ЗЕМЛЯ (от общеславянского зем — земля, пол, низ * а. Earth; н. Erde; ф. terre, sol; и. Tierra) — третья от Солнца планета Солнечной системы.

1. Общие сведения.

Земля обращается вокруг Солнца по эллиптической орбите (с эксцентриситетом 0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн. км (144,117 млн. км в перигелии, 152,083 в афелии), период обращения 365,242 средних солнечных суток (год), скорость в среднем 29,765 км/с (30,27 км/с в перигелии, 29,27 км/с в афелии). Период обращения Земли вокруг оси 23 ч 56 мин 4,1 с (сутки), наклон оси к плоскости эклиптики 66°33’22». Положение оси вращения осложняется прецессией — медленным поворотом её по круговому конусу (полный оборот происходит за 26 тысяч лет) и нутацией — колебанием оси (налагающимся на прецессионные) с периодом 18,6 г. Положение оси вращения по отношению к телу Земли испытывает изменения (среднее положение Северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью 11 см/год, отклонение от среднего положения на 11-15 м).

Основные характеристики Земли

Экваториальный радиус . . 6378,160 км

Полярный радиус……6356,777 км

Сжатие земного эллипсоида . . 1:298,25

Средний радиус…… 6371,032 км

Длина окружности экватора . . 40075,696 км

Поверхность…….510,2•10⁶ км²

Объём ………1,083•10¹²км³

Macca……….5976•10²¹ кг

Средняя плотность…..5518 кг/м³

Ускорение силы тяжести (на уровне моря)

на экваторе……9,78049 м/с²

на полюсе…….9,83235 м/с²

стандартное……9,80665 м/с²

Естественный спутник Земли — Луна, обращающаяся вокруг неё по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км Масса Луны 73,5•10²¹ кг, что составляет 1/81,5 доли массы Земли.

Важнейшее отличие Земли от других планет Солнечной системы — существование на ней жизни, появившейся 3-3,5 млрд. лет назад и достигшей с появлением человека (3 млн. лет назад) своей высшей разумной формы. Земля имеет сложную форму, определяющуюся совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных вращением Земли, а также совокупностью эндо- и экзогенных сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) Земли принята уровенная поверхность гравитационного потенциала — геоид. Для решения многих научных и практических задач Земли аппроксимируется эллипсоидом вращения или сфероидом.

Согласно современным космогоническим представлениям, Земля и другие планеты Солнечной системы образовались 4,6 млрд. лет назад почти одновременно с Солнцем в результате сложного процесса объединения (аккреции) большого числа твёрдых частиц разных размеров околосолнечного допланетного облака. В зоне Земли процесс аккумуляции допланетных тел в планету длился около 10⁸ лет. Согласно модели гомогенной аккреции, сперва образовалась квазиоднородная по составу и строению первичная Земля, а её зональное внутреннее строение возникло в процессе последующей эволюции. Не менее вероятна, однако, модель гетерогенной аккреции, по которой вначале аккумулировалось существенно металлические протоядро, а затем на него «налипали» в сущности силикатные частицы, образовавшие первичную мантию. Возможно и сочетание обеих моделей.

По мере роста Земли, вследствие ударов частиц при аккреции и начавшегося радиоактивного нагрева, температура в её недрах постепенно поднималась, однако, по-видимому, лишь в ядре превысила точку плавления.
завершающей стадии догеологического этапа (около 4,2- 4 млрд. лет назад) Земля подвергалась интенсивной бомбардировке крупными метеорами и астероидами, приведшими к сильному разогреванию и, вероятно, временному, частичному или даже полному расплавлению. Дальнейшему повышению температуры препятствовала интенсивная конвекция в нагретом слое. Поэтому уже к концу формирования Земли могла начаться химико-плотностная дифференциация вещества, в результате которой произошло разделение её на геосферы таким образом, что более тяжёлое вещество сформировало более глубокие слои. Процесс формирования тяжёлого ядра Земли, по-видимому, в основном завершился в течение первого млрд. лет существования Земли. Одновременно лёгкие компоненты вещества Земли, поднимаясь к её поверхности, образовали кору. Совокупность геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют «твёрдой» Землей, которая заключает почти всю массу планеты (свыше 99%). За пределами «твёрдой» Земли находятся внешние геосферы — гидросфера и атмосфера, которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантии Земли и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.

Земля обладает гравитационным, магнитным, электрическим полями, геотермическим полем. Гравитационное притяжение Земли удерживает на околоземной орбите Луну и искусственные спутники.
йствием гравитационного поля обусловлены сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и другие процессы. Магнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре Земли (смотреть геомагнитное поле). В межпланетном пространстве оно занимает область (магнитосферу), объём которой намного превосходит объём Земли, а форма напоминает комету с хвостом (в несколько сотен земных радиусов), направленным от Солнца. С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. «Твёрдая» Земля несёт отрицательный электрический заряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом Земля, по-видимому, электронейтральна. Источником геотермического поля, возможно, являются в основном распад радиоактивных элементов в земной коре и верхней мантии, процессы химико-гравитационной дифференциации и в меньшей мере солнечная радиация (около 0,9•10¹⁷ Дж/с), проникающая на глубину нескольких метров (смотреть геотермия).

В пространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей Земли (главным образом в магнитосфере и атмосфере), происходит поглощение и преобразование космических лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптического и радиоизлучения Солнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности.
держивая большей частью жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их воздействия живые организмы. Поверхность Земли, гидросферу, прилегающие слои атмосферы, верхние части земной коры объединяют под названием географической, или ландшафтной, оболочки. В географической оболочке происходит закономерная дифференциация, проявляющаяся в последовательной смене географических поясов и зон, что связано с изменением количества солнечной энергии, падающей на поверхность Земли в зависимости от географической широты. Географическая оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовало наличие на западе определенных физических и химических условий, необходимых для синтеза сложных органических молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во многих геохимических процессах со временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило географическую оболочку (смотреть биосфера).

Большую часть поверхности Земли занимает Мировой океан (361,1 млн. км², или 70,8%), суша составляет 148,1 млн. км² (29,2%) и образует крупные материки Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (таблица 1), а также многочисленные острова. Суша делится на части света, например, Европу и Азию, Америку (оба американские материка считаются за одну часть света); иногда за особую «океаническую» часть света принимают острова Тихого океана — Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Северное полушарие Земли — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша — 19%). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей.

Суша поднимается над уровнем Мирового океана в среднем на 875 м (максимальная высота 8848 м, г. Джомолунгма). Горы занимают 1/3 поверхности суши, пустыни — около 20%, саванны и редколесья — около 20%, леса — около 30%, ледники — свыше 10%. Свыше 10% суши — под сельскохозяйственными угодьями. Максимальная температура поверхности суши 57-58°С (в тропиках), минимальная — около -90°С (в центре Антарктиды).

Современные представления о Земле, её форме, строении и месте во Вселенной сформировались в процессе длительных исканий, начиная с глубокой древности, т.к. освоение планеты человечеством невозможно без определения расстояний и направлений на местности, в морях и океанах, описания и систематизации природных явлений и процессов и т.п. Форму, размеры Земли, её массу, моменты инерции, её гравитационное поле определяют с помощью геодезических методов и астрономических наблюдений. Строение и физического свойства Земли, процессы, происходящие во всех оболочках, геофизические поля изучает геофизика; состав Земли, закономерности распределения в ней химических элементов исследует геохимия. Изучением горных пород, слагающих земную кору, её строения, истории движений и развития, размещением в ней полезных ископаемых занимаются геологические науки. Природные явления и процессы, происходящие в географической оболочке и биосфере, являются областью географических наук. Вопросы рационального освоения и охраны минеральных ресурсов, их первичной переработки исследуются горными науками, экологией и др.

2. Внутреннее строение и состав «твёрдой» Земли

Современные представления о внутреннем строении Земли основаны на анализе косвенных данных сейсмологии, гравиметрии, геотермии, измерении частот собственных колебаний Земли, экспериментальных данных о свойствах и поведении горных пород в условиях высоких давлений и т.п. Этими исследованиями установлено, что Земля состоит из трёх основных геосфер: коры, мантии и ядра, подразделяющихся, в свою очередь, на ряд слоев (рис. 2). Вещество этих геосфер различается по физическим свойствам, состоянию и минералогическому составу, о чём свидетельствуют изменения температуры, плотности, упругости, вязкости и т.п.

В зависимости от величины скоростей сейсмических волн и характера их изменения с глубиной «твёрдую» Землю делят на восемь сейсмических слоев: А, В, С, D’, D», Е, F и G. Кроме того, в Земле выделяют особо прочный слой — литосферу и нижележащий размягчённый слой — астеносферу.

Слой А, или Земная кора, имеет переменную толщину (в континентальной области 33 км, в океанической- 6 км, в среднем — 18 км). Под горами кора утолщается, в рифтовых долинах срединно-океанических хребтов почти пропадает. На нижней границе земной коры — поверхности Мохоровичича скорости сейсмических волн возрастают скачком, что связано в основном с изменением вещественного состава с глубиной, переходом от гранитов и базальтов к ультраосновным горным породам верхней мантии.

Слои В, С, D’ и D» входят в Мантию Земли.

Слой В простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 400 км. Его иногда отождествляют с верхней мантией Земли, хотя в динамических моделях она ограничивается глубиной 700 км, ниже которой отсутствуют очаги землетрясений. Между слоем В и корой происходит интенсивный обмен веществом. Легкоплавкая часть вещества слоя В, составляющая до 10% его массы, равна массе современной коры. Внутри слоя В имеется зона понижения скоростей сейсмических волн: на глубине 100-220 км под континентами и 60-220 км под океанами. Уменьшение скоростей волн в этой зоне связано с относительно высокой температурой, близкой к температуре плавления вещества при соответствующем давлении.

Слой С (слой Голицына) занимает область глубин 400-900 км и характеризуется резким ростом скоростей волн, связанным с переходом минералов в более плотные модификации.

В слое D’ (900-2700 км) скорость волн в основном растёт за счёт сжатия однородного вещества. Нерегулярность поведения сейсмических волн в переходном слое D» (2700-2885 км), граничащим с ядром, связана, видимо, с неоднородностью его состава и высоким градиентом температуры.

Слои Е, F и G образуют ядро земли (радиусом 3486 км). На границе с ядром (на поверхности Гутенберга) скорость продольных волн уменьшается скачком на 30%, а поперечные волны исчезают, что указывает на то, что внешнее ядро (слой Е, простирающийся до глубина 4980 км) жидкое. Ниже затвердевающего переходного слоя (слой F, 4980-5120 км) находится твёрдое внутреннее ядро (слой G), в котором распространяются поперечные волны.

В твёрдой земной коре преобладают следующие химические элементы: кислород и кремний, далее идут алюминий, железо, кальций, натрий, калий и магний, в сумме составляющие 99,03%. На остальные элементы приходится менее 1% (смотреть распространенность химических элементов). Наиболее редкие элементы: Ra (около 1•10^-10%), Re(7•10^-8%), Au (4,3•10^-7%), Bi (9•10^-7%) и др. Таким образом, в геохимическом отношении земная кора (табл. 2) — кислородно-кремниево-алюминиевая сфера, в минералогическом отношении — силикатная сфера (преобладают полевые шпаты).

В результате магматических, метаморфических, тектонических процессов и процессов осадкообразования земная кора резко дифференцирована, в ней протекают сложные процессы концентрации и рассеяния химических элементов, приводящие к образованию различных типов пород и месторождений полезных ископаемых: магматических, гидротермальных, осадочных и др.

Предполагается, что верхняя мантия по составу близка к ультраосновным породам, в которых преобладает О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) и Fe (9,85%). В минеральном отношении господствует оливин, меньше пироксенов. Нижнюю мантию считают аналогом каменных метеоритов (хондритов). В целом мантия — это силикатно-окисная оболочка, в основном состоящая из О, Fe и Mg. Обычно полагают, что по составу ядро Земли аналогично железным метеоритам, в которых содержится 80,78% Fe, 8,59% Ni, 0,63% Со. Предполагается также примесь в ядре лёгких элементов — О, Si, S, Al. На основе метеоритной модели рассчитан средний состав Земли, в котором преобладает Fe (35%), О (30%), Si (15%) и Mg (13%).

Плотность, давление, упругие модули. Земная кора состоит из трёх слоев (осадочного, гранитного и базальтового) с возрастающими плотностями, средняя плотность 2800 кг/м³. Сферически симметричные распределения плотности, давления и упругих модулей в мантии и ядре получены по данным о прохождении сейсмических волн при условии, что вещество находится в состоянии гидростатического равновесия (рис. 3). Создаются более детальные модели, при этом исходят из требования наилучшего согласия с наблюдаемыми значениями скоростей волн и периодов собственных колебаний Земли. Наибольшее применение имеют параметрические модели Земли — ПМЗ (табл. 3), которые в мантии для глубин свыше 670 км соответствуют гидростатическому равновесию. Для глубин, меньших 420 км, наряду с моделью ПМЗ-С (ПМЗ — средняя) имеются уточнённые модели ПМЗ-К (континентальная) и ПМЗ-О (океаническая).

Температура является одной из важнейших характеристик земных недр, позволяющих объяснить состояние вещества в различных слоях и построить общую картину глобальных процессов. За время своего существования Земля нагрелась в результате выделения энергии при дифференциации вещества по плотности и радиоактивном распаде элементов. Современная плотность теплового потока Земли составляет около 0,07 Вт/м². По измерениям в скважине температура на первых километрах нарастает с глубиной с градиентом 20°С/км. На глубине 100 км, где находятся первичные очаги вулканов, средняя температура несколько ниже температуры плавления и предполагается равной 1100°С. При этом под океанами на глубине 100-200 км температура выше, чем под континентами, на 100-200 °С. Скачок плотности в слое С на глубине 420 км соответствует давлению 1,4•10¹⁰ Па (140 кбар) и отождествляется с фазовым переходом в оливине, происходящем при температуре около 1600°С. На границе с ядром при давлении 1,4•10¹¹ Па и температуре порядка 4000°С силикаты находятся в твёрдом состоянии, а железо в жидком. В переходном слое F, где железо затвердевает, температура может быть 5000°С, в центре Земли — 5000-6000°С (рис. 4). Кроме этих реперных точек, связанных с состоянием вещества, распределение температуры определяется характером тепловых процессов. В твёрдой литосфере, где конвективные потоки отсутствуют или направлены горизонтально и тепло выносится в основном кондуктивно, градиент температуры наибольший. В остальной части верхней мантии вероятна тепловая конвекция, при которой градиент температуры близок к адиабатическому. Усреднённое распределение температуры, удовлетворяющее указанным условиям, приведено на рис. 4.

Термодинамические характеристики земных недр рассчитываются теоретически. Коэффициент теплового расширения с глубиной сначала слегка возрастает до 4•10^-5 град^-1 на уровне 100 км, затем уменьшается до 1•10⁵ град^-1 в нижней мантии и ядре.

Теплоёмкость мантии с глубиной уменьшается от 1,3•10³ до 1•10³ Дж (кг•К). Кинетические параметры вещества Земли более неопределённы. Коэффициент теплопроводности, равный около 4 Вт/(м•К) вблизи поверхности, сначала уменьшается в два раза в области глубины 100 км, затем несколько растёт, а в металлическом ядре оценивается в 100 Вт/(м•К).

Электропроводность в мантии растёт с глубиной на несколько порядков; на уровне 100 км в зависимости от состава пород её значения могут лежать в пределах 10^-5-10^-7 Ом^-1 • м^-1. На глубине 1000 км электропроводность равна примерно 1^-10 Ом^-1 • м^-1. В мантии у границы с ядром она вырастает до 10²-10³ Ом^-1 • м^-1, в ядре — порядка 10⁶ Ом^-1 • м^-1.

Добротность Q_m характеризующая диссипативные свойства среды при сдвиговых процессах, определена по затуханию собственных колебаний и поглощению сейсмических волн. В земной коре она составляет около 500, в нижней части литосферы и астеносфере падает до 100, затем она постепенно возрастает до максимальных значений 1000 в нижней мантии. В переходном слое D» добротность опять резко падает, становясь как в астеносфере близкой к 100. Во внешнем жидком ядре сдвиговые колебания невозможны, добротность внутреннего твёрдого ядра составляет 100-150.

Вязкость вещества земных недр определяет динамику глобальных процессов. Если длительность действия напряжения превышает характерное время, равное отношению вязкости к модулю сдвига, то твёрдое вещество начинает течь как вязкая жидкость. На первых 60-100 км вязкость вещества очень высока, до 10²⁵ Па•с (10²⁶ П). Для сил, действующих менее сотен млн. лет, этот слой Земли ведёт себя как совокупность твёрдых упругих плит. В интервале глубина 100-250 км под континентами и 60-300 км под океанами, где вещество содержит 1-2% расплава, температура относительно высока, вязкость резко понижена (в среднем до 10¹⁹ Па•с). В астеносфере происходят наиболее интенсивные процессы перетекания вещества. В верхней мантии, до глубины 700 км, средняя вязкость обычно принимается равной 10^20-10²¹ Па•с. Вязкость нижней мантии изучена недостаточно. По одним представлениям, она составляет более 10²⁴ Па•с и в ней затруднены глобальные процессы конвекции и отсутствуют очаги землетрясений, по другим — значения вязкости близки 10^21-10²² Па•с, и процессы тепловой конвекции и дифференциации вещества охватывают всю мантию и тесно связаны с процессами в литосфере и ядре. Вязкость жидкого внешнего ядра оценивается 10^2-10⁶ Па•с.

3. Геодинамика

Развитие Земли, и в частности земной коры, определяется эндогенными процессами, движущим началом которых является внутренняя энергия Земли, и экзогенными процессами, возникающими за счёт энергии солнечного излучения. Важнейший фактор, контролирующий перемещение и перераспределение вещества Земли в ходе эндогенных и экзогенных процессов, — сила тяжести. В верхних частях земной коры и на поверхности Земли осуществляется сложное взаимодействие эндогенных и экзогенных процессов, причём первые в основном создают крупные неровности рельефа тектонического и вулканического происхождения, а вторые стремятся сгладить их путём разрушения выступов поверхности (денудационные процессы) и заполнения её понижений осадками (аккумулятивные процессы). Нижние части земной коры — мантия и ядро — сферы проявления эндогенных процессов.

Среди эндогенных процессов, протекающих в земной коре, а также в верхней мантии, различаются тектонические, т.е. процессы перемещения и изменения внутренней структуры (деформации) отдельных её участков и блоков, магматические, т.е. процессы образования расплавленных масс глубинного вещества верхней мантии и коры (магмы), их перемещения кверху и застывания внутри коры (глубинный магматизм, или плутонизм) или на её поверхности (вулканизм), и метаморфические, т.е. процессы преобразования минерального состава и структуры горных пород под воздействием повышенных температур и давлений, а также привноса в кору некоторых дополнительных химических компонентов. Основная роль в балансе источников внутренней энергии Земли, определяющих развитие этих процессов во времени и их проявлении на разных участках земной коры, по современным представлениям, играют радиоактивный распад долгоживущих изотопов урана, тория, калия, сосредоточенных главным образом в веществе континентальной коры, гравитационная (или химико-гравитационная) дифференциация вещества в глубоких недрах Земли, в меньшей мере — энергия приливного трения, и, возможно, энергия поглощения нейтринного потока.

Происходящая в мантии и на её границе с ядром глубинная дифференциация вещества приводит к концентрации более лёгких компонентов в верхних геосферах, а более тяжёлых — в низких. Существующие представления о механизме дифференциации вещества глубинных геосфер недостаточно ясны и во многом противоречивы, в частности вопрос о химическом составе ядра и времени его формирования. В целом в мантии протекают процессы фазовых превращений, сопровождающиеся расширением и сжатием вещества, и его медленных перемещений, имеющих, очевидно, конвекционный характер. По мнению многих исследователей, наряду с восходящими потоками вещества происходят и его латеральные (горизонтальные) перемещения на различных глубинных уровнях в нижней и верхней мантии. Этим конвективным течениям, и в частности гипотетическим течениям вещества в верхней мантии, придаётся важное значение в современных мобилистских концепциях (см. Геодинамика, Мобилизм, Тектоника плит). В некоторых других геотектонических концепциях, признающих тесную связь земной коры и верхней мантии (фиксизм, гипотеза пульсаций и расширения Земли), горизонтальным течениям вещества в верхней мантии не придаётся существенного значения и допускается их возможность лишь на значительно более глубоких уровнях мантии, чем в «тектонике плит».

Несомненно, что в ходе развития Земли характер и интенсивность процессов глубинной дифференциации вещества в её недрах, и в частности перемещений масс в мантии Земли, не оставались постоянными, и соответственно существенно изменялись во времени (направленно или периодически) многие черты тектонических движений и деформаций земной коры, магматизма, метаморфизма, минерагении, рельефообразования и литогенеза. До сих пор остаётся недостаточно ясным важный для правильного понимания геодинамики Земли вопрос о возможности некоторых изменений размеров (а также формы) Земли в ходе её геологического развития. Большинство исследователей предполагает неизменность размеров Земли на протяжении её геологической истории. Часть исследователей, однако, допускает возможность либо более или менее значительного увеличения радиуса Земли в течении всей её истории или, по крайней мере, в мезозое и кайнозое как главной причины активизации рифтогенеза и образования впадин вторичных океанов, либо многократных небольших колебаний её объёма (пульсация) как причины периодических усилений деформаций, сжатия и расширения в подвижных зонах Земли, эпох усиления и затухания вулканизма, мировых трансгрессий и регрессий и прочее. Наряду с этим ряд исследователей продолжает развивать взгляд об уменьшении объёма Земли (контракции) в ходе её геологической истории.

4. Основные тектонические элементы земной коры

Тектоническая структура материков в целом значительно древнее, чем океанов. Как на материках (с переходными зонами), так и в океанах различаются тектонические области относительно более древние и устойчивые, более молодые и мобильные.

Наиболее древние и тектонически мало подвижные обширные области материков — древние платформы (или кратоны) образованы фундаментом из метаморфических пород докембрийского, в основном архейского и раннепротерозойского (более 1,65 млрд. лет назад) возраста, который выступает на поверхность в пределах щитов, и платформенным чехлом из полых залегающих толщ слоистых осадочных и отчасти вулканогенных верхнепротерозойских и фанерозойских пород, распространённых в пределах плит. Нижние горизонты чехла (в основном верхнепротерозойского возраста) обычно заполняют отдельные удлинённые узкие грабенообразные впадины — авлакогены, а более верхние образуют на плитах сплошной покров, сравнительно более мощный (обычно до 5 км, в очень редких случаях до 10-20 км) в плоских чашевидных впадинах — синеклизах и менее мощный на сопряжённых с ними пологих относительных поднятиях — антеклизах. В пределах Евразии имеются следующие древние платформы — Восточно-Европейская, Сибирская, Китайско-Корейская, Южно-Китайская, Индостанская, Аравийская, на остальных материках — по одной платформе более крупных размеров (карта).

Другой основной тип тектонических областей материков и переходных зон — широкие и весьма протяжённые подвижные пояса, возникшие 1,6-1 млрд. лет назад и прошедшие в течение позднего протерозоя и фанерозоя сложную историю тектонического развития. В современном структурном плане подвижные пояса занимают различную позицию: Североатлантический и Урало-Монгольский (Урало-Охотский) пояса располагаются между древними платформами, Средиземноморский пояс на одних своих отрезках также занимает межплатформенное положение, а на других граничит на юге с ложем Индийского океана; кольцеобразный Тихоокеанский подвижный пояс с внутренней стороны граничит с ложем Тихого океана, а с внешней — в основном с различными древними платформами и на отдельных коротких отрезках — с ложем Атлантического океана.

В строении подвижных поясов, находящихся на ранних стадиях геосинклинального развития, различаются зоны, испытывающие весьма глубокое и длительное погружение и мощное осадконакопление (см. Геосинклиналь), либо сопровождаемое мощными проявлениями вулканизма (эвгеосинклинальные прогибы), либо происходящее без них (миогеосинклинальные прогибы), а также сопряжённые с ними линейные зоны относительных, а в отдельные эпохи и абсолютных поднятий — геоантиклинали и более широкие, сравнительно устойчивые, тектонически малоподвижные участки — срединные массивы. Последние всегда характеризуются древней корой континентального типа.

Миогеосинклинальные прогибы закладываются и развиваются на утонённой, растянутой и раздробленной континентальной коре. Эвгеосинклинальные прогибы, отличающиеся наличием так называемых офиолитовых комплексов основных и ультраосновных пород, возникали на коре океанического типа. В ходе развития геосинклинального пояса его внутреннее строение усложняется, преобладающее ранее растяжение сменяется горизонтальным сжатием, достигающим в отдельные моменты (так называемые фазы складчатости) большой интенсивности. Во время этих фаз в пределах отмирающих геосинклинальных прогибов и геоантиклиналей формируются сложные складки, надвиги и тектонические покровы и образуются складчатые зоны и системы, испытывающие быстрое поднятие и превращающиеся в горные сооружения. Вдоль их границ с платформами возникают краевые (предгорные) прогибы, а в тылу их — внутренние (межгорные) впадины, заполненные продуктами размыва зон поднятий. Эта заключительная стадия геосинклинального цикла называется орогенной, а завершающий его процесс горообразования — эпигеосинклинальным, или первичным, орогенезом (протоорогенезом).

Значительная часть Средиземноморского пояса находится на завершающей, орогенной стадии альпийского геосинклинального цикла (Альпийская складчатость), а развитие западной половины Тихоокеанского пояса, а также Карибской и Индонезийской областей — на разных стадиях геосинклинального процесса. Для современных окраинных геосинклинальных областей, расположенных между материками и океан

Источник: www.mining-enc.ru

Новые данные, собранные космическим аппаратом SOHO, позволили ученым из России, Франции и Финляндии установить, что экзосфера Земли распространяется на расстояние 630 тысяч километров, то есть примерно на пятьдесят земных диаметров. Это в три с лишним раза больше, чем думали раньше.

Земная экзосфера, или геокорона, образуется из атомов водорода. Еще одно ее название – сфера ускользания газов. Скорость движения газовых молекул в экзосфере очень велика, и некоторые из них разгоняются до второй космической скорости, позволяющей им окончательно покинуть Землю и отправиться в межпланетное пространство.

Запущенный в космос в 1995 году аппарат SOHO (Solar and Heliospheric Observatory), совместный проект НАСА и Европейского космического агентства, предназначен для исследования Солнца. Но ему доступно и изучение земной экзосферы. Для этого используется прибор SWAN (Solar Wind Anisotropies, измеритель анизотропии солнечного ветра), регистрирующий взаимодействие солнечного ветра с водородом в геокороне.

«Солнце взаимодействует с атомами водорода на определенных длинах волн ультрафиолетового диапазона, называемых серией Лаймана, – говорит Жан-Лу Берто (Jean-Loup Bertaux) из Университета Версаль-Сен-Кантен-ан-Ивелин. – Поскольку свет этого диапазона поглощается атмосферой Земли, его можно наблюдать только из космоса».

Фото: ESA

Наблюдения SWAN показали, что солнечный ветер сжимает атомы водорода в экзосфере с дневной стороны Земли, а также создает область повышенной плотности с ночной стороны. Конечно, повышенная плотность здесь весьма относительна. С дневной стороны на расстоянии 60 тысяч километров от Земли она составляет всего 70 атомов водорода на кубический сантиметр, а на радиусе лунной орбиты (384 тыс. км.) – лишь 0,2 атома. «На Земле мы бы назвали это вакуумом», – отмечает ведущий автор работы Игорь Балюкин из Института космических исследований РАН.

Исследование опубликовал Journal of Geophysical Research: Space Physics.

Источник: polit.ru

Литосфера — твердая оболочка Земли

Литосфера, иногда называемая геосферой, относится ко всем горным породам Земли. Она включает земную кору и верхнюю часть мантии. Выше, литосфера ограничена атмосферой, а ниже — астеносферой (слоем в верхней мантии Земли). Валуны горы Эверест, песок на пляжах Майами и лава, извергающаяся с горы Килауэа на Гавайях, являются примерами компонентов литосферы.

Литосфера является самой твердой сферой нашей планеты. Ее фактическая толщина может варьироваться от примерно 40 км до 280 км. Литосфера заканчивается в момент, когда минералы земной коры становятся вязкими и жидкими. Точная глубина, при которой это происходит, зависит от химического состава горной породы, а также от температуры и давления.

Существует два типа литосферы: океаническая литосфера и континентальная литосфера. Океаническая связана с океанической корой и немного плотнее континентальной литосферы. Континентальная литосфера, связанная с континентальной корой, может быть намного толще, чем океаническая, простираясь на 200 км ниже поверхности Земли.

Наиболее известной особенностью, связанной с литосферой Земли, является тектоническая активность, которая описывает взаимодействие огромных плит литосферы, называемых тектоническими плитами.

Литосфера разделена на тектонические плиты, которые соединяются между собой как зазубренная головоломка. Эти плиты не имеют постоянного расположения; они медленно двигаются. Большая часть тектонической активности происходит на границах этих плит, где они могут сталкиваться, разрываться или пододвигаться друг под друга. Движение тектонических плит стало возможным благодаря тепловой энергии от мантийной части литосферы. Тепловая энергия делает твердую литосферу более эластичной.

Тектоническая активность отвечает за некоторые из самых драматических геологических событий Земли: землетрясения, вулканы, орогенез (горообразование) и глубокие океанические впадины, которые образовались в результате тектонической активности в литосфере.

Гидросфера — водная оболочка Земли

Гидросфера — водная оболочка, включающая всю воду на нашей планете. К ней относится вода, которая находится на поверхности планеты, под землей и в воздухе. Гидросфера планеты может быть жидкостью, паром или льдом.

На Земле жидкая вода существует на поверхности в виде океанов, озер и рек. Под землей она встречается в колодцах и водоносных горизонтах, а также как грунтовые воды. Водяной пар наиболее заметен в виде облаков и тумана.

Замерзшая часть гидросферы Земли состоит из льда: ледников, ледяных вершин и айсбергов, и имеет свое название — криосфера.

Вода проходит через гидросферу благодаря циклическому перемещению. Она накапливается в облаках, затем падает на Землю в виде дождя или снега. Эта вода собирается в реках, озерах и океанах. Затем она испаряется в атмосферу, чтобы снова начать цикл. Этот процесс называется гидрологическим циклом.

По оценкам ученых, на нашей планете есть более 1386 млн. км³ воды.

В океанах содержится более 97 % запасов воды на Земле. Остальная часть приходится на пресную воду, две трети которой находится в замерзшем состоянии в полярных регионах планеты и на снежных вершинах гор. Интересно отметить, что, хотя вода покрывает большую часть поверхности планеты, она составляет всего 0,023 % общей массы Земли.

Биосфера — живая оболочка Земли

Биосфера состоит из частей Земли, где существует жизнь. Она простирается от самых глубоких корневых систем деревьев, до глубоководных океанических желобов, от пышных тропических лесов до высоких горных вершин.

Поскольку жизнь существует на суше, в воздухе и в воде, биосфера перекрывает все эти сферы. Хотя биосфера имеет высоту около 20 километров, почти вся жизнь сосредоточена примерно от 500 м ниже поверхности океана до 6 км над уровнем моря.

Биосфера существует около 3,5 миллиардов лет. Самые ранние жизненные формы биосферы, называемые прокариотами, выживали без кислорода. Древние прокариоты включали одноклеточные организмы, такие как бактерии и археи.

Биосферу иногда считают одной большой экосистемой — сложным сообществом живых и неживых компонентов, функционирующих как единое целое. Однако чаще всего биосфера описывается как совокупность множества экологических систем.

Атмосфера — воздушная оболочка Земли

Атмосфера — это совокупность газов, окружающих нашу планету, удерживаемых на месте земной гравитацией. Большая часть нашей атмосферы находится вблизи земной поверхности, где она наиболее плотная. Воздух Земли на 79 % состоит из азота и чуть менее 21 % — из кислорода, а также аргона, двуокиси углерода и других газов. Водяной пар и пыль также являются частью атмосферы Земли. Другие планеты и Луна обладают очень разными атмосферами, а некоторые вообще не имеют таковой. В космосе нет атмосферы.

Атмосфера настолько распространена, что она почти незаметна, но ее вес равен слою воды глубиной более 10 метров, которая покрывает всю нашу планету. Нижние 30 километров атмосферы содержат около 98 % всей ее массы.

Ученые утверждают, что многие из газов в нашей атмосфере были выброшены в воздух ранними вулканами. В то время вокруг Земли было мало или вообще не было свободного кислорода. Свободный кислород состоит из молекул кислорода, не связанных с другим элементом, таким как углерод (с образованием углекислого газа) или водород (с образованием воды).

Свободный кислород, возможно, был добавлен в атмосферу примитивными организмами, вероятно бактериями, во время фотосинтеза. Позднее более сложные формы растительной жизни добавили больше кислорода в атмосферу. Кислороду в сегодняшней атмосфере, вероятно, потребовалось миллионы лет чтобы накопиться.

Атмосфера действует как гигантский фильтр, поглощая большую часть ультрафиолетового излучения и позволяя проникать солнечным лучам. Ультрафиолетовое излучение вредно для живых существ, и может вызвать ожоги. Тем не менее солнечная энергия необходима для всей жизни на Земле.

Атмосфера Земли имеет слоистую структуру. От поверхности планеты к небу идут следующие слои: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера и экзосфера. Другой слой, называемый ионосферой, простирается от мезосферы до экзосферы. Вне экзосферы находится космос. Границы между атмосферными слоями четко не определены и изменяются в зависимости от широты и времени года.

Взаимосвязь оболочек Земли

Все четыре сферы могут присутствовать в одном месте. Например, кусок почвы будет содержать минералы из литосферы. Кроме того, будут присутствовать элементы гидросферы, представляющие собой влагу в почве, биосферы как насекомых и растений и даже атмосферы в виде почвенного воздуха.

Все сферы взаимосвязаны и зависят друг от друга, как единый организм. Изменения в одной сфере приведут к изменениям в другой. Поэтому все, что мы делаем на нашей планете, влияет на другие процессы в ее пределах (даже если мы не можем этого увидеть своими глазами).

Для людей, занимающихся проблемами окружающей среды, очень важно понимать взаимосвязь всех оболочек Земли.

Понравилась статья? Поделись с друзьями:

Источник: NatWorld.info

АНТАРКТИКА, южная полярная область Земли. В отличие от Арктики, представляющей океан, окруженный сушей, Антарктика – материк вместе с окружающими его южными районами океанов – Тихого, Атлантического, Индийского (иногда все эти части океанов называют Южным океаном) . Материк Антарктида площадью ок. 14 млн. кв. км – самая большая в мире холодная пустыня, где сосредоточено ок. 70% мировых запасов пресной воды, но вся она в замерзшем состоянии заключена в огромном ледниковом покрове. Хотя коренная подледная поверхность находится на небольшой высоте над уровнем моря, а местами и ниже ее, из-за мощного ледникового покрова средняя абсолютная высота поверхности Антарктиды (ок. 2000 м) – максимальная среди материков. Антарктида – самый изолированный и единственный материк, не имеющий коренного населения. Летом численность временных жителей, вероятно, составляет ок. 4000 человек, зимой – 1500 человек. Никто еще не жил здесь дольше 18 месяцев. Почти вся Антарктида расположена южнее Южного полярного круга (66°33ў ю. ш.) , который отстоит от Южного полюса на 2600 км. Южный поляpный кpуг является гpаницей, южнее котоpой Солнце не поднимается над гоpизонтом во время зимнего солнцестояния (21 июня) и не заходит за гоpизонт во время летнего солнцестояния (21 декабря) . По направлению к полюсу продолжительность полярного дня и полярной ночи возрастает, достигая на Южном полюсе в том и другом случае полугода. В Антарктиде за пределы Южного полярного круга выходят только Антарктический п-ов, простирающийся почти до южной оконечности Южной Америки, и некоторые мысы на противоположной стороне материка. В двух местах береговая линия материка вдается далеко на юг, образуя море Росса в Тихоокеанском и море Уэдделла в Атлантическом секторах. Районирование суши. Антарктида подразделяется на две крупные части, существенно различающиеся по геологическому строению и особенностям рельефа. Восточная Антарктида занимает бóльшую часть материка и имеет форму почти правильного полукруга. На суше ее ограничивают Трансантарктические горы, простирающиеся от мыса Адэр до Земли Котса. Восточная Антарктида находится примерно между 170° в. д. и 30° з. д. Западная Антарктида имеет гораздо меньшую площадь, и значительную ее часть занимает Антарктический п-ов. К западу от Гринвичского меридиана (0°) находятся следующие районы. Между 10° и 35° з. д. простирается Земля Котса. В южной части моря Уэдделла расположены шельфовые ледники Фильхнера и Ронне, примыкающие к Земле Эдит Ронне. К западу от этого района между 60° и 110° з. д. лежит Земля Элсуэрта. В этом секторе много отдельных горных вершин – нунатаков, возвышающихся над поверхностью льда, а высшая точка Антарктиды – массив Винсон (4897 м) приурочен к хребту Сентинел. Восточнее Земли Элсуэрта расположен Антарктический п-ов, а западнее – Земля Мэри Бэрд. К западу от Земли Мэри Бэрд простирается обширный шельфовый ледник Росса, который выходит к морю Росса. Антарктический п-ов и Земля Мэри Бэрд представляют собой как бы обособленную область Антарктиды, т. к. подошва ледникового щита между ледниками Ронне и Росса прогнута ниже уровня моря. Если бы здесь растаял весь лед, Земля Мэри Бэрд отделилась бы проливом от остальной Антарктиды. К западу от моря Росса расположена Земля Виктории, край величественных ледников, спускающихся к морю с гор высотой 3000–4500 м. Земля Уилкса, расположенная между 150° и 90° в. д. , занимает примерно 1/5 всей площади Антарктиды. Здесь выводные и шельфовые ледники затрудняют передвижение исследовательских отрядов. В море недалеко от берега напротив Земли Уилкса находится Южный магнитный полюс. Его примерные координаты 65° ю. ш. и 140° в. д. Квадрант между 0° и 90° в. д. включает Землю Королевы Мод, Землю Эндерби, Берег Мак-Робертсона и Американскую возвышенность.

Источник: touch.otvet.mail.ru