Astronomie

Taux d'accumulation de masse et temps d'orbite de la Terre

Taux d'accumulation de masse et temps d'orbite de la Terre


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Selon moi, la raison suivante de l'accumulation de masse de terre a été complètement négligée jusqu'à présent. Les rayons du soleil qui tombent sur les océans pénètrent profondément dans l'eau et sont finalement convertis en masse, ce qui entraîne finalement une "accrétion en masse de la terre". Ainsi, la terre devient de plus en plus lourde en raison de la masse qui lui est ajoutée pour cette raison d'année en année. Par conséquent, cela ne devrait-il pas également être l'une des raisons pour lesquelles le temps d'orbite de la Terre (le temps qu'il lui faut pour faire un tour du soleil) est voué à changer (augmenter ou diminuer) avec le temps ?


D'ACCORD. Faisons les chiffres. La Terre présente un "profil" circulaire d'un rayon d'environ 6 millions de mètres par rapport au Soleil, sa section transversale est donc d'environ 10$^{14} m^2$. L'irradiance solaire au sommet de l'atmosphère est d'environ 1400 $W/m^2$ donc la puissance totale reçue du soleil est d'environ 10$^{17}W$, par coïncidence, plus ou moins égale à $c^ 2$ en unités SI. Ainsi, l'équivalent en masse de la lumière solaire reçue par la Terre est d'environ 1 kg/s$ ou environ 3 $ x 10^7 kg/an$. Cela représente environ une partie sur 10 $^{17} $ de la masse de la Terre par an, donc même si tout était absorbé et qu'aucune partie n'était re-rayonnée (ce qui serait thermodynamiquement impossible), l'augmentation de la masse est si faible que le le changement orbital serait non mesurable. En fait, comme @James K l'a déjà souligné dans un commentaire, plus ou moins la même quantité d'énergie (et donc de masse) est rayonnée sous forme de rayonnement thermique, donc même ce petit changement ne se produit pas vraiment.


Steve Linton a bien sûr raison, mais je voulais juste souligner une idée fausse très basique dans votre message. Le rayon orbital et la période de la Terre dépendent à peine de la masse de la Terre.

Le demi-grand axe des orbites terrestres dépend (via la troisième loi de Kepler et la conservation du moment cinétique) de la somme de la masse du Soleil et de la masse de la Terre (la première étant bien sûr de plusieurs ordres de grandeur plus grande).

Le Soleil perd continuellement de la masse par rayonnement et par vent solaire. Ceci est perdu à un taux de -9,3 $x 10^{-14}$ de masses solaires par an ( Noerdlinger 2008). Cela se traduit par une croissance de l'orbite terrestre d'environ 1,4 cm par an. Toute masse accumulée (ou même perdue par exemple par la perte d'atmosphère dans l'espace) a une totalement négligeable effet sur l'orbite de la Terre par rapport à cela.


AUGMENTATION FINALE DU CÉNOZOOQUE DES TAUX D'ACCUMULATION DES SÉDIMENTS TERRESTRES : Comment le changement climatique a-t-il pu affecter les taux d'érosion ?

▪ Résumé Les taux d'accumulation de sédiments terrestres ont augmenté au cours des derniers millions d'années à la fois sur et à proximité des continents, mais pas partout. Apparemment, l'érosion a augmenté dans les terrains élevés, indépendamment de la dernière tectonique active ou du climat actuel. Dans de nombreuses régions, les sédiments ont grossi brutalement à la fin du Pliocène. Des données plus clairsemées suggèrent une augmentation des taux de sédimentation à ∼15 Ma, approximativement lorsque les isotopes de l'oxygène dans les foraminifères benthiques impliquent un refroidissement à haute latitude. Si le changement climatique a provoqué une érosion accélérée, comprendre comment il l'a fait reste le défi. Certains candidats évidents, tels que l'abaissement du niveau de la mer entraînant une érosion des plateaux continentaux ou une augmentation de la glaciation, expliquent l'augmentation de la sédimentation dans certaines zones, mais pas toutes. Peut-être que des climats stables qui variaient lentement ont permis aux processus géomorphologiques de maintenir un état d'équilibre avec peu d'érosion jusqu'à ∼3-4 Ma, lorsque de grandes oscillations climatiques avec des périodes de 20 000 à 40 000 ans se sont développées et ont privé le paysage de la chance d'atteindre l'équilibre.


Recherche ouverte

Toutes les données nécessaires pour évaluer la validité de cette recherche, y compris les minéraux lourds, les taux d'accumulation de masse et les taux de sédimentation, sont stockées dans le référentiel de données Mendeley https://doi.org/10.17632/x4zmdxzpnc.4.

Informations complémentaires S1

Remarque : L'éditeur n'est pas responsable du contenu ou de la fonctionnalité des informations fournies par les auteurs. Toute question (autre que le contenu manquant) doit être adressée à l'auteur correspondant pour l'article.


Bibliographie

Pour plus d'informations sur les éjections de masse coronale et les taches solaires, consultez ces pages Web :

  • Hathaway, D.H. (2006). Physique solaire : éjections de masse coronale. Marshall Space Flight Center, National Aeronautics and Space Administration. Consulté le 8 janvier 2007.
  • Wanner, N. (n.d.). Taches solaires. Exploratorium, en partenariat avec le Center for Extreme Ultraviolet Astrophysics de l'Université de Californie à Berkeley. Consulté le 21 avril 2014.

Ce catalogue CME est généré et maintenu au CDAW Data Center par la NASA et l'Université catholique d'Amérique en coopération avec le Naval Research Laboratory. SOHO est un projet de coopération internationale entre l'ESA et la NASA.


Contenu

Une pyramide écologique est une représentation graphique qui montre, pour un écosystème donné, la relation entre la biomasse ou la productivité biologique et les niveaux trophiques.

  • UNE pyramide de biomasse montre la quantité de biomasse à chaque niveau trophique.
  • UNE pyramide de productivité montre la production ou le renouvellement de la biomasse à chaque niveau trophique.

Une pyramide écologique fournit un instantané dans le temps d'une communauté écologique.

Le bas de la pyramide représente les producteurs primaires (autotrophes). Les producteurs primaires tirent l'énergie de l'environnement sous forme de lumière solaire ou de produits chimiques inorganiques et l'utilisent pour créer des molécules riches en énergie telles que les glucides. Ce mécanisme est appelé production primaire. La pyramide traverse ensuite les différents niveaux trophiques jusqu'aux prédateurs au sommet.

Lorsque l'énergie est transférée d'un niveau trophique à l'autre, généralement seulement dix pour cent sont utilisés pour construire une nouvelle biomasse. Les quatre-vingt-dix pour cent restants vont aux processus métaboliques ou sont dissipés sous forme de chaleur. Cette perte d'énergie signifie que les pyramides de productivité ne sont jamais inversées et limite généralement les chaînes alimentaires à environ six niveaux. Cependant, dans les océans, les pyramides de biomasse peuvent être totalement ou partiellement inversées, avec plus de biomasse à des niveaux plus élevés.

La biomasse terrestre diminue généralement de façon marquée à chaque niveau trophique supérieur (plantes, herbivores, carnivores). Des exemples de producteurs terrestres sont les herbes, les arbres et les arbustes. Ceux-ci ont une biomasse beaucoup plus élevée que les animaux qui les consomment, comme les cerfs, les zèbres et les insectes. Le niveau avec le moins de biomasse sont les plus grands prédateurs de la chaîne alimentaire, tels que les renards et les aigles.

Dans une prairie tempérée, les herbes et autres plantes sont les principaux producteurs au bas de la pyramide. Viennent ensuite les consommateurs primaires, tels que les sauterelles, les campagnols et les bisons, suivis des consommateurs secondaires, les musaraignes, les faucons et les petits félins. Enfin les consommateurs tertiaires, les grands félins et les loups. La pyramide de la biomasse diminue nettement à chaque niveau supérieur.

La biomasse océanique ou marine, dans un renversement de la biomasse terrestre, peut augmenter à des niveaux trophiques plus élevés. Dans l'océan, la chaîne alimentaire commence généralement par le phytoplancton et suit le cours :

Phytoplancton → zooplancton → zooplancton prédateur → filtreurs → poisson prédateur

Le phytoplancton est le principal producteur primaire au bas de la chaîne alimentaire marine. Le phytoplancton utilise la photosynthèse pour convertir le carbone inorganique en protoplasme. Ils sont ensuite consommés par le zooplancton dont la taille varie de quelques micromètres de diamètre dans le cas du microzooplanton protiste au zooplancton macroscopique gélatineux et crustacé.

Le zooplancton constitue le deuxième niveau de la chaîne alimentaire et comprend les petits crustacés, tels que les copépodes et le krill, ainsi que les larves de poissons, de calmars, de homards et de crabes.

À son tour, le petit zooplancton est consommé à la fois par de plus grands zooplancters prédateurs, tels que le krill, et par des poissons fourrages, qui sont de petits poissons filtreurs. Cela constitue le troisième niveau de la chaîne alimentaire.

Un quatrième niveau trophique peut être constitué de poissons prédateurs, de mammifères marins et d'oiseaux marins qui consomment des poissons fourrage. Les exemples sont l'espadon, les phoques et les fous de Bassan.

Les prédateurs d'apex, tels que les orques, qui peuvent consommer des phoques, et les requins mako à nageoires courtes, qui peuvent consommer de l'espadon, constituent un cinquième niveau trophique. Les baleines à fanons peuvent consommer directement du zooplancton et du krill, conduisant à une chaîne alimentaire avec seulement trois ou quatre niveaux trophiques.

Les environnements marins peuvent avoir des pyramides de biomasse inversées. En particulier, la biomasse des consommateurs (copépodes, krill, crevettes, poissons fourrages) est supérieure à la biomasse des producteurs primaires. Cela se produit parce que les producteurs primaires de l'océan sont de minuscules phytoplanctons qui sont des stratèges r qui se développent et se reproduisent rapidement, de sorte qu'une petite masse peut avoir un taux de production primaire rapide. En revanche, les producteurs primaires terrestres, tels que les forêts, sont des stratèges K qui grandissent et se reproduisent lentement, de sorte qu'une masse beaucoup plus importante est nécessaire pour atteindre le même taux de production primaire.

Parmi le phytoplancton à la base du réseau trophique marin se trouvent des membres d'un phylum de bactéries appelées cyanobactéries. Les cyanobactéries marines comprennent les plus petits organismes photosynthétiques connus. Le plus petit de tous, Prochlorocoque, ne mesure que 0,5 à 0,8 micromètre de diamètre. [15] En termes de nombres individuels, Prochlorococcus est probablement l'espèce la plus abondante sur Terre : un seul millilitre d'eau de mer de surface peut contenir 100 000 cellules ou plus. Dans le monde, on estime qu'il y a plusieurs octillions (10 27 ) d'individus. [16] Prochlorocoque est omniprésent entre 40°N et 40°S et domine dans les régions oligotrophes (pauvres en nutriments) des océans. [17] La ​​bactérie représente environ 20 % de l'oxygène dans l'atmosphère terrestre et fait partie de la base de la chaîne alimentaire océanique. [18]

Il y a généralement 50 millions de cellules bactériennes dans un gramme de sol et un million de cellules bactériennes dans un millilitre d'eau douce. Dans une étude très citée de 1998 [7], la biomasse bactérienne mondiale avait été calculée à tort comme étant de 350 à 550 milliards de tonnes de carbone, soit entre 60 et 100 % du carbone des plantes. Des études plus récentes sur les microbes du fond marin jettent un doute considérable sur cette étude de 2012 [8] qui a réduit la biomasse microbienne calculée sur le fond marin des 303 milliards de tonnes de C d'origine à seulement 4,1 milliards de tonnes de C, réduisant la biomasse mondiale des procaryotes à 50 à 250 milliards de tonnes de C. De plus, si la biomasse moyenne par cellule des procaryotes est réduite de 86 à 14 femtogrammes C, [8] alors la biomasse globale des procaryotes est réduite à 13 à 44,5 milliards de tonnes de C , égal à entre 2,4% et 8,1% du carbone dans les plantes.

À partir de 2018, il continue d'y avoir une certaine controverse sur ce qu'est la biomasse bactérienne mondiale. Un recensement publié par le PNAS en mai 2018 donne pour la biomasse bactérienne

70 milliards de tonnes de carbone, soit 15 % de la biomasse totale. [1] Un recensement du projet Deep Carbon Observatory publié en décembre 2018 donne un chiffre plus modeste allant jusqu'à 23 milliards de tonnes de carbone. [9] [10] [11]


Taux d'enfouissement global en eaux profondes du carbonate de calcium pendant le dernier maximum glaciaire

Des bases de données mondiales sur les concentrations de carbonate de calcium et les taux d'accumulation de masse dans les sédiments de l'Holocène et du dernier maximum glaciaire ont été utilisées pour estimer le taux d'enfouissement du carbonate de calcium sédimentaire en eau profonde au cours de ces deux intervalles de temps. Les données sur le taux d'accumulation de masse de calcite clairsemée ont été extrapolées à travers des régions de concentration de carbonate de calcium variable en utilisant une carte quadrillée des concentrations de carbonate de calcium et l'hypothèse selon laquelle l'accumulation de matériau non carbonate n'est pas corrélée avec la concentration de calcite dans certaines régions géographiques. Les taux moyens d'accumulation de non carbonate ont été estimés dans chacune des neuf régions, déterminés par la distribution et la nature des données sur les taux d'accumulation. Pour les sédiments au sommet du noyau, les régions de couverture de données raisonnable englobent 67 % des sédiments à forte teneur en calcite (>75 %) dans le monde, et dans ces régions, nous estimons un taux d'accumulation de 55,9 ± 3,6 × 10 11 mol an −1 . Les mêmes régions couvrent 48% des glaciaires à haute teneur en CaCO3 sédiments (la plus petite fraction est due à un déplacement des dépôts de calcite vers le Pacifique Sud mal échantillonné) et total 44,1±6,0×10 11 mol an −1 . La projection des deux estimations à une couverture de 100 % donne des estimations d'accumulation de 8,3 × 10 12 mol an −1 aujourd'hui et de 9,2 × 10 12 mol an −1 pendant la période glaciaire. C'est un peu mieux qu'une supposition étant donné la couverture incomplète des données, mais cela suggère que le taux d'enfouissement de la calcite glaciaire en eau profonde n'était probablement pas considérablement plus rapide qu'aujourd'hui malgré une diminution présumée de l'enfouissement en eau peu profonde pendant la période glaciaire.


L'effet de la variabilité spatiale et temporelle du taux d'accumulation dans l'Antarctique occidental sur le dépôt d'ions solubles

Les relevés annuels des carottes de neige et des carottes de glace de deux régions de l'Antarctique occidental sont utilisés pour étudier les modèles d'accumulation spatiale et pour évaluer les relations taux d'accumulation temporelle/concentration glaciochimique et flux. Les gradients de taux d'accumulation moyens dans Marie Byrd Land (11–23 gcm −2 an −1 sur 150 km, décroissant vers le sud) et Siple Dome (10-18 gcm −2 an −1 sur 60 km, décroissant vers le sud) sont cohérents au moins au cours des dernières décennies, et démontrent l'influence du système de basse pression quasi-permanent au large de la mer d'Amundsen sur le flux d'humidité dans la région. La topographie à l'échelle locale et régionale dans les deux régions semble affecter le soulèvement orographique, les trajectoires des masses d'air et la distribution de l'accumulation. La régression linéaire de la concentration annuelle moyenne d'ions solubles et des données de flux par rapport aux taux d'accumulation dans les deux régions indique que 1) les concentrations sont indépendantes et donc pas une remise à l'échelle de la série chronologique du taux d'accumulation, et 2) le flux chimique vers la surface de la calotte glaciaire est principalement via les dépôts humides, et les changements de concentration atmosphérique jouent un rôle important. Nous suggérons donc qu'en l'absence de modèles détaillés de transfert air/neige, la concentration chimique des carottes de glace et non les séries chronologiques de flux fournissent une meilleure estimation de la charge d'aérosols passée dans l'Antarctique occidental.


Climat continental et variabilité océanique du Pléistocène supérieur enregistrés dans les sédiments du Pacifique Nord-Ouest

Le noyau V21-146 fournit un enregistrement continu de la sédimentation pélagique du nord-ouest du Pacifique couvrant les 530 000 dernières années. Les variations en aval de δ 18 O de la calcite foraminifère benthique ont été corrélées à l'enregistrement SPECMAP pour fournir un modèle d'âge pour la variation paléoclimatique et paléoocéanographique du Pléistocène supérieur. Flux de CaCO3 et le matériel éolien ont été déterminés en combinant des informations sur les taux de sédimentation linéaires, les densités apparentes et les pourcentages de composants. Le taux d'accumulation de masse (MAR) de CaCO3 varie de 58 à 1435 mg(cm² kyr) -1 et présente le modèle de l'océan Pacifique d'accumulation plus élevée associée aux périodes glaciaires pour la partie la plus jeune de l'enregistrement. Cependant, le modèle de CaCO3 l'accumulation semble se déplacer au milieu des Brunhes de sorte qu'avant il y a 350 000 ans, elle présente un schéma opposé d'accumulation plus importante pendant les périodes interglaciaires. Le flux de poussière éolienne est une mesure indirecte de l'aridité de la zone source et est bien corrélé à la stratigraphie loess-sol en Chine. Les flux de poussières vont de 43 à 718 mg(cm² kyr) -1 et sont supérieurs d'un facteur 4 environ pendant les périodes glaciaires. L'analyse interspectrale du flux éolien et des enregistrements d'isotopes d'oxygène montre une relation en phase et cohérente à chacune des principales périodicités orbitales de 100, 41 et 19 kyr. La taille des grains éoliens, généralement utilisée comme indicateur approximatif de l'intensité du vent, varie de 8,4 (2,9 µm) à 6,2ф (13,6 µm). Un changement dans la variabilité de la taille des grains se produit près d'environ 300 ka, de sorte que la portion la plus ancienne est caractérisée par des fluctuations de fréquence inférieure et d'amplitude plus élevée que la portion plus jeune. Les spectres de puissance pour l'enregistrement de la taille des grains éoliens montrent des pics dominants à 100 et 50 kyr et un large pic de 25 à 35 kyr mais une cohérence avec la courbe isotopique de l'oxygène uniquement aux périodicités de 100 et 33 kyr. La relation de phase pour l'excentricité entre la taille des grains éoliens et les enregistrements 18 O suggère qu'à la fréquence de 100 kyr, les plus petites tailles de grains sont associées aux conditions glaciaires.


Terre

la troisième planète du soleil dans le système solaire, avec le signe astronomique &oplus ou ♂.

La Terre est la cinquième en taille et en masse parmi les grandes planètes, mais c'est la plus grande planète des planètes dites terrestres, qui comprennent Mercure, Vénus, la Terre et Mars. La caractéristique la plus importante qui distingue la terre des autres planètes du système solaire est l'existence sur elle de la vie, qui a atteint sa forme la plus élevée et la plus intelligente chez l'homme. Les conditions de développement de la vie sur les corps du système solaire les plus proches de la terre sont défavorables et les corps habités en dehors du système solaire n'ont pas encore été découverts. Mais la vie est une phase naturelle dans le développement de la matière, et donc la terre ne peut pas être considérée comme le seul corps cosmique habité dans l'univers ni les formes de vie terrestres comme les seules formes possibles.

Selon les idées cosmogoniques actuelles, la Terre s'est formée il y a 4,5 milliards d'années par condensation gravitationnelle à partir de matière gazeuse-poussière qui était dispersée dans l'espace autour du soleil et contenait tous les éléments chimiques connus dans la nature. La formation de la terre s'est accompagnée de la différenciation de cette matière. La différenciation a été favorisée par le réchauffement progressif de l'intérieur de la terre, qui s'est produit principalement en raison de la chaleur perdue lors de la désintégration des éléments radioactifs (tels que l'uranium, le thorium et le potassium). Le résultat de cette différenciation a été la division de la terre en couches et mdashgéosphères disposées de manière concentrique qui diffèrent par leur composition chimique, leur état global et leurs propriétés physiques. Au centre, le noyau de la terre s'est formé, entouré par le manteau. La croûte terrestre, située au sommet du manteau, est née des composants de matière les plus légers et les plus facilement fusibles qui ont été déchargés du manteau lors des processus de fusion. L'agrégat de ces géosphères internes délimitées par la surface solide de la terre est parfois appelé la terre &ldquosolid&rdquo. (Bien que cela ne soit pas complètement précis car il a été déterminé que la partie externe du noyau a les propriétés d'un liquide visqueux.) La terre "solide" comprend presque toute la masse de la planète (voir tableau 1). À l'extérieur se trouvent les géosphères externes et l'eau (l'hydrosphère) et l'air (l'atmosphère), qui se sont formés à partir des vapeurs et des gaz qui ont été rejetés de l'intérieur de la terre lors du dégazage du manteau. La différenciation de la matière dans le manteau terrestre et la reconstitution de la croûte terrestre et des coquilles d'eau et d'air avec des produits de différenciation s'est produite tout au long de l'histoire géologique et se poursuit aujourd'hui.

La plus grande partie de la surface de la terre est occupée par l'océan mondial (361,1 millions de km², ou 70,8 pour cent) la terre constitue 149,1 millions de km² (29,2 pour cent) et forme six grandes masses et mdashles continents Eurasie, Afrique, Amérique du Nord, Amérique du Sud, Antarctique , et l'Australie (voir le tableau 2). La portion terrestre comprend également de nombreuses îles.La division de la terre en continents ne coïncide pas avec la division du monde en parties L'Eurasie est divisée en deux parties du monde, l'Europe et l'Asie, tandis que les deux continents américains sont considérés comme une partie du monde, l'Amérique. Parfois, les îles de l'océan Pacifique sont considérées comme une partie spéciale du monde, l'Océanie, dont la superficie est généralement considérée avec l'Australie.

L'océan mondial est divisé par les continents en océans Pacifique, Atlantique, Indien et Arctique (voir tableau 3), certains chercheurs considèrent les parties antarctiques des océans Atlantique, Pacifique et Indien comme un océan Austral distinct.

L'hémisphère nord de la terre est l'hémisphère continental (la terre occupe 39 pour cent de sa surface), tandis que l'hémisphère sud est océanique (la terre ne constitue que 19 pour cent de sa surface). Dans l'hémisphère occidental, l'eau occupe la plus grande partie de la surface, tandis que dans l'hémisphère oriental, c'est la terre.

Le profil généralisé de la surface terrestre et du fond des océans forme deux gigantesques « échelons », le continental et l'océanique. Le &ldquostep&rdquo continental s'élève au-dessus de l'océanique d'une moyenne de 4 670 m. (L'altitude moyenne de la terre est de 875 m et la profondeur moyenne de l'océan est d'environ 3 800 m.) Au-dessus de la surface plane des montagnes continentales, certains de leurs sommets ont des altitudes de 7 à 8 km et plus. Le plus haut sommet du monde est le mont Chomolungma (Everest) dans l'Himalaya, qui culmine à 8 848 m. Il se trouve à près de 20 km au-dessus du point le plus profond du fond océanique (la fosse des Mariannes dans l'océan Pacifique, à environ 11 022 m de profondeur).

La terre a des champs gravitationnels, magnétiques et électriques. L'attraction gravitationnelle de la terre maintient la lune et les satellites artificiels en orbite terrestre. L'action du champ gravitationnel provoque la forme sphérique de la terre, de nombreuses caractéristiques du relief de la surface de la terre, le débit des rivières, le mouvement des glaciers et d'autres processus.

Le champ magnétique est créé à la suite d'un mouvement complexe de la matière dans le noyau de la terre. En interplanétaire

l'espace il occupe une zone dont le volume est beaucoup plus grand que le volume de la terre, tandis que la forme ressemble à une comète avec une queue dirigée à l'opposé du soleil. Cette zone s'appelle la magnétosphère.

Le champ électrique terrestre est étroitement lié à son champ magnétique. La terre "solide" porte une charge électrique négative qui est compensée par la charge spatiale positive de l'atmosphère, de sorte que, dans son ensemble, la terre semble être électriquement neutre.

Dans l'espace délimité par la limite extérieure des champs géophysiques terrestres (principalement dans la magnétosphère et l'atmosphère), il y a une altération successive et profonde des facteurs spatiaux primaires et l'absorption et la transformation des rayons cosmiques solaires et galactiques, du vent solaire et des rayons X, rayonnement ultraviolet, optique et radiofréquence du soleil, ceci est très important pour les processus qui se déroulent à la surface de la terre. En retenant la plus grande partie des rayonnements électromagnétiques et corpusculaires durs, la magnétosphère et surtout l'atmosphère protègent les organismes vivants contre leur action létale.

La terre reçoit 1,7 x 10 17 joules par seconde (ou 5,4 x 10 24 joules par an) d'énergie solaire rayonnante, mais seulement environ 50 pour cent de cette quantité atteint la surface de la terre, où elle sert de principale source d'énergie pour la plupart des processus qui s'y déroulent.

La surface terrestre et l'hydrosphère, ainsi que les couches adjacentes de l'atmosphère et de la croûte terrestre, sont conjointement appelées coquille géographique ou paysagère. La coquille géographique était l'arène de l'apparition de la vie, dont le développement était favorisé par la présence sur terre de certaines conditions physiques et chimiques nécessaires à la synthèse de molécules organiques complexes. La participation directe ou indirecte des organismes vivants à de nombreux processus géochimiques a, avec le temps, pris une ampleur mondiale et modifié qualitativement la coquille géographique, transformant la composition chimique de l'atmosphère, de l'hydrosphère et (partiellement) de la croûte terrestre. L'activité humaine a également un effet global sur le cours des processus naturels. Compte tenu de l'énorme importance de la matière vivante en tant qu'agent géologique, toute la sphère où se trouvent la vie et les produits biogéniques a été appelée la biosphère.

Les connaissances modernes sur la terre, sa forme, sa structure et sa place dans l'univers ont pris forme grâce à une enquête prolongée. Déjà dans les temps anciens, il y avait eu de nombreuses tentatives pour formuler une idée générale sur la forme de la terre. Les hindous, par exemple, croyaient que la terre avait

Tableau 3. Les océans
Surface de l'eau (millions de km²)Profondeur moyenne (m)Plus grande profondeur (m)
1 Selon d'autres données, 91,14 millions de km²
Pacifique. 179.683,98411 ,022
Atlantique. 93.36 1 3,9268,428
Indien. 74.923,8977,130
Arctique. 13.101,2055,449

la forme d'un lotus. Beaucoup d'autres peuples pensaient que la terre était un disque plat entouré d'eau. Il y a environ 3 000 ans, cependant, des idées correctes ont également commencé à apparaître. Les Chaldéens ont été les premiers à noter, sur la base de l'observation des éclipses lunaires, que la terre est sphérique. Pythagore, Parménide (VIe et Ve siècles AVANT JC.), et Aristote (IVe siècle AVANT JC.) a essayé de fournir une justification scientifique à cela. Ératosthène (IIIe siècle AVANT JC.) a fait la première tentative pour déterminer les dimensions de la terre par la longueur de l'arc méridien entre les villes d'Alexandrie et de Syène (Afrique). La plupart des anciens scientifiques pensaient que la terre était le centre de l'univers. Cette conception géocentrique a été élaborée le plus complètement par Ptolémée au IIe siècle UN D. Cependant, Aristarque de Samos (IVe et IIIe siècles AVANT JC.) a développé des théories héliocentriques beaucoup plus tôt, croyant que le soleil était le centre de l'univers. Au Moyen Âge, les idées de la forme sphérique de la terre et de son mouvement étaient niées parce qu'elles contredisaient les Écritures, de telles idées étaient déclarées hérétiques. Ce n'est qu'à l'époque de la Renaissance, avec le début des grandes découvertes géographiques, que l'idée que la terre était à nouveau ronde a été reconnue. En 1543, Copernic a prouvé scientifiquement que l'univers était un système héliocentrique, avec la terre et les autres planètes tournant autour du soleil. Mais cette théorie a dû résister à une lutte désespérée prolongée avec le système géocentrique, que l'église chrétienne a continué à soutenir. Des événements aussi tragiques que l'incendie de G. Bruno et de Galilée, forçant le renoncement aux théories héliocentriques, faisaient partie de cette lutte. La confirmation finale du système héliocentrique est venue après que J. Kepler ait découvert les lois du mouvement planétaire au début du 17ème siècle et I. Newton a formulé la loi de la gravitation universelle en 1687.

La structure de la terre &ldquosolid&rdquo a été clarifiée principalement au 20ème siècle grâce aux acquis de la sismologie.

La découverte de la désintégration radioactive des éléments a conduit à une révision fondamentale de nombreuses conceptions fondamentales. En particulier, l'idée que la terre avait été à l'origine dans un état liquide en fusion a été remplacée par des idées qui soutenaient qu'elle s'était formée à partir d'accumulations de particules solides froides. En utilisant la désintégration radioactive, des méthodes ont été développées pour déterminer l'âge absolu des roches, ce qui a permis une estimation objective de la durée de l'histoire de la terre et de la vitesse des processus se déroulant à sa surface et à l'intérieur.

L'utilisation des fusées et des satellites dans la seconde moitié du XXe siècle a permis de formuler des théories sur les couches supérieures de l'atmosphère et de la magnétosphère.

La terre est étudiée par de nombreuses sciences. La figure et les dimensions de la terre sont étudiées par la géodésie, l'astronomie étudie les mouvements de la terre en tant que corps céleste, et les champs de force terrestres sont étudiés par la géophysique (en partie aussi par l'astrophysique), qui étudie également l'état physique de la matière terrestre et les processus physiques qui se déroulent dans toutes les géosphères. La géochimie étudie les lois régissant la répartition des éléments chimiques de la terre et les processus de migration des éléments. La composition matérielle de la lithosphère et l'histoire de son développement sont étudiées par les sciences géologiques. Les phénomènes et processus naturels qui se déroulent dans l'enveloppe géographique et la biosphère font l'objet des sciences géographiques et biologiques. Les sciences qui étudient les lois d'interaction entre la nature et la société s'intéressent également aux problèmes de la terre.

La terre est une grande planète du système solaire, troisième en distance du soleil. La masse de la terre est égale à 5 976 x 10 21 kg, soit 1/448 de la masse des grosses planètes et 1/330 000 de la masse du soleil. Sous l'influence de la gravitation solaire, la terre, comme les autres corps du système solaire, tourne autour du soleil sur une orbite elliptique (qui n'est que légèrement différente d'une orbite circulaire). Le soleil est situé à l'un des foyers de l'orbite elliptique de la terre, et donc la distance entre la terre et le soleil change au cours d'une année de 147 117 millions de km (au périhélie) à 152 083 millions de km (à l'aphélie) . Le demi-grand axe de l'orbite terrestre, qui mesure 149,6 millions de km, est pris comme unité de mesure pour mesurer les distances au sein du système solaire. La vitesse du mouvement de la terre le long de son orbite, qui est en moyenne de 29,765 km par seconde, varie entre 30,27 km par seconde (au périhélie) et 29,27 km par seconde (à l'aphélie). Avec le soleil, la terre se déplace également autour du centre de la Voie lactée, la période d'une révolution galactique est d'environ 200 millions d'années et la vitesse moyenne est de 250 km par seconde. Par rapport aux étoiles les plus proches, le soleil et la terre se déplacent à une vitesse de

19,5 km par seconde en direction de la constellation d'Hercule.

La période de la révolution terrestre autour du soleil, appelée année, varie légèrement en longueur selon les corps ou les points de la sphère céleste que nous examinons par rapport au mouvement de la terre et au mouvement apparent associé du soleil dans le ciel. La période de révolution correspondant à l'intervalle de temps entre deux passages du soleil à l'équinoxe de printemps est appelée l'année tropicale. L'année tropicale est la base du calendrier, et elle est égale à 365,242 jours solaires moyens.

Le plan de l'orbite terrestre (plan de l'écliptique) à l'époque actuelle est incliné d'un angle de 1,6° par rapport au plan invariable dit laplacien, qui est perpendiculaire au vecteur principal du moment cinétique de l'ensemble du système solaire. Sous l'influence de la gravitation des autres planètes, la position du plan de l'écliptique ainsi que la forme de l'orbite terrestre changent lentement au cours de millions d'années. L'inclinaison de l'écliptique par rapport au plan laplacien passe de 0° à 2,9°, tandis que l'excentricité de l'orbite terrestre passe de 0 à 0,067. À l'époque actuelle, l'excentricité est de 0,0167 et diminue de 4 x 10&rdquo7 par an. Si nous regardons la terre depuis le pôle nord, son mouvement orbital est dans le sens inverse des aiguilles d'une montre, c'est-à-dire dans le même sens que sa rotation sur son axe et dans le même sens que la révolution de la lune autour de la terre.

Le satellite naturel de la Terre, la Lune, tourne autour de la Terre sur une orbite elliptique à une distance moyenne de 384 400 km (

60,3 du rayon moyen de la terre). La masse de la lune est de 1:81,5 de la masse de la terre (73,5 x 10 21 kg). Le centre de masse du système Terre-Lune se trouve aux trois quarts du rayon de la Terre du centre de la Terre. Les deux corps, la terre et la lune, tournent autour du centre de masse du système. Le rapport de la masse de la lune à la masse de la terre est le plus grand parmi toutes les planètes du système solaire et de leurs satellites, et donc le système terre-lune est souvent considéré comme une planète double.

La terre a une forme complexe résultant de l'action combinée de la gravitation, des forces centrifuges causées par la rotation de la terre sur son axe et de la somme des forces internes et externes de formation de relief. La surface plane du potentiel gravitationnel (c'est-à-dire la surface qui est en tout point perpendiculaire à la direction d'aplomb) qui coïncide avec la surface de l'eau dans les océans (en l'absence de vagues, de marées, de courants et de perturbations causées par variation de la pression atmosphérique) est considérée comme la forme approximative (figure) de la terre. Cette surface s'appelle le géoïde. Le volume délimité par cette surface est considéré comme le volume de la terre (ainsi, le volume de la partie des continents située au-dessus du niveau de la mer n'y est pas inclus). Le rayon d'une sphère de même volume que le volume du géoïde est pris comme rayon moyen de la terre. Pour résoudre de nombreux problèmes scientifiques et pratiques de géodésie, de cartographie et d'autres sciences, l'ellipsoïde terrestre est considéré comme la forme de la Terre. La connaissance des paramètres de l'ellipsoïde terrestre, de sa position dans le corps terrestre, ainsi que du champ gravitationnel terrestre est très importante en astrodynamique, qui étudie les lois du mouvement des corps artificiels dans l'espace. Ces paramètres sont étudiés par des mesures astronomiques-géodétiques et gravimétriques effectuées sur la terre et par la méthode de géodésie satellitaire.

En raison de la rotation de la terre, les points sur l'équateur ont une vitesse de 465 m par seconde, tandis que les points situés aux latitudes (ø ont une vitesse de 465 cos ø (m par seconde), si la terre est considérée comme une sphère. la dépendance de la vitesse linéaire de rotation et, par conséquent, également de la force centrifuge sur la latitude conduit à des variations de l'amplitude de l'accélération de la gravité à différentes latitudes (voir tableau 4).

Tableau 4. Caractéristiques géométriques et physiques de la terre
Rayon équatorial. 6 378,160 km
Rayon polaire. 6 356,777 km
Oblatité de l'ellipsoïde terrestre. 1:298.25
Rayon moyen. 6 371,032 km
Circonférence à l'équateur. 40 075,696 km
Surface. 510,2 x 10 6 km 2
Le volume. 1,083 x 10 12 km 3
Masse. 5 976 x 10 21 kg
Densité moyenne. 5 518 kg/m 3
Accélération de la gravité (au niveau de la mer)
(a) à l'équateur.
(b) au pôle.
(c) accélération standard de la gravité.

9,78049 m/s 2
9,83235 m/s 2
9,80665 m/s 2
Moment d'inertie par rapport à l'axe de rotation. 8.104 x 10 37 kg x m 2

La rotation de la terre autour de son axe provoque l'alternance du jour et de la nuit à sa surface. La période de rotation de la terre définit l'unité de temps, le jour. L'axe de rotation de la terre est incliné à un angle de 23° 26,5" par rapport à la perpendiculaire au plan de l'écliptique (au milieu du 20ème siècle) à l'époque actuelle, cet angle diminue de 0,47" par an. Lorsque la terre se déplace sur son orbite autour du soleil, son axe de rotation conserve essentiellement la même direction dans l'espace. Cela conduit à l'alternance des saisons. L'influence gravitationnelle de la lune, du soleil et des planètes provoque des changements périodiques à long terme de l'excentricité de l'orbite terrestre et de l'inclinaison de l'axe terrestre, qui est l'une des causes des changements climatiques au cours des siècles.

La période de rotation terrestre augmente systématiquement sous l'influence des marées lunaires et, à un moindre degré, solaires. La gravitation de la lune crée des déformations de marée à la fois de l'atmosphère et de la coquille d'eau ainsi que de la terre "solide". Ils sont dirigés vers le corps attirant et, par conséquent, se déplacent sur la terre lors de sa rotation. Les marées dans la croûte terrestre ont une amplitude allant jusqu'à 43 cm, alors qu'en haute mer elles ne dépassent pas 2 m dans l'atmosphère elles provoquent un changement de pression de plusieurs centaines de newtons/m 2 (plusieurs mm Hg). Le frottement des marées qui accompagne le mouvement des marées entraîne une perte d'énergie dans le système Terre-Lune et un transfert de moment angulaire de la Terre à la Lune. En conséquence, la rotation de la terre ralentit et la lune s'éloigne de la terre. Une étude des anneaux de croissance mensuels et annuels des fossiles de coraux a permis d'estimer le nombre de jours dans une année aux âges géologiques passés (jusqu'à 600 millions d'années). Les résultats de la recherche indiquent que la période de rotation de la Terre autour de son axe augmente en moyenne de quelques millisecondes chaque siècle (il y a 500 millions d'années, la durée d'un jour était de 20,8 heures). Le ralentissement réel de la vitesse de rotation de la Terre est quelque peu inférieur à ce qui correspondrait au transfert de quantité de mouvement vers la Lune. Cela indique une diminution séculaire du moment d'inertie terrestre qui est apparemment liée à la croissance du noyau solide terrestre ou au mouvement des masses au cours des processus tectoniques. La vitesse de rotation de la terre change également légèrement au cours d'une année en raison du mouvement saisonnier des masses d'air et de l'humidité. L'observation des trajectoires des satellites terrestres artificiels a permis de déterminer avec une grande précision que l'aplatissement de la terre est un peu plus grand que ne correspondrait à sa vitesse actuelle de rotation et de distribution des masses internes. Il semble que cela s'explique par la viscosité élevée de l'intérieur de la terre, qui conduit à une situation dans laquelle la figure de la terre ne prend pas immédiatement une forme correspondant à la période de rotation accrue lorsque la rotation de la terre ralentit. Parce que la terre a une forme aplatie (excès de masse à l'équateur) et que l'orbite de la lune ne se trouve pas dans le plan de l'équateur terrestre, la gravitation de la lune provoque une précession, une rotation lente de l'axe terrestre dans l'espace. (Un tour complet prend 26 000 ans.) A ce mouvement se superposent des oscillations périodiques de la direction de l'axe, ou nutation (période de base de 18,6 ans). La position de l'axe de rotation par rapport au corps terrestre subit à la fois des changements périodiques (dans ce cas, les pôles s'écartent de leur position moyenne de 10-15 m) et des changements séculaires (la position moyenne du pôle nord se déplace dans la direction de l'Amérique du Nord à une vitesse de

L'enveloppe la plus externe et la plus étendue de la terre est la magnétosphère, la zone de l'espace autour de la terre dont les propriétés physiques sont déterminées par le champ magnétique terrestre et son interaction avec des flux de particules chargées.

Des recherches menées à l'aide de sondes spatiales et de satellites terrestres artificiels ont montré que la terre est constamment située dans un flux de rayonnement solaire corpusculaire (le soi-disant vent solaire). Il se forme en raison de l'expansion continue (échappement) du plasma de la couronne solaire et se compose de particules chargées (protons, noyaux et ions d'hélium ainsi que des ions positifs et des électrons plus lourds). Près de l'orbite terrestre, la vitesse du mouvement ordonné des particules dans le courant varie entre 300 et 800 km par seconde. Le plasma solaire emporte avec lui un champ magnétique dont l'intensité en moyenne est de 4,8 x 10 3 A/m (6 x 10 &moins5 oersteds).

Lorsque le flux de plasma solaire rencontre un obstacle, le champ magnétique terrestre, une onde de choc qui se propage à la rencontre du flux se forme (voir Figure 1). Le front de choc sur le

côté soleil est localisé à une distance moyenne de 13-14 rayons terrestres () du centre de la terre. Derrière le front de choc se trouve une zone de transition d'une épaisseur de

20 000 km où le champ magnétique du plasma solaire devient désordonné et le mouvement de ses particules devient chaotique. La température du plasma dans cette zone augmente d'environ 200 000 ° à

La zone de transition jouxte directement la magnétosphère terrestre, la limite de la magnétosphère, la magnétopause, passe le long de la ligne où la pression dynamique du vent solaire est égalée par la pression du champ magnétique terrestre. Il est situé du côté du soleil à une distance de

10-12 (70 000-80 000 km) du centre de la terre et a une épaisseur de

100km. La force du champ magnétique terrestre à la magnétopause est

8 x 10&rdquo 2 A/m (10 3 oersteds), c'est-à-dire significativement supérieur à la force du champ de plasma solaire au niveau de l'orbite terrestre. Les flux de particules de plasma solaire circulent autour de la magnétosphère et déforment fortement la structure du champ magnétique terrestre à des distances considérables de la terre. Jusqu'à une distance d'environ 3 du centre de la terre, le champ magnétique est encore assez proche du champ magnétique dipolaire (l'intensité du champ diminue à partir d'une altitude de

I/R 3 3®). La régularité du champ n'est ici perturbée que par des anomalies magnétiques (l'influence des plus grandes anomalies se reflète à des altitudes allant jusqu'à

0.5 R® au-dessus de la surface de la terre). À des distances supérieures à 3R® le champ magnétique s'affaiblit plus lentement que le champ dipolaire, et ses lignes de force du côté solaire sont quelque peu comprimées vers la terre. Les lignes de champ géomagnétique qui quittent la terre au niveau des régions polaires sont déviées par le vent solaire vers le côté nuit de la terre. Ils y forment une magnétosphère &ldquotail&rdquo ou &ldquotrain&rdquo de plus de 5 millions de km de long. Des faisceaux de lignes magnétiques dirigées de manière opposée sont séparés dans la queue par une zone de très faible intensité de champ magnétique (feuille neutre) où le plasma chaud avec une température de millions de degrés est concentré.

La magnétosphère réagit aux manifestations de l'activité solaire qui provoquent des changements marqués dans le vent solaire et dans son champ magnétique. Un ensemble complexe de phénomènes se produit qui a reçu le nom de "tempête magnétique". Au cours de telles tempêtes, il y a intrusion directe de particules du vent solaire dans la magnétosphère, les couches supérieures de l'atmosphère se réchauffent et l'ionisation s'intensifie, les particules chargées sont accélérées, il est une augmentation de la luminosité des affichages auroraux, des bruits électromagnétiques se produisent, la communication radio à ondes courtes est perturbée, etc. Dans la zone des lignes de champ géomagnétique fermées, il y a un piège magnétique pour les particules chargées. Sa limite inférieure est définie par l'absorption par l'atmosphère à une altitude de plusieurs centaines de kilomètres des particules capturées dans le piège, tandis que la limite supérieure coïncide en pratique avec la limite de la magnétosphère du côté jour de la Terre et est un peu plus basse sur le côté nuit. Des flux de particules de haute énergie (principalement des protons et des électrons) capturés dans le piège forment ce qu'on appelle la ceinture de rayonnement de Van Allen. Les particules de la ceinture de radiations présentent un danger radiologique important lors des vols spatiaux.

L'atmosphère terrestre, ou coquille d'air, est le nom donné au milieu gazeux qui entoure la terre "solide" et tourne avec elle. La masse de l'atmosphère est

5,15 x 10 18 kg. La pression atmosphérique moyenne à la surface de la terre au niveau de la mer est égale à 101 325 newtons/nr. (Cela correspond à 1 atmosphère ou 760 mm Hg.) La densité et la pression de l'atmosphère diminuent rapidement avec l'altitude. A la surface de la terre, la densité moyenne de l'air est p = 1,22 kg/m 3 (le nombre de molécules dans 1 m3 est n= 2,5 x 10 25 ), à une altitude de 10 km p = 0,41 kg/m 3 (m= 8,6 x 10 24 ), et à une altitude de 100 km p - 8,8 x 10 &moins 7 kg/m 3 (m = 1,8 x 10 18 ). L'atmosphère a une structure en couches et les couches diffèrent par leurs propriétés physiques et chimiques (température, composition chimique, ionisation des molécules et autres facteurs).

La division conventionnelle de l'atmosphère en couches est basée principalement sur le changement de température avec l'altitude, reflétant l'équilibre des processus énergétiques de base dans l'atmosphère.

La partie inférieure de l'atmosphère, qui contient environ 80 pour cent de sa masse totale, s'appelle la troposphère. Il s'étend jusqu'à une altitude de 16-18 km dans la ceinture équatoriale et jusqu'à 8-10 km dans les latitudes polaires. La température de la troposphère diminue avec l'altitude de 0,6°K en moyenne tous les 100 m. Au-dessus de la troposphère, à une altitude de 55 km, se trouve la stratosphère, qui contient près de 20 % de la masse de l'atmosphère. Elle est séparée de la troposphère par une couche de transition, la tropopause, qui a une température de 190°-220°K. Jusqu'à une altitude de

25 km la température de la stratosphère diminue quelque peu, mais après cela elle commence à augmenter, atteignant un maximum (

270°K) à une altitude de 50-55 km. Cette augmentation est principalement due à l'augmentation de la concentration d'ozone dans les couches supérieures de l'atmosphère. L'ozone absorbe intensément le rayonnement ultraviolet du soleil. Au-dessus de la stratosphère se trouvent la mésosphère (jusqu'à 80 km), la thermosphère (de 80 km à 800-1000 km) et l'exosphère (au-dessus de 800-1000 km). La masse totale de toutes ces couches ne dépasse pas 0,5 % de la masse de l'atmosphère. Dans la mésosphère, qui est séparée de la stratosphère par la stratopause, l'ozone disparaît et la température redescend à 180°-200°K près de sa limite supérieure (la mésopause). Dans la thermosphère, il y a une augmentation rapide de la température, causée principalement par l'absorption du rayonnement solaire à ondes courtes. Une augmentation de la température est observée jusqu'à une altitude de 200-300 km. Au-delà, jusqu'à environ 800-1000 km, la température reste constante (

1000°K) car l'atmosphère raréfiée absorbe faiblement le rayonnement solaire.

La couche externe de l'atmosphère, l'exosphère, est extrêmement raréfiée (à sa limite inférieure le nombre de protons dans 1 mètre cube est

1011) et les particules entrent rarement en collision. Les vitesses des particules individuelles dans l'exosphère peuvent dépasser la vitesse critique d'échappement. Si elles ne sont pas gênées par des collisions, ces particules peuvent vaincre la gravité terrestre, quitter l'atmosphère et s'envoler dans l'espace interplanétaire. C'est ainsi que se produit la dissipation de l'atmosphère. Par conséquent, l'exosphère est également appelée sphère de dissipation. Ce sont principalement les atomes d'hydrogène et d'hélium qui s'échappent de l'atmosphère vers l'espace interplanétaire.

Les caractéristiques citées des couches atmosphériques doivent être considérées comme des caractéristiques moyennées. Selon la latitude géographique, la saison de l'année, le jour et d'autres facteurs, il peut y avoir des changements marqués.

La composition chimique de l'atmosphère terrestre n'est pas uniforme. L'air atmosphérique sec à la surface de la terre contient, en volume, 78,08 pour cent d'azote, 20,95 pour cent d'oxygène (

6 pour cent d'ozone), 0,93 pour cent d'argon et environ 0,03 pour cent de dioxyde de carbone. L'hydrogène, le néon, l'hélium, le méthane, le krypton et d'autres gaz pris ensemble ne constituent pas plus de 0,1 pour cent. Dans la couche atmosphérique jusqu'à des altitudes de 90 à 100 km, où se produit un mélange intensif de l'atmosphère, la composition relative des composants primaires ne change pas. (Cette couche est appelée l'homosphère.) L'atmosphère contient (1,3-1,5) x 1016 kg d'eau. La masse primaire d'eau atmosphérique (sous forme de vapeur, de gouttes en suspension et de cristaux de glace) est concentrée dans la troposphère et, à des altitudes plus élevées, sa quantité diminue fortement. Dans l'air humide, la teneur en vapeur d'eau à la surface de la terre varie de 3 à 4 pour cent sous les tropiques à 2 x 10 et moins 5 pour cent en Antarctique. Les composants des aérosols de l'air, y compris la poussière du sol, d'origine organique et spatiale et les particules de suie, de cendres et de sels minéraux, sont extrêmement variables.

Près de la limite supérieure de la troposphère et dans la stratosphère, la teneur en ozone augmente. La couche de concentration maximale d'ozone est située à des altitudes de

21-25 km. Commençant à des altitudes de

40 km il y a une augmentation de la teneur en oxygène atomique. La dissociation de l'azote moléculaire commence à des altitudes d'environ 200 km. En plus de la dissociation des molécules sous l'effet du rayonnement solaire à ondes courtes et corpusculaires, à des altitudes comprises entre 50 et 400 km, il y a ionisation des gaz atmosphériques. La conductivité électrique de l'atmosphère dépend du degré d'ionisation. À des altitudes de 250 à 300 km, où l'ionisation maximale se produit, la conductivité électrique de l'atmosphère est 10 à 12 fois supérieure à celle de la surface de la terre. Les couches supérieures de l'atmosphère sont également caractérisées par le processus de séparation diffusive des gaz sous l'action de la force de gravité (séparation gravitationnelle) : les gaz sont répartis en altitude en fonction de leur masse moléculaire.

En conséquence, les couches supérieures de l'atmosphère sont plus riches en gaz plus légers. Les processus de dissociation, d'ionisation et de séparation gravitationnelle pris ensemble provoquent la non-uniformité chimique des couches supérieures de l'atmosphère. Jusqu'à environ 200 km, le principal composant de l'air est l'azote N2. Au-dessus de cela, l'oxygène atomique commence à prédominer. À des altitudes de plus de 600 km, l'hélium devient le composant dominant, tandis que dans la couche commençant à 2 000 km et au-dessus, l'hydrogène devient dominant, formant ce qu'on appelle la couronne d'hydrogène de la terre.

Le rayonnement électromagnétique du soleil, la principale source d'énergie pour les processus physiques, chimiques et biologiques dans la coquille géographique de la Terre, traverse l'atmosphère jusqu'à la surface de la Terre. L'atmosphère est transparente au rayonnement électromagnétique dans la gamme de longueurs d'onde &lambda de 0,3 micron (3 000 angströms) à 5,2 microns (environ 88 % de toute l'énergie du rayonnement solaire est contenue dans cette plage) et la bande radio de 1 mm à 30 m. Le rayonnement dans la bande infrarouge (&lambda > 5,2 microns) est absorbé principalement par la vapeur d'eau et le dioxyde de carbone dans la troposphère et la stratosphère. L'opacité de l'atmosphère dans la bande radio est causée par la réflexion des ondes radio des couches ionisées de l'atmosphère (ionosphère). Le rayonnement dans la bande ultraviolette (&lambda de 3 000 à 1 800 angströms) est absorbé par l'ozone à des altitudes de 15 à 60 km, tandis que les ondes d'une longueur comprise entre 1 800 et 1 000 angströms ou moins sont absorbées par l'azote et l'oxygène moléculaire et atomique (à des altitudes allant d'un quelques dizaines à plusieurs centaines de km au-dessus de la surface de la terre). Le rayonnement dur à ondes courtes (rayons X et gamma) est absorbé par toute la largeur de l'atmosphère et n'atteint pas la surface de la terre. Ainsi, la biosphère est protégée contre l'effet mortel du rayonnement solaire à ondes courtes. Seulement 48% de l'énergie du rayonnement solaire qui tombe sur la limite extérieure de l'atmosphère atteint la surface de la terre sous forme de rayonnement direct et diffus. En même temps, l'atmosphère est presque opaque au rayonnement thermique de la terre (en raison de la présence de dioxyde de carbone et de vapeurs d'eau dans l'atmosphère et à cause de l'effet de serre). Si la terre n'avait pas d'atmosphère, la température moyenne de sa surface serait de -23°C, alors qu'en fait la température moyenne annuelle de la surface de la terre est de 14,8°C. L'atmosphère arrête également certains rayons cosmiques et sert de bouclier contre l'action destructrice des météorites. La surface de la lune, qui n'a pas de protection atmosphérique et est parsemée de cratères de météorites, montre à quel point l'action protectrice de l'atmosphère terrestre est importante.

Il y a un échange continu d'énergie (le cycle de la chaleur) et de matière (le cycle hydrologique, l'échange d'oxygène et d'autres gaz) entre l'atmosphère et la surface sous-jacente. L'échange de chaleur comprend le transfert de chaleur par rayonnement (échange de chaleur radiant) et le transfert de chaleur par conductivité thermique, convection et transitions de phase de l'eau (évaporation, condensation et cristallisation).

Le réchauffement inégal de l'atmosphère au-dessus de la terre et de l'eau à diverses altitudes et à diverses latitudes entraîne une répartition inégale de la pression atmosphérique. Les baisses de pression persistantes qui se produisent dans l'atmosphère provoquent la circulation atmosphérique générale. Ceci est lié au cycle hydrologique, qui comprend les processus d'évaporation de l'eau de la surface de l'hydrosphère, le transfert de vapeur d'eau par les courants d'air, et la chute des précipitations et leur ruissellement. Le cycle thermique, le cycle hydrologique et la circulation atmosphérique sont des processus fondamentaux de formation du climat. L'atmosphère est un agent actif dans les divers processus qui se produisent à la surface du sol et dans les couches supérieures des plans d'eau. L'atmosphère joue un rôle des plus importants dans le développement de la vie sur terre.

L'eau forme une coquille discontinue sur la terre. Environ 94 pour cent du volume total de l'hydrosphère est concentré dans les océans et les mers, 4 pour cent sont contenus dans les eaux souterraines, environ 2 pour cent se trouvent dans la glace et la neige (principalement dans l'Arctique, l'Antarctique et le Groenland) et 0,4 pour cent se trouve dans les eaux de surface de la terre (rivières, lacs, marécages). Une quantité insignifiante d'eau est contenue dans l'atmosphère et dans les organismes. Toutes les formes d'eau passent d'une forme à une autre au cours du processus de circulation. Chaque année, la quantité de précipitations tombant à la surface de la terre est égale à la quantité d'eau évaporée de la surface de la terre et des océans réunis. Dans le cycle hydrologique global, les eaux atmosphériques sont les plus mobiles.

L'eau de l'hydrosphère contient presque tous les éléments chimiques. Sa composition chimique moyenne est proche de la composition de l'eau de mer, dans laquelle prédominent l'oxygène, l'hydrogène, le chlore et le sodium. Dans les eaux terrestres, les carbonates sont dominants. La teneur en substances minérales des eaux terrestres (salinité) varie fortement en fonction des conditions locales, et surtout du climat. Ordinairement, les eaux terrestres sont légèrement minéralisées ou fraîches. (La salinité des rivières et des lacs d'eau douce est de 50 à 1 000 mg par kg.) La salinité moyenne de l'eau de mer est d'environ 35 g par kg (35 °/bo[parties pour mille]), tandis que la salinité de l'eau de mer varie entre 1 -2 °/&rsquooo(Golfe de Finlande dans la mer Baltique) à 41,5 °/00(Mer Rouge). La plus grande concentration de sels se trouve dans les lacs salés (Mer Morte jusqu'à 260 °/oo) et les eaux souterraines (jusqu'à 600 %°).

La composition actuelle en sel des eaux de l'hydrosphère a été formée par les produits de l'altération chimique des roches ignées et l'introduction à la surface de la terre de produits du dégazage du manteau dans l'eau de mer des ions chargés positivement de sodium, magnésium, calcium , le potassium et le strontium sont présents principalement en raison du débit des rivières. Le chlore, le soufre, le fluor, le brome, l'iode, le bore et d'autres éléments qui jouent le rôle d'anions dans l'eau de mer sont principalement des produits d'éruptions volcaniques sous-marines. Le carbone, l'azote, l'oxygène libre et d'autres éléments contenus dans l'hydrosphère proviennent de l'atmosphère et de la matière vivante terrestre et océanique. En raison de la teneur élevée en éléments chimiques biogènes de l'océan, son eau constitue un environnement très favorable au développement des organismes végétaux et animaux.

L'océan mondial forme la plus grande accumulation d'eau à la surface de la terre. Les courants marins relient ses parties séparées en un seul tout et, par conséquent, les eaux des océans et des mers ont des propriétés physico-chimiques communes.

La couche d'eau de surface dans les océans (jusqu'à une profondeur de 200 à 300 m) a une température variable qui change au cours des saisons de l'année et en fonction des conditions de température dans la ceinture climatique correspondante. La température annuelle moyenne de cette couche chute progressivement de 25°C à l'équateur à 0°C et au-dessous dans les régions polaires. La nature du changement vertical de la température de l'eau océanique varie considérablement en fonction de la latitude géographique, ce qui s'explique principalement par le réchauffement et le refroidissement inégaux des eaux de surface. D'autre part, le changement vertical de la température de l'eau se trouvant dans les mêmes latitudes diffère sensiblement en raison des courants. Les énormes étendues équatoriales et tropicales de l'océan, cependant, ont beaucoup en commun en termes de changement de température sur la verticale. À des profondeurs de 300 à 500 m, la température de l'eau baisse rapidement, puis à 1 200-1 500 m, la baisse de température se produit plus lentement, tandis qu'en dessous de 1 500 m, elle ne change pratiquement pas. Dans les couches proches du fond, la température se maintient généralement entre 2°C et 0°C.

Dans les régions tempérées, le changement de température sur la verticale est moins important car il y a moins de réchauffement des eaux de surface. Dans les régions polaires, la température baisse d'abord d'environ 50 à 100 m, puis jusqu'à une profondeur d'environ 500 m, elle augmente légèrement (grâce à l'ajout d'eaux plus chaudes et plus salines des latitudes tempérées), après quoi elle diminue lentement jusqu'à 0°C et ci-dessous dans les couches près du fond.

La densité de l'eau change avec les changements de température et de salinité. La plus grande densité est typique des hautes latitudes où elle atteint 1,0275 g/cm 3 à la surface. Dans la région équatoriale, la densité de l'eau à la surface est de 1,02204 g/cm 3 .

Une caractéristique typique de l'océan est la circulation et le mélange des eaux. Dans la couche jusqu'à 150-200 m, la circulation est déterminée principalement par les vents dominants, sous l'influence desquels se forment de puissants courants océaniques. Dans les couches plus profondes, la circulation est principalement liée aux différences de densité qui existent dans la couche d'eau en fonction de la température et de la salinité. Les principaux éléments de circulation provoqués par l'action du vent sont les cycles anticycloniques dans les latitudes subtropicales et les cycles cycloniques dans les hautes latitudes. La circulation de densité contribue à la répartition verticale des masses d'eau et englobe toute la strate des eaux. Le flux et le reflux des courants de marée causés par l'influence de la lune et du soleil sont un type planétaire de mouvement de l'eau.

L'océan joue un rôle énorme dans la vie terrestre. Il sert de réservoir d'eau principal de la planète et reçoit la majeure partie de l'énergie solaire qui atteint la surface de la terre. En raison de la grande capacité calorifique de l'eau (et de la faible capacité calorifique de l'air), elle exerce une influence modératrice sur les fluctuations de la température de l'air de l'espace environnant. Sous les latitudes tempérées et polaires, l'eau de mer accumule de la chaleur pendant l'été et la rejette dans l'atmosphère en hiver. Dans les zones équatoriales et tropicales, l'eau se réchauffe en surface toute l'année.Les eaux chaudes sont transportées par les courants de ces zones vers les hautes latitudes, les réchauffant ainsi, tandis que les eaux froides sont renvoyées vers les tropiques à contre-courant. De cette façon, l'océan influence le climat et la météo de la terre. L'océan joue un rôle très important dans le cycle de la matière sur terre (le cycle hydrologique, échange mutuel avec l'atmosphère d'oxygène et de dioxyde de carbone, dépôt sur terre de sel dissous dans l'eau de mer, apport de matière de la terre à l'océan par rivières et conversions biogéochimiques).

Interagissant avec les roches du sol et des côtes, les masses d'eau océanique en mouvement continu effectuent une énorme quantité de travail destructeur et créatif (accumulatif). Les différents types de matériaux fragmentés et dissous reçus à la suite du travail destructeur de l'eau océanique et de l'action des écoulements se déposent au fond de l'océan, formant des sédiments qui se transforment ensuite en roches sédimentaires. Les organismes végétaux et animaux morts donnent naissance à des sédiments biogéniques.

L'eau de la terre joue également un rôle important. L'eau douce satisfait les besoins humains en eau et fournit l'industrie et l'agriculture irriguée. L'eau courante à la surface effectue un grand travail géologique, érodant, transportant et déposant les produits de la désintégration des roches. L'activité de l'eau courante entraîne la dissection et l'aplatissement général du relief. La quantité totale de matières transportées vers les mers et les océans par les rivières est estimée à plus de 17 milliards de tonnes par an.

La connaissance de la structure, de la composition et des propriétés de la terre "solide" est principalement hypothétique car seule la partie supérieure de la croûte terrestre est accessible à l'observation directe. Toutes les données sur les parties intérieures plus profondes de la planète sont obtenues par diverses méthodes d'investigation indirectes (principalement géophysiques). Les plus fiables sont les méthodes sismiques basées sur l'étude des trajectoires et de la vitesse de propagation des oscillations élastiques (ondes sismiques) dans la terre. En utilisant ces méthodes, il a été possible d'établir une division de la terre solide en sphères séparées et de se faire une idée de la structure interne de la terre (voir tableau 5).

LA STRUCTURE DE LA TERRE SOLIDE. La sphère extérieure de la terre solide, la croûte terrestre (UNE), est la partie la plus hétérogène et la plus complexe. Parmi les différents types de croûtes, les plus courants sont les types continentaux et océaniques. On distingue trois couches dans la structure de la croûte continentale : la couche supérieure, sédimentaire (de 0 à 20 km), la couche moyenne, conventionnellement appelée couche granitique (de 10 à 40 km), et la couche inférieure, dite basaltique. couche (de 10 à 70 km). La couche basaltique est séparée de la couche granitique par la discontinuité de Conrad.

Sous les océans, la couche sédimentaire sur de vastes zones n'a que quelques centaines de mètres d'épaisseur. La couche granitique est généralement absente à la place de celle-ci se trouve la deuxième couche, dont la nature n'est pas claire. Cette couche a une épaisseur d'environ 1 à 2,5 km. L'épaisseur de la couche basaltique sous les océans est d'environ 5 km.

En plus des types primaires de croûte, plusieurs types de croûte de structure "intermédiaire" se produisent, y compris la croûte subcontinentale (sous certains archipels) et la croûte subocéanique (dans les fosses profondes des mers marginales et continentales). La croûte sous-continentale est caractérisée par une division peu claire entre les couches granitiques et basaltiques elles sont conjointement connues sous le nom granitiquebasaltique

couche. La croûte subocéanique est similaire à la croûte océanique, différant par une épaisseur globale plus importante et une couche sédimentaire plus épaisse en particulier. L'interface entre la croûte terrestre et le manteau sous-jacent est définie avec précision à l'aide de méthodes sismiques.

Le manteau se compose de trois couches (B, C et ) et s'étend de la discontinuité de Mohorovicic jusqu'à une profondeur de 2 900 km, où commence le noyau terrestre. Couches B et C forment le manteau supérieur (850-900 km d'épaisseur), tandis que la couche forme le manteau inférieur (environ 2000 km). La partie supérieure de la couche B, qui se trouve directement sous la croûte, est appelé le substratum la croûte et le substratum forment ensemble la lithosphère. La partie inférieure de la couche B du manteau supérieur porte le nom de B. Gutenberg, le sismologue qui a découvert ses propriétés. La vitesse à laquelle les ondes sismiques se déplacent dans la couche de Gutenberg est légèrement inférieure à celle des couches situées au-dessus et au-dessous, ce que les scientifiques attribuent à la viscosité accrue de sa matière. D'où le deuxième nom de la couche de Gutenberg, l'asthénosphère (sphère faible). Cette couche est le conduit de l'onde sismique car le &ldquobeam&rdquo (trajet de l'onde) sismique la parcourt pendant longtemps. le C La couche inférieure (la couche de Golitsyn) est identifiée comme une zone où les vitesses des ondes sismiques augmentent rapidement avec la profondeur (de 8 à 11,3 km par seconde pour les ondes longitudinales, de 4,9 à 6,3 km par seconde pour les ondes transversales).

Le noyau terrestre a un rayon moyen d'environ 3 500 km et est divisé en noyau externe (couche E) et le noyau interne (couche G), qui a un rayon d'environ 1 300 km. Ils sont divisés par une zone de transition (couche F) avec une épaisseur d'environ 300 km, cette couche est généralement considérée comme faisant partie du noyau externe. A la limite du noyau, une forte baisse de la vitesse des ondes longitudinales (de 13,6 à 8,1 km par seconde) est observée. À l'intérieur du noyau, la vitesse augmente, passant à 11,2 km par seconde près de la limite du noyau interne. Dans le noyau interne, les ondes sismiques se déplacent à une vitesse presque constante.

CARACTÉRISTIQUES PHYSIQUES ET COMPOSITION CHIMIQUE DE LA TERRE SOLIDE. La densité, la pression, la force de gravité, les propriétés élastiques de la matière, la viscosité et la température changent avec la profondeur dans la terre (voir les figures 3 et 4). La densité moyenne de la croûte terrestre dans son ensemble est de 2,8 tonnes/m 3 . La densité moyenne de la couche sédimentaire de la croûte est de 2,4 à 2,5 tonnes/m 3 , tandis que pour la couche granitique elle est de 2,7 tonnes/m 3 et pour la couche basaltique elle est de 2,9 tonnes/m 3 . A la limite entre la croûte terrestre et le manteau (la discontinuité M) la densité augmente fortement de 2,9-3,0 tonnes/m 3 à 3,1-3,5 tonnes/m 3 . Elle augmente ensuite progressivement pour atteindre 3,6 tonnes/m 3 à la base de la couche de Gutenberg, 4,5 tonnes/m 3 à la base de la couche de Golitsyn et 5,6 tonnes/m 3 à la limite du cœur. Dans le noyau, la densité passe à 10,0 tonnes/m 3 puis augmente progressivement jusqu'à 12,5 tonnes/m 3 au centre de la terre.

L'accélération de la gravité dans la terre ne présente pas de changements soudains. À une profondeur de 2 500 km, il dévie de moins de 2 pour cent du chiffre de 10 m/s à la limite du noyau, il est de 10,7 m/s 2 , puis il diminue progressivement jusqu'à zéro au centre de la terre. La pression est calculée sur la base de données sur la densité et l'accélération de la gravité elle augmente constamment avec la profondeur. A la base de la croûte continentale elle est proche de 1 giganewton/m 2 (109 newtons/m 2 ), tandis qu'à la base de la couche B c'est 14 giganewtons/m 2 , à la base de la couche C c'est 35 giganewtons/m 2 , à la limite du noyau c'est 136 giganewtons/m 2 , et au centre de la terre c'est 361 giganewtons/m 2 . Compte tenu de la densité et des vitesses des ondes sismiques, des valeurs sont calculées pour décrire les propriétés élastiques du matériau terrestre. Leur variation en fonction de la profondeur est illustrée à la figure 4.

Dans la croûte terrestre et dans le manteau supérieur, la température augmente avec la profondeur. Il y a un flux de chaleur du manteau vers la surface de la terre solide, il est plusieurs milliers de fois plus petit que celui provenant du soleil (en moyenne environ

0,06 watts/m 2 soit environ 2,5 x 10 13 watts pour toute la surface de la terre). À tous les endroits du manteau, la température est inférieure à la température de fusion complète du matériau constitutif. Sous la croûte continentale, on pense qu'elle est d'environ 600°-700°C. Dans la couche de Gutenberg, la température semble être proche du point de fusion (1500°-1 SUIE). Les estimations de températures pour les couches plus profondes du manteau et pour le noyau terrestre sont extrêmement hypothétiques. Il semble que la température dans le noyau ne dépasse pas 4000°-5000°C.

La viscosité du matériau du manteau au-dessus et au-dessous des limites de l'asthénosphère est apparemment d'au moins 10 23 poises (1 poise = 0,1 newton x sec/m 2 ) la viscosité de l'asthénosphère est considérablement réduite (1019-1021 poises). On pense qu'à la suite de cela, un écoulement de masse lent dans une direction horizontale se produit dans l'asthénosphère sous l'influence de la charge inégale de la croûte terrestre (restauration de l'équilibre isostatique). La viscosité du noyau externe est inférieure de plusieurs ordres de grandeur par rapport à celle du manteau.

Les foyers de séismes sont localisés dans le manteau supérieur jusqu'à une profondeur de 700 km, ce qui indique la résistance considérable du matériau constitutif du manteau supérieur. L'absence de foyers sismiques plus profonds s'explique soit par la faible résistance de la matière, soit par l'absence de contraintes mécaniques suffisamment fortes.

Conductivité électrique dans la partie supérieure de la couche B est très faible (de l'ordre de 10 &moins2 ohm &moins1 x m &moins1 ) dans la couche de Gutenberg, il est plus important, ce qui serait lié à l'augmentation de la température. Dans la couche de Golitsyn, il augmente progressivement jusqu'à environ 10-100 ohms &moins1 x m &moins1 , tandis que dans le manteau inférieur, il augmente évidemment d'un autre ordre de grandeur. Dans le noyau terrestre, la conductivité électrique est très élevée, ce qui est une indication des propriétés métalliques de sa matière.

Il résulte des hypothèses cosmogoniques actuelles que la composition chimique des planètes et de leurs satellites et météorites doit être similaire à la composition du soleil. En comparant les analyses chimiques connues des roches terrestres et lunaires et des météorites et des analyses spectrales du soleil et en tenant compte des données sur la densité et d'autres propriétés physiques des matériaux à l'intérieur de la terre, il est possible de décrire les caractéristiques générales de la composition de la terre dans son ensemble et la composition de ses diverses géosphères. Le tableau 6 donne la composition chimique globale de la terre après les calculs du géochimiste américain B. Mason. On suppose que le noyau est constitué d'un alliage fer-nickel similaire à la phase métallique des chondrites. Il existe deux hypothèses concernant la composition du noyau terrestre. Selon le premier, le noyau est constitué de fer avec un mélange (18-20 pour cent) de silicium (ou d'un autre matériau relativement léger) selon le second, le noyau externe est composé de silicate qui, sous l'effet de l'énorme pression et à haute température, est passé à l'état métallique, le noyau interne peut être en fer ou en silicate.

Tableau 6. Composition chimique de la terre
Élément chimiqueContenu en pourcentage en poids
Le fer34.63
Oxygène29.53
Silicium15.20
Magnésium12.70
Nickel2.39
Soufre1.93
Calcium1.13
Aluminium1.09
Sodium0.57
Chrome0.26
Manganèse0.22
Cobalt0.13
Phosphore0.10
Potassium0.07
Titane0.05

Le fer, l'oxygène, le silicium et le magnésium prédominent dans la composition de la terre (à la fois en masse et en nombre d'atomes). Ensemble, ils constituent plus de 90 pour cent de la masse terrestre. La croûte terrestre est constituée de près de la moitié d'oxygène et de plus d'un quart de silicium. Un grand pourcentage est également composé d'aluminium, de magnésium, de calcium, de sodium et de potassium. L'oxygène, le silicium et l'aluminium produisent les composés les plus communs dans la croûte : la silice (SiO2) et l'alumine (A12O3).

Le manteau se compose principalement de minéraux lourds riches en magnésium et en fer. Ils forment des composés avec SiO2 (les silicates). Le substratum contient évidemment plus de forstérite (Mg2SiO4) que toute autre chose, tandis qu'à de plus grandes profondeurs la quantité de fayalite (Fe2SiO4) augmente progressivement. On suppose que sous l'influence de la très haute pression dans le manteau inférieur, ces minéraux se sont décomposés en oxydes (SiO2, MgO et FeO).

L'état global de la matière à l'intérieur de la terre résulte d'une température et d'une pression élevées. Le matériau du manteau serait en fusion s'il n'y avait pas eu la pression élevée qui fait que tout le manteau se trouve dans un état cristallin dur, à l'exception peut-être de l'asthénosphère où l'effet d'une température proche du point de fusion est supérieur à l'effet de la pression. On suppose que là, la substance du manteau est soit à l'état amorphe, soit à l'état partiellement fondu. Dans la couche de Golitsyn, à mesure que la pression augmente avec la profondeur, il apparaît que les réseaux cristallins des minéraux se restructurent dans le sens d'une plus grande compaction des atomes, ce qui explique l'augmentation rapide de la densité et des vitesses des ondes sismiques avec la profondeur.

Le noyau externe est évidemment à l'état liquide (fondu) car les ondes sismiques transversales, qui ne peuvent se déplacer dans un liquide, ne le traversent pas. L'origine du champ magnétique terrestre est liée à l'existence du noyau externe liquide. Le noyau interne est apparemment solide. (Les ondes longitudinales approchant la limite du noyau interne y génèrent des ondes transversales.)

PROCESSUS GÉODYNAMIQUES. La matière des géosphères terrestres est en mouvement et en constante évolution. Ces processus se déroulent le plus rapidement dans les coquilles liquides et gazeuses, mais le contenu de base de l'histoire du développement du globe consiste en des changements beaucoup plus lents se produisant dans les géosphères internes qui sont constituées principalement de matière solide, c'est précisément l'étude de leur nature et la dynamique qui est la plus essentielle pour une compréhension correcte de l'état actuel et de tous les états passés de la terre.

Parmi les processus se produisant à l'intérieur et à la surface de la terre, on distingue deux groupes principaux. Le premier est le processus interne, ou endogène, dont la force motrice est l'énergie interne de la Terre (principalement l'énergie de désintégration radioactive). Le deuxième groupe est constitué des processus externes, ou exogénétiques, engendrés par l'énergie du rayonnement solaire atteignant la terre. Les processus endogènes sont typiques principalement pour les géosphères profondes. Dans les zones inférieures de la croûte terrestre, dans le manteau supérieur et, apparemment, beaucoup plus profondément, il y a mouvement d'énormes masses de matière et expansion, compression et transformations de phase de cette matière migration d'éléments chimiques et circulation de courants thermiques et électriques . Il ne fait aucun doute que, pris ensemble, ils provoquent le processus continu de différenciation abyssale de la matière, qui conduit à la concentration de composants plus légers dans les géosphères supérieures et de plus lourds dans les géosphères plus profondes. Dans le manteau, le facteur moteur est apparemment un mécanisme ressemblant à une fusion zonale grâce à laquelle les éléments chimiques (ou composés) sont régulièrement répartis entre les phases fusibles et réfractaires. Les processus endogènes profonds agissent sur la croûte terrestre, provoquant des mouvements verticaux et horizontaux de secteurs et de blocs particuliers (mouvements de la croûte) et des déformations et transformations de la structure interne de la croûte. Tous ces processus sont appelés processus tectoniques, et la région dans laquelle ils se produisent, qui englobe la croûte terrestre et, à un moindre degré, également le manteau extérieur, est appelée la tectonosphère. Les processus magmatiques sont étroitement liés aux processus tectoniques, qui impliquent l'injection dans la croûte terrestre de magma s'élevant d'en bas (magmatisme profond) et l'effusion de magma à travers des fissures à la surface de la terre sous forme de lave (volcanisme). Au cours des déformations tectoniques (déplacements) et de l'injection de magma se produisent également des processus de métamorphisme des roches où la composition minéralogique et la structure des roches sont altérées en raison de l'action des pressions et des températures accrues.

La surface terrestre et les couches supérieures de la croûte terrestre sont simultanément soumises à l'action de processus exogénétiques. Ils sont divisés en destructifs (y compris l'altération des roches, l'élimination des produits de la destruction des roches par le vent et l'eau courante, et les changements de la surface de la terre causés par les rivières et les ruisseaux, les eaux souterraines et les glaciers en mouvement) et constructifs (accumulation de sédiments dans les plaines et les étendues marines et lacustres avec transformation ultérieure en roches sédimentaires).

Les actions des processus endogènes et exogénétiques à la surface de la terre sont réciproquement réciproques. Les processus endogènes (principalement les mouvements tectoniques) créent tout d'abord les irrégularités à grande échelle dont dépendent la répartition des terres et des mers et la possibilité de déplacer la matière par la force de gravité. Les processus exogénétiques séparent et décomposent les secteurs surélevés, remplissant les bas-fonds des produits de cette destruction, c'est-à-dire qu'ils ont globalement tendance à niveler la surface de la terre. Avec l'interaction de processus internes et externes, divers types d'irrégularités se forment à la surface de la terre. Pris ensemble, ils sont appelés le soulagement. Avec différents rapports de forces internes et externes, des montagnes et des types de relief très accidentés sont formés ou des types de relief moins accidentés et de niveau sont créés. Sous l'influence de l'action combinée des processus endogènes et exogénétiques, une lente circulation de la matière, s'étalant sur des millions et des milliards d'années, se produit. Elle s'accompagne d'une reformation et d'un renouvellement de la structure de la croûte terrestre.

Les processus endogènes amènent la matière profonde à la surface de la terre, où elle rencontre les processus de dénudation et d'accumulation et constitue l'une des principales sources de matière pour les roches sédimentaires. Au fur et à mesure que la croûte terrestre s'affaisse, les roches sédimentaires sont entraînées dans ses zones profondes et, tombant dans le champ d'action des processus endogènes abyssaux, se transforment parfois jusqu'à la refusion en magma. Puis, sous cette forme modifiée, ils sont à nouveau élevés à la surface de la terre par des processus tectoniques.

CARACTÉRISTIQUES PRINCIPALES DE LA STRUCTURE DE LA CROTE DE LA TERRE. La croûte terrestre est la seule des géosphères internes accessible à l'étude directe. Par conséquent, la connaissance de sa structure est la base la plus importante pour juger non seulement de l'histoire du développement de la croûte terrestre, mais aussi de l'histoire de la terre dans son ensemble. Des deux subdivisions structurelles de base, les continents et les océans, qui diffèrent fondamentalement par le type de croûtes, les continents ont été mieux étudiés.

Les éléments les plus anciens de la structure de la croûte continentale sont les anciennes plates-formes (précambriennes) et les blocs mdashvast, tectoniquement immobiles (stables). Au cours de l'histoire géologique, une partie importante de leur territoire s'est transformée en plaques recouvertes de lits pratiquement horizontaux de roches sédimentaires (la couverture de plate-forme) sous lesquels l'ancien socle plissé est enfoui. Le socle émerge à la surface dans des boucliers qui n'ont pas de couverture de plate-forme, il se compose de roches métamorphiques fortement plissées brisées par des intrusions magmatiques profondes, principalement de composition granitique. Cela indique que les secteurs de la croûte qui font partie du socle avaient à l'origine une grande mobilité tectonique.Les anciennes plates-formes sont séparées et bordées par des ceintures géosynclinales techniquement actives, qui se composent d'un certain nombre de systèmes géosynclinaux, et comprennent parfois des massifs internes (médians) relativement stables. En raison de leur développement, certains systèmes géosynclinaux ont acquis des caractéristiques caractéristiques des plates-formes et sont appelés plates-formes jeunes. Contrairement aux anciennes plates-formes (précambriennes), leurs socles sont d'âge plus jeune (paléozoïque ou mésozoïque).

Les ceintures géosynclinales se caractérisent par une tendance linéaire (plusieurs milliers et dizaines de milliers de kilomètres), une augmentation de l'épaisseur de la croûte, des mouvements verticaux contrastés de grande amplitude, un plissement intensif des roches, une activité volcanique et un niveau élevé de sismicité. Les plates-formes sont marquées par un contour isométrique, une consistance de l'épaisseur de la croûte (qui est de moindre ampleur que dans les ceintures géosynclinales), des mouvements verticaux lents de faible amplitude et de faibles manifestations de plissement, de sismicité et de volcanisme.

La structure actuelle de la croûte océanique est beaucoup moins bien connue et, par conséquent, dans une large mesure, les connaissances à son sujet se limitent à des conjectures. Les vastes étendues relativement planes du plancher océanique, qui sont marquées par un volcanisme faible, une sismicité faible et, évidemment, de faibles vitesses de mouvement vertical de la croûte terrestre, sont appelées, par analogie avec les structures continentales stables, les plates-formes océaniques ou les thalassocratons. Ils contrastent avec les zones tectoniquement mobiles des ceintures de rift océaniques, qui sont des structures en expansion, tout à fait uniques et d'importance mondiale, et diffèrent fortement des systèmes pliés géosynclinaux des continents. Ils s'étendent sur tous les océans sous la forme de dorsales médio-océaniques qui ont généralement un volcanisme intense, une grande sismicité et des flux de chaleur de plus en plus importants de l'intérieur. Les crêtes sont compliquées par des failles longitudinales le long desquelles un système de tranchées profondes s'est développé.

Deux types fondamentalement différents de relations structurelles entre la croûte océanique et continentale peuvent être identifiés. Le premier type, appelé type Atlantique, est typique d'une grande partie des océans Atlantique, Indien et Arctique. Ici, la frontière entre le continent et l'océan traverse la structure de la croûte continentale et la transition de la croûte continentale à la croûte océanique est abrupte, sous la forme d'un rétrécissement rapide de la couche granitique dans la zone du talus continental. Le deuxième type, appelé type Pacifique, est typique de la périphérie de l'océan Pacifique, des régions des Caraïbes et des Hébrides du Sud de l'océan Atlantique et de la côte indonésienne de l'océan Indien. Il présente généralement des systèmes plissés mésozoïques et cénozoïques et des géosynclinaux actuels parallèles au bord du continent comme s'il s'incurvait autour du bassin océanique en plus, il présente une zone de transition plus ou moins large avec une structure de croûte intermédiaire ou en mosaïque. Dans la zone de transition, il y a des soulèvements géanticlinaux qui s'expriment dans le relief actuel sous la forme d'archipels montagneux d'arcs insulaires avec une forme de chaîne typique. Conjugués avec eux se trouvent des creux géosynclinaux sous la forme des bassins d'eau profonde des mers marginales et des fosses océaniques longues et étroites.

Ces caractéristiques de la structure de la côte de l'océan Pacifique sont très souvent interprétées comme la preuve de sa grande antiquité. En même temps, personne ne met en doute la relative jeunesse des océans de type atlantique. Les données de la géologie historique indiquent sans ambiguïté que dès la fin de l'ère paléozoïque, les continents d'Amérique du Sud, d'Afrique, d'Australie et de l'Antarctique, ainsi que Madagascar et l'ancienne plate-forme de l'Hindoustan, constituaient un seul bloc continental, le Gondwanaland. Ce n'est qu'au cours du Mésozoïque qu'il s'est fragmenté et que les bassins actuels des océans Indien et Atlantique apparaissent.

La reconnaissance universelle de ce fait n'exclut pas des interprétations très différentes. Certains scientifiques la considèrent comme le résultat d'une "océanisation", c'est-à-dire de la conversion de la croûte continentale en croûte océanique. Le processus d'océanisation serait lié à la formation dans le manteau de centres de fusion qui assimilent les gros blocs de la lithosphère qui s'y enfoncent. Conjointement avec des écoulements de basalte à la surface, cela entraîne la disparition de la couche granitique, une augmentation générale du poids de la croûte et la formation d'une dépression océanique à l'endroit où existait l'ancien continent.

D'un autre côté, les opinions selon lesquelles les océans se sont formés sous forme de blocs de croûte continentale se sont séparés et le substrat sous-jacent a été exposé sont de plus en plus courantes. Ces idées de dérive des continents (mobilisme) sont étayées par les données de la paléogéographie, car si elles ne sont pas acceptées, il est difficile d'expliquer le décalage entre la localisation des zones climatiques du passé géologique et les pôles géographiques actuels. Des arguments similaires sont également présentés sur la base de l'écart entre les latitudes paléomagnétiques et l'orientation des méridiens magnétiques dans le passé calculés sur la base de données sur l'aimantation résiduelle des roches et la position actuelle des pôles magnétiques.

La plus répandue des hypothèses mobilistes est l'hypothèse de la nouvelle tectonique globale, ou tectonique des plaques, qui a été avancée dans les années 1960 et est basée sur des investigations géophysiques des océans. Cette hypothèse suppose une sorte d'"étalement" bilatéral de la croûte océanique dans les deux sens à partir des dorsales médio-océaniques et une expansion connexe des bassins océaniques. Certains scientifiques considèrent qu'il est possible que &ldquosétalement&rdquo de la croûte et &ldquooocéanisation&rdquo coexistent à des endroits différents selon la situation.

Une attention croissante commence également à être accordée aux déplacements horizontaux considérables des blocs de la croûte terrestre dans le développement des ceintures géosynclinales normales la présence dans les ceintures géosynclinales de vastes zones de roches ignées ultrabasiques et le volcanisme basaltique dit initial typique de la les premiers stades du développement des systèmes géosynclinaux sont considérés comme des indicateurs de l'apparition de géosynclinaux dans la croûte océanique similaires aux fosses océaniques actuelles. Selon de telles idées, les systèmes de plis actuellement connus des ceintures géosynclinales ne sont que des structures marginales de bassins océaniques autrefois vastes qui ont ensuite été fermés par le renversement de blocs continentaux adjacents qui se sont progressivement rapprochés les uns des autres jusqu'à ce qu'ils se rejoignent.

Ainsi, le problème des relations historiques entre la croûte continentale et océanique est loin d'être résolu. C'est encore plus vrai des causes générales des processus tectoniques, sujet sur lequel les hypothèses sont nombreuses et souvent contradictoires.

LE RELIEF DE LA TERRE. Les plus grandes formes (planétaires) du relief terrestre correspondent aux plus grands éléments structurels de la croûte terrestre. Leurs différences morphologiques sont déterminées par des différences dans la structure et l'histoire de secteurs particuliers de la croûte terrestre et par la direction des mouvements tectoniques. Ces subdivisions du relief de la surface terrestre, dans la formation desquelles les processus internes jouent le premier rôle, sont appelées morphostructures.

Les morphostructures à l'échelle planétaire sont décomposées en plus petites formes de morphostructures, telles que les hautes terres individuelles, les chaînes de montagnes, les massifs, les plateaux et les bassins, qui sont encore des formes de relief relativement grandes. S'y superposent les diverses formes plus petites, les soi-disant morphosculptures, qui sont façonnées principalement par l'effet des forces extérieures terrestres qui sont alimentées par l'énergie du soleil.

Morphostructures Les plus grandes irrégularités à la surface de la terre sont formées par des proéminences continentales (la terre avec le plateau) et les bassins océaniques. Les plus grands éléments du relief terrestre sont les régions de plaines dans les plates-formes et les régions de montagne (orogéniques).

Les régions de plaine comprennent les régions de plaine d'anciennes et de jeunes plates-formes et occupent environ 64 pour cent de la superficie des terres. Ce sont principalement des surfaces qui étaient initialement des plaines, formées par des lits de roches sédimentaires se produisant presque horizontalement. Il y a une symétrie dans la distribution de ces régions elles sont situées dans deux ceintures latitudinales, l'une dans l'hémisphère nord et l'autre dans l'hémisphère sud. Les plaines nord-américaines, est-européennes et sibériennes sont situées dans l'hémisphère nord, tandis que les plaines sud-américaines (brésiliennes), afro-arabes et australiennes se trouvent dans le sud. Dans les plaines de la plate-forme, il y a des plaines et des hautes terres individuelles, des plateaux et des hauts plateaux, et des blocs fortement surélevés (les monts Zhiguli sur la plaine d'Europe orientale, les monts Putorana sur le plateau de Sibérie centrale et le massif montagneux d'Ahaggar sur la plate-forme plaine). Globalement, l'amplitude d'élévation de la surface des plaines plates-formes est de 10 à 20 fois inférieure à celle des terres de montagne.

Parmi les régions de plaine, il y en a des basses avec des altitudes absolues de 100 à 300 m (Europe de l'Est, Sibérie occidentale, Turan et Amérique du Nord) et des hautes qui ont été soulevées par des mouvements crustaux très récents à des altitudes de 400 à 1 000 m (Plateau de Sibérie centrale, plaines afro-arabes et hindoustan et parties importantes des régions des plaines australiennes et sud-américaines). Les plaines du deuxième type prédominent dans le relief terrestre. Les plaines basses et hautes diffèrent nettement par leur apparence morphologique. Contrairement aux basses plaines, les hautes plaines ont généralement une plus grande profondeur de dissection, des surfaces plus en escalier causées principalement par des déplacements le long des failles et, par endroits, des manifestations de volcanisme.

Une distinction est faite entre les anciennes plaines plates-formes qui se sont formées sur les plates-formes précambriennes (par exemple, l'Europe de l'Est) et les jeunes plaines qui se sont formées sur les jeunes plates-formes (par exemple, la Sibérie occidentale) et sont plus mobiles que les premières.

Les régions montagneuses (orogéniques) occupent environ 36 pour cent de la superficie des terres. On y trouve deux types de structures montagnardes : des montagnes jeunes, ou épigéosynclinales, apparues pour la première fois dans la phase orogénique du développement des systèmes géosynclinaux cénozoïques (les montagnes du sud de l'Eurasie et de l'ouest de l'Amérique du Nord et du Sud) et rajeunies, ou épiplateforme, montagnes, qui se sont formées à la suite du rajeunissement par les récents mouvements crustaux dans des endroits où d'anciennes régions plissées d'âges divers avaient été nivelées ou partiellement détruites (par exemple, le Tien-Shan, les montagnes de Kunlun, les montagnes du sud de la Sibérie et du nord Mongolie en Asie, les montagnes Rocheuses en Amérique du Nord et les hautes terres d'Afrique orientale). En termes de superficie, les montagnes rajeunies prédominent sur les jeunes montagnes en raison de l'énorme étendue de l'orogenèse épiplateforme dans la phase néotectonique de développement de la croûte terrestre (néocène-anthropogène). Dans les montagnes de ce type, des secteurs surélevés d'anciennes plaines de pénétration sont préservés de l'époque qui a précédé la construction montagnarde la plus récente. Contrairement aux jeunes montagnes, elles se caractérisent par des discordances entre le plan orographique, la structure du système de drainage et la structure géologique.

Le fond océanique est subdivisé en marges sous-marines des continents, la zone des arcs insulaires, ou zone de transition, le fond océanique et les dorsales médio-océaniques.

Les marges sous-marines des continents (environ 14 pour cent de la surface terrestre) comprennent la zone peu profonde et généralement plane du plateau continental, le talus continental et l'élévation continentale située à des profondeurs de 2 500 à 6 000 m. La pente continentale et l'élévation continentale séparent les proéminences continentales formées par la terre et le plateau pris ensemble de la partie principale du fond océanique, appelée le fond océanique.

La zone de l'arc insulaire. Le fond de l'océan ne borde pas directement la montée des continents dans toutes les régions du globe. Dans les marges occidentales de l'océan Pacifique, dans la zone de l'archipel malais, des Antilles et de la mer de Scotia, et dans certaines autres régions qui ont encore un régime géosynclinal, une zone de transition est située entre le continent et le fond de l'océan il est marqué par une largeur considérable et des sections surélevées du sol cédant soudainement la place à des sections profondément enfoncées. Dans ces régions, il existe des archipels d'arcs insulaires, des bassins de mers marginales (par exemple, la mer de Béring et la mer d'Okhotsk) et des montagnes et des élévations à l'intérieur de ceux-ci, ainsi que des tranchées en eau profonde. Les arcs insulaires sont de jeunes structures montagneuses qui s'élèvent au-dessus de l'eau sous la forme d'une chaîne d'îles (les Kouriles, la Sonde, les Antilles et autres) les tranchées en eau profonde sont de longues et étroites dépressions dans le fond océanique qui entourent la des arcs insulaires du côté de l'océan et ont une profondeur de 7 à 11 km. Certains arcs insulaires se composent de deux chaînes parallèles (par exemple, l'arc des Kouriles) ou sont remplacés par une chaîne de jeunes montagnes situées le long de la marge du continent (par exemple, les Cordillères sur la côte Pacifique de l'Amérique). La zone de l'arc insulaire présente le plus grand contraste de relief sur la terre.

La plus grande partie du fond océanique proprement dit (qui comprend environ 40 pour cent de la surface terrestre) est recouverte de plaines abyssales (profondeur moyenne de 3 000 à 4 000 m) qui correspondent à des plates-formes océaniques (thalassocratons). Il existe des plaines plates (subhorizontales), en pente et vallonnées avec des variations d'altitude (pour ce dernier) allant jusqu'à 1 000 m. Les plaines forment le fond de bassins particuliers qui sont séparés dans les directions sublatitudinale et subméridienne par des crues, des houles et des crêtes sous-marines. Parmi les plaines du fond de l'océan, de nombreuses montagnes sous-marines isolées (volcans) s'élèvent, et certaines d'entre elles ont des pics aplatis (guyots).

Les éléments les plus importants du relief sous-marin sont les dorsales médio-océaniques (environ 10 pour cent de la surface terrestre). Leur longueur totale est de plus de 60 000 km. Il s'agit de soulèvements ondulatoires en pente douce, larges de plusieurs dizaines à 1 000 km et s'élevant de 2 à 3 km au-dessus du sol des bassins voisins. Certains sommets des crêtes s'élèvent au-dessus du niveau de la mer sous la forme d'îles volcaniques (par exemple, Tristan da Cunha, Bouvet et Sainte-Hélène). Certains éléments du système de dorsales médianes sont marqués par des élévations relativement faibles (faibles dorsales médio-océaniques), par une absence de dislocations de rift, et par moins de dissection.

Chacune des dorsales médianes a son propre prolongement dans la région de la croûte de type continental : les dislocations du rift de l'East Pacific Rise peuvent être retracées dans les structures de la côte californienne aux États-Unis les dislocations de la Mid-Indian Ridge peuvent être suivi dans les rifts graben du golfe d'Aden, de la mer Rouge, et les fractures de l'Afrique de l'Est et les dislocations de la dorsale médio-atlantique se poursuivent jusqu'à l'île de Spitzberg.

Les fractures abyssales qui découpent toute la croûte terrestre et s'étendent fréquemment dans le manteau jouent un rôle très important dans la structure de la surface terrestre. Ils divisent la croûte en blocs individuels qui sont bien exprimés par leur relief. Ils sont liés, en particulier, aux sections rectilignes des contours des continents. Au fond de l'océan, les plus grandes fractures s'étendent sur des milliers de kilomètres dans les directions latitudinale et sous-latitudinale et s'expriment dans le relief sous la forme d'escarpements, de bassins étroits et de crêtes s'élevant au-dessus d'eux. Ces fractures traversent les dorsales médio-océaniques, les brisant en segments individuels qui sont déplacés sur des dizaines et des centaines de kilomètres les uns par rapport aux autres.

Morphosculptures. Le travail des rivières et des écoulements temporaires des eaux joue le plus grand rôle dans la formation des morphosculptures. Les rivières et cours d'eau temporaires créent les formes fluviales courantes (érosion et accumulation) (vallées fluviales, ravins, ravines, etc.). Les formes glaciaires causées par l'activité des glaciers actuels et anciens, en particulier les glaciers continentaux (la partie nord de l'Eurasie et de l'Amérique du Nord) sont également courantes. Les formes glaciaires sont représentées par des creux de vallée, des roches à dos de mouton, des crêtes morainiques, des eskers, etc. Diverses formes de relief de pergélisol (cryogénique) se sont développées sur d'énormes régions d'Asie et d'Amérique du Nord où les strates rocheuses gelées en permanence sont courantes. Les régions désertiques et semi-désertiques de la terre présentent typiquement des formes dites arides d'altération physique intense et l'action du vent et des cours d'eau temporaires jouent un rôle déterminant dans leur création.

Les processus externes sur le terrain sont causés dans une large mesure par les caractéristiques climatiques d'une localité. Par conséquent, les zones où se trouvent des morphosculptures d'un type particulier sont réparties assez régulièrement sur la surface de la terre.

Au fond de l'océan, les morphosculptures se forment sous l'influence des processus d'accumulation d'abrasifs côtiers, de l'action des courants de turbidité (suspension) et de l'action des courants le long du fond.

La caractéristique la plus importante de l'earfn en tant que planète est la présence de la biosphère, la coquille dont la composition, la structure et l'énergie sont causées dans une large mesure par l'activité des organismes vivants. Les limites de la biosphère sont appréhendées différemment selon l'approche de son étude. La signification de cette coquille a été révélée le plus complètement dans la théorie développée par V. I. Vernadskii. La biosphère comprend non seulement la zone à la surface où la vie est maintenant concentrée, mais aussi les parties d'autres géosphères dans lesquelles pénètre la matière vivante ou qui se transforment en raison de l'activité passée de la matière vivante. Ainsi, la biosphère comprend non seulement les organismes vivants mais aussi tous leurs habitats présents et passés. D'après V. I. Vernadskii, cette « sphère de la vie » est unie par la migration biogénique des atomes. La matière vivante se manifeste en réalité sous la forme d'organismes vivants particuliers (discrets) qui diffèrent par leur composition, leur structure et leur mode de vie et appartiennent à différentes espèces. Il existe de 1,2 à 2 millions (selon diverses données) d'espèces de plantes et d'animaux sur la terre. Parmi eux, les plantes comptent environ un quart ou un tiers du nombre total d'espèces. Parmi les animaux, les insectes occupent la première place pour le nombre d'espèces décrites (environ 750 000), tandis que les mollusques occupent la deuxième place (de 40 000 à 100 000 selon diverses données). Viennent ensuite les vertébrés (60 000-70 000). Parmi les plantes, les angiospermes sont les premiers (de 150 000 à 300 000 espèces selon diverses données), suivis des champignons (de 70 000 à 100 000 espèces). Le nombre d'espèces végétales et animales est la mesure de la richesse de la flore et de la faune. Mais une abondance d'espèces en soi ne signifie pas une abondance d'individus, de même qu'un petit nombre d'espèces de la flore et de la faune peut s'accompagner d'une grande abondance d'individus. Pour caractériser la végétation et le monde animal, par conséquent, les concepts de biomasse (masse totale d'organismes) et de productivité biologique (la capacité des organismes à reproduire la biomasse en une unité de temps par unité de surface ou de volume d'habitat) sont utilisés au lieu de les notions de flore et de faune. Les organismes sont distribués différemment par la biomasse qu'ils ne le sont par le nombre d'espèces la biomasse des plantes sur terre est significativement plus élevée que celle des animaux.

La biosphère, en tant que zone de plus grande variabilité observable sur terre dans les conditions et l'état de la matière, comprend des matières solides, liquides et gazeuses et a une structure en mosaïque basée sur diverses biogéocénoses et groupes d'organismes vivants et de composants inorganiques qui sont interdépendants par l'échange de matière et d'énergie. La biogéocénose est un système organisé unique capable de s'autoréguler.

La matière de la biosphère n'est pas homogène dans sa structure, elle est divisée en vivants (organismes), biogéniques (créés par des organismes vivants), bioinertes (résultat de l'action combinée de processus biologiques et inorganiques) et inertes (inorganiques). Le rôle géologique de la matière vivante se manifeste dans un certain nombre de fonctions biogéochimiques. Au moyen d'organismes vivants (principalement par photosynthèse), l'énergie solaire est introduite dans les processus physico-chimiques de la croûte terrestre, puis redistribuée par la nutrition, la respiration et la reproduction des organismes, entraînant de grandes masses de matière inerte dans le processus. Les organismes vivants se sont propagés à toutes les régions de la terre qui leur sont accessibles qui sont proches des régions où l'eau liquide est thermodynamiquement stable (à l'exception, apparemment, des régions où les eaux souterraines sont surchauffées) et à un certain nombre de régions avec des températures inférieures à 0°C. Les conditions environnementales dans lesquelles l'activité vitale des organismes est possible et le domaine de la vie stable s'étend à mesure que l'activité vitale devient de plus en plus adaptable au cours de l'évolution. Au cours de l'évolution de la terre, les limites de la biosphère se sont étendues grâce à l'adaptation directe des organismes à des conditions plus difficiles et également grâce à la création de coques protectrices au sein desquelles apparaissent des conditions spéciales qui diffèrent des conditions environnementales. Ce processus a pris la plus grande ampleur depuis l'apparition des êtres humains, capables d'élargir considérablement la sphère qu'ils habitent.

Les caractéristiques les plus uniques et les plus typiques de la terre se trouvent dans la sphère géographique (paysage), qui, malgré sa faible épaisseur relative, contient les traits individuels les plus vifs de la terre. Dans cette sphère, non seulement les trois géosphères et les parties inférieures de l'atmosphère, l'hydrosphère et la croûte terrestre sont en contact étroit, mais il y a également un mélange et un échange partiels de composants solides, liquides et gazeux. La sphère paysagère absorbe la majeure partie de l'énergie rayonnante du soleil dans la bande des ondes visibles et reçoit tous les autres effets spatiaux. Des mouvements tectoniques résultant de l'énergie de la désintégration radioactive à l'intérieur de la terre, de la recristallisation des minéraux et d'autres processus se manifestent dans cette sphère.

L'énergie de diverses sources (principalement le soleil) subit de nombreuses transformations dans la sphère du paysage, se convertissant en formes d'énergie thermique, moléculaire, chimique, cinétique, potentielle et électrique. En conséquence, la chaleur provenant du soleil est concentrée ici et diverses conditions pour les organismes vivants sont créées. L'enveloppe géographique est caractérisée par l'intégralité résultant des relations entre ses composants et par l'inégalité de développement dans le temps et dans l'espace.

L'irrégularité du développement dans le temps s'exprime dans les changements rythmiques dirigés (périodiques et quotidiens, mensuels, saisonniers, annuels) et non rythmiques (épisodiques) typiques de cette coquille. En raison de ces processus, des secteurs particuliers de la coquille géographique ont des âges différents, le cours des processus naturels a un aspect hérité et des éléments reliques sont préservés dans les paysages existants. La connaissance des principales règles de développement de l'enveloppe géographique permet de prévoir les processus naturels dans de nombreux cas.

En raison de la variété des conditions créées par le relief, les eaux, le climat et la vie, la sphère du paysage est spatialement plus fortement différenciée que les géosphères externe et interne (à l'exception de la partie externe de la croûte terrestre) où la matière dans les directions horizontales est relativement homogène.

L'inégalité du développement géographique des coquilles dans l'espace s'exprime tout d'abord dans la zonation horizontale et la zonation altitudinale. Les particularités locales (conditions d'exposition, rôle des chaînes de montagnes comme barrières, éloignement des océans, spécificités du développement du monde organique dans des régions particulières de la terre) compliquent la structure de la coquille géographique, favorisent le développement des , et les différences provinciales, et conduisent à l'unicité de régions particulières et de leurs combinaisons.

Les types de paysage qui se produisent dans la sphère du paysage diffèrent selon les rangs. La division la plus importante est liée à l'existence et à la répartition des continents et des océans. Ensuite, la division est due à la forme sphérique de la terre, se manifestant par différentes quantités d'énergie thermique atteignant la surface de la terre. De ce fait, les zones de température, qui se répartissent de façon circumpolaire, forment une zone torride, deux zones tempérées et deux zones glaciales. Mais les différences de chaleur ne déterminent pas toutes les caractéristiques fondamentales d'un paysage. La combinaison de la forme sphérique de la terre et de sa rotation autour de son axe crée des différences dynamiques marquées, en plus des différences thermiques, qui surviennent principalement dans l'atmosphère et l'hydrosphère, mais étendent également leur influence à la terre. Ainsi se forment des zones climatiques, chacune avec ses propres conditions thermiques particulières et ses propres masses d'air et caractéristiques de leur circulation, et par conséquent, la manifestation et le rythme uniques d'un certain nombre de processus géographiques : processus biogéochimiques, processus géomorphologiques, évaporation, croissance des plantes. , la migration animale et les cycles de la matière organique et minérale.

Dans les zones polaires (arctique et antarctique), tempérée, tropicale et équatoriale, des masses d'air portant les mêmes noms se forment et prédominent ou prévalent tout au long de l'année. Entre ces zones se trouvent des zones de transition où les masses d'air des zones adjacentes alternent de manière régulière tout au long de l'année, ce qui se reflète dans les noms des zones de transition ayant le préfixe &ldquosub&rdquo (zones subpolaires, subtropicales et subéquatoriales).

La zonation climatique latitudinale a une influence si fondamentale sur d'autres aspects du paysage que la division du monde naturel en zones physicogéographiques sur la base de l'ensemble des caractéristiques correspond virtuellement aux zones climatiques, coïncidant généralement avec elles en nombre, configuration et Nom. Les zones géographiques diffèrent sensiblement par de nombreux traits dans les hémisphères nord et sud, ce qui nous permet de parler d'asymétrie géographique des coquilles.

D'autres différences de zonage horizontal dépendent directement des dimensions et de la configuration du terrain et des différences connexes dans la quantité d'humidité et le régime d'humidification. Ici, l'influence des différences sectorielles entre les parties océan-rivage, transitionnelles et continentales (secteurs) des continents est la plus marquée. C'est précisément dans les conditions concrètes de secteurs particuliers que se forment les aires hétérogènes des zones géographiques à terre, que l'on appelle les zones physicogéographiques. Beaucoup d'entre elles portent le même nom que les zones de végétation (forêt et steppe par exemple), mais cela ne reflète que la représentation physionomique du couvert végétal dans l'aspect paysager.

La zonation horizontale au sein de différentes zones géographiques se manifeste de diverses manières. Des zones et sous-zones particulières des ceintures polaire et subpolaire s'étendent latitudinalement et se cèdent l'une à l'autre de manière circumpolaire. Dans la zone tempérée, qui est bien développée sur des terres principalement dans l'hémisphère nord, l'étendue latitudinale des zones n'est typique que du secteur continental. Dans les secteurs de transition, l'allure des zones devient diagonale par rapport au quadrillage de la carte, tandis que dans les zones proches de l'océan, notamment aux basses latitudes, les zones se cèdent les unes aux autres avec la longitude.

Des exemples de zones physicogéographiques dans l'hémisphère nord sont les zones de glace et de déserts arctiques dans la ceinture arctique, la zone de toundra (avec des sous-zones de toundra arctique, de mousses et de broussailles) et la zone forêt-toundra dans la ceinture subarctique et la zone forestière (avec sous-zones de forêt clairsemée, plusieurs types de taïga et forêts mixtes et décidues), la zone forêt-steppe, la zone steppique (avec des sous-zones de steppes avec diverses herbes et steppes arides), la zone semi-désertique et la zone désertique ( avec des sous-zones de déserts du nord et du sud) dans la ceinture tempérée.

Dans les ceintures subtropicales, les zones se succèdent principalement avec la longitude, par exemple, dans les régions subtropicales d'Eurasie et d'Afrique du Nord, les zones d'ouest en est sont des zones subtropicales boisées humides, des zones subtropicales semi-arides (mer Méditerranée) et des zones subtropicales. de forêt-steppe, steppes, semi-déserts et déserts. Les ceintures tropicales se situent principalement dans les secteurs intérieurs des continents. Dans les ceintures subéquatoriales, selon la configuration du terrain, il existe des combinaisons complexes de division en zones latitudinales (des savanes sèches et plus humides et forêts clairsemées aux forêts de mousson) et en variantes paysagères sectorielles hétérogènes (forestières dans les secteurs océaniques et les savanes arides dans les secteurs continentaux). Dans la ceinture équatoriale, les différences sont principalement sectorielles.

Il existe des analogies spatiales dans les rapports de chaleur et d'humidification dans les zones ainsi, les zones avec un équilibre relatif entre la chaleur et l'humidification, où il y a exactement assez de chaleur pour évaporer l'humidité qui n'est pas éliminée par le ruissellement, se répètent régulièrement dans diverses ceintures (forêt-steppe, savane).

Des ceintures similaires aux zones géographiques de la terre se trouvent également dans l'océan mondial. Leur position est déterminée par la chaleur, l'évaporation, la nébulosité, la salinité et la densité de l'eau, qui sont toutes essentiellement des fonctions du bilan radiatif des vents et courants marins dominants et de la circulation verticale de l'eau et de sa teneur en oxygène, en plancton et en organismes supérieurs, et benthos en bas. Habituellement, ces conditions changent progressivement avec la latitude, tandis que les courants marins, qui sont soumis à la force de Coriolis et se déplacent conformément aux contours des côtes, dépassent les limites des ceintures de vents dominants et exercent une influence substantielle dans d'autres ceintures. Pour déterminer les limites des zones géographiques dans l'océan, par conséquent, les lignes de convergence des principales masses d'eau, les bords de glace ancienne (en été) et saisonnière (en hiver) dans les régions polaires, et les axes latitudinaux de les centres d'action atmosphérique sont plus importants. Dans les zones situées de part et d'autre de ces axes, les vents (avec un mouvement dominant ouest-est) ont des directions opposées.

L'histoire géologique de la terre est reconstituée à partir d'une étude des roches qui composent la croûte terrestre. L'âge absolu des roches les plus anciennes connues à l'heure actuelle est d'environ 3,5 milliards d'années, et l'âge de la Terre en tant que planète est estimé à 4,5 milliards d'années. La formation de la terre et le stade initial de son développement appartiennent à l'histoire prégéologique. L'histoire géologique de la Terre est divisée en deux étapes inégales : le Précambrien, qui occupe environ les cinq sixièmes de toute l'histoire géologique (environ 3 milliards d'années), et le Phanérozoïque, qui englobe les 570 derniers millions d'années. Le Précambrien est divisé en ères archéennes et protérozoïques. Le Phanérozoïque comprend les ères Paléozoïque, Mésozoïque et Cénozoïque.

L'histoire la mieux étudiée est celle de la partie continentale de la croûte terrestre, à l'intérieur de laquelle, il y a environ 1,5 à 1,6 milliard d'années, la formation des anciennes plates-formes (précambriennes) qui constituent les masses principales des continents actuels a été pratiquement achevée. Ces plates-formes sont l'Europe de l'Est (russe) en Europe, la Sibérienne, la Sino-coréenne, la Chine du Sud et l'Inde en Asie, l'Africaine, l'Australienne, l'Amérique du Sud et l'Amérique du Nord (canadienne) et l'Antarctique. Dans une large mesure, l'histoire de la partie continentale de la croûte terrestre est déterminée par le développement de ses ceintures géosynclinales, qui consistent en des systèmes géosynclinaux particuliers. L'évolution de tous les systèmes géosynclinaux commence par une phase géosynclinale prolongée de formation et de développement de creux subparallèles profonds, ou géosynclinaux, séparés par des soulèvements (géanticlines) et généralement remplis par des mers dans les eaux desquelles des couches épaisses de roches sédimentaires et volcaniques se sont déposées. Ensuite, le système géosynclinal a subi un plissement intensif qui l'a transformé en un système plié (structure pliée), est entré dans le stade de la construction de la montagne (orogenèse) et a été poussé vers le haut dans son intégralité pour former une ceinture montagneuse. Dans cette phase orogénique finale, la plupart des dépôts grossiers se sont accumulés dans les bassins internes (intermontagnards) nouvellement formés et les creux marginaux (avant-fonds) qui se sont formés le long de la périphérie des plates-formes voisines et ici le volcanisme dit orogénique lié aux fractures de la croûte terrestre s'est développé. sur de vastes étendues. Avec la fin de la phase orogénique, le système plissé a perdu son ancienne mobilité tectonique, son relief a été progressivement nivelé par la dénudation et il est devenu le socle d'une jeune plate-forme au sein ou plissement).

Le développement de la plupart des systèmes géosynclinaux du Phanérozoïque s'inscrit dans le cadre de quelques cycles tectoniques globaux généralisés. Bien que dans différents cas les débuts et les fins des cycles tectoniques diffèrent de dizaines de millions d'années, dans l'ensemble, ce sont des unités naturelles dans l'évolution globale de la structure de la croûte continentale. Deux d'entre eux, les cycles calédonien et hercynien, se situent à l'ère paléozoïque (570-230 millions d'années). Les plissements calédoniens et hercyniens qui les terminaient ont façonné les socles de la plus vaste et la plus typiquement construite des jeunes plates-formes épipaléozoïques. Toute l'histoire tectonique ultérieure est souvent considérée comme un seul cycle alpin. Mais il se décompose clairement en cycles particuliers de signification moins qu'universelle qui se chevauchent chronologiquement à un degré considérable mais ont une signification entièrement indépendante dans le développement de régions définies du globe. Le premier de ces cycles est le plus caractéristique de la ceinture géosynclinale qui entoure l'océan Pacifique. Il a commencé dans le dernier segment de l'ère paléozoïque, la période du Permien, et coïncide dans le temps avec les étapes finales du cycle hercynien dans d'autres régions. Mais la majeure partie se situe dans l'ère mésozoïque (il y a 230-70 millions d'années), c'est pourquoi le cycle lui-même et le plissement qui l'a terminé sont généralement appelés mésozoïque. Les systèmes plissés mésozoïques sont encore marqués par le relief montagneux aujourd'hui, et les véritables plaques épimésozoïques avec des manteaux de plate-forme bien développés sont rares. Le deuxième cycle de développement, le cycle alpin proprement dit, est le plus typique de la ceinture géosynclinale méditerranéenne qui s'étend du sud de l'Europe à l'Indonésie en passant par l'Himalaya. Le début de ce cycle tombe au début du Mésozoïque et s'est terminé dans différents segments de la dernière ère du passé géologique, le Cénozoïque. Les géosynclinaux en développement (par exemple, les creux profonds des mers intérieures de type méditerranéen) n'existent aujourd'hui que dans quelques systèmes géosynclinaux alpins. Une grande majorité d'entre elles sont en phase orogénique et sont le siège de systèmes de haute montagne à croissance intensive, de régions de plissement cénozoïque jeune ou alpin. Les systèmes (ou régions) géosynclinaux actuels sont concentrés principalement sur la périphérie ouest de l'océan Pacifique et, dans une moindre mesure, dans d'autres régions proches des océans. Parfois, ils sont également considérés comme faisant partie des zones de plissement cénozoïque, bien qu'ils soient au stade le plus actif du développement géosynclinal.

Après l'achèvement du cycle, le développement géosynclinal peut se répéter, mais une partie des régions géosynclinales devient toujours une jeune plate-forme à la fin d'un cycle régulier. Pour cette raison, la superficie occupée par les géosynclinaux a diminué au cours de l'histoire géologique, tandis que la superficie des plates-formes a augmenté. Ce sont précisément les systèmes géosynclinaux qui ont été le lieu de formation et de croissance de la croûte continentale avec sa couche granitique.

Le caractère périodique des mouvements verticaux au cours du cycle tectonique (principalement affaissement au début et principalement soulèvement à la fin du cycle) a dans tous les cas conduit à des modifications correspondantes du relief de la surface et à une modification des transgressions. et les régressions de la mer. Ces mêmes mouvements périodiques ont affecté la nature des roches sédimentaires qui se sont déposées ainsi que le climat qui a connu des changements périodiques. Même au Précambrien, les époques chaudes ont été interrompues par des périodes glaciaires. À certains moments au Paléozoïque, la glaciation a englouti le Brésil, l'Afrique du Sud, l'Inde et l'Australie. La glaciation la plus récente (dans l'hémisphère nord) s'est produite pendant la période anthropique.

En général, la première moitié de chaque cycle tectonique sur les continents a vu une avancée par la mer, qui a inondé une superficie de plus en plus grande sur les plates-formes et dans les géosynclinaux. Au cycle calédonien la transgression de la mer s'est développée au cours des périodes cambrienne et ordovicienne au cycle hercynien elle s'est développée au cours de la seconde moitié du dévonien et au début du carbonifère au mésozoïque elle s'est développée au cours du trias et au début du Jurassique dans l'Alpine il s'est développé au cours des périodes Jurassique et Crétacé et au Cénozoïque il s'est développé pendant le Paléogène. Au début, le dépôt de sédiments sablo-argileux prédominait dans les mers, mais à mesure que la superficie des mers augmentait, ces sédiments ont cédé la place aux calcaires. Lorsque les soulèvements de la croûte sont devenus prédominants au milieu du cycle, la mer a commencé à se retirer, la superficie des terres a augmenté et des montagnes sont apparues dans les géosynclinaux. À la fin du cycle tectonique, pratiquement partout, les continents ont été libérés des bassins maritimes. La nature des roches sédimentaires présentes dans les bassins a changé en conséquence. Au début, il s'agissait encore de sédiments marins, mais de sables et d'argiles, pas de calcaires. Les roches sont devenues de plus en plus grossières. À la fin du cycle tectonique, les sédiments marins dans pratiquement tous les endroits ont été remplacés par des sédiments continentaux. Dans le cycle calédonien, ce processus de changement vers une plus grande grossièreté et enfin vers des sédiments continentaux s'est produit dans la période silurienne et au début du dévonien pendant le cycle hercynien c'était à la fin du carbonifère, au permien et au début de la période triasique pendant le cycle alpin c'était dans le cénozoïque pendant le cycle mésozoïque c'était dans la période crétacée et pendant le cycle cénozoïque c'était dans le néocène. À la fin du cycle, des dépôts lagunaires chimiogènes (sel et gypse) se sont également formés en tant que produits résiduels de l'évaporation de l'eau des bassins marins fermés et peu profonds.

Les changements périodiques des conditions de formation des sédiments ont conduit à des similitudes entre des formations sédimentaires appartenant à des stades identiques de cycles tectoniques différents. Et cela a conduit dans un certain nombre de cas à l'apparition répétée de gisements minéraux d'origine sédimentaire. Par exemple, les plus gros gisements de charbon datent de ce stade des cycles hercynien et alpin où le soulèvement venait de commencer à prévaloir sur la submersion de la croûte terrestre (le milieu et la fin du Carbonifère dans le cycle hercynien et le Paléogène dans le cycle alpin) . La formation d'importants gisements de sels communs et de potassium date de la fin du cycle tectonique (fin du Silurien et début du Dévonien au cycle calédonien, Permien et début du Trias au Hercynien, et les périodes Néocène et Anthropogénique dans le cycle alpin).

Cependant, la similitude entre les formations sédimentaires appartenant au même stade de cycles différents n'est pas complète. En raison de l'évolution du monde animal et végétal d'un cycle à l'autre, les organismes formant les roches ont changé et la nature de l'influence des organismes sur les roches a également changé. Par exemple, l'absence d'une couverture végétale appropriée sur les continents au début du Paléozoïque était la raison pour laquelle le cycle calédonien n'avait pas les gisements de charbon qui étaient typiques des cycles hercynien et ultérieurs.

Les lois objectives de développement de la croûte continentale ne se limitent pas à la transformation de zones tectoniquement mobiles en plates-formes. De nombreux systèmes géosynclinaux, par exemple, dans la région de Verkhoiansk-Kolyma et dans une partie importante de la ceinture géosynclinale méditerranéenne, se sont formés dans les corps de structures plissées plus anciennes, y compris d'anciennes plates-formes dont les vestiges sont visibles dans certaines masses internes. Parallèlement à une telle assimilation des sections des plates-formes voisines par les systèmes géosynclinaux, de vastes zones au sein de ces derniers ont connu une activation tectonique occasionnelle exprimée par des déplacements verticaux relatifs considérables de grands blocs le long des systèmes de fractures et des soulèvements généraux conduisant à l'apparition d'un relief montagneux à la place d'anciens niveaux domaines. Une telle orogénie épiplateforme diffère grandement de l'orogenèse épigéosynclinale décrite ci-dessus par l'absence de vrai plissement et les phénomènes de magmatisme profond qui accompagnent le plissement, ainsi que par une faible manifestation du volcanisme.

Au cours de l'histoire géologique, les plates-formes ont été englouties par les processus d'activation tectonique à de nombreuses reprises. Ces processus ont été particulièrement marquants à la fin du Néocène lorsque de hautes montagnes qui s'étaient formées dès la fin des cycles calédonien ou hercynien et s'étaient arasées depuis lors se sont à nouveau élevées sur les plates-formes (par exemple, le Tien-Shan, l'Altaï et les Saïens) en même temps d'importants systèmes de graben-rift se sont formés sur les plates-formes, indiquant un processus de clivage profond de la croûte terrestre (le système de rifts du Baïkal, la zone de faille est-africaine).

Le processus de diminution de la superficie occupée par les géosynclinaux et la croissance correspondante de la superficie des plates-formes ont été soumis à une certaine régularité spatiale : les premières plates-formes stables qui se sont formées au Protérozoïque moyen à la place des géosynclinaux de l'Archéen ont joué par la suite le rôle de &ldquocentres de stabilisation », qui ont été envahis par des plates-formes de plus en plus jeunes à la périphérie. En conséquence, au début du Mésozoïque, les conditions géosynclinales étaient préservées dans deux ceintures étroites mais étendues, les ceintures de l'océan Pacifique et de la mer Méditerranée.

Influencé par l'interaction entre les forces internes et externes, le monde naturel à la surface de la terre a changé tout au long de l'histoire géologique. Il y a eu de nombreux changements dans le relief, les contours des continents et des océans, le climat, la végétation et le monde animal. Le développement du monde organique était étroitement lié aux principales phases du développement de la terre, qui comprenaient de longues périodes de développement relativement pacifique et des périodes de restructuration à relativement court terme de la croûte terrestre accompagnées de changements dans les conditions physicogéographiques à sa surface.

Histoire du développement du monde organique. Concernant l'apparition de la vie sur terre et les étapes initiales de son développement nous ne pouvons que faire des hypothèses (par exemple, hypothèse A. I. Oparine de l'origine de la vie). L'évolution biologique a été précédée d'une longue phase d'évolution chimique qui impliquait l'apparition d'acides aminés, de protéines et d'autres composés organiques dans les bassins hydrographiques. L'atmosphère primitive se composait manifestement principalement de méthane, de dioxyde de carbone, de vapeur d'eau et d'hydrogène, l'oxygène était à l'état lié. Dans l'une des étapes de développement, les molécules organiques complexes ont acquis la capacité de créer des molécules comme elles-mêmes, c'est-à-dire qu'elles sont devenues les premiers organismes, elles étaient évidemment constituées de protéines et d'acides nucléiques et étaient capables d'avoir des variations héréditaires. Sous l'influence de la sélection naturelle, les organismes vivants initiaux les plus perfectionnés ont d'abord survécu, ils se sont nourris de substances organiques (organismes hétérotrophes). Plus tard sont apparus des organismes capables de synthétiser des substances organiques à partir de substances inorganiques par chimiosynthèse ou photosynthèse (organismes autotrophes). L'oxygène libre, un sous-produit de la photosynthèse, accumulé dans l'atmosphère. Après l'apparition des organismes autotrophes, de vastes possibilités d'évolution des plantes et des animaux ont vu le jour.

L'histoire de la vie est reconstituée à partir des restes d'animaux et de plantes et des traces de leur activité vitale qui ont été conservés dans des roches sédimentaires et, très rarement, métamorphiques. Les restes fossiles d'organismes qui peuplaient autrefois la terre fournissent une chronique unique du développement de la vie sur terre au cours de plusieurs millions d'années. Cette chronique géologique est loin d'être parfaite et est assez incomplète car un grand nombre d'organismes, notamment ceux sans squelette, ont disparu sans laisser de trace. Étape énorme en termes de temps, le Précambrien, ou Cryptozoïque (environ 3 milliards d'années), a laissé très peu de documentation paléontologique.

Les traces les plus anciennes de l'activité vitale des organismes ont été trouvées dans les roches archéennes dont l'âge est déterminé entre 2,6 et 3,5 milliards d'années et plus elles sont représentées par les restes de bactéries et d'algues bleu-vert. Des restes organiques plus variés ont été trouvés dans les roches du Protérozoïque, qui était l'âge où les bactéries et les algues dominaient. Au Protérozoïque inférieur, la vie est représentée principalement par les produits de l'activité vitale des algues (stromatolites) et des bactéries (en particulier les bactéries du fer, qui ont formé certains gisements de minerai). Il semble que les premiers animaux multicellulaires soient apparus au Protérozoïque parce que des empreintes et des noyaux d'un certain nombre d'animaux invertébrés et d'éponges, de méduses, de coraux, de vers et de certains autres organismes dont la position systématique n'est pas claire ont été trouvés dans des dépôts de la fin du Protérozoïque (le Wend complexe et Ediacara dans le sud de l'Australie). En raison de la prédominance des méduses, la fin du Protérozoïque est appelée l'âge des méduses. Apparemment, d'autres organismes ont également existé pendant le Protérozoïque car les dépôts du Paléozoïque inférieur montrent des restes et des traces de l'activité vitale de représentants de pratiquement tous les types du règne animal, fournissant la preuve que l'apparition et la formation de nombreux types ont eu lieu beaucoup plus tôt. . Il est possible que tous les organismes du Protérozoïque n'aient pas encore de squelettes durs, et donc on en sait très peu sur eux. A la fin du Cryptozoïque, des changements paléogéographiques majeurs liés à la fin du cycle tectonique baïkalien avaient eu lieu. Il est probable qu'à cette époque, la composition de l'atmosphère avait également changé en raison du développement intensif des plantes photosynthétiques (la teneur en oxygène a augmenté et la teneur en dioxyde de carbone a diminué en conséquence), et la composition chimique de l'eau de mer avait également changé.

L'apparition d'un certain nombre de groupes d'organismes à squelette organique ou minéral, qui a eu lieu à la fin du Précambrien et au début du Phanérozoïque, a été un événement d'une importance exceptionnelle dans l'histoire du développement du monde organique. Les nombreux vestiges organiques des gisements phanérozoïques permettent non seulement de reconstituer l'histoire du développement du monde organique mais aussi de le subdiviser en étapes définies (ères, périodes, etc.) les limites des mers et des continents et des zones climatiques, reconstituant l'histoire des bassins marins et des continents, et clarifiant le mode de vie et les conditions d'existence des organismes dans le passé).

L'évolution s'est produite comme un processus d'adaptation, et ses principaux facteurs étaient les variations héréditaires, la lutte pour la survie et la sélection naturelle. Les chemins spécifiques de l'évolution différaient. Parfois, il y avait des changements qualitatifs très importants dans les organismes (par exemple, l'apparition de sang chaud), généralement appelés aromorphoses, qui ont conduit à une augmentation générale du degré d'organisation et à l'apparition de relations fondamentalement nouvelles avec l'environnement. La voie d'évolution la plus habituelle était la formation d'adaptations non liées à des changements substantiels d'organisation mais favorisant une plus large distribution des organismes et une adaptation à des conditions plus variées (idioadaptations). Aromorphoses et idioadaptations sont les deux faces d'un même processus d'adaptation.

L'étude des organismes du passé géologique a permis d'établir la vitesse variable d'évolution dans son ensemble et aussi la vitesse variable d'évolution pour différents types de plantes et d'animaux. L'évolution est généralement passée du simple au complexe, mais parfois en s'adaptant à un mode de vie différent (relativement immobile ou parasitaire) des formes complexes ont donné naissance à des formes plus simples. De nouveaux groupes sont généralement apparus à partir de formes relativement simples et non spécialisées. Le développement de certaines formes s'est toujours accompagné de l'extinction d'autres moins bien adaptées. L'évolution dans son ensemble est monophylétique et, comme tout développement, c'est un processus irréversible.

En termes de caractère du monde organique, l'ère paléozoïque est clairement divisée en deux étapes. Les organismes à prédominance marine sont typiques de la première étape (le Cambrien, l'Ordovicien et le Silurien), qui coïncide avec le cycle tectonique calédonien. Divers micro-organismes et algues bleu-vert continuent d'exister : foraminifères (agglutinants), radiolaires, Archaeocyatha, éponges, bryozoaires, coelentérés, mollusques, arthropodes et échinodermes apparaissent. Les coraux tabulés, les tétracoraux, les Endoceratoidea, les Actinoceratoidea, les trilobites, les brachiopodes, les cystoïdes et les graptolites sont particulièrement typiques. Les premiers vertébrés apparaissent à l'Ordovicien : Agnathe, semblable à un poisson, avec un cœur à deux chambres et un cerveau simplement disposé protégé par un crâne, qui apparaît pour la première fois. Le développement ultérieur des vertébrés marins a suivi la voie d'une complexité croissante du cerveau (céphalisation), du système circulatoire et de tous les autres organes. À la fin du Silurien et au début du Dévonien, lorsque les conditions marines ont été remplacées par des conditions continentales (fin du cycle calédonien) sur une zone importante de la terre, de nombreux représentants de ces groupes se sont éteints. Au même moment, à la fin du Silurien, apparaissent les premiers vrais poissons, à mâchoires.

La deuxième étape est la fin du Paléozoïque. Il coïncide avec le cycle tectonique hercynien et se caractérise par une évolution ultérieure du monde organique et par l'apparition et la propagation étendue de plantes et d'animaux terrestres. Au début du Dévonien, la première flore terrestre répandue était les Psilophytineae, qui comprenaient des lycopsides primitifs, des arthrophytes et des Primofilices. Au début du Dévonien supérieur, ces flores ont été remplacées par des flores archéoptériques (du nom Archaeopteris, la plante typique). Les premiers insectes et chélicéras terrestres (scorpions, araignées et tiques) apparaissent. Le nombre de trilobites et de graptolites dans les mers diminue fortement, mais un certain nombre de nouveaux groupes, notamment les ammonoïdes des céphalopodes, apparaissent. L'apparition et le développement rapide des poissons (placodermes, actinoptérygiens, crossopterygians et dipnoans) sont particulièrement typiques du Dévonien, et pour cette raison la période du Dévonien est parfois appelée l'âge des poissons. Un avantage substantiel du poisson par rapport à l'Agnatha était la présence de mâchoires et d'un cerveau plus complexe composé de cinq compartiments.

A la fin du Dévonien, les premiers animaux terrestres à quatre pattes sont issus des crossopterygians, ce sont les labyrinthodontes, classés parmi les amphibiens. Tout comme pour les formes actuelles, leur reproduction était étroitement liée à l'eau dans laquelle les larves se sont développées et où la métamorphose a eu lieu. Les échanges gazeux ont eu lieu dans les poumons primitifs et à travers la peau humide. Il est possible que le compartiment avant du cerveau ait été divisé en deux hémisphères.

La fin du Paléozoïque (périodes carbonifère et permien) a été l'étape où différents groupes d'organismes, en premier lieu les plantes, ont conquis le territoire. Une végétation de type forestier s'y est développée. Les sporophytes tels que les lycopsides, les arthrophytes et les gymnospermes primitifs (cordaitéens et fougères à graines) prédominaient. Au Carbonifère moyen et supérieur, trois provinces botaniques-géographiques se sont différenciées : la tropicale, avec une flore des types euramérien et katasien, et deux non tropicales, celle du nord (Angara) et du sud (Gondwana). Dans la province tropicale, les lycopsides ligneux (lépidodendrons et sigillarias), les arthrophytes (Calamities) et diverses fougères à graines prédominaient dans la province d'Angara, les cordaïtes et dans la province du Gondwana, les glossoptères. Avec l'épanouissement de la végétation, de nombreux invertébrés terrestres, en premier lieu les arthropodes (insectes), deviennent nombreux. Les amphibiens sont devenus très variés. Au Carbonifère, les premiers reptiles (cotylosaures) en sont issus. Leurs corps étaient recouverts d'une peau cornée (ce qui empêchait la perte d'humidité). Il est probable qu'ils, comme les reptiles d'aujourd'hui, se reproduisaient sur terre, leurs œufs étaient protégés par une coquille calcaire et la respiration se faisait entièrement avec les poumons. Les systèmes circulatoire et nerveux se sont développés. Au milieu de la période permienne, qui coïncidait avec la fin du cycle tectonique hercynien, les dimensions des mers diminuaient et la superficie des continents augmentait considérablement. Les vrais gymnospermes&mdashconifères, les plantes ginkgoacées, les cycadales et les Bennettitales&mdash sont devenus beaucoup plus courants. Les reptiles ont atteint une grande variété de nombreux groupes d'entre eux ne sont typiques que de la période permienne. À la fin du Permien, il y a eu des changements importants dans la faune marine. Les animaux qui se sont éteints comprenaient les tétracoraux tabulés coraux de nombreux groupes de crinoïdes, d'oursins, de brachiopodes et de bryozoaires les derniers représentants des trilobites un certain nombre de Chondrichthyes (poissons cartilagineux) et d'anciens actinoptérygiens ainsi qu'un certain nombre de crossopterygians et de dipnoans, d'amphibiens et reptiles.

Un renouvellement fondamental de la faune marine caractérise le début de l'ère mésozoïque (période triasique), qui est liée au début du cycle tectonique mésozoïque. De nouveaux groupes de foraminifères et d'hexacoraux sont apparus, et les radiolaires, les gastéropodes et les mollusques bivalves et céphalopodes sont devenus plus variés. Des groupes de reptiles aquatiques sont apparus : tortues, crocodiles, ichtyosaures et sauroptérygiens sur terre, de nouveaux groupes d'insectes sont apparus, les premiers dinosaures, et des mammifères primitifs (les triconodontes, qui étaient représentés par des formes très petites et rares). À la fin de la flore triasique s'est formée dans laquelle prédominaient les fougères, les cycas, les Bennettitales, les gingkoes, les czekanowskiales et les conifères. Au Jurassique, le développement des groupes apparus au Trias s'est généralement poursuivi. Parmi les invertébrés marins, les ammonites et les bélemnites atteignirent leur zénith. Les reptiles occupaient une position dominante, les ichtyosaures, les plésiosaures, les pliosaures, les tortues et les crocodiles habitaient les mers, tandis que les dinosaures carnivores et herbivores vivaient sur terre et les ptérosaures habitaient les airs. Les oiseaux anciens (Archéoptéryx) est née des reptiles à la fin du Jurassique. La flore terrestre était caractérisée par le développement de fougères et de gymnospermes dans la région tempérée de Sibérie, les plus répandues et les plus nombreuses étaient les ginkoes, les czekanowskiales et les conifères dans la région tropicale (indoeuropéenne), les fougères, les cycas et les Bennettitales étaient les plus communs.

Au cours de la période du Crétacé, il y a eu d'autres changements dans les groupes d'animaux et de plantes connus au Jurassique. Des oiseaux à dents (Odontornithes) sont apparus et les dinosaures ont atteint des tailles gigantesques. Au milieu du Crétacé, les angiospermes ont remplacé les gymnospermes sur terre, l'apparition et le développement de nombreux groupes d'insectes, d'oiseaux et de mammifères sont liés à l'apparition de plantes à fleurs. À la fin du Crétacé, un certain nombre de groupes se sont éteints ou ont beaucoup changé. Les ammonites, presque toutes les bélemnites, de nombreux groupes de bivalves (rudistides et Inoceramidés) et de gastéropodes, un certain nombre de groupes de brachiopodes, des poissons ganoïdes, de nombreux reptiles marins et tous les dinosaures et ptérosaures ont disparu.

Le début de l'ère cénozoïque a été caractérisé par l'apparition de nouveaux groupes de foraminifères (les nummulites étaient particulièrement typiques), de mollusques, de bryozoaires et d'échinodermes. Les poissons osseux se sont répandus dans toutes les étendues d'eau douce et marine. L'apparition d'un certain nombre de groupes d'oiseaux et de mammifères était particulièrement importante. En raison de la complexité accrue du développement du cerveau, du sang chaud et de la naissance vivante, les mammifères se sont avérés plus capables de survivre que les reptiles, ils étaient moins dépendants des changements dans l'environnement. Certains des mammifères se sont adaptés à différentes conditions de vie sur terre, tandis que d'autres se sont adaptés à la vie en mer (les cétacés et les pinnipèdes), et d'autres encore se sont adaptés au vol (les chauves-souris). Au début du Paléogène, prédominaient les monotrèmes, les marsupiaux et les mammifères placentaires primitifs. La faune dite indricotherique (du nom du grand rhinocéros sans cornes caractéristique Indricotherium) connue d'Asie était typique de la fin du Paléogène. Il y avait une nette distinction entre les régions botaniques et géographiques tropicales et subtropicales, qui avaient une prédominance de dicotylédones à feuilles persistantes, de palmiers et de fougères arborescentes, et la région tempérée, qui avait des forêts de conifères et de feuillus.

A la fin du Paléogène et surtout au début du Néocène, tous les types d'invertébrés précédemment connus ont continué à se développer dans les mers, leur composition générique et spécifique est devenue de plus en plus proche de celle d'aujourd'hui. Les poissons osseux prédominaient, les amphibiens et les reptiles continuaient à se développer et l'aire de répartition des oiseaux s'étendait. L'isolement de l'Australie a conduit à la préservation des marsupiaux et des monotrèmes là-bas. Sur les autres continents, les mammifères placentaires sont devenus dominants.Au début du Néocène la faune hipparion est devenue largement distribuée leur composition comprenait des chevaux à trois doigts (Hipparion), rhinocéros, mastodontes, girafes, cerfs, carnivores (tigres et hyènes à dents de sabre) et divers types de singes. Sur le territoire de l'URSS et de l'Europe occidentale, une flore tempérée chaude s'est développée, tandis que la végétation de la toundra s'est formée dans les régions du nord, la quasi-totalité de la Sibérie était recouverte de taïga et des plaines herbeuses sont apparues en Europe et en Amérique du Nord. Au cours de la période anthropique, la plus courte de l'histoire géologique, la formation de la flore et de la faune modernes s'est poursuivie. Le monde végétal et animal de l'hémisphère nord a beaucoup changé en lien avec les grandes périodes glaciaires. Certaines formes uniques (le mammouth et le rhinocéros laineux) sont apparues et se sont éteintes. L'apparition et le développement de l'homme ont été l'événement le plus important de cette période.

Le développement historique du monde organique sur terre est un processus exceptionnellement complexe et multiforme dont tous les éléments sont interdépendants et dépendent les uns des autres, sa base est la croissance de la diversité du monde organique et son adaptabilité à une variété de conditions de vie.

Selon des découvertes récentes, les peuples les plus anciens sont manifestement apparus il y a environ 2 millions d'années (de l'avis de certains scientifiques, il y a 1 million d'années). La question de savoir où les êtres humains sont apparus n'a pas été définitivement résolue. Certains scientifiques considèrent que l'Afrique a été la patrie d'origine, d'autres pensent que c'était les régions du sud de l'Eurasie, et d'autres encore pensent que c'était la région méditerranéenne. Même au Paléolithique inférieur, les êtres humains s'étaient installés sur une partie considérable du territoire : de vastes régions d'Europe centrale et méridionale et de nombreuses régions d'Afrique et d'Asie. Par le Paléolithique supérieur, l'homme dans son type physique actuel avait pris forme (Homo sapiens, ou « homme intelligent » et organisation clanique sont probablement apparues en même temps. Au Paléolithique supérieur, les peuples se sont installés dans des zones encore plus vastes, y compris les vastes régions d'Europe et d'Asie qui avaient été libérées de leur calotte glaciaire. Atteignant les frontières nord-est de l'Asie, les gens se sont également déplacés en Amérique du Nord. C'est également au Paléolithique supérieur que des peuples d'Asie du Sud commencèrent à s'installer en Australie et en Nouvelle-Guinée. Au Mésolithique, l'homme continua sa progression vers des territoires non encore habités. En Europe, l'Écosse, la Scandinavie, les rives orientales de la mer Baltique et une partie de la côte de l'océan Arctique étaient occupées. La propagation des personnes en Amérique a continué. Au néolithique, les régions non habitées restantes du monde, en particulier les îles japonaises (certains chercheurs pensent que le Japon a été colonisé un peu plus tôt) et de nombreuses îles d'Océanie, ont été colonisées.

Dans le processus de production sociale, l'homme a influencé l'environnement naturel qui l'entoure, il porte la marque du travail de nombreuses générations humaines qui ont vécu dans les conditions des différentes formations socio-économiques qui se sont succédées. Le degré et la nature de l'interaction entre l'homme et la nature dépendent du niveau de développement de la société humaine, ils résultent avant tout de différences dans le système socio-économique.

Les formes d'influence humaine sur la nature sont variées. En raison de ces influences, les ressources en eau sont redistribuées, les changements climatiques locaux et certaines caractéristiques du relief sont transformées. L'influence humaine sur la nature vivante est particulièrement importante à la fois sous sa forme directe et par son influence sur d'autres composants naturels.

Le changement dans l'une des composantes du paysage géographique à la suite de l'activité humaine entraîne le changement dans d'autres. Les conditions naturelles exercent une influence fondamentale, bien que non décisive, sur l'orientation de l'activité économique et sur de nombreux éléments de la culture (y compris le logement, l'habillement et l'alimentation).

L'ensemble complet des influences humaines sur la nature est de plus en plus souvent appelé utilisation de la nature, qui peut avoir un caractère irrationnel ou rationnel. L'utilisation irrationnelle de la nature peut être le résultat d'influences humaines intentionnellement prédatrices sur la nature ou le résultat d'influences spontanées uniquement médiées par les humains, mais dans les deux cas, elle conduit à l'appauvrissement et à la diminution de la qualité de l'environnement. L'utilisation rationnelle de la nature comprend tous les processus de développement intelligent (global et économique) des ressources naturelles, la protection de la nature et la transformation intentionnelle de la nature. Ces processus se manifestent différemment par rapport aux ressources de l'environnement et à la dépense des ressources naturelles. Le développement rationnel des ressources de l'environnement implique une adaptation optimale, la préservation signifie le maintien de conditions favorables, et la transformation signifie l'amélioration le développement des ressources en cours d'utilisation signifie leur extraction et leur traitement de manière globale et économique, la préservation signifie le maintien de la productivité (assurer la reproduction de la reproductible), et la transformation signifie augmentation quantitative et amélioration qualitative.

Avec le développement des forces productives, l'homme a besoin d'une plus grande variété de ressources naturelles. En même temps, l'influence de la société humaine sur l'environnement naturel ne cesse de se renforcer. Les connaissances humaines et le développement des ressources naturelles sont de plus en plus complets et multiformes. La révolution scientifique et technique moderne conduit, d'une part, à une compréhension et à une utilisation plus approfondies des ressources naturelles et, d'autre part, à la revalorisation de nombre d'entre elles.

Les effets de l'influence humaine sur la nature, en particulier en Europe et en Amérique du Nord, ont été plus étendus et plus variés au cours des 100 à 200 dernières années qu'ils ne l'ont été pendant des millions d'années dans le passé. Et maintenant, avec la croissance rapide de la population dans de nombreux pays et surtout avec la forte intensification de l'activité humaine liée à la révolution scientifique et technique, le taux d'utilisation des ressources naturelles augmente rapidement cela se réfère à la fois irremplaçable (par exemple, les minéraux) et les ressources remplaçables (par exemple, le sol, les plantes et les animaux). Par conséquent, l'humanité est confrontée à un problème des plus graves : éviter le danger de ruiner l'environnement qu'elle habite et de saper la productivité de la nature jusqu'à la désolation complète.

Dans tous les systèmes socio-économiques présocialistes, l'utilisation des ressources naturelles était pour la plupart irrationnelle et prédatrice. Au cours des derniers siècles, la superficie des forêts sur terre a diminué de 1,75 fois (estimation) aujourd'hui (1970), la superficie forestière comprend 4,1 milliards d'hectares. Au cours du siècle dernier, l'érosion et la déflation ont mis hors d'usage environ 2 milliards d'hectares, soit 27 pour cent des terres agricoles. De nombreuses espèces d'animaux et de plantes de valeur ont disparu. Les méthodes irrationnelles de développement des minéraux entraînent des pertes irréversibles d'énormes quantités de matières premières minérales rares.

À l'époque actuelle, la protection de l'enveloppe du paysage contre la pollution toujours croissante au cours du processus rapide d'urbanisation et d'industrialisation acquiert une importance primordiale, les principaux centres de pollution environnementale sont les villes. Les sources de pollution de l'hydrosphère, en particulier, sont les déchets domestiques et industriels (par exemple, 1 m3 d'eaux usées non traitées rend 50-60 m3 d'eau de rivière impropre). Le rejet d'énormes quantités de poussière, de dioxyde de soufre, de monoxyde de carbone, de cendres, de cendres, de composés métalliques et d'eaux usées par les usines, les usines, les centrales électriques et les véhicules à moteur et l'introduction de quantités excessives de produits chimiques toxiques dans le sol ont un nocifs pour la flore et la faune et constituent une menace pour la santé humaine. La contamination radioactive de l'enveloppe du paysage est particulièrement dangereuse. Des appréhensions surgissent également quant à une éventuelle surchauffe de l'atmosphère à l'avenir du fait à la fois des rejets directs de chaleur et de la réduction des sorties de chaleur du fait de l'accumulation de CO2 dans l'atmosphère.

La tâche de protéger la nature et d'utiliser rationnellement les ressources naturelles devient un problème étatique et international important, elle a fait l'objet de conférences internationales convoquées par les Nations Unies et par l'UNESCO. La prévision scientifique de la disponibilité des ressources naturelles et l'élaboration de normes générales pour la protection de la nature sont d'une importance exceptionnelle pour la préservation à long terme de l'équilibre entre les éléments d'importance vitale de la nature. En URSS, les questions de protection et de restauration de la nature sont considérées comme une tâche économique nationale importante dans les républiques de l'Union, des lois spéciales ont été adoptées sur la protection de la nature. Le Parti communiste de l'Union soviétique et l'État soviétique prennent des dispositions pour élaborer les principes scientifiques de la protection et de la transformation de la nature afin d'améliorer l'environnement naturel qui entoure l'homme et de mieux utiliser les ressources naturelles. Aux États-Unis et dans d'autres pays capitalistes développés, des mesures importantes sont prises pour protéger la nature, mais dans les conditions de l'économie capitaliste, leur mise en œuvre se heurte souvent à la résistance de divers groupes monopolistiques soucieux de leurs propres intérêts.

L'un des problèmes les plus urgents de l'homme moderne est le problème de la population, surtout le taux accéléré de croissance démographique. Ainsi, au début de notre ère il y avait environ 200 millions d'habitants en l'an 1000, 275 millions au milieu du XVIIe siècle, 500 millions en 1850, 1,3 milliard en 1900, 1,6 milliard en 1950, 2,5 milliards et en 1970, 3,6 milliards. Au cours des 70 dernières années du 20e siècle, la population mondiale a augmenté de 2,2 fois la croissance démographique est particulièrement rapide dans les pays en développement d'Asie, d'Afrique et d'Amérique latine.

Pour que le niveau de vie des gens augmente avec l'augmentation de la population, cependant, il est nécessaire de combiner la croissance démographique avec le progrès économique et culturel, qui est avant tout et le plus étroitement lié à la nature de l'ordre socio-économique. L'accomplissement réussi de cette tâche la plus importante n'est possible que dans les conditions d'un ordre socialiste.

La population toujours croissante du globe place devant de nombreux pays, en particulier les pays en développement, le problème de l'approvisionnement en nourriture de la population. Cinquante pour cent de la population mondiale reçoit un régime alimentaire inférieur à la norme en termes de calories. Chaque année, 2 millions de personnes dans le monde capitaliste meurent de faim. Il doit y avoir une augmentation significative de la superficie des terres cultivées pour augmenter l'approvisionnement en nourriture de la population. Selon les chiffres de l'ONU, au début de 1968, sur les 15 milliards d'hectares de terres, seuls 1,4 milliard d'hectares étaient des terres cultivées, des vergers et des plantations, mais il y a environ 6,5 milliards d'hectares de terres cultivables (à condition que l'amélioration des terres et d'autres Le travail a été fait). L'augmentation du rendement des cultures agricoles et l'augmentation de la productivité de l'élevage sont très prometteuses pour augmenter l'approvisionnement alimentaire. Les ressources alimentaires des mers et des océans peuvent également constituer une source importante de nourriture.

Le problème de l'approvisionnement en eau de l'humanité est très important. De graves problèmes liés à la pénurie d'eau, notamment d'eau douce, se posent déjà aujourd'hui dans un certain nombre de pays. Il est particulièrement important de transformer le bilan hydrique afin d'éliminer la pénurie d'eau dans certaines régions et les excédents dans d'autres.

La terre est assez abondamment pourvue de réserves de matières premières pour divers secteurs industriels, il y a lieu de supposer que lorsque certains types de ressources seront épuisés, on trouvera des possibilités de les remplacer par d'autres types.

Selon l'estimation approximative du scientifique soviétique NV Mel&rsquonikov, l'humanité dispose de suffisamment de types de combustibles classiques (charbon, pétrole, gaz naturel, tourbe et schistes combustibles) pour 300-320 ans au niveau de consommation de 1980 et pour 140- 150 ans au niveau de consommation de l'an 2000. Parallèlement, l'énergie atomique prendra une place plus importante dans le système combustible-énergie mondial. Une énorme quantité d'énergie pourrait être obtenue si le problème difficile du contrôle de la synthèse thermonucléaire était résolu. De grandes réserves de minerai et de minéraux non métalliques ont également été découvertes à l'intérieur de la terre. Les ressources énergétiques et minérales (pétrole et gaz charbon soufre fermanganèse et phosphorite concrétions minerais ferreux, non ferreux et métaux rares gisements alluviaux d'étain, d'or, de diamants et d'autres minéraux) sont très importantes non seulement sur terre mais aussi sur et sous le sol des océans et des mers. La production de matériaux artificiels et synthétiques pour remplacer les minéraux naturels se développe rapidement. Néanmoins, malgré l'abondance des minéraux, ils devraient être développés de manière très rationnelle, globale et économique car ils sont épuisables.

La société socialiste a les conditions les plus optimales pour résoudre les problèmes d'utilisation rationnelle de l'environnement géographique et les problèmes de population, il est devenu possible de réaliser la division géographique du travail la plus rationnelle sur la base des caractéristiques naturelles et économiques des différentes régions et pays tout en développer les principes de l'intégration économique socialiste et augmenter substantiellement les biens matériels créés par les êtres humains.

LES RÉFÉRENCES


Étude : 5 200 tonnes de poussière extraterrestre atteignent la surface de la Terre chaque année

Dans un nouvel article publié dans la revue Lettres des sciences de la Terre et des planètes, une équipe internationale de chercheurs présente les résultats d'une collection à long terme de particules extraterrestres réalisée au cours des deux dernières décennies près de la station franco-italienne CONCORDIA en Antarctique.

Ces images MEB montrent des sphérules cosmiques et des micrométéorites non fondues de la collection CONCORDIA, de gauche à droite, de haut en bas : sphérule cosmique vitreuse, sphérule cosmique pierreuse, micrométéorite partiellement fondue, micrométéorite à grain fin non fondue. Crédit image: Rojas et al., doi: 10.1016/j.epsl.2021.116794.

"Plus d'un siècle après la découverte de sphérules cosmiques dans les sédiments des grands fonds, l'origine, la composition et l'ampleur de l'accrétion de poussières cosmiques sur Terre font toujours l'objet de débats", a déclaré l'auteur principal Julien Rojas de l'Université Paris-Saclay et collègues.

« Des études de flux de poussière extraterrestre ont été réalisées avant l’entrée dans l’atmosphère, tandis que des collections à la surface de la Terre de micrométéorites fondues et non fondues ont été réalisées dans de nombreux endroits tels que les eaux profondes, les déserts, les roches sédimentaires et les calottes glaciaires polaires. »

"Bien que toutes ces études aient démontré que l'apport annuel de masse extraterrestre sur Terre est essentiellement porté par des particules submillimétriques, la distribution précise de la masse des particules jusqu'à quelques dizaines de μm et sa valeur intégrée à la surface de la Terre restent incertaines."

Les chercheurs ont effectué plusieurs collectes indépendantes de micrométéorites à partir d'échantillons de neige ultra-propre dans la station CONCORDIA située au Dôme C, dans les régions centrales de l'Antarctique.

« Le dôme C est un lieu de collecte idéal en raison du faible taux d'accumulation de neige et de la quasi-absence de poussière terrestre », ont-ils déclaré.

Ils ont identifié un total de 1 280 micrométéorites non fondues et 808 sphérules cosmiques d'un diamètre compris entre 30 et 350 µm et les ont analysés à l'aide des techniques classiques de microscopie électronique à balayage.

Dans cette gamme de tailles, nous avons mesuré des flux de masse de 3,0 g/m2*an pour les micrométéorites et de 5,6 g/m2*an pour les sphérules cosmiques.

Extrapolé au flux global de particules dans la gamme de diamètre 12-700 μm, le flux massique de poussière à la surface de la Terre est de 5 200 tonnes/an (1 600 et 3 600 tonnes/an de micrométéorites et de sphérules cosmiques, respectivement).

"Ce flux de masse total de particules extraterrestres à la surface de la Terre est important pour de nombreux problèmes astrophysiques et géophysiques", ont déclaré les auteurs.

"Nos simulations numériques suggèrent que la plupart des micrométéorites et des sphérules cosmiques proviennent des comètes de la famille Jupiter et une partie mineure de la ceinture principale d'astéroïdes."

"L'apport total de masse de poussière avant l'entrée dans l'atmosphère est estimé à 15 000 tonnes/an."


Voir la vidéo: Les migrations de planètes (Février 2023).