Sissejuhatus

Käesolevas töös käsitletakse teemat "Hüdrosfäär ja Maa atmosfäär".

Maa vedelat kesta, mis katab 70,8% selle pinnast, nimetatakse hüdrosfääriks. Ookeanid on peamised veehoidlad. Need sisaldavad 97% maailma veevarudest. Ookeanide hoovused kannavad soojust ekvatoriaalaladelt polaaraladele ja reguleerivad seeläbi teatud määral Maa kliimat. Seega viib Golfi hoovus, mis algab Mehhiko rannikult ja kannab sooja vett Svalbardi rannikule, selleni, et Loode-Euroopa keskmine temperatuur on palju kõrgem kui Kirde-Kanadas.

Kaasaegsete kontseptsioonide kohaselt mängis suurte veekogude olemasolu Maal otsustavat rolli elu tekkimisel meie planeedil. Osa Maa veest kogumahuga umbes 24 miljonit km 3 on tahkes olekus jää ja lume kujul. Jää katab umbes 3% maapinnast. Kui see vesi muudetaks vedelaks, tõuseks maailmamere tase 62 meetrit. Igal aastal on umbes 14% maakera pinnast kaetud lumega. Lumi ja jää peegeldavad 45–95% päikesekiirte energiast, mis lõppkokkuvõttes toob kaasa suurte Maapinna alade märkimisväärse jahtumise. On välja arvutatud, et kui kogu Maa oleks lumega kaetud, siis keskmine temperatuur selle pinnal langeks praeguselt +15 C-lt 88 C-ni.

Maapinna keskmine temperatuur on 40 C kõrgem kui temperatuur, mis Maal peaks olema päikesekiirte poolt valgustatud. See on jällegi seotud veega, täpsemalt veeauruga. Fakt on see, et Maa pinnalt peegelduvad päikesekiired neelavad veeauru ja peegelduvad uuesti Maale. Seda nimetatakse kasvuhooneefektiks.

Maa õhukest, atmosfääri, on juba piisavalt põhjalikult uuritud. Atmosfääri tihedus Maa pinna lähedal on 1,22 10 -3 g/cm 3 . Kui me räägime atmosfääri keemilisest koostisest, siis põhikomponendiks on siin lämmastik; selle massiprotsent on 75,53%. Maa atmosfääris on hapnikku 23,14%, teistest gaasidest on kõige tüüpilisem argoon - 1,28%, süsinikdioksiidi on atmosfääris vaid 0,045%. Selline atmosfääri koostis säilib kuni 100-150 km kõrguseni. Suurtel kõrgustel on lämmastik ja hapnik aatomi olekus. 800 km kõrguselt on ülekaalus heelium ja 1600 km kõrguselt vesinik, mis moodustab mitme Maa raadiuse kaugusele ulatuva vesiniku geokorooni.

Atmosfäär kaitseb kõike Maal elavat Päikesest lähtuva ultraviolettkiirguse ja kosmiliste kiirte kahjuliku mõju eest – suure energiaga osakesed liiguvad igast küljest peaaegu valguse kiirusega.

Vaatame lähemalt Maa hüdrosfääri ja atmosfääri.

1. Hüdrosfäär

Hüdrosfäär(hüdroenergiast ... ja sfäärist) - Maa katkendlik veekiht, mis asub atmosfääri ja tahke maakoore (litosfääri) vahel ning esindab ookeanide, merede ja maismaa pinnavete kombinatsiooni. Laiemas plaanis hõlmab hüdrosfääri koostis ka põhjavett, jääd ja lund Arktikas ja Antarktikas, aga ka atmosfäärivett ja elusorganismides sisalduvat vett. Suurem osa hüdrosfääri veest on koondunud meredesse ja ookeanidesse, veemasside mahult teisel kohal on põhjavesi, kolmandal on Arktika ja Antarktika piirkondade jää ja lumi. Maa pinnaveed, atmosfääri- ja bioloogiliselt seotud veed moodustavad hüdrosfääri vee kogumahust protsendi (joonis 1). Hüdrosfääri keemiline koostis läheneb merevee keskmisele koostisele.

Pinnaveed, mis moodustavad hüdrosfääri kogumassist suhteliselt väikese osa, mängivad siiski meie planeedi elus olulist rolli, olles peamiseks veevarustuse, niisutamise ja kastmise allikaks. Hüdrosfääri veed on pidevas vastasmõjus atmosfääri, maakoore ja biosfääriga. Nende vete koosmõju ja vastastikused üleminekud ühest veetüübist teise moodustavad maakeral keeruka veeringe. Hüdrosfäär oli esimene koht, kus elu Maal tekkis. Alles paleosoikumi ajastu alguses algas loomsete ja taimsete organismide järkjärguline ränne maismaale.

Riis. 1. Hüdrosfääri vete liigid

2. Atmosfäär

Atmosfäär Maa (kreeka keelest atmos - aur ja sphaira - pall) - Maad ümbritsev gaasiline kest. Atmosfääriks loetakse seda maad ümbritsevat piirkonda, kus gaasiline keskkond pöörleb koos Maa kui tervikuga. Atmosfääri mass on umbes 5,15-10 15 tonni.Atmosfäär annab eluvõimaluse Maal ja avaldab suurt mõju inimelu erinevatele aspektidele.

Atmosfääri päritolu ja roll

Tänapäevane Maa atmosfäär on ilmselt sekundaarset päritolu ja tekkis gaasidest, mis vabanesid Maa tahkest kestast (litosfäärist) pärast planeedi teket. Maa geoloogilise ajaloo jooksul on atmosfäär läbinud märkimisväärse evolutsiooni mitmete tegurite mõjul: atmosfäärigaaside hajumine (lendumine) avakosmosesse; gaaside eraldumine litosfäärist vulkaanilise tegevuse tagajärjel; molekulide dissotsiatsioon (lõhenemine) päikese ultraviolettkiirguse mõjul; keemilised reaktsioonid atmosfääri komponentide ja maakoore moodustavate kivimite vahel; planeetidevahelise keskkonna (näiteks meteoriidi aine) kogunemine (püüdmine). Atmosfääri areng oli tihedalt seotud geoloogiliste ja geokeemiliste protsessidega, samuti elusorganismide tegevusega. Atmosfäärigaasidel oli omakorda suur mõju litosfääri arengule. Näiteks kogunes seejärel karbonaatkivimitesse tohutul hulgal litosfäärist atmosfääri sattunud süsihappegaasi. Atmosfääri hapnik ja atmosfäärist tulev vesi olid kõige olulisemad kivimeid mõjutanud tegurid. Kogu Maa ajaloo jooksul on atmosfäär mänginud ilmastikuolude protsessis suurt rolli. See protsess hõlmas atmosfääri sademeid, mis moodustasid jõgesid, mis muutsid maapinda. Vähem oluline polnud ka tuule tegevus, mis kandis kivide peeneid fraktsioone pikkade vahemaade taha. Temperatuurikõikumised ja muud atmosfääritegurid mõjutasid oluliselt kivimite hävimist. Koos sellega kaitseb atmosfäär Maa pinda langevate meteoriitide hävitava toime eest, millest suurem osa atmosfääri tihedatesse kihtidesse sattudes põleb ära.

Atmosfääri arengut tugevalt mõjutanud elusorganismide aktiivsus ise sõltub väga suurel määral atmosfääritingimustest. Atmosfäär püüab kinni suurema osa päikese ultraviolettkiirgusest, millel on kahjulik mõju paljudele organismidele. Atmosfääri hapnikku kasutatakse loomade ja taimede hingamisprotsessis, atmosfääri süsinikdioksiidi - taimede toitumise protsessis. Kliimategurid, eelkõige soojusrežiim ja niiskusrežiim, mõjutavad tervislikku seisundit ja inimtegevust. Põllumajandus sõltub eriti kliimatingimustest. Inimtegevusel on omakorda üha suurem mõju atmosfääri koostisele ja kliimarežiimile.

Atmosfääri struktuur

Arvukad vaatlused näitavad, et atmosfääril on selgelt määratletud kihiline struktuur (joonis 2). Atmosfääri kihilise struktuuri põhijooned määravad eelkõige vertikaalse temperatuurijaotuse tunnused. Atmosfääri madalaimas osas - troposfääris, kus täheldatakse intensiivset turbulentset segunemist, langeb temperatuur kõrguse suurenedes ja temperatuuri langus piki vertikaali on keskmiselt 6 ° 1 km kohta. Troposfääri kõrgus varieerub 8-10 km polaarlaiuskraadidel kuni 16-18 km ekvaatori lähedal. Kuna õhutihedus kahaneb kõrgusega kiiresti, on umbes 80% atmosfääri kogumassist koondunud troposfääri. Troposfääri kohal on üleminekukiht - tropopaus temperatuuriga 190-220 K, millest kõrgemal algab stratosfäär. Stratosfääri alumises osas temperatuuri langus kõrgusega peatub ja temperatuur püsib ligikaudu konstantsena kuni 25 km kõrguseni - nn. isotermiline piirkond (alumine stratosfäär); kõrgem temperatuur hakkab tõusma - inversioonipiirkond (ülemine stratosfäär). Umbes 55 km kõrgusel paikneva stratopausi tasemel ulatub temperatuur maksimaalselt ~270 K-ni. Atmosfääri kihti, mis asub 55–80 km kõrgusel ja kus temperatuur kõrgusega jälle langeb, nimetatakse mesosfääriks. Selle kohal on üleminekukiht - mesopaus, mille kohal asub termosfäär, kus temperatuur tõuseb kõrgusega väga kõrgetele väärtustele (üle 1000 K). Veelgi kõrgem (~ 1000 km kõrgusel või rohkem) asub eksosfäär, kust atmosfäärigaasid hajuvad hajumise tõttu maailmaruumi ja kus toimub järkjärguline üleminek atmosfäärist planeetidevahelisse ruumi. Tavaliselt nimetatakse kõiki troposfääri kohal olevaid atmosfääri kihte ülemisteks, kuigi mõnikord nimetatakse stratosfääri või selle alumist osa ka atmosfääri alumiste kihtidena.

Kõik atmosfääri struktuursed parameetrid (temperatuur, rõhk, tihedus) omavad märkimisväärset ruumilist ja ajalist varieeruvust (laiuskraadid, aastased, hooajalised, päevad jne). Seetõttu on joonisel fig. 2 peegeldavad ainult atmosfääri keskmist olekut.

Atmosfääri kihilisel struktuuril on palju muid eriilmelisi ilminguid. Atmosfääri keemiline koostis on kõrguselt heterogeenne. Kui kõrgusel kuni 90 km, kus toimub intensiivne atmosfääri segunemine, jääb atmosfääri konstantsete komponentide suhteline koostis praktiliselt muutumatuks (kogu atmosfääri paksust nimetatakse homosfääriks), siis üle 90 km - atmosfääris. heterosfäär - atmosfääri gaasimolekulide dissotsiatsiooni mõjul Päikese ultraviolettkiirguse mõjul atmosfääri keemilise koostise tugev muutus kõrgusega. Selle atmosfääriosa tüüpilised tunnused on osoonikihid ja õhuvalgus ise. Atmosfääriaerosoolile on iseloomulik keerukas kihiline struktuur – atmosfääris hõljuvad maapealse ja kosmilise päritoluga tahked osakesed. Kõige levinumad aerosoolikihid on tropopausi all ja umbes 20 km kõrgusel. Kihiline on elektronide ja ioonide vertikaalne jaotus atmosfääris, mis väljendub ionosfääri D-, E- ja F-kihtide olemasolus.

Atmosfääri koostis

Erinevalt Jupiteri ja Saturni atmosfäärist, mis koosnevad peamiselt vesinikust ja heeliumist, ning Marsi ja Veenuse atmosfäärist, mille põhikomponendiks on süsihappegaas, koosneb maa atmosfäär peamiselt lämmastikust ja hapnikust. Maa atmosfäär sisaldab ka argooni, süsihappegaasi, neooni ja muid konstantseid kuni muutuvaid komponente. Püsivate gaaside suhteline mahukontsentratsioon, samuti teave mitmete muutuvate komponentide (süsinikdioksiid, metaan, dilämmastikoksiid ja mõned muud) keskmised kontsentratsioonid, mis on seotud ainult atmosfääri alumiste kihtidega, on toodud tabelis 1. .

Atmosfääri kõige olulisem muutuv koostisosa on veeaur. Selle kontsentratsiooni ruumiline ja ajaline varieeruvus on väga erinev – maapinnal 3%-st troopikas kuni 210-5%-ni Antarktikas. Suurem osa veeauru on koondunud troposfääri, kuna selle kontsentratsioon väheneb kõrgusega kiiresti. Keskmine veeauru sisaldus atmosfääri vertikaalses veerus parasvöötmetel on umbes 1,6–1,7 cm “sadenenud veekihist” (sellise paksusega on kondenseerunud veeauru kiht). Andmed veeauru sisalduse kohta stratosfääris on vastuolulised. Eeldati näiteks, et kõrgusvahemikus 20–30 km suureneb eriniiskus kõrgusega tugevalt. Hilisemad mõõtmised näitavad aga stratosfääri suuremat kuivust. Ilmselt sõltub stratosfääri eriniiskus vähe kõrgusest ja on 2–4 mg/kg.

Tabel 1. Maapinna lähedal asuva kuiva atmosfääriõhu keemiline koostis

Veeauru sisalduse muutlikkus troposfääris on määratud aurustumise, kondenseerumise ja horisontaalse transpordi koosmõjul. Veeauru kondenseerumise tagajärjel tekivad pilved ning atmosfäärisadu tekib vihma, rahe ja lumena. Vee faasisiirete protsessid toimuvad peamiselt troposfääris. Seetõttu täheldatakse pärlmutteriks ja hõbedaseks nimetatud pilvi stratosfääris (kõrgustel 20-30 km) ja mesosfääris (mesopausi lähedal) suhteliselt harva, samas kui troposfääri pilved katavad tavaliselt umbes 50% kogu maakera pinnast. pinnale.

Osoonil on mõju atmosfääris toimuvatele protsessidele, eriti stratosfääri termilisele režiimile. See on koondunud peamiselt stratosfääri, kus see põhjustab ultraviolettkiirguse neeldumist, mis on stratosfääri õhu soojendamisel peamine tegur. Osooni kogusisalduse igakuised keskmised väärtused varieeruvad sõltuvalt laiuskraadist ja aastaajast vahemikus 0,23–0,52 cm (see on osoonikihi paksus maapinna rõhul ja temperatuuril). Osoonisisaldus suureneb ekvaatorilt poolusele ja aastane kõikumine, mille miinimum on sügisel ja maksimum kevadel.

Atmosfääri oluliseks muutuvaks komponendiks on süsihappegaas, mille sisalduse muutlikkus on seotud taimede elutegevusega (fotosünteesiprotsessid), tööstusliku saastatusega ja lahustuvusega merevees (gaasivahetus ookeani ja atmosfääri vahel). Tavaliselt on süsinikdioksiidi sisalduse muutused väikesed, kuid mõnikord võivad need ulatuda märgatavate väärtusteni. Viimastel aastakümnetel on tööstusreostusest tingitud süsihappegaasisisalduse tõus, mis võib süsinikdioksiidi tekitatava kasvuhooneefekti tõttu kliimat mõjutada. Eeldatakse, et süsinikdioksiidi kontsentratsioon jääb keskmiselt muutumatuks kogu homosfääri paksuse ulatuses. Üle 100 km algab selle dissotsiatsioon ultraviolettkiirguse mõjul, mille lainepikkus on lühem kui 1690 A.

Üheks optiliselt aktiivsemaks komponendiks on atmosfääriaerosool – õhus hõljuvad osakesed, mille suurus on mitmest nm-st kuni mitmekümne mikronini, mis tekivad veeauru kondenseerumisel ja satuvad tööstusliku saaste tagajärjel maapinnalt atmosfääri, vulkaanipursetest ja ka kosmosest. Aerosooli täheldatakse nii troposfääris kui ka atmosfääri ülakihtides. Aerosooli kontsentratsioon väheneb kiiresti koos kõrgusega, kuid sellele suundumusele lisanduvad arvukad sekundaarsed maksimumid, mis on seotud aerosoolikihtide olemasoluga.

Järeldus

hüdrosfääri atmosfääri maakoor

Igaüks meist loodusloo ja geograafia läbijatest teab, et elame õhuookeani – atmosfääri – põhjas.

Maa ülemised kestad – hüdrosfäär ja atmosfäär – erinevad märkimisväärselt teistest kestadest, mis moodustavad planeedi tahke keha. Massi järgi on see väga väike osa maakerast, mitte rohkem kui 0,025% selle kogumassist. Kuid nende kestade tähtsus planeedi elus on tohutu. Hüdrosfäär ja atmosfäär tekkisid planeedi kujunemise varajases staadiumis. Hüdrosfäär ja atmosfäär on biosfääri peamised kestad.

Biosfääril on Maa kestade koosluses eriline koht. See hõivab litosfääri ülemise kihi, peaaegu kogu hüdrosfääri ja atmosfääri alumised kihid. Biosfääri all mõisteti planeedi pinnal asuva elusaine kogumit koos elupaigaga. Selle süsteemi tähtsus ületab puhtalt maapealse maailma piirid; see kujutab endast kosmilise mastaabi lüli.

Maa atmosfäär erineb põhimõtteliselt teiste planeetide atmosfäärist: sellel on madal süsinikdioksiidi sisaldus, kõrge molekulaarse hapniku sisaldus ja suhteliselt kõrge veeauru sisaldus. Maa atmosfääri eristamisel on kaks põhjust: ookeanide ja merede vesi neelab hästi süsihappegaasi ning biosfäär küllastab atmosfääri taimede fotosünteesi käigus tekkiva molekulaarse hapnikuga. Arvutused näitavad, et kui vabastada kogu ookeanides neeldunud ja seotud süsihappegaas, eemaldades samal ajal atmosfäärist kogu taimede elutegevuse tulemusena kogunenud hapniku, muutuks maakera atmosfääri koostis selle põhiomadustes sarnaseks koostisega. Veenuse ja Marsi atmosfäärist.

Atmosfäär koosneb mitmest kihist. Alumine kiht on troposfäär. Maa erinevatel laiuskraadidel on selle paksus erinev. Troposfääri kohal on püsivalt madala temperatuuriga tropopaus. Selle kohal on stratosfäär kuni 50 kilomeetri kõrguseni. Mesosfäär 55-80 kilomeetrit. Termosfäär 80-1000 kilomeetrit. Eksosfäär 1000-2000 kilomeetrit. 20 000 kilomeetri kõrguselt leiti gaaside jälgi. Üle 600 kilomeetri on ülekaalus heelium ja üle 1600 kilomeetri vesinik.

Maa atmosfääris tekitab küllastunud veeaur pilvekihi, mis katab märkimisväärset osa planeedist. Maa pilved on meie planeedil hüdrosfääri – atmosfääri – maismaasüsteemis esineva veeringe oluline element.

Bibliograafia

1. Bondarev V.P. Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid: Õpik ülikooli üliõpilastele. - M.: Alfa-M, 2003. - 464 lk.

2. Gorohhov V.G. Kaasaegse loodusteaduse mõisted: õpik. - M.: INFRA-M, 2003. - 412 lk.

3. Ignatova V.A. Loodusteadus: õpik. - M.: ICC "Akademkniga", 2002. - 254 lk.

4. Karpenkov S.Kh. Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid: õpik ülikoolidele. - M.: Akadeemiline projekt, 2000. Toim. 2., rev. ja täiendav - 639 lk.

5. Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid: õpik ülikoolidele / Toim. prof. V.N. Lavrinenko, prof. V.P. Ratnikov. - M.: UNITI-DANA, 2003. - 303 lk.

6. Strelnikov O.N. Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid: Loengute lühikursus. - M.: Yurayt-Izdat, 2003. - 221 lk.

7. Timofeeva S.S., Medvedeva S.A., Larionova E.Yu. Kaasaegse loodusteaduse ja ökoloogia alused. - Rostov Doni ääres: "Fööniks", 2004. - 384 lk. - (sari "Õpikud, õppevahendid").

8. Khoroshavina S.G. Kaasaegse loodusteaduse kontseptsioonid. Loengukursus. - Rostov n / D .: "Fööniks", 2003. - 480 lk.

Sarnased dokumendid

Hüdrosfäär on Maa veekiht. Veemasside jaotus hüdrosfääris. Selle roll planeedi suhteliselt muutumatu kliima säilitamisel. Ökoloogiline oht. Veevarude kasutamine, saastamine ja kaitse. Veekasutajad ja veekasutajad.

abstraktne, lisatud 24.06.2008


Hüpoteesid Maa tekke kohta, nende olemus, põhjendus ja areng. Maa sisemiste kestade moodustumise protsessi tunnused selle geoloogilise evolutsiooni protsessis, nende struktuur. Maa atmosfääri ja hüdrosfääri tekkimine ning nende roll elu tekkimisel.

abstraktne, lisatud 16.03.2011


Tutvumine Vernadski ideedega biosfäärist ja selle seostest ruumikontseptsiooniga. Maa gaasi (atmosfäär), vee (hüdrosfäär) ja ülemiste tahkete (litosfääri) kestade omadused. Vee, süsiniku, hapniku, lämmastiku ringkäigu põhimõtetega arvestamine.

esitlus, lisatud 03.01.2010


Hüdrosfääri ja litosfääri mõiste. Atmosfäär kui planeedi õhukest, selle koostis. Maa sisemine struktuur. Vee jaotumine hüdrosfääris. Osoonikihi roll atmosfääris. Põhja- ja maa-alused veed. Biosfäär kui elu leviku piirkond.

esitlus, lisatud 18.10.2015


Veeringe mõiste looduses ja selle roll looduses. Maa kerad ja hüdrosfääri koostis. Mis on Maa veekiht. Mis moodustab ainete ringluse. Aurustumise ja kondenseerumise mõiste. Aastase vee juurdevoolu komponendid.

esitlus, lisatud 02.09.2012


Hüdrosfäär ja atmosfäär, nende funktsioonid ja koostoime tunnused. Keemiliste elementide ringluse rakendamine biosfääri põhiülesandena. Globaalse biootilise tsükli olemus, selle rakendamine kõigi planeedil elavate organismide osalusel.

abstraktne, lisatud 19.09.2014


Maa kui planeedi kujunemine, käimasolevad protsessid ja nende põhjendus. Atmosfääri koostise biogeokeemiline evolutsioon ja organismide eluline aktiivsus gaaside massivahetuses. Keemiliste elementide vees lahustuvate vormide atmosfääri massiülekande tähendus.

kursusetöö, lisatud 23.08.2009


Üldine teave Maa kohta. Maa varajase evolutsiooni küsimus. Atmosfäär ja hüdrosfäär. Maa ajaloo geoloogiline ajaskaala, mida rakendatakse geoloogias ja paleontoloogias. Litosfääri keemiline koostis. Meie planeedi tulevik. Bioloogilised ja geoloogilised muutused.

abstraktne, lisatud 21.12.2013


Maa päritolu peamiste teooriate iseloomustus: Kant-Laplace'i hüpotees ja Suure Paugu teooria. Maa evolutsiooni kaasaegsete teooriate olemus. Päikesesüsteemi teke, elutingimuste tekkimine. Hüdrosfääri ja atmosfääri tekkimine.

test, lisatud 26.01.2011


Hüdrosfääri kui planeedi Maa veevarude terviku kontseptsiooni omadused. Hüdrosfääri piiride määramine ning vete füüsikaliste ja keemiliste omaduste iseloomustamine. Veeringlus erinevates kliimatingimustes. Atmosfääri struktuur ja selle ringlus.

Maa planeedi kest atmosfääri hüdrosfäär

Hüdrosfäär on kõigi Maa veekogude (ookeanid, mered, järved, jõed, põhjavesi, sood, liustikud, lumikate) kogum.

Suurem osa veest on koondunud ookeani, palju vähem - mandri jõgede võrku ja põhjavette. Atmosfääris on ka suured veevarud pilvede ja veeauru kujul. Hüdrosfääri mahust üle 96% moodustavad mered ja ookeanid, umbes 2% põhjavesi, umbes 2% jää ja lumi ning umbes 0,02% maismaa pinnavesi. Osa veest on tahkes olekus liustike, lumikatte ja igikeltsa kujul, mis esindab krüosfääri http://ru.wikipedia.org. Suurem osa jääst asub maismaal – peamiselt Antarktikas ja Gröönimaal. Selle kogumass on umbes 2,42 * 10 22 g. Kui see jää sulaks, siis tõuseks Maailma ookeani tase umbes 60 m. Samal ajal ujutaks 10% maismaast mere poolt üle.

Pinnaveed moodustavad hüdrosfääri kogumassist suhteliselt väikese osa.

Hüdrosfääri kujunemise ajalugu

Arvatakse, et Maa kuumenemise käigus tekkis maakoor koos hüdrosfääri ja atmosfääriga vulkaanilise tegevuse tulemusena – laava, auru ja gaaside eraldumine vahevöö siseosadest. Osa veest sattus atmosfääri auru kujul.

Hüdrosfääri tähtsus

Hüdrosfäär on pidevas vastasmõjus atmosfääri, maakoore ja biosfääriga. Vee ringlus hüdrosfääris ja selle kõrge soojusmahtuvus ühtlustavad erinevatel laiuskraadidel kliimatingimusi. Hüdrosfäär viib veeauru atmosfääri veeauru infrapuna neeldumise kaudu, mis tekitab olulise kasvuhooneefekti , Maapinna keskmise temperatuuri tõstmine umbes 40 ° C võrra. Hüdrosfäär mõjutab kliimat ka muul viisil. Suvel salvestab see suures koguses soojust ja vabastab neid järk-järgult talvel, pehmendades mandritel esinevaid hooajalisi temperatuurikõikumisi. Samuti kannab see soojust ekvatoriaalpiirkondadest parasvöötme ja isegi polaarsetele laiuskraadidele.

Pinnavesi mängib meie planeedi elus olulist rolli, olles peamine veevarustuse, niisutamise ja kastmise allikas.

Hüdrosfääri olemasolu mängis otsustavat rolli elu tekkimisel Maal. Nüüd teame, et elu tekkis ookeanides ja maa elamiskõlblikuks muutumine võttis miljardeid aastaid.

Atmosfäär

Atmosfäär on gaasikest, mis ümbritseb Maad ja pöörleb koos sellega tervikuna. Atmosfäär koosneb peamiselt gaasidest ja erinevatest lisanditest (tolm, veepiisad, jääkristallid, meresoolad, põlemisproduktid). Atmosfääri moodustavate gaaside kontsentratsioon on peaaegu konstantne, välja arvatud vesi (H 2 O) ja süsinikdioksiid (CO 2). Lämmastikusisaldus mahu järgi on 78,08%, hapnikku - 20,95%, argooni, süsinikdioksiidi, vesinikku, heeliumi, neooni ja mõningaid teisi gaase on väiksemas koguses. Atmosfääri alumine osa sisaldab ka veeauru (troopikas kuni 3%), 20-25 km kõrgusel on osoonikiht, kuigi selle kogus on väike, kuid selle roll on väga märkimisväärne.

Atmosfääri tekkelugu.

Atmosfäär tekkis peamiselt pärast planeedi tekkimist litosfäärist vabanenud gaasidest. Maa atmosfäär on miljardite aastate jooksul läbi teinud märkimisväärse evolutsiooni arvukate füüsikalis-keemiliste ja bioloogiliste protsesside mõjul: gaaside hajumine kosmosesse, vulkaaniline aktiivsus, molekulide dissotsiatsioon (lõhenemine) päikese ultraviolettkiirguse tagajärjel, keemilised reaktsioonid atmosfääri vahel. komponendid ja kivimid, elusorganismide hingamine ja ainevahetus. Seega erineb atmosfääri tänapäevane koostis oluliselt esmasest, mis toimus 4,5 miljardit aastat tagasi, kui maakoor tekkis. Levinuima teooria järgi on Maa atmosfäär olnud läbi aegade neljas erinevas koostises. Algselt koosnes see planeetidevahelisest ruumist püütud kergetest gaasidest (vesinik ja heelium). See on nn esmane atmosfäär (570-200 miljonit aastat eKr). Järgmises etapis viis aktiivne vulkaaniline tegevus atmosfääri küllastumiseni muude gaasidega kui vesinik (süsivesinikud, ammoniaak, veeaur). Nii tekkis sekundaarne atmosfäär (200 miljonit aastat tagasi – täna). See õhkkond oli taastav. Lisaks määrasid atmosfääri moodustumise protsessi järgmised tegurid:

· vesiniku pidev lekkimine planeetidevahelisse ruumi;

keemilised reaktsioonid, mis toimuvad atmosfääris ultraviolettkiirguse, äikeselahenduse ja mõnede muude tegurite mõjul.

Järk-järgult viisid need tegurid tertsiaarse atmosfääri moodustumiseni, mida iseloomustab palju väiksem vesiniku sisaldus ning palju suurem lämmastiku ja süsinikdioksiidi sisaldus (moodustub ammoniaagi ja süsivesinike keemiliste reaktsioonide tulemusena).

Elusorganismide tulekuga Maale hakkas fotosünteesi tulemusena, millega kaasnes hapniku vabanemine ja süsihappegaasi neeldumine, atmosfääri koostis muutuma. Algselt kulutati hapnikku redutseeritud ühendite – süsivesinike, ookeanides sisalduva raua raudvormi jne oksüdeerimiseks. Selle etapi lõpus hakkas hapnikusisaldus atmosfääris kasvama. Järk-järgult tekkis moodne oksüdeerivate omadustega atmosfäär.

Fanerosoikumajal muutus atmosfääri koostis ja hapnikusisaldus. Seega ületas söe akumulatsiooni perioodidel hapnikusisaldus atmosfääris oluliselt praegust taset. Süsinikdioksiidi sisaldus võib intensiivse vulkaanilise tegevuse perioodidel suureneda. Viimasel ajal on inimene hakanud mõjutama ka atmosfääri arengut. Tema tegevuse tulemuseks oli süsivesinikkütuste põletamise tõttu atmosfääri süsihappegaasi sisalduse pidev märkimisväärne tõus.

Atmosfääri struktuur.

Atmosfäär on kihilise struktuuriga. Seal on troposfäär, stratosfäär, mesosfäär ja termosfäär. Troposfäär moodustab umbes 80% atmosfääri massist, stratosfäär umbes 20%; mesosfääri mass ei ületa 0,3%, termosfäär on alla 0,05% atmosfääri kogumassist.

Troposfäär on atmosfääri alumine, enim uuritud kiht, mille kõrgus on polaaraladel 8–10 km, parasvöötme laiuskraadidel kuni 10–12 km ja ekvaatoril 16–18 km. Troposfääris on koondunud ligikaudu 80–90% atmosfääri kogumassist ja peaaegu kogu veeaur. Troposfääris toimuvad füüsikalised protsessid, mis määravad selle või teise ilma. Kõik veeauru muundumised toimuvad troposfääris. Selles tekivad pilved ja tekivad sademed, tsüklonid ja antitsüklonid, väga tugevalt areneb turbulentne ja konvektiivne segunemine.

Troposfääri kohal asub stratosfäär. Stratosfääri iseloomustab temperatuuri püsivus või tõus koos kõrgusega ja erakordselt kuiv õhk, veeauru peaaegu puudub. Protsessid stratosfääris praktiliselt ei mõjuta ilma. Stratosfäär asub 11–50 km kõrgusel. Iseloomulik on kerge temperatuurimuutus 11-25 km kihis (stratosfääri alumine kiht) ja selle tõus 25--40 km kihis -56,5 kuni 0,8 ° C (stratosfääri ülemine kiht). Olles saavutanud umbes 40 km kõrgusel väärtuse umbes 0 °C, püsib temperatuur konstantsena kuni umbes 55 km kõrguseni. Seda püsiva temperatuuriga piirkonda nimetatakse stratopausiks ja see on stratosfääri ja mesosfääri vaheline piir. Just stratosfääris paikneb osonosfääri kiht (“osoonikiht”) (15–20–55–60 km kõrgusel), mis määrab elu ülemise piiri biosfääris.

Stratosfääri ja mesosfääri oluline komponent on O 3 , mis tekib fotokeemiliste reaktsioonide tulemusena kõige intensiivsemalt ~ 30 km kõrgusel. O 3 kogumass normaalrõhul oleks 1,7-4,0 mm paksune kiht, kuid ka sellest piisab elule kahjuliku Päikeselt tuleva UV-kiirguse neelamiseks.

Järgmine stratosfääri kohal olev kiht on mesosfäär. Mesosfäär algab 50 km kõrguselt ja ulatub 80–90 km kõrgusele. Õhutemperatuur 75–85 km kõrgusele langeb 88 ° C-ni. Mesosfääri ülemine piir on mesopaus, kus asub temperatuuri miinimum, üleval hakkab temperatuur uuesti tõusma. Seejärel algab uus kiht, mida nimetatakse termosfääriks. Temperatuur selles kasvab kiiresti, ulatudes 400 km kõrgusel 1000–2000 ° C-ni. Üle 400 km temperatuur kõrgusega peaaegu ei muutu. Temperatuur ja õhutihedus sõltuvad tugevalt kellaajast ja aastaajast, samuti päikese aktiivsusest. Maksimaalse päikese aktiivsuse aastatel on temperatuur ja õhutihedus termosfääris palju suurem kui miinimumi aastatel.

Järgmine on eksosfäär. Gaas eksosfääris on väga haruldane ja seetõttu lekivad selle osakesed planeetidevahelisse ruumi (hajumine). Edasi läheb eksosfäär järk-järgult nn lähiruumi vaakumisse, mis on täidetud planeetidevahelise gaasi väga haruldaste osakestega, peamiselt vesinikuaatomitega. Kuid see gaas on vaid osa planeetidevahelisest ainest. Teise osa moodustavad komeedi ja meteoriidi päritolu tolmutaolised osakesed. Lisaks üliharuldastele tolmutaolistele osakestele tungib sellesse ruumi ka päikese ja galaktilise päritoluga elektromagnetiline ja korpuskulaarne kiirgus.

Atmosfääri väärtus.

Atmosfäär annab meile hingamiseks vajaliku hapniku. Juba 5 km kõrgusel merepinnast tekib treenimata inimesel hapnikunälg ja ilma kohanemiseta langeb inimese töövõime oluliselt. Siin lõpeb atmosfääri füsioloogiline tsoon.

Tihedad õhukihid – troposfäär ja stratosfäär – kaitsevad meid kiirguse kahjustava mõju eest. Õhu piisava vähenemise korral, kõrgemal kui 36 km, avaldab ioniseeriv kiirgus, esmased kosmilised kiired kehale intensiivset mõju; rohkem kui 40 km kõrgusel töötab päikesespektri ultraviolettkiirgus, mis on inimestele ohtlik.

Osoon, mis asub atmosfääri ülemistes kihtides, toimib omamoodi kilbina, mis kaitseb meid päikese ultraviolettkiirguse mõjude eest. Ilma selle kilbita poleks maismaal elu areng selle tänapäevastes vormides vaevalt võimalik olnud.

See on teooria ja praktika jaoks äärmiselt oluline, kuna elu ilmus koos hüdrosfääriga ja on sellega tihedalt seotud.

"Kuuma" ja hüdrosfääri hüpotees domineeris kuni 20. sajandi keskpaigani. See põhines astronoom P. Laplace'i (1749 - 1827) teoorial, kes uskus, et kõik planeedid tekkisid päikeseainest, rebitud välja Päikese lähedal lendava tähe gravitatsioonijõu toimel. Planeedid tekkisid päikeseaine hüübimistest, mis seejärel pikka aega jahtusid. Maa jahtus, kuni selle pinnale tekkis koorik, ja alles siis sadas jahtunud atmosfäärist vihma. Vesi kogunes süvenditesse, moodustades erinevaid reservuaare. Seega jäi hüdrosfääri vanus oluliselt alla Maa vanusele ning hüdrosfääri tekkimine tundus planeedi elus suhteliselt lühike nähtus. Kuid järk-järgult kogunes fakte, mis olid vastuolus Maa ja hüdrosfääri "kuuma" moodustumise hüpoteesiga.

Teadlased on leidnud, et tahke aine juuresolekul kuum tihe - moodustumine on väga stabiilne, nagu näitab planeet Veenus, mille õhutemperatuur on ligikaudu 400 ° C. Lisaks on vanimates Maalt avastatud kivimites, mille vanus on umbes 3,8 miljard aastat. aastat leiti üherakuliste organismide jäljed, mis võisid eksisteerida ainult vedela vee juuresolekul. Kõik see kinnitas teooriat planeetide "külma" moodustumise kohta Päikese ümber tiirlenud tolmust. Selles pilves tekkisid trombid, millest said tulevaste planeetide embrüod. Väikesed tükid püüdsid kinni suuremad, mis kasvasid ja neelasid tolmupilve põhimassi, moodustades planeete. Selle teooria ühe looja V. S. Safronovi arvutuste kohaselt algas planeetide tekkeprotsess 4,65 miljardit aastat tagasi.

Kaasaegne planeedi suurus, sealhulgas Maa, saavutati 100 miljoni aastaga. Siis valitses noorel Maal karm ja külm, mille kohal laius must taevas. Taevakehad langesid pinnale, kuid plahvatuste möirgamist need ei põhjustanud, kuna atmosfääri veel ei eksisteerinud või see oli väga õhuke. Taevakehade mõjudest kogunes planeedi paksusesse soojus ja ilma kaitsva atmosfäärikihita pind jahtus. Kui taevakehad Maad tabasid, tekkis paks regoliidi kiht – prahi ja tolmu segu. Meie planeedi pind koosnes sellest. Taevakehade hulgas oli komeete – jääkosmilisi moodustisi. Taevakehade mõju Maale "soojendas" seda seestpoolt. Selle tulemusena tormasid selle keskele raskemad ained, pinnale aga kerkisid kerged ja lenduvad ained. See protsess andis peamise soojuse planeedi soolte soojendamiseks. Lisasoojus tuleneb radioaktiivsest lagunemisest. See sulatas kivid planeedi sügavustes. Selle tulemusena hakkas Maale tekkinud tuulutusavade ja hiiglaslike pragude kaudu pinnale valguma sulavett ja koos sellega kuum vurr, veeaur, mis kiiresti kondenseerus. Seda protsessi nimetatakse degaseerimiseks. See sai alguse 4 miljardit aastat tagasi, mida tõendavad kõige iidsemad Maalt leitud kivimid. Atmosfäär on tekkinud degaseerimise tõttu, mis jätkub ka praegu meie planeedil. Geoloogilist arvestatakse magma väljavalamise ja degaseerimise hetkest. Seda perioodi peetakse hüdrosfääri moodustumise alguseks. Hiljuti avastati tolmustes kosmilistes pilvedes molekulaarsel kujul vesi, aga ka jääosakesed, mis tähendab nende olemasolu Maa algaines, mille mass täienes komeetide langemise tõttu. Võimalik, et taevakehade löökide käigus sulasid jääosakesed ja vesi suruti planeedi pinnale välja juba pregeoloogilisel perioodil. Samal ajal täitis see Maa pinda katnud regoliidi poorid. Seega võis hüdrosfääri teke alata juba meie planeedi eelgeoloogilisel perioodil.

Hüdrosfääri päritolu ja ookeanivete ajalugu

Hüdrosfääri evolutsiooni etapid

Meretaseme kõikumiste peamised põhjused ja liigid. Ookeani taseme muutused geoloogilises minevikus

Atmosfääri tekkimine ja areng

Kliimamuutuste põhjused

Maa kliima geoloogilises minevikus

1. Hüdrosfääri päritolu ja ookeanivete ajalugu

Maailma ookean kui hüdrosfääri põhikomponent hõivab 361 miljonit km 2 (umbes 71% maapinnast), millel on tohutu veekogus (1,37 miljonit km 3 ), mis on 94% kogu hüdrosfääri mahust Maa. AT ookeanis on soolade mass 4,8-10 18 t. Igas liitris merevees on keskmiselt 35 g soolasid. 97% ookeanide soolsusest on tingitud 4 iooni: kloriid (55,2%), naatrium (30,4%), sulfaat (7,7%) ja magneesium (3,7%).Üldiselt sisaldab merevesi umbes 80 keemilist elementi, kuid ainult 12 neist on kontsentratsiooniga üle 1 miljoni -1 (kloor, naatrium, magneesium, väävel, kaltsium, kaalium, broom, süsinik, strontsium, boor, räni, fluor ).

Maailma ookean ilmus meie planeedile enam kui miljard aastat tagasi ja on läbinud keerulise evolutsiooni. Selle ajalugu viimase 150 miljoni aasta jooksul on põhjalikumalt uuritud seoses süvamere puurimisega.

HÜDROSFÄÄRI PÄRITOLU. Vee ajalugu on seotud lenduvate ainete ajalooga. Kaasaegsete kontseptsioonide järgi primaarse atmosfääri veeaur ja gaasid olid kunagi Maa soolestikus ja jõudis selle pinnale vulkaanilise ja magmaatilise tegevuse käigus mantli kõige sulavamate ainetega sisemise kuumenemise tulemusena. Pikka aega arvati, et algselt sulanud Maa oma arengu algstaadiumis on ümbritsetud võimsa veeauruga atmosfääri ning sellele järgneval jahutamisel kondenseerus aur vedelaks veeks, olles algselt värske. Soolane ja mineraliseerunud ookeanivesi muutus hiljem mandrite pinnalt lahustunud ainete eemaldamise tulemusena. Kuid sellised ideed hüdrosfääri kujunemise kohta, mis olid omal ajal väga populaarsed, on vastuolus viimaste saadud andmetega.

Kuna vesi kuulub meie planeedi lenduvate ainete hulka, on loomulik, et selle ajalugu on seotud teiste lenduvate ainete saatusega. Kui võrrelda lenduvate ainete hulka Maa ülemiste geosfääride koostises kogusega, mis võiks eralduda maakoore kivimite murenemise ja töötlemise käigus, siis saame suure erinevuse, mida nimetatakse lenduvate ainete liig. Üksikute komponentide lenduvate ainete liig on kümneid ja isegi sadu kordi suurem kui kogus, mis tekkis litosfääri aluspõhja kivimite murenemise tagajärjel. Näiteks lenduvat süsihappegaasi on seal 83 korda ja kloori 60 korda rohkem, kui see võiks pärineda esmasest maapõuest selle murenemise ja töötlemise käigus.

Tehtud arvutused viitavad sellele kindlalt sügavuste maagaasid Maadel oli erakordselt oluline roll meie planeedi ülemiste kestade kujunemisel. Seda rolli nähakse See on ilmsem, kui võrrelda lenduvate ainete liigset koostist vulkaanide ja tardkivimite gaaside koostisega. Asjakohaste geokeemiliste andmete võrdlus näitab, et üleliigsete lenduvate ainete koostis on üldiselt lähedane Maa vahevööst tekkivate ja sealt väljuvate vulkaaniliste gaaside koostisele. See tähendab, et Maailma ookeani vete ja atmosfääri gaaside teke on seotud Maa vahevöö degaseerimise protsessidega. .

Nii tekkis ookean vahevöömaterjali aurudest, mis eraldusid koos peamiste laavade väljavalamisega ürgse Maa pinnale.

OOKAANI VETE AJALUGU. Vulkaanilised ja tungivad kivimid moodustavad vähemalt 90% tänapäeva maakoorest ning sügavamal kui 10-30 km koosneb Maa ülemine kest täielikult tardmaterjalist, mis pärines veelgi suurematest sügavustest.

Praegu on meie planeedil umbes 800 aktiivset vulkaani, mis on piiratud seismiliste vöönditega. Lähiminevikus oli vulkaaniline tegevus intensiivsem. G. Menardi järgi on ainult Vaikse ookeani põhjas umbes 10 000 vulkaanilist meremäge (kõrgus üle 1 km), Atlandi ookeani põhjas - umbes 4000 vulkaani jne. Statistiliste arvutuste kohaselt leiti, et viimase 180 miljoni aasta jooksul keskmiselt 30 km 3 vulkaaniline materjal. Veelgi enam, umbes 75% vulkaanilistest kivimitest kogunes ookeanide põhja, 20% saartele ookeanidelt mandritele üleminekuvööndites ja ainult 5% maismaal. Arvestades, et ookeanid hõivavad 71% Maa pinnast, on lihtne arvutada, et ligikaudu 3/4 vulkaanilistest kivimitest on ookeanide all olevad basaltkatted.

Otseste vaatluste ja arvutuste kohaselt varieerub teadaolevate basaltide vulkaanipursete käigus eralduva vee hulk (aurudena) pursanud kivimite massi suhtes tavaliselt 3–5% ja kohati kuni 8%.

Kõik need andmed võimaldavad väita, et basaltide väljavalamine on alati toonud degaseerimise tulemusena maapinnale veeauru kujul keskmiselt 7% noorvett. Ka Maa pinnale (arengu esimestel etappidel) jõudsid selle sügavustest erinevad gaasid - CH 4, CO, CO 2, H 3 BO 3, NH 3, S, H 2 S, HC1, HF ja väike kogus inertgaase. Primaarse atmosfääri ja hüdrosfääri moodustanud vulkaaniliste gaaside hulgas olid esikohal veeaur ja süsinikdioksiid. Kui vastsündinud Maa pinna temperatuur ületas 100°C, siis aurustunud olekus vesi moodustas mõneks ajaks atmosfääri. Kui temperatuur langes alla 100°C, mis ilmselt toimus polaaraladel, hakkas vesi kondenseeruma ja moodustama esmaseid reservuaare. Planeedi pinna tingimused hakkasid alluma laiuskraadidele. Maakera pinnal sai alguse veeringe, mis viis mitmete keemiliste elementide eemaldamiseni esmaste maismaaalade pinnalt tekkivatesse veekogudesse.

Esimesed osad vulkaanilisest veest Maa pinnal olid happelised . Neid iseloomustas nende anioonide olemasolu, mida leidub veel merevees, välja arvatud SO 4 2- ioon, mis tekkis hiljem biosfääris oksüdeeriva keskkonna tekke tõttu. See tähendab, et esimesed kondenseerunud veed Maal olid mineraliseerunud, ja hüdrosfääri tegelik magevesi tekkis reservuaaride pinnalt aurustumise tagajärjel mõnevõrra hiljem.

Tugevad happed, mis olid osa noorvetest, hävitasid intensiivselt primaarseid alumosilikaatkivimeid, ekstraheerides neist leelis- ja leelismuldelemente, aga ka kahevalentseid katioone - rauda ja mangaani. Maapinda uhtusid happevihmad ja see oli vastavate mineraalide hüdrolüüsi ja hüdratatsiooni koht. Samad protsessid, kuid veidi erineva ulatusega, toimusid reservuaaride põhjas, kuhu kanti esimesed ilmastikuproduktid. Veeringe käigus eemaldati litosfäärist Na +, K +, Mg 2+, Ca 2+ katioonid ja märkimisväärne osa neist hakkas jääma ookeani. Sellega seoses võib arvata, et suurem osa ookeanivee katioone tekkis primaarse litosfääri ilmastikumõjude tulemusena .

Hüdrosfääri evolutsiooni taastamisel tuleks märkida kogu Maa veekesta kui terviku dünaamilist olemust. Kaasaegsetes tingimustes on 3000 aasta jooksul tsüklisse kaasatud aurustunud vee hulk võrdne maailma ookeani vee massiga ja 9 miljoni aasta jooksul töötleb fotosünteesi protsess vee massi, mis võrdub kogu ookeaniga. Biosfääris toimuva veeringe protsessis toimub selle erineva intensiivsusega osade vahetus konkreetsetes kogumites (reservuaarid, liustikud, jõed, põhjavesi). Nagu juba märgitud, langeb hüdrosfääri madalaim veevahetuse aktiivsus liustikele (8000 aastat) ja kõrgeimat aktiivsust pärast õhuniiskust iseloomustavad jõeveed, mis vahetuvad keskmiselt iga 11 päeva järel.

Hüdrosfäär

Vesi on Maal peaaegu kõikjal. See moodustab oma kesta. Mida nimetatakse hüdrosfääriks. See kest tungib kõigisse teistesse Maa sfääridesse, kuna see, nagu vesi, on "kõikjal". Siin antakse hüdrosfääri lai tõlgendus, mis hõlmab kõiki looduslikke veetüüpe. Hüdrosfäär hõlmab Maailma ookeani veed, pinnavett, atmosfäärivett, maa- ja põhjajääd, igat tüüpi maa siseveekogusid ja biogeenseid veekogusid, see tähendab, et on võimalik eristada maapealset, maapealset ja maa-alust hüdrosfääri.

Hüdrogeoloogia õppeaine on maa-alune hüdrosfäär - see on kõige keerulisem maapealne veekiht. Selle keerukust seletavad mitmed asjaolud: 1) väga õhuke uurimiseks ligipääsetav maa-aluse hüdrosfääri kiht (kuni 5-12 km); 2) maa-aluses hüdrosfääris lisaks vedelale, tahkele ja aurufaasile mitme spetsiifilise vee (füüsiliselt seotud, keemiliselt seotud jne) olemasolu; 3) vee spetsiifilised ja mitmekesised tingimused ja protsessid koosmõju vett sisaldava keskkonnaga (kivimid, gaasid, elusorganismid). Kõige selle juures tuleb meeles pidada, et maa-alune hüdrosfäär on maapealsete ja maapealsete veekestade suhtes esmane. Esiteks tekkisid maa-alused veed, mis Maa evolutsiooni käigus läksid maapealsesse ja maapealsesse olekusse. Järk-järgult omandas kestadevahelise veevahetuse olemus moodsa ilme.

Maa kestade eraldumine toimus umbes 4 miljardit aastat tagasi. Ameerika teadlaste hüpoteesi kohaselt põrkas Maa 4,25 miljardit aastat tagasi kokku Marsi-suuruse kosmoseobjektiga. Kokkupõrke tagajärjel sulas Maa 1000 km paksune pinnakiht, Maa sai impulsi ja pöörles ümber oma telje ekliptikaga 23 0, mis stabiliseeris Maa ööpäeva (24 tundi). Maa neelas 90% kosmilise keha ainest ja 10% moodustas Saturniga sarnase "rõnga", mis seejärel kogunes ja moodustas Kuu. Algul oli see Maale 15 korda lähemal. Kõik see viis Maa kestade eraldumiseni. Vahevöö aine kuumenemise tõttu on akadeemik A.P. Vinogradovi järgi jagunes see kaheks faasiks: tulekindlaks (duniitid) ja sulavaks (basaltid).

Selle protsessi käigus tormasid Maa pinnale basaltse magma kõige lenduvamad komponendid, veeaur ja gaasid. Selle suurejoonelise vahevöö sulamise ja degaseerimise protsessi mehhanism A.P. Vinogradovit reprodutseeriti eksperimentaalselt (tsooni sulamine). Vahevöös on ligikaudu 20·10 8 tonni vett ning 7,5 - 24% sellest kogusest rändas maapõue ja Maailmamerre, s.o. osales hüdrosfääri loomisel. Kosmosest võiks meteoriitidega tulla 1·10 4 tonni, s.t. 4 suurusjärku väiksem. Atmosfääri ülemised kihid võiksid veel vähem vett anda (Vernadski avastatud hõbedased pilved).

Seega on vahevöö ainus veeallikas Maal.

1. Hüdrosfääri evolutsioon algas arheuse – proterosoikumi vahetusel, mil tekkis dünaamiline tasakaal vee ja gaaside vahel. Samal ajal tekkis graniidikiht, eraldusid geosünkliinid ja platvormid ning tekkis mandrimere. Kõik see tähistas atmosfääri ja vee korrapärase hüdroloogilise tsükli algust.

Vastavalt A.P. Vinogradovi sõnul said lenduvad ained ookeanivee soolamassi anioonide allikaks ja kõik peamised katioonid tekkisid kivimite hävitamise käigus.

Algstaadiumis ei olnud atmosfääris peaaegu üldse hapnikku, küll aga oli CO 2, NH 3, NH 4, H 2 S, Hcl jne.

2. Ligikaudu 2,0 - 2,7 miljardit aastat tagasi toimus redutseerivate tingimuste muutumine atmosfääris ja pinnal oksüdeerivateks ning O 2 allikaks olid fotokeemilised reaktsioonid H 2 O ja CO 2-ga atmosfääri ülakihtides.

3. Elu tekkimine. Seoses intensiivse kosmilise ja ultraviolettkiirgusega tekkisid CH 4-st, NH 3-st, H 2-st, H 2 S-st, CO 2-st, H 2 O-st jne komplekssed orgaanilised ühendid ning nende baasil teatud sügavusel ookeanis ( veekihi ekraani all ) arenesid lihtsaimad organismid, kuid maismaal neid ei eksisteerinud (kuna osooniekraani veel ei eksisteerinud. Selle teke põhjustas esimese sügava bioloogilise revolutsiooni, kuna H 2 O redutseerimine elu viis vaba hapniku vabanemiseni, millest sai alguse tänapäevase hapniku- lämmastikuatmosfääri ja osooniekraani teke ning elu sai areneda maismaal.Atmosfääri tekke tulemusena toimus radiogeenne ja fotogeenne süntees. keeruliste orgaaniliste molekulide tootmine lakkas.

4. Varasel paleosoikumis aНСО 3 – СОˉ 3 tasakaal, mis tagas ookeanivete koostise stabiilsuse. Elu tulekuga Maal muutusid ilmastikuprotsessid CO 2 mõjul intensiivistumise suunas. Fotosünteesi tulemusena uueneb atmosfääris hapnik praegu 2–3 tuhande aastaga ja süsihappegaas 350–500 aastaga (v.a tänapäevane kasvuhooneefekt) ning kogu Maailma ookeani vesi läbib fotosünteetilisi taimi mitmel. miljonit aastat.

5. Magevee teke Maal.

Peamised tegurid magevee ilmumisel Maale on elu tekkimine, kaasaegse atmosfääri teke, maakoore tükeldamine platvormideks ja geosünkliinideks. Selle kõige vanus on 2,5–3,0 miljardit aastat. Tekkimiseni viis suure hüdroloogilise veeringe tekkimine värske põhjavesi atmosfääri sademetest.

Maailma ookeani vete koostise kohta on arvamusi mitmetähenduslikud. Mõned usuvad, et see moodustus paleosoikumi alguses. Teised pooldavad olulisi muutusi koostises isegi viimase 0,5–0,6 miljardi aasta jooksul. Näiteks Yu.P. Kaasansky rajas hüdrosfääri arenemise käigus Arheanist Cenosoikumini 5 hüdrogeoloogilist tüüpi ookeanivett ja moodne sulfaatkloriidi naatrium-kaltsiumi koostis ilmus tema andmetel Permis. Koos veevahetusega maailmamere ja maa-aluse hüdrosfääri vahel on olnud ja on soolavahetus. Maailmamere koostis peegeldab eelmiste ajastute olusid ning tohutute veemasside tõttu reageerib see halvasti välismõjudele. H 2 /H 1 ja O 18 / O 16 isotoopsuhe ei muutu 300 - 500 miljoni aasta jooksul. Seda konsistentsi kasutatakse standardse keskmise ookeanivee (SMOW) standardina.