Макет внутреннего строения земли


Методы изучения внутреннего строения и состава Земли

Методы изучения внутреннего строения и состава Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал  методов исследования строения и состава, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем, возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены – самая глубокая в мире скважина имеет глубину лишь -12262 м (Кольская сверхглубокая в России), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около -1500 м, бурение с борта американского исследовательского судна «Гломар Челленджер»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19% радиуса планеты.


Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, главным образом закономерностей изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т.д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и мощных взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные – распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их подобно рентгеновским лучам, и поверхностные – распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров.
Объемные волны, в свою очередь, разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие большую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary — первичные), более «медленные» поперечные волны называют S-волны (от англ. secondary — вторичные). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде.

На границах сред с разными свойствами происходит преломление волн, а на границах резких изменений свойств, помимо преломлённых, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны могут иметь смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или смещение, лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты.


  Анализируя закономерности распространения волн можно выявить неоднородности в недрах планеты — если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения сейсмических волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам.

Сейсмическая модель Земли

Изучение путей и скорости распространения в недрах Земли сейсмических волн позволили разработать сейсмическую модель её внутреннего строения.

Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают наиболее значительные скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмических разделах, расположенных на глубинах 33 км и 2900 км от поверхности (см. рис.). Эти резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на 3 главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро.

Сейсмическая модель Земли


Земная кора от мантии отделяется резкой сейсмической границей, на которой скачкообразно возрастает скорость и продольных, и поперечных волн. Так скорость поперечных волн резко возрастает с 6,7-7,6 км/с в нижней части коры до 7,9-8,2 км/с в мантии. Эта граница была открыта в 1909 г. югославским сейсмологом Мохоровичичем и впоследствии была названа границей Мохоровичича (часто кратко называемой границей Мохо, или границей М). Средняя глубина границы составляет 33 км (нужно заметить, что это весьма приблизительное значение в силу разной мощности в разных геологических структурах); при этом под континентами глубина раздела Мохоровичича может достигать 75-80 км (что фиксируется под молодыми горными сооружениями – Андами, Памиром), под океанами она понижается, достигая минимальной мощности 3-4 км. 

Ещё более резкая сейсмическая граница, разделяющая мантию и ядро, фиксируется на глубине 2900 км. На этом сейсмическом разделе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волны – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешняя часть ядра обладает свойствами жидкости. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была открыта в 1914 г. немецким сейсмологом Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга, хотя это название и не является официальным.


Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на глубинах 670 км и 5150 км. Граница 670 км разделяет мантию на верхнюю мантию (33-670 км) и нижнюю мантию (670-2900 км). Граница 5150 км разделяет ядро на внешнее жидкое (2900-5150 км) и внутреннее твёрдое (5150-6371 км).

Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящим верхнюю мантию на два слоя.

Полученные данные о глобальных сейсмических границах дают основание для рассмотрения современной сейсмической модели глубинного строения Земли.

Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка, толщина которой составляет от 4-5 км под океанами до 75-80 км под континентальными горными сооружениями. В составе знмной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная, или кристаллическая, кора, образованная метаморфизованными и магматическими интрузивными породами.Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту.

Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет  мощность от 35-45 км до 55-80 км, в её разрезе выделяются 3 слоя.
рхний слой, как правило, сложен осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Этот слой называется осадочным. Геофизически он характеризуются низкой скоростью Р-волн в диапазоне 2-5 км/с. Средняя мощность осадочного слоя около 2,5 км.
Ниже располагается верхняя кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой), сложенный магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом (в среднем соответствующими по химическому составу гранодиориту). Скорость прохождения Р-волн в данном слое составляет 5,9-6,5 км/с. В основании верхней коры выделяется сейсмический раздел Конрада, отражающий возрастание скорости сейсмических волн при переходе к нижней коре. Но этот раздел фиксируется не повсеместно: в континентальной коре часто фиксируется постепенное возрастание скоростей волн с глубиной.
Нижняя кора (гранулито-базитовый слой) отличается более высокой скоростью волн (6,7-7,5 км/с для Р-волн), что обусловлено изменением состава пород при переходе от верхней мантии. Согласно наиболее приятой модели её состав соответствует гранулиту.

В формировании континентальной коры принимают участие породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних возрастом около 4 млрд. лет.

Океанская кора имеет относительно небольшую мощность, в среднем 6-7 км.
её разрезе в самом общем виде можно выделить 2 слоя. Верхний слой – осадочный, характеризующийся малой мощностью (в среднем около 0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (1,6-2,5 км/с). Нижний слой – «базальтовый» — сложенный основными магматическими породами (вверху – базальтами, ниже – основными и ультраосновными интрузивными породами). Скорость продольных волн в «базальтовом» слое нарастает от 3,4-6,2 км/с в базальтах до 7-7,7 км/с в наиболее низких горизонтах коры.

Возраст древнейших пород современной океанской коры около 160 млн. лет.

Макет внутреннего строения земли

Мантия представляет собой наибольшую по объёму и массе внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км.

Верхняя мания по геофизическим особенностям разделяется на два слоя. Верхний слой — подкоровая мантия — простирается от границы Мохо до глубин 50-80 км под океанами и 200-300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости как продольных, так и поперечных сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатического давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глобальной поверхности раздела 410 км расположен слой пониженных скоростей.


к следует из названия слоя, скорости сейсмических волн в нем ниже, чем в подкоровой мантии. Более того, на некоторых участках выявляются линзы, вообще не пропускающие S-волны, это даёт основание констатировать, что вещество мантии на этих участках находится в частично расплавленном состоянии. Этот слой называют астеносферой (от греч. «asthenes» — слабый и «sphair» — сфера); термин введён в 1914 американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone. Таким образом, астеносфера – это слой в верхней мантии (расположенный на глубине около 100 км под океанами и около 200 км и более под континентами), выявляемый на основании снижения скорости прохождения сейсмических волн и обладающий пониженной прочностью и вязкостью. Поверхность астеносферы хорошо устанавливается и по резкому снижению удельного сопротивления (до значений около 100 Ом.м).

Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по механическим свойствам от твёрдых вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы — твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Мощность литосферы составляет от 50 до 300 км. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и современного вулканизма.


Глубже раздела 410 км в верхней мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны, а их скорость относительно монотонно нарастает с глубиной.

В нижней мантии, отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно, без скачкообразных изменений, нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга.

Во внешнем ядре скорость Р-волн резко снижается до 8 км/с, а S-волны полностью исчезают. Исчезновение поперечных волн даёт основание предполагать, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн, и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние.

Фундаментальный вывод из описанной выше скоростной модели Земли состоит в том, что наша планета состоит из серии концентрических оболочек, представляющих железистое ядро, силикатную мантию и алюмосиликатную кору.

Геофизическая характеристика Земли

Распределение массы между внутренними геосферами

Масса оболочек ЗемлиОсновная часть массы Земли (около 68%) приходится на ее относительно лёгкую, но большую по объёму мантию, при этом примерно 50% приходится на нижнюю мантию и около 18% – на верхнюю. Оставшиеся 32% общей массы Земли приходятся в основном на ядро, причем его жидкая внешняя часть (29% общей массы Земли) гораздо тяжелее, чем внутренняя твердая (около 2%). На кору остается лишь менее 1% общей массы планеты.


Плотность

Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (см. рис). Средняя плотность коры составляет 2,67 г/см3; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9-3,0 до 3,1-3,5 г/см3.  В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе «приспособления» к возрастающему давлению) от 3,3 г/см3 в подкоровой части до 5,5 г/см3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности – от 11,4 до 13,8 г/см3 — происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти два резких плотностных скачка имеют различную природу: на границе мантия/ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). В центре Земли плотность вещества достигает 14,3 г/см3.

Макет внутреннего строения земли

Давление

Давление в недрах Земли рассчитывается на основании ее плотностной модели. Увеличение давления по мере удаления от поверхности обуславливается несколькими причинами:


  1. сжатием за счет веса вышележащих оболочек (литостатическое давление);

  2. фазовыми переходами в однородных по химическому составу оболочках (в частности, в мантии);

  3. различием в химическом составе оболочек (коры и мантии, мантии и ядра).

У подошвы континентальной коры давление составляет около 1 ГПа (точнее 0,9*109 Па). В мантии Земли давление постепенно растет, на границе Гутенберга оно достигает 135 ГПа. Во внешнем ядре градиент роста давления увеличивается, а во внутреннем ядре, наоборот, уменьшается. Расчетные величины давления на границе между внутренним и внешним ядрами и вблизи центра Земли составляют соответственно 340 и 360 ГПа.

Температура. Источники тепловой энергии

Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на две группы: эндогенные (или внутренние источники), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и экзогенные (или внешние по отношению к планете). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента. Геотермический градиент – приращение температуры с глубиной, выраженной в 0С/км. «Обратной» характеристикой является геотермическая ступень – глубина в метрах, при погружении на которую температура повысится на 1 0С. Средняя величина геотермического градиента в верхней части коры составляет 30 0С/км и колеблется от 200 0С/км в областях современного активного магматизма до 5 0С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. С глубиной величина геотермического градиента существенно уменьшается, составляя в литосфере, в среднем около 10 0С/км, а в мантии – менее 1 0С/км. Причина этого кроется в распределении источников тепловой энергии и характере теплопереноса.

Температура

Источниками эндогенной энергии являются следующие.
1. Энергия глубинной гравитационной дифференциации, т.е. выделение тепла при перераспределении вещества по плотности при его химических и фазовых превращениях. Основным фактором таких превращений служит давление. В качестве главного уровня выделения этой энергии рассматривается граница ядро – мантия.
2. Радиогенное тепло, возникающее при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25% теплового потока, излучаемого Землёй. Однако необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов – урана, тория и калия отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 • 10–4 %, в осадочных породах – 3,2 • 10–4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 • 10–7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты.
3. Остаточное тепло, сохранившееся в недрах со времени формирования планеты.
4. Твёрдые приливы, обусловленные притяжение Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – около 1-2 %.

В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса.

Расчёты температур в недрах планеты дают следующие значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 0С, на глубине 410 км – 1500 0С, на глубине 670 км – 1800 0С, на границе ядра и мантии – 2500 0С, на глубине 5150 км – 3300 0С, в центе Земли – 3400 0С. При этом в расчёт принимался только главный (и наиболее вероятный для глубинных зон) источник тепла – энергия глубинной гравитационной дифференциации.

Эндогенное тепло определяет протекание глобальных геоднинамических процессов. в том числе перемещение литосферных плит

На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20-30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур тепло связано с эндогенными источниками.

Магнетизм Земли

Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем и магнитными полюсами, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение.

Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах (до 900) и наименьшим на экваторе (7-80).

Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки к горизонту. В приближении к магнитному полюсу стрелка компаса займёт вертикальное положение.

Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Суммарное магнитное поле складывается из значений главного поля Земли и поля, обусловленного ферромагнитными минералами в горных породах земной коры. Магнитные свойства характерны для минералов – ферромагнетиков, таких как магнетит (FeFe2O4), гематит (Fe2O3), ильменит (FeTiO2), пирротин (Fe1-2S) и др., которые являются полезными ископаемыми и устанавливаются по магнитным аномалиям. Для этих минералов характерно явление остаточной намагниченности, которая наследует ориентировку магнитного поля Земли, существовавшего во время образования этих минералов. Реконструкция места положения магнитных полюсов Земли в разные геологические эпохи свидетельствует о том, что магнитное поле периодически испытывало инверсию — изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнтиного знака геомагнитного поля длится от нескольких сотен до несмкольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака.  Северный полюс занимал место южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн. лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад.

 

Источник: popovgeo.sfedu.ru

Глобус своими руками: пособие для самых маленьких

Малышам с 3 до 5-6 лет будет очень интересно узнать о далеких материках и странах, разобраться, где находятся океаны и как они выглядят с космической высоты. Совсем не обязательно вдаваться в подробности – слишком детальные карты не предназначены для столь юных почемучек. А вот простенькая модель Земли, сделанная из пластилина, справится с поставленной задачей на отлично!

Для работы потребуется:

  • мягкий пластилин голубого, зеленого, желтого и оранжевого цветов (лучше брать яркий восковой материал – его проще разминать в руке),
  • стеки,
  • полый шарик диаметром 15-20 сантиметров,
  • глобус или карта мира (для наглядности).

Макет внутреннего строения земли

Пошаговый мастер-класс

  1. Учитывая, что процент воды на планете составляет более двух третьих от общей площади, логичнее сначала покрыть шарик голубым пластилином, и лишь затем вылепливать материки и острова. Для этого разомните брусок нужного цвета в руках, раскатайте его в лепешку и, отрезая небольшие кусочки, обклейте шарик пластилином.

Совет! Конечно, можно обойтись и без готового шарика – его можно скатать из пластилина целиком. Однако для этого потребуется не менее 2-3 брусков пластичного материала, да и вес поделки значительно увеличится.

  1. Когда весь шар станет голубым, еще раз покатайте его между ладоней, чтобы замаскировать швы между кусочками пластилина.
  2. Теперь подготовьте зеленый материал для изготовления участков суши. Малышам будет вполне достаточно воссоздать хотя бы примерное расположение материков, а вот детки постарше могут потребовать больших подробностей. Для этого предложите им изучить карту мира, а затем вместе постарайтесь вырезать из зеленых пластилиновых лепешек форму каждого континента.

Совет! Чтобы сохранить достоверность и облегчить работу маленьким географам, распечатайте макет карты на тонкой (лучше газетной) бумаге, обклейте обратную сторону тонким слоем зеленого пластилина, а затем вырежьте острыми ножницами каждый материк. Снимать их с бумаги не обязательно – они приклеятся к макету глобуса благодаря пластичности голубого слоя.

Макет внутреннего строения земли

  1. Наклейте каждый континент на модель земли.
  2. Чтобы придать самодельному глобусу реалистичность, воссоздайте участки суши, выполненные на карте желтыми и оранжевыми цветами, попутно объясняя ребенку понятия географических высот.

Макет внутреннего строения земли

Планета Земля из пластилина готова! По такому же принципу стоит впоследствии изготовить и другие планеты, чтобы создать макет Солнечной системы. С его помощью можно не только объяснить крохе основы строения Вселенной, но и устроить забавную игру с высадкой космического десанта на Марсе или Юпитере!

Внутреннее строение Земли из пластилина

С помощью лепки деткам постарше можно наглядно продемонстрировать внутреннее строение земного шара – так им проще будет освоить школьный курс географии. Разъясняя ребенку основы строения планеты, вы не только подготовите его к творческой работе, но и поможете понять, как устроена Земля.

Инструкция по изготовлению

  1. Скатываем небольшой шарик желтого цвета – внутреннее ядро планеты.
  2. Затем разминаем оранжевый пластилин и моделируем из него внешнее ядро. Его толщина относительно общего диаметра модели составляет примерно 30%, а потому слишком тонко раскатывать слой пластилина не требуется. Смоделировав лепешку нужной толщины, заворачиваем в нее желтый шарик – внутреннее ядро – и аккуратно скатываем в шар.
  3. По тому же принципу изготавливаем еще один слой – мантию красного цвета.

Макет внутреннего строения земли

  1. После этого моделируем земную кору. Она не столь массивна, поэтому пластилин черного цвета следует раскатать потоньше.
  2. Завернув земной шар в поверхностную кору, необходимо придать нашей планете натуральный внешний вид. Для этого покрываем ее голубым пластилином, символизирующим водное пространство, а затем воссоздаем примерную форму материков.

Макет внутреннего строения земли

Готовую поделку можно разрезать пополам или вынуть сектор, чтобы был виден каждый слой. Такой геологический проект станет отличным наглядным пособием при изучении географии, а его изготовление обязательно заинтересует детей своей простотой и познавательностью!



Источник: mamsy.ru

Публикации по теме:

Макет «Стойбище саамских оленеводов». Мастер-классМакет «Стойбище саамских оленеводов». Мастер-класс Патриотическое воспитание ставит цель: формирование у дошкольников представлений об истории, природе и культуре родного края, воспитание.

День Земли. Коллаж «Матушка Земля». Мастер-классДень Земли. Коллаж «Матушка Земля». Мастер-класс 22 апреля во всём мире отмечают праздник – международный день Матери-Земли. Целью проведения Дня Земли является превращение экологической.

Игровой макет «Теремок сказок». Мастер-классИгровой макет «Теремок сказок». Мастер-класс Игровой макет «Теремок сказок». Мастер-класс В старшем дошкольном возрасте большое значение в развитии игровой деятельности занимает создание.

Макет детского сада. Мастер-классМакет детского сада. Мастер-класс Доброго всем времени суток! Я предлагаю посмотреть моё творчество — мой мастер-класс по изготовлению макета детского сада. И так приступаем.

Макет «Пожарный щит» (мастер-класс)Макет «Пожарный щит» (мастер-класс) Макет «Пожарный щит» (мастер-класс) Правила пожарной безопасности нам настолько знакомы, что порой кажется, все их знают уже с пелёнок.

Макет «Весна». Мастер-классМакет «Весна». Мастер-класс Весна всё настойчивее заявляет о своих правах, повсюду слышится пение птиц, зелёная травка и первые цветы радуют глаз своим появлением.

Мастер-класс «Макет чума»Мастер-класс «Макет чума» Основное занятие северных народностей — оленеводство. Им приходится часто менять места проживания, перегоняя оленей на другие пастбища.

Мастер-класс «Макет курятника»Мастер-класс «Макет курятника» Вместе с родителями для детей своей группы я создала мини-музей «Домашние птицы». И чтобы ребята лучше представили, как выглядит их жилище.

Мастер –класс «Макет ПДД в ДОУ».Мастер –класс «Макет ПДД в ДОУ». Мастер-класс «Макет ПДД в детском саду». Цель: Формировать основы безопасного движения и правилам поведения детей на проезжей части, а так.

Мастер-класс «Макет СТО из тетрапака»Мастер-класс «Макет СТО из тетрапака» Представляю Вам еще один продукт проекта «Чудо — тетра пак». Это СТО — прекрасно подходит и для ознакомления с профессиями работников станции.

Источник: www.maam.ru


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте, как обрабатываются ваши данные комментариев.