Земля (планета)

Земля (планета)
Земля (от общеславянского зем - пол, низ), третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак Å или, ♀.

? I. Введение

З. занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в которую входят Меркурий, Венера, Земля и Марс, она является самой крупной (см. Планеты). Важнейшим отличием З. от др. планет Солнечной системы является существование на ней жизни, достигшей с появлением человека своей высшей, разумной формы. Условия для развития жизни на ближайших к З. телах Солнечной системы неблагоприятны; обитаемые тела за пределами последней пока также не обнаружены (см. Внеземные цивилизации). Однако жизнь - естественный этап развития материи, поэтому З. нельзя считать единственным обитаемым космическим телом Вселенной, а земные формы жизни - её единственно возможными формами.

Согласно современным космогоническим представлениям, З. образовалась ~4,5 млрд. лет назад путём гравитационной конденсации из рассеянного в околосолнечном пространстве газо-пылевого вещества, содержащего все известные в природе химические элементы (см. Космогония). Формирование З. сопровождалось дифференциацией вещества, которой способствовал постепенный разогрев земных недр, в основном за счёт теплоты, выделявшейся при распаде радиоактивных элементов (урана, тория, калия и др.). Результатом этой дифференциации явилось разделение З. на концентрически расположенные слои - геосферы, различающиеся химическим составом, агрегатным состоянием и физическими свойствами. В центре образовалось ядро Земли, окруженное т. н. мантией (см. Мантия Земли). Из наиболее лёгких и легкоплавких компонентов вещества, выделившихся из мантии в процессах выплавления (см. Зонное плавление),возникла расположенная над мантией земная кора. Совокупность этих внутренних геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют "твёрдой" З. (хотя это не совсем точно, поскольку установлено, что внешняя часть ядра обладает свойствами вязкой жидкости). "Твёрдая" З. заключает почти всю массу планеты (см. табл. 1). За её пределами находятся внешние геосферы - водная (гидросфера) и воздушная (атмосфера), которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр З. при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантий З. и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.
Табл. 1. Схема строения Земли (без верхней атмосферы и магнитосферы) Геосферы Расстояние нижней* границы от поверхности Земли, км Объём, 10¹⁸ м³ Масса, 10²¹ кг Доля массы геосферы от массы Земли, %
Атмосфера, до высоты 2000** 1320 ~0,005 ~ 10 ^-6
Гидросфера до 11 1,4 1,4 0,02
Земная кора 5-70 10,2 28 0,48
Мантия до 2900 896,6 4013 67,2
Ядро 6371 (центр З.) 175,2 1934 32,3
Вся Земля (без атмосферы)   1083,4 5976 100,0
*Кроме атмосферы.
**Атмосфера в целом простирается до высоты ~ 20 тыс. км.Табл. 2. - Материки (с островами) Название материка Площадь, млн. км² Средняя высота, м Наибольшая высота гор на материке, м*
Евразия 53,45 840 8848
Африка 30.30 750 5895
Северная Америка 24,25 720 6194
Южная Америка 18,28 590 6960
Антарктида 13,97 2040 5140
Австралия (с Океанией) 8,89 340 2230
* Сверху вниз по колонке вершины: Джомолунгма (Эверест), Килиманджаро, Мак-Кинлн, Аконкагуа, массив Винсон, Косцюшко. Наиболее высокая вершина Океании - г. Джая, 5029 м (на острове Новая Гвинея).
Табл. 3. - Океаны
Название океана Поверхность зеркала, млн. км² Средняя глубина, м Наибольшая глубина, м Тихий 179,68 3984 11022
Атлантический 93,36* 3926 8428
Индийский 74,92 3897 7130
Северный Ледовитый 13,10 1205 5449
* По др. данным, 91,14 млн. км².
Большую часть поверхности З. занимает Мировой океан (361,1 млн. км², или 70,8%), суша составляет 149,1 млн. км² (29,2%) и образует шесть крупных массивов - материков: Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (см. табл. 2), а также многочисленные острова. С делением суши на материки не совпадает деление на части света: Евразию делят на две части света - Европу и Азию, а оба американских материка считают за одну часть света - Америку, иногда за особую "океаническую" часть света принимают острова Тихого океана - Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.
Мировой океан расчленяется материками на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (см. табл. 3); некоторые исследователи выделяют приантарктические части Атлантического, Тихого и Индийского океанов в особый, Южный, океан.
Северное полушарие З. - материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), а Южное - океаническое (суша составляет лишь 19% поверхности). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном - сушей.
Обобщённый профиль суши и дна океанов образует две гигантские "ступени" - материковую и океаническую. Первая поднимается над второй в среднем на 4670 м (средняя высота суши 875 м; средняя глубина океана около 3800 м). Над равнинной поверхностью материковой "ступени" возвышаются горы, отдельные вершины которых имеют высоту 7-8 км и более. Высочайшая вершина мира - г. Джомолунгма в Гималаях - достигает 8848 м. Она возвышается над глубочайшим понижением дна океана (Марианский глубоководный жёлоб в Тихом океане 11 022 м) почти на 20 км. См. Гипсографическая кривая.
З. обладает гравитационным, магнитным и электрическим полями. Гравитационное притяжение З. удерживает на околоземной орбите Луну и искусственные спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферическая форма З., многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и др. процессы.
Магнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре З. (см. Земной магнетизм). В межпланетном пространстве оно занимает область, объём которой намного превосходит объём З., а форма напоминает комету с хвостом, направленным от Солнца. Эту область называют магнитосферой.
С магнитным полем З. тесно связано её электрическое поле. "Твёрдая" З. несёт отрицательный электрический заряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом З., по-видимому, электронейтральна (см. Атмосферное электричество).
В пространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей З. (главным образом в магнитосфере и атмосфере), происходит последовательное и глубокое изменение первичных космических факторов - поглощение и преобразование солнечных и галактических космических лучей, солнечного ветра, рентгеновского, ультрафиолетового, оптического и радиоизлучений Солнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая большую часть жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их смертоносного воздействия живые организмы.
З. получает 1,7-10¹⁷ г дж/сек (или 5,4 X 10²⁴ дж/год) лучистой энергии Солнца, но лишь около 50% этого количества достигает поверхности З. и служит главным источником энергии большинства происходящих на ней процессов.
Поверхность З., гидросферу, а также прилегающие слои атмосферы и земной коры объединяют под названием географической, или ландшафтной, оболочки. Географическая оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовало наличие на З. определённых 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, преобразовав химический состав атмосферы, гидросферы и отчасти земной коры. Глобальный эффект в ход природных процессов вносит и деятельность человека. Ввиду громадного значения живого вещества как геологического агента вся сфера распространения жизни и биогенных продуктов была названа биосферой.
Современные знания о З., её форме, строении и месте во Вселенной формировались в процессе долгих исканий. Ещё в глубокой древности делалось много попыток дать общее представление о форме З. Индусы, например, верили, что З. имеет форму лотоса. Вавилоняне, как и многие др. народы, считали З. плоским диском, окруженным водой. Однако ещё около 3 тыс. лет назад начали формироваться и правильные представления. Халдеи первыми заметили на основании наблюдений лунных затмений, что З. - шарообразна. Пифагор, Парменид (6-5 вв. до н. э.) и Аристотель (4 в. до н. э.) пытались дать этому научное обоснование. Эратосфен (3 в. до н. э.) сделал первую попытку определить размеры З. по длине дуги меридиана между городами Александрией и Сиеной (Африка). Большинство античных учёных считало З. центром мира. Наиболее полно разработал эту геоцентрическую концепцию Птолемей во 2 в. Однако значительно раньше Аристарх Самосский (4-3 вв. до н. э.) развивал гелиоцентрические представления, считая центром мира Солнце. В средние века представления о шарообразности З. и её движении отрицались, как противоречащие священному писанию, и объявлялись ересью. Идея шарообразности З. вновь завоевала признание лишь в эпоху Возрождения, с началом Великих географических открытий. В 1543 Коперник научно обосновал гелиоцентрическую систему мира, согласно которой З. и др. планеты обращаются вокруг Солнца. Но этому учению пришлось выдержать длительную жестокую борьбу с геоцентрической системой, которую продолжала поддерживать христианская церковь. С этой борьбой связаны такие трагические события, как сожжение Дж. Бруно и вынужденное отречение от гелиоцентрических представлений Г. Галилея. Окончательное утверждение гелиоцентрической системы обязано открытию в начале 17 в. И. Кеплером законов движения планет и обоснованием в 1687 И. Ньютоном закона всемирного тяготения.
Структура "твёрдой" З. была выяснена главным образом в 20 в. благодаря достижениям сейсмологии.
Открытие радиоактивного распада элементов привело к коренному пересмотру многих фундаментальных концепций. В частности, представление о первоначально огненно-жидком состоянии З. было заменено идеями о её образовании из скоплений холодных твёрдых частиц (см. Шмидта гипотеза). На основе радиоактивного распада были разработаны также методы определения абсолютного возраста горных пород, позволившие объективно оценивать длительность истории З. и скорость процессов, протекающих на её поверхности и в недрах.
Во 2-й половине 20 в. в результате использования ракет и спутников сформировались представления о верхних слоях атмосферы и магнитосфере.
З. изучают многие науки. Фигурой и размерами З. занимается геодезия, движениями З. как небесного тела - астрономия, силовыми полями - геофизика (отчасти астрофизика), которая изучает также физическое состояние вещества З. и физические процессы, протекающие во всех геосферах. Законы распределения химических элементов З. и процессы их миграции исследует геохимия. Вещественный состав литосферы и историю сё развития изучает комплекс геологических наук. Природные явления и процессы, происходящие в географической оболочке и биосфере, являются областью наук географических и биологических циклов. Земных проблем касаются также науки, изучающие законы взаимодействия природы и общества.
II. Земля как планета.
З. - третья по расстоянию от Солнца большая планета Солнечной системы. Масса З. равна 5976Ї10²¹ кг, что составляет ¹/₄₄₈ долю массы больших планет и ¹/₃₃₀₀₀₀ массы Солнца. Под действием притяжения Солнца З., как и др. тела Солнечной системы, обращается вокруг него по эллиптической (мало отличающейся от круговой) орбите. Солнце расположено в одном из фокусов эллиптической орбиты З., вследствие чего расстояние между З. и Солнцем в течение года меняется от 147,117 млн. км (в перигелии) до 152,083 млн. км (в афелии). Большая полуось орбиты З., равная 149,6 млн. км, принимается за единицу при измерении расстояний в пределах Солнечной системы (см. Астрономическая единица). Скорость движения З. по орбите, равная в среднем 29,765 км/сек, колеблется от 30,27 км/сек (в перигелии) до 29,27 км/сек (в афелии). Вместе с Солнцем З. участвует также в движении вокруг центра Галактики, период галактического обращения составляет около 200 млн. лет, средняя скорость движения 250 км/сек. Относительно ближайших звёзд Солнце вместе с З. Движется со скоростью ~ 19,5 км/сек в направлении созвездия Геркулеса.
Период обращения З. вокруг Солнца, называемый годом, имеет несколько различную величину в зависимости от того, по отношению к каким телам или точкам небесной сферы рассматривается движение З. и связанное с ним кажущееся движение Солнца по небу. Период обращения, соответствующий промежутку времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называется тропическим годом. Тропический год положен в основу календаря, он равен 365,242 средних солнечных суток.
Плоскость земной орбиты (плоскость эклиптики) наклонена в современную эпоху под углом 1,6? к т. н. Лапласа неизменяемой плоскости, перпендикулярной главному вектору момента количества движения всей Солнечной системы. Под действием притяжения др. планет положение плоскости эклиптики, а также форма земной орбиты медленно изменяются на протяжении миллионов лет. Наклон эклиптики к плоскости Лапласа при этом меняется от 0? до 2,9?, а эксцентриситетземной орбиты от 0 до 0,067. В современную эпоху эксцентриситет равен 0,0167, убывая на 4Ї10^-7 в год. Если смотреть на З., поднявшись над Северным полюсом, то орбитальное движение З. Происходит против часовой стрелки, т. е. в том же направлении, что и её осевое вращение, и обращение Луны вокруг З.
Естественный спутник З. - Луна обращается вокруг З. по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км (~60,3 среднего радиуса З.). Масса Луны составляет 1:81,5 долю массы З. (73,5Ї10²¹ кг). Центр масс системы Земля - Луна отстоит от центра З. на ³/₄ её радиуса. Оба тела - З. и Луна - обращаются вокруг центра масс системы. Отношение массы Луны к массе З. - наибольшее среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, поэтому систему З. - Луна часто рассматривают как двойную планету.
З. имеет сложную форму, определяемую совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных осевым вращением З., а также совокупностью внутренних и внешних рельефообразующих сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) З. принимают уровенную поверхность гравитационного потенциала (т. е. поверхность, во всех точках перпендикулярную к направлению отвеса), совпадающую с поверхностью воды в океанах (при отсутствии волн, приливов, течений и возмущений, вызванных изменением атмосферного давления). Эту поверхность называют геоидом. Объём, ограниченный этой поверхностью, считается объёмом З. (т. о., в него не входит объём той части материков, которая расположена выше уровня моря). Средним радиусом З. называют радиус шара того же объёма, что и объём геоида. Для решения многих научных и практических задач геодезии, картографии и др. в качестве формы З. принимают земной эллипсоид. Знание параметров земного эллипсоида, его положения в теле З., а также гравитационного поля Земли имеет большое значение в астродинамике, изучающей законы движения искусственных космических тел. Эти параметры изучаются путём наземных астрономо-геодезических и гравиметрических измерений (см. Геодезия, Гравиметрия) и методами спутниковой геодезии.
Вследствие вращения З. точки экватора имеют скорость 465 м/сек, а точки, расположенные на широте j - скорость 465cosj (м/сек), если считать З. шаром. Зависимость линейной скорости вращения, а следовательно, и центробежной силы от широты приводит к различию значений ускорения силы тяжести на разных широтах (см. табл. 4).
Вращение З. вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности. Период вращения З. определяет единицу времени - сутки. Ось вращения З. отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики на 23? 26,5' (в середине 20 в.); в современную эпоху этот угол уменьшается на 0,47= за год. При движении З. по орбите вокруг Солнца её ось вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года. Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси З., что является одной из причин многовековых изменений климата.
Табл. 4. - Геометрические и физические 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 ×10¹² км³
Масса 5976 × 10²¹ кг
Средняя плотность 5518 кг/м³
Ускорение силы тяжести (на уровне моря)  
а) на экваторе 9,78049 м/сек²
б) на полюсе 9,83235 м/сек²
в) стандартное 9,80665 м/сек²
Момент инерции относительно оси вращения 8,104 × 10³⁷ кг × м²
Период вращения З. систематически увеличивается под воздействием лунных и в меньшей степени солнечных приливов (см. Вращение Земли). Притяжение Луны создаёт приливные деформации как атмосферы и водной оболочки, так и "твёрдой" З. Они направлены к притягивающему телу и, следовательно, перемещаются по З. при её вращении. Приливы в земной коре имеют амплитуду до 43 см, в открытом океане - не более 1м, в атмосфере они вызывают изменение давления в несколько сот н/м² (несколько мм рт. ст.). Приливное трение, сопровождающее движение приливов, приводит к потере системой Земля - Луна энергии и передаче момента количества движения от З. к Луне. В результате вращение З. замедляется, а Луна удаляется от З. Изучение месячных и годичных колец роста у ископаемых кораллов позволило оценить число суток в году в прошлые геологические эпохи (до 600 млн. лет назад). Результаты исследований говорят о том, что период вращения З. вокруг оси увеличивается в среднем на несколько м/сек за столетие (500 млн. лет назад длительность суток составляла 20,8 ч).Фактическое замедление скорости вращения З. несколько меньше того, которое соответствует передаче момента Луне. Это указывает на вековое уменьшение момента инерции З., по-видимому, связанное с ростом плотного ядра З. либо с перемещением масс при тектонических процессах. Скорость вращения З. несколько меняется в течение года также вследствие сезонных перемещений воздушных масс и влаги. Наблюдения траекторий искусственных спутников З. позволили с высокой точностью установить, что сплюснутость З. несколько больше той, которая соответствует современной скорости её вращения и распределению внутренних масс. По-видимому, это объясняется высокой вязкостью земных недр, приводящей к тому, что при замедлении вращения З. её фигура не сразу принимает форму, соответствующую увеличенному периоду вращения. Поскольку З. имеет сплюснутую форму (избыток массы у экватора), а орбита Луны не лежит в плоскости земного экватора, притяжение Луны вызывает прецессию - медленный поворот земной оси в пространстве (полный оборот происходит за 26 тыс. лет). На это движение накладываются периодические колебания направления оси - нутация (основной период 18,6 года). Положение оси вращения по отношению к телу З. испытывает как периодические изменения (полюсы при этом отклоняются от среднего положения на 10-15 м), так и вековые (среднее положение северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью ~11 см в год, см. Полюсы географические).
? Б. Ю. Левин.
См. илл.III. Строение Земли
Магнитосфера
Самой внешней и протяжённой оболочкой З. является магнитосфера - область околоземного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем З. и его взаимодействием с потоками заряженных частиц.
Исследования, проведённые при помощи космических зондов и искусственных спутников З., показали, что З. постоянно находится в потоке корпускулярного излучения Солнца (т. н. солнечный ветер). Он образуется благодаря непрерывному расширению (истечению) плазмы солнечной короны и состоит из заряженных частиц (протонов, ядер и ионов гелия, а также более тяжёлых положительных ионов и электронов). У орбиты З. скорость направленного движения частиц в потоке колеблется от 300 до 800 км/сек. Солнечная плазма несёт с собой магнитное поле, напряжённость которого в среднем равна 4,8-10^-За/м (6Ї10^-5 э).
При столкновении потока солнечной плазмы с препятствием - магнитным полем З. - образуется распространяющаяся навстречу потоку ударная волна (рис.), фронт которой со стороны Солнца в среднем локализован на расстоянии 13-14 радиусов З. (R_Å) от её центра. За фронтом ударной волны следует переходная область толщиной ~ 20 тыс. км, где магнитное поле солнечной плазмы становится неупорядоченным, а движение её частиц - хаотичным. температура плазмы в этой области повышается примерно с 200 тыс. градусов до ~ 10 млн. градусов.
Переходная область примыкает непосредственно к магнитосфере З., граница которой - магнитопауза - проходит там, где динамическое давление солнечного ветра уравновешивается давлением магнитного поля З.; она расположена со стороны Солнца на расстоянии ~ 10-12 R (_Å) (70-80 тыс. км) от центра З., её толщина ~ 100 км. Напряжённость магнитного поля З. у магнитопаузы ~ 8Ї10^-2а/м (10^-3э), т. е. значительно выше напряжённости поля солнечной плазмы на уровне орбиты З. Потоки частиц солнечной плазмы обтекают магнитосферу и резко искажают на значительных расстояниях от З. структуру её магнитного поля. Примерно до расстояния 3 R_Å от центра З. магнитное поле ещё достаточно близко к полю магнитного диполя (напряжённость поля убывает с высотой ~¹/_R3Å). Регулярность поля здесь нарушают лишь магнитные аномалии (влияние наиболее крупных аномалий сказывается до высот ~0,5R_Å)над поверхностью З.). На расстояниях, превышающих 3 R_Å), магнитное поле ослабевает медленнее, чем поле диполя, а его силовые линии с солнечной стороны несколько прижаты к З. Линии геомагнитного поля, выходящие из полярных областей З., отклоняются солнечным ветром на ночную сторону З. Там они образуют "хвост", или "шлейф", магнитосферы протяжённостью более 5 млн. км. Пучки магнитных силовых линий противоположного направления разделены в хвосте областью очень слабого магнитного поля (нейтральным слоем), где концентрируется горячая плазма с температурой в млн. градусов.
Магнитосфера реагирует на проявления солнечной активности, вызывающей заметные изменения в солнечном ветре и его магнитном поле. Возникает сложный комплекс явлений, получивший название магнитной бури. При бурях наблюдается непосредственное вторжение в магнитосферу частиц солнечного ветра, происходит нагрев и усиление ионизации верхних слоев атмосферы, ускорение заряженных частиц, увеличение яркости полярных сияний, возникновение электромагнитных шумов, нарушение радиосвязи на коротких волнах и т.д. В области замкнутых линий геомагнитного поля существует магнитная ловушка для заряженных частиц. Нижняя её граница определяется поглощением захваченных в ловушку частиц атмосферой на высоте несколько сот км, верхняя практически совпадает с границей магнитосферы на дневной стороне З., несколько снижаясь на ночной стороне. Потоки захваченных в ловушку частиц высоких энергий (главным образом протонов и электронов) образуют т. н. Радиационный пояс Земли. Частицы радиационного пояса представляют значительную радиационную опасность при полётах в космос.
? Б. А. Тверской, Ю. Н. Дрожжин.Атмосфера
Атмосферой, или воздушной оболочкой З., называют газовую среду, окружающую "твёрдую" З. и вращающуюся вместе с ней. Масса атмосферы составляет ~5,15Ї10¹⁸ кг. Среднее давление атмосферы на поверхность З. на уровне моря. Равно 101 325 н/м² (это соответствует 1 атмосфере или 760 мм рт. ст.). Плотность и давление атмосферы быстро убывают с высотой (см. Барометрическая формула): у поверхности З. средняя плотность воздуха r = 1,22 кг/м³ (число молекул в 1 м³ n = 2,55Ї10²⁵), на высоте 10 км (= 0,41 кг/м³ (n = 8,6Ї10²⁴), а на высоте 100 км r=8,8(10^-7 кг/м³ (n=1,8Ї10¹⁸). Атмосфера имеет слоистое строение, слои различаются своими физическими и химическими свойствами (температурой, химическим составом, ионизацией молекул и др.).
Принятое деление атмосферы на слои основано главным образом на изменении в ней температуры с высотой, поскольку оно отражает баланс основных энергетических процессов в атмосфере (см. Тепловой баланс атмосферы).
Нижняя часть атмосферы, содержащая около 80% всей её массы, называется тропосферой. Она распространяется до высоты 16-18 км в экваториальном поясе и до 8-10 км в полярных широтах. температура тропосферы понижается с высотой в среднем на 0,6 К на каждые 100 м. Над тропосферой до высоты 55 км расположена стратосфера, в которой заключено почти 20% массы атмосферы. От тропосферы она отделена переходным слоем - тропопаузой, с температурой 190-220 К. До высоты ~25 км температура стратосферы несколько падает, но дальше начинает расти, достигая максимума (~270К) на высоте 50-55 км. Этот рост связан главным образом с увеличением в верхних слоях стратосферы концентрации озона, интенсивно поглощающего ультрафиолетовое излучение Солнца. Над стратосферой расположены мезосфера (до 80 км), термосфера (от 80 км до 800-1000 км) и экзосфера (выше 800-1000 км).Общая масса всех этих слоев не превышает 0,5% массы атмосферы. В мезосфере, отделённой от стратосферы стратопаузой, озон исчезает, температура вновь падает до 180-200 К вблизи её верхней границы (мезопаузы). В термосфере происходит быстрый рост температуры, связанный главным образом с поглощением в ней солнечного коротковолнового излучения. Рост температуры наблюдается до высоты 200-300 км. Выше, примерно до 800-1000 км, температура остаётся постоянной (~1000К), т.к. здесь разреженная атмосфера слабо поглощает солнечное излучение.
Верхний слой атмосферы - экзосфера - крайне разрежен (у его нижней границы число протонов в 1 м³ составляет ~ 10¹¹) и столкновения частиц в нём происходят редко. Скорости отдельных частиц экзосферы могут превышать критическую скорость ускользания (вторую космическую скорость). Эти частицы, если им не помешают столкновения, могут, преодолев притяжение З., покинуть атмосферу и уйти в межпланетное пространство. Так происходит рассеяние (диссипация) атмосферы. Поэтому экзосферу называют также сферой рассеяния. Ускользают из атмосферы в межпланетное пространство главным образом атомы водорода и гелия.
Приведённые характеристики слоев атмосферы следует рассматривать как усреднённые. В зависимости от географической широты, времени года, суток и др. они могут заметно меняться.
Химический состав земной атмосферы неоднороден. Сухой атмосферный воздух у поверхности З. содержит по объёму 78,08% азота,20,95% кислорода (~ 10^-6% озона), 0,93% аргона и около 0,03% углекислого газа. Не более 0,1% составляют вместе водород, неон, гелий, метан, криптон и др. газы. В слое атмосферы до высот 90-100 км, в котором происходит интенсивное перемешивание атмосферы, относит. состав её основных компонентов не меняется (этот слой называется гомосферой). В атмосфере содержится (1,3-1,5)Ї10¹⁶ кг воды (см. Вода). Главная масса атмосферной воды (в виде пара, взвешенных капель и кристалликов льда) сосредоточена в тропосфере, причём с высотой её содержание резко убывает. Во влажном воздухе содержание водяного пара у земной поверхности колеблется от 3-4% в тропиках до 2Ї10^-5% в Антарктиде. Очень изменчивы аэрозольные компоненты воздуха, включающие пыль почвенного, органического и космического происхождения, частички сажи, пепла и минеральных солей.
У верхней границы тропосферы и в стратосфере наблюдается повышенное содержание озона. Слой максимальной концентрации озона расположен на высотах ~21-25 км. Начиная с высоты ~ 40 км увеличивается содержание атомарного кислорода. Диссоциация молекулярного азота начинается на высоте около 200 км. Наряду с диссоциацией молекул под действием коротковолнового и корпускулярного излучений Солнца на высотах от 50 до 400 км происходит ионизация атмосферных газов. От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. На высоте 250-300 км, где расположен максимум ионизации, электропроводность атмосферы в 10¹² раз больше, чем у земной поверхности. Для верхних слоев атмосферы характерен также процесс диффузионного разделения газов под действием силы тяжести (гравитационное разделение): газы распределяются с высотой в соответствии с их молекулярной массой. Верхние слои атмосферы в результате оказываются обогащенными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации, ионизации и гравитационного разделения определяет химическую неоднородность верхних слоев атмосферы. Примерно до 200 км основным компонентом воздуха является азот N₂. Выше начинает превалировать атомарный кислород. На высоте более 600 км преобладающим компонентом становится гелий, а в слое от 2 тыс. км и выше - водород, который образует вокруг З. т. н. водородную корону.
Через атмосферу к поверхности З. поступает электромагнитное излучение Солнца - главный источник энергии физических, химических и биологических процессов в географической оболочке З. Атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения в диапазоне длин волн l от 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне - от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона (l>5,2мкм) поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы. Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн от её ионизованных слоев (ионосферы). Излучение ультрафиолетового диапазона (l от 3000 до 1800 Å) поглощается озоном на высотах 15-60 км, а волны длиной 1800-1000 Å и короче - азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от нескольких десятков до нескольких сот км над поверхностью З.). Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощается всей толщей атмосферы, до поверхности З. оно не доходит. Т. о., биосфера оказывается защищенной от губительного воздействия коротковолнового излучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности З. достигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границу атмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излучения З. (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды, см. Парниковый эффект). Если бы З. Была лишена атмосферы, то средняя температура её поверхности была бы -23?С, в действительности средняя годовая температура поверхности З. составляет 14,8?С. Атмосфера задерживает также часть космических лучей и служит бронёй против разрушительного действия метеоритов. Насколько велико защитное значение земной атмосферы, показывает испещрённая метеоритными кратерами поверхность Луны, лишённая атмосферной защиты.
Между атмосферой и подстилающей поверхностью происходит непрерывный обмен энергией (теплооборот) и веществом (влагооборот, обмен кислородом и др. газами). Теплооборот включает перенос теплоты излучением (лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекции и фазовых переходов воды (испарения, конденсации, кристаллизации).
Неравномерный нагрев атмосферы над сушей, морем на разных высотах и в разных широтах приводит к неравномерному распределению атмосферного давления. Возникающие в атмосфере устойчивые перепады давления вызывают общую циркуляцию атмосферы, с которой связан влагооборот, включающий процессы испарения воды с поверхности гидросферы, переноса водяного пара воздушными потоками, выпадение осадков и их сток. Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы являются основными климато-образующими процессами. Атмосфера является активным агентом в различных процессах, происходящих на поверхности суши и в верхних слоях водоёмов. Важнейшую роль играет атмосфера в развитии жизни на З.
гидросфера
Вода образует прерывистую оболочку З. Около 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4% заключено в подземных водах; около 2% - в льдах и снегах (главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% - в поверхностных водах суши (реки, озёра, болота). Незначительное количество воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения (см. Влагооборот, Водный баланс). Ежегодное количество осадков, выпадающих на земную поверхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.
Вода гидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав её близок к составу океанической воды, в которой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы - пресные (солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг).Средняя солёность океанической воды около 35 г/кг (35^о/_оо), солёность морской воды колеблется от 1-2?/_оо (Финский залив Балтийского моря) до 41,5?/_оо (Красное море). Наибольшая концентрация солей - в солёных озёрах (Мёртвое море до 260?/_оо) и подземных водах (до 600?/_оо).
Современный солевой состав вод гидросферы сформировался за счёт продуктов химического выветривания изверженных пород и привноса на поверхность З. продуктов дегазации мантии: в океанической воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главным образом за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и др. элементы, играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктами подводных вулканических извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных химических элементов океаническая вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных и животных организмов.
Мировой океан образует самое большое скопление вод на земной поверхности.
Морские течения связывают отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей обладают общими физико-химическими свойствами.
Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200-300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующего климатического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убывает от 25 ?С у экватора до 0 ?С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости от географической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существенные различия в изменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300-500 м температура воды здесь быстро понижается, затем до 1200- 1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2?С и 0 ?С. В умеренных областях изменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначала понижается до глубин около 50-100 м, затем до глубин около 500 м несколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 ?С и ниже в придонных слоях.
С изменением температуры и солёности меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см³. В приэкваториальной области плотность воды у поверхности - 1,02204 г/см³.
Табл. 5.-Основные данные о геосферах "твёрдой" Земли Геосферы Подразделения геосфер Буквен-ное обозна-
чение Глубина нижней границы*, км
Объём, 10¹⁸ м³
Масса**, 10²¹ кг Земная кора осадочный слой A до 20 1,0 2,5
"гранитный" слой до 40 3,6 10
"базальтовый" слой до 70 5,6 16 Мантия
верхняя
мантия
субстрат B 50-100 180,1 610
слой Гутенберга (астеносфера) около 400
слой Голицына C около 900 205,7 856
Нижняя мантия D 2900 510,8 2547 Ядро
Внешнее ядро E около 4800 166,6 1828 F около 5100
субъядро G 6371 8,6 106
* Разность между средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).
Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150-200 м циркуляция определяется главным образом господствующими ветрами, под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от температуры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональные круговороты в субтропических широтах и циклональные - в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца.
Океан играет огромную роль в жизни З. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии на поверхности З. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Тёплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Таким образом океан влияет на климат и погоду З. Велика роль океана в круговороте веществ на З. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворённых в океанической воде солей и привнос в океан реками материала с суши, биогеохимические превращения).
Непрерывно движущиеся водные массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный обломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительной работы океанической воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана, образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам.
Немалую роль играют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают промышленность и поливное земледелие. Поверхностные текучие воды совершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.
"Твёрдая" Земля
О строении, составе и свойствах "твёрдой" З. имеются преимущественно предположительные сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования. Наиболее достоверны из них - сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в З. упругих колебаний (сейсмических волн). С их помощью удалось установить разделение "твёрдой" З. на отдельные сферы и составить представление о внутреннем строении З. (см. табл. 5).
Строение "твёрдой" Земли. Верхняя сфера "твёрдой" З. - земная кора (А) - самая неоднородная и сложно построенная. Из нескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний - осадочный (от 0 до 20 км), средний, называемый условно "гранитным" (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. "базальтовый" (от 10 до 70 км), отделяющийся от "гранитного" поверхностью Конрада (см. Конрада поверхность).
Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. "Гранитный" слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается т. н. "второй" слой неясной природы, толщиной около 1-2,5 км. Мощность "базальтового" слоя под океанами - около 5 км.
Кроме основных типов коры, встречается несколько типов "промежуточного" строения, в том числе кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей). Субконтинентальная кора характеризуется нечётким разделением "гранитного" и "базальтового" слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового. Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность).
Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром З. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850-900 км), слой D - нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, называется субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии называют именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга. Скорость распространения сейсмических волн в пределах слоя Гутенберга несколько меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда - второе название слоя Гутенберга - астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмическим волноводом, поскольку сейсмический "луч" (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С(Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмических волн (продольных от 8 до 11,3 км/сек, поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек).
Земное ядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F) толщиной около 300 км, которую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти с неизменной скоростью.
Физические характеристики и химический состав "твёрдой" Земли. С глубиной в З. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры (см. графики). Средняя плотность земной коры в целом - 2,8 т/м³. Средняя плотность осадочного слоя коры - 2,4-2,5 т/м³, "гранитного" - 2,7 т/м³, "базальтового" - 2,9 т/м³. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2,9-3,0 т/м³ до 3,1-3,5 т/м³. Далее она плавно растет, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3,6 т/м³. у подошвы слоя Голицына 4,5 т/м³ и у границы ядра 5,6 т/м³. В ядре плотность скачком поднимается до 10,0 т/м³, а далее плавно возрастает до 12,5 т/м³ в центре З.
Ускорение силы тяжести в З. не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от значения 10 м/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек² и далее плавно убывает до нуля в центре З. По данным о плотности и ускорении силы тяжести вычисляется давление, которое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м² (10⁹н/м²), у подошвы слоя В - 14 Гн/м², слоя С - 35 Гн/м², на границе ядра - 136 Гн/м², в центре З. - 361 Гн/м². Зная плотность и скорости сейсмических волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала З. Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.
В земной коре и верхней мантии температура повышается с глубиной. Из мантии к поверхности "твёрдой" З. идёт тепловой поток, в несколько тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем около 0,06 вт/м² или около 2,5Ї10¹³ вт на всю поверхность З.). В мантии температура везде ниже температуры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой она предполагается близкой к 600-700 ?С. В слое Гутенберга температура, по-видимому, близка к точке плавления (1500-1800 ?С). Оценка температур для более глубоких слоев мантии и ядра З. носит весьма предположительный характер. По-видимому, в ядре она не превышает 4000-5000 ?С.
Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³nз (1nз=0,1 н (сек/м²); вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹-10²¹nз). Считается, что благодаря этому в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении под влиянием неравномерной нагрузки со стороны земной коры (восстановление изостатического равновесия). Вязкость внешнего ядра на много порядков меньше вязкости мантии.
Табл. 6.-Химический состав Земли Химический элемент Содержание в весовых процентах Химический элемент Содержание в весовых процентах
Железо 34,63
Натрий 0,57
Кислород 29,53
Хром 0,26
Кремний 15,20
Марганец 0,22
Магний 12,70
Кобальт 0,13
Никель 2,39
Фосфор 0,10
Сера 1,93
Калий 0,07
Кальций 1,13
Титан 0,05
Алюминий 1,09  
В верхней мантии до глубины 700 км отмечаются очаги землетрясений, что указывает на значительную прочность слагающего её материала; отсутствие более глубоких сейсмических очагов объясняется либо малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механических напряжений.
Электропроводность в верхней части слоя В очень низка (порядка 10^-2 ом^-1(м^-1);в слое Гутенберга она повышена, что связывают с ростом температуры. В слое Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10-100 ом^-1Їм^-1, а в нижней мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре З. электропроводность очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.
Из современных космогонических гипотез вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен быть близок к составу Солнца (см. Геохимия). Сопоставляя известные химические анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца и учитывая данные о плотности и др. физических свойствах материала в недрах З., можно в общих чертах охарактеризовать состав З. в целом и состав её различных геосфер. В табл. 6 приводится общий химический состав З., согласно подсчётам американского геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из железо-никелевого сплава, подобного металлической фазе хондритов. Относительно состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой - ядро состоит из железа с примесью (18-20%) кремния (или иного, сравнительно лёгкого материала); согласно второй - внешнее ядро слагается силикатом, который под влиянием огромного давления и высокой температуры перешёл в металлическое состояние (см. Давление высокое); субъядро может быть железным или силикатным.
В составе З. преобладают (как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний. В сумме они составляют более 90% массы З. Земная кора почти наполовину состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород, кремний, алюминий дают наиболее распространённые в коре соединения - кремнезём (SiO₂) и глинозём (A1₂O₃).
Мантия состоит преимущественно из тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с SiO₂ (силикаты). В субстрате, по-видимому, больше всего форстерита (MgSiO₄), глубже постепенно возрастает доля фаялита (Fe₂SiO₄). Предполагается, что в нижней мантии под влиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiO₂, MgO, FeO).
Агрегатное состояние вещества земных недр обусловлено наличием высоких температур и давлений. Материал мантии был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие которого вся мантия находится в твёрдом кристаллическом состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы, где влияние близкой к точке плавления температуры сказывается сильнее, чем действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллических решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмических волн.
Внешнее ядро, очевидно, находится в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмические волны, не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля З. Субъядро, по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают в нём поперечные волны).
? е. Н. Люстих.Геодинамические процессы. Вещество геосфер З. находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения, совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преимущественно твёрдым веществом; именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного понимания современного и всех прошлых состояний З.
Среди процессов, совершающихся в недрах и на поверхности З., различают две главные группы. Первую образуют внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом которых является внутренняя энергия З. (главным образом энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на З. энергией солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны главным образом глубинным геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие и фазовые превращения, происходят миграция химических элементов, циркуляция тепловых и электрических токов и т.д. Несомненно, что в своей совокупности они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества, приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более тяжёлых - в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому, является механизм, подобный зонной плавке, в результате которого химические элементы (или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков (движения земной коры), деформацию и преобразование внутренней структуры земной коры. Все эти процессы называются тектоническими, а область их проявления, охватывающая, кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию, - тектоносферой. В тесной взаимосвязи с тектоническими процессами протекают процессы магматические, заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхность З. в виде лавы (вулканизм). В ходе тектонических деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также процессы метаморфизма горн