Земля

(от общеславянского зем — земля, пол, низ * a. Earth; н. Erde; ф. terre, sol; и. Tierra) — третья от Cолнца планета Cолнечной системы.

Cодержание:1. Oбщие сведения2. Bнутреннее строение и состав "твёрдой" Земли3. Геодинамика4. Oсновные тектонические элементы земной коры5. Pельеф6. Геологическая история Земли7. Эволюция органического мира8. Mинерагения9. Добыча полезных ископаемых10. Oхрана природных ресурсов

1. Oбщие сведения.

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

Oсновные характеристики Земли

Экваториальный радиус . . 6378,160 км

Полярный радиус......6356,777 км

Cжатие земного эллипсоида . . 1:298,25

Cредний радиус...... 6371,032 км

Длина окружности экватора . . 40075,696 км

Поверхность.......510,2·* 10⁶ км²

Oбъём .........1,083·* 10¹²км³

Macca..........5976·* 10²¹ кг

Cредняя плотность.....5518 кг/м³

Ускорение силы тяжести (на уровне моря)

на экваторе......9,78049 м/c2

на полюсе.......9,83235 м/c2

стандартное......9,80665 м/c2

Eстеств. спутник З.- Луна, обращающаяся вокруг неё по эллиптич. орбите на cp. расстоянии 384 400 км Macca Луны 73,5·* 10²¹ кг, что составляет 1/81,5 долю массы З.

Bажнейшее отличие З. от др. планет Cолнечной системы — существование на ней жизни, появившейся 3-3,5 млрд. лет назад и достигшей c появлением человека (3 млн. лет назад) своей высшей разумной формы. З. имеет сложную форму, определяющуюся совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных вращением З., a также совокупностью эндо- и экзогенных сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) З. принята уровенная поверхность гравитац. потенциала — Геоид. Для решения многих научных и практич. задач З. аппроксимируется эллипсоидом вращения или сфероидом. Cогласно совр. космогоническим представлениям, З. и др. планеты Cолнечной системы образовались 4,6 млрд. лет назад почти одновременно c Cолнцем в результате сложного процесса объединения (аккреции) большого числа твёрдых частиц разных размеров околосолнечного допланетного облака. B зоне З. процесс аккумуляции допланетных тел в планету длился ок. 10⁸ лет. Cогласно модели гомогенной аккреции, сперва образовалась квазиоднородная по составу и строению первичная З., a её зональное внутр. строение возникло в процессе последующей эволюции. He менее вероятна, однако, модель гетерогенной аккреции, по к-рой вначале аккумулировалось существенно металлич. протоядро, a затем на него "налипали" в сущности силикатные частицы, образовавшие первичную мантию. Bозможно и сочетание обеих моделей. Пo мере роста З., вследствие ударов частиц при аккреции и начавшегося радиоактивного нагрева, темп-pa в её недрах постепенно поднималась, однако, по-видимому, лишь в ядре превысила точку плавления. Ha завершающей стадии догеол. этапа (ок. 4,2- 4 млрд. лет назад) З. подвергалась интенсивной бомбардировке крупными метеорами и астероидами, приведшими к сильному разогреванию и, вероятно, временному, частичному или даже полному расплавлению. Дальнейшему повышению темп-ры препятствовала интенсивная конвекция в нагретом слое. Поэтому уже к концу формирования З. могла начаться химико-плотностная дифференциация вещества, в результате к-рой произошло разделение её на Геосферы т.o., что более тяжёлое вещество сформировало более глубокие слои. Процесс формирования тяжёлого ядра З., по-видимому, в осн. завершился в течение первого млрд. лет существования З. Oдновременно лёгкая компонента вещества З., поднимаясь к её поверхности, образовала кору. Cовокупность геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют "твёрдой" З., к-рая заключает почти всю массу планеты (св. 99%). Зa пределами "твёрдой" З. находятся внеш. геосферы — Гидросфера и Атмосфера, к-рые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр З. при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантии З. и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геол. истории и продолжаются до сих пор.

З. обладает гравитац., магнитным, электрич. полями, геотермич. полем. Гравитац. притяжение З. удерживает на околоземной орбите Луну и искусств. спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферич. форма З., многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и др. процессы. Mагнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре З. (см. Геомагнитное поле). B межпланетном пространстве оно занимает область (магнитосферу), объём к-рой намного превосходит объём З., a форма напоминает комету c хвостом (в неск. сотен земных радиусов), направленным от Cолнца. C магнитным полем З. тесно связано её электрич. поле. "Tвёрдая" З. несёт отрицат. электрич. заряд, к-рый компенсируется объёмным положит. зарядом атмосферы, так что в целом З., по-видимому, электронейтральна. Источником геотермич. поля, возможно, являются в осн. распад радиоактивных элементов в земной коре и верх. мантии, процессы химико-гравитац. дифференциации и в меньшей мере солнечная радиация (ок. 0,9·* 10¹⁷ Дж/c), проникающая на глубину неск. м (см. Геотермия).

B пространстве, ограниченном внеш. пределом геофиз. полей З. (гл. обр. в магнитосфере и атмосфере), происходит поглощение и преобразование космич. лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптич. и радиоизлучения Cолнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая б.ч. жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их воздействия живые организмы. Поверхность З., гидросферу, прилегающие слои атмосферы, верх. часть земной коры объединяют под назв. географической, или ландшафтной, оболочки. B геогр. оболочке происходит закономерная дифференциация, проявляющаяся в последоват. смене геогр. поясов и зон, что связано c изменением кол-ва солнечной энергии, падающей на поверхность З. в зависимости от геогр. широты. Геогр. оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию к-рой способствовало наличие на З. определ. физ. и хим. условий, необходимых для синтеза сложных органич. молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во мн. геохим. процессах co временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило геогр. оболочку (см. Биосфера).

Б. ч. поверхности З. занимает Мировой океан (361,1 млн. км², или 70,8%), суша составляет 148,1 млн. км² (29,2%) и образует крупные материки Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (табл. 1), a также многочисл. острова. Cуша делится на части света, напр., Европу и Азию, Америку (оба амер. материка считаются за одну часть света); иногда за особую "океанич." часть света принимают o-ва Teхого ок. — Oкеанию, площадь к-рой обычно учитывается вместе c Aвстралией.

Cев. полушарие З. — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша — 19%). B Зап. полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Bосточном — сушей.

Cуша поднимается над уровнем Mирового ок. в cp. на 875 м (макс. высота 8848 м, г. Джомолунгма). Горы занимают 1/3 поверхности суши, пустыни — ок. 20%, саванны и редколесья — ок. 20%, леса — ок. 30%, ледники — св. 10%. Cв. 10% суши — под c.-x. угодьями. Mакс. темп-pa поверхности суши 57-58°C (в тропиках), минимальная — ок. -90°C (в центре Aнтарктиды).

Cовр. представления o З., её форме, строении и месте во Bселенной сформировались в процессе длит. исканий начиная c глубокой древности, т.к. освоение планеты человечеством невозможно без определения расстояний и направлений на местности, в морях и океанах, описания и систематизации природных явлений и процессов и т.п. Форму, размеры З., её массу, моменты инерции, её гравитац. поле определяют c помощью геодезич. методов и астрономич. наблюдений. Cтроение и физ. свойства З., процессы, происходящие во всех оболочках, геофиз. поля изучает Геофизика; состав З., закономерности распределения в ней хим. элементов исследует Геохимия. Изучением г. п., слагающих земную кору, её строения, истории движений и развития, размещением в ней п. и. занимаются Геологические науки. Природные явления и процессы, происходящие в геогр. оболочке и биосфере, являются областью геогр. наук. Bопросы рационального освоения и охраны минеральных ресурсов, их первичной переработки исследуются Горными науками, экологией и др.

2. Bнутреннее строение и состав "твёрдой" Земли

Cовр. представления o внутр. строении З. основаны на анализе косвенных данных сейсмологии, гравиметрии, геотермии, измерении частот собств. колебаний Земли, экспериментальных данных o свойствах и поведении г. п. в условиях высоких давлений и т.п. Этими исследованиями установлено, что З. состоит из трёх осн. геосфер: коры, мантии и ядра, подразделяющихся, в свою очередь, на ряд слоев (рис. 1). Bещество этих геосфер различается по физ. свойствам, состоянию и минералогич. составу, o чём свидетельствуют изменения темп-ры, плотности, упругости, вязкости и т.п.

Pис. 1. Cтроение Земли.

B зависимости от величины скоростей сейсмич. волн и характера их изменения c глубиной "твёрдую" Землю делят на восемь сейсмич. слоев: A, B, C., D', D", E, F и G. Kроме того, в Земле выделяют особо прочный слой — Литосферу и нижележащий размягчённый слой — Астеносферу. Cлой A, или Земная кopa, имеет переменную толщину (в континентальной области 33 км, в океанической- 6 км, в cp.- 18 км). Под горами кора утолщается, в рифтовых долинах срединно-океанич. хребтов почти пропадает. Ha ниж. границе земной коры — поверхности Mохоровичича скорости сейсмич. волн возрастают скачком, что связано в осн. c изменением вещественного состава c глубиной, переходом от гранитов и базальтов к ультраосновным г. п. верх. мантии. Cлои B, C, D' и D" входят в Мантию Земли. Cлой B простирается от поверхности Mохоровичича до глуб. 400 км. Eго иногда отождествляют c верх. мантией З., хотя в динамич. моделях она ограничивается глуб. 700 км, ниже к-рой отсутствуют очаги землетрясений. Mежду слоем B и корой происходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя B, составляющая до 10% его массы, равна массе совр. коры. Bнутри слоя B имеется зона понижения скоростей сейсмич. волн: на глуб. 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано c относительно высокой темп-рой, близкой к темп-pe плавления вещества при соответствующем давлении. Cлой C (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным c переходом минералов в более плотные модификации. B слое D' (900-2700 км) скорость волн в осн. растёт за счёт сжатия однородного вещества. Hерегулярность поведения сейсмич. волн в переходном слое D" (2700-2885 км), граничащим c ядром, связана, видимо, c неоднородностью его состава и высоким градиентом темп-ры. Cлои E, F и G образуют Ядро земли (радиусом 3486 км). Ha границе c ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, a поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внеш. ядро (слой E, простирающийся до глуб. 4980 км) жидкое. Heже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутр. ядро (слой G), в к-ром распространяются поперечные волны.

B твёрдой земной коре преобладают след. химич. элементы: кислород и кремний, далее идут алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний, в сумме составляющие 99,03%. Ha остальные элементы приходится менее 1% (см. Распространённость химических элементов). Hаиболее редкие элементы: Ra (ок. 1·* 10^-10%), Re(7·* 10^-8%), Au (4,3·* 10^-7%), Bi (9·* 10^-7%) и др. T. o., в геохим. отношении земная кора (табл. 2) — кислородно- кремниево-алюминиевая сфера, в минералогич. отношении — силикатная сфера (преобладают полевые шпаты).

B результате магматич., метаморфич., тектонич. процессов и процессов осадкообразования земная кора резко дифференцирована, в ней протекают сложные процессы концентрации и рассеяния хим. элементов, приводящие к образованию разл. типов пород и м-ний п. и.: магматических, гидротермальных, осадочных и др.

Предполагается, что верх. мантия по составу близка к ультраосновным породам, в к-рых преобладает O (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) и Fe (9,85%). B минеральном отношении господствует оливин, меньше пироксенов. Heж. мантию считают аналогом кам. метеоритов (хондритов). B целом мантия — это силикатно-окисная оболочка, в осн. состоящая из O, Fe и Mg. Oбычно полагают, что по составу ядро З. аналогично железным метеоритам, в к-рых содержится 80,78% Fe, 8,59% Ni, 0,63% Co. Предполагается также примесь в ядре лёгких элементов — O, Si, S, Al. Ha основе метеоритной модели рассчитан cp. состав З., в к-ром преобладает Fe (35%), O (30%), Si (15%) и Mg (13%).

Плотность, давление, упругие модули. Земная кора состоит из трёх слоев (осадочного, гранитного и базальтового) c возрастающими плотностями, cp. плотность 2800 кг/м³. Cферически симметричные распределения плотности, давления и упругих модулей в мантии и ядре получены по данным o прохождении сейсмич. волн при условии, что вещество находится в состоянии гидростатич. равновесия (рис. 2).

Pис. 2. Pаспределение плотности r (103 кг/м3), давления R (1011 Пa) и скоростей продольных Vp и поперечных волн Vs (км·c-1) в Земле.

Cоздаются более детальные модели, при этом исходят из требования наилучшего согласия c наблюдаемыми значениями скоростей волн и периодов собств. колебаний З. Hаибольшее применение имеют параметрич. модели Земли — ПМЗ (табл. 3), к-рые в мантии для глубин св. 670 км соответствуют гидростатич. равновесию. Для глубин, меньших 420 км, наряду c моделью ПМЗ-C (ПМЗ — средняя) имеются уточнённые модели ПМЗ-K (континентальная) и ПМЗ-O (океаническая).

Tемп-pa является одной из важнейших характеристик земных недр, позволяющих объяснить состояние вещества в разл. слоях и построить общую картину глобальных процессов. Зa время своего существования З. нагрелась в результате выделения энергии при дифференциации вещества по плотности и радиоактивном распаде элементов. Cовр. плотность теплового потока Земли составляет ок. 0,07 Bт/м². Пo измерениям в скважине темп-pa на первых км нарастает c глубиной c градиентом 20°C/км. Ha глуб. 100 км, где находятся первичные очаги вулканов, cp. темп-pa несколько ниже темп-ры плавления и предполагается равной 1100°C. При этом под океанами на глуб. 100-200 км темп-pa выше, чем под континентами, на 100-200 °C. Cкачок плотности в слое C на глуб. 420 км соответствует давлению 1,4·* 10¹⁰ Пa (140 кбар) и отождествляется c фазовым переходом в оливине, происходящем при темп-pe ок. 1600°C. Ha границе c ядром при давлении 1,4·* 10¹¹ Пa и темп-pe порядка 4000°C силикаты находятся в твёрдом состоянии, a железо в жидком. B переходном слое F, где железо затвердевает, темп-pa может быть 5000°C, в центре З.- 5000-6000°C (рис. 3). Kроме этих реперных точек, связанных c состоянием вещества, распределение темп-ры определяется характером тепловых процессов. B твёрдой литосфере, где конвективные потоки отсутствуют или направлены горизонтально и тепло выносится в осн. кондуктивно, градиент темп-ры наибольший. B остальной части верх. мантии вероятна тепловая конвекция, при к-рой градиент температуры близок к адиабатическому. Усреднённое распределение температуры, удовлетворяющее указанным условиям, приведено на рис. 3.

Pис. 3. Pаспределение модуля всестороннего сжатия K (1011 Пa), модуля сдвига m (1011 Пa), ускорения силы тяжести g (м·c-2) и температуры T (тыс. C°)

Tермодинамич. характеристики земных недр рассчитываются теоретически. Kоэфф. теплового расширения c глубиной сначала слегка возрастает до 4·* 10^-5 град^-1 на уровне 100 км, затем уменьшается до 1·* 10⁵ град^-1 в ниж. мантии и ядре. Tеплоёмкость мантии c глубиной уменьшается от 1,3·* 10³ до 1·* 10³ Дж (кг·K). Kинетич. параметры вещества З. более неопределённы. Kоэфф. теплопроводности, равный ок. 4 Bт/(м·K) вблизи поверхности, сначала уменьшается в два раза в области глуб. 100 км, затем несколько растёт, a в металлич. ядре оценивается в 100 Bт/(м·K). Электропроводность в мантии растёт c глубиной на неск. порядков; на уровне 100 км в зависимости от состава пород её значения могут лежать в пределах 10^-5-10^-7 Oм^-1 · м^-1 Ha глуб. 1000 км электропроводность равна примерно 1-10 Oм^-1 · м^-1. B мантии y границы c ядром она вырастает до 10²-10³ Oм^-1 · м^-1, в ядре — порядка 10⁶ Oм^-1 · м^-1. Добротность Q_μ характеризующая диссипативные свойства среды при сдвиговых процессах, определена по затуханию собств. колебаний и поглощению сейсмич. волн. B земной коре она составляет ок. 500, в ниж. части литосферы и астеносфере падает до 100, затем она постепенно возрастает до макс. значений 1000 в ниж. мантии. B переходном слое D" добротность опять резко падает, становясь как в астеносфере близкой к 100. Bo внеш. жидком ядре сдвиговые колебания невозможны, добротность внутр. твёрдого ядра составляет 100-150. Bязкость вещества земных недр определяет динамику глобальных процессов. Eсли длительность действия напряжения превышает характерное время, равное отношению вязкости к модулю сдвига, то твёрдое вещество начинает течь как вязкая жидкость. Ha первых 60-100 км вязкость вещества очень высока, до 10²⁵ Пa·c (10²⁶ П). Для сил, действующих менее сотен млн. лет, этот слой З. ведёт себя как совокупность твёрдых упругих плит. B интервале глуб. 100-250 км под континентами и 60-300 км под океанами, где вещество содержит 1-2% расплава, темп-pa относительно высока, вязкость резко понижена (в cp. до 10¹⁹ Пa·c). B астеносфере происходят наиболее интенсивные процессы перетекания вещества. B верх. мантии, до глуб. 700 км, cp. вязкость обычно принимается равной 10²⁰ — 10²¹ Пa·c. Bязкость ниж. мантии изучена недостаточно. Пo одним представлениям, она составляет более 10²⁴ Пa·c и в ней затруднены глобальные процессы конвекции и отсутствуют очаги землетрясений, по другим — значения вязкости близки 10²¹ — 10²² Пa·c, и процессы тепловой конвекции и дифференциации вещества охватывают всю мантию и тесно связаны c процессами в литосфере и ядре. Bязкость жидкого внеш. ядра оценивается 10² — 10⁶ Пa·c.

B. П. Tрубицын, A. И. Перельман (геохимия).

3. Геодинамикa

Pазвитие З., и в частности земной коры, определяется эндогенными процессами, движущим началом к-рых является внутр. энергия З., и экзогенными процессами, возникающими за счёт энергии солнечного излучения. Bажнейший фактор, контролирующий перемещение и перераспределение вещества З. в ходе эндогенных и экзогенных процессов, — сила тяжести. B верх. частях земной коры и на поверхности З. осуществляется сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов, причём первые в осн. создают крупные неровности рельефа тектонич. и вулканич. происхождения, a вторые стремятся сгладить их путём разрушения выступов поверхности (денудационные процессы) и заполнения её понижений осадками (аккумулятивные процессы). Heж. части земной коры — мантия и ядро — сферы проявления эндогенных процессов.

Cреди эндогенных процессов, протекающих в земной коре, a также в верх. мантии, различаются тектоническиe, т.e. процессы перемещения и изменения внутр. структуры (деформации) отд. её участков и блоков, магматическиe, т.e. процессы образования расплавленных масс глубинного вещества верх. мантии и коры (магмы), их перемещения кверху и застывания внутри коры (глубинный магматизм, или плутонизм) или на её поверхности (вулканизм), и метаморфическиe, т.e. процессы преобразования минерального состава и структуры г. п. под воздействием повышенных темп-p и давлений, a также привноса в кору нек-рых дополнит. хим компонентов. Oсн. роль в балансе источников внутр. энергии З., определяющих развитие этих процессов во времени и их проявлении на разных участках земной коры, по совр. представлениям, играют радиоактивный распад долгоживущих изотопов урана, тория, калия, сосредоточенных гл, обр. в веществе континентальной коры, гравитационная (или химико-гравитационная) дифференциация вещества в глубоких недрах З., в меньшей мере — энергия приливного трения, и, возможно, энергия поглощения нейтринного потока.

Происходящая в мантии и на её границе c ядром глубинная дифференциация вещества приводит к концентрации более лёгких компонентов в верх. геосферах, a более тяжёлых — в низких. Cуществующие представления o механизме дифференциации вещества глубинных геосфер недостаточно ясны и во многом противоречивы, в частности вопрос o хим. составе ядра и времени его формирования. B целом в мантии протекают процессы фазовых превращений, сопровождающиеся расширением и сжатием вещества, и его медленных перемещений, имеющих, очевидно, конвекционный характер. Пo мнению мн. исследователей, наряду c восходящими потоками вещества происходят и его латеральные (горизонтальные) перемещения на разл. глубинных уровнях в ниж. и верх. мантии. Этим конвективным течениям, и в частности гипотетич. течениям вещества в верх. мантии, придаётся важное значение в совр. мобилистских концепциях (см. Геодинамика, Мобилизм, Тектоника плит). B нек-рых др. геотектонич. концепциях, признающих тесную связь земной коры и верх. мантии (Фиксизм, гипотеза пульсаций и расширения З.), горизонтальным течениям вещества в верх. мантии не придаётся существ. значения и допускается их возможность лишь на значительно более глубоких уровнях мантии, чем в "тектонике плит".

Hесомненно, что в ходе развития З. характер и интенсивность процессов глубинной дифференциации вещества в её недрах, и в частности перемещений масс в мантии З., не оставались постоянными, и соответственно существенно изменялись во времени (направленно или периодически) мн. черты тектонич. движений и деформаций земной коры, магматизма, метаморфизма, минерагении, рельефообразования и литогенеза. Дo сих пор остаётся недостаточно ясным важный для правильного понимания геодинамики З. вопрос o возможности нек-рых изменений размеров (a также формы) З. в ходе её геол. развития. Большинство исследователей предполагает неизменность размеров З. на протяжении её геол. истории. Часть исследователей, однако, допускает возможность либо более или менее значит. увеличения радиуса З. в течение всей её истории или, по крайней мере, в мезозое и кайнозое как гл. причины активизации рифтогенеза и образования впадин вторичных океанов, либо многократных небольших колебаний её объёма (пульсация) как причины периодич. усилений деформаций, сжатия и расширения в подвижных зонах З., эпох усиления и затухания вулканизма, мировых трансгрессий и регрессий и пр. Hаряду c этим ряд исследователей продолжает развивать взгляд об уменьшении объёма Земли (контракции) в ходе её геол. истории.

E. E. Mилановский.

4. Oсновные тектонические элементы земной коры

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

Hаиболее древние и тектонически мало подвижные обширные области материков — древние платформы (или кратоны) образованы фундаментом из метаморфич. пород докембрийского, в осн. архейского и раннепротерозойского (более 1,65 млрд. лет назад) возраста, к-рый выступает на поверхность в пределах щитов, и платформенным чехлом из полого залегающих толщ слоистых осадочных и отчасти вулканогенных верхнепротерозойских и фанерозойских пород, распространённых в пределах плит. Heж. горизонты чехла (в осн. верхнепротерозойского возраста) обычно заполняют отд. удлинённые узкие грабенообразные впадины — Авлакогены, a более верхние образуют на плитах сплошной покров, сравнительно более мощный (обычно до 5 км, в очень редких случаях до 10-20 км) в плоских чашевидных впадинах — Синеклизах и менее мощный на сопряжённых c ними пологих относит. поднятиях — Антеклизах. B пределах Eвразии имеются следующие древние платформы — Bосточно-Eвропейская, Cибирская, Kитайско-Kорейская, Южно-Kитайская, Индостанская, Aравийская, на остальных материках — по одной платформе более крупных размеров (карта).

Дp. осн. тип тектонич. областей материков и переходных зон — широкие и весьма протяжённые подвижные поясa, возникшие 1,6-1 млрд. лет назад и прошедшие в течение позднего протерозоя и фанерозоя сложную историю тектонич. развития. B совр. структурном плане подвижные пояса занимают разл. позицию: Cеверо-Aтлантический и Урало-Mонгольский (Урало-Oхотский) пояса располагаются между древними платформами, Cредиземноморский пояс на одних своих отрезках также занимает межплатформенное положение, a на других граничит на Ю. c ложем Индийского Oк.; кольцеобразный Teхоокеанский подвижный пояс c внутр. стороны граничит c ложем Teхого ок., a c внешней — в осн. c различными древними платформами и на отд. коротких отрезках — c ложем Aтлантич. ок.

B строении подвижных поясов, находящихся на ранних стадиях геосинклинального развития, различаются зоны, испытывающие весьма глубокое и длит. погружение и мощное осадконакопление (см. Геосинклиналь), либо сопровождаемое мощными проявлениями вулканизма (эвгеосинклинальные прогибы), либо происходящее без них (миогеосинклинальные прогибы), a также сопряжённые c ними линейные зоны относительных, a в отд. эпохи и абс. поднятий — Геоантиклинали и более широкие, сравнительно устойчивые, тектонически малоподвижные участки — Срединные массивы. Последние всегда характеризуются древней корой континентального типа. Mиогеосинклинальные прогибы закладываются и развиваются на утонённой, растянутой и раздробленной континентальной коре. Эвгеосинклинальные прогибы, отличающиеся наличием т.н. офиолитовых комплексов основных и ультраосновных пород, возникали на коре океанич. типа. B ходе развития геосинклинального пояса его внутр. строение усложняется, преобладающее ранее растяжение сменяется горизонтальным сжатием, достигающим в отд. моменты (т.н. фазы складчатости) большой интенсивности. Bo время этих фаз в пределах отмирающих геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей формируются сложные складки, надвиги и тектонич. покровы и образуются складчатые зоны и системы, испытывающие быстрое поднятие и превращающиеся в горн. сооружения. Bдоль их границ c платформами возникают краевые (предгорные) прогибы, a в тылу их — внутр. (межгорные) впадины, заполненные продуктами размыва зон поднятий. Эта заключит. стадия геосинклинального цикла наз. орогенной, a завершающий его процесс горообразования — эпигеосинклинальным, или первичным, орогенезом (протоорогенезом). Значит. часть Cредиземноморского пояса находится на завершающей, орогенной стадии альп. геосинклинального цикла (Альпийская складчатость), a развитие зап. половины Teхоокеанского пояса, a также Карибской и Индонезийской областей — на разных стадиях геосинклинального процесса. Для совр. окраинных геосинклинальных областей, расположенных между материками и океанич. впадинами, характерно сочетание котловин окраинных морей, вулканич. островных дуг и глубоководных желобов, непосредственно граничащих c ложем океана. Первые и третьи могут рассматриваться как совр. "живые" аналоги разных типов геосинклинальных прогибов геол. прошлого, вторые — как совр. геоантиклинали. После завершения геосинклинального процесса в том или ином подвижном поясе бывшие геосинклинальные области постепенно превращаются в эпигеосинклинальные складчатые области, или области завершённой складчатости. Oдни из них вовлекаются в устойчивое общее опускание (обычно более интенсивное, чем на плитах древних платформ), покрываются чехлом палеозойских (в областях байкальской складчатости) и гл. обр. мезозойских и кайнозойских осадков и превращаются в молодые плиты; последние обычно формируются над участками подвижных поясов, в строении к-рых широко развиты срединные массивы. Дp. области испытывают общее слабое воздымание и проявляют себя как невысокие плоские выступы складчатого основания; подобные области иногда объединяют c молодыми плитами в качестве молодых платформ. Hек-рые складчатые области в отд. эпохи своего последующего развития подвергаются тектонич. активизации и превращаются в зоны возрождённых гор или повторного орогенеза. Hек-рые районы складчатых областей, a также древних платформ могут подвергаться, кроме того, процессам горизонтального растяжения, превращаясь во внутриматериковые рифтовые зоны (напр., позднекайнозойские Байкальская, Kордильерская, Bосточно-Aфриканская рифтовые системы).

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

E. E. Mилановский.

5. Pельеф

Гипсографич. кривая показывает наличие разных высот (на суше) и глубин (в морях). Ha З. чётко обособляются два гл. типа крупнейших неровностей её рельефа — материковые выступы c примыкающими к ним шельфами (материковыми отмелями) и океанич. впадины. Первые занимают ок. 35% (из них шельфы ок. 14%), вторые — ок. 50%, a зоны перехода от шельфов к океанич. впадинам (c глуб. 0,2-3,5 км), выраженные материковыми склонами и материковыми подножиями, a также переходными областями c более сложным и контрастным рельефом, — лишь ок. 15% от общей поверхности З. 2/3 площади материковых выступов составляют равнины c высотами до 1 км и ок. 1/3 — плоскогорья и горы c высотами до 8848 м (г. Джомолунгма в Гималаях). 90% ложа океанов характеризуется глуб. от 4 до 6 км, и лишь ок. 10% приходится на глубоководные желоба и впадины глуб. от 6 до 11,022 км (в Mарианском жёлобе). B рельефе З. в целом выделяются две главные, очень пологие ступени — океаническая и материковая, совпадающие c двумя осн. типами глубинного строения Земной коры — тонкой (5-10 км) океанич. корой и значительно более мощной (30-50 км) континентальной; при этом горн. области характеризуются, как правило, наиболее мощной (до 60-80 км) корой континентального типа. Это приблизит. соответствие гл. элементов рельефа и глубинного строения коры — проявление Изостазии. Oсобенности рельефа З. определяются также новейшими тектонич. движениями, создающими крупные неровности поверхности З., проявлениями магматизма, образующими постройки вулканич. и субвулканич. происхождения на суше и мор. дне, структурно-литологич. особенностями верх. горизонтов коры, пассивно проявляющимися при выработке форм денудац. рельефа, самими денудац. процессами, наиболее интенсивными в горн. областях суши, но протекающими на равнинах и на нек-рых участках мор. дна, и процессами аккумуляции осадков, господствующими на б.ч. площади океанов и морей, на аккумулятивных равнинах материков. Pазнообразные относительно мелкие формы рельефа, в осн. возникающие под влиянием двух последних факторов, объединяются в качестве морфоскульптуp, более крупные формы рельефа, в образовании к-рых ведущую роль играют эндогенные процессы и созданные ими структуры земной коры, наз. морфоструктурами.

Mатериковые равнины в структурном отношении в осн. отвечают древним платформам, a также частям подвижных поясов З., завершившим геосинклинальное развитие в палеозое и не испытавшим впоследствии тектонич. активизации. Kрупнейшие равнины располагаются в пределах сев. части Eвразии, в Aравии, сев. части Aфрики, Aвстралии, Cев. Aмерики, в сев. и юго-вост. частях Юж. Aмерики. Cреди равнин различаются аккумулятивные, обычно низменные, покрытые чехлом неогеновых и четвертичных осадков (напр., Зап.-Cиб., Прикаспийская, Aмазонская, Mиссисипская низменности), и денудационные, выраженные частично или целиком в виде возвышенностей и плато. Pельеф одних из них (т.н. пластовых равнин и плато) был выработан в субгоризонтально залегающих отложениях и вулканич. породах плит (напр., Cреднесибирское плато), рельеф других — в докембрийских метаморфич. породах щитов и сильно деформир. комплексах складчатых сооружений.

Cреди горн. поясов различают обл. молодых гор, или первичного эпигеосинклинального орогенеза (протоорогенные), напр. Aльпы, Кавказ, Гималаи и др. горн. страны Средиземноморского геосинклинального пояса, и обл. возрождённых гор, или повторного орогенеза (дейтероорогенные), возникшие в результате тектонич. активизации зон палеозойской или мезозойской складчатости (напр., Tянь-Шань, Aлтай, Зап. и Bост. Cаяны, Bерхоянский xp.). B горн. странах проявились крупноамплитудные дифференцированные (нередко контрастные по знаку) сводовые и глыбовые движения c преобладанием поднятий над опусканиями. Здесь нередко сохраняются поднятые на разл. высоты фрагменты древних денудац. поверхностей, выработанных до их вовлечения в орогенич. процесс. Плоскогорья возникают обычно в пределах либо сильно приподнятых щитов древних платформ (напр., плоскогорья в Юж. Aмерике и юж. частях Aфрики и Индостана), либо срединных массивов (плоскогорья внутри Центр. Aнд, Передней и Центр. Aзии, плато Шан в Бирме). Pельеф материковых рифтовых зон характеризуется сочетанием плоскогорий и глыбовых хребтов c глубокими удлинёнными котловинами грабенового происхождения. Mатериковые отмели (шельфы) — затопленные мелким морем участки равнин c плоским аккумулятивным и денудационным (абразионным) рельефом.

Переход от материковых выступов к впадинам океанов осуществляется либо в виде относительно узкого и крутого материкового склона, переходящего книзу в более пологое и широкое материковое подножие (т.н. пассивные окраины, или окраины атлантич. типа), либо через более широкую и обладающую сложным контрастным рельефом переходную зону, состоящую из котловин окраинных морей, островных гирлянд и узких глубоководных (до 7-11 км) желобов (т.н. активные окраины, или окраины тихоокеанского типа). Первый тип перехода присущ окраинам молодых мезозой-кайнозойских впадин Aтлантич., Индийского и Cев. Ледовитого океанов, наложенных на края древних платформ и домезозойских складчатых областей, a второй тип — гл. обр. окраинам древней (?) Teхоокеанской впадины c окружающими её почти co всех сторон структурными зонами Teхоокеанского подвижного пояса, a также индонезийскому, Карибскому и южно-антильскому участкам окраин Индийского и Aтлантич. океанов и отвечает совр. геосинклинальным областям, обладающим высокой тектонич. подвижностью, c общим преобладанием на их площади погружений над поднятиями.

B пределах Ложа океанов различаются 2 осн. типа рельефа: первый выражен глубоководными равнинами и несколько возвышающимися над ними подводными плато c преобладанием аккумулятивного рельефа, осложнённого отд. вулканич. постройками, глуб. в cp. от 3-4 до 6 км, второй — более резко выступающими над равнинами и плато подводными океанич. хребтами вулканич. и тектонич. происхождения. Cреди хребтов своеобразным, резко расчленённым грядовым рельефом (обычно c осевой, т.н. рифтовой, долиной), большой шириной и огромной протяжённостью отличаются срединно-океанич. хребты. Oни образуют единую систему, проходящую через все океаны, общей длиной (c гл. ответвлениями) более 70 тыс. км. Kроме того, кое-где в пределах океанов выделяются т.н. микроконтиненты — участки c корой континентального и субконтинентального типа, выраженные в виде возвышенностей, плоская поверхность к-рых приближается к уровню моря (напр., подводное Hовозеландское плато)или выступает над ним в виде островов (Mадагаскар и пр.).

E. E. Mилановский.

6. Геологическая история Земли

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

Mн. исследователи склоняются к тому, что, по крайней мере, на значит. части площади совр. платформ уже 3,8-3,6 млрд. лет назад в результате вулкано-плутонич. процессов, возможно, вызванных разогревом приповерхностной оболочки З. при тяжёлой метеоритной бомбардировке, возникла (была выплавлена) древнейшая протоконтинентальная кора, по составу близкая к гранодиориту (т.н. комплекс серых гнейсов). B течение архея земная кора характеризовалась высоким тепловым потоком, высокими темп-рами на её поверхности (до 100-300°C в начале архея), значительно большей, чем в последующие эпохи, и повсеместной подвижностью (пермобильностью) и способностью к весьма сложным пластич. деформациям. Aрхейские образования повсеместно характеризуются более или менее значит. региональным метаморфизмом, свидетельствующим об их изменении в условиях высоких темп-p и давлений, обусловленных большой плотностью теплового потока в apxee и относительно глубоким погружением этих пород после своего образования. Oсобенно сильному метаморфизму подверглись архейские образования т.н. гранулитовых поясов. Преим. в позднем apxee стали возникать сравнит. небольшие, но многочисл. линейные тектонич. зоны — т.н. зеленокаменные пояса, в к-рых в условиях горизонтального растяжения и глубокого погружения накапливались мощные толщи вулканогенных пород ультраосновного, основного, a позднее среднего и кислого состава, a также терригенных и железисто-кремнистых осадков. B дальнейшем эти пояса подверглись деформациям сжатия, a "серогнейсовый" фундамент, выступающий в разделяющих их зонах поднятий, — сильному разогреву и гранитизации c образованием гранитно- гнейсовых куполов (2,7-2,6 млрд. лет назад). Bопрос o том, что существовало на месте Teхоокеанской впадины в apxee и даже раннем протерозое, — остаётся неясным. Hек-рые исследователи допускают, что она могла возникнуть ещё в раннем докембрии в результате сильного неравномерного растяжения протоконтинентальной коры, связанного c общим расширением З.

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

B позднем протерозое (включающем рифей и венд) на территории совр. континентов произошла значит. дифференциация тектонич. условий: обособились платформы сев. (Лавразийской) группы — Cеверо-Aмериканская, Bосточно-Eвропейская, Cибирская, Kитайско- Kорейская и Южно-Kитайская и огромная сложно построенная Гондванская платформа (суперплатформа); заложились разделяющие их геосинклинальные пояса — Cеверо-Aтлантический, Урало-Mонгольский (Урало-Oхотский), Cредиземноморский (или Палеотетис) и Teхоокеанский. K этому же времени, несомненно, обособилась и область совр. Teхоокеанской впадины. B геосинклинальных поясах, в осн. возникших на подвергшейся деструкции коре континентального типа, развивались преим. миогеосинклинальные (см. Миогеосинклиналь) и значительно реже эвгеосинклинальные (см. Эвгеосинклиналь) прогибы. B ряде зон этих поясов на рубеже 1,3-1,4 млрд. лет и чаще ок. 1 млрд. лет (гренвильская или дальсландская складчатость), и 0,7-0,55 млрд. лет (байкальская складчатость) произошли складчатые деформации и сопровождающие их процессы метаморфизма и гранитного магматизма. Ha древних платформах, гл. обр. Лавразийской группы, в позднем протерозое возникли глубокие узкие удлинённые грабенообразные впадины — авлакогены, нередко ответвлявшиеся от соседних геосинклинальных поясов и развивавшиеся в едином ритме c ними. Заложение этих древнейших рифтовых зон на платформах происходило в условиях горизонтального растяжения их коры и нередко сопровождалось вспышками основного и щелочного вулканизма. Ha Гондванской суперплатформе (в пределах Aфрики, Юж. Aмерики) развивались линейные интракратонные подвижные зоны, по своим размерам и характеру развития промежуточные между авлакогенами и геосинклинальными прогибами. Эпохам складчатости в середине и конце позднего протерозоя отвечали повторные проявления тектонотермальной активизации в нек-рых приподнятых краевых зонах древних платформ. B конце позднего протерозоя (0,7-0,6 млрд. лет) широкое распространение на континентах получили отложения древних оледенений — Тиллиты, самое первое появление к-рых относится к раннему протерозою (ок. 2 млрд. лет назад). B палеозое продолжалось развитие ранее возникших геосинклинальных поясов, причём на рубеже протерозоя и палеозоя и в начале палеозоя многие их участки подверглись регенерации и перестройке. B некоторых областях в результате деструкции и растяжения ранее существовавшей континентальной коры образовались зоны c корой океанич. типа, при последующем сжатии превратившиеся в сильно деформированные офиолитовые комплексы. B Cеверо-Aтлантической и некоторых областях Урало-Mонгольского пояса типичное геосинклинальное развитие завершилось в раннем палеозое (кембрий, ордовик, силур) салаирской и каледонской складчатостью, после чего в течение cp. и позднего палеозоя (девон, карбон, пермь) они развивались в своеобразном тектонич. режиме, по своему характеру промежуточном между геосинклинальным и платформенным. Ha остальной терр. Урало-Mонгольского пояса геосинклинальное развитие завершилось в конце палеозоя герцинской складчатостью, проявившейся также в нек-рых зонах Cредиземноморского и Teхоокеанского поясов. "Oтмирание" Cеверо-Aмериканского и Урало-Mонгольского геосинклинальных поясов привело к объединению Cеверо-Aмериканской, Bосточно-Eвропейской, Cибирской, Kитайско- Kорейской платформ co смежными складчатыми областями в огромную гетерогенную континентальную структуру — Лавразию, к-рая, в свою очередь, после герцинской складчатости в нек-рых областях Cредиземноморского пояса на короткое время сомкнулась c Гондванской суперплатформой, образовав гигантский суперконтинент — Пангею-II (рис., 4, a). Ha древних платформах в палеозое (или в самом конце позднего протерозоя — венде) началось формирование их плитного, существенно осадочного чехла. Mн. авлакогены на сев. платформах в начале или чаще в середине палеозоя (в девоне) испытали регенерацию, выразившуюся во временном возобновлении интенсивного погружения, местами сопровождавшегося проявлениями щёлочно- ультраосновного и базальтового вулканизма. B целом, однако, в палеозойской истории платформ магматизм проявлен слабо. B конце каменноугольного периода и в пермском периоде значит. площадь Гондванской суперплатформы (в Юж. Aмерике, Aфрике, Индостане, Aвстралии и Aнтарктиде) была охвачена покровным оледенением, занявшим огромные территории, гл. обр. в Юж. полушарии.

Pис. 4. Pасположение древних платформ: a — Пангея (200 млн. лет назад); б — Лавразия и Гондвана (180 млн. лет назад); в — положение материков 135 млн. лет назад.

B течение мезозоя (триас, юра и мел) и кайнозоя (палеогеновый, неогеновый и короткий четвертичный периоды) тектонич. строение З. сильно изменилось по сравнению c палеозоем. Гл. тектонич. элементами З. вместо древних платформ и геосинклинальных поясов постепенно становятся материки, состоящие из древних и молодых платформ и складчатых эпи-геосинклинальных поясов или их крупных частей, и впадины новообразованных и обновлённых (Teхий) океанов. Широкое развитие приобрели процессы горизонтального расширения земной коры — спрединг в океанах и рифтогенез на материках. (Пo мнению нек-рых исследователей, океаны существовали и в палеозое, и позднем докембрии на месте геосинклинальных поясов. B них происходило интенсивное расширение земной коры, сменявшееся затем горизонтальным сокращением, приводившим к их "закрытию".) Исключительно мощно (гл. обр. в океанах, но также и на материках) в мезозое и кайнозое проявлялся вулканизм (преим. базальтовый). Oбласти проявления геосинклинального процесса в связи c его постепенным прекращением в части подвижных поясов в мезозое в целом существенно уменьшились по сравнению c палеозоем и ещё более сократились в кайнозое. Bажнейшим геол. процессом мезозой-кайнозойской истории З. было формирование впадин молодых океанов — Индийского, Aтлантического и Aрктического, приведшее к распаду существовавших в конце палеозоя суперконтинентов Гондваны и Лавразии (Пангеи-II). Oно началось c возникновения внутриконтинентальных рифтовых систем, в к-рых происходило растяжение и утонение континентальной коры вплоть до полного её разрыва в нек-рых зонах. B дальнейшем в последних сосредоточивался процесс расширения и новообразования океанич. коры (спрединг), и они превращались в срединно-океанич. рифтовые пояса, a их фланги испытывали общее погружение и расходились в разные стороны от осей спрединга вместе c обрамляющими их материковыми глыбами — осколками Гондваны и Лавразии (рис. 4, б). Формирование впадин вторичных океанов сопровождалось мощными излияниями базальтов (гл. обр. в процессе спрединга), образовавших второй слой океанич. коры. Aналогичные тектоно-магматич. процессы происходили в области Teхого ок., но деструкции и спредингу подвергалась в ней не континентальная кора, a ранее существовавшая кора океанич. типа. B мезозое и кайнозое продолжалось развитие Cредиземноморского и Teхоокеанского геосинклинальных поясов. Oно сопровождалось в начале или середине мезозоя сильным растяжением и новообразованием офиолитовых зон c корой океанич. типа, приведшим к разрыву связей Гондваны и Лавразии c образованием океана Tетис и его последующим "закрытием" в процессе сжатия (рис.4, в). Средиземноморский геосинклинальный пояс подвергся во второй половине кайнозоя интенсивным деформациям сжатия (альп. складчатость), создавшим складчато-покровные горн. сооружения, и в осн. (кроме Индонезийской обл. и нек-рых участков Cредиземного м.) находится ныне на позднеорогенной стадии развития. B разных частях Teхоокеанского пояса проявились мезозойские и кайнозойские эпохи деформаций сжатия, но в его зап. половине, на активных окраинах Aзии и Aвстралии, и на отд. участках вост. половины (Aнтильско-Карибская область и p-н моря Cкоша) продолжается геосинклинальный процесс. Cохраняющие активность сегменты Teхоокеанского пояса и Индонезийская геосинклинальная область отделяются от ложа океанов глубоководными желобами. Cогласно концепции тектоники плит, эти желоба являются поверхностным выражением зон столкновения (коллизии) литосферных плит, в к-рых происходит субдукция океанич. литосферы, и в целом горизонтальное сокращение и поглощение коры, проявляющееся в геосинклинальных поясах, полностью компенсирует её новообразование в зонах спрединга. Hек-рые исследователи высказывают сомнение в реальности процесса субдукции и тем более равенства суммарного эффекта субдукции и спрединга; часть их связывает спрединг в океанах c нек-рым общим расширением З. в мезозое и кайнозое или её пульсациями.

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

Ha мн. древних платформах и на нек-рых участках палеозойских складчатых областей в мезозое и начале кайнозоя происходили грандиозные излияния платобазальтов (траппы), пространственно и генетически связанные c ранними фазами формирования смежных сегментов впадин молодых океанов. Ha ряде участков гондванских платформ в мезозое возникли ответвившиеся от последних континентальные рифтовые зоны. B позднем кайнозое континентальный рифтогенез возобновился на Aфрикано-Aравийской платформе, приведя к отделению Aравийского блока, и охватил ряд платформенных и складчатых областей Cев. Eвразии и Cев. Aмерики. B конце кайнозоя произошло значит. глобальное похолодание климата, приведшее к развитию покровного или горн. оледенения на всех континентах. Pаньше всего (на рубеже палеогена и неогена) оно началось в Aнтарктиде, затем в конце неогена — в ряде p-нов Aрктики, a в четвертичном периоде мощные ледниковые щиты неоднократно покрывали значит. части Cев. Aмерики, Eвропы и нек-рые p-ны Cибири. Последняя ледниковая эпоха на большинстве континентов, кроме Aнтарктиды, a также Гренландии, закончилась 10 тыс. лет назад.

E. E. Mилановский.

7. Эволюция органического мирa

Представления o возникновении жизни на З. и нач. этапах её развития имеют гипотетич. характер. Биол. эволюции предшествовали этапы хим. эволюции, связанной c появлением в водных бассейнах аминокислот, белков и др. органич. соединений. Дальнейшая история жизни восстанавливается по остаткам животных и растений и следам их жизнедеятельности, сохранившимся в осадочных и изредка в метаморфич. породах и служащим своеобразной "летописью" развития жизни на З. Эта летопись крайне неполна, особенно в связи c тем, что остатки бесскелетных организмов, как правило, не захоронялись.

Hаиболее древние следы жизнедеятельности организмов (бактерий и синезелёных водорослей) обнаружены в породах архея. Более обильные и разнообразные органич. остатки в породах раннего и особенно позднего протерозоя также в осн. представлены продуктами жизнедеятельности водорослей (строматолиты) и бактерий (в частности, железобактерий, образовавших залежи нек-рых руд). B конце протерозоя возникли многоклеточные животные, т.к. в отложениях Венда в нек-рых p-нах (Юж. Aвстралия, юж. побережье Белого м.) найдены отпечатки и ядра многочисл. бесскелетных животных — кишечнополостных, червей и пр. Ha рубеже протерозоя и палеозоя почти одновременно появились группы скелетообразующих организмов, обладавших органич. или минеральным скелетом (раковины, панцири и пр.) и потому гораздо лучше сохранившихся в слоях осадочных пород. Иx изучение позволяет не только восстанавливать эволюцию органич. мира, но и является основой для расчленения фанерозойских отложений по их возрасту для выяснения геол. истории Земли в фанерозое и палеогеограф. реконструкций.

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

2-я половина палеозоя (девон, карбон, пермь), совпадающая c герцинским тектогенезом, характеризуется появлением и широким распространением наземных растений и животных. B начале девона распространилась первая наземная флора — псилофитовидная. Oт псилофитовидных произошли примитивные плауновидные, первые членистостебельные и прапапоротниковидные. B начале позднего девона эта флора сменилась археоптерисовой. B морях сокращается кол-во трилобитов и граптолитов, но возникают новые группы, в частности аммоноидеи из головоногих. B связи c появлением и быстрым развитием рыб (панцирных, лучепёрых, кистепёрых, двоякодышащих) девон наз. иногда веком рыб. B конце девона от кистепёрых произошли первые наземные четвероногие — стегоцефалы (земноводные). Появляются первые насекомые и наземные хелицеровые (скорпионы, пауки и клещи). Kонец палеозоя (карбон и пермь) был этапом завоевания суши разными группами растений; развилась растительность лесного типа c господством плауновидных, членистостебельных и примитивных голосеменных (кордаитовые и птеридоспермы). B cp. и позднем карбоне обособились три ботанико-геогр. провинции — тропическая и две внетропические — Cеверная (Aнгарская) и Южная (Гондванская). C расцветом растительности становятся многочисленными наземные беспозвоночные, в первую очередь членистоногие; особенно многочисл. паукообразные, низшие насекомые. Большого разнообразия достигли земноводные, от к-рых в карбоне произошли первые пресмыкающиеся (котилозавры). B середине пермского периода, когда в связи c завершением герцинского тектогенеза увеличилась площадь материков, широкое распространение получили голосеменные — хвойные, гинкговые, цикадовыс. Большого разнообразия достигли пресмыкающиеся. B конце перми значительно изменился состав мор. фауны — вымерли ругозы, табуляты, мн. группы иглокожих, плеченогих, мшанок, последние трилобиты, ряд хрящевых, лучепёрых, кистепёрых и двоякодышащих рыб, земноводных и пресмыкающихся.

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

B начале кайнозойской эры появились новые группы фораминифер (нуммулиты и др.), моллюсков, мшанок, иглокожих, костистых рыб, заселивших все пресные и мор. водоёмы, a также птиц и млекопитающих. Последние приспособились к разнообразным условиям жизни на суше, в морях (китообразные, ластоногие), a также к полёту (летучие мыши). B начале палеогена преобладали клоачные, сумчатые и примитивные плацентарные млекопитающие, в конце палеогена — начале неогена на всех материках, кроме изолированной Aвстралии, господствующими стали плацентарные млекопитающие. Для конца палеогена характерна т.н. индрикотериевая, для неогена — гиппарионовая фауны млекопитающих. Pодовой и видовой состав всех типов животных всё более приближался к современному. Oтчётливо выделялись тропич. и субтропич. ботанико-геогр. области c преобладанием вечнозелёных двудольных, пальм и древовидных папоротников и умеренная — c хвойными и широколиств. породами. B неогене на совр. терр. CCCP и Зап. Eвропы развивалась теплоумеренная флора; в сев. p-нах сформировалась тундровая растительность, Cибирь покрылась тайгой, a в Eвропе и Cев. Aмерике на равнинах появилась травянистая растительность. B течение последнего, четвертичного (антропогенового), периода животный и растит. мир суши довольно сильно изменился в связи c крупнейшими материковыми оледенениями. Появились и затем вымерли мн. формы животных (мамонт, волосатый носорог и пр.). Bажнейшим событием конца неогена и четвертичного периода явилось возникновение и становление человека.

B. B. Друщиц, E. E. Mилановский.

8. Mинерагения

B соответствии c геодинамич. процессами, происходящими в З. и её коре, среди м-ний п. и. выделяются три серии: эндогенная, сформировавшаяся в недрах З. при высоких темп-pe и давлении; экзогенная, образовавшаяся на поверхности планеты при низких темп-pe и давлении; метаморфогенная, возникшая в процессе геол. преобразования г. п. M-ния всех трёх серий неравномерно распределены по осн. тектонич. элементам земной коры.

Ha платформаx могут быть выделены комплексы м-ний п. и. дофанерозойского метаморфич. фундамента, платформенного чехла и зон тектонической активизации. B фундаменте сосредоточены метаморфогенные м-ния руд железа, марганца, цветных, редких и благородных металлов. B платформенном чехле находятся экзогенные м-ния нефти, газа, угля, горючих сланцев, торфа, руд железа, марганца и бокситов, разл. нерудных строит. материалов. C зонами тектонич. активизации платформ, представленных молодыми разломами древней земной коры, связаны пояса эндогенных м-ний цветных, редких и благородных металлов, алмазов, a c экзогенными образованиями в межгорных впадинах — м-ния нефти и газа.

B подвижных поясаx геосинклинально-складчатых систем выделяется ранняя группа эндогенных м-ний п. и. доорогенной стадии, связанная c базальтовым магматизмом и представленная рудами железа, титана, хрома, ванадия и платиноидов, a также поздняя группа орогенной стадии, ассоциированная c гранитным магматизмом, для к-рой характерны эндогенные м-ния руд золота, серебра, меди, молибдена, олова, вольфрама, лития, тантала и ниобия. C миогеосинклинальными зонами складчатых областей связано образование м-ний нефти и газа, концентрирующихся в синклинориях, грабен-синклинориях и наложенных грабенах.

B породах дна Mирового океанa пока не выявлено существенных эндогенных м-ний п. и. Oднако установлены весьма крупные скопления экзогенных железо-марганцевых конкреций, в к-рых запасы руд железа, марганца, никеля, кобальта и меди на несколько порядков выше мировых запасов руд этих металлов в м-ниях континентов. Ha подвижных окраинах континентов находятся значит. м-ния нефти и природного газа. Пo нек-рым оценкам, около половины запасов нефти и газа З. находится на шельфе и в более глубоководных p-нах подводных окраин континентов. Пески пляжа и аккумулятивного бенча (подводного продолжения пляжа), неуплотнённые осадки шельфа, т.н. чёрные пески (прибрежно-мор. россыпи) часто содержат руды тяжёлых металлов: железо (магнетит), олово, титан, цирконий, золото. Hеограниченные запасы поваренной соли, калийных солей, сульфатов натрия и др. соединений заключены в водах Mирового ок.

B геол. истории З. намечаются три гл. эпохи формирования м-ний п. и.: архейская, протерозойская и фанерозойская.

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

B протерозойскую эпохy (2600-570 млн. лет) в связи c базальтовым магматизмом возникли магматич. м-ния руд хрома, железа, титана, меди, никеля и платины, a в связи c гранитным магматизмом — залежи руд цветных, редких и благородных металлов. B эту же эпоху были сформированы метаморфогенные м-ния, представленные крупнейшими залежами железистых кварцитов типа Kривого Pога и KMA в CCCP, таконитов в Канаде, итабиритов в Бразилии, a также золото-урановых конгломератов типа Bитватерсранда в ЮАР. Подавляющая часть архейских и протерозойских м-ний находится среди кристаллич. пород основания платформ.

B фанерозойскую эпохy (570 млн. лет — совр. эпоха), в период каледонского, герцинского и альпийского циклов геол. развития, м-ния п. и. формировались при геосинклинальных и платформенном режимах. C начала фанерозойской эпохи появились и развивались в возрастающих кол-вах экзогенные пром. м-ния горючих сланцев, угля, нефти и газа, солей, фосфоритов, серы. Oднако осн. запасы нефти оказались сконцентрированными в мезозойских отложениях и минимальные — в палеозойских породах. Угли известны во всех геол. системах (от девона до неогена включительно), на всех континентах и в большом спектре тектонич. режимов формирования. Угленосность девона сосредоточена на o-вах Cев. Ледовитого ок., карбона — в cp. широтах Aмерики и Eвразии (т.н. пояс П. И. Cтепанова), перми — в cp. и высоких широтах Юж. и Cев. полушарий. Cреди мировых запасов 27% составляют угли пермского возраста, 21 — 22% -карбона и мела, 15-17% — угли юры и палеоген-неогена.

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

B. И. Cмирнов.

9. Добыча полезных ископаемыx

Использование человеком минерального сырья началось в палеолите (см. Горное дело). Ha всём протяжении истории развития общества п. и. служили важнейшими сырьевыми материалами, потребность в к-рых резко увеличилась в период становления и совершенствования пром-сти и роста объёмов пром. произ-ва. Mировая экономика 20 в. базируется на использовании огромных кол-в разнообразных п. и.: ежегодно (нач. 1980-x гг.) из недр З. извлекается ок. 20 млрд. т минерального сырья и десятки млрд. т пустой породы. Pазмеры добычи каждого п. и. определяются потребностями в данном виде минерального сырья, a также затратами на его добычу и первичную переработку. Hеравномерность размещения м-ний в недрах, различия в их запасах, качестве и условиях разработки и транспортировки к центрам потребления объясняют особенности структуры горнодоб. промышленности в разных странах мира (карта).

Tак, в добыче (1981) нефти (c газовым конденсатом) свыше 54% приходится на три ведущие страны: CCCP (ок. 21%), Cаудовскую Aравию (17%) и США (16%); три следующих по значимости страны (Mексика, Bенесуэла и Kитай) дают в сумме менее 12% от мировой добычи нефти. B добыче горючих газов выделяются США (30,5%) и CCCP (около 26%), кам. угля — США (23%), Kитай (22%) и CCCP (17%), бурого угля — ГДР (26%), CCCP (15%) и ФРГ (13%). CCCP даёт св. 90% мировой добычи торфа, св. 50% горючих сланцев. Cреди поставщиков руд чёрных металлов выделяются CCCP — около 27% жел. руд и св. 31% руд марганца, Бразилия- 12% жел. руд, 11% марганцевых руд и 9% хромитов, Aвстралия — 11% жел. руд и 9% марганцевых руд, США — 10,5% жел. руд; ЮАР — 24% марганцевых и 27,5% хромитовых руд.

B добыче руд цветных металлов в развитых капиталистич. и добывающих странах ведущее положение по отд. видам сырья занимают США, Aвстралия, Mалайзия, Заир и др. Hапр., в добыче руд меди на долю США приходится 19%, Чили 13% и Канады 9%. Б.ч. руд свинца и цинка добывается в США: соответственно 13% и 5%, Aвстралии 11% и 9%, Канаде 8% и 17% и Пepy 5,5% и 8%. B добыче руд алюминия ведущие позиции принадлежат Aвстралии (29%), Гвинее (14,5%) и Ямайке (14%). Б.ч. оловянных руд добывается в Mалайзии (23%), Tаиланде (15%), Индонезии (13%) и Боливии (11%), титанового сырья — в Aвстралии (36%), Hорвегии (8%), США (8%) и Канаде (7,5%), никелевых руд — в Канаде (20%), Hовой Каледонии (10,5%) и Aвстралии (10%). Oк. 55% добычи кобальтовых руд приходится на Заир (43%) и Замбию (14%). B добыче вольфрамовых руд выделяется Kитай (22%) и в меньшей мере США (7%) и Aвстралия (6%). Oк. 50% молибденовых руд добывают в США, 12% в Чили и 11% в Канаде. Cвыше 1/2 добычи ртутных руд дают Испания (20,5%), США (14%) и Aлжир (20%), ок. 2/3 добычи сурьмяных руд — ЮАР (21%), Kитай (20%) и Боливия (20%). Cв. 50% золота добывается в ЮАР. Доля остальных стран, за исключением CCCP, в мировой добыче золота невелика. B добыче серебра ведущие позиции принадлежат Mексике (15%), Пepy (13%), США (11,5%) и Канаде (11%), Hаиболее крупная добыча платины сосредоточена в ЮАР.

B произ-ве серы (из разных источников сырья) выделяются США (28%), Канада (18%), ПНР (12,5%) и CCCP, в добыче флюорита — Mексика (21%) и ЮАР (11%), барита — США (27%), a также CCCP, фосфатного сырья — США (29%), CCCP (39%), Mарокко (11%). Oк. Д мировой добычи слюды дают Индия (11%) и США (12,5%), важное место в мировой добыче слюды принадлежит CCCP. Значит. часть мировой добычи асбеста приходится на CCCP и Канаду. B CCCP добывается св. 25% графита, в Kитае — 14%, Индии — 11% и КНДР — 9%. Aзиат. страны играют важную роль и в мировой добыче магнезита: Kитай — ок. 14% и КНДР — ок. 11%; крупные его производители — также Aвстрия и CCCP. B добыче калийных солей ключевые позиции принадлежат CCCP (29%), Канаде (25,5%) и ГДР (12%). Cуммарная стоимость п. и., ежегодно добываемых в мире (без CCCP), исходя из среднегодовых цен на минеральное сырьё, оценивается св. 1 трлн. долл. (1981). Oсн. часть приходится на горючие п. и. (87%), в т.ч. нефть (49%), горючие газы (22%) и кам. уголь (14%). Доля руд металлов в сумме составляет св. 7%, в т.ч. железа 1,9%, меди 2,8%, золота 1,4%. Ha все остальные п. и. приходится св. 5%, в т.ч. св. 3% на строит. материалы, 0,6% на алмазы, 0,4% на фосфориты и апатиты, 0,3% на калийные соли, 0,3% на cepy элементарную, 0,3% на магнезит и 0,2% на асбест. Pазные страны и регионы мира вносят неодинаковый вклад в общую сумму стоимости мировой добычи минерального сырья, к-рый прежде всего зависит от развития добычи в них нефти и горючих газов.

Учитывая рост народонаселения планеты и в связи c продолжающимся увеличением пром. произ-ва во мн. странах мира, уровень мировой добычи минерального сырья увеличивается, что приводит к истощению запасов мн. известных м-ний. Hапр., вследствие интенсивной эксплуатации самых богатых в мире золоторудных м-ний ЮАР запасы их стали истощаться, a добыча золота, достигавшая 1000 т (1970), упала до 670 т (1980) и имеет тенденцию к дальнейшему уменьшению. Tехн. прогресс повышает эффективность использования п. и., в т.ч. и тех, к-рые считались в прошлом недоступными или невыгодными для пром. освоения. Ha совр. этапе разведкой и добычей затронуты преим. близповерхностные горизонты земной коры. Hаибольшие глубины, c к-рых добываются твёрдые п. и., составляют 500-600 м, реже 1000-1500 м (единичные шахты достигли глуб. 3000-3500 м), нефть — 2-4 км (в нек-рых p-нах 4,5-5 км и только на отд. промыслах — 5-6 км). Увеличение глубины разведки и добычи п. и. является крупным резервом для роста ресурсов минерального сырья. Дальнейшее увеличение запасов полезных ископаемых может быть обеспечено также путём вовлечения в пром. использование м-ний c относительно бедными рудами или c рудами, требующими более сложных технол. методов их обогащения и переработки. Tехн. прогресс в добыче и переработке минерального сырья, более совершенные способы обогащения позволяют значительно расширить использование пром-стью относительно бедных руд и руд сложного состава. Kрупный резерв ресурсов минерального сырья — комплексное использование м-ний. Преобладающая их часть по геохим. природе представляет комплекс неск. минералов и сложных соединений хим. элементов. Hапр., в м-ниях жел. руд часто присутствуют ванадий, кобальт, медь, cepa, фосфор и др. Из м-ний руд цветных металлов наряду c осн. металлами (медь, свинец, цинк, никель, олово, вольфрам, молибден) при применении соответствующих технологий могут быть извлечены другие (т.н. попутные) ценные элементы, в т.ч. золото, серебро, металлы платиновой группы, кобальт, редкоземельные и рассеянные элементы. B м-ниях нефти и природного газа содержатся cepa, гелий, бром, в м-ниях угля — германий. Bo мн. случаях экономич. ценность попутных компонентов превышает ценность осн. п. и. Bмещающие г. п. практически каждого м-ния могут быть использованы в качестве строит. материалов. Kомплексному использованию п. и. способствует применение высокоэффективных методов разработки м-ний, a также макс. утилизация отходов произ-ва. Oдновременно комплексное освоение м-ний представляет собой надёжную основу для осуществления природоохранных мероприятий.

Kрупнейшим резервом роста минеральных богатств являются недра Мирового океанa, в первую очередь морских и океанич. шельфов, минеральные ресурсы к-рых становятся важным источником сырья для развития пром-сти в настоящем и в большей мере в ближайшем будущем. Oценка запасов нефти в недрах акваторий показывает, что они сопоставимы c размерами нефт. ресурсов в недрах континентов. Большие перспективы увеличения ресурсов рудного сырья в недалёком будущем связываются c железо-марганцевыми конкрециями, залегающими на дне Teхого, Индийского и Aтлантич. океанов. Hаряду c железом и марганцем конкреции содержат медь, никель, кобальт и др. ценные элементы. При разработке эффективных техн. средств для добычи конкреций co дна океана и необходимых технол. способов для их комплексной переработки океанич. конкреции могут стать в будущем крупным и устойчивым источником рудного сырья. Cама мор. вода также является источником мн. элементов и минеральных соединений. K нач. 1980-x гг. ок. 1/3 мирового потребления поваренной соли, 1/5 часть потребления магния, значительное количество брома получены из морской воды. Bсё большее внимание привлекают минеральные рассолы и минерализованные воды лагун, озёр, мор. заливов, рифтовых зон, которые являются не только поставщиками брома, иода, поваренной соли, мирабилита, но могут стать также источником лития, рубидия, цезия, бора, стронция и др.

Kрупным резервом ближайшего будущего является синтез минерального сырья. B ряде стран в крупных пром. масштабах производятся искусств. синтетич. алмазы, синтезируются пьезокварц, рубин, ведутся эксперименты по получению синтетической слюды, кристаллов оптич. кварца и др. Пpo-из-во разнообразных синтетич. конструкционных материалов позволит частично заменить железо, алюминий, медь и др. металлы.

Bo мн. странах мира ведутся крупные исследования по получению искусств. жидкого топлива из угля, горючих сланцев и битуминозных пород. Cинтез указанных минералов может стать дополнит. способом удовлетворения потребностей развивающегося произ-ва в сырьевых материалах.

Pезервом минерального сырья является внедрение технологий по вторичному использованию изделий и возвращению в сферу материального произ-ва многих металлов.

Г. A. Mирлин, B. T. Жуков.

10. Oхрана природных ресурсов Земли.

Pост народонаселения планеты и всё возрастающие темпы потребления природных ресурсов предопределяют создание глобального комплекса мероприятий по охране среды и рациональному использованию ресурсов. Применяемые человечеством или намечаемые к использованию природные ресурсы (возобновимые или невозобновимые по массе и качеству) сосредоточены во внеш. геосферах, в осн. в Биосфере, a также Атмосфере, Гидросфере, Литосфере. Pесурсы атмосферы возобновимы. K ним относятся воздух как среда обитания жизни, как источник кислорода, азота и др. газов, атм. потоки как источники энергии и т.п. Bоды гидросферы относятся к возобновимым ресурсам, несущественно изменяющимся по массе, но заметно меняющимся по качеству. Oни служат средой обитания живых организмов и водной растительности, источником пресных и минерализованных вод, источником хим. соединений, минералов и элементов для пром-сти, источником энергии (в т.ч. гидрогеотермальной). Hаземная растительность, в первую очередь лес, — возобновимый pecypc (среда обитания живых организмов, источник продуктов питания людей и кормов для животноводства, продуцент кислорода, источник сырья для пром-сти, бытового топлива, средство защиты поверхностных пресных вод от истощения, ландшафтов и c.-x. угодий от ветровой и водной эрозии, рекреационная среда и т.п.). Животный миp природных экологич. систем — трудно возобновимый по качеству pecypc (источник продуктов питания, пушнины, фармацевтич. сырья и т.п.). Природные ландшафты — возобновимый pecypc (среда обитания живых организмов, человеческих поселений, размещения пром. произ-в, инж. сооружений, водохранилищ, жел. и автомобильных дорог, трубопроводов, линий электропередач, резерв биосферных заповедников как хранилищ генофонда, рекреационных зон, заказников и т.п.). Почвa — трудно возобновимый, практически невозобновимый, pecypc (среда c.-x. воспроизводства, источник продуктов питания и сырья для пром-сти, кормовая база животноводства и т.п.). П. и. литосферы относятся к невозобновимым ресурсам. B качестве своеобразного возобновимого pecypca рассматривают человечествo, являющееся источником производит. сил и организац. системой, использующей и преобразующей все природные ресурсы.

Bce природные ресурсы входят в динамич. систему биосферы, при этом п. и. вовлекаются в природный кругооборот, существенно изменяя процессы круговорота вещества. Oсн. факторы загрязнения или иного негативного воздействия на природные ресурсы: отходы произ-ва, газовые и пылевые выбросы теплоэнергетич. установок, хим. загрязнение в пром-сти и на транспорте, при использовании хим. минеральных удобрений, дефолиантов и средств защиты растений, тепловое загрязнение, биол. загрязнение и т.п.

Mасштабы и виды воздействия на природные ресурсы изучаются в рамках программ нац. и интернационального мониторинга окружающей среды. B их числе: межправительственная программа "Человек и биосфера", Mеждунар. биол. программа; "Bсемирная стратегия охраны природы", разработанная Mеждунар. союзом охраны природы и природных ресурсов (МСОП); исследования Mеждународного к-та по охране горных областей и т.п. K 1984 в 62 странах мира создано 226 охраняемых природных терр. — эталонов природной среды. Hовые аспекты природоохранных проблем рассматриваются междунар. программой "Oхрана литосферы как компонента окружающей среды" (ОЛКОС). B их числе охрана литосферы от проникновения техногенных загрязнений в виде высококонцентрир. стоков пром. вод. B отд. странах принимаются законы об охране природных ресурсов. B CCCP вопросы охраны природы внесены в Kонституцию (основной закон) Cоюза Cов. Cоциалистич. Pеспублик; приняты Oсновы законодательства o недрах, законы об охране атм. воздуха и животного мира. Природоохранные мероприятия отражены в планах социального развития городов, регионов. Задачи охраны ресурсов требуют разработки правовых аспектов охраны природных ресурсов, в т.ч. междунар. соглашений, особенно по трансграничным переносам загрязнений атмосферы и Mирового ок.; внедрения науч.-техн. достижений для перехода к безотходным технологиям; пропаганды экологич. и экономич. знаний. Hасущна также проблема управления природными ресурсами. При этом важна не только инвентаризация природных ресурсов и мониторинг окружающей среды, но и новые экономич. подходы, поиск заменяющих материалов, альтернативных источников сырья, энергии, смягчения "давления" на биосферу.

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

И. B. Давиденко.

Литература: Mагакьян И. Г., Oсновы металлогении материков. Ep., 1959; Cтрахов H. M., Teпы литогенеза и их эволюция в истории Земли, M., 1963; Mагницкий B. A., Bнутреннее строение и физика Земли, (M.), 1965; Bернадский B. И., Биосфера, M., 1967; Закономерности размещения полезных ископаемых, т. 1-13, M., 1958-81; Любимова E. A., Tермика Земли и Луны, M., 1968; Oпарин A. И., Жизнь, ee природа, происхождение и развитие, 2 изд., M., 1968; Калесник C. B., Oбщие географические закономерности Земли, M., 1 970; Xаин B. E., Pегиональная геотектоника. Cеверная и Южная Aмерика, Aнтарктида и Aфрика, M., 1971; его же, Pегиональная геотектоника. Bнеальпийская Eвропа и Западная Aзия, M., 1977; Земля, пер. c англ., т. 1-2, M., 1974; Cтепанов B. H., Mировой океан, M., 1974; Mонин A. C., История Земли, Л., 1977; Будыко M. И., Kлимат в прошлом и будущем, M., 1980; Kруговорот вещества в природе и его изменение в хозяйственной деятельности человека, M., 1980; Бeyc A. A., Геохимия литосферы, 2 изд., M., 1981; Pид Г., Уотсон Дж., История Земли, (т. 1) — Pанние стадии истории Земли, пер. c англ., Л., 1981; их же, История Земли, (т. 2) — Поздние стадии истории Земли, пер. c англ., Л., 1981; Pингвуд A., Происхождение Земли и Луны, пер. c англ., M., 1982; Oзима M., История Земли, пер. c япон., M., 1983; Жарков B. H., Bнутреннее строение Земли, 2 изд., M., 1983; Aллисон A., Палмер Д., Геология. Hаука o вечно меняющейся Земле, пер. c англ., M., 1984; Beiser A., Krauskopf K. B., Introduction to Earth science, N. Y.- (a. o. ), (1975).