Земля

Основной источник статьи: Большая российская энциклопедия^[1]

Земля — ^[2]

Третья по удалённости от Солнца планета Солнечной системы, крупнейшая из планет земной группы, в которую входят также Меркурий, Венера и Марс. Главным отличием Земли от других планет Солнечной системы является наличие на ней жизни (см. Биосфера).^[1] Численность населения превысила 7,55 млрд. человек (середина 2017 г.).^[3] На Земле около 270 стран и территорий (из них 192 – независимые государства, члены ООН).^[1]
Суша, земная твердь (в отличие от водного или воздушного пространства).
Верхний, поверхностный слой коры нашей планеты, а также ее более глубокие слои; почва, грунт.
Поверхность, плоскость, на которой мы стоим, по которой движемся.
Рыхлое темно-бурое вещество, входящее в состав коры нашей планеты.
Территория, находящаяся в чьем-либо владении, пользовании; обрабатываемая, используемая в сельскохозяйственных целях почва.
Страна, государство.

Общие сведения

Согласно современным представлениям, Земля в составе Солнечной системы образовалась около 4,5 млрд. лет назад вследствие гравитационного сжатия первичного газово-пылевого облака (см. Космогония). При этом размеры облака уменьшались, скорость его вращения росла, что привело к уплощению облака и формированию диска. При сжатии газово-пылевого облака начался рост его температуры, в центральной области сформировалась звезда Солнце. Во внешних областях относительно холодного диска за счёт гидродинамических возмущений стали развиваться отдельные сгущения – протопланеты, которые, аккумулировав более мелкие тела в процессе аккреции, преобразовались в планеты современных размеров. При формировании Земли происходили дифференциация вещества и постепенный разогрев недр в основном за счёт теплоты, выделявшейся при распаде радиоактивных элементов (урана, тория и др.). В результате дифференциации произошло разделение планеты на ядро (жидкое и твёрдое), мантию и кору. Совокупность этих оболочек, ограниченных твёрдой земной поверхностью, называют (в некоторой степени условно) твёрдой Землей. За её пределами находятся внешние оболочки – водная (гидросфера) и воздушная (атмосфера), которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли при дегазации мантии (табл. 1).

Таблица 1. Схема строения Земли
Геосфера	Расстояние от поверхности Земли до нижней границы, км	Объем, 10¹⁸ м³	Масса, 10²¹ кг	Доля от массы Земли, %
Атмосфера	800*	460	~0,005	~10¹⁶
Гидросфера	до 11	1,59	1,59	0,02
Земная кора	от 5 до 140	10,02	28,06	0,48
Мантия	до 2980	908,3	4070	68,1
Ядро	6371 (центр Земли)	163,3	1873,1	31,4
Вся Земля (без атмосферы)		1083,4	5973,3	100,0
* По верхней границе термосферы

Земля обладает гравитационным, магнитным и электрическим полями. Действием гравитационного поля Земли обусловлены почти сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и другие процессы. Основной источник магнитного поля Земли расположен в ядре планеты (см. Земной магнетизм). Область околоземного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с солнечным ветром, называется магнитосферой. С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. Твёрдая Земля несёт отрицательный электрический заряд (около –3·10⁵ Кл), который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом Земля, по-видимому, электрически нейтральна (см. Атмосферное электричество).

Основным источником энергии, поступающей на Землю, является Солнце. Количество лучистой энергии Солнца, попадающей на площадку, поставленную вне земной атмосферы перпендикулярно к солнечным лучам на среднем расстоянии Земли от Солнца, составляет 1,367 кВт/м² и называется солнечной постоянной. Основные геометрические и физические характеристики Земли приведены в табл. 2.

Таблица 2. Геометрические и физические характеристики Земли
Экваториальный радиус	6378,1366 км
Полярный радиус	6356,777 км
Сжатие земного эллипсоида	1:298,25642
Средний радиус	6371,032 км
Длина окружности экватора	40075,696 км
Площадь поверхности	510,2 · 10⁶ км²
Объём	1,0834 · 10¹² км³
Масса	5,9733 · 10²⁴ кг
Средняя плотность	5518 кг/м³
Угловая скорость вращения (переменная)	7,292115-10^-5 рад/с
Ускорение силы тяжести (на уровне моря)
а) на экваторе	9,7803278 м/с²
б) на полюсе	9,8321853 м/с²
в) стандартное	9,80665 м/с²
Момент инерции относительно оси вращения	8,0365 · 10³⁷ кг·м²

Большую часть поверхности Земли занимает Мировой окепн (361,1 млн. км², или 70,8%), суша составляет 149,1 млн. км² (29,2%) и образует шесть крупных материков: Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (табл. 3), а также многочисленные острова. Деление суши на материки не совпадает с делением на части света: Евразия включает две части света – Европу и Азию, а оба американских материка объединяют в одну часть света – Америку, иногда как особую, «океаническую», часть света выделяют острова Тихого океана – Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Таблица 3. Материки (с островами)
Материк	Площадь, млн. км²	Средняя высота, м	Наибольшая высота (над уровнем моря), м	Наибольшее понижение (ниже уровня моря), м	Численность населения, млн. чел. (сер. 2007)
Евразия	53,60	800	8848 (гора Джомолунгма)	-400 (уровень Мёртвого моря)	4723,4
Африка	30,30	750	5895 (вулкан Килиманджаро)	-153 (уровень озера Асаль)	945,3
Северная Америка	24,25	720	6193 (гора Мак-Кинли)	-86 (Долина Смерти)	527,9
Южная Америка	18,28	580	6959 (гора Аконкагуа)	-40 (полуостров Вальдес)	385,4
Антарктида	13,98	2350	5140 (гора Винсон)	уровень океана
Австралия (с Океанией)	8,89	340	2228 (гора Косцюшко, в Океании — 5030, гора Джая на острове Новая Гвинея)	-16 (уровень озера Эйр-Норт, в Океании — уровень океана)	33,9

Мировой океан разделяется материками на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (табл. 4); некоторые исследователи выделяют приантарктические части Атлантического, Тихого и Индийского океанов в отдельный, Южный, океан. Северное полушарие Земли — материковое (суша занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша составляет лишь 19% поверхности). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей. Средняя высота суши 875 м, средняя глубина океана 3900 м. Высочайшая вершина мира (гора Джомолунгма в Гималаях, 8848 м) возвышается над глубочайшим понижением дна океана (Марианский жёлоб в Тихом океане, 10920 м) почти на 20 км. См. Физическую карту.

Таблица 4. Океаны
Океан	Площадь поверхности зеркала, млн. км²	Средняя глубина, м	Наибольшая глубина, м
Тихий	178,68	3976	10920
Атлантический	91,66	3597	8742
Индийский	76,17	3711	7729
Северный Ледовитый	14,75	1225	5527

Землю изучают различные науки, основные из них – геодезия и астрономия, география, геология, геофизика, геохимия, биология, экология и др.

Земля как планета

Земля обращается вокруг Солнца вместе с единственным естественным спутником — Луной. Отношение массы Луны к массе Земли составляет около 1 : 81,5 и является наибольшим среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, что делает систему Земля — Луна уникальной. Оба тела обращаются вокруг центра масс системы (отстоящего от центра Земли примерно на 4700 км), который, в свою очередь, движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, близкой к круговой. Орбита центра масс является возмущённой вследствие притяжения планет Солнечной системы (см. Возмущения орбит небесных тел). В результате движение центра тяжести системы Земля — Луна отличается от кеплеровского движения, однако это отличие невелико (не более 0,8′′ по эклиптической широте и не более 40′′ по эклиптической долготе). Плоскость, перпендикулярная вектору орбитального углового момента системы Земля — Луна, называется плоскостью эклиптики.

Из-за эллиптичности орбиты Земли расстояние между Землей и Солнцем в течение года меняется от 147,100 млн. км (в перигелии) до 152,100 млн. км (в афелии). Среднее расстояние от Земли до Солнца называется астрономической единицей и принимается за единицу измерения расстояний в пределах Солнечной системы. Средняя скорость движения Земли по орбите составляет 29,7859 км/с, изменяясь от 30,27 км/с (в перигелии) до 29,27 км/с (в афелии). Период обращения Земли, соответствующий промежутку времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называется тропическим годом и лежит в основе современного календаря. Продолжительность тропического года равна 365,2422 средних солнечных суток.

Плоскость эклиптики наклонена в современную эпоху под углом 1,6° к так называемой неизменяемой плоскости Лапласа, перпендикулярной вектору момента количества движения всей Солнечной системы. Под действием притяжения других планет положение плоскости эклиптики, а также форма земной орбиты медленно изменяются на протяжении миллионов лет. Наклон эклиптики к плоскости Лапласа при этом меняется от 0 до 2,9°. В современную эпоху эксцентриситет земной орбиты равен 0,0167 и убывает на 4·10^–7 в год. Орбитальное движение Земли происходит против часовой стрелки, если смотреть на Землю с северного полюса эклиптики. Осн. орбитальные характеристики Земли приведены в табл. 5.

Таблица 5. Орбитальные характеристики Земли
Перигелий	147,100 млн. км
Афелий	152,100 млн. км
Средняя орбитальная скорость	29,7859 км/с
Эксцентриситет орбиты (t - время, измеряемое в столетиях от 2000)*	0,0167086342-0,0004203654 t
Наклонение орбиты*	469,97289" t
* Simon J. L а. о. Numerical expression for precession formulae and mean elements for the Moon and the planets // Astronomy and Astrophysics. 1994. Vol. 282. P. 663-683.

Земля в составе Солнечной системы участвует также в движении вокруг центра Галактики; период галактического обращения составляет около 200 млн. лет, средняя скорость движения 250 км/с. Относительно ближайших звёзд Солнечная система движется со скоростью около 19,5 км/с в направлении созвездия Геркулеса.

Ось вращения Земли наклонена к плоскости эклиптики под углом 23°26′21,448′′ (на 12 ч 1.1.2000); в современную эпоху этот угол уменьшается на 46,84024′′ в столетие. При движении Земли по орбите вокруг Солнца в течение года ось её вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года на планете. Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси Земли, что может быть одной из причин многовековых изменений климата.

Вращение Земли вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности, определяет периодичность многих природных процессов. Период вращения Земли (сутки) — одна из основных единиц счёта времени.

Течения в атмосфере, океанах и жидком ядре Земли, воздействие на планету Луны и Солнца и другие причины приводят к тому, что вращение Земли неравномерно; наблюдаются как вариации скорости вращения, так и смещение оси вращения в теле Земли (так называемое движение полюсов). В движении полюсов выделяют вековую и периодическую компоненты. Вековое движение Северного полюса происходит со скоростью 3,3 мс дуги в год примерно вдоль меридиана 75,7° з. д. и объясняется, согласно современным теориям, снятием ледовой нагрузки на кору З. в Сев. полушарии после последнего оледенения и изменением тензора инерции Земли. Накладывающаяся на вековое движение периодическая компонента приводит к тому, что движение полюса выглядит как сворачивающаяся и разворачивающаяся спираль (с периодом около 6 лет), центр которой смещается в направлении 75,7° з. д. Максимальный размер спирали не превышает 15 м.

Наблюдается также вековое замедление скорости вращения Земли, в результате которого продолжительность суток увеличивается примерно на 2 мс за 100 лет. Причиной этого является приливное трение в системе Земля — Луна (см. Приливы и отливы). Приливное трение приводит к потере энергии системой Земля — Луна и передаче момента количества движения от Земли к Луне; вращение Земли замедляется, а Луна удаляется от Земли примерно на 3 см в год.

Результатом приливного воздействия Луны и Солнца является и движение в пространстве вектора мгновенной угловой скорости Земли. Это явление называется лунно-солнечной прецессией. Причиной прецессии оси вращения Земли является притяжение экваториального избытка массы Земли Луной и Солнцем. Силы притяжения стремятся совместить плоскость экватора Земли с плоскостью её орбиты, однако из-за вращения планеты этого не происходит. В результате ориентация оси вращения изменяется: она описывает в пространстве конус со средней скоростью 50,3′′ в год, причём угол между осью вращения Земли и осью конуса составляет около 23,5°. Период прецессионного движения около 26 тыс. лет. Прецессия меняет со временем вид звёздного неба. Ныне Северный полюс мира находится близко к Полярной звезде, однако примерно через 8 тысяч лет «полярной» будет звезда α Цефея, через 13,5 тыс. лет — Вега (α Лиры).

Кроме медленного прецессионного движения ось вращения Земли испытывает и периодические колебания — нутацию. Основные нутационные гармоники имеют периоды, равные 13,7 суток, 27,6 суток, 6 месяцев, 1 году, 18,6 года. Максимальную амплитуду (примерно 9′′) имеет последняя гармоника. В результате нутационного движения ось вращения описывает сложные петли в пространстве. Из-за нутации меняется угол между экватором и эклиптикой, а также движется в пространстве линия пересечения экватора и эклиптики. Так как координаты небесных тел отсчитываются от Северного полюса мира, то прецессия и нутация приводят к смещению координатной сетки на небесной сфере.

Прецессия и нутация зависят от формы Земли, её внутреннего строения, наклона оси вращения Земли к плоскости орбиты, расположения Луны, Солнца, планет и многих других причин. Следовательно, чтобы построить теорию прецессии — нутации, необходимо знать точные координаты и скорости Солнца, Луны и планет, а также внутреннее строение Земли. Современная теория прецессии — нутации является очень точной: можно предсказывать положение оси вращения Земли в пространстве с ошибкой менее 0,2 мс дуги (такой угол на поверхности Земли. соответствует 1 см). При разработке этой теории неизвестные величины некоторых параметров, характеризующих строение Земли, были подобраны так, чтобы нутационные углы наилучшим образом согласовывались с наблюдениями. Таким образом были получены оценки вязкости жидкого ядра, скорости вращения твёрдого ядра, величины электромагнитных сил, генерируемых в ядре. Было доказано также, что для согласования теории нутации с наблюдениями необходимо несколько изменить модель внутреннего строения Земли: дополнительно сжать жидкое ядро с полюсов, чтобы увеличить экваториальный радиус границы ядро — мантия примерно на 500 м.

Из-за вращения Земли сплюснута у полюсов, кроме того, высоты точек, расположенных в материковых областях, изменяются в пределах нескольких километров над уровнем моря. За форму Земли приближённо принимают геоид (фигуру, соответствующую поверхности океана, продолженной под материками). Для решения ряда задач геоид аппроксимируют средним земным эллипсоидом со сжатием около 1 : 298 (соотношение осей 1 : 0,9966). Он хорошо аппроксимирует геоид в среднем, но на отдельных участках поверхности отличие эллипсоида от геоида может быть очень большим. Поэтому с помощью геодезических методов для разных участков земной поверхности построены местные референц-эллипсоиды.

Для решения задач астрономии, геодезии и навигации необходимо определить систему координат, связанную с Землей. Такой системой является, например, Международная земная система отсчёта (International Terrestrial Reference System, ITRS) — геоцентрическая система с началом в центре масс Земли, вращающаяся вместе с Землей. Её реализацией является Международная опорная земная система отсчёта (International Terrestrial Reference Frame, ITRF). С начала 21 века при всех астрометрических и геодезических работах рекомендуется использовать опорную земную систему отсчёта ITRF2000, которая задаётся координатами и скоростями более чем 800 точек, жёстко связанных с корой Земли и расположенных примерно в 500 пунктах. Ориентация осей системы ITRF2000 и её стабильность во времени обеспечивается соответствующим выбором реперных точек.

Твердая земля

Строение твердой земли

Характерной чертой строения Земли является её высокая степень сферичности — следствие действия гравитационных сил и гравитационной дифференциации вещества. О вещественном составе, строении и свойствах твёрдой Земли имеются преимущественные предположения, так как непосредственному наблюдению доступен только тонкий слой у поверхности. Косвенные данные, главным образом геофизические, указывают на то, что Земля состоит из нескольких ярко выраженных оболочек, разделённых границами, форма которых близка к сферической. Поэтому сферически-симметричная модель Земля является основной, базовой. Отклонения формы и свойств Земли от этой базовой модели сравнительно невелики, но именно они содержат важную информацию о строении и происходящих в теле Земли геодинамических процессах.

Выделяют основные оболочки твёрдой Земли, различающиеся физическими свойствами, химическим и минералогическим составом: земная кора, ниже — слои мантии Земли и ядро Земли. В геофизике приняты следующие буквенные обозначения этих слоёв: A — земная кора, B, C и D — слои мантии, E — внешнее ядро Земли. Внутреннее ядро (субъядро) обозначается G. (См. Схему внутреннего строения и динамики твёрдой Земли в разделе Внутренняя динамика Земли.)

Земная кора

Земная кора — самый неоднородный и имеющий наиболее сложное строение слой, составляющий около 1% от объёма Земли. Вещественный состав и строение земной коры под континентами и океанами существенно различаются. Континентальная кора имеет среднюю мощность (толщину) 35–40 км; в ней выделяют три слоя: верхний (осадочный), средний («гранитный») и нижний («базальтовый»), отделённый от среднего так называемой границей Конрада. Условные названия «базальтовый» и «гранитный» объясняются тем, что скорости сейсмических волн в этих слоях соответствуют скоростям в граните и базальте. Граница Конрада выражена не всегда чётко, часто переход от одного слоя к другому происходит постепенно. Совокупность «гранитного» и «базальтового» слоёв нередко называют консолидированной корой, которая сложена метаморфическими и интрузивными породами. В «гранитном» слое степень метаморфизма горных пород ниже, чем в «базальтовом», а в составе интрузивных образований преобладают гранитоиды. Породы нижнего слоя консолидированной коры, вероятно, имеют более основной состав. Мощность океанической коры сравнительно небольшая (в среднем 5–7 км); в ней выделяют три слоя: осадочный и два слоя (ранее называвшиеся «базальтовым» слоем), состоящие из магматических горных пород основного и отчасти ультраосновного состава.

Земная кора отделяется от мантии границей Мохоровичича (М). При переходе от коры к мантии скорость сейсмических волн скачком возрастает примерно от 7,5 км/с до 8,2 км/с.

Мантия Земли

Мантия Земли лежит ниже земной коры до глубины 2980 км и охватывает большую часть объёма Земли (около 84%). В ней выделяют слои B, C, D (последний делят на D′ и D′′).

Слой B (верхняя мантия) сложен породами ультраосновного состава — перидотитами, состоящими в основном из оливина и пироксенов. В нём есть область, где температура близка к температуре плавления пород. Здесь расположен слой пониженной вязкости вещества, называемый астеносферой, верхняя граница которого проходит на глубине 50–100 км и более от поверхности Земли. Наличие астеносферы обусловливает эндогенные процессы в земной коре (магматизм, метаморфизм); ей принадлежит ведущая роль в тектонических движениях расположенных выше жёстких блоков. Скорости сейсмических волн в астеносфере понижены.

Слои, лежащие выше астеносферы и включающие земную кору и самую верхнюю, жёсткую, часть мантии, называются литосферой. Её толщина и плотность связаны с рельефом поверхности Земли. В высокогорных областях плотность литосферы меньше, а толщина её больше, чем в низменных. Литосфера, имея меньшую плотность, чем астеносфера, как бы плавает в размягчённой астеносфере. По одной из гипотез, рельеф её нижней границы зеркальным образом отображает рельеф внешней поверхности (см. Изостазия). Согласно другой гипотезе, нижняя граница литосферы лежит на постоянной глубине — около 100 км. Истинная картина, вероятно, представляет собой нечто среднее между этими двумя крайними предположениями.

Слой C (средняя мантия) расположен в интервале глубин 410–1000 км и характеризуется быстрым ростом скоростей продольных и поперечных волн как с глубиной, так и по латерали (поверхности равного удаления от центра Земли), что связано с фазовыми переходами минералов в более плотные и жёсткие модификации. Нижняя граница слоя C не везде чётко выражена. На глубине 660–670 км выделяют границу фазового перехода минерала оливина, на которой происходят важные геодинамические процессы (см. Геодинамика).

Слой D (нижняя мантия) простирается до глубины 2980 км. Его верхняя часть, по мнению большинства исследователей, имеет перовскит-магнезиовюститовый состав. Учёные предполагают, что нижняя часть нижней мантии сохранила состав, отвечающий исходному веществу, из которого образовалась Земля. По мере приближения к ядру скорость упругих волн сравнительно плавно растёт, что свидетельствует об однородном составе вещества и увеличении модуля упругости среды за счёт роста давления с глубиной. Около границы мантии и ядра Земли скорости волн перестают увеличиваться, однако разброс их значений достаточно велик, что объясняется процессами взаимодействия между ядром и мантией. Область на границе между ядром и мантией обычно выделяют в особый переходный слой мощностью 200–300 км и обозначают D′′; вышележащий слой обозначают D′. Переходный слой обладает пониженной вязкостью и повышенной латеральной неоднородностью. Этот слой играет важную роль в процессах внутренней динамики Земли.

Ядро Земли

Ядро Земли включает два слоя, существенно различающихся по физическим свойствам, и составляет около 15% её объёма.

Слой Е (внешнее ядро) занимает интервал глубин 2980–5150 км. Внешнее ядро — жидкая оболочка Земли, где скорости поперечных сейсмических волн падают до нуля. Резко уменьшается также скорость продольных сейсмических волн от 13,6 км/с на верхней границе до 8,3 км/с на нижней границе. При переходе от мантии к ядру резко возрастает плотность среды (от 5600 кг/м³ до 10000 кг/м³). Такой характер изменений параметров соответствует составу ядра: железо с примесью никеля и лёгких химических элементов (серы, кремния, кислорода). Вследствие движения жидкого ядра вокруг оси вращения Земли в нём возникают токи, генерирующие главное магнитное поле Земли.

Субъядро G (внутреннее твёрдое ядро) расположено ниже слоя E, вплоть до центра Земли. В нём скорость продольных сейсмических волн составляет около 11,2 км/с и почти не изменяется, так как в этом интервале глубин давление остаётся почти постоянным. Незначительное возрастание скорости, соответствующее возрастанию давления при движении к центру Земли, происходит плавно. Предполагается, что в переходной зоне между внешним и внутренним ядром скорости сейсмических волн возрастают, что обусловлено переходом вещества от расплавленного состояния к кристаллическому.

В конце 20 века было установлено, что угловая скорость вращения внутреннего ядра на 1–2% выше, чем скорость внешних твёрдых слоёв Земли, что объясняют проскальзыванием мантии относительно жидкого и твёрдого ядра, а также характерной меридиональной анизотропией скоростей внутреннего ядра. Трение на границе мантии и внешнего ядра так же, как и на границе внешнего и внутреннего ядра, может являться одним из источников внутреннего тепла Земли. Предполагают, что происходит рост внутреннего ядра за счёт внешнего.

Неоднородности внутреннего строения Земли проявляются в положительных и отрицательных аномалиях скоростей распространения продольных сейсмических волн в недрах твёрдой Земли (до границы мантии и ядра). Эти аномалии могут быть интерпретированы в рамках теорий тектоники плит и тектоники плюмов: положительные — как погружающиеся пластины океанической литосферы (слэбы) в зонах субдукции, отрицательные — как мантийные плюмы. Выделяют от 10 до 100 плюмов, которые связывают с конвекционными процессами в нижней мантии.

Сейсмическая томография даёт картину, в которой контраст латеральных неоднородностей достигает 3–6% в слоях A, B, C и 1–3% в слое D. Качество исходных данных о внешнем и внутреннем ядре Земли не позволяет пока получить изображения достаточной степени чёткости. В перспективе ближайших десятилетий ожидается существенное улучшение возможностей сейсмических исследований строения Земли благодаря использованию мощных невзрывных сейсмических источников и вибраторов.

О составе и химических процессах в недрах Земли см. статью Геохимия (раздел Геохимия твёрдой Земли).

Физические характеристики твёрдой Земли

При движении к центру планеты изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры Земли. Средняя плотность земной коры 2800 кг/м³. Средняя плотность осадочного слоя земной коры 2400–2500 кг/м³, «гранитного» слоя 2700 кг/м³, «базальтового» слоя 2900 кг/м³. На границе земной коры и мантии плотность увеличивается скачком до значений 3100–3500 кг/м³. Далее она плавно растёт, достигая в нижней части астеносферы 3600 кг/м³, а у границы ядра 5600 кг/м³. При переходе к ядру плотность скачком поднимается до 10000 кг/м³, а далее плавно возрастает до 12500 кг/м³ в центре Земли.

Ускорение силы тяжести в Земле до глубины 2500 км изменяется мало, отклоняясь от значения 10 м/с² менее чем на 2%. На границе ядра оно равно 10,7 м/с² и далее плавно убывает до нуля в центре Земли. По данным о плотности и ускорении силы тяжести рассчитывают давление, которое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 ГПа, у подошвы слоя В составляет около 1,4 ГПа, слоя С – около 35 ГПа, на границе ядра – около 136 ГПа, в центре Земли – около 361 ГПа (около 3,6 млн. атмосфер).

Температура твёрдой Земли повышается с глубиной. Непосредственное измерение температуры возможно только до глубин, достигаемых бурением (12,26 км на начало 21 века). Распределение температуры с глубиной определяют на основе различных оценок и расчётов (см. Геотермия). Температура на глубине 100 км оценивается в 1400–1700 К, на границе мантии с ядром (3–4)·10³ К, в центре Земли (5–6)·10³ К. Разброс оценок на глубинах мантии и ядра превышает 1000 К, то есть ± 30%, в то время как температура литосферы может быть оценена с точностью ±10%.

По плотности и скорости сейсмических волн вычисляют величины, характеризующие упругие свойства вещества Земли. Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³ Па·с; вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹–10²¹ Па·с). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии.

Электропроводность верхней части слоя B очень низка (порядка 10^–2 Ом^–1·м^–1); в астеносфере она повышена, что связывают с ростом температуры. Электропроводность ядра Земли очень высока – это указывает на металлические свойства его вещества.

Внутренняя динамика Земли

Земля является динамически активной, «живой» планетой, о чём свидетельствуют землетрясения, вулканические извержения, медленные поднятия и опускания берегов континентов относительно уровня океана, горизонтальные смещения отдельных блоков литосферы.

Схема внутреннего строения и динамики твёрдой Земли (А – земная кора и литосферная мантия; стрелками показано направление переноса вещества): 1 – континентальная литосфера; 2 – океаническая литосфера; 3 – плюм исландского типа; 4 – плюм гавайского типа.

В верхних оболочках твёрдой Земли – литосфере и астеносфере – протекают процессы, обусловленные действием тектоники плит и тектоники плюмов. Литосфера разделена разломами на относительно монолитные литосферные плиты. На современном этапе развития Земли выделяются 7 (по мнению некоторых исследователей, 8) крупных плит (Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Евразийская, Индо-Австралийская, Тихоокеанская, Антарктическая) и ряд малых плит (Наска, Кокос, Карибская, Аравийская, Филиппинская и др.), которые непрерывно смещаются относительно друг друга в горизонтальном (отчасти в вертикальном) направлении. Различают три рода таких смещений и соответствующие им границы литосферных плит: 1) расхождение (раздвиг) плит происходит на дивергентных границах; 2) схождение плит – на конвергентных границах; 3) горизонтальное скольжение плит относительно друг друга вдоль зон вертикальных трансформных разломов – на трансформных границах. Границы литосферных плит маркируются линейными зонами сейсмической активности и вулканизма. На дивергентных границах плит возникают срединно-океанические хребты с осевыми рифтами или горстами, в которых базальтовая магма поднимается к поверхности и застывает, образуя океаническую кору (например, Аравийско-Индийский хребет, Австрало-Антарктическое поднятие). За счёт продолжающегося раздвига плит океаническое дно разрастается – происходит спрединг. Новообразованная океаническая кора намагничивается в магнитном поле Земли, периодически меняющем полярность (через интервалы времени от десятков тысяч лет до десятков миллионов лет), вследствие чего образуется характерный для ложа океанов «полосовой» рисунок магнитных аномалий. На конвергентных границах плит протекает субдукция (поддвиг) океанической литосферы под континенты или островные дуги либо коллизия (столкновение) двух континентальных плит. Субдукция литосферных плит происходит вдоль наклонённых под континенты или островные дуги поверхностей скалывания, маркируемых на поверхности глубоководными желобами (например, Курило-Камчатский, Перуанский, Чилийский желоба). Зоны субдукции одновременно являются сейсмофокальными зонами, так как вдоль них локализуются очаги землетрясений. Нижние слои океанической литосферы в зонах субдукции погружаются в мантию Земли, а её верхний – осадочный – слой частично сдирается, деформируется и наращивает край континента или островной дуги, образуя аккреционную призму (например, в Зондской зоне субдукции). Поглощённая литосфера, достигнув глубины 80–100 км, теряет воду и другие летучие компоненты, которые поднимаются в вышележащую мантию и вызывают её плавление. Возникшие магматические очаги «питают» вулканы островных дуг (например, Командорско-Алеутская дуга) и окраинно-континентальных вулканоплутонических поясов (например, Андский пояс) или застывают в виде интрузий – плутонов, преимущественно гранитных. Вмещающие породы при этом испытывают метаморфизм. Процессы гранитизации и метаморфизма порождают континентальную кору. Субдукция приводит к сокращению пространства, занимаемого океаническими бассейнами, и заканчивается их исчезновением и коллизией ограничивающих эти бассейны континентов. Компенсируя спрединг, субдукция обеспечивает постоянство (возможно, только относительное) объёма и радиуса Земли. В процессе коллизии отложения континентальных окраин сминаются в складки, на них надвигается материал островных дуг и окраинных морей (задуговых бассейнов). Образуются складчато-надвигово-покровные горные сооружения – орогены (например, Кордильеры).

Механизм перемещения литосферных плит связан с мантийной конвекцией (основным способом тепломассопереноса в недрах Земли), которая вызывает течение вещества мантии, в частности в пределах астеносферы. Под осями спрединга действуют восходящие и расходящиеся ветви конвективных ячей, под зонами субдукции – нисходящие, а в промежутке – горизонтальные. Дополнительными силами, способствующими перемещению плит, являются затягивание океанической литосферы в зоны субдукции под их весом вследствие увеличения плотности с глубиной и расталкивание этой литосферы в зонах спрединга поступающими порциями магмы. Процессы тектоники плит определяют развитие земной коры и литосферы в целом. Деформации, проявляющиеся внутри литосферных плит, возникают главным образом под отдалённым воздействием напряжений, накапливающихся на границах плит. Внутриплитный магматизм связан с действием мантийных плюмов (струй) – восходящих потоков разогретого мантийного материала, которые «прошивают» движущиеся литосферные плиты, оставляя на них след в виде цепи вулканов (например, Гавайский хребет) и/или расположенных в линию интрузивных массивов.

Более глубоко лежащие оболочки твёрдой Земли также динамически активны. Пластины океанической литосферы (слэбы) погружаются от глубоководных желобов до глубины 660–670 км. Эта граница является предельной для распространения очагов (гипоцентров) землетрясений. Некоторые слэбы, по данным сейсмической томографии, прослеживаются до подошвы нижней мантии Земли. Другие не пересекают границу на глубине 660–670 км; достигнув этого уровня, выполаживаются и принимают почти горизонтальное положение. Эта же граница служит полупроницаемым барьером для поднимающихся из мантийных глубин плюмов. Следующая группа слэбов образует скопления субдуцируемого материала ниже границы 660–670 км. Предполагают, что скапливающийся материал периодически лавинообразно обрушивается вниз и достигает переходного слоя между мантией и ядром – D′′. В слое D′′, являющемся «могильником» слэбов, возможно, локализуются «корни» плюмов, вернее, суперплюмов, существование которых допускают под южной частью Африки и под Полинезией в Тихом океане.

Относительно характера мантийной конвекции нет единого мнения. Большинство учёных считают, что конвекция охватывает всю мантию Земли (является общемантийной). Некоторые исследователи полагают, что конвекция двухъярусна и протекает раздельно выше и ниже границы на глубине 660–670 км, которая рассматривается ими как непреодолимый или труднопреодолимый барьер для тепло- и особенно массообмена между нижней и верхней частями мантии. Наиболее перспективно представление о том, что на протяжении геологической истории Земли происходила периодическая смена двухъярусной конвекции общемантийной и эта смена была взаимосвязана с циклами формирования и распада суперконтинентов.

На процессы внутренней динамики оказывают влияние: солнечно-лунные приливы (например, выявлена зависимость частоты возникновения землетрясений от лунных приливов в твёрдой Земли); метеоритно-кометно-астероидные бомбардировки, с которыми, возможно, связана цикличность развития планеты; силы, создаваемые осевым вращением Земли (ими обусловлен западный и меридиональный дрейф континентов); периодические изменения скорости вращения Земли и параметров её орбиты, порождающие напряжения и вызывающие деформации литосферы. Процессы внутренней динамики Земли активно взаимодействуют с процессами, протекающими вблизи и на поверхности планеты, – морской, потоковой, ледниковой, озёрной, эоловой эрозией и аккумуляцией, карстовыми, гравитационными процессами, процессами в криолитозоне, выветриванием. Главную роль в формировании рельефа Земли принадлежит эндогенным (внутренним) процессам.

Тектонические структуры

Главными структурными элементами земной коры и литосферы являются континенты и океаны. Они различаются составом, толщиной, возрастом и другие характеристиками земной коры и связаны переходными зонами.

Континенты

Континенты характеризуются мощной корой – в среднем 35–40 км и литосферой – до 200–300 км и более. В составе коры, особенно в верхней её части, существенную роль играют породы с повышенным содержанием кремнезёма – граниты и гнейсы. Возраст пород континентальной коры достигает 4,0 млрд. лет. В строении континентов выделяют два главных типа структурных элементов – древние платформы (кратоны) и подвижные (складчатые, или орогенные) пояса (см. Тектоническую карту). Древние платформы, как правило, занимают внутренние области континентов, а подвижные пояса расположены по их периферии. В пределах континентов имеются впадины внутренних морей, из которых наиболее глубокие (впадины Средиземного, Чёрного, Каспийского морей) подстилаются корой океанических или переходного (субокеанического) типа.

Древние платформы обладают земной корой выдержанной толщины (в ср. 35–40 км), возраст которой докембрийский, большая часть платформ – допозднерифейский (по международной стратиграфической шкале – допозднепротерозойский, более 1 млрд. лет). Древние платформы Земли: северного ряда – Восточно-Европейская платформа, Сибирская платформа, Северо-Американская и гипотетическая Гиперборейская платформы; южного (гондванского) ряда – Южно-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая платформы; а также Китайско-Корейская платформа и Южно-Китайская платформа. В их строении выделяют кристаллический фундамент и осадочный (платформенный) чехол. Кристаллический фундамент в основном состоит из пород, испытавших интенсивные деформации и региональный метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой ступеней. В составе платформенного чехла преобладают континентальные и мелководно-морские песчано-глинистые, карбонатные и эвапоритовые отложения, в ряде районов включающие щелочные базальты или покровы платобазальтов (траппов) с силлами и дайками долеритов и габбро-диабазов. Накопление платформенного чехла на кратонах локально началось ещё в конце архея (Южная Африка, Западная Австралия), продолжилось в протерозое и в фанерозое. Наибольшим распространением пользуется фанерозойский чехол, формированию которого на платформах северного ряда предшествовало образование континентальных рифтов, позднее «погребённых» под осадочным чехлом (авлакогены; например, Пачелмский на Восточно-Европейской платформе). В строении древних платформ выделяют структурные элементы более низкого ранга – щиты (области выхода фундамента на поверхность) и плиты (области с осадочным чехлом). Например, на Восточно-Европейской платформе выделяют Балтийский щит и Русскую плиту. Структурные элементы плит – крупные поднятия (антеклизы; например, Волго-Уральская, Воронежская на Русской плите) и впадины (синеклизы; например, Московская, Мезенская, Прикаспийская).

На древних платформах в кристаллическом фундаменте сконцентрированы осадочно-метаморфогенные месторождения руд железа, марганца; эндогенные месторождения руд цветных, редких и благородных металлов, а также месторождения слюды, керамического сырья и др. Платформенный чехол вмещает месторождения нефти, природного горючего газа, каменного и бурого угля, горючих сланцев, торфа, осадочных руд железа, марганца, меди, бокситов, фосфоритов, каменной и калийных солей, различных природных строительных материалов. C породами эпох тектономагматической активизации платформ связаны эндогенные месторождения руд железа, титана, ванадия, хрома, металлов платиновой группы, цветных, редких и благородных металлов, а также апатита, нефелина, алмазов.

Подвижные пояса разделяют и обрамляют древние платформы. Толщина земной коры, возраст которой не древнее 1 млрд. лет, в их пределах сильно изменчива. Главные подвижные пояса планеты – Урало-Охотский подвижный пояс (Урало-Монгольский), Северо-Атлантический подвижный пояс, Альпийско-Гималайский подвижный пояс (частично наследует Средиземноморский), Тихоокеанский (Циркумтихоокеанский) пояс, который обычно разделяют на Западно-Тихоокеанский подвижный пояс и Восточно-Тихоокеанский подвижный пояс (Кордильерский). В областях, где складчатые структуры поясов выходят на поверхность, выделяют разновозрастные складчатые системы, разделённые крупными массивами докембрийской континентальной коры (в прошлом – микроконтинентами в океанах) или межгорными прогибами. Несколько складчатых систем иногда объединяют по структурному и/или геоисторичекому признаку в складчатые области (например, Верхояно-Чукотская складчатая область Западно-Тихоокеанского пояса, Алтае-Саянская складчатая область Урало-Охотского пояса). Складчатые образования подвижных поясов частично перекрыты палеозойско-мезозойско-кайнозойскими осадочными чехлами молодых платформ. Большая часть поясов, кроме Тихоокеанского, относится к межконтинентальному типу; они в основном возникли на месте океанов, раскрывшихся в позднем рифее (позднем протерозое по междунаролдной стратиграфической шкале, позднее 1 млрд. лет назад) при распаде суперконтинента Родиния [Альпийско-Гималайский пояс – на месте океана Неотетис (см. в статье Тетис), образовавшегося в юре при деструкции Пангеи]. Межконтинентальные пояса завершили своё развитие (кроме Альпийско-Гималайского пояса) полным поглощением океанической коры и коллизией ограничивающих их континентов, поэтому их также называют коллизионными. Тихоокеанский пояс, являющийся окраинно-континентальным, зародился на границе распадавшейся Родинии с Прапацификом (предшественником Тихого океана); его развитие было связано с субдукцией (поддвигом) коры Прапацифика, а затем Тихого океана под смежные континентальные блоки. Пояс формировался в ходе тектонической аккреции (присоединения) микроконтинентов и островных дуг к краю континентов и ещё не закончил своё развитие; его также называют субдукционным или аккреционным.

Складчатые системы в составе подвижных поясов обычно отделены от древних платформ передовыми (краевыми, предгорными) прогибами (например, Предуральский, Предальпийский, Предаппалачский). Передовые прогибы, а также разделяющие соседние системы межгорные прогибы заполнены продуктами денудации горно-складчатых поясов – молассами, возраст которых соответствует времени горообразования (орогенеза). В поперечном сечении складчатых систем выделяются внешние и внутренние зоны. В окраинно-континентальных подвижных поясах внешние зоны и передовые прогибы развиты лишь на континентальной стороне складчатых систем, а в межконтинентальных – присутствуют с обеих сторон. Внешние зоны, как и передовые прогибы, образуются на месте бывших пассивных континентальных окраин – внешнего шельфа, континентального склона и подножия, карбонатные и терригенные отложения которых испытывают складчато-надвиговые деформации и смещаются в направлении платформ обычно со срывом с континентального фундамента. Поверх них нередко наблюдаются синформы тектонических покровов, перемещённых из внутренних зон складчатых систем и сложенных, в частности, офиолитами (например, на западном склоне Урала). В тыловой части внешних зон местами наблюдаются поднятия вовлечённого в деформации фундамента (например, Внешние Кристаллические массивы Альп, Высокие Гималаи). Внутренние зоны (например, внутренняя зона Кордильер) формируются преимущественно на месте активных зон перехода океан – континент и, как правило, состоят из «мозаики» террейнов – разнородных палеоструктурных элементов древних океанов. В их строении участвуют: офиолиты (древняя океаническая кора), островодужные вулканиты, флиш задуговых бассейнов, аккреционных призм и глубоководных желобов; щелочные базальты подводных вулканов, вулканов-островов, гайотов и океанических плато; карбонатные постройки подводных поднятий, атоллов и рифовые образования, а также субдукционные и коллизионные гранитоиды. Породы обычно метаморфизованы в различной степени. Присутствуют гранитные батолиты и гранитогнейсовые купола. Структура внутренних зон сложная, напряжённая и менее упорядоченная по сравнению с внешними зонами; она осложнена продольными и поперечными сдвигами, нередко унаследованными от трансформных разломов закрывшегося океана.

Молодые платформы разделяют соответственно возрасту складчатого фундамента на эпибайкальские (например, Баренцево-Печорская платформа, Мёзийская платформа), эпикаледонские, эпигерцинские (например, Западно-Сибирская платформа, Скифская и Туранская платформы), эпикиммерийские. Некоторые молодые платформы имеют разновозрастный фундамент (например, Западно-Европейская платформа). В отличие от кратонов, фундамент молодых платформ называют складчатым, так как степень метаморфизма и складчатость слагающих его пород обычно умеренные. На молодых платформах общему погружению и началу формирования осадочного чехла, как и на древних платформах, предшествовал этап рифтогенеза. За редким исключением (например, Западно-Европейская платформа) складчатый фундамент на поверхность не выходит, поэтому молодые платформы часто именуют плитами.

B складчатых системах подвижных поясов выделяют раннюю группу эндогенных месторождений доорогенной стадии, связанную c магматизмом основного и ультраосновного состава и представленную рудами железа, титана, хрома, ванадия, металлов платиновой группы, колчеданно-полиметаллическими рудами, a также позднюю группу орогенной стадии, ассоциированную c гранитным магматизмом, для которой характерны эндогенные месторождения руд золота, серебра, меди, молибдена, олова, вольфрама, лития, тантала и др. К передовым и межгорным прогибам приурочены месторождения нефти и природного горючего газа, углей, каменной и калийных солей. В осадочном чехле молодых платформ заключены месторождения, аналогичные таковым чехла древних платформ.

Некоторые участки древних платформ и подвижных поясов, вступивших в платформенное развитие, в ходе дальнейшей эволюции оказались вовлечены в повторное горообразование с формированием поясов возрождённых гор (внутриконтинентальных орогенов; например, Центральноазиатский пояс). Толщина земной коры в областях горообразования (как первичного – коллизионного и аккреционного, так и повторного – эпиплатформенного) возрастает до 45–75 км. В пределах континентальных рифтовых систем (Байкальская рифтовая система, Восточно-Африканская рифтовая система, Западно-Европейская рифтовая система), наложенных как на древние платформы, так и на подвижные пояса, земная кора имеет сокращённую толщину (25–30 км). Интенсивная сейсмичность на континентах характерна для областей горообразования и рифтообразования.

Океаны

Океаны отличаются от континентов тонкой (в среднем 5–7 км) корой; толщина литосферы в их пределах не превышает 100 км (обычно значительно меньше). В составе коры отсутствуют породы кислого состава, а в осадочном чехле развиты главным образом пелагические осадки. Возраст коры не превышает 170 млн. лет, и она не испытала столь сложных деформаций и интенсивного метаморфизма, как кора континентов. Океаны в структурном отношении построены проще континентов, что связано с их более молодым возрастом.

Главные структуры океанов – срединно-океанические хребты, в совокупности образующие глобальную систему, и абиссальные равнины, расположенные между хребтами и континентальными подножиями. Для обозначения структурных элементов океанов используют геоморфологическую терминологию, что связано с соответствием их геоморфологических и тектонических форм вследствие слабой денудации и аккумуляции. На оси срединно-океанических хребтов происходит спрединг (раздвиг дна и новообразование океанической коры). Соответственно скорости спрединга хребты разделяют на быстроспрединговые (более 7 см/год; например, Восточно-Тихоокеанское поднятие), со средней скоростью спрединга (3–7 см/год; например, Австрало-Антарктическое поднятие, Южно-Тихоокеанское поднятие), медленноспрединговые (менее 3 см/год; например, Срединно-Атлантический хребет). Строение срединно-океанических хребтов осложнено осевыми рифтами, в пределах которых проявлены активная сейсмичность, вулканизм и гидротермальная деятельность. Осевые рифты отсутствуют у быстроспрединговых хребтов, у которых они замещены осевым горстом. Срединные хребты пересечены многочисленными трансформными разломами, которые делят их на сегменты, смещённые относительно друг друга. Трансформные разломы сейсмически активны только на отрезках между точками пересечения с осями спрединга. В пределах относительно асейсмичных абиссальных равнин распространены внутриокеанические поднятия – линейные «асейсмичные» хребты (например, Восточно-Индийский хребет) и изометричные или вытянутые океанические плато (например, плато Онтонг-Джава в Тихом океане), обладающие более мощной корой (до 25–30 км и более). Эти поднятия разделяют абиссальные равнины на котловины; основная их часть имеет вулканическое происхождение (например, Гавайский хребет) и образовалась над горячими точками и горячими пятнами в мантии Земли. В океанах также существуют поднятия (частично подводные), обладающие корой континентального типа; их выделяют в качестве микроконтинентов (например, Мадагаскар в Индийском океане).

B океанах установлены весьма крупные скопления железомарганцевых конкреций и корок (являются перспективным источником марганца, никеля, меди, кобальта), металлоносные осадки (содержат железо, марганец, медь, цинк, никель и др.). Выявлены сульфидные полиметаллические постройки и залежи, образующиеся на дне океанов у выходов гидротермальных источников; возможна промышленная разработка этих объектов.

Переходные зоны от континентов к океанам

Переходные зоны от континентов к океанам представлены континентальными окраинами – пассивными, активными и трансформными. Пассивные окраины распространены на западной и восточной периферии Африки, западных перифериях Австралии, Европы, восточные периферии Южной Америки и в других местах. Они достаточно асейсмичны и авулканичны (не повсеместно), так как находятся в пределах той же литосферной плиты, что и смежные с ними континент и океан (до ближайшего срединно-океанического хребта). Состоят из шельфа, континентального склона и подножия, в пределах которых мощность континентальной коры, испытавшей тектонотермальную переработку, постепенно уменьшается. Пассивные окраины, в пределах которых широко развиты вулканиты, излившиеся при раскрытии смежного океана, относят к вулканическим пассивным окраинам (например, северо-западная окраина Европы, юго-восточная окраина Гренландии). Активные окраины развиты на восточной и южной периферии Азии, западной периферии Северной и Южной Америки и в других районах. Они, напротив, характеризуются интенсивными сейсмичностью и вулканизмом, так как приурочены к конвергентным границам литосферных плит, где плиты сближаются и происходит субдукция (поддвиг) одной литосферной плиты под другую. Активные окраины развиваются в основном на океанической коре; кроме шельфа, континентального склона и подножия (как правило, узких), включают окраинные моря (задуговые бассейны), вулканические островные дуги и глубоководные желоба (окраины западнотихоокеанского типа) или только глубоководные желоба (окраины андского типа). С осью желобов активных окраин совпадает выход на поверхность зон субдукции и связанных с ними сейсмофокальных зон. Трансформные окраины распространены ограниченно (например, западная окраина Африки вдоль северного побережья Гвинейского залива). Для них характерен узкий шельф и крутой континентальный склон, совпадающий с зоной трансформного разлома.

В переходных зонах от континентов к океанам на шельфах континентальных окраин локализуются крупные месторождения нефти и природного горючего газа, месторождения фосфоритов. В прибрежной зоне широко распространены россыпные месторождения магнетита, ильменита, касситерита, рутила, циркона, монацита, золота, алмазов, а также строительных песков и гравия. Подробнее о полезных ископаемых, их генезисе, ресурсах см. в статье Минеральные ресурсы, а также в статьях об отдельных видах полезных ископаемых (нефть, медные руды и т. п.), бассейнах (например, Нефтегазоносный бассейн Персидского залива), месторождениях (например, Аргайл, Гавар).

Рельеф

Общее представление об основных особенностях рельефа Земли даёт гипсографическая кривая, показывающая относительное распределение площадей земной поверхности в зависимости от высот суши и глубин моря в прямоугольных координатах. На ней отчётливо прослеживаются два уровня – материковый и океанический. Наличие двух уровней – отличительная черта рельефа Земли; на Луне, Марсе и Венере гипсографические кривые показывают существование только одного преобладающего уровня, несмотря на присутствие двух типов поверхности – «материкового» и «океанического». Самый крупный на Земле Тихий океан симметричен относительно экватора и расположен в одноименном сегменте Земли, Индийский, Атлантический океаны и все материки (кроме Антарктиды) занимают противоположный, Индо-Атлантический, сегмент. На границах этих сегментов наблюдается наиболее расчленённый надводный и подводный рельеф.

На Земле существуют вертикальные высотные и глубинные интервалы, где преобладают различные рельефообразующие процессы – уровни: вершинной поверхности гор, снеговой границы, эрозионно-аккумулятивный материковых равнин, абразионно-аккумулятивный побережий и шельфов, карбонатной компенсации, предельной бескарбонатной аккумуляции абиссальных равнин, днищ глубоководных желобов. Своеобразным «зеркальным отражением» вершинной поверхности гор является уровень днищ глубоководных желобов. На материках и в океанах экзогенные процессы подчиняются трём основным закономерностям: широтной зональности, вертикальной поясности (высотной и глубинной), циркумокеанической и циркумконтинентальной секторности.

Крупнейшие формы рельефа Земли (геотектуры) – материки, океаны, равнинно-платформенные и горные области. Они возникли главным образом в результате планетарных процессов и отражают важнейшие пространственные различия в строении земной коры. Геотектуры подразделяются на формы меньших размеров – морфоструктуры (формы рельефа, в образовании которых главную роль играют эндогенные процессы) и морфоскульптуры (относительно небольшие формы рельефа, образующиеся главным образом под воздействием экзогенных процессов). Наиболее крупными элементами суши являются равнинные и горные области (см. Физическую карту).

Равнинные области

Равнинные области занимают 64% площади поверхности суши. Обычно они приурочены к древним и молодым платформам. В размещении этих областей наблюдается симметрия: они протягиваются двумя широтными поясами, один из которых расположен в Северном, другой – в Южном полушарии. В Северном полушарии находятся Северо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области, в Южном – Южно-Американская (Бразильская), часть Африкано-Аравийской и Австралийская. В пределах платформенных равнин имеются отдельные низменности, возвышенности, плато, плоскогорья и высокоподнятые массивы. Крупнейшими равнинами суши являются Восточно-Европейская равнина в Европе, Западно-Сибирская равнина, Великая Китайская равнина, Индо-Гангская равнина в Азии, Великие равнины и Центральные равнины в Северной Америке, Амазонская низменность в Южной Америке, равнины Сахары в Африке. На равнинах наиболее распространены эрозионно-аккумулятивные, или флювиальные, морфоскульптуры (рытвины, овраги, балки, речные долины, аллювиальные равнины и др.). Ледниковые формы рельефа равнин сформировались в районах распространения древнего оледенения («бараньи лбы», моренные гряды, озы, моренные равнины и др.). На севере Северной Америки и северо-востоке Евразии, в областях распространения многолетнемёрзлых пород, широко распространены формы мерзлотного (криогенного) рельефа – бугры пучения, аласы и др. Для пустынь, полупустынь и сухих степей характерен аридный рельеф. Особый тип пустынь – полярные пустыни Арктики и Антарктики. См. также Равнина.

Горные области

Горные области занимают 36% площади поверхности суши. На Земле наиболее высокие горы образуют три пояса. Первый пояс протягивается вдоль берегов Тихого океана. Он состоит из восточной (Кордильеры Северной Америки, Анды) и западной (Чукотское нагорье, Колымское нагорье, Срединный хребет, Черского хребет, Верхоянский хребет, Джугджур, Сихотэ-Алинь и др.) ветвей; возможно, его замыкают Трансантарктические горы. Второй пояс пересекает в широтном направлении Евразию, захватывая Северную Африку, включает Альпийско-Гималайский (Атлас, Пиренеи, Апеннины, Альпы, Карпаты, Большой Кавказ, Малый Кавказ, Иранское нагорье, Памир, Гиндукуш, Каракорум, Куньлунь, Гималаи и др.) и Центральноазиатский (Тянь-Шань, Алтай, Западный Саян, Восточный Саян, Становое нагорье, Становой хребет, Большой Хинган и др.) подвижные пояса. Третий пояс приурочен к Восточно-Африканской рифтовой системе. Тихоокеанский и Альпийско-Гималайский пояса включают как эпигеосинклинальные, так и эпиплатформенные горы, остальные – только эпиплатформенные (возрождённые). В нижнем поясе преобладают эрозионно-аккумулятивные формы рельефа, затем – обвально-осыпные, выше снеговой границы – гляциально-нивальные. Характерный облик придают горам выпаханные ледниками троги, острые вершины, эрозионные ущелья, каньоны. Для горных областей характерны нагорья. См. также Горы.

Дно океанов

Дно океанов подразделяется на подводную окраину материка, переходные зоны от материка к океану, ложе океана и срединно-океанические хребты и поднятия.

Подводная окраина материка

Подводная окраина материка (около 14% площади поверхности Земли) включает относительно мелководную часть морского дна – материковую отмель (шельф), материковый склон – основной склон планеты, разделяющий два главных её гипсометрических уровня, и материковое подножие.

Переходные зоны

Переходные зоны (около 7% площади поверхности Земли). Ложе океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым подножием. В сохранивших тектоническую подвижность районах между материком и ложем океана расположены переходные зоны, которые отличаются значительной шириной и резкой сменой поднятых и глубоко опущенных участков дна. Они приурочены к Тихоокеанскому поясу и западной части Альпийско-Гималайского пояса и в типичном виде состоят из котловины окраинного моря (например, Берингово море, Охотское море), островной дуги (например, Алеутские острова, Курильские острова) и глубоководного жёлоба (например, Алеутский жёлоб, Курило-Камчатский жёлоб). На широте Филиппинского моря и южнее глубоководные желоба и островные дуги протягиваются в несколько рядов, в районе Малайского архипелага они приобретают в плане сложные петлевидные очертания и соседствуют с глубокими котловинами и крупными массивами островной суши, а в Средиземноморской области доминирующим подводным элементом переходной зоны становятся котловины внутренних морей. В переходной зоне вдоль западных побережий Южной Америки и южной части Северной Америки котловины окраинных морей отсутствуют, роль островных дуг играют горные цепи Кордильер Северной Америки и Анд, а глубоководные желоба протягиваются вдоль подножия склона материка. В этом районе отмечается наибольшая амплитуда расчленённости рельефа Земли – 15 139 м (глубина Чилийского жёлоба до 8180 м, высота соседних гор до 6959 м – гора Аконкагуа).

Ложе океана

Ложе океана (около 40% площади поверхности Земли) соответствует океаническим платформам (талассократонам), имеет ячеистое строение: котловины ложа отделяются друг от друга подводными хребтами, возвышенностями, валами и плато. Днища котловин заняты абиссальными равнинами. Наиболее обширные из них расположены в Тихом океане – в Северо-Западной котловине, Северо-Восточной котловине, Южной котловине. Среди равнинных пространств ложа океана часто встречаются подводные вулканы, некоторые из них имеют уплощённые вершины (гайоты).

Срединно-океанические хребты и поднятия

Срединно-океанические хребты и поднятия (около 10% площади поверхности Земли) образуют самую протяжённую (60 тысяч км, с ответвлениями до 80 тысяч км) на Земле единую систему горного рельефа, прослеживающуюся на дне всех океанов. Относительная высота до 4872 м (Северо-Атлантический хребет). Они пересечены уступами и узкими впадинами, обусловленными трансформными разломами. Вдоль осевой зоны срединных хребтов Атлантического океана и западной части Индийского океана прослеживаются рифтовые долины, на Южно-Тихоокеанском поднятии и Восточно-Тихоокеанском поднятии протягиваются вулканические гряды. Отдельные вершины хребтов поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья, Буве, остров Святой Елены и др.). Каждый из срединных хребтов имеет своё продолжение в области коры материкового типа: рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского залива и Кордильер Северной Америки, нарушения Аравийско-Индийского хребта – в грабенах-рифтах Аденского залива, Красного моря и в разломах Восточной Африки, нарушения хребта Гаккеля – через губу Буор-Хая в Момо-Селенняхской впадине. Одна из важнейших особенностей рельефа дна океана – широкое распространение отдельно стоящих подводных гор относительной высоты до 500 м. Они осложняют почти все элементы подводного рельефа (кроме шельфа). Их число, по последним данным, составляет около 16 тысяч (на материках – 200). На дне океанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, оползания, аккумуляции, воздействия придонных течений и др. Несмотря на невысокую интенсивность этих процессов, длительность их воздействия часто приводит к образованию очень крупных форм рельефа (гигантские конусы выноса, крупнейшие на Земле оползневые тела и др.).

Географические условия

Носителем наиболее своеобразных и характерных особенностей Земли является её географическая оболочка – целостная оболочка Земли, охватывающая нижние слои атмосферы, верхние толщи земной коры, гидросферу, криосферу и биосферу. Все эти геосферы, проникая друг в друга и находясь в тесном взаимодействии, непрерывно обмениваются веществом и энергией. От других оболочек Земли она отличается наличием жизни, многообразием видов свободной энергии, присутствием вещества в трёх агрегатных состояниях (твёрдом, жидком и газообразном), а также возрастающим и преобразующим влиянием биосферы, антропогенными воздействиями.

Главный источник всех процессов, происходящих в географической оболочке, – энергия Солнца. Между Северным и Южным тропиками Солнце находится в зените дважды в год; продолжительность дневного времени суток на экваторе в течение всего года равна 12 ч, а между тропиками колеблется от 11 до 13 часов. В умеренных широтах между тропиками и полярными кругами Солнце не бывает в зените, его полуденная высота летом значительно больше, чем зимой, так же, как и продолжительность дневного времени суток, причём эти сезонные различия растут с приближением к полюсам. За полярными кругами Солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение тем большего времени, чем больше широта места. На полюсах год делится на длящиеся 6 месяцев день и ночь. Особенностями видимого движения Солнца определяется приток солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы на различных широтах и в разные моменты и времена года (так называемый солярный климат): в тропическом поясе он имеет годовой ход с небольшой амплитудой и двумя максимумами в течение года; в умеренных поясах – летом сравнительно мало отличается от тропиков, меньшая высота солнца компенсируется увеличенной продолжительностью дня, но зимой быстро уменьшается с широтой; в арктических и антарктических поясах при длительном непрерывном дне летний приток радиации также велик – в день летнего солнцестояния на полюса поступает даже больше солнечной радиации, чем на экваторе, а в зимнее время солнечная радиация отсутствует. Неравномерное поступление и распределение солнечной радиации по шарообразной поверхности Земли приводит к глобальной пространственной дифференциации природных условий – горизонтальной (см. Географические пояса, Географическая зона) и высотной поясности.

Широтные климатически пояса оказывают столь существенное влияние на другие стороны географической оболочки, что деление природы Земли по всему комплексу признаков почти соответствует климатическим поясам, в основном совпадая с ними по числу, конфигурации и названиям.

В пределах атмосферы солнечная радиация испытывает незональные влияния, обусловленные различным содержанием водяного пара и пыли, разной облачностью и другими особенностями газового и коллоидного состояния атмосферы. Отражением этих влияний является сложное распределение величин радиации, поступающей на поверхность Земли. Незональный характер имеют распределение суши и моря, особенности орографии, морские течения и пр.

Гидросфера, или водная оболочка Земли, содержит воду во всех её агрегатных составляющих и пронизывает все геосферы планеты. Свыше 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях, около 4% заключено в подземных водах, около 2% – в составе криосферы и всего 0,013% – в поверхностных водах суши (реки, озёра, водохранилища, болота). Природные воды содержат почти все химические элементы. В океанической воде преобладают кислород, водород, хлор и натрий, в водах суши – карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) сильно колеблется в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Реки и пресные озёра, как правило, слабо минерализованы, их солёность изменяется от 50 до 1000 мг/л. Солёность морской воды колеблется от 1 до свыше 40‰ (Красное море), в среднем составляя около 35‰. Самая большая концентрация солей наблюдается в солёных озёрах (Мёртвое море до 310‰) и подземных рассолах (до 600‰). Для Мирового океана характерна активная циркуляция воды, вызываемая ветрами над океанической поверхностью, разной температурой, солёностью и плотностью водной толщи. Взаимодействие океана и атмосферы вызывает планетарную циркуляцию океанических вод, так называемый глобальный океанский конвейер, оказывающий огромное влияние на перенос тепла на земной поверхности и формирование климатов.

Значительная часть гидросферы (гидрогеосферы) находится в земной коре и в мантии Земли, однако подземные воды, наиболее активно участвующие в водообмене с окружающей средой, составляют лишь 0,7% их общих запасов. На территории суши, помимо ледников, ледниковых покровов, снежного покрова, принадлежащих к криосфере, поверхностные воды сосредоточены в озёрах, водохранилищах, болотах и реках. Больше всего воды содержат озёра – по разным оценкам, от 176 до 275 тысяч км3. Объём озёр, их площадь и положение уровня, особенно в бессточных областях, зависят от общей увлажнённости континентов. Бессточные озёра служат своеобразными индикаторами изменения климатических условий. В период роста увлажнённости континентов увеличиваются площадь и объём бессточных водоёмов, повышается их уровень, а в периоды уменьшения увлажнённости площадь бессточных озёр сокращается.

В 20 веке построены крупные водохранилища. Площадь водохранилищ превышает 400 тысяч км², а с учётом озёр, находящихся в подпоре (Байкал, Онежское, Зайсан, Виктория, Онтарио и многие другие), достигает 800 тысяч км². Искусственные водоёмы увеличивают устойчивый речной сток с суши приблизительно на 25%. Существенный объём поверхностных вод сосредоточен на заболоченных территориях. Общая площадь болот достигает почти 3 млн. км² (около 2% суши). Суммарный объём воды в болотах около 11,5 тысяч км³. Самая динамичная часть гидросферы – реки, их сток представляет интегральную характеристику водного баланса поверхности суши. Общий объём вод мировой речной сети составляет около 2120 км³, однако в течение года этот объём возобновляется в среднем около 24 раз; водные ресурсы рек около 43 тысяч км³ в год. Частью гидросферы служит и влага, находящаяся в атмосфере преимущественно в виде водяного пара, тумана и облаков, а также капель дождя и кристаллов снега. Поступающая в атмосферу влага в результате испарения с поверхности океанов и суши переносится воздушными течениями, конденсируется и снова выпадает на поверхность Земли. Её общее количество оценивается в 577 тысяч км³ в год. Влага атмосферы в результате её очень быстрого влагооборота (полная смена влаги происходит за 9–10 дней) играет важную роль в процессах, происходящих на земной поверхности.

Значительную роль в природе Земли играет криосфера, где сосредоточены большие запасы воды (в виде льда и снега) и холода. Природные льды (в том числе подземные) занимают площадь 72,4 млн. км² (14,2% поверхности Земли и около 50% поверхности суши), ледники и ледниковые покровы 16 млн. км² (11% суши), подземный лёд 32 млн. км² (21,5% суши), морской лёд 26 млн. км² (7% океана); снежный покров и льды в течение года покрывают от 53,6 до 91,2 млн. км², абсолютный максимум в конце 20 – начале 21 вв. достигал 99,2 млн. км². Подавляющую массу наземных льдов образуют ледники и ледниковые покровы (30·10¹⁵ т, почти в 5 раз больше массы жидких поверхностных вод суши), в них сосредоточено 98,2% всей массы льда Земли. Современное оледенение распространено в Антарктиде (объём 23 296 630 км³, площадь распространения 13 979 тысяч км²), Северной Америке с Гренландией (2 431 773 км³, 2076,6 тысяч км²), Европе (21 082 км³, 92,1 тысяч км²), Азии (16 260 км³, 136,8 тысяч км²), Южной Америке (12 690 км³, 32,3 тысяч км²), Океании (550 км³, 0,82 тыс. км²), Африке (<1 км³, 0,02 тыс. км²).

Высокое альбедо снежно-ледниковых поверхностей перестраивает радиационный баланс всей Земли. Среднее альбедо Земли 0,35, над ледниковыми покровами отражённая солнечная радиация увеличивается в 2,5 раза, над областями питания горных ледников в 2 раза, над островными ледниковыми куполами на 0,3, а над языками горных ледников на 0,2. Значительная часть солнечной энергии, приходящей к ледникам, уходит обратно в атмосферу. Наибольшее воздействие на климат оказывает антарктический ледниковый покров. Здесь формируется Антарктический антициклон, сохраняющийся почти круглый год. Наличие огромного ледяного материка в Южном полушарии – главная причина того, что оно на 2,2 °C холоднее Северного. Площади сезонного снежного покрова значительно больше в Северном полушарии, где он зимой покрывает два огромных материка; в Южном полушарии его распространение ограничено преобладанием над сушей пространств Мирового океана. В конце зимы Северного полушария (в феврале) снегом покрыто 19,2% поверхности Земли (31% в Сев. полушарии, 7,5% в Южном), в конце зимы Южного полушария (в августе) – лишь 9,2% (14% в Южном полушарии и 4,3% в Северном).

Снежный покров формирует специфическое звено мирового влагооборота – обмен водой между океанами происходит в том числе и через снежную толщу, в которой влага задерживается на несколько месяцев. Например, Евразия получает 75% снега из осадков, сформировавшихся над Атлантическим океаном, 20% – над Тихим океаном и 5% – над Индийским океаном. Соотношение обратного поступления талых вод иное: значительная часть влаги из Евразии уходит в Северный Ледовитый океан, затем в Тихий и Индийский океаны и меньше всего возвращается в Атлантический океан.

Основные области распространения многолетнемёрзлых горных пород сконцентрированы в Северном полушарии, где их мощность составляет десятки и сотни метров, в Центральной Якутии достигает 1,5 км. Температура в этих толщах опускается до –20 °C. Несмотря на глобальное потепление последних лет, температурный режим вечной мерзлоты меняется мало, она продолжает господствовать на огромных территориях Азии и Северной Америки.

Морские льды образуются зимой Южного полушария на огромных пространствах Мирового океана вокруг Антарктиды в полосе шириной 500–2000 км, а летом от них остаётся лишь узкая полоса разреженных льдов вдоль побережья, которая разрывается в районах Антарктического полуострова, морей Росса и Содружества, и лишь в море Уэдделла сохраняется большой ледяной массив. Большая часть сезонных льдов достигает толщины 1,5–2 м. Северный Ледовитый океан имеет мощный ледяной покров, занимающий в марте около 11,4 млн. км², в сентябре – 7 млн. км². Сезонные льды в Северном Ледовитом океане зимой достигают толщины 0,8–2 м, а круглогодичные в центральной части – 4,5 м.

В результате глобального потепления климата размеры криосферы сокращаются. Уменьшается площадь многолетних льдов в Северном Ледовитом океане: за 10 лет в конце 20 – начале 21 вв. почти на 9% в декабре и на 2,5% в марте. Сокращается продолжительность ледовых явлений на реках и озёрах, заметно деградируют ледники в большинстве горных районов. Уменьшается масса льда в Гренландии и Зап. Антарктиде, в то время как в Восточной Антарктиде она мало изменяется и, возможно, даже растёт.

Климатические пояса

В основе климатического районирования Земли лежит выделение поясов, зон и областей с более или менее однородными условиями климата, их границы не только не совпадают с широтными кругами, но и не всегда огибают земной шар (зоны в таких случаях разорваны на изолированные области). Наиболее широко используется построенная на генетических принципах классификация климатов Б. П. Алисова (1950, 1953), которая уточнялась с использованием материалов более поздних наблюдений. От экватора к северу и югу выделяются 13 климатических поясов, по преобладанию в течение года определённой воздушной массы из них различают 7 основных: экваториальный; по тропическому и умеренному в каждом полушарии; арктический и антарктический. Между основными поясами формируются три переходных, характеризующихся сезонной сменой преобладающего типа воздушных масс: субэкваториальный (летом преобладает экваториальный воздух, зимой – тропический), субтропический (летом – тропический воздух, зимой – умеренный), субарктический или субантарктический. В каждом широтном поясе над сушей выделяется континентальный тип климата, а над океаном – океанический. См. карту Климатические пояса и области.

Экваториальный пояс

Экваториальный пояс включает приэкваториальные области пониженного атмосферного давления, способствующие длительному пребыванию воздушных масс в однородных термических условиях и формированию воздуха этого пояса из тропического, выносимого к экватору пассатами Северного и Южного полушарий. Экваториальный пояс не образует сплошной полосы, а формирует три области, в нём выделяются континентальный и океанический типы климата, мало отличающиеся друг от друга по сравнению с климатами более высоких широт. Характерны самый высокий на Земле радиационный баланс [на материках в целом за год (3–3,5)·10³ МДж/м², на поверхности океанов (4–5)·10³ МДж/м²] и избыточное увлажнение земной поверхности, годовая сумма осадков, равномерно распределённых в течение года, на равнинах колеблется от 1000 до 3000 мм в год, достигает в отдельные годы на склонах гор 14 000 мм (подножие вулкана Камерун). Температурный режим очень равномерный с высокими температурами воздуха в течение всего года (24–29 °C), максимальные температуры редко превышают 35 °C. Часты грозы (на низменностях острова Суматра отмечается до 190 дней в году с грозами).

Субэкваториальные пояса

Субэкваториальные пояса (пояса экваториальных муссонов). Располагаются к северу и югу от экватора. Наиболее далеко простирается в высокие широты над юго-востоком Азии субэкваториальный пояс Северного полушария. Климат этих поясов формируется под действием сезонного смещения внутритропической зоны конвергенции и характеризуется сезонной сменой преобладающих воздействий течений и сменой от зимы к лету тропической воздушной массы на экваториальную. Здесь резко проявляются различия в климате материков и океанов. Часто зарождаются тропические циклоны с ветрами ураганной силы и значительными осадками (особенно в Юго-Восточной Азии и Центральной Америке).

Континентальный субэкваториальный климат характеризуется наличием сухого зимнего и влажного летнего сезонов. Радиационный баланс в целом имеет большие величины в течение всего года [за год (2,5–3)·10³ МДж/м²]. Лето жаркое, температуры воздуха выше 30 °C. В зоне тропических муссонов, в Восточной Африке и на юго-западе Азии наблюдаются и самые высокие среднегодовые температуры на земном шаре (30–32 °C). За период летнего муссона выпадает до 80% и более годовой суммы осадков. На равнинах по мере удаления от экватора дождливый сезон сокращается, количество осадков уменьшается от 1000–1500 мм до 300–400 мм в год. В горных районах на наветренных склонах гор выпадает громадное количество осадков, в Черапунджи (самое влажное место на Земле) на южном склоне Гималаев в среднем 13000 мм осадков в год (в отдельные годы до 22 900 мм). Зимой устанавливается умеренно-тёплая погода, максимальные дневные температуры не превышают 25 °C. Изменения в сроках наступления влажного летнего муссона вызывают засухи, для Индии в целом, например, каждый седьмой год засушливый. Отсутствие сухого сезона при значительном годовом количестве осадков (1600–2400 мм) на северо-восточном побережье Южной Америки и на восточном побережье Индокитая, где зимним муссоном является тёплый и влажный северно-восточный атлантический пассат, способствует развитию здесь постоянно влажного климата.

Океанический субэкваториальный климат также характеризуется сменой преобладающих воздушных масс. Для него характерны высокие значения радиационного баланса (за год около 5·10³ МДж/м²), средние суточные температуры воздуха (25–27 °C) и незначительные годовые и суточные амплитуды (2–3 °C). В годовом ходе осадков здесь отмечается та же тенденция, что и в субэкваториальном континентальном климате. В северо-западной части Тихого океана под влиянием Евразии зимой преобладает устойчиво стратифицированный континентальный тропический воздух, образованный из холодного умеренного воздуха с материка, понижая вероятность выпадения осадков и среднюю температуру воздуха до 13–14 °C.

Тропические пояса

Характеризуются определяющей ролью радиационных процессов в формировании климата, особенно над материками, где воздушные массы, поступающие из более высоких широт, быстро прогреваются и иссушаются.

Континентальный тропический климат особенно чётко проявляется в тропических широтах Азии и Северной Африки. Характерные особенности – жаркое лето, значительная сухость воздуха, малая облачность, незначительное выпадение атмосферных осадков, большие суточные и годовые амплитуды колебаний температуры воздуха и почвы (суточные колебания значительно превышают годовые), более низкие значения радиационного баланса (за год около 2,5·10³ МДж/м²). Температура воздуха летом достигает предельно высоких на Земле значений – 57,8 °C (Северная Африка, Ливия), средние температуры воздуха летом в Австралии 30–40, в Азии и Северной Америке 34, в Южной Африке 30, в Южной Америке 28 °C. Зимой среднемесячная температура 12–20 °C; на Аравийском полуострове, в пустыне Калахари, в Австралии и в Южной Америке при вторжениях умеренного воздуха температура опускается ниже 0 °C и выпадает снег. Континентальные тропические районы Северной Африки и Азии являются и самыми засушливыми районами тропического пояса; в год выпадает до 100 мм осадков. В пустынях Австралии зимой количество осадков возрастает до 300 мм в год, в Северной Америке повышается с севера на юг от 250 до 600 мм, в Южной Америке – свыше 500 мм.

В океаническом тропическом климате пассаты, дующие по периферии субтропических антициклонов, способствуют выносу относительно холодного воздуха из более высоких широт в восточных и центральных частях океанов и адвекции более тёплого и влажного воздуха из приэкваториальных районов в западных частях, формируя значительные различия в этих районах метеорологического режима и годового хода радиационного баланса (среднегодовая величина 4,2·10³ МДж/м²). Наличие мощных инверсий температуры способствует устойчивой стратификации морских тропических воздушных масс. В центральных частях океанов среднегодовые температуры воздуха около 25 °С, характерны небольшие суточные и годовые (около 4 °С) амплитуды колебания. Самые низкие температуры воздуха в течение всего года отмечаются в Северном полушарии на северо-востоке океанов, в Южном – на юго-востоке; зимой средние температуры составляют 11–12 °С, летом – 16–17 °С. Наиболее тёплыми являются юго-западная часть океанов в Северном полушарии и северо-западном – в Южном; зимой средние температуры составляют 25–26 °С, летом – 27–28 °С. На большей части тропического пояса океанов в год выпадает около 1000 мм осадков, на востоке – 100–200, на западе Тихого и Индийского океанов – до 2000 мм.

Тропический климат западных побережий материков формируется под воздействием относительно холодного морского воздуха, поступающего из более высоких широт по восточной периферии океанических антициклонов, приводя к формированию отрицательных аномалий температур воздуха по сравнению со средней широтной (18–22 °C). Особенно ярко это явление выражено в пустыне Атакама, в береговых пустынях западной части Сахары, Южной Калифорнии, Намиб.

Тропический климат восточных побережий материков характеризуется более высокими температурами воздуха по сравнению с западными побережьями, повышенной влажностью и значительным количеством атмосферных осадков. Летом температуры самого тёплого месяца 25–28 °С, зимой среднемесячные температуры 14–24 °С, наиболее холодно в северной части побережья Северной Америки. Океанический пассат, перемещаясь на запад по западной периферии антициклонов, приносит обильные осадки на восточные побережья материков, особенно летом, и на наветренные склоны (восточное побережье Центральной Америки – свыше 3000 мм, Мадагаскар – 5000 мм). Часто наблюдаются тропические циклоны с ливнями (во Флориде за сутки отмечено 600 мм осадков, в августе 2005 затоплен город Новый Орлеан).

Субтропические пояса

Определяются сезонной сменой умеренного и тропического воздуха, частыми изменениями погоды. Годовой радиационный баланс (2,5–2,9)·10³ МДж/м².

Континентальный субтропический климат отличается сухим жарким летом и относительно прохладной зимой, распространён в центральных частях Евразии, Северной и Южной Америки, где происходит трансформация приходящих воздушных масс в континентальный тип. В Африке и Австралии континентальный субтропический климат не формируется. Внутри материков в субтропических широтах зимой преобладает повышенное атмосферное давление, а летом – пониженное, поэтому здесь формируется климат сухих субтропиков, жаркий и малооблачный летом, прохладный – зимой. Летние температуры, например, в Туркмении доходят в отдельные дни до 50 °C, а зимой возможны морозы от –10 до –20 °C. Годовая сумма осадков составляет местами всего 120 мм. В субтропическом поясе в Евразии в зоне резко континентального климата выделяются высокогорные области. В Азии на Памире и Тибетском нагорье формируется климат холодных пустынь. В Северной Америке засушливый субтропический климат формируется на небольшой территории замкнутых плато и межгорных котловин между Береговыми хребтами и Скалистыми горами, отличается более тёплой зимой. В Долине Смерти зафиксирована температура воздуха 56,7 °C.

В океаническом субтропическом климате летом характерно преобладание тёплого и влажного морского тропического воздуха. Зимой развивается циклоническая деятельность на полярном фронте, увеличивается повторяемость штормов. На востоке океанов, где преобладает перенос воздуха из более высоких широт и проходят холодные морские течения, лето более холодное, средние температуры самого тёплого месяца в обоих полушариях 12–15 °С; на западе, куда поступает прошедший над тёплым океаном воздух из более низких широт, средние температуры самого тёплого месяца в Северном полушарии 24–26 °С, в Южном – 18–23 °С; в этих условиях формируется средиземноморский климат, наблюдающийся, кроме Средиземноморья, на Южном берегу Крыма, а также в западной части Калифорнии, на юге Африки, юго-западе Австралии.

Умеренные пояса

Характеризуются уменьшением годового радиационного баланса и увеличением его сезонных различий (зимой он приобретает отрицательные значения). С увеличением географической широты возрастают сезонные различия в температуре и влажности воздуха. Интенсивно развивается циклоническая деятельность, межширотный обмен воздушных масс. В умеренные широты нередко распространяется арктический (антарктический) и тропический воздух, часто меняется погода, выпадение осадков связано с атмосферными фронтами.

Умеренный континентальный климат формируется только в Северном полушарии, особенно ярко выражен в Азии (Сибирь, Забайкалье в России, север Монголии) и в Северной Америке (Великие равнины). Велики сезонные различия радиационного баланса, зимой он отрицательный, весной и осенью резко меняется, а летом достигает величин, близких с тропическим поясом, в целом за год с севера на юг изменяется от 0,8 до 1,7·10³ МДж/м². Зимой в Азии при господстве Азиатского антициклона температуры воздуха опускаются в котловинах до –60 °С, в середине зимы воздух здесь становится холоднее арктического. Годовая амплитуда температур воздуха может достигать 50–60 °С. Европа в отличие от Азии открыта для проникновения морского воздуха с Атлантического океана, здесь формируется умеренный климат меньшей континентальности, средние месячные температуры воздуха в январе понижаются в глубь материка: от 0 °С в Берлине до –11 °С в Москве. Устойчивый снежный покров на равнинной территории Евразии формируется только к востоку от Варшавы, достигает наибольшей высоты (90 см) на северо-востоке Европы и в Западной Сибири и понижается далее на восток. Зимний Канадский антициклон менее устойчив, чем Азиатский, воздух имеет более высокие температуры, которые несколько повышаются в глубь материка. На Великих равнинах снежный покров мал, к востоку от них при увеличении влияния тропического воздуха возрастает до 90 см. Лето в континентальных районах Евразии тёплое, средние температуры июля 18–22 °С, на юго-востоке Европы и в Средней Азии достигают 24–28 °С. В Северной Америке континентальный воздух летом несколько холоднее, чем в Евразии. Годовое количество осадков на равнинной территории материков от 300 до 500 мм, в Евразии уменьшается с запада на восток и с севера на юг (на наветренных склонах Альп достигает 2000 мм), в Северной Америке – с востока на запад. Большая часть суши с умеренным континентальным климатом занимают горные системы: Альпы, Карпаты, Алтай, Саяны, Кордильеры Северной Америки и др., где температура воздуха летом понижается с увеличением высоты, зимой при вторжении холодных воздушных масс – на равнинах бывает ниже, чем в горах.

Океанический умеренный климат. Циркуляции системы над океанами умеренных широт в Северном и Южном полушариях существенно отличаются. В Северном полушарии в течение всего года преобладает циклоническая циркуляция – летом на полярном фронте, зимой – на арктическом и полярном. Летом над Тихим океаном температуры воздуха изменяются с севера на юг от 8 до 15 °С; над Атлантическим океаном – с северо-запада на юго-восток от 8 до 18 °С. Зимой западные районы океанов находятся под воздействием континентального умеренного воздуха, температура воздуха опускается до –13 °С, образуются плавучие льды, осадки выпадают преим. в виде снега, в центре и на востоке температура воздуха не опускается ниже 0 °С. В Южном полушарии единый процесс циклонической деятельности над всей акваторией океанов формирует чёткую зональность в распределении метеорологических элементов. Температура воздуха растёт с юга на север: зимой от –4 до 8 °С, летом от 4 до 12 °С (несколько холоднее, чем в Северном полушарии).

Умеренный климат западных побережий материков имеет чётко выраженные черты морского климата и характеризуется преобладанием морских воздушных масс в течение всего года. Зима тёплая, средние температуры воздуха в январе изменяются с севера на юг от 0 до 6 °С, отклонения от средней широтной температуры воздуха на западном побережье Скандинавии достигают 20 °С (здесь же при вторжении арктического воздуха температура может понижаться до –25 °С). Отклонения от средней широтной температуры воздуха на тихоокеанском побережье Северной Америки составляют 12 °С. Лето редко бывает жарким, в Северном полушарии средние температуры воздуха в июле 15–16 °С, в Южном – в январе только 10 °С. Годовое количество осадков 600–1000 мм, на склонах горных хребтов до 6000 мм; небольшой максимум отмечается весной.

Умеренный климат восточных побережий материков имеет муссонные черты и сопровождается сезонной сменой ветров: зимой преобладают северо-западные потоки, летом – юго-восточные. Зимой на побережье Азии поступает холодный континентальный умеренный воздух, средние температуры воздуха зимних месяцев от –20 до –25 °С, преобладает сухая ясная погода, осадков мало; летом распространяется морской умеренный воздух, средние температуры воздуха в июле от 14 до 18 °С, часто идут дожди, возможны тайфуны. В год выпадает 600–1000 мм осадков, большая часть – летом. Восточное побережье Северной Америки характеризуется морскими чертами климата с преобладанием зимних осадков. Зима мягкая и снежная, лето прохладное и дождливое. На восточном побережье Южной Америки в Патагонии, загороженной Андами от влияния Тихого океана, тёплые сухие зима и лето; возможны волны холода с резким понижением температур до отрицательных значений.

Субарктический и субантарктический пояса

В субарктическом поясе формируются континентальный и океанический климаты, в субантарктическом – только океанический.

Континентальный субарктический климат формируется на севере Евразии и Северной Америки, зимой здесь преобладает арктический воздух. Этот климат в Евразии характеризуется самой высокой континентальностью на Земле, годовые амплитуды колебания температуры воздуха достигают самых больших величин (60–65°С). Радиационный баланс в среднем за год остаётся положительным (свыше 0,08·10³ МДж/м²).

Океанический субарктический и субантарктический климаты характеризуются большой повторяемостью циклонов практически в течение всего года (несколько ослаблена летом), особенно в Южном полушарии, значительной облачностью, частыми штормами и обильными осадками. Годовая амплитуда температуры воздуха невелика по сравнению с субарктическим континентальным: над океанами 15–16 °С, вблизи побережья 20–25 °С; зимой средние температуры воздуха над океанами не бывают ниже –10 °C, летом даже на островах не превышают 10 °С. Годовая сумма осадков 300–500 мм.

Арктический и антарктический пояса

Включают полярные области, важнейшие особенности которых – наличие полярных дня и ночи, снежного и ледяного покровов в течение всего года. Годовой радиационный баланс становится отрицательным. Среди зимних месяцев нельзя выделить самый холодный (так называемые безъядерные зимы). Суровость климата определяется низкими температурами воздуха и сильными ветрами (см. Стоковые ветры), особенно на окраинах Арктики и Антарктики, где они связаны с циклонической деятельностью на арктических и антарктических фронтах.

Континентальный антарктический и арктический климаты. Континентальный антарктический климат – самый суровый на Земле, характерен для Антарктиды; континентальный арктический климат – довольно суровый, формируется в Гренландии, также покрытой ледяным и снежным покровами. Океанический арктический климат господствует над большей частью Арктики.

Ритмичный характер изменений климата на Земле

Изменения климата на Земле носят ритмический характер. Ледниковые периоды сравнительно регулярно (примерно каждые 100 тысяч лет) сменяются межледниковьями. Крупное оледенение началось около 9–10 млн. лет назад и достигло максимума в плейстоцене. Повышение температуры, таяние ледников и разрушение материковых ледниковых покровов происходит последние 14 тысяч лет. Самая высокая глобальная температура наблюдалась в голоцене. Позднее температура понижалась вплоть до начала 19 века, затем повышалась, особенно в конце 20 века. Существует точка зрения, что современное глобальное потепление не является необратимым, а соответствует естественным ритмам изменения климата; по мнению других исследователей, современная эпоха – время похолодания в масштабах геологического времени.

Географические пояса и зоны

Распределение географических поясов и географических зон на суше Земли осуществляется в соответствии с планетарным законом географической зональности (см. также Зональность Мирового океана). Вместе с тем значительное влияние на структуру зональности оказывают распределение суши и океанов, конфигурация материков и площадь суши в различных широтах, характер крупных форм рельефа и др. Географические пояса имеют отчётливое субширотное простирание в связи с тем, что их формирование зависит в первую очередь от величины солнечной радиации. В пределах поясов, занимающих наиболее обширные территории на суше Земли, вследствие различий энергетического баланса и условий увлажнения чётко проявляется долготно-секторная дифференциация. Выделяются гумидные (океанические), а также семигумидные, семиаридные, аридные и экстрааридные (континентальные) секторы. Каждый сектор обладает индивидуальным набором географических зон, формирующихся при условии однородного сочетания тепла и влаги. В целом набор поясов и зон типологически повторяется в Северном и Южном полушариях, однако строгой симметрии в структуре зональности разных полушарий нет. Вследствие большего распространения суши набор зон в Северном полушарии значительно разнообразнее, чем в Южном. Некоторые зоны полностью выклиниваются в Южном полушарии (например, тундровые и лесотундровые зоны). Зоны Северного полушария вытянуты в основном субширотно, хотя в некоторых регионах секторные различия несколько искажают эту планировку; например, в умеренном поясе Северной Америки зоны широколиственных лесов, лесостепей и степей имеют субмеридиональное простирание. В Южном полушарии зоны практически нигде не обнаруживают явного субширотного простирания, что обусловлено малой площадью материковой суши, а также барьерной ролью горных систем (см. карту Географические пояса и зоны суши).

Арктический пояс занимает площадь 6 млн. км², или 4% суши. В пределах зон арктических пустынь и арктотундр, имеющих субширотное простирание, расположены острова Канадского Арктического архипелага, остров Шпицберген, северной части полуостровов Ямал, Гыданский, Таймыр и др.

Антарктический пояс представлен почти исключительно ледяными пустынями Антарктики, занимающими площадь 14 млн. км², или 9,4% суши.

Субарктический пояс занимает пл. 13,5 млн. км², или 9% суши. Географические зоны в пределах пояса расположены в основном субширотно, сменяясь от тундр на севере до лесотундр и предтундровых редколесий на юге.

Субантарктический пояс представлен приокеаническими лугами главным образом на островах южной части Атлантического океана.

Умеренные пояса являются самыми обширными на Земле, занимая площадь 38,8 млн. км², или 26% суши. В умеренном поясе Северного полушария суша достигает максимальных размеров по широте, а в Южном – сильно сужается и постепенно выклинивается к югу. В связи с этим ландшафты континентального сектора вытянуты по широте, а границы зон приобретают субширотное простирание. Вследствие малой площади суши в умеренных широтах Южного полушария границы зон южного умеренного пояса ориентированы субмеридионально. Различия в интенсивности биологического круговорота в умеренном поясе Северного полушария, обусловленные нарастанием теплообеспеченности в южном направлении, позволяют выделить в его пределах два подпояса – бореальный на севере и суббореальный на юге. Бореальный подпояс представлен преимущественно зоной тайги, имеющей субширотное простирание и подразделяемой на три подзоны – северную, среднюю и южную. В пределах суббореального подпояса, обладающего более высокой теплообеспеченностью, соотношение тепла и влаги существенно изменяется не только по широте, но и по долготе, что обусловливает большее разнообразие его зональной структуры. В пределах океанического секторов господствуют зоны широколиственных лесов. В западных океанических секторах Евразии и Северной Америки под влиянием западного переноса воздушных масс и тёплых океанических течений (Гольфстрим, Куросио) географические зоны расширены и смещены к северу, а в восточных приокеанических секторах холодные океанические течения оттесняют границы зон к югу. В континентальных секторах зоны лесостепей, степей, полупустынь и пустынь в Евразии вытянуты субширотно, а в Северной Америке в связи с барьерной ролью Кордильер приобретают субмеридиональное простирание.

Субтропические пояса распространены на площади 21,6 млн. км², или 14,5% суши. Для них характерна достаточно сложная смена зон, что связано с различной степенью и характером увлажнения. В Северном полушарии субтропический пояс представлен полным набором зональных типов и типов высотных спектров ландшафтов, а зональная структура субтропического пояса Южного полушария существенно упрощена. В западном приокеаническом секторе на всех материках развиты зоны жестколистных вечнозелёных лесов и кустарников (средиземноморского типа), для континентального сектора характерны полупустыни и пустыни, занимающие наибольшие площади в Северном полушарии. При продвижении к восточным побережьям материков полупустыни и пустыни сменяются степями и прериями, постепенно переходящими в смешанные сезонно-влажные и влажные леса.

Тропические пояса занимают площадь 29,1 млн. км², или 19,5% суши. Для этих поясов характерно наиболее широкое развитие аридных и экстрааридных ландшафтов пустынь и полупустынь, занимающих обширные площади в Африке, Австралии, Азии, а также в Южной Америке. Благодаря устойчивой пассатной циркуляции на западном побережьях материков формируются береговые пустыни с высокой относительной влажностью (Атакама, Намиб). В Южном полушарии на западном побережьях материков под влиянием холодных океанических течений (Перуанское, Бенгельское) границы тропического пояса сдвигаются к северу. На восточных окраинах материков в пределах тропического пояса формируются гумидные и семигумидные ландшафты сезонно-влажных и постоянно-влажных тропических лесов.

Субэкваториальные пояса занимают площадь 19,6 млн. км², или 13,1% суши. Смена зональных типов ландшафтов в соответствии с общим увеличением увлажнения в направлении от тропиков к экватору осуществляется преимущественно субширотно от опустыненных саванн, редколесий и кустарников до влажных и сезонно-влажных вечнозелёных лесов. Наиболее отчётливо субширотные смены зон выражены в Африке и Южной Америке. В Азии в связи с особенностями циркуляции атмосферы и барьерной ролью рельефа преобладает субмеридиональная ориентация зональных границ.

Экваториальный пояс распространён на площади 6,4 млн. км², или 4,3% суши, в Южной Америке, Африке и Азии. Зональная структура пояса довольно проста: в его пределах выделяется зона вечнозелёных дождевых лесов, окаймлённая с севера, востока и юга зоной вечнозелёных лесов с примесью листопадных видов.

Антропогенная трансформация зональных типов ландшафтов суши. На суше сохранилось очень мало природных ландшафтов, не затронутых деятельностью человека. Полностью исчезли коренные ландшафты лесостепей и степей, субтропических хвойных лесов и жестколистных вечнозелёных лесов и кустарников средиземноморского типа. В зависимости от глубины антропогенного преобразования современные ландшафты подразделяются на несколько категорий. Условно-коренные ландшафты, соответствующие зональным типам ландшафтов, либо в прошлом не испытывали прямого воздействия хозяйственной деятельности, либо подвергаются современным локальным эпизодическим воздействиям, не вызывающим качественных изменений ландшафтной структуры; они занимают 1/3 площади суши и в основном сосредоточены в арктических, антарктических, субарктических и субантарктических поясах, а также в тропическом поясе Северного полушария (преимущественно пустынные ландшафты Сахары, Аравийского полуострова и др.). Значительные площади условно-коренные ландшафты занимают в таёжной зоне, особенно в подзоне северной тайги (40–50%).

Природно-антропогенные ландшафты, в разной степени трансформированные хозяйств. деятельностью, подразделяются на вторично-производные, антропогенно-модифицированные и техногенные. Масштаб и глубина преобразования природной основы вторично-производных ландшафтов современными антропогенными воздействиями незначительны и не сопровождаются необратимыми изменениями в структуре и функционировании. Их возникновение связано с нерациональным использованием природных ландшафтов в прошлом (перевыпасом, частым выжиганием, неумеренной вырубкой лесов и т. п.). Площадь вторично-производных ландшафтов составляет около 40% суши. Максимальное распространение (около 15%) вторично-производные ландшафты получили в субэкваториальном и тропическом поясах в зонах саванн, редколесий и кустарников (в основном в пределах Африки и Южной Америки) и в зонах субтропических и тропических пустынь и полупустынь (свыше 15%), где их формирование связано с процессом антропогенного опустынивания, а также в подзонах средней и южной тайги Северного полушария (около 11%), где в результате вырубок широко распространены вторичные мелколиственные леса. Наименьшие площади вторично-производные ландшафты занимают в пределах зон субтропических жестколистных вечнозелёных лесов и кустарников средиземноморского типа, что связано с многовековым и интенсивным хозяйственным освоением, приведшим практически к полному исчезновению как условно-коренных, так и вторично-производных комплексов.

К антропогенно-модифицированным ландшафтам относятся сильно изменённые, подвергающиеся постоянному и непосредственному хозяйственному воздействию ландшафты. Их функционирование в основном регулируется человеком. В наибольшей степени распространены сельскохозяйственные (пахотные, плантационные и пастбищные) и лесохозяйственные модификации, занимающие в отдельных регионах до 80–90% территории. В целом антропогенно-модифицированные ландшафты охватывают около 25% суши. Наибольшие площади занимают в зонах широколиственных лесов (до 82%), смешанных лесов умеренного пояса (до 77% в Европе), субтропических жестколистных вечнозелёных лесов и кустарников средиземноморского типа (60–80%), лесостепей и степей (40–50%). В соответствии с особенностями современного расселения крупнейшие ареалы антропогенно-модифицированных ландшафтов располагаются вдоль западных и восточных побережий материков, а также в Евразии, между 55° и 35° с. ш., где зародились основные древнейшие земледельческие цивилизации и ныне проживает свыше 1/2 населения Земли.

В техногенных ландшафтах практически все природные компоненты и внутренняя структура сильно преобразованы деятельностью человека. К этой группе ландшафтов, имеющих главным образом локальное распространение, относятся городские, водохозяйственные, горнодобывающие ландшафты и некоторые агроландшафты. Крупнейшая на земном шаре зона техногенных горных ландшафтов (мегалополис Токкайдо) сформировалась на Японских островах. В Европе многовековая практика осушения и сооружения польдеров на побережье Северного моря привела к формированию обширных ареалов техногенных агроландшафтов на месте интразональных комплексов маршей умеренного пояса.

Почвы

Общая площадь суши Земли, покрытой почвами, как хорошо сформированными (например, чернозёмы), так и примитивными или слаборазвитыми (некоторые почвы гор, пустынь и др.), свыше 130 млн. км². Одной из основных характеристик почвенного покрова Земли является его зональность, однако многообразие пространственных сочетаний основных факторов почвообразования (климат, растительность, почвообразующие породы, рельеф) и разнообразие типов их эволюции создают на различных участках поверхности множество вариантов сочетания почв друг с другом, что выражается в его сложном, мозаичном строении.

История формирования почвенного покрова

Дифференциация почвенного покрова на поверхности Земли – результат длительных процессов и сложной истории развития ландшафтов. Почвы начали формироваться с момента заселения суши сначала низшими, а затем высшими организмами. Современный почвенный покров представляет собой сложное разновозрастное образование. В процессе эволюции почвы изменялись, неоднократно переходя, например, из одного подтипа и даже типа в другой. Обширные равнины влажных тропических и экваториальных областей, не подвергшиеся четвертичным оледенениям и заметным тектоническим нарушениям, представляют собой территории, где стабилизированная литологическая основа существует с мезозойского и даже более древнего времени. Здесь развиты коры выветривания, на которых почвообразование идёт не прерываясь многие сотни тысяч и миллионы лет, при этом во многих случаях и биоклиматическая обстановка не претерпевала существенных изменений. Почвенный покров современных лесных областей умеренного пояса значительно моложе. Определяющим его возраст фактором стали плейстоценовые материковые оледенения, особенно их последние стадии, после которых поверхность покрылась различными рыхлыми наносами, связанными с деятельностью ледника, и начался текущий (голоценовый) этап формирования почвенного покрова. Длительность его протекания в этих областях не более 10–12 тысяч лет. Почвенный покров внеледниковых территорий умеренного пояса, занятых лесостепными и степными ландшафтами, имеет больший возраст – десятки тысяч лет. Новейший этап формирования почв начинался в большинстве случаев на лёссовых аккумуляциях или наносах, связанных с трансгрессией морей. Самый молодой почвенный покров (десятки, сотни лет, первые тысячи лет) характерен для свежих аллювиальных осадков речных пойм, территорий, покрытых недавними вулканическими отложениями, а также для некоторых территорий в горных областях, где активно идущие денудационно-аккумулятивные процессы постоянно «возвращают» почвообразование на начальные стадии его развития.

Роль почвенного покрова в географической оболочке

В качестве планетарного образования почвенный покров влияет на все составляющие географические оболочки. Так, гидросферные функции почвенного покрова выражаются во влиянии на формирование речного стока, трансформации поверхностных вод в грунтовые, в выполнении роли сорбционного барьера, защищающего акватории от загрязнения, и др. Атмосферные функции почвенного покрова планеты заключаются в поглощении и отражении солнечной радиации, регулировании влагооборота и газового режима воздушного бассейна. Почвы участвуют в биогеохимической трансформации верхних слоёв литосферы, оказываясь источником веществ для образования минералов, пород, полезных ископаемых, они обеспечивают передачу аккумулированной солнечной энергии в глубокие части земной коры, защищают её от чрезмерной эрозии. В широком плане почвенный покров выступает как связующее звено биологических и геологических круговоротов, а также как один из факторов эволюции живых организмов.

Использование почвенных ресурсов

Формы использования человеком почвенного покрова весьма разнообразны. Являясь неотъемлемым условием существования и благосостояния человечества (в качестве средства производства для сельского хозяйства), почвы используются под гражданское и промышленное строительство, транспортную сеть, складирование отходов производства, обеспечивают рекреационные потребности людей и др. Наиболее важной для человека характеристикой почвенного покрова Земли является плодородие почвы. Уровни природного плодородия почв, не подвергающихся антропогенному воздействию, различны. В умеренных поясах Земли наиболее высоким уровнем естественного плодородия обладают чернозёмы луговых степей и чернозёмовидные почвы прерий. В более влажных лесных областях умеренного пояса повышается кислотность почв и понижается содержание элементов минерального питания, почвы испытывают недостаток тепла и избыток влаги, вследствие этого они менее плодородны. В почвах аридных областей главный лимитирующий фактор плодородия – недостаток влаги. К нему нередко добавляются высокая щёлочность, избыток солей и, как следствие, неблагоприятные физические и физико-химические свойства почв. В субтропическом поясе высоким естественным плодородием отличаются коричневые почвы, менее плодородны краснозёмы и желтозёмы, распространённые в областях с муссонным климатом. Самыми плодородными почвами тропических областей являются слитозёмы. Несмотря на низкое содержание гумуса, азота и ряд неблагоприятных водно-физических свойств, они используются в земледелии в значительно большей степени, чем феррозёмы и другие почвы тропиков. Ферраллитные почвы влажных экваториальных и тропических лесов недостаточно обеспечены фосфором, азотом, калием, многими микроэлементами.

Среди факторов, затрудняющих сельскохозяйственное использование почв, наиболее широко распространённым является недостаток влаги: засухи выступают как лимитирующий фактор плодородия на 28% площади суши. В Южной Азии, Африке и Австралии ими охвачено 43–55% территории. На 23% площади суши сельскохозяйственное использование почв затрудняет их уплотнение, на 22% – их малая мощность. Избыток влаги ограничивает возможности сельскохозяйственного использования почв на 10%, а многолетняя мерзлота – на 6% площади суши. Лишь на 11% площади суши почвы не подвержены воздействию названных лимитирующих факторов (по данным ФАО, 1999).

Мировые статистические данные об использовании земель свидетельствуют о том, что на Земле распахано более 10% площади почв, причём этот показатель существенно варьирует по отдельным континентам и странам. В Северной и Центральной Америке он близок к среднемировому (12,7%), несколько выше – в Азии (16,8%). Слабо используется в целях земледелия почвенный покров в Южной Америке (6,4%), Африке (6,4%) и Австралии с Океанией (6,1%). Наиболее высока степень распаханности земель в зарубежной Европе (32,3%). Сравнение площадей пахотных земель по географическим поясам показывает, что первое место по общей площади пахотных земель занимают субтропики (730 млн. га); почти такие же площади пахотных земель в суббореальных подпоясах умеренных поясов (720 млн. га) и несколько меньше в тропических (656 млн. га). Площадь распаханных земель в развивающихся странах неуклонно увеличивается, в развитых странах проявляется обратная тенденция. Сокращение площади пашни за последние годы в развитых странах связано с экономическими причинами (ростом производительности труда, перепроизводством основных сельскохозяйственных культур и снижением цен на фермерскую продукцию). Значительная доля мировых земельных ресурсов (более 26%) используется в качестве постоянных пастбищ, 32% земель занято лесами и кустарниками (ФАО, 1999). В Российской Федерации (2002) из общей площади земельного фонда (1709,8 млн. га) пашней занято 7,2%, кормовыми угодьями – 5,3%, лесами и кустарниками – 52,5% земель.

Наиболее значимым фактором, определяющим состояние почвенных ресурсов, является деятельность людей, в первую очередь сельскохозяйственная. На первых этапах развития человеческого общества воздействие человека на почвы было незначительным. Со времени возникновения земледелия, по мере развития сельского хозяйства, промышленного производства и роста численности населения Земли оно неуклонно возрастает. Воздействие человека на почвы может быть прямым и косвенным. Прямое воздействие осуществляется при их обработке, особенно с применением различной тяжёлой сельскохозяйственной техники; при мелиорации почв, применении удобрений и пестицидов; при строительных и других работах, приводящих к механическим нарушениям почвенного профиля, и др. Косвенно человек воздействует на почвы через факторы почвообразования, изменяя макро- и микроклимат, химический состав атмосферы, глубину залегания и режим грунтовых вод, режим рек и озёр (при строительстве плотин и каналов), извлекая на поверхность породы, обогащённые различными (в том числе токсичными) химическими элементами, вырубая, выжигая или сажая леса и др.

Воздействие человека на почвы имеет положительные и отрицательные последствия. К положительным эффектам приводят целенаправленные действия, базирующиеся на научно обоснованных рекомендациях и адекватной земельной политике. Особенно показательны позитивные антропогенные изменения почв, которые выражаются в повышении их продуктивности и значительном росте урожайности сельскохозяйственных культур. Из двух факторов прироста мировой земледельческой продукции – освоения новых земель и увеличения урожайности – последний фактор играл в конце 20 века основную роль в мире, особенно в Северной Америке, Европе и некоторых странах Азии. Существенный рост урожайности достигался прежде всего за счёт увеличения норм внесения удобрений. По имеющимся оценкам, в начале 21 века удобрения обеспечивали около 43% всех потребностей сельскохозяйственных растений в минеральном питании. Наряду с несомненным положительным эффектом применения минеральных удобрений наблюдаются и нежелательные последствия (накопление в почве нитратов и токсических доз микроэлементов, подкисление почв и др.).

Глобальный анализ состояния почвенных ресурсов Земли свидетельствует о высоком уровне негативного воздействия человека на состояние почвенного покрова Земли. Основными факторами деградации почв являются перевыпас скота, сведение лесов, земледельческая деятельность. Один из наиболее широко распространённых негативных процессов, разрушающих почвенный покров и снижающих плодородие почв, – ускоренная антропогенная эрозия почв. Около трети всех пахотных земель планеты страдает от сильной водной и ветровой эрозии. Количество питательных веществ, ежегодно безвозвратно смываемых с пахотных земель, приблизительно равно количеству ежегодно производимых минеральных удобрений. Эрозия почв, вызванная хозяйственной деятельностью человека, особенно распространена в главных земледельческих районах Земли, где находятся самые плодородные почвы мира – чернозёмы и чернозёмовидные почвы прерий. Почвообразующими породами здесь часто являются рыхлые лёссовидные суглинки и лёссы, что обусловливает подверженность сформированных на них почв водной (особенно овражной) эрозии и при неправильном использовании превращение плодородных земель в сильно деградированные. Негативное воздействие хозяйственной деятельности человека на почвенный покров особенно сильно проявляется при сельскохозяйственном использовании почв в условиях орошения. Пример, подтверждающий это, – Месопотамская равнина – один из очагов древнейшего орошения, некогда плодородные земли которой обращены в пустыню. Согласно международной статистике, около 50% ныне орошаемых земель подвержено вторичному засолению, подщелачиванию и подтоплению. Каждый год около 1 млн. га орошаемых земель становятся непригодными для земледелия. Особенно значительны эти потери в развивающихся странах. Негативное воздействие человека на почвы выражается также в их загрязнении. В процессе сельскохозяйственного производства в почву поступают удобрения и пестициды, которые содержат токсичные микроэлементы (мышьяк, ртуть и др.). Многие из этих веществ медленно разлагаются в почвах и накапливаются в количествах, превышающих предельно допустимые концентрации. Загрязнению подвергаются не только почвы пахотных угодий, но и прилегающие к ним территории, занятые сенокосами и пастбищами, куда могут поступать загрязнители при поверхностном, внутрипочвенном боковом стоке и с грунтовыми водами. Вокруг промышленных центров и транспортных магистралей техногенное загрязнение почв тяжёлыми металлами и другими токсичными микроэлементами, а также полициклическими ароматическими углеводородами повышается в десятки раз: создаются локальные техногенные геохимические аномалии в радиусе нескольких километров от источников загрязнения. Сокращение мировых почвенных ресурсов связано с потерей почв при градостроительстве, сооружении промышленных предприятий и дорог, при открытых горных разработках, строительстве карьеров, при погребении почв под отвалами пород, свалками и др. Частично эти потери компенсируются рекультивацией земель.

Растительный мир

Растительный мир представлен планетарной совокупностью фототрофных организмов, включающих высшие растения, водоросли, цианобактерии и некоторые другие прокариоты, а также симбиотические организмы – лишайники. Постоянно создаваемое ими (и созданное ранее) органическое вещество, а также выделяемый в процессе фотосинтеза кислород обеспечивают жизнедеятельность почти всех живых организмов. Объекты растительного мира (особи, популяции, виды, фитоценозы, флоры и т. д.) распределяются на Земле неравномерно. Это прежде всего определяется глобальными особенностями поверхности Земли – формой геоида, положением участков суши в Мировом океане, площадью и формой континентов, островов, а также шельфов, распределением глубин и основными течениями в океане. Можно выделить две главные составляющие растительного мира Земли – растительный мир открытого океана и растительный покров суши и прибрежных участков шельфа (до глубин примерно 200 м). Растительный мир открытого океана – это главным образом одноклеточные водоросли, реже цианобактерии и некоторые археи (архебактерии), входящие в состав планктона, свободно перемещаемого водными массами. Растительный покров (фитострома) суши представлен преимущественно прикреплёнными к субстрату растительными организмами в сочетании (на единых биотопах) с грибами, грибоподобными организмами и бактериями. Биомасса живых особей в растительном покрове суши всегда на порядки больше ежегодной продуктивности, в растительном мире открытого океана, напротив, ежегодная продуктивность значительно больше биомассы единовременно существующих особей. Связано это с высочайшими темпами размножения одноклеточных организмов открытого океана при очень краткой продолжительности их жизни. Общий запас биомассы представителей растительного мира во много раз выше биомассы всех других организмов, но даже доля фитомассы растительного покрова суши по сравнению с фитомассой планктона открытого океана в разных моделях оценивается по-разному.

Растительный мир (и особенно растительный покров) представляет собой непрерывное единство сочетаний огромного множества особей разных видов растений внутри биологических сообществ и определённое территорией (или акваторией) единство объектов надорганизменной организации (популяционно-видового, биоценотического и биотического). По составу растительных объектов, характеризующих отдельные территории и акватории и в целом Земли, в растительном покрове различаются два взаимосвязанных понятия: флора и растительность.

Флора

Общее количество видов растений и других фототрофных организмов в современной флоре Земли оценивается более чем в 400 тысяч видов. Из них водорослей (10 отделов) – около 50 тысяч видов, моховидных – до 25 тысяч, псилотовидных – 12, плауновидных – до 1 тысячи, хвощевидных – 35, папоротниковидных – более 12 тысяч, голосеменных, гнетовых и эфедровых – 780, цветковых – более 300 тысяч видов. Из других фототрофных организмов – около 2 тысяч видов цианобактерий, около 100 видов зелёных бактерий и около 18–20 тысяч видов лишайников. В биоте Земли в тесной связи с видами флоры развиваются грибы и грибоподобные организмы (не менее двух третей всех видов микобиоты, подсистемы биоты, представленной видами этого царства живых организмов, сожительствуют с растениями или являются их паразитами). Известно не менее 100 тысяч видов грибов, но изучены они хуже, чем растения, да и данная выше оценка количества видов растений в разных группах далека от полноты. Много видов, особенно в тропиках, описываются ежегодно впервые. Во многих группах высших растений развиваются очень сложные эволюционирующие комплексы, в которых вследствие гибридизации (кроме гибридогенных половых видов) развиваются и многочисленные расы, размножающиеся неполовым путём. У водорослей во многих группах имеются многочисленные экологические формы, образующие сборные виды. Для многих групп растений, ныне малочисленных, известно гораздо большее число ископаемых видов. Расцвет цианобактерий и многих водорослей приходится на палеозой, хотя и ныне они представлены значительным числом видов, плаунов и хвощей – на конец палеозоя (350 млн. лет назад), голосеменных – на конец палеозоя – середину мезозоя (280–180 млн. лет назад). Цветковые растения, господствующие сейчас, появились около 110–125 млн. лет назад, как и очень богатая группа одноклеточных диатомовых водорослей.

Различные группы растений распространены на Земле по-разному. Цветковые освоили почти всю сушу, за исключением ледников Антарктиды, Гренландии и высочайших гор, но очень небольшим числом видов представлены в океане. Их семейства (в том числе крупнейшие – сложноцветные, злаки, бобовые) хорошо развиты на всех материках. Но всё же богатство цветковых явно убывает в целом от экватора к полюсам; в тропиках преимущественно развиты такие крупнейшие семейства, как орхидные (более 20 тысяч видов), мареновые, меластомовые, молочайные. Однако наибольшее число видов сосудистых растений приурочено к субтропикам: крайний юг Африки, Калифорния и горные районы Мексики, горы Юго-Западного Китая, крайний юго-запад Австралии. Папоротниками очень богаты тропики, но сильно обеднены умеренные широты. То же относится и к плауновидным. Хвощей больше сохранилось в умеренных широтах и совсем нет в Австралии. Среди голосеменных – саговники (более 120 видов) и ногоплодниковые (ок. 150 видов) распространены в тропиках, где настоящих хвойных (сосновых, кипарисовых) почти нет. Моховидные в целом более равномерно распределены по суше, хотя тропические виды преобладают. В общем составе флор на земной суше доля водорослей, лишайников и моховидных по сравнению с высшими споровыми и цветковыми возрастает по мере приближения к полюсам. Беднейшими по составу видов являются флоры наиболее близких к полюсам островов и ряда пустынь (обширные районы Сахары, Нубийской пустыни, Аравийского полуострова, северо-запада Китая). При этом в приполярных флорах господствуют низшие растения и моховидные, а в пустынных – цветковые. Богатство и бедность флор далеко не напрямую связаны с богатством и разнообразием растительности в разных районах Земли.

Растительность

Разнообразие растительных сообществ на Земле исключительно велико, но недостаточно полно описано. Единой классификации растительности для всех регионов земной суши нет. По сравнению с флорой растительность значительно более динамична. Её распределение по поверхности Земли определяется различным составом флор континентов и крупных островов, который в основном сложился во 2-й половине третичного периода (20–10 млн. лет назад), но подвергся резким изменениям в течение последнего глобального кризиса позднего плиоцена – плейстоцена (4–0,02 млн. лет назад), когда общие физико-географические условия существования растительного мира многократно менялись. Изменения в составе растительности во время этого кризиса (как и в современный период) упорядочивались основными (преимушествено климатическими) закономерностями: широтной зональностью, секторностью и высотной поясностью. В Мировом океане преобладает роль широтной зональности (и широтно-зональные выделы растительного мира совпадают с климатическими, солярными). Эта схема осложняется лишь перераспределением тёплых и холодных водных масс. На суше эти закономерности действуют только совместно (и синхронно с изменениями границ суши и океана). Именно поэтому хорошо выражена в Евразии широтная смена почвенно-растительных зон, которая частично повторяется на севере Америки (примерно с 45° северной широты) и на юге Северной Америки перекрывается резкими сменами растительности Земли в меридиональных секторах. На большей части Австралии почвенно-растительные зоны создают почти концентрическую структуру (открытую к северо-западу). Преимущественно секторно упорядочена растительность Амазонии и бассейна реки Конго. В Евразии хорошо выражены зоны (и подзоны) степей и пустынь в глубине континента. Но тропические пустыни Атакама и Намиб начинаются непосредственно от океанов (то есть наблюдается совершенно иная секторная упорядоченность). Большие пространства суши заняты горными системами, в которых зональные факторы перекрываются высотной поясностью; в них состав почвенно-растительных поясов (типы поясности) резко изменяется в зависимости от положения гор на континентах, от ширины и распределения высот горных массивов, экспозиции макросклонов и т. д. В крупных горных системах нередки обширные котловины, где состав растительности может быть как близким к зональному, так и резко отличающимся. Совместное проявление зональных, секторных и высотно-поясных закономерностей в составе растительности и развитых под ней почв на территориях разной размерности позволяет значительно полнее выявлять особенности местного климата.

В различных структурах растительного покрова всегда участвуют сообщества разных типов растительности (около 100). Некоторые из них являются основными для обширных широтных зон или подзон на равнинах или высотных поясов в горах (дождевые тропические леса, вечнозелёные «леса туманов» – в полосе постоянного туманообразования в горах тропиков и субтропиков, саванновые или муссонные леса, саванны, жестколистные вечнозелёные леса, широколиственные листопадные леса, бореальные хвойные леса, или тайга, степи и т. д.). Другие типы растительности широко распространены на ряде континентов, но не приурочены, а тем более не господствуют в той или иной зоне (тропическое колючелесье, боры, торфяные болота, солончаковая растительность, мангры, высокотравье и т. д.). Есть и такие типы растительности, которые развиты только в горах и на разных континентах. Во многих случаях в типах растительности резко проявляется изоморфия растительных формаций. Суть этого явления в том, что на разных континентах, обладающих разной флорой, виды, далеко не близкородственные, но принадлежащие к единым типам жизненной формы (экобиоморфы), образуют фитоценозы (нередко очень сложные по структуре), которые составляют единый тип растительности. Таковы и саванновые леса, и каатинга (тип растительности, характерный для северо-востока Бразильского плоскогорья, а также для Мадагаскара и Северо-Восточной Австралии, где преобладают деревья с толстыми стволами – резервуарами влаги, так называемые бутылочные деревья или деревья-фляги). Таковы высокогорные парамо, в которых господствуют травяные деревья из разных групп сложноцветных, лобелиевых, бромелиевых и др., характерные для Анд, гор Восточной Африки. Высокие дерновинные злаки, образующие огромные кочки, преобладают в сообществах влажных вариантов пампы Аргентины и Уругвая, а также в туссоках Новой Зеландии, Огненной Земли, Фолклендских островов, в горах Восточной Африки.

Сообщества калифорнийского чаппараля, южно-африканского финбоша или югозападно-австралийского квонгана, малли-скрэба (часть кустарниковых саванн Австралии) по сходным климатическим характеристикам территорий часто связывают друг с другом и со вторичными типами растительности Средиземноморья. Все они развиваются в условиях резких смен сезонов дождей и глубокой засухи (во время которой обычно выгорают), но сильно различаются по составу видов, структуре сообществ (соотношению вечнозелёных, листопадных, безлистных низких деревьев и высоких кустарников, по развитию травянистого яруса и т. д.). Нередко это независимо возникающее сходство называют конвергенцией фитоценозов разных типов растительности. В растительном покрове есть явления, более отвечающие понятию конвергенции (например, сходство боров умеренных стран и тропиков), но лучше избегать подобных обобщений по отношению к растительности, историческое развитие которой – филоценогенез – идёт по совершенно иным законам, чем филогенез растений, хотя и то и другое – части общего процесса эволюции растений.

Становление и развитие растительного покрова происходит в последние несколько миллионов лет на основе уже сильно обособленных флор не только отдельных континентов, но и многих крупных их частей. Растительность же этих территорий изменялась в это время с большей скоростью. Поэтому наиболее крупные фитохории (территории, выделяемые по признакам флоры и растительности) характеризуются преимущественно оригинальными элементами, свойственными флоре этих территорий (эндемичные семейства и роды сосудистых растений, реже – моховидных). Но при этом выделении всегда учитываются и своеобразие типов растительности, и состав эндемичных формаций растительности разных типов, представленных только на этих территориях. Высших единиц ботанико-географического (флористического) районирования суши – царств (доминионов) – немного [см. карту Ботанико-географические царства (доминионы) и подцарства (субдоминионы)]. Чаще всего выделяют 6 царств (но границы их могут очерчиваться по-разному): Голарктическое, Палеотропическое, Неотропическое, Южно-Африканское (по А. Л. Тахтаджяну – в иных границах Капское), Австралийское и Голантарктическое. В их пределах Тахтаджян различает 8 подцарств и 35 областей. В новейших схемах китайских ботаников число царств увеличивается до 10–12, а число областей – до 50.

Современный растительный покров суши – консервативное образование, хранящее свидетельства его исторического развития в весьма изменчивой природной среде последних 4 миллионов лет. Но и свидетельств резких антропогенных изменений растительного покрова Земли в результате деятельности человечества, преобразующей природную среду, немало. Во многих регионах Земли естественная растительность почти полностью изменена (и даже исчезла). В результате вырубки лесов и распашки травяных экосистем она заменена антропогенной растительностью, в первую очередь агроценозами, занятыми монокультурами сельскохозяйственных растений, сажеными однопородными лесами, посадками разнообразных растений, дающих сырьё для промышленности, и т. д. Интенсивное животноводство преобразило и пастбища – природные кормовые угодья. Подобное хозяйствование приводит к необратимым перераспределениям стока влаги, смыву и выветриванию плодородных горизонтов почв, опустыниванию территорий, сопровождаемому нередко вторичным засолением почв, невозможности возобновления лесных ценозов и т. д. Возникли и своеобразные вторичные, менее продуктивные типы растительности – гарига Западного Средиземноморья, растительность засолённых ландшафтов в местах сброса вод с орошаемых пашен и т. д. Резко сокращаются ареалы большого числа видов флоры Земли, популяции их теряют связи друг с другом, сокращается численность особей в популяциях. Многие виды, в том числе ещё не описанные, гибнут при сплошных рубках лесов (особенно в тропиках).

В связи с реализацией программ по сохранению биоразнообразия в мире значительно увеличилось число особо охраняемых природных территорий – заповедников, национальных и природных парков и др., где создаются условия для реальной охраны значительной части флоры Земли и уникальных и редких растительных сообществ. Немало видов растений сохраняется и в постепенно расширяющейся сети ботанических садов, а также в лесных культурах, в питомниках декоративно-цветочных растений и в стихийной интродукции. Но разнообразие растительности сохранить значительно труднее (совершенно не удаются опыты по восстановлению дождевых тропическиих лесов, нет опыта восстановления «лесов туманов», каатинги и ряда других типов растительности). Более того, растительность многих районов Земли изучена всё ещё недостаточно; особенно это касается динамики смены растительности, что не позволяет разработать и оптимальные режимы функционирования сообществ на охраняемых природных территориях.

Животный мир

Организация животного мира Земли выражается в таксономическом, в том числе видовом, составе (чему соответствует понятие фауны), в структуре населения животных (популяций и сообществ), в композициях морфоадаптивных форм, симбиотических и паразитарных комплексов, социальных группировок, в пространственном распределении и географическом распространении (ареалы). Разнообразие и динамика этих форм жизни животных обусловлены климатическими условиями, типом среды обитания (водоём, поверхность суши, почва и др.), эволюционными процессами, путями формирования и связями фауны, геологической историей, хозяйственной деятельностью человека и др.

Состав фауны

Общее количество видов современых животных на Земле оценивается чаще всего в 1,5–2,0 млн., но некоторые зоологи с учётом темпов описания новых, ранее неизвестных видов предполагают, что их может быть в 10 раз больше; реальными считаются прогнозы в 3–4 млн. видов. По основным более или менее принятым типам животных видовое богатство распределяется примерно следующим образом: хордовые 52000 видов, иглокожие 7000, погонофоры 170, щетинкочелюстные 150, плеченогие 420, мшанки 4000, членистоногие 1200000, тихоходки 400, моллюски 140000, эхиуриды 140, сипункулиды 320, кольчатые черви 16 000, немертины 900, головохоботные 430, коловратки 3000, скребни 750, круглые черви 20000, плоские черви 18000, книдарии 7000, гребневики 80, губки 5000, прочие многоклеточные 1000, все типы простейших около 40000 видов.

Характерная черта систематической структуры животного мира – крайне неравное число видов в таксонах. Так, на уровне типов абсолютно доминируют членистоногие, 80% которых приходится на долю одного класса насекомых, составляющих около половины видов всех животных Земли. Во втором по величине типе моллюсков 85% видов представлено классом брюхоногих. В типе круглых червей абсолютно преобладает класс нематод. Ряд групп, выделенных зоологами в ранге типов или классов, состоят из малого числа или даже единичных видов. Так, в типах камптозоев и полухордовых всего около 100 видов, а в некоторых классах – около 10 (в том числе приапулиды, вестиментиферы, мечехвосты). Различны также адаптивные зоны таксонов (типов, классов, отрядов и т. д.). На разных этапах эволюции максимально широкие адаптивные зоны были у наиболее продвинутых групп животных, например в мезозое – у пресмыкающихся, в кайнозое – у млекопитающих, которые, как в своё время рептилии, демонстрируют огромное разнообразие жизненных форм (обитатели суши и моря, летающие, древесные, подземные, хищники и трупоеды, фитофаги и т. д.). К процветающим в настоящий период истории Земли относятся также классы птиц, насекомых, ракообразных, нематод и др. Среди типов и классов с узкими адаптивными зонами – иглокожие, мшанки, губки, особенно бедные видами погонофоры, щетинкочелюстные, процветавшие в палеозое плеченогие.

Климатические условия, природная поясность и распределение животных

Довольно чёткое широтное распределение фауны и животного населения на планете зависит прежде всего от температуры. Уменьшение суммарного видового богатства отчётливо прослеживается от экватора к полюсам. В экваториальном и тропических поясах обитает примерно 75% видов всей фауны Земли, в умеренных – 20–30%, а в холодных – всего около 2%. При анализе зависимости видового разнообразия фаун от климатических условий учитываются площади сравниваемых территорий или акваторий. Например, в арктической фауне (морской, пресноводной и наземной) насчитывается около 16 тысяч видов животных, а в Индии (вместе с прибрежными водами), площадь которой (3,3 млн. км²) равна только материковой части Арктики, – до 90 тысяч видов. Немногим больше видов (около 96 тысяч) – на всей территории России (с прилегающими акваториями), площадь которой 17 млн. км². Такая зависимость особенно проявляется в условиях чёткого снижения температурной «комфортности» для животных, в пределах умеренного и холодных поясов. Например, в Сибири видовое богатство конкретных фаун птиц от лесостепи до арктического побережья уменьшается в десять раз.

Распределение животных на суше зависит также от соотношения тепла и влаги. Так, в пределах холодного и умеренного поясов Северного полушария разнообразие, плотность населения животных и общая зоомасса на плакорах максимальны в полосе широколиственных лесов и лесостепи, где так называемый радиационный индекс сухости примерно равен 1 (выпадающие осадки могут полностью испариться за счёт климатического тепла). К северу и югу от этой полосы многие параметры животного мира снижаются в соответствии с уменьшением тепла или влаги. Однако в аридных ландшафтах общее видовое разнообразие (с учётом интразональных элементов) значительно выше, чем в холодных. Подобные изменения параметров животного мира могут повторяться в системах субтропических и тропических поясов.

На фоне глобальных изменений суммарных показателей животного мира в разных природных поясах и зонах существенно меняются общая таксономическая структура фауны, соотношения крупных систематических групп, каждая из которых имеет некоторые особенности широтного распределения. Так, в тропическом поясе членистоногие составляют более 80% фауны, в умеренном – около 70%, а в холодном – до 55%. Доля типа кольчатых червей увеличивается в этом же ряду от 1 до 8%, а удельный вес хордовых сходен во всех природных поясах (5–6%). При этом глобальное распределение таксонов связано со степенью их эволюционной продвинутости или примитивности. Например, видовое разнообразие некоторых относительно примитивных групп не столь резко снижается в холодных ландшафтах: за Полярным кругом обитают не менее 30% видов типа тихоходок и около 10% класса ногохвосток, в то время как позвоночных (млекопитающих, птиц, рыб) – 1,5–2,0%. В тропиках особенно разнообразны самые прогрессивные молодые группы; например, среди птиц – воробьинообразные, попугаеобразные, голубеобразные, стрижеобразные, а в более высоких широтах увеличивается доля групп, стоящих на более низкой ступени филогенетической иерархии, таких как ржанкообразные (чайки, кулики, чистики), гагарообразные, трубконосые, пингвины и др. В фаунах тропиков, субтропиков и большей части умеренного пояса по числу видов доминируют насекомые, доля которых снижается с продвижением в высокие широты, где они могут уступать первенство другим членистоногим, например классу паукообразных. Предполагают, что во все периоды развития органического мира Земли именно в тропиках зарождались новые, прогрессивные группы организмов, которые «вытеснялись» в высокие широты вновь формирующимися, более высокоорганизованными. Эти явления можно также связать и с эколого-физиологическими факторами, в частности с относительно бóльшими приспособительными возможностями низкоорганизованных существ в холодных условиях.

Показатели видового разнообразия и плотности животного населения, зависящие от климатических условий, структуры ландшафта, особенностей конкретных местообитаний, взаимосвязаны. При снижении видового богатства часто увеличивается популяционная плотность отдельных видов, что повышает суммарную численность животного населения. Так, на океанических изолированных островах видов мало, но они могут достигать гораздо более высокой численности, чем в материковых экосистемах. В тропических лесах с крайне богатой фауной плотность видовых популяций в большинстве случаев низка; в экосистемах более холодных зон при меньшем разнообразии видов многие из них достигают очень высокой численности, например таёжные и тундровые грызуны (полёвки, лемминги). Однако при интенсивном использовании биоресурсов в высоких широтах (например, при рыбном промысле) популяции быстро деградируют и долго не восстанавливаются, так как вследствие суровых условий продуктивность, интенсивность размножения и роста невелики.

Определённые тенденции глобального распределения животного мира проявляются и в соотношениях экологических форм, в том числе трофических групп. Так, видовое разнообразие и доля в фауне растительноядных видов максимальны в тропиках и в субтропиках, а плотоядных – в холодных поясах. Аналогичное распределение демонстрируют и водные животные. Например, в тёплых климатических поясах в фауне пресноводных рыб относительно много растительноядных видов отряда карпообразных, в умеренном поясе их число резко снижено, на севере в таёжной и тундровой зонах они отсутствуют, но разнообразны плотоядные лососеобразные. Это, возможно, связано с экологическим выигрышем, обусловленным питанием высококалорийной пищей в условиях низких температур, с краткостью вегетационного периода и с небольшим разнообразием растений.

Климатическая поясность и природная зональность обусловливают в первую очередь экологические параметры животного мира: структуру животного населения (экосистем, зооценозов), набор жизненных форм, характер динамики численности и т. д. Он определяется также особенностями видовых ареалов, величина и структура которых зависят как от образа жизни, размеров тела и биоценотических связей, так и от характера биотопа и ландшафта. Ареалы мелких животных часто обширнее, чем крупных, которым нужны большие участки для нормального обитания. Почва как среда обитания в определённой мере «сглаживает» колебания климата, что способствует широкому распространению почвенных животных; например, чрезвычайно обширны ареалы некоторых дождевых червей и особенно мелких членистоногих – клещей, ногохвосток и др. Ареалы хищников (например, сокола сапсана, беркута, волка, горностая) обычно больше (вплоть до космополитных), чем специализированных растительноядных животных (фитофагов). Тенденция к обширному и менее зависимому от климатических границ распространению более отчётливо выражена в морской фауне (например, китообразные). Обитатели плакорных биотопов с зональной растительностью обычно распределяются в пределах одной зоны, тогда как ареалы видов, связанных с интразональными элементами ландшафта, например с болотами, побережьями, могут охватывать несколько природных зон (полизональное распространение).

Зоогеографическое районирование

Таксономический состав, видовое разнообразие, особенности ареалов, пути и темпы эволюции различных групп животных зависят также от регионально-секторной структуры Земли, от расположения, степени изолированности и контактов материков, океанов, морей, различных областей и районов. Этому аспекту структуры животного мира соответствует фаунистическое районирование. Обычно выделяют 6–9 областей: Голарктическую (см. Арктогея) с 2 подобластями (Северная Евразия и Северная Африка, или Палеарктика и Северная Америка, или Неарктика), Индо-Малайскую, или Ориентальную (южная часть Азии), Неотропическую (Южная Америка), Эфиопскую (Африка, кроме северной внетропической части, относимой к Палеарктике), Мадагаскарскую, Австралийскую (включает и Новую Гвинею), Полинезийскую, Новозеландскую, Антарктическую. В зоогеографическом районировании Мирового океана используются отдельные схемы для шельфа, абиссали, пелагиали, и в них больший упор делается на экологические параметры (см. карту к статье Фаунистическое районирование).

Зоогеографические области и подобласти в основном отражают родство фаун, обусловленное единством генезиса (фауногенетический смысл). Их статус определяется в первую очередь степенью своеобразия, эндемизма, длительностью и изолированностью процессов формирования фауны. Чем больше на территории эндемичных таксонов и чем значительнее их ранг (виды, роды, семейства и т. д.), тем выше зоогеографический статус данной территории (материка, острова) или акватории. Так, для Австралии прежде всего характерны сумчатые млекопитающие, достигающие там максимального разнообразия. В Южной Америке также обитают сумчатые, но в гораздо меньшем количестве, а из плацентарных млекопитающих характерен отряд неполнозубых (ленивцы, муравьеды, броненосцы). В Эфиопской области находится центр разнообразия семейства полорогих (различные антилопы), эндемичны несколько семейств птиц, из рыб – древний отряд многопёрообразных и т. д. Для фауны Мадагаскара характерно островное обеднение (например, отсутствуют обезьяны), но в то же время в ней представлены эндемичные семейства полуобезьян, из которых особенно разнообразны лемуры.

В процессе эволюции животного мира в разных зоогеографический областях возникает явление конвергенции: в сходных ландшафтах на базе совершенно неродственных фаун формируются похожие жизненные формы, которые заполняют соответствующие экологические ниши биоценозов. Так, в Австралийской области среди сумчатых имеется много аналогов жизненных форм плацентарных млекопитающих, что отражается в их названиях: сумчатый волк, сумчатая белка, сумчатая куница и др. Семейство нектарниц отряда воробьинообразных, живущих в субтропиках и тропиках Старого Света, имитирует облик и образ жизни птиц отряда колибри, свойственного фауне Америки. Массовые птицы северных морей из семейства чистиковых (особенно истреблённая бескрылая гагарка) внешне и некоторыми деталями образа жизни напоминают пингвинов. Во многом сходны рыбы семейств нототениевых и зубатковых, обитающих соответственно в антарктических и арктических морях.

Животный мир и человек

Структура современного животного мира Земли – это результат не только его естественного развития; она отражает также огромное влияние человека на природу. Среди его многообразных форм можно выделить: 1) воздействие на популяции в процессе охоты, промысла, борьбы с «вредными» организмами и др. вплоть до полного уничтожения вида (например, дронты, стеллерова корова); 2) приручение, доместикация, селекция, различные формы разведения животных; 3) изменение среды обитания, нарушение или полное уничтожение стаций и биотопов, что во многих случаях ведёт к резкому сокращению численности или к полному исчезновению вида (например, вследствие распашки степей – степного сурка, дрофы, дыбки степной); 4) процесс привлечения животных в поселения и жилища человека и расселения рядом с ним, в ходе которого происходит формирование разнообразной синантропной фауны, играющей в жизни человека как негативную (например, переносчики заболеваний), так и позитивную (например, эстетическую) роль; синантропизация – фактор расширения ареалов, стирания зоогеографических границ, упрощения фауны; 5) стимуляция и интенсификация биологических инвазий, процессов расширения ареалов и вселения видов в несвойственные им биотопы и экосистемы с последующим массовым размножением (из-за отсутствия регулирующих биоценотических факторов), конкуренцией с аборигенными формами, негативными воздействиями на структуру коренных биоценозов. Проблеме сохранения животного мира, его видового разнообразия посвящаются различные международные и национальные программы и проекты, рассматривающиеся как необходимая основа создания и развития систем рационального природопользования, неистощаемых форм эксплуатации биоресурсов и устойчивого развития общества.

Геологическая история

За более чем 4,5 млрд. лет существования планета Земля претерпела сложную эволюцию. Единого понимания геологической истории Земли нет, особенно это касается ранних этапов развития планеты. Наиболее достоверно геологическая история Земли реконструирована начиная с 1 млрд. лет назад.

Периодизация

В истории геологического развития Земли выделяют ряд периодов: вендский (600–535 млн. лет назад), кембрийский (535–490 млн. лет назад), ордовикский (490–443 млн. лет назад), силурийский (443–418 млн. лет назад), девонский (418–360 млн. лет назад), каменноугольный (360–295 млн. лет назад), пермский (295–251 млн. лет назад), триасовый (251–200 млн. лет назад), юрский (200–145 млн. лет назад), меловой (145–65 млн. лет назад), палеогеновый (65–23 млн. лет назад), неогеновый (23–1,8 млн. лет назад), четвертичный (1,8 млн. лет назад – доныне). Периоды объединены в эры – палеозойскую (535–251 млн. лет назад), мезозойскую (251–65 млн. лет назад) и кайнозойскую (65 млн. лет назад – доныне). Более крупные отрезки геологической истории Земли – эоны (например, фанерозой – 535 млн. лет назад – доныне) и акроны [архей (до 2,5 млн. лет назад) и протерозой (2,5–0,535 млн. лет назад), выделяющиеся в докембрии], наряду с палеозойской, мезозойской и кайнозойской эрами соответствуют глобальным этапам развития органич. мира Земли. Названия, начало, продолжительность отрезков геологической истории Земли (акронов, эонов, эр, периодов) даны в соответствии со Стратиграфическим кодексом России [1992] и дополнениями к нему [2000] (см. Геохронологическая шкала).

Доархейский этап (до 4 млрд. лет назад)

После аккреции, длительность которой различные учёными оценивается от 10 до 150 млн. лет, Земля была сильно разогрета и существенно расплавлена. Она дифференцировалась на жидкое металлическое (главным образом железное) ядро и силикатную мантию, верхняя часть которой представляла собой «океан магмы» толщиной несколько сотен километров. Основная масса воды была частью плотной протоатмосферы из водяного пара и газов (в основном углекислого газа и азота). Некоторые учёные предполагают более позднее образование атмосферы в результате дегазации земных недр в ходе постепенного остывания планеты.

Земля начала остывать со скоростью 100 °C за 1 миллиард лет. При охлаждении «океана магмы» на его поверхности возникла твёрдая корка – первичная земная кора (являющаяся одновременно протолитосферой), возможно, базальтового состава. Земля испытывала метеоритную бомбардировку, в результате чего на её поверхности формировались многочисленные ударные кратеры (астроблемы) различных размеров. В местах падений метеоритов происходили излияния лав. Когда температура поверхности Земли стала меньше температуры кипения воды, из протоатмосферы выпало огромное количество воды, которая образовала Мировой океан; вода частично выделилась в процессе дефлюидизации мантии при её охлаждении и кристаллизации (по мнению других исследователей, именно этому процессу принадлежит главная роль в формировании гидросферы Земли).

Разделение протолитосферы Земли на плиты небольших размеров произошло около 4,3–4 млрд. лет назад, чему способствовали конвекционные течения в мантии и подъём мантийных плюмов (восходящих потоков разогретого глубинного вещества). Кроме того, в результате излияния лав ультраосновного состава (коматиитов) сформировались участки с плотной протолитосферой, которые начали погружаться в нижележащую частично расплавленную мантию (протоастеносферу). Началась «эмбриональная» тектоника плит. В зонах раздвижения плит происходило новообразование океанической коры, а в зонах сближения возникли зоны поддвига (субдукции) и/или скучивания протолитосферы. Над зонами субдукции и в местах тектонического скучивания и утолщения первичной базальтовой коры возникли очаги андезитовой магмы, ставшей основой для формирования вещества континентальной коры.

Архейский этап (ок. 4–2,5 млрд. лет назад)

Большая часть поверхности Земли была занята океаном с корой базальт-коматиитового состава, в пределах которого существовали многочисленные вулканические андезитовые дуги (развивались над зонами погружения литосферных плит в мантию), а также внутриплитные и межплитные вулканические плато типа современной Исландии (формировались над мантийными плюмами). Верхняя мантия была более горячая, чем современная, и субдуцирующие (погружающиеся) в неё литосферные плиты быстро разогревались, не проникая в нижнюю мантию. Из мантии выплавлялось большое количество лав ультраосновного состава. В процессе субдукции междуговое пространство постепенно сокращалось и происходило столкновение вулканических дуг, следствием чего стало образование участков протоконтинентальной коры («ядер» будущих континентов). В конце архея в пределах консолидированных участков континентальной коры существовали озёрно-речные системы, накапливались протоплатформенные чехлы (известны на юге Африки и на западе Австралии). В завершение архея в результате коллизии (столкновения) многочисленных «ядер» с протоконтинентальной корой и крупномасштабного гранитоидного калий-натриевого магматизма сформировались обширные области со зрелой континентальной корой – континенты (или первый в геологической истории Земли суперконтинент Моногея, называемый также Пангея 0). На протяжении архейского этапа развития Земли сформировалось 50–70% (возможно, и более) объёма вещества современной коры континентов. В течение архея вода в океане постепенно охлаждалась. Рубеж 2,5 млрд. лет назад знаменуется первым известным глобальным оледенением – Гуронским. Благодаря жизнедеятельности цианобактерий в атмосфере Земли впервые появился свободный кислород.

Протерозойско-фанерозойский этап (2,5–0 млрд. лет назад)

Общее охлаждение Земли привело к тому, что погружающиеся в мантию литосферные плиты стали достигать её нижних частей; это привело к упорядочиванию всей системы конвекции в мантии и возникновению долговременных тектонических суперконтинентальных циклов. На протяжении этого этапа геологической истории Земли континенты распадались и собирались, океаны раскрывались и закрывались. С периодичностью в 750 миллионов лет формировались относительно стабильные суперконтиненты, состоявшие почти из всех имевшихся континентальных масс. Менее стабильные во времени суперконтиненты образовывались, возможно, в середине суперконтинентальных циклов (2125, 1375 и 625 млн. лет назад). Средний размер литосферных плит и их толщина постепенно увеличивались, количество плит убывало. Менялся состав океанической коры от коматиит-базальтового к базальтовому. В зонах коллизии континентов и на активных континентальных окраинах вследствие процессов складчатости, метаморфизма и гранитизации осадочных и вулканогенных толщ, накопленных в океанах, происходило формирование новых порций континентальной коры; возникали горно-складчатые пояса (коллизионные и аккреционные). За последние 2,5 млрд. лет эпохи глобальных потеплений сменялись менее продолжительными эпохами похолоданий (несколько в раннем докембрии, затем 700–600, 455–445, 325–290 и 10–0 млн. лет назад), которые сопровождались покровными оледенениями. Не ранее 2,5 и не позднее 1,0 млрд. лет назад обособилось внутреннее ядро Земли (вероятнее всего, 1,7 млрд. лет назад).

В начале раннего протерозоя позднеархейский суперконтинент распался в результате образования континентальных рифтов, последующего преобразования их в межконтинентальные рифты и начала спрединга (новообразования океанической коры). Возникшие океанические бассейны, разделившие континентальные массы и породившие раннепротерозойские подвижные пояса, развивались по циклу Вилсона. Закрытие океанических бассейнов в результате коллизии ограничивающих их континентальных блоков привело в конце раннего протерозоя (1,8–1,6 млрд. лет назад) к возникновению нового суперконтинента – Мегагея (также называемый Пангея I). В конце раннего рифея (по международной стратиграфической шкале – начало мезопротерозоя) суперконтинент претерпел частичный распад и возродился в конце среднего рифея (конец мезопротерозоя, около 1 млрд. лет назад), образовалась Родиния, или Пангея II. В начале позднего рифея (начало палеопротерозоя) Родиния распалась на Лаврентию (Северо-Американская платформа), Балтику (Восточно-Европейская платформа), Сибирь (Сибирская платформа), Сино-Корею (Китайско-Корейская платформа), Янцзы (Южно-Китайская платформа), Тарим (Таримский массив), Баренцию-Гиперборею (гипотетическая Гиперборейская платформа) и в значит. степени консолидированную Гондвану (объединяла платформы южного ряда – Южно-Американскую, Африканскую, Индостанскую, Австралийскую, Антарктическую). Древние континенты разделились новообразованными океаническими бассейнами, которые в дальнейшем породили подвижные пояса фанерозоя: Протояпетус (Северо-Атлантический пояс), Прототетис (Средиземноморский пояс), Палеоазиатский океан (Урало-Охотский пояс). Все континентальные глыбы, вероятнее всего, окружал океан Прапацифик, на границе которого с материками развивался Тихоокеанский подвижный пояс. В конце протерозоя и в палеозое подвижные пояса претерпели сложную и многоэтапную эволюцию. Завершение их развития (за исключением Тихоокеанского пояса) в связи с закрытием океанов и коллизией древних континентов привело в начале мезозоя к формированию суперконтинента Пангея.

Распад Пангеи, начавшийся на рубеже ранней и средней юры (около 175 млн. лет назад), привёл к новообразованию современных Атлантического, Индийского, Северного Ледовитого океанов, а также океана Неотетис. Раскрытию океанов во многих регионах Земли в меловом периоде предшествовал плюмовый платобазальтовый (трапповый) вулканизм (трапповые провинции Парана в Южной Америке, Этендека в Африке, Деканская на п-ове Индостан и др.). При закрытии Неотетиса, в пределах которого существовали многочисленные микроконтиненты – «отторженцы» Гондваны, разделявшие этот океан на отдельные бассейны, сформировался Альпийско-Гималайский подвижный пояс (главные деформации в конце эоцена – начале олигоцена). Реликтовыми бассейнами Неотетиса являются Ионическая и Левантийская котловины восточной части Средиземного моря. В мезозое в результате рифтогенеза в тылу вулканических островных дуг сформировались Восточно-Черноморская, Западно-Черноморская и Южно-Каспийская впадины, а в кайнозое – впадины западной части Средиземного моря (Алжирская котловина, Тирренское море). Площадь Тихого океана (реликт Прапацифика) на протяжении мезозоя и кайнозоя сокращалась за счёт надвигания на него смежных континентов. В Тихоокеанском подвижном поясе в мезозое и кайнозое произошли важные тектонические события. Столкновение в конце мезозоя системы островных дуг с окраинами Северной Америки и Южной Америки привело к формированию складчато-покровного горного сооружения Кордильер и к складчатым деформациям в Центральных Андах. Примерно в это же время в связи с коллизионными событиями на северо-восточной окраине Азии образовалась Верхояно-Чукотская складчатая область. Мезозойским тектогенезом была охвачена вся восточная периферия Азии. В меловом периоде в западной части Тихоокеанского подвижного пояса развивались окраинно-континентальные вулканоплутонические пояса андского типа. В начале кайнозоя в результате причленения системы островных дуг к северо-восточной окраине Азии сформировалась Корякско-Камчатская складчато-покровная система. Развитие вулканических островных дуг на западной и северной периферии Тихого океана, начавшееся на рубеже мелового и палеогенового периодов, продолжается. В кайнозое на западной окраине Южной Америки сформировался Андский окраинно-континентальный вулканоплутонический пояс, сохраняющий активность. Заключительные деформации в Андской складчатой системе произошли в конце эоцена.

В позднем кайнозое (олигоцен – квартер), на неотектоническом этапе развития Земли, окончательно сложились современная структура и рельеф Земли. Продолжающаяся коллизия Индостанского субконтинента (фрагмента Гондваны) с Евразией привела к образованию высочайшей Гималайской горной системы и формированию на фронте коллизионной области Центральноазиатского пояса возрождённых гор, включающего горные сооружения Гиндукуш, Каракорум, Памир, Тянь-Шань, Куньлунь, Наньшань, Циньлин, Алтай, Саяны, горы Прибайкалья и Забайкалья. В северо-восточной части этого пояса возникла Байкальская рифтовая система. Заложились и продолжают развиваться Западно-Европейская и Восточно-Африканская рифтовые системы. Образование этих систем сопровождалось вспышкой вулканической деятельности. Перемещение к северу Аравийской плиты, отделившейся от Африканской при раскрытии Аденского залива и Красного моря, а также крупный сдвиг в северо-западной части Аравийского полуострова вызвали поднятие горных цепей на юго-западе Азии (в том числе Большого и Малого Кавказа). На рубеже миоцена и плиоцена в Мировом океане сформировалась современная система срединно-океанических (спрединговых) хребтов. Антарктиду, отделившуюся от Южной Америки в связи с раскрытием моря Скоша, охватило покровное оледенение. Воздействию многочисленных покровных оледенений в четвертичном периоде подверглись северные районы Евразии и Северной Америки.

Эволюция жизни на Земле. История развития органического мира

Современные представления о начальных стадиях развития жизни на Земле в основном гипотетичны, так как этап абиогенного синтеза и эволюции органических соединений выходит за пределы геологически документированной истории Земли (около 4 млрд. лет). Возможно, эти процессы относятся к протопланетной стадии. Предположительно, первичной доклеточной формой жизни на Земле могли быть временные колонии самовоспроизводящихся ансамблей молекул рибонуклеиновых кислот (РНК), которые образовывались на влажных поверхностях при пересыхании мелких водоёмов. На этой основе возникли более стабильные формы с многофункциональными РНК (так называемые рибоциты), которые могли синтезировать или адсорбировать на себе гидрофобные вещества, выполнявшие функцию примитивной оболочки. Появление аппарата синтеза белка и возникновение дезоксирибонуклеиновых кислот (ДНК) создали условия для биологической эволюции.

История развития жизни на Земле восстанавливается по ископаемым остаткам организмов и следам их жизнедеятельности, сохранившимся в осадочных горных породах (палеонтологическая летопись развития жизни).

Начало и продолжительность эонов, эр, периодов даны в соответствии со Стратиграфическим кодексом России (1992) и дополнениями к нему (2000, 2006).

Эон архей

В начале архея в условиях относительно плотной углекислотно-азотной атмосферы и сравнительно высоких температур появились первые прокариоты. Их древнейшие ископаемые остатки обнаружены в метаморфических породах Гренландии (возраст около 3,85 млрд. лет). Раннеархейские организмы (возраст около 3,5 млрд. лет) представлены различными группами архей (архебактерий) и бактерий. В позднем архее произошло частичное удаление из атмосферы углекислого газа, снижение атмосферного давления и температуры. Сообщества теплолюбивых прокариот уступили место более холодостойким формам, широко распространились фотосинтезирующие микроорганизмы (в основном цианобактерии). В конце архея (около 2,7–2,5 млрд. лет назад), возможно, появились эукариоты, в том числе зелёные водоросли.

Эон протерозой

В протерозое отмечается разнообразие эукариот: около 2,3–2 млрд. лет назад уже существовали микроскопические грибы, около 1,8 млрд. лет назад появились многоклеточные растения и животные (губки). Как и в архее, в протерозое происходило накопление продуктов жизнедеятельности цианобактерий (строматолиты) и других бактерий (современные залежи некоторых руд). К 1-й половине протерозоя относят самые древние ископаемые остатки и следы передвижения целомических многоклеточных животных (около 1,5–1 млрд. лет). Предполагаемые древнейшие кишечнополостные известны из отложений, возраст которых около 1,5 млрд. лет. Примерно 1,3–1 млрд. лет назад началось резкое увеличение разнообразия эукариот благодаря стабилизации солевого состава и объёма морских вод.

Эра неопротерозой, период венд

В венде (ок. 600–535 млн. лет назад) происходил расцвет фауны разнообразных бесскелетных многоклеточных организмов, некоторые из которых были похожи на современных беспозвоночных: медуз, мягких восьмилучевых кораллов, плоских и кольчатых червей, членистоногих, моллюсков, иглокожих. В это время появились первые крупные животные (более 1 м длиной). У немногих групп имелся органический скелет.

Эра неопротерозой, переход от венда к кембрию

В течение протерозоя постепенно увеличивалось содержание кислорода и уменьшалось количество углекислого газа в атмосфере, изменялся солевой режим гидросферы. Вероятно, в связи с этими процессами на рубеже венда и кембрия (ок. 542–535 млн. лет назад) многие организмы приобрели способность к образованию минерального (известкового, кремнёвого, фосфатного) скелета. Возможно, способность к формированию скелета стала главной причиной кембрийского «эволюционного взрыва», в ходе которого возникли основные типы многоклеточных животных и сложились морские бентосные сообщества современного облика.

Эон фанерозой, эра палеозой

Период кембрий

В кембрии (около 535–490 млн. лет назад, в начале палеозоя) впервые фиксируются многие в последующем широко распространённые и весьма разнообразные группы животных: фораминиферы, радиолярии, конуляты, различные моллюски (лорикаты, моноплакофоры, двустворчатые, брюхоногие, головоногие), трилобиты, плеченогие, иглокожие (гомалозои, эдриоастероидеи, эокриноидеи и другие вымершие классы), граптолиты, конодонты и др. Исключительно для этого периода характерны археоциаты. В середине раннего кембрия (ок. 526 млн. лет назад) отмечены оболочники, бесчерепные хордовые и древнейшие рыбообразные позвоночные. К позднему кембрию появились парноноздрёвые бесчелюстные. На побережьях в это время существовали бактериально-водорослевые сообщества, грибы, лишайники и древнейшие наземные беспозвоночные животные (черви и многоножки); при их участии происходило формирование примитивных почв. В дальнейшем (на протяжении всего фанерозоя) перестройки биоты основывались в первую очередь на эволюции возникших в кембрии групп. Важными факторами этих процессов стали дрейф континентов, климатические изменения, трансгрессии и регрессии моря, определявшие в том числе массовые вымирания организмов.

Период ордовик

В ордовике (ок. 490–443 млн. лет назад) возникли все основные современные классы морских беспозвоночных. Разнообразно были представлены табуляты, трилобиты, эвриптериды, замковые плеченогие, граптолиты, двустворчатые, брюхоногие и головоногие моллюски. Появились четырёхлучевые кораллы и строматопораты, лопатоногие моллюски, мшанки, морские лилии, морские ежи, морские звёзды, офиуры, морские пузыри, крыложаберные, телодонты и древнейшие челюстноротые (примитивные хрящевые рыбы). При участии кораллов и строматопоратов образовались первые настоящие рифы. В позднем ордовике появились наземные растения (печёночники). В конце периода произошло крупное оледенение и вымирание многих групп морских организмов (ок. 60% родов).

Период силур

В силуре (ок. 443–418 млн. лет назад) появились непарноноздрёвые бесчелюстные (остеостраки и анаспиды), панцирные (плакодермы) и костные (акантоды) рыбы, паукообразные (скорпионы), сосудистые растения (риниофиты и первые плауновидные). Возникновение покрова из сосудистых растений привело к значительному снижению эрозии на суше, способствовало образованию закреплённых почв и формированию пресноводных водоёмов.

Вторая половина эры палеозой

Вторая половина палеозоя (около 418–251 млн. лет назад) характеризуется появлением разнообразных рыб в океане и континентальных водоёмах и широким распространением наземных растений и животных на суше. В это время в связи со смещением континентальных блоков в Северном полушарие усилилась биогеографическая дифференциация морской и континентальной биоты.

Период девон

В девоне (418–360 млн. лет назад) появились акулы, лучепёрые, двоякодышащие и кистепёрые рыбы. Около 375 млн. лет назад на основе одной из групп кистепёрых возникли древнейшие четвероногие (например, ихтиостега). Богатая растительность суши была представлена примитивными плауновидными, членистостебельными, прапапоротниками и предками голосеменных, началось накопление органических веществ в виде залежей торфа и угля. Появились насекомые, пауки, клещи, среди морских беспозвоночных – аммоноидеи и внутреннераковинные головоногие моллюски (колеоидеи). Приблизительно в это же время вымерло до 50% родов и около 15% семейств морских животных (в том числе телодонты), в конце девона исчезло 60% существовавших родов и более 20% семейств, сильно сократилось разнообразие рифостроителей, вымерли все плакодермы, парноноздрёвые и большинство непарноноздрёвых бесчелюстных.

Период карбон

В карбоне (около 360–295 млн. лет назад) наиболее важными группами морских животных были фораминиферы (наиболее характерны фузулиниды), кораллы, мшанки, двустворчатые, брюхоногие и аммоноидные головоногие моллюски, остракоды, плеченогие, морские лилии, хрящевые рыбы и палеониски. В конце раннего карбона вымерло большинство родов аммоноидей, до 80% родов кораллов и ряд других беспозвоночных, полностью сменился родовой состав конодонтов. На суше среди древовидной растительности господствовали плауновидные (лепидодендроны), членистостебельные (каламиты), папоротникообразные и древние голосеменные. К концу карбона произошла чёткая фитогеографическая дифференциация: в тропических областях преобладали лепидодендроны, каламиты и разные птеридоспермовые, в северной умеренной области – кордаитовые, в южной умеренной – глоссоптериевые. Существовавшие на приморских низменностях тропические зоны затопленные высокоствольные леса служили главным источником угленакопления. Наземная фауна пополнилась разнообразными (в том числе крылатыми) насекомыми, земноводными (включая лабиринтодонтов и др.) и пресмыкающимися (в том числе появились зверообразные рептилии).

Период пермь

В перми (около 295–251 млн. лет назад) в морях продолжали развиваться разнообразные моллюски, плеченогие, иглокожие. Высшие растения впервые заселили водоразделы. В составе наземной растительности широкое распространение получили кордаитовые и птеридоспермовые, а также настоящие голосеменные – хвойные, цикадовые, гинкговые. Появились жесткокрылые и сетчатокрылые насекомые. Земноводные и пресмыкающиеся стали весьма многочисленны и разнообразны. Среди последних возникли крупные специализированные хищные и растительноядные формы. В конце периода появились архозавры (текодонты) и предки ящериц. Облик фауны крупных наземных позвоночных определяли зверообразные рептилии, всесветно распространившиеся благодаря объединению континентальных массивов в единый суперконтинент Пангею.

Конец пермского периода ознаменовался величайшим массовым вымиранием, в ходе которого исчезло свыше 80% родов и 50% семейств морских животных, вымерли почти все типичные палеозойские группы: фузулиниды, трилобиты, древние кораллы, ряд групп моллюсков, плеченогих, мшанок, иглокожих, хрящевых, кистепёрых, двоякодышащих и древних лучепёрых рыб, земноводных и пресмыкающихся, а также лепидодендроны, каламиты, кордаиты и др.

Эон фанерозой, эра мезозой

Мезозойская эра (около 251–65 млн. лет назад) стала временем развития существенно обновлённой фауны и флоры.

Период триас

В триасе (около 251–200 млн. лет назад) в морях возникли новые группы фораминифер и радиолярий, шестилучевые кораллы, возросло разнообразие брюхоногих, двустворчатых и головоногих моллюсков. В водоёмах появились костистые рыбы и водные пресмыкающиеся: черепахи, крокодилы, плакодонты, ихтиозавры и плезиозавры, на суше – современные группы земноводных и разнообразные пресмыкающиеся, в том числе птерозавры и динозавры. В позднем триасе от цинодонтов произошли млекопитающие, а от мелких архозавроморфных рептилий – птицы. Фитогеографическая дифференциация в начале триаса сгладилась, а в середине периода вместо прежних областей возникли новые: в тропических районах преобладали древесные папоротники, цикадовые, беннеттитовые, в умеренной области – леса таёжного типа, состоящие в основном из гинкговых, чекановскиевых и хвойных. Вымирание в конце триаса (около 203–200 млн. лет назад) коснулось около 50% родов и около 20% семейств морских организмов, исчезли конуляты, конодонты и многие группы рыб и водных рептилий, глубокий кризис пережили аммоноидеи, наутилоидеи, двустворчатые моллюски и плеченогие. На суше вымерли глоссоптериевые и ряд групп земноводных и пресмыкающихся.

Период юра

В юре (ок. 200–145 млн. лет назад) среди морских животных были многочисленны и разнообразны аммониты, белемниты, двустворчатые моллюски, различные рыбы, ихтиозавры, плезиозавры, плиозавры, крокодилы, черепахи. Появились некоторые новые группы, в том числе планктонные фораминиферы, рудисты и ряд групп плеченогих. Наземная флора характеризовалась широким развитием папоротников и разнообразных голосеменных, фитогеографическая дифференциация усилилась. Среди наземных позвоночных господствовали динозавры. От мелких теропод произошли оперённые формы динозавров, которые параллельно с настоящими птицами освоили активный полёт. Появились современные группы ящериц. Возникло много новых групп млекопитающих: помимо мелких насекомоядных форм (таких как докодонты, симметродонты, эупантотерии и др.), сформировались специализированные растительноядные (многобугорчатые) и хищники (триконодонты), а также полуводные, роющие и планирующие формы. В Северном полушарии появились общие предки сумчатых и плацентарных, в Южном полушарии развивались предки однопроходных.

Период мел

В мелу (около 145–65 млн. лет назад) в морях среди позвоночных господствовали акулы, костистые рыбы, ихтиозавры, плезиозавры, плиозавры и мозазавры; среди беспозвоночных – разнообразные аммониты, белемниты, двустворчатые моллюски, плеченогие и морские ежи. На суше продолжали доминировать крупные динозавры и птерозавры, но их разнообразие в течение мела неуклонно снижалось; основу наземной фауны позвоночных составляли ящерицы и разнообразные млекопитающие. Возникли сумчатые и плацентарные, появились змеи. В мелу вымерли последние лабиринтодонты и зверообразные. Главным событием на суше стало появление в середине мелового периода покрытосеменных растений и их быстрое распространение в качестве господствующей группы, видимо, в результате коэволюции с насекомыми. С развитием цветковых была тесно связана эволюция многих групп животных, в первую очередь насекомых, птиц и млекопитающих. Появились общественные насекомые: термиты, муравьи, пчёлы. В позднем мелу отмечена широкая адаптивная радиация древних плацентарных, в результате которой выделились предки насекомоядных, хищных, копытных, грызунов и некоторых других групп. В конце мела многие группы организмов вымерли (до 25% семейств и около 50% родов). В морской биоте исчезло большинство групп планктонных фораминифер, кокколитофорид, почти все белемниты и аммониты, многие двустворчатые и брюхоногие моллюски, ряд групп плеченогих, ганоидных рыб, а также большинство морских рептилий. На суше вымерли динозавры и птерозавры, тогда как фауна насекомых и наземная флора изменились слабо. Как и другие массовые вымирания, этот биосферный кризис был обусловлен комплексом геологических и биоценотических событий. Широко распространившаяся в последние десятилетия гипотеза о падении крупного метеорита не может служить единственным объяснением вымирания на рубеже мела и палеогена.

Завершение эры мезозой

В мезозое, пока существовали сухопутные связи между частями разделившейся на несколько материков Пангеи, произошло расселение основных групп наземных животных. Дальнейшая фрагментация суши и периодически возникавшие сухопутные связи между её основными массивами определили разнообразие и ход эволюции наземной фауны.

Эон фанерозой, эра кайнозой

Кайнозойская эра (65 млн. лет назад – до настоящего времени) характеризуется постепенным приближением состава биоты к современному – господством млекопитающих, птиц, насекомых и покрытосеменных на суше и современных отрядов и семейств морских организмов в океане.

Период палеоген

В палеогене (65–23 млн. лет назад) возникли новые группы фораминифер (особенно характерны нуммулиты), моллюсков, мшанок, иглокожих. Крупнейшими морскими хищниками стали акулы современного типа. В составе наземной флоры в тропических и субтропических районах преобладали вечнозелёные двудольные, пальмы и древовидные папоротники, в умеренных – хвойные и широколиственные леса.

В эпоху палеоцен (ок. 65–55 млн. лет назад) на суше основные хищники были представлены пресмыкающимися (крокодилы, змеи, гигантские ящерицы), крупными нелетающими птицами и млекопитающими, сходными с кондиляртрами, крупные растительноядные – диноцератами и пантодонтами. В Северном полушарии появились приматы, грызуны, креодонты, хищные, в Африке – хоботные. Однопроходные существовали в Южной Америке наряду с сумчатыми, неполнозубыми и южными копытными (нотоунгуляты и др.).

В эпоху эоцен (около 55–34 млн. лет назад) в Северном полушарии возникли рукокрылые, зайцеобразные, парнокопытные, непарнокопытные, а также многие современные отряды птиц. Морскую среду начали осваивать архаичные китообразные и сиреновые. К концу эоцена доминировавшие в начале палеогена группы стали реликтовыми, вымерли многобугорчатые, значительно увеличилось число видов грызунов. Основным компонентом фауны крупных растительноядных стали непарнокопытные: тапирообразные, носорогообразные, бронтотерии, халикотерии, архаичные лошадиные. Возросло разнообразие парнокопытных, появились жвачные.

На рубеже эпох эоцена и олигоцена отмечается массовое вымирание архаичных групп млекопитающих, а также планктонных микроорганизмов и морских ежей.

В эпоху олигоцен (около 34–23 млн. лет назад) на фоне общего похолодания и усиления климатической зональности теплолюбивые леса с преобладанием вечнозелёных двудольных и пальм стали сменяться хвойными и широколиственными, распространились травянистые равнины. Появилось большинство современных семейств птиц и млекопитающих. Некоторые копытные достигли гигантских размеров (индрикотерии). Крупнейшими хищниками олигоцена были креодонты, но настоящие хищные уже превзошли их разнообразием и дали начало всем группам ластоногих. Появились зубатые и усатые киты. В Южном полушарии развивались эндемичные фауны млекопитающих: южноамериканская (с преобладанием сумчатых, неполнозубых и южных копытных и участием кавиоморфных грызунов и широконосых обезьян), африканская (хоботные, даманы и др.), мадагаскарская (лемуры, тенреки и др.) и австралийская (однопроходные и сумчатые).

Период неоген

В неогене (около 23–1,8 млн. лет назад) заложились современные биогеографические области, наземная флора стала близка современной. Соединение отдельных материков или их частей и последовавшие фаунистические контакты обусловили вымирание многих наземных позвоночных и субглобальное распространение некоторых групп. В миоцене в Африку из Евразии проникли кошачьи, волчьи, куньи, носороги, халикотерии, свиньи, полорогие, жирафовые. В Евразию из Африки вселились хоботные (мастодонты, динотерии) и обезьяны, а также лошадиные (анхитерии) из Северной Америки. Повсеместное вымирание креодонтов совпало с адаптивной радиацией настоящих хищных.

В конце эпохи миоцен (около 10–5,5 млн. лет назад) появились многие из современных родов млекопитающих. Богатые сообщества растительноядных и хищников существовали в условиях открытых ландшафтов, занятых травянистой растительностью. Важным событием стало появление в миоцене гоминоидов – общих предков человека и человекообразных обезьян.

В эпоху плиоцен (около 5,3–1,8 млн. лет назад) в основном сформировалась современная фауна млекопитающих. В Южную Америку проникли многочисленные представители североамериканской фауны, вытеснившие многие эндемичные группы; в Австралию вселились грызуны. В Евразии и Африке были широко представлены гиппарионы, мастодонты, носороги, свиньи, олени, полорогие, волчьи, гиеновые, кошачьи. Около 2,4 млн. лет назад в Африке появились первые представители рода человек (см. Антропогенез).

Четвертичный период

В четвертичном периоде (начался около 1,8 млн. лет назад) закончилось формирование современной биогеографической структуры флоры и фауны.

В эпоху плейстоцен (около 1,8–0,01 млн. лет назад) в связи с крупнейшими оледенениями растительный и животный мир Северного полушария сильно изменился. В высоких широтах сформировалась тундровая растительность, в перигляциальных зонах в холодно-сухие эпохи возникали тундростепные растительные сообщества. В Северной Америке широко распространились мастодонты, мамонты, саблезубые тигры, мегатерии и глиптодонты. Для Северной Евразии были характерны мамонт, волосатый носорог, эласмотерий, большерогий олень, первобытный бизон, овцебык, сайгак, пещерный медведь, пещерный лев, пещерная гиена. В эту же эпоху произошло биологическое и социальное становление современного человека – Homo sapiens.

К рубежу эпох плейстоцена и голоцена (более 10 тысяч лет назад) многие крупные млекопитающие ледниковой эпохи вымерли.

В эпоху голоцен на органический мир Земли стали оказывать большое влияние антропогенные факторы.

Человек и Земля

Ближайшие предки человека появились на Земле около 6–5 млн. лет назад в Восточной Африке. Здесь же в течение среднего и позднего плиоцена (2,4–1,9 млн. лет назад) сформировался род человек (Homo). На других континентах ископаемые остатки самых древних его представителей находят в Юго-Восточной Азии (возраст находок 1,8–1,7 млн. лет), на Кавказе (1,7 млн. лет), в Европе (800 тысяч лет), в Австралии (62 тысяч лет), в Америке (около 30 тысяч лет). Колонизация океанических островов началась в историческое время: 6 тысяч лет назад – Карибские острова, 3,5–4 тыс. лет назад – Новая Гвинея, Фиджи, Самоа, 1,5 тыс. лет назад – Гавайи, Новая Зеландия, Мадагаскар. Эта хронологическая последовательность иллюстрирует общую картину расселения человека и расширения Ойкумены (области обитания Homo).

Первые масштабные антропогенные преобразования были связаны с применением огня для защиты от хищников и при коллективной охоте. Активное его использование человеком стало причиной формирования многих, так называемых пирогенных, вариантов растительности на разных континентах: в Северной Америке – это прерии, чаппарраль, в Южной Америке – пампа, церрадо, льянос, в Европе – пустоши и верещатники, в Северной Евразии – степи и полупустыни, в Средиземноморье – гарига и маквис, в Новой Зеландии – даунленды, в Африке – вельды, саванна. На протяжении плейстоцена и к началу голоцена человек уничтожил (или способствовал уничтожению, преобразуя местообитания) не менее сотни видов самых крупных травоядных млекопитающих (в том числе мамонтов, мастодонтов, стегодонтов, эласмотериев, сиватериев). В результате этой так называемой мезолитической революции значительная часть наземных экосистем претерпела существенные изменения, причём основным фактором этих изменений был не сам огонь (он мог иметь и природное происхождение), а частота его воздействия («оборот огня»), которая определялась древним человеком.

Следующий масштабный период воздействия человека на природу – переход от собирательства и охоты на полуоседлый и оседлый образ жизни за счёт окультуривания растений и одомашнивания животных. Древние скотоводы и земледельцы стали производить на душу населения больше продовольствия, чем могли потребить сами; произошёл переход к производящей экономике (так называемая неолитическая революция), что привело к развитию оседлости и резкому увеличению численности населения. К 1804 оно составляло 1 млрд. человек, в 1960 – 3 млрд., в 2006 – 6,5 млрд. человек (половина проживает в городах). Максимальный его прирост пришёлся на середину и 2-ю половину 20 века. В 1996–2000 численность увеличивалась ежегодно на 90 млн., в 2000–2005 – на 87 млн. чел. Предполагается постепенное уменьшение прироста населения в течение 30–50 лет, а затем стабилизация численности на уровне 9–11 млрд. с последующим её снижением. Наибольший прирост населения в ближайшие годы ожидается в Индии (1,9%), Китае (1,1%), Пакистане и Нигерии; в ряде стран наблюдается сокращение численности (Россия, Украина, Япония, Италия и др.).

Использование природных ресурсов

Численность населения определяет суммарные потребности общества в природных ресурсах – возобновляемых, к которым относят ресурсы биологические (см. Растительные ресурсы, Ресурсы животного мира), водные ресурсы, атмосферу, почву (относительно возобновляема), солнечную энергию, и невозобновляемых – минеральные ресурсы. Расширение различных видов производства, развитие транспорта, преобразование ландшафтов и т. п. сопровождаются возрастающим расходованием природных ресурсов, усилением антропогенного давления на многие природные системы, что нередко приводит к их деградации.

Самой важной формой взаимоотношений человека и природы уже на ранних этапах становления человечества стало потребление биологических ресурсов. На первых этапах своей эволюции человек как представитель животного мира со смешанным типом питания использовал первичную (растительную) и вторичную (животную) продукцию природных экосистем. Так почти до нашего времени жили аборигены Австралии, Юго-Восточной Азии, Африки и Южной Америки. Более 10 тысяч лет назад наши предки стали культивировать растения и одомашнивать животных в Африке, на юге Евразии и в Америке (см. Доместикация, Культурные растения).

При переходе от примитивной присваивающей экономики к производящей человек включил в сферу своего потребления практически все возобновляемые ресурсы. О последовавших за этим масштабах преобразования природных экосистем можно судить по современному состоянию ландшафтов Средиземноморья, Передней и Центральной Азии, Северной Африки, где к начале 1-го тысячелетия до н. э. были уничтожены растительность и многие виды животных, а земли повсеместно оказались эродированными. Здесь сформировались каменистые травяно-кустарниковые заросли, полупустыни и даже пустыни (в том числе в междуречье Тигра и Евфрата, в долинах Нила и Атрека).

Использование возобновляемых ресурсов, разрушение природных экосистем приобрело глобальный характер в результате распространения экстенсивного аграрного производства, в том числе подсечно-огневого земледелия, когда под поля расчищаются и выжигаются участки естественных лесов. Уже к началу 20 века площадь обрабатываемых земель составляла 7 млн. км², или около 5% пригодной для сельского хозяйства суши. За последующие 100 лет площадь пашни выросла до 15,1 млн. км². Ещё более катастрофичным к началу 21 века оказалось состояние пастбищ. Пригодные для пастбищ природные экосистемы полностью преобразованы на площади 34 млн. км² (22,7% суши). Например, на равнинах Северной Америки когда-то обитало до 50 млн. бизонов (после экспансии европейцев к конце 19 века их численность снизилась до 1 тысячи голов), ныне только в США насчитывается около 100 млн. голов домашнего скота. Пастбищные экосистемы, изъятые у диких животных, эродированы, утратили природную растительность и продуктивность.

Около 20% сельскохозяйственных угодий на планете – орошаемые. Площади орошаемых земель растут и соответственно увеличиваются расходы пресной воды – ресурса, который в 21 веке стал одним из самых востребованных и в перспективе может занять лидирующие позиции в экспорте некоторых стран, в том числе России. На Земле для хозяйственного использования доступно менее 1% пресной воды. Уже сейчас мировая потребность в ней превышает половину среднегодового стока всех рек. Значительная часть рек и озёр загрязнена. Реальное потребление воды на Земле составляет более 9000 км³ в год (70% – сельским хозяйством, 22% – промышленностью, 8% расходуется на бытовые нужды). Оборотное водоснабжение в среднем составляет всего 10%. Разные страны используют от 1 до 100% своих ресурсов поверхностных вод, а Саудовская Аравия, Израиль, Кувейт превышают этот показатель в несколько раз за счёт использования артезианских вод, опреснения морской воды и внешних источников. Более 6300 км³ воды накапливается в десятках тысяч водохранилищ. Строительство плотин привело к зарегулированию и сокращению стока многих рек, разрушению пойменных экосистем, дефициту пресной воды и вторичному загрязнению водных объектов, когда загрязняющие вещества донных отложений включаются в круговорот веществ. Значительные объёмы этого ресурса идут на разбавление сточных вод, глобальный сброс которых составляет около 2000 км³. Около 1 млрд. человек не имеют возможности пользоваться качественной питьевой водой, а 3 млрд. – канализацией.

К концу 20 века на Земле леса занимали более 38 млн. км², или 28,4% суши. За последнее десятилетие 20 века общие потери площади лесов в мире составили 940 тыс. км² (ежегодно около 0,3%). На долю первичных (коренных) лесов на Земле приходится только 135 тыс. км², а остальные леса вторичные (производные), сформировавшиеся преимущественно под влиянием хозяйственной деятельности человека (главным образом вследствие рубок, пожаров, выпаса скота и др.). Более половины заготавливаемой древесины в мире используется в качестве топлива. Глобальный характер уничтожения лесов связан и с лесными пожарами, которые в последние годы приобрели катастрофический характер. При приросте древесины, составляющем около 5 млрд. м³ в год, вырубается 3,3 млрд. м³, что в несколько раз превосходит допустимый объём лесозаготовок. В то же время возрастает защитная функция лесов; например, леса России, по некоторым расчётам, поглощают около 262 млн. тонн углекислого газа в год, то есть не только всю российскую часть его антропогенной эмиссии, но и часть промышленных выбросов углекислого газа других стран.

Глобальное воздействие человека на атмосферу связано прежде всего с развитием энергетики. Потребление кислорода атмосферы сопровождается её загрязнением оксидами азота, серы и углерода (например, при потреблении 12,9 кг кислорода выделяется около 10 м³ вышеназванных газов, а также сероводород). По различным оценкам, индустриальная эмиссия углекислого газа в начале 21 века составляет 657,8–752,1 т в год. По данным на 2003, концентрация углекислого газа в атмосфере по сравнению с серединой 19 века увеличилась на 30%.

Полезные ископаемые – топливо (нефть, горючий газ, каменный уголь, горючие сланцы), руды чёрных и цветных металлов и др. начали использоваться человеком гораздо позднее, чем возобновляемые ресурсы. Научившись добывать и использовать полезные ископаемые, он вступил в фазу промышленной (индустриальной) революции. Запасы невозобновляемых ресурсов становятся ограничителем традиционного типа развития. Если объём потребления ресурсов будет удваиваться каждые 30 лет, как это происходило во 2-й половине 20 века, то некоторых минеральных ресурсов хватит предположительно лишь на несколько десятков лет. При стабилизации численности населения на уровне около 8 млрд. человек и повышении эффективности энерго- и ресурсосбережения истощение невозобновляемых ресурсов может отодвинуться на столетия.

Последствия антропогенного воздействия на природные экосистемы Земли

Влияние хозяйственной деятельности человека на живую природу Земли приобрело в 20 веке глобальные масштабы и привело к исчезновению многих видов организмов. Перед угрозой уничтожения оказывается каждый четвёртый вид млекопитающих и каждый восьмой вид птиц. Достоверно известно об исчезновении за последние три столетия при участии человека более 400 видов растений. Вероятно, этот процесс затронул не менее 10 тысяч видов беспозвоночных животных.

К концу 20 века на Земле оказалось нарушено (в основном сельскохозяйственным производством) 63% поверхности суши (исключая ледники, полярные пустыни, высокогорья и крутые склоны), при этом около 40% – полностью трансформировано. В Европе на долю антропогенных экосистем приходится более 85% площади суши, в Африке – 51%, в Азии – 57%, в Австралии – 40%, в Северной Америке – 45%. Во многих странах доля сохранившихся естественных экосистем не превышает 5–7%. В большинстве стран Западной и Центральной Европы и в Японии они отсутствуют полностью. При замещении природных экосистем антропогенными, как правило, уменьшается отражательная способность поверхности Земли, что ведёт к её нагреву и глобальному потеплению климата. При этом нарушается влагооборот, так как естественная растительность суши за счёт испарения воды растениями (транспирации) обеспечивает поступление основной части влаги в атмосферу. При масштабном уменьшении поступления влаги в атмосферу происходит аридизация климата и, как следствие, – опустынивание. Кроме того, при трансформации природных экосистем, как правило, усиливается водная и ветровая эрозия (эрозионными процессами затронуто более 30% сельскохозяйственных земель). Антропогенные экосистемы характеризуются более бедным составом флоры и фауны, в них велика доля заносных видов.

В мире ежегодно добывается и перемещается более 300 млрд. т веществ в год (50 т на человека), большая часть которых образует отходы (10% – газообразные и пылеватые, остальные – твёрдые). Следы промышленных выбросов Китая находят на ледниках Гренландии, а анализ льдов Антарктиды позволяет судить о масштабах производства и распространения пестицидов. Загрязнение атмосферы (основные источники – энергетика, металлургия, нефтехимия, транспорт), помимо создания парникового эффекта, глобального потепления климата и роста заболеваемости населения, сопровождается истончением озонового слоя.

В глобальных масштабах загрязнён и Мировой океан, прежде всего в результате того, что он обеспечивает до 75% грузоперевозок на Земле. Ежегодно в него поступают сточные воды, содержащие нефть и нефтепродукты, пестициды, радионуклиды, хлорорганические соединения, тяжёлые металлы и др. При загрязнении Мирового океана нарушаются световой и химический режимы верхних слоёв воды, что отражается на его биологической продуктивности.

Расширение экономических связей привело к глобальному биологическому загрязнению и усилению обмена видами между биогеографическми областями Земли. В преднамеренную и стихийную интродукцию вовлечены десятки тысяч видов растений и животных. Появление чужеродных видов в Австралии, Новой Зеландии, в умеренных областях Евразии и Северной Америки уже привело к значительным потерям в хозяйствах и экологическим катастрофам. Особенно остро биологическое загрязнение проявляется в пресных водоёмах и внутренних морях, где вселенцы способны уничтожить аборигенную биоту, снизить продуктивность водоёма.

Существует целый ряд международных соглашений и конвенций по снижению антропогенного влияния на биосферу Земли: в области стабилизации климата и загрязнения атмосферы – Конвенция о защите озонового слоя (1985), Конвенция об оценке воздействия на окружающую среду в трансграничном контексте (1991), Конвенция об изменении климата (1992) и Протокол об ограничении выброса парниковых газов («Киотский протокол», 1997); в области сохранения биоразнообразия – Конвенция о международной торговле видами дикой фауны и флоры, находящимися под угрозой исчезновения (1973), Конвенция об охране мигрирующих видов диких животных (1983), Конвенция о биологическом разнообразии (1992); в области сохранения экосистем – Конвенция о водно-болотных угодьях, имеющих международное значение главным образом в качестве местообитаний водоплавающих птиц (1971), Конвенция об охране всемирного культурного и природного наследия (1972), Конвенция по борьбе с опустыниванием (1994); в области охраны морской среды – Конвенция по регулированию китобойного промысла (введена в действие в 1948), Конвенция по защите морской среды района Балтийского моря (1974), Конвенция ООН по морскому праву (1982), Конвенция о защите Чёрного моря от загрязнения (1992) и др. ЮНЕСКО организует мировую сеть биосферных резерватов и объектов Всемирного наследия для охраны особо ценных и уникальных экосистем. См. также Загрязнение окружающей среды, Охрана природы.

Земля и цивилизация

Земля явилась материальной основой цивилизации. Homo sapiens, единственный вид, сумевший надстроить над естественной средой обитания искусственную среду, получил в борьбе за существование огромные преимущества перед другими видами, что позволило ему широко раздвинуть границы ойкумены. Опыт взаимодействия человека с природой породил в его сознании две различные парадигмы, которые в равной степени воздействовали на социальное поведение. С одной стороны, он полагал себя хозяином всего сущего на Земле и постоянно был нацелен на использование всех её богатств на собственные нужды, а с другой – не мог не осознавать полную зависимость от природных сил и сакрализовал их. Возникновение цивилизации (около 10 тысяч лет до н. э.) расширило производительные возможности человека, который стал преображать планету. Однако этот процесс развивался медленно до тех пор, пока общество оставалось в традиционном, аграрном состоянии. Переход цивилизации на новую фазу развития, связанный с промышленной революцией, формированием всемирных хозяйственных связей, стремительным развитием научных и технических знаний, увенчался созданием индустриального общества и десакрализацией отношений человека с природой. Преобразуя Землю, он научился создавать новые неизвестные в природе материалы, обнаружил практически неиссякаемые источники энергии, изобрёл новые способы коммуникаций, нашёл избавление от многих болезней, значительно продлил свою жизнь и сделал своё существование более комфортным. Вместе с тем научно-технический прогресс к середине 20 века достиг таких масштабов, дал людям такие мощные средства созидания и разрушения, что это не могло не вызвать тревогу за будущее планеты и цивилизации. Проблемы развития мира в контексте процессов глобализации заставили по-новому взглянуть и на само человечество, которое может решать эти проблемы лишь на основе собственной целостности и всеобщей ответственности.

Литература статьи Большой российской энциклопедии

Видео

Ссылки

Доказано катастрофическое смещение орбиты Земли (08.05.2018) Новости@mail.ru.
Ученые нашли "недостающий элемент" ядра Земли (10.01.2017)
Вести: Наклон оси Земли был вызван серией космических столкновений. (17.10.2013)
Вести: Американские ученые считают, что у Земли было два спутника. (04.08.2011)

Примечания

[БРЭ-1] 1,0 ^1,1 ^1,2 Большая российская энциклопедия, статья "Земля"

[2] Словарь русского языка: В 4-х т. / РАН, Ин-т лингвистич. исследований. — 4-е изд., стер. — М.: Рус. яз.; Полиграфресурсы, 1999. Т. 1. А—Й.

[3] World Population Prospects The 2017 Revision Key Findings and Advance Tables (англ.). ООН.

[1]

[2]

[3]

Земля

Общие сведения

Земля как планета

Твердая земля

Строение твердой земли

Земная кора

Мантия Земли

Ядро Земли

Физические характеристики твёрдой Земли

Внутренняя динамика Земли

Тектонические структуры

Континенты

Океаны

Переходные зоны от континентов к океанам

Рельеф

Равнинные области

Горные области

Дно океанов

Подводная окраина материка

Переходные зоны

Ложе океана

Срединно-океанические хребты и поднятия

Географические условия

Климатические пояса

Экваториальный пояс

Субэкваториальные пояса

Тропические пояса

Субтропические пояса

Умеренные пояса

Субарктический и субантарктический пояса

Арктический и антарктический пояса

Ритмичный характер изменений климата на Земле

Географические пояса и зоны

Почвы

История формирования почвенного покрова

Роль почвенного покрова в географической оболочке

Использование почвенных ресурсов

Растительный мир

Флора

Растительность

Животный мир

Состав фауны

Климатические условия, природная поясность и распределение животных

Зоогеографическое районирование

Животный мир и человек

Геологическая история

Геологическая история

Периодизация

Доархейский этап (до 4 млрд. лет назад)

Архейский этап (ок. 4–2,5 млрд. лет назад)

Протерозойско-фанерозойский этап (2,5–0 млрд. лет назад)

Эволюция жизни на Земле. История развития органического мира

Эон архей

Эон протерозой

Эра неопротерозой, период венд

Эра неопротерозой, переход от венда к кембрию

Эон фанерозой, эра палеозой

Период кембрий

Период ордовик

Период силур

Вторая половина эры палеозой

Период девон

Период карбон

Период пермь

Эон фанерозой, эра ме­зо­зой­

Период триас­

Период юра­

Период мел

Завершение эры ме­зо­зой

Эон фанерозой, эра кайнозой

Период палеоген

Период неоген

Четвертичный период

Человек и Земля

Использование природных ресурсов

Последствия антропогенного воздействия на природные экосистемы Земли

Земля и цивилизация

Литература статьи Большой российской энциклопедии

Видео

Ссылки

Эон фанерозой, эра мезозой

Период триас

Период юра

Завершение эры мезозой