Становление ОЗ как науки. Вклад разных ученых

Развитие общего землеведения как науки неотделимо от развития географии. Поэтому задачи, стоящие перед географией, являются в той же мере и задачами общего землеведения. Всем наукам, в том числе и географии, свойственны три ступени познания:

-сбор и накопление фактов;

-приведение их в систему, создание классификаций и теорий;

-научный прогноз, практическое применение теории.

Задачи, которые ставила перед собой география, по мере развития науки и человеческого общества изменялись. Античная география в основном имела описательную функцию, занималась описанием вновь открытых земель. Эту задачу география выполняла до Великих географических открытий 16-17 вв. Описательное направление в географии не потеряло своего значения и в настоящее время. Однако в недрах описательного направления зарождалось другое направление – аналитическое: первые географические теории появились в античное время. Аристотель (философ, ученый, 384-322 до н.э.)– основоположник аналитического направления в географии. Его труд «Метеорологика», по существу курс общего землеведения, в котором он говорил о существовании и взаимном проникновении нескольких сфер, о круговороте влаги и образовании рек за счет поверхностного стока, об изменениях земной поверхности, морских течениях, землетрясениях, зонах Земли. Эратосфену (275-195 до н.э.) принадлежит первое точное измерение окружности Земли по меридиану – 252 тыс. стадий, что близко к 40 тыс. км. Большую и своеобразную роль в развитии общего землеведения сыграл древнегреческий астроном Клавдий Птолемей (ок. 90-168 н.э.), живший в период расцвета Римской империи. Птолемей различал географию и хорографию. Под первой он подразумевал «линейное изображение всей ныне известной нам части Земли, со всем тем, что на ней находится», под второй – подробное описание местностей; первая (география) имеет дело с количеством, вторая (хорография) - с качеством. Птолемеем были предложены две новые картографические проекции, его заслуженно считают «отцом» картографии. «Руководство по географии» (в основе геоцентрическая система мира) Птолемея из 8 книг завершает античный период в развитии географии. Средневековая география основывается на догмах церкви. В 1650 году в Голландии Бернхард Варений (1622-1650) публикует «Всеобщую географию» - труд, с которого можно вести отсчет времени общего землеведения как самостоятельной научной дисциплины. В нем нашли обобщение результаты Великих географических открытий и успехи в области астрономии, опирающейся на гелиоцентрическую картину мира (Н. Коперник, Г. Галилей, Дж. Бруно, И. Кеплер). Предмет географии, по Б. Варению, составляет земноводный круг, образованный взаимопроникающими друг в друга частями – землей, водой, атмосферой. Земноводный круг в целом изучает всеобщая география. Отдельные области – предмет частной географии. В 18-19 вв., когда мир был в основном открыт и описан, на первое место вышли аналитическая и объяснительная функции: географы анализировали накопленные данные и создавали первые гипотезы и теории. Через полтора столетия после Варения развертывается научная деятельность А. Гумбольдта (1769-1859). А. Гумбольдт – ученый-энциклопедист, путешественник, исследователь природы Южной Америки – представлял природу как целостную, взаимосвязанную картину мира. Величайшая заслуга его состоит в том, что он вскрыл значение анализа взаимосвязей как ведущей нити всей географической науки. Пользуясь анализом взаимосвязей между растительностью и климатом, он заложил основы географии растений; расширив диапазон взаимосвязей (растительность - животный мир – климат - рельеф), обосновал биоклиматическую широтную и высотную зональность. В своем труде «Космос» Гумбольдт сделал первый шаг к обоснованию взгляда на земную поверхность (предмет географии) как особую оболочку, развивая мысль не только о взаимосвязи, но и о взаимодействии воздуха, моря, Земли, о единстве неорганической и органической природы. Ему принадлежит термин «жизнесфера», по своему содержанию аналогичный биосфере а также «сфера разума», получивший много позже название ноосфера. В одно время с А. Гумбольдтом работал Карл Риттер (1779-1859), профессор Берлинского университета, основатель первой кафедры географии в Германии. К Риттер ввел в науку термин «землеведение», стремился количественно оценить пространственные соотношения между различными географическими объектами. К. Риттер был чисто кабинетный ученый и, несмотря, на большую известность его трудов по общему землеведению, природоведческая часть их неоригинальна. Землю – предмет географии – К. Риттер предлагал рассматривать как жилище рода человеческого, однако решение проблемы природа - человек вылилось в попытку совместить несовместимое – научное естествознание с богом. Развитие географической мысли в России в 18 –19 вв. связано с именами крупнейших ученых – М.В. Ломоносова, В.Н. Татищева, С.П. Крашенинникова В.В. Докучаева, Д.Н. Анучина, А.И. Воейкова и др. М.В. Ломоносов (1711-1765) в отличие от К. Риттера был организатором науки, великим практиком. Он исследовал солнечную систему, открыл атмосферу на Венере, изучал электрические и оптические эффекты в атмосфере (молнии). В труде «О слоях земных» ученый подчеркнул важность исторического подхода в науке. Историзм пронизывает все его творчество, независимо от того, говорит ли он о происхождении чернозема или о тектонических движениях. Законы формирования рельефа, изложенные М.В. Ломоносовым, до сих пор признаются учеными-геоморфологами. М.В. Ломоносов является основателем МГУ. В.В. Докучаев (1846-1903) в монографии «Русский чернозем» и А.И. Воейков (1842-1916) в монографии «Климаты земного шара, в особенности России» на примере почв и климата вскрывают сложный механизм взаимодействия компонентов географической оболочки. В конце 19 ст. В.В. Докучаев приходит к важнейшему теоретическому обобщению в общем землеведении – закону мировой географической зональности, он считает зональность всеобщим законом природы, который распространяется на все компоненты природы (в том числе и неорганические), на равнины и горы, сушу и море. В 1884 г. Д.Н. Анучин (1843-1923) в МГУ организует кафедру географии и этнографии. В 1887 г. кафедру географии открывают в Петербургском университете, год спустя – в Казанском. Организатором кафедры географии в Харьковском университете в 1889 г. стал ученик В.В. Докучаева А.Н. Краснов (1862-1914), исследователь степей и зарубежных тропиков, создатель Батумского ботанического сада, в 1894 г. стал первым в России доктором географии после публичной защиты диссертации. А.Н. Краснов говорил о трех чертах научного землеведения, отличающих его от старой географии:

-научное землеведение ставит задачей не описание разрозненных явлений природы, а отыскание взаимной связи и взаимной обусловленности между явлениями природы;

-научное землеведение интересует не внешняя сторона явлений природы, а их генезис;

-научное землеведение описывает не неизменную, статичную природу, а природу изменяющуюся, имеющую свою историю развития.

А.Н. Краснов – автор первого русского учебника для университетов по общему землеведению. В методологическом введении к «Основам землеведения» автор утверждает, что география изучает не отдельные явления и процессы, а их сочетания, географические комплексы – пустыни, степи, области вечных снегов и льдов и т.п. Такой взгляд на географию как науку о географических комплексах был новым в географической литературе. Наиболее четко мысль о наружной оболочке Земли как предмете физической географии была высказана П.И. Броуновым (1852-1927). В предисловии к курсу «Общая физическая география» П.И. Броунов писал, что физическая география изучает современное устройство наружной земной оболочки, состоящей из четырех концентрических сферических оболочек: литосферы, атмосферы, гидросферы и биосферы. Все эти сферы проникают одна в другую, обуславливая своим взаимодействием наружный облик Земли и все происходящие на ней явления. Изучение этого взаимодействия – одна из важнейших задач физической географии, делающая ее вполне самостоятельной, отличающей ее от геологии, метеорологии и др. родственных наук. В 1932 г. А.А. Григорьев (1883-1968) выступает с примечательной статьей «Предмет и задачи физической географии», в которой говорится о том, что земная поверхность представляет качественно особую вертикальную физико-географическую зону, или оболочку, характеризующуюся глубоким взаимопроникновением и активным взаимодействием литосферы, атмосферы и гидросферы, возникновением и развитием именно в ней органической жизни, наличием в ней сложного, но единого физико-географического процесса. Несколько лет спустя А.А. Григорьев (1937) обоснованию географической оболочки как предмета физической географии посвящает специальную монографию. В его же работах нашел обоснование и основной метод исследования ГО – балансовый метод, в первую очередь радиационный баланс, баланс тепла и влаги. В эти же годы Л.С. Бергом (1876-1950) закладывались основы учения о ландшафте и географических зонах. В конце 40-х годов предпринимались попытки противопоставить учения А.А. Григорьева о физико-географической оболочке и физико-географическом процессе и Л.С. Берга о ландшафтах. Единственно правильную позицию в развернувшейся дискуссии занял С.В. Калесник (1901-1977), показавший, что эти два направления не противоречат друг другу, а отражают разные стороны предмета физической географии – географической оболочки. Данная точка зрения нашла воплощение в фундаментальном труде С.В. Калесника «Основы общего землеведения» (1947, 1955). Работа во многом способствовала широкому познанию географической оболочки как предмета физической географии. В настоящее время на ноосферном этапе развития ГО большое внимание уделяется географическому прогнозу и мониторингу, т.е. контролю за состоянием природы и предвидению будущего ее развития. Важнейшая задача современной географии – разработка научных основ рационального использования природных ресурсов. Сохранения и улучшения природной среды. Для ее решения необходимо изучать закономерности изменения и развития ГО в условиях интенсивного использования природных ресурсов, неизбежной трансформации окружающей среды при активном техногенном воздействии. В настоящее время немаловажное значение придается изучению стихийных бедствий и разработке путей их прогноза, поскольку участились природные и техногенные катастрофы, а по мере увеличения численности населения и развития техники их воздействие будет приобретать все большие масштабы. Одной из важнейших задач географии является исследование взаимодействия человека и природы, разработка стратегии эволюции человека и природы.

 

Основные представления о СС и планетах. Солнечно-земные связи.

Солнечная система — планетная система, включающая в себя центральную звезду — Солнце — и все естественныекосмические объекты, вращающиеся вокруг неё. Большая часть массы объектов, связанных с Солнцем гравитацией, содержится в восьми относительно уединённыхпланетах, имеющих почти круговые орбиты и располагающихся в пределах почти плоского диска — плоскости эклиптики. Четыре меньшие внутренние планеты: Меркурий, Венера, Земля и Марс, также называемые планетами земной группы, состоят в основном из силикатов и металлов. Четыре внешние планеты: Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун, также называемые газовыми гигантами, в значительной степени состоят из водорода и гелия и намного массивнее, чем планеты земной группы. В Солнечной системе имеются две области, заполненные малыми телами. Пояс астероидов, находящийся между Марсом и Юпитером, сходен по составу с планетами земной группы, поскольку состоит из силикатов и металлов. Крупнейшими объектами пояса астероидов являются Церера, Паллада и Веста. За орбитой Нептуна располагаются транснептуновые объекты, состоящие из замёрзшей воды, аммиака и метана, крупнейшими из которых являются Плутон,Седна, Хаумеа, Макемаке и Эрида. Дополнительно к тысячам малых тел в этих двух областях другие разнообразные популяции малых тел, таких как кометы, метеороиды и космическая пыль, перемещаются по Солнечной системе. Шесть планет из восьми и три карликовые планеты окружены естественными спутниками. Каждая из внешних планет окружена кольцами пыли и других частиц. Солнечный ветер (поток плазмы от Солнца) создаёт пузырь в межзвёздной среде, называемый гелиосферой, который простирается до края рассеянного диска. Гипотетическое облако Оорта, служащее источником долгопериодических комет, может простираться на расстояние примерно в тысячу раз больше по сравнению с гелиосферой. Солнечная система входит в состав галактики Млечный Путь.

Все параметры ниже, кроме плотности, указаны в отношении к аналогичным данным Земли.

Планета	Диаметр, относительно	Масса, относительно	Орбитальный радиус, а. е.	Период обращения, земных лет	Сутки, относительно	Плотность, кг/м³	Спутники
Мер-рий	0,382	0,06	0,38	0,241	58,6		нет
Венера	0,949	0,82	0,72	0,615	243[104]		нет
Земля	1,0	1,0	1,0	1,0	1,0
Марс	0,53	0,11	1,52	1,88	1,03
Юпитер	11,2		5,20	11,86	0,414
Сатурн	9,41		9,54	29,46	0,426
Уран	3,98	14,6	19,22	84,01	0,718[104]
Нептун	3,81	17,2	30,06	164,79	0,671

Расстояния планет от Солнца: 1) Меркурий 2) Венера 3) Земля 4) Марс — пояс астероидов — 5) Юпитер 6) Сатурн 7) Уран 8) Нептун — пояс Койпера

СОЛНЕЧНО-ЗЕМНЫЕ СВЯЗИ – междисциплинарный раздел астрофизики и геофизики, рассматривающий воздействия Солнца на процессы и явления, происходящие на Земле, начиная с его роли в формировании общего теплового режима планеты и ее атмосферы и вплоть до влияния на них самых разнообразных проявлений солнечной активности.

 

 

Планета Земля. Основные параметры, их значение для ГО.

Земля – третья от Солнца планета Солнечной системы и самая крупная планета земной группы. Вместе с Луной земля образует двойную планету. Вокруг Солнца Земля вращается по орбите, эллиптичность которой выражена довольно слабо. Средний радиус орбиты 149,6 млн. км, в перигелии он уменьшается до 147, 117, а в афелии увеличивается до 152, 083 млн. км. Скорость орбитального движения составляет 29,765 км/с, период обращения – 365,24 средних солнечных суток. Планета вращается вокруг оси, наклоненной к плоскости орбиты под углом 66⁰33^/22^//, делая оборот за 23 ч. 56 мин. 4,1 сек. Луна находится от Земли на среднем расстоянии 384 400 тыс. км. Земля и Луна совершают совместное движение вокруг общего центра системы по орбитам, радиусы которых обратно пропорциональны массам этих тел. Положение Земли в пространстве, физические поля, строение поверхности, форма и размеры небесного тела оказывают существенное влияние на ее взаимодействие с Космосом, в котором одной из составляющих является воздействие Космоса на Землю. Расстояние от Земли до Солнца и площадь сечения нашей планеты определяют важнейший энергетический параметр – количество солнечной радиации, поступающей на верхнюю границу атмосферы. Земля перехватывает 0,5 х 10^-9 часть солнечной радиации, это количество энергии обеспечивает и поддерживает характерную для земной поверхности термодинамическую обстановку. От положения Земли в ряду планет зависит плотность вещества Земли, а с учетом ее размеров - и масса: Средняя плотность вещества Земли = 5,5 г/см³ Объем Земли = 1,08 х 10¹² км³ Масса Земли = 5,98 х 10²⁴ кг; (такой массы достаточно, чтобы удерживать атмосферу) Площадь Земли = 510 млн. км² Средний радиус Земли = 6371,032 км. Земля имеет гравитационное, магнитное и тепловое поле. Потенциальное гравитационное поле обусловлено массой Земли. Максимальная величина гравитационного потенциала в вертикальном направлении наблюдается на глубине около 100 км от поверхности Земли. Магнитное поле включает несколько составляющих, из которых наиболее выражена дипольная составляющая. Ось магнитного диполя отклоняется от оси вращения на угол около 11⁰, а само поле мигрирует в западном направлении. Тепловое поле обусловлено внутренними источниками тепла. Наблюдается повышение температуры с глубиной (геотермический градиент в верхней части земной коры равен в среднем 3⁰С/100 м), следовательно, поток теплоты направлен из недр к поверхности. Большое значение для обеспечения постоянства термодинамической обстановки на земной поверхности имеют атмосфера как фильтр электромагнитного излучения и океан – конденсатор влаги. Существенным астрономическим фактором этого постоянства является круговая форма орбиты нашей планеты. Сжатие орбиты (ее эксцентриситет составляет всего 0,0167) близко к нулю, поэтому количество электромагнитной энергии, поступающей от Солнца, меняется в течение года незначительно, и не влияет на температуру земной поверхности и ее изменения в течение года. Фигура Земли – понятие модельное, некоторая идеализация с помощью которой стремятся описать форму планеты. В зависимости от цели описания пользуются различными моделями формы планеты – различными фигурами. Расположим известные модели в ряд от наиболее общей ко все более детализированным, считая их последовательными приближениями к истинной форме Земли.

1. Первое приближение – сфера. Это наиболее грубая и наиболее общая модель формы нашей планеты. Сфера не имеет выраженной единственной оси симметрии – все ее оси равноправны, их бесчисленное множество, как и экваторов. Однако Земля, как уже отмечалось, имеет одну ось вращения и экваториальную плоскость – плоскость симметрии (а также плоскости симметрии меридианов). Это несоответствие сферической модели Земли ее реальной форме ощутимо проявляется при изучении горизонтальной структуры ГО, характеризующейся выраженной поясностью и известной симметрией относительно экватора (с элементами дисимметрии).

2. Второе приближение – эллипсоид вращения. Тип симметрии эллипсоида вращения отвечает указанным выше особенностям формы Земли (выраженная ось, экваториальная плоскость симметрии, меридиональные плоскости). Эта модель используется в высшей геодезии для расчета координат, построения картографических сеток и др. вычислений. Большая полуось = 6378,160 км; Малая полуось = 6356,777 км; Разность полуосей эллипсоида вращения = 21 км.

3. Третье приближение – трехосный кардиоидальный эллипсоид вращения. Северный полярный радиус больше южного на 30-100 м.

4. Четвертое приближение – геоид. Геоид – уровенная поверхность, совпадающая со средним уровнем мирового океана (МО) и являющаяся геометрическим местом точек пространства, имеющих одинаковый потенциал тяжести. Теоретически поверхность геоида в каждой точке перпендикулярна к направлению силы тяжести (т.е. линии отвеса) и отождествляется со средним положением спокойной водной поверхности в океанах и открытых морях, мысленно продолженной также и под материками. Поверхность геоида всюду выпуклая (что отвечает выпуклости океанической поверхности). Несмотря на всю сложность своей поверхности, геоид мало отличается от сфероида. Отклонения, за отдельными исключениями, составляют не более +- 100 м, т.е. поверхность геоида редко выступает над поверхностью сфероида более чем на 100 м и редко погружается под поверхность сфероида более чем на такую же величину. Средняя же величина отступления геоида от наиболее удачно подобранного земного эллипсоида не превышает +- 50 м.

 

5. Движения Земли. Суточное вращение и его следствия.

Земля совершает множество движений одновременно. В географии принято учитывать и анализировать три из них: орбитальное движение, суточное вращение и движение системы Земля-Луна.

Земля вращается с запада на восток против часовой стрелки, совершая полный оборот за сутки. Ось вращения отклонена на 23⁰27^/ от перпендикуляра к плоскости эклиптики. Средняя угловая скорость вращения, т.е. угол, на который смещается точка на земной поверхности, для всех широт одинакова и составляет 15⁰ за 1 час. Линейная скорость, т.е. путь, проходимый точкой в единицу времени, зависит от широты места. Географические полюсы не вращаются, там скорость равна нулю. На экваторе каждая точка проходит наибольший путь и имеет наибольшую скорость – 455 м/с. Скорость на одном меридиане разная, на одной параллели одинаковая.

Географическими следствиями суточного вращения Земли являются:

1. Смена дня и ночи, т.е. изменение в течение суток положения Солнца относительно плоскости горизонта данной точки (осевое вращение дает основную единицу времени – сутки). С этим изменением связаны суточный ритм солнечной радиации, интенсивность которой зависит от угла наклона земной оси, ритмы нагревания и охлаждения местной циркуляции воздуха, жизнедеятельности живых организмов.

2. Различное в один и тот же момент местное время на разных меридианах (разница 4 мин. на каждый градус долготы).

3. Существование силы Кориолиса (отклоняющее действие вращения Земли). Сила Кориолиса всегда перпендикулярна движению, направлена вправо в северном полушарии и влево - в Южном. Величина ее зависит от скорости движения и массы движущегося тела, а также от широты места:

F = 2mυwsinφ, где m – масса тела; υ – линейная скорость тела; w – угловая скорость вращения Земли (важна только в вековом аспекте, для небольших отрезков времени угловая скорость принимается постоянной); φ – широта места.

На экваторе сила Кориолиса равна нулю, величина ее возрастает к полюсам. Сила Кориолиса способствует образованию атмосферных вихрей, оказывает влияние на отклонение морских течений. Благодаря ей подмываются правые берега рек в СП и левые берега – в ЮП.

4. Вращение Земли (вместе с шарообразной формой) в поле солнечной радиации (свет и тепло) определяет западно-восточное протяжение зон природы.

5. Сжатие земного сфероида, которое объясняется одновременным воздействием на любую точку планеты двух сил: силы тяготения (направлена к центру) и центробежной (перпендикулярной оси вращения), дающих силу тяжести. Сила тяжести – это векторная разность между силой тяготения и центробежной. Центробежная сила растет от нуля на полюсах до максимального значения на экваторе. В соответствии с уменьшением центробежной силы от экватора к полюсу, сила тяжести увеличивается в том же направлении и достигает максимума на полюсе (равна силе тяготения). Деформация фигуры Земли обусловленная различиями силы тяжести, еще в большей мере подчеркивает увеличение центробежной силы (уменьшение силы тяжести) к экватору и, таким образом, еще более способствует сплюснутости Земли с полюсов.

6. Ось вращения, полюсы и экватор являются основой географической системы координат. Экватор служит плоскостью симметрии, относительно которой размещаются пояса освещения, меняются величина солнечной радиации и другие важные параметры. От полушария (Северного и Южного) зависит направление силы Кориолиса, а от широты – ее величина, полюсы не участвуют в суточном вращении.

7. Деформация фигуры Земли – сплюснутость у полюсов (полярное сжатие), связанная с возрастанием центробежной силы от полюсов к экватору.

 

6. Движение по орбите. Следствия. Календарь.

Вокруг Солнца Земля движется по эллиптической орбите (длина 934 млн. км) со скоростью 30 км/с. В афелии (самой удаленной от светила точке) расстояние до Солнца составляет 152 х 10⁶ км и приходится на 5 июля, а спустя полгода, в перигелии (январь) оно уменьшается и составляет 147 х 10⁶ км. Полный оборот вокруг Солнца Земля совершает в течение года = 365 сут. 6 ч. 9 мин. 9 сек.

Географические следствия годового движения Земли:

1. Земная ось наклонена по отношению к плоскости орбиты и образует с нею угол, равный 66⁰33^/. В процессе движения ось перемещается поступательно, поэтому на орбите возникают 4 характерные точки: 21 марта и 23 сентября – дни равноденствий – наклон земной оси оказывается нейтральным по отношению к Солнцу, а обращенные к нему участки планеты равномерно освещены от полюса до полюса. На всех широтах в эти сроки продолжительность дня и ночи равна 12 часам. 21 июня и 22 декабря – дни летнего и зимнего солнцестояний – плоскость экватора наклонена по отношению к солнечному лучу под углом 23⁰27^/, Солнце в этот момент находится в зените над одним из тропиков.

2. С наклоном земной оси к плоскости орбиты связано наличие таких характерных параллелей, как тропики и полярные круги. Полярный круг – параллель, широта которой равна углу наклона земной оси к плоскости орбиты (66⁰33^/). Тропик – параллель, широта которой дополняет угол наклона земной оси до прямого (23⁰27^/). Полярные круги являются границами распространения полярного дня и полярной ночи. Тропики являются границами зенитального положения солнца в полдень. На тропиках солнце бывает в зените один раз, в пространстве между ними – два раза в году.

3. Смена времен года (зима, весна, лето, осень – северное полушарие (СП); лето, осень, зима и весна – южное полушарие (ЮП). Характерно неравномерное распределение года между сезонами (весна содержит 92,8 суток, лето – 93,6, осень – 89,8, зима – 89,0), что объясняется делением эллиптической орбиты Земли линиями солнцестояний и равноденствий на неравные части, для прохождения которых требуется разное время.

4. Образование поясов освещения, которые выделяются по высоте Солнца над горизонтом и продолжительности освещения. В жарком поясе, расположенном между тропиками, Солнце дважды в год в полдень бывает в зените. На линиях тропиков Солнце стоит в зените только один раз в году: на Северном тропике (тропик Рака) Солнце стоит в зените в полдень – 22 июня, на Южном тропике (тропик Козерога) – 22 декабря. Между тропиками и полярными кругами выделяются два умеренных пояса. В них Солнце никогда не стоит в зените, продолжительность дня и высота Солнца над горизонтом сильно меняются в течение года. Между полярными кругами и полюсами расположены два холодных пояса, здесь бывают полярные дни и ночи. Следовательно, в году бывают дни, когда Солнце вообще не показывается из-за горизонта или не опускается за горизонт.

5. Смена времен года обусловливает годовой ритм в ГО. В жарком поясе годовой ритм зависит, главным образом, от изменения увлажнения, в умеренном – от температуры, в холодном – от условий освещения.

Календа́рь (лат. calendarium — долговая книжка: в Древнем Риме должники платили проценты в день календ, первых чисел месяца) — система счисления больших промежутков времени, основанная на периодичности движения небесных тел:Солнца — в солнечных календарях, Луны — в лунных календарях и одновременно Солнца и Луны в лунно-солнечных календарях.

Существуют календари, имеющие в своей основе другие астрономические объекты, например, в древнеегипетском календаре год — это промежуток времени между двумя последовательными гелиакическими восходами Сириуса. Но такие календари весьма редки. Каждый народ использовал свои способы датировки исторических событий. Одни пытались вести отсчёт лет от сотворения мира: евреи датировали его 3761 годом до н. э., александрийская хронология считала этой датой 25 мая 5493 года до н. э.Римляне начинали отсчёт от легендарного основания Рима (753 год до н. э.). Парфяне, вифиняне и селевкиды вели отсчёт лет от вступления на трон первого царя, египтяне — с начала правления каждой следующей династии. Свой календарь основывала каждая мировая религия: согласновизантийскому календарю, идёт 7520 год от Сотворения Мира (c 14 сентября 2011 года), в исламе — 1433 год Хиджры (c 27 ноября 2011 года), по буддийскому календарю идёт 2555 год эры Нирвана, по календарю бахаи — 168 год.

Перевод из одного летосчисления в другое представляет определённые трудности из-за различной продолжительности года и из-за различной даты начала года в разных системах.

Счёт года с 1 января был введён в Риме Юлием Цезарем в 45 году до н. э. (юлианский календарь). В 325 году юлианский календарь был принят Византией. На Руси с 1492 года началом года стало считаться не 1 марта, а 1 сентября.

Юлианский календарь установил среднюю продолжительность года в 365,25 суток: обычные годы длились 365 дней, один раз в четыре года (високосный год) — 366 дней.

Современный календарь назван григорианским (новый стиль). Он введён при папе римском Григории XIII 15 октября 1582 года взамен юлианского календаря (старого стиля). Реформа, которую провёл Григорий XIII и признали в большинстве католических стран, состояла из двух частей:

1) Была устранена ошибка в 10 дней, накопившаяся со времен I Вселенского собора (325 год), на котором были установлены правила вычисления христианской Пасхи. Бытует неверное мнение, что папа Григорий XIII исправил ошибку, накопившуюся с момента введения юлианского календаря. Но тогда это было бы 12 дней. Однако, целью реформы было иное: «вернуть» дату реального весеннего равноденствия (пасхальную границу) на 21 марта, как это было во времена Никейского собора, установившего пасхалию.

2) На будущее же была введена поправка, обеспечивающая более точное соответствие с солнечным исчислением, которая заключается в том, что из каждых 400 лет должны были быть исключены три високосных года. Таким образом, ошибка в один день накапливается лишь через 3333 года. Исключение трёх високосных лет за четыре века достигалось следующим правилом. Если номер года заканчивается не на два нуля, то он считается високосным тогда, когда номер года кратен четырём (например, 1996, 2004, 2008 годы). Если год заканчивается на два нуля, то он високосный только тогда, когда число сотен в нём также кратно четырём (например, 1600, 2000, 2400 годы). Во всех остальных случаях год считается невисокосным (например, 1900 и 2100 годы). Правило определения «високосности» года, заканчивающегося на два нуля, является одной из отличительных особенностей григорианского календаря по сравнению с юлианским.

Разница между старым и новым стилями составляла в XVI—XVII веках 10 суток, XVIII веке — 11 суток, в XIX веке — 12 суток, в XX—XXI веках составляет 13 суток.

 

 

7. Оболочечное строение Земли.

Земля на ранних этапах формирования представляла собой холодное космическое тело, содержащее все известные в природе химические элементы. Атмосферы и гидросферы тогда не существовало, поверхность планеты была совершенно безжизненна. Но постепенно за счет гравитационных сил, энергии распада радиоактивных элементов и лунных приливов недра Земли стали разогреваться. Когда температура недр достигла уровня плавления окислов железа и других соединений, начались активные процессы формирования ядра и основных оболочек планеты.

Общим процессом формирования оболочек Земли, согласно гипотезе академика А.П. Виноградова, послужило зонное плавление в мантии, располагающейся вокруг ядра. При этом тугоплавкие и тяжелые элементы погружались вниз, образуя и наращивая ядро, а легкоплавкие и легкие по массе элементы поднимались вверх, образуя земную кору и литосферу.

Таким образом, Земля, как и другие планеты, имеет оболочечное строение. Установить внутреннее строение Земли удалось сейсмическим методом исследования (от греч. трясение, колебание). При прохождении сквозь тело Земли сейсмических волн (продольных и поперечных) скорости их на некоторых глубинных уровнях заметно меняются (причем скачкообразно), что свидетельствует об изменении свойств проходимой волнами среды. Современные представления о распределении плотности и давления внутри Земли даны в таблице.

Изменение плотности и давления с глубиной внутри Земли

Глубина, км	Плотность, г/см3	Давление, млн. атм
	4,5	0,30
	5,0	0,59
	5,4	1,09
	5,7	-
	9,4	-
	9,8	1,68
	10,8	2,26
	11,5	-
	(14,2)	-
	(16,8)	-
	17,2	3,06

 

Из таблицы видно, что в центре Земли плотность достигает 17,2 г/см³ и что она особенно резким скачком (от 5,7 к 9,4) меняется на глубине 2900 км, а затем на глубине 5 тыс. км. Первый скачок позволяет выделить плотное ядро, а второй – подразделить это ядро на внешнюю (2900-5000 км) и внутреннюю (от 5 тыс. км до центра) части.

Зависимость скорости продольных и поперечных волн от глубины

Глубина, км	Скорость продольных волн, км/сек	Скорость поперечных волн, км/сек
	5,5	3,2
60 (сверху)	5,75	3,3
60 (снизу)	8,0	4,3
2900 (сверху)	13,6	-
2900 (снизу)	8.0	-
5100 (сверху)	10,0	-
5100 (снизу)	11,3	-
	11,3	-

Как видно из таблицы 3.2, имеется в сущности два резких перелома скоростей: на глубине 60 км и на глубине 2900 км. Иными словами отчетливо обособляются земная кора и внутреннее ядро. В промежуточном между ними поясе, а также внутри ядра налицо лишь изменение темпа увеличения скоростей. Видно также, что Земля до глубины 2900 км находится в твердом состоянии, т.к. через эту толщу свободно проходят поперечные упругие волны (волны сдвига), которые только и могут возникать и распространятся в твердой среде. Прохождение поперечных волн сквозь ядро не наблюдалось и это давало основания считать его жидким. Однако новейшие расчеты показывают, что модуль сдвига в ядре невелик, но все же не равен нулю (как это характерно для жидкости) и, стало быть, ядро Земли ближе к твердому, чем жидкому состоянию. Разумеется, в данном случае понятия «твердого» и «жидкого» нельзя отождествлять с аналогичными понятиями, применяемыми к агрегатным состояниям вещества наземной поверхности: внутри Земли господствуют высокие температуры и огромные давления.

Таким образом, во внутреннем строении Земли выделяют земную кору, мантию и ядро.

Мантия по объему составляет 83% объема Земли и 68% ее массы. Плотность вещества возрастает до 5,7 г/см³. На границе с ядром температура увеличивается до 3800⁰С, давление – до 1,4 х 10¹¹Па. Выделяют верхнюю мантию до глубины 900 км и нижнюю – до 2900 км. В верхней мантии на глубине 150-200 км присутствует астеносферный слой. Астеносфера (греч. asthenes – слабый) – слой пониженной твердости и прочности в верхней мантии Земли. Астеносфера – основной источник магмы, в ней располагаются очаги питания вулканов и происходит перемещение литосферных плит.

Ядро занимает 16% объема и 31% массы планеты. Температура в нем достигает 5000⁰С, давление – 37 х 10¹¹Па, плотность – 16 г/см³. Ядро делится на внешнее (до глубины 5100 км) и внутреннее. Внешнее ядро – расплавленное, состоит из железа или металлизованных силикатов, внутреннее – твердое, железоникелевое.

От плотности вещества зависит масса небесного тела, масса определяет размеры Земли и силу тяжести. Наша планета имеет достаточные размеры и силу тяжести, она удержала гидросферу и атмосферу. В ядре Земли происходит металлизация вещества, обусловливая образование электрических токов и магнитосферы.

Литосфера – это внешняя оболочка «твёрдой» Земли, расположенная ниже атмосферы и гидросферы над астеносферой. Мощность литосферы изменяется от 50 км (под океанами) до 100 км (под материками). В её составе – земная кора и субстрат, входящий в состав верхней мантии. Границей между земной корой и субстратом служит поверхность Мохоровичича, при пересечении которой сверху вниз скачкообразно увеличивается скорость продольных сейсмических волн. Пространственное (горизонтальное) строение литосферы представлено её крупными блоками – т.н. литосферными плитами, отделёнными друг от друга глубинными тектоническими разломами. Литосферные плиты движутся в горизонтальном направлении со средней скоростью 5-10 см в год.

Строение и мощность земной коры неодинаковы: та её часть, которую можно назвать материковой, имеет три слоя (осадочный, гранитный и базальтовый) и среднюю мощность около 35 км. Под океанами её строение более простое (два слоя: осадочный и базальтовый), средняя мощность – около 8 км. Выделяются также переходные типы земной коры (см. тема 3).

В науке прочно укрепилось мнение, что земная кора в том виде, в котором она существует, есть производное от мантии. В течение всей геологической истории происходил направленный необратимый процесс обогащения поверхности Земли веществом из земных недр. В строении земной коры принимают участие три основных типа горных пород: магматические, осадочные и метаморфические.

В земной коре – верхней части литосферы – обнаружено 90 химических элементов, но только 8 из них широко распространены и составляют 97,2%. По А.Е. Ферсману, они распределяются следующим образом: кислород – 49%, кремний – 26, алюминий – 7,5, железо – 4,2, кальций – 3,3, натрий – 2,4, калий – 2,4, магний – 2,4%.

Атмосфера – воздушная оболочка Земли, удерживаемая силой притяжения и участвующая во вращении планеты. Сила земного притяжения удерживает атмосферу вблизи поверхности Земли. Наибольшее давление и плотность атмосферы наблюдаются у земной поверхности, по мере поднятия вверх давление и плотность уменьшаются. На высоте 18 км давление убывает в 10 раз, на высоте 80 км – в 75 000 раз. Нижней границей атмосферы является поверхность Земли, верхней границей условно принята высота 1000-1200 км. Масса атмосферы составляет 5,13 х 10¹⁵ т, причем 99% этого количества содержится в нижнем слое до высоты 36 км.

Газовый состав атмосферы

Газ	Содержание в сухом воздухе, %
N2	азот	78,08
О2	кислород	20,95
Аr	аргон	0,93
СО2	углекислый газ	0,03
Ne	неон	0,0018
Не	гелий	0,0005
Кr	криптон	0,0001
Н2	водород	0,00005
Х	ксенон	0,000009

 

Гидросфера – водная оболочка Земли, включающая всю химически связанную воду и удерживаемая у поверхности силой тяжести. В состав гидросферы включаются все природные воды Земли, участвующие в глобальном круговороте веществ, в том числе подземные воды в верхней части земной коры, атмосферная влага и вода живых организмов (В.Н. Михайлов, А.Д. Добровольский, 1991). Верхняя граница гидросферы проводится по поверхности океана, так как пары воды в атмосфере составляют очень небольшую часть гидросферы. Нижняя граница проводится по дну океана, в литосфере – по границе распространения подземных вод, т.е. на глубине несколько сот метров. Химически связанная вода – это вода в минералах, в состав гидросферы она не включается. По мнению В.Н. Михайлова и А.Д. Добровольского границы гидросферы совпадают с границами ГО, так как гидросфера это непрерывная оболочка, образованная при взаимодействии всех геосфер ГО.

Гидросфера занимает 361 млн. км³ и содержит 1 454 000 тыс. км³ воды. Главная масса воды сосредоточена в океанах – 1370,0 млн. км³, или 94,2% (97,2% по другим данным) всей воды гидросферы, из них около 35 тыс. км³ приходится на айсберги.

Второе место занимают подземные воды – 60 млн. км³ (4,12%). В зоне активного водообмена циркулирует около 4 млн. км³. По мнению ученых, в 10-15 километровой толще литосферы находится около 150 млн. км³ воды, не участвующей во влагообороте, но представляющей собой резерв жидкой воды.

Третье место по объему воды занимают полярные ледники, в них сосредоточено 24 млн. км³ воды. В полярных ледниках заключено около 90% запасов пресной воды на Земле.

Поверхностные воды суши сосредотачивают небольшую долю воды планеты. Объем озерной воды оценивается в 279 тыс. км³, рек всего в 1,2 тыс. км³.

 

8. Земной магнетизм. Источники внутренней энергии.

Вокруг Земли существуют разнообразные поля, наиболее существенное влияние на ГО оказывают гравитационное и магнитное.

Гравитационное поле на Земле – это поле силы тяжести. Сила тяжести – равнодействующая сила между силой притяжения и центробежной силой, возникающей при вращении Земли. Центробежная сила достигает максимума на экваторе, но и здесь она мала и составляет 1/288 от силы тяжести. Сила тяжести на земле в основном зависит от силы притяжения, на которую оказывает влияние распределение масс внутри Земли и на поверхности. Сила тяжести действует повсеместно на земле и направлена по отвесу к поверхности геоида. Напряженность гравитационного поля равномерно уменьшается от полюсов к экватору (на экваторе больше центробежная сила), от поверхности вверх (на высоте 36 000 км равна нулю) и от поверхности вниз (в центре Земли сила тяжести равна нулю).

Нормальным гравитационным полем Земли называется такое, которое было бы у Земли, если бы она имела форму эллипсоида с равномерным распределением масс. Напряженность реального поля в конкретной точке отличается от нормального, возникает аномалия гравитационного поля. Аномалии могут быть положительными и отрицательными: горные хребты создают дополнительную массу и должны бы вызвать положительные аномалии, океанические впадины, наоборот – отрицательные. Но на самом деле земная кора находится в изостатическом равновесии.

Изостазия (от греч. isostasios – равный по весу) – уравновешивание твердой, относительно легкой земной коры более тяжелой верхней мантией. Теория равновесия была выдвинута в 1855 г. английским ученым Г.Б. Эйри. Благодаря изостазии избытку масс выше теоретического уровня равновесия соответствует недостаток их внизу. Это выражается в том, что на определенной глубине (100-150 км) в слое астеносферы вещество перетекает в те места, где имеется недостаток масс на поверхности. Только под молодыми горами, где еще полностью компенсация не произошла, наблюдаются слабые положительные аномалии. Однако равновесие непрерывно нарушается: в океанах происходит отложение наносов, под их тяжестью дно океанов прогибается. С другой стороны, горы разрушаются, высота их уменьшается, значит, уменьшается и масса.

Гравитационное поле Земли для ее природы имеет чрезвычайно важное значение:

1. Сила тяжести создает фигуру Земли, она является одной из ведущих эндогенных сил. Благодаря ей, выпадают атмосферные осадки, текут реки, формируются горизонты подземных вод, наблюдаются склоновые процессы. Давление масс вещества, реализующееся в процессе гравитационной дифференциации в нижней мантии, наряду с радиоактивным распадом порождает тепловую энергию – источник внутренних (эндогенных) процессов, перестраивающих литосферу.

2. Земное тяготение уплотнило внутреннее вещество земли и, независимо от его химического состава, сформировало плотное ядро.

3. Сила тяжести удерживает газовую и водную оболочки планеты. Атмосферу планеты покидают только самые легкие молекулы – водорода и гелия.

4. Сила тяжести обуславливает стремление земной коры к изостатическому равновесию. Силой тяжести объясняется максимальная высота гор; считается, что на нашей Земле не может быть гор выше 9 км.

5. Астеносфера – размягченный теплом слой, допускающий движение литосферы, - тоже функция сила тяжести, поскольку расплавление вещества происходит при благоприятном соотношении количества тепла и величины сжатия – давления.

6. Шаровая фигура гравитационного поля определяет два основных вида форм рельефа на земной поверхности – конические и равнинные, которые соответствуют двум универсальным формам симметрии – конической и билатеральной.

7. Направление силы тяжести вниз, к центру Земли, помогает животным удерживать вертикальное положение.

Тепловой режим поверхностного слоя земной коры (в среднем до 30 м) имеет температуру, определяемую солнечным теплом. Это гелиометрический слой, испытывающий сезонные колебания температуры. Ниже – еще более тонкий горизонт постоянной температуры (около 20 м), соответствующий среднегодовой температуре места наблюдения. Ниже постоянного слоя температура с глубиной нарастает – геотермический слой. Для количественного определения величины этого нарастания двумя взаимно связанными понятиями. Изменение температуры при углублении в землю на 100 м называется геотермическим градиентом (колеблется от 0,1 до 0,01 ⁰С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания), а расстояние по отвесу, на которое необходимо углубиться, чтобы получить повышение температуры на 1⁰, называется геотермической ступенью (колеблется от 10 до 100 м/⁰С).

Земной магнетизм – свойство Земли, обусловливающее существование вокруг нее магнитного поля, вызванного процессами, происходящими на границе ядро-мантия. Впервые о том, что Земля – магнит, человечество узнало благодаря работам У. Гильберта.

Магнитосфера – область околоземного пространства, заполненная заряженными частицами, движущимися в магнитном поле Земли. Она отделена от межпланетного пространства магнитопаузой. Это внешняя граница магнитосферы.

В основе образования магнитного поля лежат внутренние и внешние причины. Постоянное магнитное поле образуется благодаря электрическим токам, возникающим во внешнем ядре планеты. Солнечные корпускулярные потоки образуют переменное магнитное поле Земли. Наглядное представление о состоянии магнитного поля Земли дают магнитные карты. Магнитные карты составляются на пятилетний срок – магнитную эпоху.

Нормальное магнитное поле было бы у Земли, будь она однородно намагниченным шаром. Земля в первом приближении представляет собой магнитный диполь – это стержень, концы которого имеют противоположные магнитные полюса. Места пересечения магнитной оси диполя с земной поверхностью называются геомагнитными полюсами. Геомагнитные полюсы не совпадают с географическими и медленно движутся со скоростью 7-8 км/год. Отклонения реального магнитного поля от нормального (теоретически рассчитанного) называются магнитными аномалиями. Они могут быть мировыми (Восточно-Сибирский овал), региональными (КМА) и локальными, связанными с близким залеганием к поверхности магнитных пород.

Магнитное поле характеризуется тремя величинами: магнитным склонением, магнитным наклонением и напряженностью. Магнитное склонение - угол между географическим меридианом и направлением магнитной стрелки. Склонение бывает восточным (+), если северный конец стрелки компаса отклоняется к востоку от географического, и западным (-), когда стрелка отклоняется к западу. Магнитное наклонение - угол между горизонтальной плоскостью и направлением магнитной стрелки, подвешенной на горизонтальной оси. Наклонение положительное, когда северный конец стрелки смотрит вниз, и отрицательное, если северный конец направлен вверх. Магнитное наклонение изменяется от 0 до 90⁰. Сила магнитного поля характеризуется напряженностью. Напряженность магнитного поля небольшая составляет на экваторе 20-28 А/м, на полюсе – 48-56 А/м.

Магнитосфера имеет каплевидную форму. На стороне, обращенной к Солнцу, ее радиус равен 10 радиусам Земли, на ночной стороне под влиянием «солнечного ветра» увеличивается до 100 радиусов. Форма обусловлена воздействием солнечного ветра, который, наталкиваясь на магнитосферу Земли, обтекает ее. Заряженные частицы, достигая магнитосферы, начинают двигаться по магнитным силовым линиям и образуют радиационные пояса. Внутренний радиационный пояс состоит из протонов, имеет максимальную концентрацию на высоте 3500 км над экватором. Внешний пояс образован электронами, простирается до 10 радиусов. У магнитных полюсов высота радиационных поясов уменьшается, здесь возникают области, в которых заряженные частицы вторгаются в атмосферу, ионизируя газы атмосферы и вызывая полярные сияния.

Географическое значение магнитосферы очень велико: она защищает Землю от корпускулярного солнечного и космического излучения. С магнитными аномалиями связан поиск полезных ископаемых. Магнитные силовые линии помогают ориентироваться в пространстве туристам, кораблям.

 

 

9. Возраст Земли. Геохронология.

Земля возникла как холодное тело из скопления твердых частиц и тел, подобных астероидам. Среди частиц были и радиоактивные. Попав внутрь Земли, они там распадались с выделением тепла. Пока размеры Земли были невелики, тепло легко уходило в межпланетное пространство. Но с нарастанием объема Земли производство радиоактивного тепла стало превышать его утечку, оно накапливалось и разогревало недра планеты, приводя их в размягченное, пластическое состояние, которое и открыло возможности для гравитационной дифференциации вещества – всплывания более легких минеральных масс к поверхности (давая начало образованию земной коры) и постепенного опускания более тяжелых – к центру (начало формирования металлического ядра). Интенсивность дифференциации с глубиной затухала, т.к. в этом же направлении в связи с увеличением давления возрастала вязкость вещества. Земное ядро не было захвачено дифференциацией, сохранило свой первозданный силикатный состав. Но резко уплотнилось из-за высочайшего давления, превысившего миллион атмосфер. Можно выделить несколько этапов в развитии Земли:

1. Стадия первоначального сгустка материи в материнском пылегазовом облаке.

2. Стадия небольшой планеты (сравнимой по объему с нынешним Меркурием), уже способной удерживать вокруг себя постоянную газовую оболочку. Зачатки тектонической деятельности (источники энергии: распад радиоактивных веществ и, возможно, начало гравитационной дифференциации). Выделение с изверженными породами газов H₂O, CO_2, NH₄, и включение их в состав первичной атмосферы.

3. Земля достигает современных размеров. Ее внешняя каменная оболочка – вероятно, базальтового состава. Накопление неживого органического вещества и развитие его в сторону образования высокомолекулярных соединений.

4. Появление доклеточных форм жизни. Организмы только гетеротрофные.

5. Появление одноклеточных организмов и возникновение автотрофных живых существ. Обогащение атмосферы свободным кислородом и азотом за счет жизнедеятельности микроорганизмов.

Возраст Земли устанавливается с помощью радиоактивного метода, применять его можно только к породам, содержащим радиоактивные элементы. Если считать, что весь аргон на Земле – продукт распада калия-49, то возраст Земли будет не менее 4 млрд. лет. Подсчеты О.Ю. Шмидта дают еще более высокую цифру – 7,6 млрд. лет. В.И. Баранов для исчисления возраста Земли взял отношение между современными количествами урана-238 и актиноурана (урана-235) в горных породах и минералах и получил возраст урана (вещества, из которого потом возникла планета) 5-7 млрд. лет.

Таким образом, возраст Земли определяется в интервале 4-6 млрд. лет. Историю развития земной поверхности удается пока непосредственно восстановить в общих чертах лишь начиная с тех времен, от которых сохранились древнейшие горные породы, т.е примерно за 3 – 3,5 млрд. лет (Калесник С.В.).

Геохронология – обозначение времени и последовательности образования горных пород. Если залегание горных пород не нарушено, то каждый слой моложе того, на котором он залегает. Верхний слой образовался позднее всех лежащих ниже.

Историю Земли обычно делят на два эона: криптозой (скрытый и жизнь: нет останков скелетной фауны) и фанерозой (явный и жизнь). Криптозой включает две эры: архей (4500 млн. лет назад) и протерозой (2600). Фанерозой охватывает последние 570 млн. лет, в нем выделяют палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры, которые, в свою очередь, делятся на периоды. Часто весь период до фанерозоя называют докембрием (кембрий – первый период палеозойской эры) (табл. 3.3).

Периоды палеозойской эры:

Кембрий (500-570 млн. лет)

Ордовик (440-500)

Силур (410-440)

Девон (350-410)

Карбон (285-350)

Пермь (290)

Периоды мезозойской эры:

Триас (195-230)

Юра (137-195)

Мел (67-137)

Периоды кайнозойской эры:

Палеоген (эпохи – палеоцен, эоцен, олигоцен) – 25-67

Неоген (эпохи – миоцен, плиоцен) – 1,5-25

Четвертичный (эпохи – плейстоцен и голоцен) – 0-1,5.

Таким образом:

1. В основе всех проявлений внутренней жизни Земли лежат преобразования тепловой энергии.

2. В земной коре температура с удалением от поверхности возрастает (геотермический градиент).

3. Теплота Земли имеет своим источником распад радиоактивных элементов.

4. Плотность вещества Земли с глубиной увеличивается от 2,7 на поверхности до 17,2 в центральных частях. Давление в центре Земли достигает 3 млн. атм. Плотность увеличивается скачкообразно на глубинах 60 и 2900 км. Отсюда вывод – Земля состоит из объемлющих друг друга концентрических оболочек.

5. Земная кора слагается преимущественно породами типа гранитов, которые подстилаются породами типа базальтов. Возраст Земли определяется в 4-6 млрд. лет.

 

 

10. Эпохи горообразования.

 

11. Горы и равнины. Их различие.

В рельефе материков выделяют платформенные равнины и горные страны. Платформенные равнины составляют 64% суши, горные страны – 36%.

Платформенные равнины – наиболее распространенный тип рельефа докембрийских и эпипалеозойских платформ – выровненные участки поверхности с небольшим превышением относительных высот, соответствующие устойчивым участкам суши (платформам). Общая черта равнин – небольшие (меньше 200м) колебания высот при значительной протяженности. Они располагаются на разной высоте над уровнем моря, в связи с чем различают: 1) лежащие ниже уровня моря – депрессии (Прикаспийская низменность); 2) низменные равнины высотой от 0 до 200 м (Русская, Западно-Сибирская, Амазонская); 3) возвышенные равнины высотой от 200 до 500 м; 4) нагорные равнины, поднимающиеся выше 500 м. Чередуясь с приподнятыми над ними сильно разрушенными горными хребтами, они образуют нагорья (Армянское, Иранское, Мексиканское), входящие составной частью в обширные горные системы.

Крупные участки возвышенных и нагорных равнин, ограниченные крутыми уступами от соседних более низких равнинных пространств, известны под названием плато (Устюрт, Заангарское, Тунгусское и др. плато на Среднесибирском плоскогорье).

По геологическому строению и истории развития равнины делятся на аккумулятивные, пластовые, денудационные и цокольные.

Аккумулятивные равнины обладают хорошо развитым покровом осадочных отложений, полностью скрывающий докембрийский и эпипалеозойский складчатый фундамент платформ и приурочены к областям прогибания в настоящее время (синеклизам). Подобные участки платформ принято называть плитами (Восточно –Европейская, Туранская, Западно-Сибирская, Амазонская, Великие равнины в Северной Америке). Выступы складчатого фундамента на поверхности аккумулятивных равнин отражают возвышенности и низменности.

Пластовые равнины также имеют два структурных этажа – складчатый фундамент и осадочный чехол. Однако мощность осадочного чехла намного меньше, чем у аккумулятивных равнин. Образовались пластовые равнины на территории, испытавшей погружение небольшой амплитуды. Значительные площади Восточно-Европейской и Северо-Американской платформ относятся к пластовымравнинам.

Денудационные равнины свойственны тем платформам или их участкам, которые на протяжении почти всей своей истории испытывали тенденцию к поднятию. Приурочены к антеклизам и щитам. Поверхность денудационных равнин представляет нижний складчатый этаж платформ, имевший в далеком прошлом горный рельеф, а затем превращенный процессами выветривания в пенеплен. На докембрийских платформах денудационные равнины характерны для щитов (цокольные), хотя и здесь они занимают не всю площадь последних.

Куэстовый рельеф образуется в случае моноклинального (с наклоном в одну сторону) залегания пластов горных пород различной твердости (куэсты Парижского бассейна, Валдайская возвышенность).

Шельфовые равнины – затопленные мелководными морями аккумулятивные равнины материков, сохраняющие реликтовые формы рельефа (например речные долины), образовавшиеся в надводных условиях.

Плоскогорья характерны для платформ с длительно выраженной тенденцией к поднятию (крупные приподнятые участки суши со сглаженными волнистыми водоразделами и глубоко расчлененным эрозией горным рельефом вблизи рек (Среднесибирское плоскогорье, размещающееся в пределах докембрийской Сибирской платформы; Бразильское, Декан, Восточно-Африканское). Плоскогорья есть и за пределами древних платформ, например Алазейское, Юкагирское, Оймяконское в Северо-Восточной Сибири (в области мезозойской складчатости), сложенные преимущественно вулканическими и метаморфическими породами.

Горная страна – территория, состоящая из хребтов и разделяющих их межгорных долин. Горный хребет – линейно-вытянутое крупное поднятие, ограниченное склонами. Гора – изолированное резко выраженное поднятие на фоне равнинной местности с высотами более 500 м, у нее есть вершина – наивысшая точка, подошва – линия пересечения с поверхностью равнины и склоны. Горные цепи – система горных хребтов, тянущаяся в направлении общего простирания горной страны. Горный узел – область пересечения двух или более горных хребтов или цепей.

По высоте горы подразделяются на низкие (500-1000 м) – предгорья Крыма, Кавказа, средние (1000-2000 м) – Урал, Карпаты, Сихотэ-Алинь, высокие (2000-5000 м) - Альпы, Гималаи, Кордильеры и высочайшие (от 5000 м).

По происхождению горы делятся на тектонические, вулканические и эрозионные.

Тектонические горы по классификации И.П. Герасимова и Ю.А. Мещерякова подразделяются на молодые (эпигеосинклинальные) и возрожденные (эпиплатформенные). Области молодых гор занимают 41%, возрожденных – 59% общей площади гор. Молодые горы являются складчатыми горами.

Складчатые горы – молодые горы, образовавшиеся на месте геосинклиналей во время альпийской эпохи складкообразования. Отличаются большой высотой, чередованием хребтов с крутыми склонами, совпадающих обычно с антиклиналями, и узких долин, соответствующих синклиналям (Альпы, Кавказ, Гималаи).

Складчато-глыбовые горы называют возрожденными, так как после своего возникновения в одну из древнейших эпох складкообразования они были пенепленезированы, а затем под влиянием неотектонических движений подверглись омоложению. Хребты, достигающие очень значительных высот (свыше 7000 м на Тянь-Шане), плосковершинны – следы древнего пенеплена. Другими словами, это бывшие платформенные равнины, раздробленные на глыбы, одни из которых взброшены вверх, другие опущены (Тянь-Шань, Саяны, горы Забайкалья, Урал).

Вулканические горы формируются при извержении вулканов и накоплении вулканических осадков (вулканы Гавайских островов). Эрозионные горы образуются в результате эрозионного расчленения участка поверхности, сложенного горизонтально залегающими горными породами и поднятого на большую высоту. Для эрозионных гор характерны плоские вершины, крутые склоны, от подножий тянется шлейф, сложенный продуктами выветривания (типичные эрозионные горы распространены в Африке).

В горных станах часто встречаются нагорья – обширные территории, состоящие из чередующихся хребтов, плато и плоскогорий.

Горы — сильно расчленённые части суши, значительно, на 500 метров и более, приподнятые над прилегающими равнинами. От равнин горы отделены либо напрямую подножием склона, либо предгорьями. Горы могут быть линейно вытянутыми или дугообразными с параллельным, решётчатым, радиальным, перистым, кулисным или ветвистым рисунком расчленения. Различают высокогорья, среднегорья и низкогорья^[1].

Горы формируются в тектонически активных областях; по происхождению горы делятся на тектонические, эрозионные, вулканические. В зависимости от характера деформаций земной коры среди тектонических гор выделяются складчатые, глыбовые и складчато-глыбовые.

Горные системы занимают 64 % поверхности Азии, 36 % — Северной Америки, 25 % — Европы, 22 % — Южной Америки, 17 % — Австралии и 3 % — Африки. В целом 24 % земной поверхности приходится на горы. 10 % всех людей живет на территории гор. В горах берёт свое начало большинство рек Земли.

Равни́ны — участки поверхности суши, дна морей и океанов, для которых характерны: небольшое колебание высот (до 200 м) и незначительный уклон местности (до 5°). Равнины занимают 64 % территории суши. Крупнейшая равнина мира: Амазонская низменность (свыше 5 млн км²).

В зависимости от абсолютных высот различают: низменные (до 200 м); возвышенные (200—500 м); нагорные или высокие (более 500 м) равнины и плоскогорья.

По структурному признаку выделяют равнины платформенных и орогенных (горных) областей.

По преобладающим внешним процессам можно выделить: денудационные и аккумулятивные равнины. Денудационные образованы в результате разрушения возвышенных форм (гор) рельефа. Аккумулятивные образовались путём накопления осадочных отложений.

Равни́ны — участки поверхности суши, дна морей и океанов, для которых характерны: небольшое колебание высот (до 200 м) и незначительный уклон местности (до 5°). Равнины занимают 64 % территории суши. Крупнейшая равнина мира: Амазонская низменность (свыше 5 млн км²).

В зависимости от абсолютных высот различают: низменные (до 200 м); возвышенные (200—500 м); нагорные или высокие (более 500 м) равнины и плоскогорья.

По структурному признаку выделяют равнины платформенных и орогенных (горных) областей.

По преобладающим внешним процессам можно выделить: денудационные и аккумулятивные равнины. Денудационные образованы в результате разрушения возвышенных форм (гор) рельефа. Аккумулятивные образовались путём накопления осадочных отложений.

 

12. Материки, части света, океаны, их границы. Гипсографическая кривая.

 

Гипсографическая кривая - обобщенный профиль земной поверхности, показывающий соотношение площадей, лежащих на разных высотах на суше и в океане. Строится путем отложения по оси ординат высот и глубин, а по оси абсцисс – площадей распространения определенных высот и глубин. Гипсографиче