вод. В отдельных странах принимаются законы об охране природных ресурсов. В CCCP вопросы охраны природы внесены в Конституцию (основной закон) Союза Советских Социалистических Республик; приняты основы законодательства о недрах, законы об охране атмосферы воздуха и животного мира. Природоохранные мероприятия отражены в планах социального развития городов, регионов. Задачи охраны ресурсов требуют разработки правовых аспектов охраны природных ресурсов, в том числе международных соглашений, особенно по трансграничным переносам загрязнений атмосферы и Мирового океана; внедрения научно-технических достижений для перехода к безотходным технологиям; пропаганды экологических и экономических знаний. Насущна также проблема управления природными ресурсами. При этом важна не только инвентаризация природных ресурсов и мониторинг окружающей среды, но и новые экономические подходы, поиск заменяющих материалов, альтернативных источников сырья, энергии, смягчения "давления" на биосферу.

С решением проблемы управления природными ресурсами жёстко связана проблема улучшения качества жизни человечества, качества окружающей среды, сохранения генофонда биосферы. Охрана природных ресурсов наряду с задачей сохранения мира на планете относится к важнейшим целеполагающим принципам существования и развития человеческого общества (см. также ст. Охрана окружающей среды).





Android-приложение
Смотрите также:
Геология полезных ископаемых: Минеральные ресурсы: Страны и континенты: Месторождения: Техника и технологии: Горное дело: Предприятия: Наука: Биографии:
Отраслевые новости:

Аналитика: