Земля - планета Солнечной системы

сохраняются поднятые участки древних поверхностей выравнивания. В отличие от молодых гор, для них характерно несоответствие между орографическим планом, строением гидросети и геологической структурой.

Дно океанов подразделяется на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходную зону, ложе океана и срединноокеанические хребты.

Подводная окраина материка (около 14% поверхности Земли) включает мелководную равнинную в целом полосу материковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на глубинах от 2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон и материковое подножие отделяют выступы материков, образованные совокупностью суши и шельфа, от основной части океанического дна, называемой ложем океана.

Зона островных дуг. Ложе океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым подножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклинальный режим западных окраинах Тихого океана, в области Малайского архипелага, Антильских островов, моря Скоша и в некоторых других районах между материком и ложем океана располагается переходная зона, которая отличается значительной шириной и резкой сменой поднятых и глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяются архипелаги островных дуг, котловины окраинных морей (например, Берингова, Охотского и др.), горы и поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба. Островные дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие над водой в виде цепочки островов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.); глубоководные желоба — длинные и узкие впадины океанического дна, окаймляющие островные дуги со стороны океана и погруженные на глубину 7—11 км. Некоторые островные дуги состоят из двух параллельных хребтов (например, Курильская дуга) или замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка (например, Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дуг наблюдается самая большая на Земле контрастность рельефа.

Собственно ложе океана (около 40% поверхности Земли) большей частью занято глубоководными (средняя глубина 3—4 тыс. м) равнинами, которые соответствуют океаническим платформам (талассократонам). Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонные и холмистые равнины с колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно отдельных котловин, которые разделены в субширотном и субмеридиональном направлениях подводными возвышенностями, валами и хребтами. Среди равнинных пространств ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы (вулканы), некоторые из них имеют уплощённые вершины (гайоты).

Крупнейшим элементом подводного рельефа являются срединноокеанические хребты (около 10% поверхности Земли). Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Они представляют собой пологие валообразные поднятия от нескольких десятков до 1000 км шириной, возвышающиеся над дном соседних котловин на 2—3 км. Отдельные вершины хребтов поднимаются над уровнем океана в виде вулканических островов (Тристан-да-Кунья, Буве, Св. Елены и др.). Некоторые звенья системы срединных хребтов отличаются меньшей относительной высотой (низкие срединноокеанические хребты), отсутствием рифтовых нарушений и меньшим расчленением.

Каждый из срединных хребтов имеет своё продолжение в области коры материкового типа: рифтовые нарушения Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского побережья США, нарушения Центральноиндийского хребта — в грабенах-рифтах Аденского залива, Красного моря и в разломах Восточной Африки, нарушения Срединно-Атлантического хребта — на острове Шпицберген. В строении поверхности Земли огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всю земную кору и нередко уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы, хорошо выраженные в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участки в очертаниях материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются на тысячи км в широтном и субщиротном направлениях и выражены в рельефе в виде уступов, узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекают срединноокеанические хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые один относительно другого на десятки и сотни км.

б) Морфоскульптуры.

Наибольшую роль в формировании морфоскульптур играет работа рек и временных потоков. Они создают широко распространённые флювиальные (эрозионные и аккумулятивные) формы (речные долины, балки, овраги и др.). Большое распространение имеют ледниковые формы, обусловленные деятельностью современных и древних ледников, особенно покровного типа (северная часть Евразии и Северной Америки). Они представлены долинами-трогами, «бараньими лбами» и «курчавыми» скалами, моренными грядами, озами и др. На огромных территориях Азии и Северной Америки, где распространены многолетнемёрзлые толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного (криогенного) рельефа. Для пустынных и полупустынных областей З. характерны т. н. аридные формы, в создании которых решающую роль играют интенсивное физическое выветривание, деятельность ветра и временных потоков.

Внешние процессы на суше в значительной мере обусловлены климатическими особенностями местности, в связи с чем области распространения морфоскульптур определённого типа распределены по поверхности Земли достаточно закономерно.

На дне океанов морфоскульптуры образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов, деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, воздействия придонных течении и др.

6. Биосфера

Важнейшая особенность Земли как планеты — наличие биосферы — оболочки, состав, строение и энергетика которой в существенных чертах обусловлены деятельностью живых организмов. Границы её понимаются различно, в зависимости от подхода к её изучению. Наиболее полно значение этой оболочки выявлено в учении о биосфере, созданном В. И. Вернадским. Биосфера включает в себя не только область приповерхностного сосредоточения современной жизни, но и части др. геосфер, в которые проникает живое вещество и которые преобразованы в результате его былой деятельности. Таким образом биосфера объединяет не только живые организмы, но и всю среду их современного и былого обитания. По В. И. Вернадскому, эта «сфера жизни» объединена биогенной миграцией атомов. Живое вещество реально проявляется в виде отдельных (дискретных) живых организмов, различающихся составом, строением, образом жизни и принадлежащих к различным видам. На Земле существует (по разным данным) от 1,2 до 2 млн. видов животных и растений. Из них на долю растений приходится примерно ј или 1/3 общего числа видов. Из животных по числу описанных видов первое место занимают насекомые (около 750 000), второе — моллюски (по разным данным, от 40 000 до 100 000), затем идут позвоночные (60 000—70 000 видов). Из растений на первом месте — покрытосеменные (по разным данным, от 150 000 до 300 000 видов), затем грибы (от 70 000 до 100 000 видов). Числом видов растений и животных измеряется богатство флоры и фауны. Однако обилие видов ещё не означает обилия особей, так же как и бедность флоры и фауны видами может сопровождаться чрезвычайным обилием особей. Поэтому для характеристики растительности и животного мира, в отличие от флоры и фауны, пользуются понятиями биомассы (общей массы организмов) и биологической продуктивности — способности организмов к воспроизводству биомассы в единицу времени (на единицу площади или объёма местообитания). По биомассе организмы распределяются иначе, чем по числу видов: биомасса растений на суше значительно больше, чем животных.

Биосфера как область наблюдаемой на Земле максимальной изменчивости условий и состояния вещества включает твёрдое, жидкое и газообразное вещество и имеет мозаичное строение, в основе которого лежат различные биогеоценозы — комплексы живых организмов и неорганических компонентов, взаимосвязанных обменом веществ и энергии. Это — единая организованная система, способная к саморегулированию.

Вещество биосферы неоднородно по структуре; оно делится на живое (организмы), биогенное (созданное живыми организмами), биокосное (результат совместного действия биологических и неорганических процессов) и косное (неорганическое). Геологическая роль живого вещества проявляется в ряде биогеохимических функций. Через посредство живых организмов (главным образом через фотосинтез) солнечная энергия вводится в физико-химические процессы земной коры, а затем перераспределяется через питание, дыхание и размножение организмов, вовлекая в процесс большие массы косного вещества. Живые организмы распространены во всех доступных им областях Земли, близких к областям термодинамической устойчивости жидкой воды (за исключением, по-видимому, областей перегретых подземных вод), и в ряде областей с температурой ниже 00С. Условия среды, в которых возможно проявление жизнедеятельности организмов, — поле устойчивости жизни — расширяется с возрастанием её приспособляемости в ходе эволюции. Границы биосферы расширялись в процессе эволюции Земли не только за счёт прямой приспособляемости организмов к более суровым условиям, но и за счёт создания защитных оболочек, внутри которых возникают особые условия, отличающиеся от условий окружающей среды. Этот процесс наибольший размах принял с появлением человека, который способен существенно расширять сферу своего обитания.

IV. Географическая оболочка

Носителем наиболее своеобразных и характерных особенностей Земли является её географическая (ландшафтная) сфера, заключающая в себе несмотря на малую относительную толщину самые яркие индивидуальные черты Земли. В пределах этой сферы происходит не только тесное соприкосновение трёх геосфер — нижних разделов атмосферы, гидросферы и земной коры, но и частичное перемешивание и обмен твёрдыми, жидкими и газообразными компонентами. Ландшафтная сфера поглощает основную часть лучистой энергии Солнца в пределах волн видимого диапазона и воспринимает все прочие космические влияния. В ней же проявляются тектонические движения, обязанные энергии радиоактивного распада в недрах Земли, перекристаллизации минералов и так далее. Энергия различных источников (главным образом Солнца) претерпевает в пределах ландшафтной сферы многочисленные трансформации, превращаясь в тепловую, молекулярную, химическую, кинетическую, потенциальную, электрическую формы энергии, в результате чего здесь сосредоточивается тепло, притекающее от Солнца, и создаются разнообразные условия для живых организмов. Географической оболочке свойственны целостность, обусловленная связями между её компонентами, и неравномерность развития во времени и пространстве.

Неравномерность развития во времени выражается в присущих этой оболочке направленных ритмичных (периодических — суточных, месячных, сезонных, годовых и т.п.) и неритмичных (эпизодических) изменениях. Как следствие этих процессов формируются разновозрастность отдельных участков географической оболочки, унаследованность хода природных процессов, сохранение реликтовых черт в существующих ландшафтах. Знание основных закономерностей развития географической оболочки позволяет во многих случаях прогнозировать природные процессы.

Благодаря разнообразию условий, создаваемых рельефом, водами, климатом и жизнью, ландшафтная сфера пространственно дифференцирована сильнее, чем во внешних и внутренних геосферах (кроме верхней части земной коры), где материя в горизонтальных направлениях отличается относительным однообразием.

Неравномерность развития географической оболочки в пространстве выражается прежде всего в проявлениях горизонтальной зональности и высотной поясности. Местные особенности (условия экспозиции, барьерная роль хребтов, степень удаления от океанов, специфика развития органического мира в том или ином районе Земли) усложняют структуру географической оболочки, способствуют образованию азональных, интразональных, провинционных различий и приводят к неповторимости как отдельных регионов, так и их сочетаний.

Типы ландшафта, которые выделяются в ландшафтной сфере, различны по рангам. Наиболее крупное деление связано с существованием и размещением материков и океанов. Далее оно обязано шарообразной форме Земли и проявляется в разном количестве тепловой энергии, поступающей на её поверхность. Благодаря этому образуются тепловые пояса, распространяющиеся циркумполярно: жаркий, 2 умеренных и 2 холодных. Однако термические различия определяют собой не все существенные черты ландшафта. Сочетание сферической формы Земли с её вращением вокруг оси создают, помимо термических, заметные динамические различия, возникающие прежде всего в атмосфере и гидросфере, но распространяющие своё влияние и на сушу. Так складываются климатические пояса, каждому из которых свойственны особый режим тепла, свои воздушные массы, особенности их циркуляции и, как следствие этого, — своеобразная выраженность и ритмика ряда географических процессов: биогеохимических, геоморфологических, испаряемости, вегетации растительности, миграции животных, круговоротов органического и минерального вещества и других.

В полярных (арктических, антарктических), умеренных, тропических и экваториальном поясах в течение круглого года господствуют или преобладают формирующиеся в них одноимённые массы воздуха. Между этими поясами располагаются переходные пояса, где в течение года закономерно чередуются воздушные массы смежных поясов; это находит отражение в наименованиях переходных поясов с применением приставки «суб» (субполярные, субтропические и субэкваториальные пояса).

Членение Земли на широтные климатические пояса оказывает столь существенное влияние на прочие стороны ландшафта, что деление природы Земли по всему комплексу признаков на пояса физико-географические почти соответствует климатическим поясам, в основном совпадая с ними по числу, конфигурации и названиям. Географические пояса существенно различаются по многим признакам в Северном и Южном полушариях Земли, что позволяет говорить об асимметрии географической оболочки.

Дальнейшее выявление горизонтально-зональных различий происходит в прямой зависимости от размеров, конфигурации суши и от связанных с этим различий в количестве влаги и режиме увлажнения. Здесь наиболее резко выступает влияние секторных различий между приокеаническими, переходными и континентальными частями (секторами) материков. Именно в конкретных условиях отдельных секторов формируются разнородные участки географических поясов суши, именуемые физико-географическими зонами. Многие из них одноимённы с зонами растительности (лесная, степная и др.), но это отражает лишь физиономическую представленность растительного покрова в облике ландшафта.

Горизонтальная зональность внутри различных географических поясов проявляется по-разному. Отдельные зоны и подзоны полярных и субполярных поясов протягиваются параллельно их простиранию и сменяют одна другую циркумполярно. В умеренном поясе, который на суше развит преимущественно в Северном полушарии, широтное простирание зон свойственно только континентальному сектору. В переходных секторах простирание зон переходит в диагональное по отношению к градусной сети, а в приокеанических, особенно в их более низких широтах, зоны сменяют одна другую с долготой.

Примерами физико-географических зон Северного полушария могут служить: в арктическом поясе — зоны ледяных и арктических пустынь; в субарктическом поясе — зоны тундры (с подзонами арктической, моховолишайниковой и кустарниковой тундры) и лесотундры; в умеренном поясе — зоны: лесная (с подзонами редколесий, нескольких типов тайги, смешанных и лиственных лесов), лесостепная, степная (с подзонами разнотравных и сухих степей), полупустынная и пустынная (с подзонами северной и южной пустынь).

В субтропических поясах смена зон происходит преимущественно с долготой; например, в субтропиках Евразии и Северной Африки с З. на В. сменяются влажные лесные субтропики, полусухие (средиземноморские) лесокустарниковые субтропики и субтропические зоны лесостепи, степей, полупустынь и пустынь. Тропические пояса выражены главным образом во внутри континентальных секторах материков. В субэкваториальных поясах в зависимости от конфигурации суши встречаются сложные сочетания членения на широтные зоны (от сухих и более влажных саванн и редколесий к муссонным лесам) и на разнородные секторные варианты ландшафта (лесные в океанических и сухосаванновые в континентальных секторах). В экваториальном поясе отмечаются преимущественно секторные различия.

В соотношениях тепла и увлажнения зон наблюдаются некоторые пространственные аналогии; так, зоны с относительным равновесием тепла и увлажнения, где тепла хватает как раз для испарения влаги, не удалённой стоком, закономерно повторяются в разных поясах (лесостепи, саванны).

Пояса, аналогичные географическим поясам суши, прослеживаются и в Мировом океане. Их положение определяется теплом, испарением, облачностью, солёностью и плотностью воды, которые в основном являются функцией радиационного баланса; господствующими ветрами и морскими течениями; вертикальной циркуляцией воды, содержанием в ней кислорода, планктона и высших организмов, а на дне также бентоса. Обычно эти условия изменяются с широтой постепенно, а морские течения, подчиняясь силе Кориолиса и в соответствии с очертаниями берегов, выходят за пределы поясов господствующих ветров и оказывают существенное влияние в др. поясах. Поэтому для определения границ географических поясов в океане более важны линии конвергенции (сходимости) основных водных масс, кромки многолетних (летом) и сезонных (зимой) льдов в приполярных областях, широтные оси центров действия атмосферы. По ту и другую сторону от этих осей ветры имеют (при господствующем западно-восточном переносе) противоположное направление.

IV. Геологическая история и эволюция жизни на Земле.

1. Геологическая история Земли

Геологическая история Земли восстанавливается на основании изучения горных пород, слагающих земную кору. Абсолютный возраст самых древних из известных в настоящее время горных пород составляет около 3,5 млрд. лет, а возраст Земли как планеты оценивается в 4,5 млрд. лет. Образование Земли и начальный этап её развития относятся к догеологической истории. Геологическая история Земли делится на два неравных этапа: докембрий, занимающий около 5/6 всей геологической истории (около 3 млрд. лет), и фанерозой, охватывающий последние 570 млн. лет. Докембрий делится на архей и протерозой. Фанерозой включает палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры. Наиболее изучена история материковой части земной коры, в пределах которой около 1500—1600 млн. лет тому назад закончилось в основном образование древних (докембрийских) платформ, составивших основные массивы современных материков. Это: Восточно-Европейская (Русская) в Европе; Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская и Индийская в Азии; Африканская, Австралийская, Южно- и Северо-Американская (Канадская), а также Антарктическая платформы. История земной коры материков в значительной степени определяется развитием её геосинклинальных поясов, состоящих из отдельных геосинклинальных систем. Эволюция всех геосинклинальных систем начинается длительным геосинклинальным этапом заложения и развития глубоких субпараллельных прогибов, или геосинклиналей, разделённых поднятиями (геоантиклиналями) и обычно заполненных морем, в водах которого отлагались мощные толщи осадочных и вулканических пород. Затем геосинклинальная система претерпевала интенсивную складчатость, которая преобразовывала её в складчатую систему (складчатое сооружение), вступала в стадию горообразования (орогенеза) и высоко вздымалась в целом в виде горной страны. На этом заключительном орогенном этапе только кое-где в новообразованных внутренних (межгорных) впадинах и формирующихся вдоль окраин соседних платформ передовых (краевых) прогибах накапливались главным образом грубообломочные отложения и на обширных площадях развивался связанный с разломами земной коры так называемой орогенный вулканизм. С концом орогенного этапа складчатая система теряла былую тектоническую подвижность, её рельеф постепенно выравнивался денудацией, и она превращалась в фундамент молодой платформы, внутри которой впоследствии обособлялись участки, перекрывавшиеся вновь отложенным платформенным чехлом (плиты). Развитие большинства фанерозойских геосинклинальных систем укладывается в рамки немногих обобщённых тектонических циклов планетарного значения. Хотя начало и конец каждого из них в разных случаях разнятся на десятки млн. лет, в целом они являются естественными стадиями общей эволюции структуры материковой коры. Два из них — каледонский и герцинский — приходятся на палеозойскую эру (570—230 млн. лет назад). Завершившие их каледонская и герцинская складчатости сформировали фундаменты самых обширных и типичнее всего построенных эпипалеозойских молодых платформ. Всю последующую тектоническую историю часто рассматривают как единый альпийский цикл. Однако он отчётливо распадается на частные циклы не всеобщего значения, в значительной степени перекрывающие друг друга хронологически, но имеющие вполне самостоятельное значение в развитии определённых регионов земного шара. Первый из них наиболее характерен для геосинклинального пояса, окружающего Тихий океан. Начало его относится к последнему отрезку палеозойской эры — пермскому периоду и совпадает по времени с завершающими этапами герцинского цикла в других областях. Но основная часть приходится уже на мезозойскую эру (230—70 млн. лет назад), почему и сам цикл и завершающая его складчатость называются обычно мезозойскими. Мезозойские складчатые системы до сих пор отличаются гористым рельефом, и настоящие эпимезозойские плиты с хорошо развитым платформенным чехлом мало распространены. Другой, собственно альпийский цикл развития наиболее типичен для Средиземноморского геосинклинического пояса, протянувшегося из Южной Европы через Гималаи в Индонезию, и менее типично проявился в некоторых геосинклинальных системах Тихоокеанского побережья. Его начало приходится на ранний мезозой, а окончание — на разные отрезки последней, кайнозойской эры геологического прошлого. Лишь в немногих альпийских геосинклинальных системах существуют ныне развивающиеся геосинклинали (например, глубоководные впадины внутренних морей типа Средиземного). Подавляющее их большинство переживает орогенный этап и на их месте расположены высокие и интенсивно растущие горные системы — области молодой кайнозойской, или альпийской, складчатости. Современные геосинклинальные системы (или области) сосредоточены преимущественно по западной периферии Тихого океана, в меньшей мере — в других приокеанических районах. Иногда их также причисляют к площадям кайнозойской складчатости, хотя они и находятся в наиболее активной стадии геосинклинального развития. После окончания цикла геосинклинальное развитие может повториться, но всегда какая-то часть геосинклинальных областей в конце очередного цикла превращается в молодую платформу. В связи с этим в течение геологической истории площадь, занятая геосинклиналями, уменьшалась, а площадь платформ увеличивалась. Именно геосинклинальные системы являлись местом образования и дальнейшего нарастания континентальной коры с её гранитным слоем. Периодический характер вертикальных движений в течение тектонического цикла (преимущественно опускание в начале и преимущественно поднятие в конце цикла) каждый раз приводил к соответствующим изменениям рельефа поверхности, к смене трансгрессий и регрессий моря. Те же периодические движения влияли на характер отлагавшихся осадочных пород, а также на климат, который испытывал периодические изменения. Уже в докембрий тёплые эпохи прерывались ледниковыми. В палеозое оледенение охватывало по временам Бразилию, Южную Африку, Индию и Австралию. Последнее оледенение (в Северном полушарии) было в антропогене. Первая половина каждого тектонического цикла проходила на материках в общем под знаком наступания моря, которое заливало и на платформах, и в геосинклиналях всё большую площадь. В каледонском цикле наступание моря развивалось в течение кембрийского и ордовикского периодов, в герцинском цикле — в течение второй половины девонского периода и начале каменноугольного, в мезозойском — в течение триасового периода и начале юрского, в альпийском — в течение юрского и мелового периодов, в кайнозойском — в течение палеогенового периода. В морях сначала преобладало отложение песчано-глинистых осадков, которые, по мере увеличения площади морей, уступали своё место известнякам. Когда в середине цикла поднятия земной коры становились преобладающими, начиналось отступание моря, площадь суши увеличивалась и в геосинклиналях возникали горы. К концу тектонического цикла почти повсеместно материки освобождались от морских бассейнов. Соответственно менялся и характер возникающих во впадинах осадочных пород. Сперва это были ещё морские осадки, но не известняки, а пески и глины. Породы становились всё более грубозернистыми. В конце тектонического цикла морские осадки почти всюду сменялись континентальными. Такой процесс изменения осадков в сторону всё более грубых и, наконец, континентальных в каледонском цикле происходил в силурийском периоде и начале девонского, в герцинском цикле — в конце каменноугольного, пермском и начале триасового периода, в альпийском цикле — в течение кайнозоя, в мезозойском цикле — в меловом периоде, а в кайнозойском — в неогеновом периоде. В конце цикла образовались также хемогенные лагунные отложения (соль, гипс), являвшиеся продуктом выпаривания солей из воды замкнутых и мелководных морских бассейнов. Периодические изменения условий образования осадков вели к сходству между осадочными формациями, принадлежащими одинаковым стадиям разных тектонических циклов. А это в ряде случаев вело к повторному возникновению залежей полезных ископаемых осадочного происхождения. Например, наибольшие залежи углей приурочены к той стадии герцинского и альпийского циклов, когда преобладание от погружений земной коры только что перешло к поднятию (середина и конец каменноугольного периода в герцинском цикле и палеогеновый период в альпийском). Образование больших залежей поваренной и калийной солей было приурочено к концу тектонического цикла (конец силурийского периода и начало девонского в каледонском цикле, пермский период и начало триасового в герцинском, неогеновый и антропогеновый периоды в альпийском). Однако сходство осадочных формаций, принадлежащих к одной стадии разных циклов, не полное. Благодаря поступательной эволюции животного и растительного мира от цикла к циклу менялись породообразующие организмы, менялся и характер воздействия организмов на горные породы. Например, отсутствие соответствующего растительного покрова на материках в раннем палеозое явилось причиной отсутствия в каледонском цикле залежей угля, которые характерны для герцинского и более поздних циклов. Преобразованием тектонических подвижных зон материковой коры в платформы не ограничиваются закономерности её развития. Многие геосинклинальные системы, например в Верхоянско-Колымской области и в значительной части Средиземноморского геосинклинального пояса, закладывались в теле более древних складчатых сооружений, включая и древние платформы, реликтами которых являются некоторые внутренние массивы. Наряду с такой ассимиляцией участков соседних платформ геосинклинальными системами обширные зоны внутри этих последних испытывали временами тектоническую активизацию, выражающуюся в значительных относительных вертикальных перемещениях крупных блоков по системам разломов и общих поднятиях, приводящих к возникновению на месте ранее выровненных пространств горного рельефа. Подобный эпиплатформенный орогенез сильно отличается от выше охарактеризованного эпигеосинклинального отсутствием настоящей складчатости и сопровождающих её явлений глубинного магматизма, а также слабым проявлением вулканизма.

Процессы тектонической активизации неоднократно на протяжении геологической истории охватывали платформы. Особенно ярко они проявились в конце неогена, когда на платформах снова поднялись высокие горы, образовавшиеся ещё в конце каледонского или герцинского циклов и с тех пор выровненные (например, Тянь-Шань, Алтай. Саяны и многие другие); тогда же на платформах образовались крупные системы грабенов — рифтов, указывающие на процесс глубокого раскалывания земной коры (Байкальская система рифтов, Восточно-Африканская зона разломов). Процесс сокращения площади, занятой геосинклиналями, и соответственно роста площади платформ подчинялся некоторой пространственной закономерности: образовавшиеся в среднем протерозое на месте архейских геосинклиналей первые устойчивые платформы в дальнейшем играли роль «очагов стабилизации», которые с периферии обрастали всё более молодыми платформами. В результате к началу мезозоя геосинклинальные условия сохранились в двух узких, но протяжённых поясах — Тихоокеанском и Средиземноморском. Под влиянием взаимодействия внутренних и внешних сил природа земной поверхности изменялась на протяжении всей геологической истории. Неоднократно изменялся рельеф, очертания материков и океанов, климат, растительность и животный мир. Развитие органического мира было тесно связано с основными этапами развития З., среди которых выделяют длительные периоды относительно спокойного развития и периоды сравнительно кратковременных перестроек земной коры, сопровождаемых изменениями физико-географических условий на её поверхности.

2. История развития органического мира

О возникновении жизни на Земле и начальных этапах её развития можно только строить гипотезы (например, — А. И. Опарина о происхождении жизни). Биологической эволюции предшествовал длительный этап эволюции химической, связанный с появлением в водных бассейнах аминокислот, белков и др. органических соединений. Первичная атмосфера, по-видимому, состояла преимущественно из метана, углекислого газа, водяного пара, водорода; кислород находился в связанном состоянии. На одном из этапов развития сложные органические молекулы приобрели способность создавать себе подобные, то есть превратились в первичные организмы; она по-видимому, состояли из белка и нуклеиновых кислот и обладали способностью к наследственной изменчивости. Под действием естественного отбора выживали более совершенные первичные живые организмы, вначале питавшиеся за счёт органических веществ (гетеротрофные организмы). Позднее возникли организмы, способные синтезировать путём хемосинтеза или фотосинтеза из неорганических веществ органические (автотрофные организмы). Побочный продукт фотосинтеза — свободный кислород — накапливался в атмосфере. После возникновения автотрофных организмов появились широкие возможности для эволюции растений и животных. История жизни восстанавливается по остаткам животных и растений и следам их жизнедеятельности, сохранившимся в осадочных и очень редко в метаморфических горных породах. Ископаемые остатки организмов, некогда населявших З., служат своеобразной летописью развития жизни на Земле в течение многих млн. лет. Эта геологическая летопись крайне не совершенна и отличается неполнотой, т.к. большое число организмов, особенно бесскелетных, исчезло бесследно. Огромный по времени докембрийский этап — криптозой (около 3 млрд. лет) — палеонтологически документирован очень слабо. Наиболее древние следы жизнедеятельности организмов обнаружены в породах архея, возраст которых определяется от 2,6 до 3,5 и более млрд. лет; они представлены остатками бактерий и сине-зелёных водорослей. Более разнообразны органические остатки, найденные в породах протерозоя, который был временем господства бактерий и водорослей. В нижнем протерозое представлены преимущественно продукты жизнедеятельности водорослей (строматолиты) и бактерий (в частности, железобактерий, образовавших некоторые залежи руд). По-видимому, в протерозое возникли первые многоклеточные животные, т.к. в отложениях конца протерозоя (вендский комплекс, Эдиакара в Южной Австралии и др.) найдены отпечатки и ядра ряда бесскелетных животных — губок, медуз, кораллов, червей и некоторых др. организмов неясного систематического положения. По преобладанию остатков медуз конец протерозоя называют «веком медуз». По-видимому, в протерозое существовали и др. организмы, так как  в отложениях раннего палеозоя найдены остатки и следы жизнедеятельности представителей почти всех типов животного царства, свидетельствующие о том, что возникновение и становление многих типов произошло значительно раньше. Возможно, что все организмы протерозоя ещё не имели твёрдого скелета и поэтому известно о них очень мало. К концу криптозоя произошли крупные палеогеографические изменения, связанные с завершением байкальского тектонического цикла. Вероятно, к этому же времени изменился состав атмосферы в результате широкого развития фотосинтезирующих растений (увеличилось содержание кислорода и соответственно уменьшилось количество углекислого газа) и химический состав морской воды. Исключительно важным событием в истории развития органического мира было появление на рубеже докембрия и фанерозоя ряда групп организмов, обладавших органическим или минеральным скелетом. Многочисленные органические остатки из отложений фанерозоя позволяют не только восстанавливать историю развития органического мира, но и подразделять её на определённые этапы (эры, периоды и т.д.), помогают производить палеогеографическую реконструкцию (определять границы морей и континентов, климатических зон, восстанавливать историю морских бассейнов и материков, выяснять образ жизни и условия существования организмов в прошлом). Эволюция протекала как процесс приспособительный, или адаптивный, и основными его факторами были наследственная изменчивость, борьба за существование и естественный отбор. Конкретные пути эволюции были различными. Иногда происходили очень крупные качественные преобразования организмов (например, появление теплокровности), обычно называемые ароморфозами (или арогенезами), которые приводили к общему повышению организации, возникновению принципиально новых связей со средой. Более обычным путём эволюции было формирование приспособлений, не связанных с какими-либо существенными изменениями организации, но способствовавших более широкому расселению организмов и приспособлению к более разнообразным условиям (идиоадаптации). Ароморфозы и идиоадаптации являются двумя сторонами одного и того же процесса приспособления. Изучение организмов геологического прошлого позволило установить неодинаковую скорость эволюции как в целом, так и в пределах разных типов растений и животных; эволюция, как правило, шла от простого к более сложному, но иногда в связи с приспособлением к иному образу жизни (малоподвижному, паразитическому) более сложные формы давали начало более простым; новые группы обычно возникали из относительно простых, неспециализированных форм; развитие одних форм всегда сопровождалось вымиранием других, менее приспособленных; эволюция в целом монофилетична и, как всякое развитие, — процесс необратимый. Палеозойская эра по характеру органического мира