Земля - ​​планета Сонячної системи

Внаслідок обертання Землі точки екватора мають швидкість 465 м / сек, а точки, розташовані на широті  - швидкість 465cos  (м / сек), якщо зважати на Землю кулею. Залежність лінійної швидкості обертання, а, отже, і відцентрової сили від широти призводить до розбіжності значень прискорення сили тяжіння на різних широтах (див. табл. 4).
Табл. 4. - Геометричні і фізичні характеристики Землі

Екваторіальний радіус	6378,160 км
Полярний радіус	6356,777 км
Стиснення земного еліпсоїда	1:298,25
Середній радіус	6371,032 км
Довжина кола екватора	40075,696 км
Поверхня	510,2  10 Червня км 2
Обсяг	1,083  жовтня 1912 км 3
Маса	5976   жовтня 1921 кг
Середня щільність	5518 кг / м 3
Прискорення сили тяжіння (на рівні моря)
а) на екваторі	9,78049 м / сек 2
б) на полюсі	9,83235 м / сек 2
в) стандартне	9,80665 м / сек 2
Момент інерції щодо осі обертання	8,104   жовтня 1937 кг   м 2

Обертання Землі навколо своєї осі викликає зміну дня і ночі на її поверхні. Період обертання Землі визначає одиницю часу - добу. Вісь обертання Землі відхилена від перпендикуляра до площини екліптики на 23 ° 26,5 '(у середині 20 ст.); В сучасну епоху цей кут зменшується на 0,47 "за рік. При русі Землі по орбіті навколо Сонця її вісь обертання зберігає майже постійний напрямок у просторі. Це призводить до зміни пір року. Гравітаційний вплив Місяця, Сонця, планет викликає тривалі періодичні зміни ексцентриситету орбіти і нахилу осі Землі, що є однією з причин багатовікових змін клімату.
Період обертання Землі систематично збільшується під впливом місячних і в меншій мірі сонячних припливів. Притягання Місяця створює приливні деформації як атмосфери і водної оболонки, так і "твердої" Землі. Вони спрямовані до притягує тіла і, отже, переміщуються за З. при її обертанні. Припливи в земній корі мають амплітуду до 43 см , У відкритому океані - не більш 1м, в атмосфері вони викликають зміну тиску у кілька сот н / м ² (кілька мм рт. Ст.). Приливне тертя, що супроводжує рух припливів, приводить до втрати системою Земля - ​​Місяць енергії та передачі моменту кількості руху від Землі до Місяця. У результаті обертання Земля сповільнюється, а Місяць віддаляється від Землі. Вивчення місячних і річних кілець зростання у викопних коралів дозволило оцінити число діб в році в минулі геологічні епохи (до 600 млн. років тому). Результати досліджень говорять про те, що період обертання З. навколо осі збільшується в середньому на кілька м / сек за століття (500 млн. років тому тривалість доби становила 20,8 год). Фактичне уповільнення швидкості обертання Землі дещо менше того, яке відповідає передачі моменту Місяці. Це вказує на вікове зменшення моменту інерції Землі, мабуть, пов'язане із зростанням щільного ядра Землі або з переміщенням мас при тектонічних процесах. Швидкість обертання Землі дещо змінюється протягом року також внаслідок сезонних переміщень повітряних мас і вологи. Спостереження траєкторій штучних супутників Землі дозволили з високою точністю встановити, що декомпозиція Землі дещо більше тієї, яка відповідає сучасній швидкості її обертання і розподілу внутрішніх мас. Мабуть, це пояснюється високою в'язкістю земних надр, що призводить до того, що при уповільненні обертання Землі її фігура не відразу приймає форму, відповідну збільшеному періоду обертання. Оскільки Земля має сплюснуту форму (надлишок маси у екватора), а орбіта Місяця не лежить у площині земного екватора, тяжіння Місяця викликає прецесію - повільний поворот земної осі в просторі (повний оборот відбувається за 26 тис. років). На цей рух накладаються періодичні коливання напрямку осі - нутація (основний період 18,6 року). Положення осі обертання по відношенню до тіла Землі відчуває як періодичні зміни (полюси при цьому відхиляються від середнього положення на 10-15 м), так і вікові (середнє положення північного полюса зміщується у бік Північної Америки зі швидкістю ~ 11 см на рік.).
III. 1. Будова Землі
а) Магнітосфера
Самою зовнішньої і протяжної оболонкою Землі є магнітосфера - область навколоземного простору, фізичні властивості якої визначаються магнітним полем Землі і його взаємодією з потоками заряджених часток.
Дослідження, проведені за допомогою космічних зондів і штучних супутників Землі, показали, що Земля постійно знаходиться в потоці корпускулярного випромінювання Сонця (т. зв. Сонячний вітер). Він утворюється завдяки безупинному розширенню (витіканню) плазми сонячної корони і складається з заряджених часток (протонів, ядер та іонів гелію, а також більш важких позитивних іонів та електронів). У орбіти Землі швидкість спрямованого руху часток у потоці коливається від 300 до 800 км / сек. Сонячна плазма несе із собою магнітне поле, напруженість якого в середньому дорівнює ^4,8-10-З а / м (6 * 10 ^-5 е).
При зіткненні потоку сонячної плазми з перешкодою - магнітним полем Землі - утворюється поширюється назустріч потоку ударна хвиля, фронт якої з боку Сонця в середньому локалізований на відстані 13-14 радіусів Землі (R _) від її центру. За фронтом ударної хвилі слід перехідна область товщиною ~ 20 тис. км, де магнітне поле сонячної плазми стає неупорядкованим, а рух її часток - хаотичним, температура плазми в цій області підвищується приблизно з 200 тис. градусів до ~ 10 млн. градусів.
Перехідна область примикає безпосередньо до магнітосфері Землі, межа якої - магнітопауза - проходить там, де динамічний тиск сонячного вітру врівноважується тиском магнітного поля Землі; вона розташована з боку Сонця на відстані ~ 10-12 R _() (70-80 тис. км) від центру З., її товщина ~ 100 км . Напруженість магнітного поля З. у магнітопауза ~ 8 * 10 ^-2 а / м (10 ^-3 е.), тобто значно вище напруженості поля сонячної плазми на рівні орбіти Землі. Потоки частинок сонячної плазми обтікають магнітосферу і різко спотворюють на значних відстанях від З. структуру її магнітного поля. Приблизно до відстані 3 R _ від центру Землі магнітне поле ще досить близько до поля магнітного диполя (напруженість поля зменшується з висотою ~ ¹ / _{R3 ).} Регулярність поля тут порушують лише магнітні аномалії (вплив найбільш великих аномалій позначається до висот ~ 0,5 R _) над поверхнею Землі. На відстанях, що перевищують 3 R _, магнітне поле слабшає повільніше, ніж поле диполя, а його силові лінії з сонячної сторони кілька притиснуті до Землі. Лінії геомагнітного поля, що виходять з полярних областей Землі, відхиляються сонячним вітром на нічний бік Землі. Там вони утворюють «хвіст», або «шлейф», магнітосфери протяжністю понад 5 млн. км. Пучки магнітних силових ліній протилежного напрямку розділені в хвості областю дуже слабкого магнітного поля (нейтральним шаром), де концентрується гаряча плазма з температурою в млн. градусів.
Магнітосфера реагує на прояви сонячної активності, що викликає помітні зміни у сонячному вітрі і його магнітному полі. Виникає складний комплекс явищ, який отримав назву магнітної бурі. При бурях спостерігається безпосереднє вторгнення в магнітосферу часток сонячного вітру, відбувається нагрів і посилення іонізації верхніх шарів атмосфери, прискорення заряджених часток, збільшення яскравості полярних сяйв, виникнення електромагнітних шумів, порушення радіозв'язку на коротких хвилях і т.д. В області замкнутих ліній геомагнітного поля існує магнітна пастка для заряджених часток. Нижня її межа визначається поглинанням захоплених у пастку часток атмосферою на висоті кількох сотень км., Верхня практично збігається з межею магнітосфери на денній стороні Землі, дещо знижуючись на нічній стороні. Потоки захоплених у пастку часток високих енергій (головним чином протонів і електронів) утворюють т. зв. Радіаційний пояс Землі. Частинки радіаційного поясу становлять значну радіаційну небезпеку при польотах у космос.
б) Атмосфера
Атмосферою, або повітряною оболонкою Землі, називають газове середовище, навколишнє «тверду» Землю і обертається разом з нею. Маса атмосфери становить ~ 5,15 * 10 ¹⁸ кг. Середній тиск атмосфери на поверхню Землі на рівні моря. Так само 101 325 н / м ² (це відповідає 1 атмосфері чи 760 мм рт. ст.). Щільність і тиск атмосфери швидко зменшуються з висотою: біля поверхні З. середня щільність повітря  = 1,22 кг / м ^3, на висоті 10 км , А на висоті 100 км  = 8,8. Атмосфера має шарувату будову, шари розрізняються своїми фізичними і хімічними властивостями (температурою, хімічним складом, іонізацією молекул тощо).
Прийняте поділ атмосфери на шари засновано головним чином на зміні у ній температури з висотою, оскільки воно відбиває баланс основних енергетичних процесів в атмосфері.
Нижня частина атмосфери, що містить близько 80% всієї її маси, називається тропосферою. Вона поширюється до висоти 16-18 км в екваторіальному поясі і до 8-10 км в полярних широтах. Температура тропосфери знижується з висотою в середньому на 0,6. К на кожні 100 м. Над тропосферою до висоти 55 км розташована стратосфера, у якій укладено майже 20% маси атмосфери. Від тропосфери вона відділена перехідним шаром - тропопаузою, з температурою 190-220 К. До висоти ~ 25 км температура стратосфери дещо падає, але далі починає рости, досягаючи максимуму (~ 270К) на висоті 50-55 км. Це зростання пов'язане переважно зі збільшенням у верхніх шарах стратосфери концентрації озону, інтенсивно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця. Над стратосферою розташовані мезосфера (до 80 км), термосфера (від 80 км до 800-1000 км) і екзосфера (вище 800-1000 км). Загальна маса всіх цих шарів не перевищує 0,5% маси атмосфери. У мезосфері, відокремленою від стратосфери стратопаузой, озон зникає, температура знову падає до 180-200к. поблизу її верхньої межі (мезопаузи). У термосфері відбувається швидке зростання температури, пов'язаний головним чином з поглинанням у ній сонячного короткохвильового випромінювання. Зростання температури спостерігається до висоти 200-300 км. Вище, приблизно до 800-1000 км, температура залишається постійної (~ 1000К), тому що тут розріджена атмосфера слабко поглинає сонячне випромінювання.
Верхній шар атмосфери - екзосфера - украй розріджений (у його нижньої межі число протонів у 1 м ³ складає ~ 10 ¹¹⁾ і зіткнення часток у ньому відбуваються рідко. Швидкості окремих частинок екзосфери можуть перевищувати критичну швидкість вислизання (другу космічну швидкість). Ці частки, якщо їм не перешкодять зіткнення, можуть, подолавши тяжіння Землі, залишити атмосферу і піти в міжпланетний простір. Так відбувається розсіювання (дисипація) атмосфери. Тому екзосферу називають також сферою розсіювання. Вислизають з атмосфери в міжпланетний простір головним чином атоми водню й гелію.
Наведені характеристики шарів атмосфери слід розглядати як усереднені. У залежності від географічної широти, пори року, доби і ін вони можуть помітно змінюватися.
Хімічний склад земної атмосфери неоднорідний. Сухий атмосферне повітря у поверхні Землі містить за обсягом 78,08% азоту, 20,95% кисню (~ 10 ^-6% озону), 0,93% аргону і близько 0,03% вуглекислого газу. Не більше 0,1% складають разом водень, неон, гелій, метан, криптон і ін гази. У шарі атмосфери до висот 90-100 км, в якому відбувається інтенсивне перемішування атмосфери, відносний склад її основних компонентів не змінюється, цей шар називається гомосфера. В атмосфері міститься (1,3-1,5) * 10 ¹⁶ кг води. Головна маса атмосферної води (у вигляді пари, зважених крапель і кристаликів льоду) зосереджена у тропосфері, причому з висотою її зміст різко зменшується. У вологому повітрі вміст водяної пари в земної поверхні коливається від 3-4% в тропіках до 2 * 10 ^-5% в Антарктиді. Дуже мінливі аерозольні компоненти повітря, що включають пил грунтового, органічного та космічного походження, частинки сажі, попелу і мінеральних солей.
У верхній межі тропосфери й у стратосфері спостерігається підвищений вміст озону. Шар максимальної концентрації озону розташований на висотах ~ 21-25 км. Починаючи з висоти ~ 40 км збільшується вміст атомарного кисню. Дисоціація молекулярного азоту починається на висоті близько 200 км . Поряд з дисоціацією молекул під дією короткохвильового і корпускулярного випромінювань Сонця на висотах від 50 до 400 км відбувається іонізація атмосферних газів. Від ступеня іонізації залежить електропровідність атмосфери. На висоті 250-300 км, де розташований максимум іонізації, електропровідність атмосфери в 10 ¹² разів більше, ніж у земної поверхні. Для верхніх шарів атмосфери характерний також процес дифузійного поділу газів під дією сили тяжіння (гравітаційне розділення): гази розподіляються з висотою відповідно до їх молекулярної масою. Верхні шари атмосфери в результаті виявляються збагаченими більш легкими газами. Сукупність процесів дисоціації, іонізації і гравітаційного поділу визначає хімічну неоднорідність верхніх шарів атмосфери. Приблизно до 200 км основним компонентом повітря є азот N _2. Вище починає превалювати атомарний кисень. На висоті більше 600 км переважаючим компонентом стає гелій, а в шарі від 2 тис. км і вище - водень, який утворює навколо Землі так звану водневу корону.
Через атмосферу до поверхні Землі надходить електромагнітне випромінювання Сонця - головне джерело енергії фізичних, хімічних і біологічних процесів. У географічній оболонці Землі атмосфера прозора для електромагнітного випромінювання в діапазоні довжин хвиль  від 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в якому укладено близько 88% всієї енергії сонячного випромінювання) і радіодіапазоні - від 1 мм до 30 м . Випромінювання інфрачервоного діапазону (> 5,2 мкм) поглинається в основному парами води і вуглекислим газом тропосфери і стратосфери. Непрозорість атмосфери у радіодіапазоні обумовлена ​​відбиттям радіохвиль від її іонізованих шарів (іоносфери). Випромінювання ультрафіолетового діапазону ( від 3000 до 1800 Å) поглинається озоном на висотах 15-60 км, а хвилі довжиною 1800-1000 Å і коротше - азотом, молекулярним і атомарним киснем (на висоті від кількох десятків до кількох сотень км над поверхнею З. ). Жорстке короткохвильове випромінювання (рентгенівське і гамма-випромінювання) поглинається всією товщею атмосфери, до поверхні Землі воно не доходить. Таким чином, біосфера виявляється захищеною від згубного впливу короткохвильового випромінювання Сонця. У вигляді прямої і розсіяної радіації поверхні Землі досягає лише 48% енергії сонячного випромінювання, що падає на зовнішню межу атмосфери. У той же час атмосфера майже непрозора для теплового випромінювання Землі (за рахунок присутності в атмосфері вуглекислого газу і пари води. Якби Земля була позбавлена ​​атмосфери, то середня температура на поверхні була б -23 ° С, у дійсності середня річна температура поверхні Землі становить 14,8 ° С. Атмосфера затримує також частина космічних променів і служить бронею проти руйнівної дії метеоритів. Наскільки велике захисне значення земної атмосфери, показує поцяткована метеоритними кратерами поверхню Місяця, позбавлена ​​атмосферної захисту. Між атмосферою і поверхнею, що підстилає відбувається безперервний обмін енергією (теплооборот) і речовиною (вологообіг, обмін киснем та іншими газами). Теплооборот включає перенесення теплоти випромінюванням (променевий теплообмін), передачу теплоти за рахунок теплопровідності, конвекції і фазових переходів води (випару, конденсації, кристалізації).
Нерівномірний нагрівання атмосфери над сушею, морем на різних висотах і в різних широтах призводить до нерівномірного розподілу атмосферного тиску. Виникаючі в атмосфері стійкі перепади тиску викликають загальну циркуляцію атмосфери, з якою пов'язаний влагооборот, що включає процеси випаровування води з поверхні гідросфери, перенесення водяної пари повітряними потоками, випадання опадів і їх стік. Теплооборот, влагооборот і циркуляція атмосфери є основними клімато-утворюючими процесами. Атмосфера є активним агентом у різних процесах, що відбуваються на поверхні суші й у верхніх шарах водойм. Найважливішу роль відіграє атмосфера в розвитку життя на Землі.
в) Гідросфера
Вода утворює переривчасту оболонку Землі. Близько 94% загального обсягу гідросфери зосереджено в океанах і морях; 4% укладено в підземних водах; близько 2% - у льодах і снігах (головним чином Арктики, Антарктики і Гренландії), 0,4% - у поверхневих водах суші (річки, озера , болота). Незначна кількість води міститься в атмосфері і організмах. Усі форми водних мас переходять одна в іншу в процесі обігу. Щорічна кількість опадів, що випадають на земну поверхню, дорівнює кількості води, що випарувалася в сумі з поверхні суші і океанів. У загальному круговороті вологи найбільш рухливі води атмосфери.
Вода гідросфери містить майже всі хімічні елементи. Середній хімічний склад її близький до складу океанічної води, в якій переважають кисень, водень, хлор і натрій. У водах суші переважними є карбонати. Зміст мінеральних речовин у водах суші (солоність) піддано великих коливань в залежності від місцевих умов і, перш за все від клімату. Звичайно води суші слабко мінералізовані - прісні (солоність рік і прісних озер від 50 до 1000 мг / кг). Середня солоність океанічної води близько 35 г / кг (35 ^о / _оо), солоність морської води коливається від 1-2 ° / _оо (Фінська затока Балтійського моря) до 41,5 ° / _оо (Червоне море). Найбільша концентрація солей - у солоних озерах (Мертве море до 260 ° / _оо) і підземних водах (до 600 ° / _оо). Сучасний сольовий склад вод гідросфери сформувався за рахунок продуктів хімічного вивітрювання вивержених порід і принесення на поверхню Землі продуктів дегазації мантії: в океанічній воді катіони натрію, магнію, кальцію, калію, стронцію присутні головним чином за рахунок річкового стоку. Хлор, сірка, фтор, бром, йод, бор та інші елементи, що грають в океанічній воді роль аніонів, є переважно продуктами підводних вулканічних вивержень. Вміщені в гідросфері вуглець, азот, вільний кисень та інші елементи надходять з атмосфери і з живої речовини суші й океану. Завдяки великому вмісту в океані біогенних хімічних елементів океанічна вода служить дуже сприятливим середовищем для розвитку рослинних і тваринних організмів. Світовий океан утворює найбільше скупчення вод на земній поверхні. Морські течії зв'язують окремі його частини в єдине ціле, внаслідок чого води океанів і морів володіють загальними фізико-хімічними властивостями. Поверхневий шар води в океанах (до глибини 200-300 м) має непостійну температуру, мінливу за порами року і в залежності від температурного режиму відповідного кліматичного поясу. Середня річна температура цього шару поступово убуває від 25 ° С у екватора до 0 ° С і нижче в полярних областях. Характер вертикального зміни температур океанічних вод сильно варіює залежно від географічної широти, що пояснюється головним чином неоднаковим нагріванням і охолодженням поверхневих вод. З ін боку, є істотні відмінності в зміні температури води за глибиною на одних і тих самих широтах у зв'язку з течіями. Однак для величезних екваторіальних і тропічних просторів океану в зміні температур по вертикалі є багато спільного. До глибини 300-500 м температура води тут швидко знижується, потім до 1200 - 1500 м зниження температури відбувається повільніше, глибше 1500 м вона майже не змінюється. У придонних шарах температура тримається звичайно між 2 ° С і 0 ° С. У помірних областях зміна температури з глибиною менш значно, що пов'язано з меншим прогріванням поверхневих вод. У приполярних областях температура спочатку знижується до глибин близько 50-100 м, потім до глибин близько 500 м трохи підвищується (за рахунок принесення більш теплих і солоних вод з помірних широт), після чого повільно знижується до 0 ° С і нижче у придонних шарах. Зі зміною температури і солоності міняється і щільність води. Найбільша щільність характерна для високих широт, де вона досягає біля поверхні 1,0275 г / см ^3. У приекваторіальній області щільність води біля поверхні - 1,02204 г / см ^3. Характерною особливістю океану є циркуляція і перемішування вод. У шарі до 150-200 м циркуляція визначається головним чином пануючими вітрами, під впливом яких утворюються могутні океанічні течії. У більш глибоких шарах циркуляція пов'язана переважно з існуючою в товщі води різницею густин, що залежить від температури і солоності. Основними елементами циркуляції, обумовленої впливом вітрів, є антициклональні кругообіги у субтропічних широтах і циклональні - у високих. Густинне циркуляція бере участь у вертикальному розподілі водяних мас і охоплює всю товщу вод. Планетарним видом руху вод служить приливо-відливна течія, викликане впливом Місяця і Сонця. Океан відіграє величезну роль у житті Землі. Він служить головним водоймищем планети й основним приймачем сонячної енергії на поверхні Землі. Унаслідок великої теплоємності води (і малої теплоємності повітря) він надає умеряющий вплив на коливання температури повітря навколишнього простору. У помірних і полярних широтах морські води влітку накопичують тепло, а взимку віддають його атмосфері. В екваторіальних і тропічних просторах вода нагрівається з поверхні круглий рік. Теплі води переносяться звідси течіями у високі широти, утеплюючи їх, а холодні води повертаються до тропіків в протитечія. Таким чином, океан впливає на клімат і погоду Землі. Велика роль океану у круговороті речовин на Землі. (Вологообіг, взаємний обмін з атмосферою киснем і вуглекислим газом, винесення на сушу розчинених в океанічній воді солей і привнось в океан річками матеріалу з суші, біогеохімічні перетворення). Безперервно рухомі водні маси океану, взаємодіючи з гірськими породами дна і берегів, виробляють величезну руйнівну і творчу (акумулятивну) роботу. Різноманітний уламковий і розчинений матеріал, отриманий у результаті руйнівної роботи океанічної води і завдяки річковому стоку, осідає на дні океану, утворюючи опади, які потім у осадові гірські породи. Відмерлі рослинні і тваринні організми дають початок біогенним опадів. Чималу роль грають і води суші. Прісні води задовольняють потреби людини у воді, забезпечують промисловість і поливне землеробство. Текучі поверхневі води роблять велику геологічну роботу, здійснюючи розмивши (ерозію), перенесення і відкладення продуктів руйнування гірських порід. Діяльність текучих вод призводить до розчленовування і загального зниження рельєфу суші. Сумарна кількість виноситься ріками в моря й океани матеріалу оцінюється більш ніж в 17 млрд. т на рік.
2. "Тверда" Земля
Про будову, склад і властивості "твердої" Землі маються переважно приблизні дані, оскільки безпосередньому спостереженню доступна лише сама верхня частина земної кори. Всі дані про більш глибоких надрах планети отримані за рахунок різноманітних непрямих (головним чином геофізичних) методів дослідження. Найбільш достовірні з них - сейсмічні методи, засновані на вивченні шляхів і швидкості поширення у Землі пружних коливань (сейсмічних хвиль). З їх допомогою вдалося встановити поділ "твердої" Землі на окремі сфери і скласти уявлення про внутрішню будову Землі. (Див. табл. 5).
Табл. 5.-Основні дані про геосферах "твердої" Землі

Геосфери	Підрозділи геосфер		Літерне позначення	Глибина нижньої межі *, км.	Обсяг, 10 18 м 3	Маса **, 10 21 кг
Земна кора	осадовий шар		A	до 20	1,0	2,5
	«Гранітний" шар			до 40	3,6	10
	«Базальтовий" шар			до 70	5,6	16
Мантія	верхня мантія	субстрат	B	50-100	180,1	610
		шар Гуттенберга (астеносфера)		близько 400
		шар Голіцина	C	близько 900	205,7	856
	Нижня мантія		D	2900	510,8	2547
Ядро	Зовнішнє ядро		E	близько 4800	166,6	1828
			F	близько 5100
	суб'ядро		G	6371	8,6	106

• Різниця між середнім радіусом З. і середнім радіусом межі (крім кори). ** Кора по А. Б. Ронова і А. А. Ярошевському (1969), інші за Ф. Берч (1964).
а) Будова «твердої» Землі.
Верхня сфера "твердої" Землі - земна кора (А) - сама неоднорідна і складно побудована. З кількох типів земної кори переважне поширення мають материкова і океанічна; в будові перший розрізняють три шари: верхній - осадовий (від 0 до 20 км ), Середній, званий умовно «гранітним» (від 10 до 40 км ), І нижній, т. зв. «Базальтовий» (від 10 до 70 км ), Відокремлюється від «гранітного» поверхнею Конрада.
Під океанами осадовий шар на великих площах має товщину лише в кілька сотень метрів. «Гранітний" шар, як правило, відсутня: замість нього спостерігається т. н. «Другий» шар неясної природи, товщиною близько 1-2,5 км. Потужність «базальтового» шару під океанами - близько 5 км . Крім основних типів кори, зустрічається кілька типів «проміжного» будови, в тому числі кора субконтінентальной (під деякими архіпелагами) і субокеанической (у глибоководних западинах окраїнних і внутрішньоконтинентальних морів). Субконтінентальной кора характеризується нечітким поділом «гранітного» і «базальтового» верств, які об'єднуються під назвою гранітно-базальтового. Кора субокеанической близька до океанічної, відрізняючись від неї більшою потужністю в цілому і осадового шару зокрема. За допомогою сейсмічних методів чітко встановлюється поверхню розділу, що відокремлює земну кору від нижележащей мантії. Мантія складається з трьох шарів (В, С і D) і простягається від поверхні Мохоровичича до глибини 2900 км , Де вона межує з ядром Землі. Шари В і С утворюють верхню мантію (товщиною 850-900 км), шар D - нижню мантію (близько 2000 км ). Верхню частину шару В, що залягає безпосередньо під корою, називається субстратом; кора разом із субстратом становить літосферу. Нижню частину верхньої мантії називають ім'ям відкрив її властивості сейсмолога Б. Гутенберга. Швидкість поширення сейсмічних хвиль у межах шару Гутенберга дещо менше, ніж у вище-і нижчих шарах, що пов'язують з підвищеною плинністю його речовини. Звідси - друга назва шару Гуттенберга - астеносфера (слабка сфера). Цей шар є сейсмічним хвилеводом, оскільки сейсмічний «промінь" (шлях хвилі) довгий час йде уздовж нього. Розташоване нижче шар С (Голіцина шар) виділений як зона швидкого наростання з глибиною швидкостей сейсмічних хвиль (подовжніх від 8 до 11,3 км / сек, поперечних від 4,9 до 6,3 км / сек). Земне ядро ​​має середній радіус близько 3,5 тис. км і ділиться на зовнішнє ядро ​​(шар Е) і суб'ядро (шар G) з радіусом близько 1,3 тис. км. Їх розділяє перехідна зона (шар F) товщиною близько 300 км , Яку відносять звичайно до зовнішнього ядра. На межі ядра спостерігається стрибкоподібне падіння швидкості подовжніх хвиль (від 13,6 до 8,1 км / сек). Всередині ядра вона зростає, збільшуючись стрибком до 11,2 км / сек., Поблизу кордону суб'ядра. У суб'ядре сейсмічні хвилі поширюються майже з незмінною швидкістю.
б) Фізичні характеристики та хімічний склад «твердої» Землі.
З глибиною в Землі змінюються значення щільності, тиску, сили тяжіння, пружних властивостей речовини, в'язкості і температури. Середня щільність земної кори в цілому - 2,8 т / м ^3. Середня щільність осадового шару кори - 2,4-2,5 т / м ^3, «гранітного" - 2,7 т / м ^3, «базальтового» - 2,9 т / м ^3. На межі земної кори і мантії (поверхня Мохоровичича) щільність збільшується стрибком від значень 2,9-3,0 т / м ³ до 3,1-3,5 т / м ^3. Далі вона плавно росте, досягаючи у підошви шару Гуттенберга 3,6 т / м ^3. у підошви шару Голіцина 4,5 т / м ³ та біля кордонів ядра 5,6 т / м ^3. У ядрі щільність стрибком піднімається до 10,0 т / м ^3, а далі плавно зростає до 12,5 т / м ³ в центрі Землі.
Прискорення сили тяжіння в Землі не змінюється стрибком. До глибини 2500 км воно відхиляється від значення 10 м / сек менш ніж на 2%, на кордоні ядра одно 10,7 м / сек ² і далі плавно зменшується до нуля в центрі Землі. За даними про щільність і прискоренні сили тяжіння обчислюється тиск, який безупинно росте з глибиною. Біля підніжжя материкової кори воно близько до 1 Гн / м ² (10 ⁹ н / м ^2), у підошви шару У - 14 Гн / м ^2, шару С - 35 Гн / м ^2, на кордоні ядра - 136 Гн / м ² , в центрі Землі - 361 Гн / м ^2. Знаючи щільність і швидкості сейсмічних хвиль, обчислюють величини, що характеризують пружні властивості матеріалу Землі. Їх хід залежно від глибини показаний на другому графіку.
У земній корі і верхній мантії температура підвищується з глибиною. З мантії до поверхні «твердої» Землі йде тепловий потік, у кілька тисяч разів менший надходить від Сонця (в середньому близько 0,06 Вт / м ² або близько 2,5 * 10 ¹³ Вт на всю поверхню З.). У мантії температура скрізь нижче температури повного розплавлення слагающего її матеріалу. Під материкової корою вона передбачається близькою до 600-700 ° С. У шарі Гуттенберга температура, мабуть, близька до точки плавлення (1500-1800 ° С). Оцінка температур для глибших шарів мантії і ядра З. носить досить гаданий характер. Мабуть, в ядрі вона не перевищує 4000-5000 ° С.
В'язкість матеріалу мантії вище і нижче меж астеносфери, мабуть, не менше ^{23 Жовтень} nз; в'язкість астеносфери сильно знижена ^{(19 жовтня} -10 ²¹ nз). Вважається, що завдяки цьому в астеносфері відбувається повільне перетікання мас у горизонтальному напрямку під впливом нерівномірного навантаження з боку земної кори (відновлення ізостатичного рівноваги). В'язкість зовнішнього ядра на багато порядків менше в'язкості мантії.
У верхній мантії до глибини 700 км відзначаються осередки землетрусів, що вказує на значну міцність слагающего її матеріалу; відсутність більш глибоких сейсмічних вогнищ пояснюється або малою міцністю речовини, або відсутністю достатньо сильних механічних напружень.
Електропровідність у верхній частині шару У дуже низька (близько 10 ^-2 му ^-1 (м ^-1); в шарі Гуттенберга вона підвищена, що пов'язують із зростанням температури. У шарі Голіцина вона поступово збільшується приблизно до 10-100 ом ^-1 * м ^-1, а в нижній мантії, мабуть, зросте ще на порядок. У ядрі Землі електропровідність дуже висока, що вказує на металеві властивості його речовини.
Із сучасних космогонічних гіпотез випливає, що хімічний склад планет, їх супутників і метеоритів повинен бути близький до складу Сонця. Зіставляючи відомі хімічні аналізи земних і місячних порід, метеоритів, спектральні аналізи Сонця й враховуючи дані про щільність та ін фізичних властивостях матеріалу в надрах Землі, можна в загальних рисах охарактеризувати склад Землі в цілому і склад її різних геосфер.
Табл. 6.-Хімічний склад Землі

Хімічний елемент	Вміст у вагових відсотках	Хімічний елемент	Вміст у вагових відсотках
Залізо	34,63	Натрій	0,57
Кисень	29,53	Хром	0,26
Кремній	15,20	Марганець	0,22
Магній	12,70	Кобальт	0,13
Нікель	2,39	Фосфор	0,10
Сірка	1,93	Калій	0,07
Кальцій	1,13	Титан	0,05
Алюміній	1,09

У табл. 6 наводиться загальний хімічний склад Землі, згідно з підрахунками американського геохіміка Б. Мейсона. При цьому передбачається, що ядро ​​складається з залізо-нікелевого сплаву, подібного металевої фазі хондритів. Щодо складу земного ядра існують дві гіпотези. Згідно з першою - ядро ​​складається з заліза з домішкою (18-20%) кремнію (або іншого, порівняно легкого матеріалу); згідно з другою - зовнішнє ядро ​​складається силікатом, який під впливом величезного тиску і високої температури перейшов в металеве стан; суб'ядро може бути залізним або силікатною.
У складі Землі переважають (як за масою, так і за кількістю атомів) залізо, кисень, кремній і магній. У сумі вони становлять понад 90% маси Землі. Земна кора майже наполовину складається з кисню і більш ніж на чверть з кремнію. Значна частка належить також алюмінію, магнію, кальцію, натрію та калію. Кисень, кремній, алюміній дають найбільш распросраненние в корі з'єднання - кремнезем (SiO ₂₎ і глинозем (A1 ₂ O _3).
Мантія складається переважно з важких мінералів, багатих магнієм і залізом. Вони утворюють сполуки з SiO ₂ (силікати). У субстраті, мабуть, найбільше форстерита (MgSiO _4), глибше поступово зростає частка фаяліта (Fe ₂ SiO _4). Передбачається, що в нижній мантії під впливом дуже високого тиску ці мінерали розклалися на окисли (SiO _2, MgO, FeO).
Агрегатний стан речовини земних надр обумовлено наявністю високих температур і тисків. Матеріал мантії був би розплавлений, якби не високий тиск, внаслідок якого вся мантія знаходиться в твердому кристалічному стані, за винятком, мабуть, астеносфери, де вплив близької до точки плавлення температури позначається сильніше, ніж дія тиску. Вважають, що тут речовина мантії перебуває або в аморфному, або частково у розплавленому стані. У шарі Голіцина, у міру зростання тиску з глибиною, мабуть, відбувається перебудова кристалічних граток мінералів у бік більш щільної упаковки атомів, чим пояснюється швидке зростання з глибиною щільності і швидкостей сейсмічних хвиль.
Зовнішнє ядро, очевидно, знаходиться в рідкому (розплавленому) стані, оскільки поперечні сейсмічні хвилі, не здатні поширюватися в рідині, через нього не проходять. З існуванням рідкого зовнішнього ядра пов'язують походження магнітного поля Землі. Суб'ядро, мабуть, тверде (поздовжні хвилі, підходячи до кордону суб'ядра, збуджують у ньому поперечні хвилі).

3. Геодинамічні процеси.
Речовина геосфер Землі знаходиться в безперервному русі і зміні. Швидше за все вони протікають в рідкій і газоподібній оболонках, але основний зміст історії розвитку земної кулі становлять набагато більш повільні зміни, що відбуваються у внутрішніх геосферах, складених переважно твердою речовиною; саме вивчення їх природи і динаміки необхідно перш за все для вірного розуміння сучасного і всіх минулих станів Землі.
Серед процесів, що відбуваються в надрах і на поверхні Землі, розрізняють дві головні групи. Першу утворюють внутрішні, або ендогенні, процеси, рушійним початком яких є внутрішня енергія Землі (головним чином енергія радіоактивного розпаду). Другу групу складають зовнішні, або екзогенні, процеси, породжувані надходить на Землю енергією сонячного випромінювання. Ендогенні процеси властиві головним чином глибинним геосферами. У нижніх зонах земної кори, у верхній мантії, мабуть, і багато глибше відбуваються переміщення величезних мас речовини, його розширення, стиск і фазові перетворення, відбуваються міграція хімічних елементів, циркуляція теплових та електричних струмів і так далі. Безсумнівно, що у своїй сукупності вони зумовлюють безперервно йде процес глибинної диференціації речовини, що призводить до концентрації більш легких його компонентів у верхніх, а більш важких - в глибоких геосфері. У мантії рушійним чинником, мабуть, є механізм, подібний зонної плавці, в результаті якого хімічні елементи (або з'єднання) закономірно розподіляються між легкоплавкой і тугоплавкої фазами. Глибинні ендогенні процеси впливають на земну кору, викликаючи вертикальні і горизонтальні переміщення окремих її ділянок і блоків (руху земної кори), деформацію і перетворення внутрішньої структури земної кори. Всі ці процеси називаються тектонічними, а область їх прояву, що охоплює, крім земної кори, по меншій мірі і верхню мантію, - тектоносфери. У тісному взаємозв'язку з тектонічними процесами протікають процеси магматичні, які полягають у впровадженні в земну кору піднімається знизу магми (глибинний магматизм) і в зіслання її по тріщинах на поверхню Землі у вигляді лави (вулканізм). У ході тектонічних деформацій (дислокацій) і впроваджень магми відбуваються також процеси метаморфізму гірських порід, що змінюють свій мінералогічний склад і структуру під впливом підвищених тисків і температур.
Земна поверхня і зовнішні шари земної кори одночасно піддаються впливу екзогенних процесів. Вони поділяються на руйнівні (вивітрювання гірських порід, знесення вітром і змив текучими водами продуктів їх руйнування, зміна поверхні Землі річками і струмками, підземними водами, рухомими льодовиками тощо) і творчі (накопичення опадів у зниженнях суші, у морських і озерних водоймах з подальшим перетворенням в осадові гірські породи).
Дія ендогенних і екзогенних процесів на земну поверхню взаємно протилежно. Ендогенні процеси (в основному тектонічного руху) створюють насамперед великі нерівності, від яких залежать розподіл суші і моря і можливість переміщення речовини під дією сили тяжіння. Екзогенні процеси розчленовують і руйнують підняті ділянки, заповнюючи продуктами руйнування знижені місця, тобто в цілому мають тенденцію вирівнювати поверхню Землі. При взаємодії внутрішніх і зовнішніх процесів на земній поверхні утворюються різного роду нерівності, сукупність яких називається рельєфом. При різному співвідношенні внутрішніх і зовнішніх сил формуються або гірські, сильно розчленовані типи рельєфу, або мало розчленовані, рівнинні. Під впливом сукупної дії ендогенних та екзогенних процесів відбувається повільний, що протікає мільйони і мільярди років кругообіг речовини, супроводжуваний перебудовою та оновленням структури земної кори.
Ендогенні процеси виводять на земну поверхню глибинне речовина, що залучається тут в процеси денудації і акумуляції і що є одним з основних джерел матеріалу осадових порід. У ході опускань земної кори осадові породи залучаються до її глибокі зони і, потрапляючи в сферу дії глибинних ендогенних процесів, перетворюються іноді аж до переплавлені в магму і в цьому зміненому вигляді знову піднімаються тектонічними процесами на поверхню Землі.
4. Основні риси структури земної кори.
Земна кора - єдина з внутрішніх геосфер, доступна безпосередньому вивченню. Тому знання її структури є найважливішою основою для судження не тільки про історію розвитку земної кори, але і Землі в цілому. З двох основних структурних підрозділів - материків і океанів, - принципово різняться за типом земної кори, краще вивчені материки.
Найдавнішими елементами структури материкової кори і є древні (докембрійські) платформи - великі, тектонічно мало рухливі (стабільні) масиви. Значна частина їх території протягом геологічної історії перетворилася на плити, перекриті майже горизонтально залягають осадовими породами (платформних чохлом), під яким похований древній складчастий фундамент. Останній виступає на поверхню в межах щитів, позбавлених платформного чохла, і складний інтенсивно зім'ятими в складки метаморфічними породами, прорваними глибинними магматичними інтрузіями переважно гранітного складу. Це вказує на спочатку велику тектонічну рухливість ділянок кори, що увійшли до складу фундаменту. Стародавні платформи поділяються і оздоблюють тектонічно активними геосинклінальнимі поясами, які складаються з ряду геосинклінальних систем, і включають іноді відносно стабільні в і внутрішні (серединні) масиви. Деякі геосинклінальні системи в результаті свого розвитку набули рис, властиві платформ, і звані молодими платформами. Їх фундамент, на відміну від стародавніх (докембрійських) платформ, має більш молодий (палеозойський або мезозойський) вік.
Геосинклінальниє поясу характеризуються лінійністю простягання (багато тисяч і десятки тисяч км), підвищеною потужністю кори, контрастними вертикальними рухами великої амплітуди, інтенсивним зминання гірських порід у складки, вулканічною активністю і високою сейсмічністю. Платформи відрізняються ізометричний обрисів, витриманістю потужності кори (менших значень в порівнянні з геосинклінальнимі поясами), повільними вертикальними рухами невеликої амплітуди, слабкими проявами складчастості, сейсмічності і вулканізму.
Незрівнянно гірше відома сучасна структура океанічної кори, з приводу якої багато в чому доводиться обмежуватися припущеннями. Великі відносно рівні простору океанічного дна, що відрізняються слабким проявом вулканізму, слабкою сейсмічністю і, мабуть, малими швидкостями вертикальних рухів земної кори, за аналогією зі стабільними структурами материків називають океанічними платформами, або талассократонамі. Їм протистоять як тектонічно рухомі зони океанічні рифові пояси - цілком своєрідні глобального значення структури розтягування, різко відмінні від геосинклінальних складчастих систем материків. Вони простягаються через всі океани у вигляді средінноокеаніческіх хребтів, яким властиві інтенсивний вулканізм, велика сейсмічність і підвищені значення йде з надр теплового потоку. Хребти ускладнені поздовжніми розломами, по яких розвинена система глибоких рифових западин.
Що стосується структурних співвідношень океанічної і материкової кори, то можна виділити два принципово відмінних їх типу. Перший, або атлантичний, властивий більшій частині Атлантичного, Індійського і Північного Льодовитого океанів. Тут межа материка й океану січе хрестом структури материкової кори, а перехід від неї до океанічної різкий, що здійснюється шляхом швидкого виклинювання «гранітного» шару в зоні материкового схилу. Другий, або тихоокеанський, тип властивий периферії Тихого океану, Карибського і Южногебрідскому районах Атлантичного та індонезійському узбережжя Індійського океанів. Йому притаманне паралельне краї континенту простягання мезозойських і кайнозойських складчастих систем і сучасних геосинкліналей, як би огинають океанічну западину, а також наявність більш-менш широкої перехідної зони з проміжним чи мозаїчним будовою кори. У складі перехідної зони виділяються геоантіклінальние підняття, виражені в сучасному рельєфі гористими архіпелагами острівних дуг, що мають у плані характерну форму гірлянд. З ними пов'язані геосинклінальні прогини у вигляді глибоководних западин окраїнних морів і вузьких довгих океанічних жолобів.
Дуже часто ці особливості будови узбереж Тихого океану тлумачаться як свідчення його значної давнини. У той же час ніхто не сумнівається у відносній молодості океанів атлантичного типу. Дані історичної геології однозначно вказують, що ще наприкінці палеозойської ери материки Південної Америки, Африки, Австралії та Антарктиди, разом з Мадагаскаром і древньої Індостанської платформою, складали єдиний континентальний масив Гондвана. Тільки протягом мезозою він розділився на частини, і виникли сучасні западини Індійського і Атлантичного океанів.
Одностайне визнання цього факту не виключає вельми різного його тлумачення. Деякі вчені розглядають його як результат «океанізації», тобто перетворення материкової кори в океанічну. Процес океанізації пов'язують з утворенням вогнищ плавлення в мантії, асиміляційні опускаються у них великі блоки літосфери, що приводить у поєднанні з виливами на поверхню базальтів до зникнення гранітного шару, загальному обваження кори і утворення на місці раніше існуючого материка океанічної западини.
З іншого боку, все більше поширюються погляди на освіту океанів шляхом розсування блоків материкової кори і оголення підстильного субстрату. Ці ідеї дрейфу материків (мобілізма, або епейрофореза) підкріплюються даними палеогеографії, оскільки без їх прийняття важко пояснити невідповідність між розташуванням кліматичних поясів геологічного минулого і сучасних географічних полюсів. Наводяться також аналогічні аргументи, засновані на невідповідності обчислених за даними залишкової намагніченості гірських порід палеомагнітних широт і орієнтування магнітних меридіанів минулого сучасному стану магнітних полюсів, і т.п.
З мобілістскіх гіпотез найширше поширилася висунута в 60-х рр.. 20 в. гіпотеза так званий «нової глобальної тектоніки», або «тектоніки плит», яка заснована на геофізичних дослідженнях океанів. Вона передбачає як би двостороннє «розтікання» океанічної кори в обидві сторони від средінноокеаніческіх хребтів і пов'язане з цим розширення океанічних западин. Деякі вчені вважають можливим співіснування в різних місцях, в залежності від обстановки, «розтікання» кори і «океанізації».
Все більшого значення починає надаватися значним горизонтальним зміщенням блоків земної кори і в розвитку звичайних геосинклінальних поясів; присутність у їхніх межах великих зон розвитку ультраосновних вивержених порід і типовий для початкових стадій розвитку геосинклінальних систем т. н. ініціальний базальтовий вулканізм розцінюються як показники закладення геосинкліналей на океанічній корі, подібно до сучасних океанічним жолобах. Згідно з цими уявленнями, відомі нині складчасті системи геосинклінальних поясів є лише окраїнними структурами колись великих океанічних западин, згодом замкнувшийся в результаті насунення на них примикали материкових масивів, поступово зблизився до зіткнення.
Таким чином, проблема історичних співвідношень материкової й океанічної кори далека від вирішення. Тим більше це стосується загальних причин тектонічних процесів, з приводу яких існує безліч часто суперечливих припущень.
5. Рельєф Землі.
Найбільші (планетарні) форми рельєфу Землі відповідають структурним найбільшим елементам земної кори. Їх морфологічні відмінності визначаються відмінностями будови та історії окремих ділянок земної кори, а також спрямованістю тектонічних рухів. Ці підрозділи рельєфу земної поверхні, у формуванні яких провідна роль належить внутрішнім процесам, носять назву морфоструктур.
Морфоструктури планетарного масштабу розчленовуються на морфоструктури дрібнішого порядку - окремі височини, хребти, масиви, плато, западини і інші, є все ж таки відносно великими формами рельєфу. На них накладаються більш дрібні різноманітні форми, так званої морфоскульптури, які утворюються переважно під впливом зовнішніх сил Землі, що живляться енергією Сонця.

а) морфоструктури.
Найбільші нерівності поверхні Землі утворюють виступи материків (суша разом із шельфом) і западини океанів. Найбільш великі елементи рельєфу суші - рівнинно-платформні і гірські (орогенні) області.
Рівнинно-платформні області включають рівнинні частини древніх і молодих платформ і займають близько 64% площі суші. Переважають первічноравнінние поверхні, утворені майже горизонтально залягають товщами осадових порід. У розміщенні цих областей спостерігається симетрія: вони приурочені до двох широтних поясів, один з яких розташований у Північному, а інший - у Південній півкулі. У Північній півкулі знаходяться Північно-Американська, Східно-Європейська і Сибірська рівнинні області, у Південному - Південно-Американська (Бразильська), Африкано-Аравійська й Австралійська. У межах платформних рівнин є окремі низовини і височини, плато, плоскогір'я і високо підняті масиви (Жигулівські гори на Східно-Європейській рівнині, гори Путорана на Среднесибірськом плоскогір'я, гірський масив Ахаггар на Африкано-Аравійської платформної рівнині. У цілому амплітуда висот поверхні платформних рівнин у 10-20 разів менше, ніж у гірських країнах.
Серед рівнинно-платформних областей є низькі, з абсолютними висотами 100-300 м (Східно-Європейська, Західно-Сибірська, Турайская, Північно-Американська), і високі, підняті новітніми рухами кори на висоту 400-1000 м (Середньосибірське плоскогір'я, Африкано- Аравійська, Індостанська, значні частини Австралійської і Південно-Американської рівнинних областей). У рельєфі суші переважають рівнини другого типу. Морфологічний вигляд низьких і високих рівнин різко різний. Високим рівнинах, на відміну від низьких, властиві велика глибина розчленування, ступінчастість поверхні, обумовлена ​​головним чином зсувами по розламах, і місцями - прояви вулканізму.
Розрізняють древні платформні рівнини, що сформувалися на докембрійських платформах (наприклад, Східно-Європейська), і молоді - на молодих платформах (наприклад, Західно-Сибірська) - більш рухливі порівняно з першими.
Гірські (орогенні) області займають близько 36% площі суші. У їх межах виділяються гірські споруди двох типів: молоді, чи епігеосінклінальние, що виникли вперше в орогенним етапі розвитку геосинклінальних систем кайнозою (гори півдня Євразії, заходу Північної і Південної Америки), і гори відроджені, чи епіплатформенние, які утворилися на місці древніх вирівняних чи напівзруйнованих складчастих областей різного віку у результаті омолодження і відродження новітніми рухами земної кори (наприклад, Тянь-Шань, Куньлунь, гори Південного Сибіру і Північної Монголії в Азії, Скелясті гори в Північній Америці, нагір'я Східної Африки та ін.) Відроджені гори переважають за площею над молодими, що пов'язано з величезним поширенням епіплатформенного орогенезу на неотектонічному етапі розвитку земної кори (неоген - антропоген). Від епохи, що передувала новітньому горотворенню, в горах цього типу зберігаються підняті ділянки древніх поверхонь вирівнювання. На відміну від молодих гір, для них характерна невідповідність між орографічним планом, будовою гідромережі і геологічною структурою.
Дно океанів підрозділяється на підводну окраїну материків, зону острівних дуг, чи перехідну зону, ложе океану і средінноокеаніческіе хребти.
Підводна окраїна материка (близько 14% поверхні Землі) включає мілководну рівнинну в цілому смугу материкової обмілини (шельф), материковий схил і розташоване на глибинах від 2500 до 6000 м материкове підніжжя. Материковий схил і материкове підніжжя відокремлюють виступи материків, утворені сукупністю суші і шельфу, від основної частини океанічного дна, називаної ложем океану.
Зона острівних дуг. Ложе океану не у всіх областях земної кулі безпосередньо межує з материковим підніжжям. На що зберегли до теперішнього часу геосинклінальний режим західних окраїнах Тихого океану, в області Малайського архіпелагу, Антильських островів, моря Скоша і в деяких інших районах між материком і ложем океану розташовується перехідна зона, яка відрізняється значною шириною і різкою зміною піднятих і глибоко опущених ділянок дна. У цих районах виділяються архіпелаги острівних дуг, улоговини окраїнних морів (наприклад, Берингової, Охотського тощо), гори і підняття в їхніх межах, а також глибоководні жолоби. Острівні дуги являють собою молоді гірські споруди, що виступають над водою у вигляді ланцюжка островів (Курильські, Зондські, Антильські та ін); глибоководні жолоби - довгі і вузькі западини океанічного дна, що облямовують острівні дуги з боку океану і занурені на глибину 7-11 км . Деякі острівні дуги складаються з двох паралельних хребтів (наприклад, Курильська дуга) або заміщуються ланцюгом молодих гір, розташованої уздовж окраїни материка (наприклад, Кордильєри на Тихоокеанському узбережжі Америки). У зоні острівних дуг спостерігається найбільша на Землі контрастність рельєфу.
Власне ложе океану (близько 40% поверхні Землі) здебільшого зайняте глибоководними (середня глибина 3-4 тис. м) рівнинами, які відповідають океанічним платформам (талассократонам). Виділяються плоскі (субгорізонтальні), похилі і горбкуваті рівнини з коливаннями висот (для останніх) до 1000 м . Рівнини утворюють дно окремих улоговин, що розділені в субширотному і субмеридиональном напрямках підводними височинами, валами і хребтами. Серед рівнинних просторів ложа океану піднімаються численні ізольовані підводні гори (вулкани), деякі з них мають сплощені вершини (гайотов).
Найбільшим елементом підводного рельєфу є средінноокеаніческіе хребти (близько 10% поверхні Землі). Їх сумарна довжина складає більше 60 тис. км. Вони являють собою положисті валоподiбну, підняття від декількох десятків до 1000 км шириною, що піднімаються над дном сусідніх улоговин на 2-3 км. Окремі вершини хребтів піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кунья, Буве, Св. Олени та ін.) Деякі ланки системи серединних хребтів відрізняються меншою відносною висотою (низькі средінноокеаніческіе хребти), відсутністю рифтових порушень і меншим розчленуванням.
Кожен з серединних хребтів має своє продовження в області кори материкового типу: рифтові порушення Східно-Тихоокеанського підняття простежуються в структурах Каліфорнійського узбережжя США, порушення Центральноіндійского хребта - у грабенах-рифтах Аденської затоки, Червоного моря і в розломах Східної Африки, порушення Серединно-Атлантичного хребта - на острові Шпіцберген. У будові поверхні Землі величезну роль відіграють глибинні розломи, що розсікають усю земну кору і нерідко йдуть у мантію. Вони поділяють кору на окремі брили, добре виражені в рельєфі. З ними, зокрема, пов'язані прямолінійні ділянки в обрисах материків. На дні океанів найбільші розлами простягаються на тисячі км у широтному і субщіротном напрямках і виражені в рельєфі у вигляді уступів, вузьких западин і піднімаються над ними хребтів. Ці розломи перетинають средінноокеаніческіе хребти, розбиваючи їх на окремі сегменти, зрушені один щодо іншого на десятки і сотні км.

б) морфоскульптури.
Найбільшу роль у формуванні морфоскульптур відіграє робота річок і тимчасових потоків. Вони створюють широко поширені флювіальні (ерозійні та акумулятивні) форми (річкові долини, балки, яри і ін.) Велике поширення мають льодовикові форми, обумовлені діяльністю сучасних і древніх льодовиків, особливо покривного типу (північна частина Євразії і Північної Америки). Вони представлені долинами-трогами, «баранячими лобами» і «кучерявим» скелями, моренними грядами, озами та ін На величезних територіях Азії та Північної Америки, де поширені багаторічномерзлі товщі порід, розвинені різноманітні форми мерзлотного (криогенного) рельєфу. Для пустельних і напівпустельних областей З. характерні т. н. арідні форми, у створенні яких вирішальну роль грають інтенсивне фізичне вивітрювання, діяльність вітру і тимчасових потоків.
Зовнішні процеси на суші в значній мірі обумовлені кліматичними особливостями місцевості, в зв'язку з чим області поширення морфоскульптур певного типу розподілені по поверхні Землі досить закономірно.
На дні океанів морфоскульптури утворюються під впливом берегових абразійно-акумулятивних процесів, діяльності каламутних (суспензійних) потоків, впливу придонних перебігу і ін
6. Біосфера
Найважливіша особливість Землі як планети - наявність біосфери - оболонки, склад, будова та енергетика якої в істотних рисах обумовлені діяльністю живих організмів. Границі її розуміються різна, залежно від підходу до її вивчення. Найбільш повно значення цієї оболонки виявлено у вченні про біосферу, створеному В. І. Вернадським. Біосфера включає в себе не тільки область приповерхневого зосередження сучасного життя, але й частини ін геосфер, в які проникає живе речовина і які перетворені в результаті його колишньої діяльності. Таким чином біосфера об'єднує не тільки живі організми, а й всю середу їх сучасного і минулого проживання. За В. І. Вернадському, ця «сфера життя» об'єднана біогенної міграцією атомів. Жива речовина реально проявляється у вигляді окремих (дискретних) живих організмів, що розрізняються складом, будовою, способом життя і належать до різних видів. На Землі існує (за різними даними) від 1,2 до 2 млн. видів тварин і рослин. З них на частку рослин припадає приблизно ^¼ або ¹ / ₃ загального числа видів. З тварин за кількістю описаних видів перше місце займають комахи (близько 750 000), друге - молюски (за різними даними, від 40 000 до 100 000), потім йдуть хребетні (60 000-70 000 видів). З рослин на першому місці - покритонасінні (за різними даними, від 150 000 до 300 000 видів), потім гриби (від 70 000 до 100 000 видів). Числом видів рослин і тварин вимірюється багатство флори і фауни. Однак велика кількість видів ще не означає великої кількості особин, так само як і бідність флори і фауни видами може супроводжуватися надзвичайних великою кількістю особин. Тому для характеристики рослинності і тваринного світу, на відміну від флори і фауни, користуються поняттями біомаси (загальної маси організмів) і біологічної продуктивності - здатності організмів до відтворення біомаси в одиницю часу (на одиницю площі або обсягу місцеперебування). За біомасі організми розподіляються інакше, ніж за кількістю видів: біомаса рослин на суші значно більше, ніж тварин.
Біосфера як область спостерігається на Землі максимальної мінливості умов і стану речовини включає тверде, рідке і газоподібне речовина і має мозаїчне будова, в основі якого лежать різні біогеоценози - комплекси живих організмів і неорганічних компонентів, взаємопов'язаних обміном речовин і енергії. Це - єдина організована система, здатна до саморегулювання.
Речовина біосфери неоднорідне за структурою; воно ділиться на живе (організми), біогенне (створене живими організмами), биокосное (результат спільної дії біологічних і неорганічних процесів) і відстале (неорганічне). Геологічна роль живої речовини виявляється в ряді біогеохімічних функцій. Через посередництво живих організмів (головним чином через фотосинтез) сонячна енергія вводиться у фізико-хімічні процеси земної кори, а потім перерозподіляється через харчування, дихання і розмноження організмів, залучаючи до процесу великі маси відсталої речовини. Живі організми поширені у всіх доступних їм областях Землі, близьких до областей термодинамічної стійкості рідкої води (за винятком, мабуть, областей перегрітих підземних вод), і в ряді областей з температурою нижче ⁰ 0 С. Умови середовища, в яких можливий прояв життєдіяльності організмів, - поле стійкості життя - розширюється зі зростанням її пристосовності в ході еволюції. Межі біосфери розширювалися в процесі еволюції Землі не тільки за рахунок прямої пристосовності організмів до більш суворих умов, а й за рахунок створення захисних оболонок, усередині яких виникають особливі умови, що відрізняються від умов навколишнього середовища. Цей процес найбільший розмах прийняв з появою людини, який здатний істотно розширювати сферу свого проживання.

IV. Географічна оболонка
Носієм найбільш своєрідних і характерних особливостей Землі є її географічна (ландшафтна) сфера, що містить у собі не дивлячись на малу відносну товщину найяскравіші індивідуальні риси Землі. У межах цієї сфери відбувається не тільки тісне зіткнення трьох геосфер - нижніх розділів атмосфери, гідросфери і земної кори, але і часткове перемішування і обмін твердими, рідкими і газоподібними компонентами. Ландшафтна сфера поглинає основну частину променистої енергії Сонця в межах хвиль видимого діапазону і сприймає всі інші космічні впливу. У ній же виявляються тектонічні рухи, зобов'язані енергії радіоактивного розпаду в надрах Землі, перекристалізації мінералів і так далі. Енергія різних джерел (головним чином Сонця) зазнає у межах ландшафтної сфери численні трансформації, перетворюючись на теплову, молекулярну, хімічну, кінетичну, потенційну, електричну форми енергії, в результаті чого тут зосереджується тепло, притікає від Сонця, і створюються різноманітні умови для живих організмів . Географічній оболонці властиві цілісність, обумовлена ​​зв'язками між її компонентами, і нерівномірність розвитку в часі і просторі.
Нерівномірність розвитку в часі виражається у властивих цій оболонці спрямованих ритмічних (періодичних - добових, місячних, сезонних, річних і т.п.) і неритмічних (епізодичних) змінах. Як наслідок цих процесів формуються різновікової окремих ділянок географічної оболонки, успадкованість ходу природних процесів, збереження реліктових рис у існуючих ландшафтах. Знання основних закономірностей розвитку географічної оболонки дозволяє в багатьох випадках прогнозувати природні процеси.
Завдяки різноманітності умов, створюваних рельєфом, водами, кліматом і життям, ландшафтна сфера просторово диференційована сильніше, ніж у зовнішніх та внутрішніх геосферах (крім верхньої частини земної кори), де матерія в горизонтальних напрямках відрізняється відносним одноманітністю.
Нерівномірність розвитку географічної оболонки в просторі виражається насамперед у проявах горизонтальній зональності і висотної поясності. Місцеві особливості (умови експозиції, бар'єрна роль хребтів, ступінь віддалення від океанів, специфіка розвитку органічного світу в тому чи іншому районі Землі) ускладнюють структуру географічної оболонки, сприяють утворенню азональних, інтразональних, провінціонних відмінностей і призводять до неповторності як окремих регіонів, так і їх поєднань.
Типи ландшафту, які виділяються в ландшафтній сфері, різні за рангами. Найбільш велике поділ пов'язано з існуванням та розміщенням материків і океанів. Далі воно зобов'язане кулястої форму Землі і виявляється у різній кількості теплової енергії, що надходить на її поверхню. Завдяки цьому утворюються теплові пояси, що поширюються циркумполярної: жаркий, 2 помірних і 2 холодних. Проте термічні відмінності визначають собою не всі істотні риси ландшафту. Поєднання сферичної форми Землі з її обертанням навколо осі створюють, крім термічних, помітні динамічні відмінності, що виникають насамперед у атмосфері та гідросфері, але поширюють свій вплив і на сушу. Так складаються кліматичні пояси, кожному з яких властиві особливий режим тепла, свої повітряні маси, особливості їх циркуляції і, як наслідок цього, - своєрідна вираженість і ритміка ряду географічних процесів: біогеохімічних, геоморфологічних, випаровуваності, вегетації рослинності, міграції тварин, кругообігів органічного та мінеральної речовини та інших.
У полярних (арктичних, антарктичних), помірних, тропічних і екваторіальному поясах протягом цілого року панують або переважають формуються в них однойменні маси повітря. Між цими поясами розташовуються перехідні пояса, де протягом року закономірно чергуються повітряні маси суміжних поясів; це знаходить відображення в найменуваннях перехідних поясів з застосуванням приставки «суб» (субполярні, субтропічні і субекваторіальні поясу).
Членування Землі на широтні кліматичні пояси робить настільки істотний вплив на інші сторони ландшафту, що поділ природи Землі з усього комплексу ознак на пояси фізико-географічні майже відповідає кліматичних поясів, в основному збігалося з ними за кількістю, конфігурації і назвах. Географічні пояси істотно розрізняються за багатьма ознаками в Північному та Південному півкулях Землі, що дозволяє говорити про асиметрію географічної оболонки.
Подальше виявлення горизонтально-зональних відмінностей відбувається у прямій залежності від розмірів, конфігурації суші та від пов'язаних з цим відмінностей в кількості вологи та режим зволоження. Тут найбільш різко виступає вплив секторних відмінностей між приокеаническим, перехідними і континентальними частинами (секторами) материків. Саме в конкретних умовах окремих секторів формуються різнорідні ділянки географічних поясів суші, іменовані фізико-географічними зонами. Багато хто з них однойменний з зонами рослинності (лісова, степова та ін), але це відображає лише фізіономічну представленість рослинного покриву у вигляді ландшафту.
Горизонтальна зональність всередині різних географічних поясів проявляється по-різному. Окремі зони і підзони полярних і субполярних поясів простягаються паралельно їх простяганню і змінюють одна одну циркумполярної. У помірному поясі, який на суші розвинений переважно в Північній півкулі, широтне простягання зон властиво тільки континентальному сектору. У перехідних секторах простягання зон переходить в діагональне по відношенню до градусної мережі, а в приокеанических, особливо в їх більш низьких широтах, зони змінюють одна одну з довготою.
Прикладами фізико-географічних зон Північної півкулі можуть служити: в арктичному поясі - зони крижаних і арктичних пустель; у субарктичному поясі - зони тундри (з підзонами арктичної, моховолішайніковой і чагарникової тундри) і лісотундри; в помірному поясі - зони: лісова (з підзонами редколесий , декількох типів тайги, змішаних і листяних лісів), лісостепова, степова (з підзонами різнотравних і сухих степів), напівпустельна і пустельна (з підзонами північній і південній пустинь).
У субтропічних поясах зміна зон відбувається переважно з довготою; наприклад, в субтропіках Євразії та Північної Африки з заходу на схід змінюються вологі лісові субтропіки, напівсухі (середземноморські) лісочагарникові субтропіки і субтропічні зони лісостепу, степів, напівпустель і пустель. Тропічні пояси виражені головним чином у внутрішньо континентальних секторах материків. У субекваторіальних поясах в залежності від конфігурації суші зустрічаються складні поєднання членування на широтні зони (від сухих і більш вологих саван і рідколісь до мусонним лісах) і на різнорідні секторні варіанти ландшафту (лісові в океанських та сухосаванновие в континентальних секторах). У екваторіальному поясі відзначаються переважно секторні відмінності.
У співвідношеннях тепла і зволоження зон спостерігаються деякі просторові аналогії; так, зони з відносним рівновагою тепла і зволоження, де тепла вистачає саме для випаровування вологи, не віддаленій стоком, закономірно повторюються в різних поясах (лісостеп, савани).
Пояси, аналогічні географічним поясів суші, простежуються й у Світовому океані. Їхнє становище визначається теплом, випаровуванням, хмарністю, солоністю і щільністю води, які в основному є функцією радіаційного балансу; пануючими вітрами та морськими течіями; вертикальної циркуляцією води, вмісту в ній кисню, планктону і вищих організмів, а на дні також бентосу. Зазвичай ці умови змінюються з широтою поступово, а морські течії, підкоряючись силі Коріоліса і відповідно до обрисами берегів, виходять за межі поясів панівних вітрів і справляють істотний вплив в ін поясах. Тому для визначення меж географічних поясів в океані більш важливі лінії конвергенції (сходження) основних водних мас, кромки багаторічних (влітку) і сезонних (взимку) льодів в приполярних областях, широтні осі центрів дії атмосфери. По той і інший бік від цих осей вітри мають (при пануючому західно-східному перенесення) протилежний напрямок.