Земля

Земля — ^[1]

Третья по удалённости от Солнца планета Солнечной системы, крупнейшая из планет земной группы, в которую входят также Меркурий, Венера и Марс. Главным отличием Земли от других планет Солнечной системы является наличие на ней жизни (см. Биосфера).^[2] Численность населения превысила 7,55 млрд. человек (середина 2017 г.).^[3] На Земле около 270 стран и территорий (из них 192 – независимые государства, члены ООН).^[2]
Суша, земная твердь (в отличие от водного или воздушного пространства).
Верхний, поверхностный слой коры нашей планеты, а также ее более глубокие слои; почва, грунт.
Поверхность, плоскость, на которой мы стоим, по которой движемся.
Рыхлое темно-бурое вещество, входящее в состав коры нашей планеты.
Территория, находящаяся в чьем-либо владении, пользовании; обрабатываемая, используемая в сельскохозяйственных целях почва.
Страна, государство.

Земля — один из элементов в античной философии, в астрологии и в китайской философской концепции Пяти первоэлементов У-син.

Общие сведения о планете Земля[править | править код]

Источник раздела: Большая российская энциклопедия^[2]

Согласно современным представлениям, Земля в составе Солнечной системы образовалась около 4,5 млрд. лет назад вследствие гравитационного сжатия первичного газово-пылевого облака (см. Космогония). При этом размеры облака уменьшались, скорость его вращения росла, что привело к уплощению облака и формированию диска. При сжатии газово-пылевого облака начался рост его температуры, в центральной области сформировалась звезда Солнце. Во внешних областях относительно холодного диска за счёт гидродинамических возмущений стали развиваться отдельные сгущения – протопланеты, которые, аккумулировав более мелкие тела в процессе аккреции, преобразовались в планеты современных размеров. При формировании Земли происходили дифференциация вещества и постепенный разогрев недр в основном за счёт теплоты, выделявшейся при распаде радиоактивных элементов (урана, тория и др.). В результате дифференциации произошло разделение планеты на ядро (жидкое и твёрдое), мантию и кору. Совокупность этих оболочек, ограниченных твёрдой земной поверхностью, называют (в некоторой степени условно) твёрдой Землей. За её пределами находятся внешние оболочки – водная (гидросфера) и воздушная (атмосфера), которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр Земли при дегазации мантии (табл. 1).

Таблица 1. Схема строения Земли
Геосфера	Расстояние от поверхности Земли до нижней границы, км	Объем, 10¹⁸ м³	Масса, 10²¹ кг	Доля от массы Земли, %
Атмосфера	800*	460	~0,005	~10¹⁶
Гидросфера	до 11	1,59	1,59	0,02
Земная кора	от 5 до 140	10,02	28,06	0,48
Мантия	до 2980	908,3	4070	68,1
Ядро	6371 (центр Земли)	163,3	1873,1	31,4
Вся Земля (без атмосферы)		1083,4	5973,3	100,0
* По верхней границе термосферы

Земля обладает гравитационным, магнитным и электрическим полями. Действием гравитационного поля Земли обусловлены почти сферическая форма Земли, многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и другие процессы. Основной источник магнитного поля Земли расположен в ядре планеты (см. Земной магнетизм). Область околоземного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем Земли и его взаимодействием с солнечным ветром, называется магнитосферой. С магнитным полем Земли тесно связано её электрическое поле. Твёрдая Земля несёт отрицательный электрический заряд (около –3·10⁵ Кл), который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом Земля, по-видимому, электрически нейтральна (см. Атмосферное электричество).

Основным источником энергии, поступающей на Землю, является Солнце. Количество лучистой энергии Солнца, попадающей на площадку, поставленную вне земной атмосферы перпендикулярно к солнечным лучам на среднем расстоянии Земли от Солнца, составляет 1,367 кВт/м² и называется солнечной постоянной. Основные геометрические и физические характеристики Земли приведены в табл. 2.

Таблица 2. Геометрические и физические характеристики Земли
Экваториальный радиус	6378,1366 км
Полярный радиус	6356,777 км
Сжатие земного эллипсоида	1:298,25642
Средний радиус	6371,032 км
Длина окружности экватора	40075,696 км
Площадь поверхности	510,2 · 10⁶ км²
Объём	1,0834 · 10¹² км³
Масса	5,9733 · 10²⁴ кг
Средняя плотность	5518 кг/м³
Угловая скорость вращения (переменная)	7,292115-10^-5 рад/с
Ускорение силы тяжести (на уровне моря)
а) на экваторе	9,7803278 м/с²
б) на полюсе	9,8321853 м/с²
в) стандартное	9,80665 м/с²
Момент инерции относительно оси вращения	8,0365 · 10³⁷ кг·м²

Большую часть поверхности Земли занимает Мировой окепн (361,1 млн. км², или 70,8%), суша составляет 149,1 млн. км² (29,2%) и образует шесть крупных материков: Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (табл. 3), а также многочисленные острова. Деление суши на материки не совпадает с делением на части света: Евразия включает две части света – Европу и Азию, а оба американских материка объединяют в одну часть света – Америку, иногда как особую, «океаническую», часть света выделяют острова Тихого океана – Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Таблица 3. Материки (с островами)
Материк	Площадь, млн. км²	Средняя высота, м	Наибольшая высота (над уровнем моря), м	Наибольшее понижение (ниже уровня моря), м	Численность населения, млн. чел. (сер. 2007)
Евразия	53,60	800	8848 (гора Джомолунгма)	-400 (уровень Мёртвого моря)	4723,4
Африка	30,30	750	5895 (вулкан Килиманджаро)	-153 (уровень озера Асаль)	945,3
Северная Америка	24,25	720	6193 (гора Мак-Кинли)	-86 (Долина Смерти)	527,9
Южная Америка	18,28	580	6959 (гора Аконкагуа)	-40 (полуостров Вальдес)	385,4
Антарктида	13,98	2350	5140 (гора Винсон)	уровень океана
Австралия (с Океанией)	8,89	340	2228 (гора Косцюшко, в Океании — 5030, гора Джая на острове Новая Гвинея)	-16 (уровень озера Эйр-Норт, в Океании — уровень океана)	33,9

Мировой океан разделяется материками на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (табл. 4); некоторые исследователи выделяют приантарктические части Атлантического, Тихого и Индийского океанов в отдельный, Южный, океан. Северное полушарие Земли — материковое (суша занимает 39% поверхности), Южное — океаническое (суша составляет лишь 19% поверхности). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей. Средняя высота суши 875 м, средняя глубина океана 3900 м. Высочайшая вершина мира (гора Джомолунгма в Гималаях, 8848 м) возвышается над глубочайшим понижением дна океана (Марианский жёлоб в Тихом океане, 10920 м) почти на 20 км. См. Физическую карту.

Таблица 4. Океаны
Океан	Площадь поверхности зеркала, млн. км²	Средняя глубина, м	Наибольшая глубина, м
Тихий	178,68	3976	10920
Атлантический	91,66	3597	8742
Индийский	76,17	3711	7729
Северный Ледовитый	14,75	1225	5527

Землю изучают различные науки, основные из них – геодезия и астрономия, география, геология, геофизика, геохимия, биология, экология и др.

Земля как планета[править | править код]

Основной источник раздела: Большая российская энциклопедия^[2]

Земля обращается вокруг Солнца вместе с единственным естественным спутником — Луной. Отношение массы Луны к массе Земли составляет около 1 : 81,5 и является наибольшим среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, что делает систему Земля — Луна уникальной. Оба тела обращаются вокруг центра масс системы (отстоящего от центра Земли примерно на 4700 км), который, в свою очередь, движется вокруг Солнца по эллиптической орбите, близкой к круговой. Орбита центра масс является возмущённой вследствие притяжения планет Солнечной системы (см. Возмущения орбит небесных тел). В результате движение центра тяжести системы Земля — Луна отличается от кеплеровского движения, однако это отличие невелико (не более 0,8′′ по эклиптической широте и не более 40′′ по эклиптической долготе). Плоскость, перпендикулярная вектору орбитального углового момента системы Земля — Луна, называется плоскостью эклиптики.

Из-за эллиптичности орбиты Земли расстояние между Землей и Солнцем в течение года меняется от 147,100 млн. км (в перигелии) до 152,100 млн. км (в афелии). Среднее расстояние от Земли до Солнца называется астрономической единицей и принимается за единицу измерения расстояний в пределах Солнечной системы. Средняя скорость движения Земли по орбите составляет 29,7859 км/с, изменяясь от 30,27 км/с (в перигелии) до 29,27 км/с (в афелии). Период обращения Земли, соответствующий промежутку времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называется тропическим годом и лежит в основе современного календаря. Продолжительность тропического года равна 365,2422 средних солнечных суток.

Плоскость эклиптики наклонена в современную эпоху под углом 1,6° к так называемой неизменяемой плоскости Лапласа, перпендикулярной вектору момента количества движения всей Солнечной системы. Под действием притяжения других 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°. В современную эпоху эксцентриситет земной орбиты равен 0,0167 и убывает на 4·10^–7 в год. Орбитальное движение Земли происходит против часовой стрелки, если смотреть на Землю с северного полюса эклиптики. Осн. орбитальные характеристики Земли приведены в табл. 5.

Таблица 5. Орбитальные характеристики Земли
Перигелий	147,100 млн. км
Афелий	152,100 млн. км
Средняя орбитальная скорость	29,7859 км/с
Эксцентриситет орбиты (t - время, измеряемое в столетиях от 2000)*	0,0167086342-0,0004203654 t
Наклонение орбиты*	469,97289" t
* Simon J. L а. о. Numerical expression for precession formulae and mean elements for the Moon and the planets // Astronomy and Astrophysics. 1994. Vol. 282. P. 663-683.

Земля в составе Солнечной системы участвует также в движении вокруг центра Галактики; период галактического обращения составляет около 200 млн. лет, средняя скорость движения 250 км/с. Относительно ближайших звёзд Солнечная система движется со скоростью около 19,5 км/с в направлении созвездия Геркулеса.

Ось вращения Земли наклонена к плоскости эклиптики под углом 23°26′21,448′′ (на 12 ч 1.1.2000); в современную эпоху этот угол уменьшается на 46,84024′′ в столетие. При движении Земли по орбите вокруг Солнца в течение года ось её вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года на планете. Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси Земли, что может быть одной из причин многовековых изменений климата.

Вращение Земли вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности, определяет периодичность многих природных процессов. Период вращения Земли (сутки) — одна из основных единиц счёта времени.

Течения в атмосфере, океанах и жидком ядре Земли, воздействие на планету Луны и Солнца и другие причины приводят к тому, что вращение Земли неравномерно; наблюдаются как вариации скорости вращения, так и смещение оси вращения в теле Земли (так называемое движение полюсов). В движении полюсов выделяют вековую и периодическую компоненты. Вековое движение Северного полюса происходит со скоростью 3,3 мс дуги в год примерно вдоль меридиана 75,7° з. д. и объясняется, согласно современным теориям, снятием ледовой нагрузки на кору З. в Сев. полушарии после последнего оледенения и изменением тензора инерции Земли. Накладывающаяся на вековое движение периодическая компонента приводит к тому, что движение полюса выглядит как сворачивающаяся и разворачивающаяся спираль (с периодом около 6 лет), центр которой смещается в направлении 75,7° з. д. Максимальный размер спирали не превышает 15 м.

Наблюдается также вековое замедление скорости вращения Земли, в результате которого продолжительность суток увеличивается примерно на 2 мс за 100 лет. Причиной этого является приливное трение в системе Земля — Луна (см. Приливы и отливы). Приливное трение приводит к потере энергии системой Земля — Луна и передаче момента количества движения от Земли к Луне; вращение Земли замедляется, а Луна удаляется от Земли примерно на 3 см в год.

Результатом приливного воздействия Луны и Солнца является и движение в пространстве вектора мгновенной угловой скорости Земли. Это явление называется лунно-солнечной прецессией. Причиной прецессии оси вращения Земли является притяжение экваториального избытка массы Земли Луной и Солнцем. Силы притяжения стремятся совместить плоскость экватора Земли с плоскостью её орбиты, однако из-за вращения планеты этого не происходит. В результате ориентация оси вращения изменяется: она описывает в пространстве конус со средней скоростью 50,3′′ в год, причём угол между осью вращения Земли и осью конуса составляет около 23,5°. Период прецессионного движения около 26 тыс. лет. Прецессия меняет со временем вид звёздного неба. Ныне Северный полюс мира находится близко к Полярной звезде, однако примерно через 8 тысяч лет «полярной» будет звезда α Цефея, через 13,5 тыс. лет — Вега (α Лиры).

Кроме медленного прецессионного движения ось вращения Земли испытывает и периодические колебания — нутацию. Основные нутационные гармоники имеют периоды, равные 13,7 суток, 27,6 суток, 6 месяцев, 1 году, 18,6 года. Максимальную амплитуду (примерно 9′′) имеет последняя гармоника. В результате нутационного движения ось вращения описывает сложные петли в пространстве. Из-за нутации меняется угол между экватором и эклиптикой, а также движется в пространстве линия пересечения экватора и эклиптики. Так как координаты небесных тел отсчитываются от Северного полюса мира, то прецессия и нутация приводят к смещению координатной сетки на небесной сфере.

Прецессия и нутация зависят от формы Земли, её внутреннего строения, наклона оси вращения Земли к плоскости орбиты, расположения Луны, Солнца, планет и многих других причин. Следовательно, чтобы построить теорию прецессии — нутации, необходимо знать точные координаты и скорости Солнца, Луны и планет, а также внутреннее строение Земли. Современная теория прецессии — нутации является очень точной: можно предсказывать положение оси вращения Земли в пространстве с ошибкой менее 0,2 мс дуги (такой угол на поверхности Земли. соответствует 1 см). При разработке этой теории неизвестные величины некоторых параметров, характеризующих строение Земли, были подобраны так, чтобы нутационные углы наилучшим образом согласовывались с наблюдениями. Таким образом были получены оценки вязкости жидкого ядра, скорости вращения твёрдого ядра, величины электромагнитных сил, генерируемых в ядре. Было доказано также, что для согласования теории нутации с наблюдениями необходимо несколько изменить модель внутреннего строения Земли: дополнительно сжать жидкое ядро с полюсов, чтобы увеличить экваториальный радиус границы ядро — мантия примерно на 500 м.

Из-за вращения Земли сплюснута у полюсов, кроме того, высоты точек, расположенных в материковых областях, изменяются в пределах нескольких километров над уровнем моря. За форму Земли приближённо принимают геоид (фигуру, соответствующую поверхности океана, продолженной под материками). Для решения ряда задач геоид аппроксимируют средним земным эллипсоидом со сжатием около 1 : 298 (соотношение осей 1 : 0,9966). Он хорошо аппроксимирует геоид в среднем, но на отдельных участках поверхности отличие эллипсоида от геоида может быть очень большим. Поэтому с помощью геодезических методов для разных участков земной поверхности построены местные референц-эллипсоиды.

Для решения задач астрономии, геодезии и навигации необходимо определить систему координат, связанную с Землей. Такой системой является, например, Международная земная система отсчёта (International Terrestrial Reference System, ITRS) — геоцентрическая система с началом в центре масс Земли, вращающаяся вместе с Землей. Её реализацией является Международная опорная земная система отсчёта (International Terrestrial Reference Frame, ITRF). С начала 21 века при всех астрометрических и геодезических работах рекомендуется использовать опорную земную систему отсчёта ITRF2000, которая задаётся координатами и скоростями более чем 800 точек, жёстко связанных с корой Земли и расположенных примерно в 500 пунктах. Ориентация осей системы ITRF2000 и её стабильность во времени обеспечивается соответствующим выбором реперных точек.

Твердая земля[править | править код]

Строение твердой земли[править | править код]

Характерной чертой строения Земли является её высокая степень сферичности — следствие действия гравитационных сил и гравитационной дифференциации вещества. О вещественном составе, строении и свойствах твёрдой Земли имеются преимущественные предположения, так как непосредственному наблюдению доступен только тонкий слой у поверхности. Косвенные данные, главным образом геофизические, указывают на то, что Земля состоит из нескольких ярко выраженных оболочек, разделённых границами, форма которых близка к сферической. Поэтому сферически-симметричная модель Земля является основной, базовой. Отклонения формы и свойств Земли от этой базовой модели сравнительно невелики, но именно они содержат важную информацию о строении и происходящих в теле Земли геодинамических процессах.

Выделяют основные оболочки твёрдой Земли, различающиеся физическими свойствами, химическим и минералогическим составом: земная кора, ниже — слои мантии Земли и ядро Земли. В геофизике приняты следующие буквенные обозначения этих слоёв: A — земная кора, B, C и D — слои мантии, E — внешнее ядро Земли. Внутреннее ядро (субъядро) обозначается G. (См. Схему внутреннего строения и динамики твёрдой Земли в разделе Внутренняя динамика Земли.)

Анатолий Глянцев Геофизики нашли на границе ядра и мантии Земли гигантские резервуары кислород. ВЕСТИ.НАУКА 23.11.2017.

Земная кора[править | править код]

Земная кора — самый неоднородный и имеющий наиболее сложное строение слой, составляющий около 1% от объёма Земли. Вещественный состав и строение земной коры под континентами и океанами существенно различаются. Континентальная кора имеет среднюю мощность (толщину) 35–40 км; в ней выделяют три слоя: верхний (осадочный), средний («гранитный») и нижний («базальтовый»), отделённый от среднего так называемой границей Конрада. Условные названия «базальтовый» и «гранитный» объясняются тем, что скорости сейсмических волн в этих слоях соответствуют скоростям в граните и базальте. Граница Конрада выражена не всегда чётко, часто переход от одного слоя к другому происходит постепенно. Совокупность «гранитного» и «базальтового» слоёв нередко называют консолидированной корой, которая сложена метаморфическими и интрузивными породами. В «гранитном» слое степень метаморфизма горных пород ниже, чем в «базальтовом», а в составе интрузивных образований преобладают гранитоиды. Породы нижнего слоя консолидированной коры, вероятно, имеют более основной состав. Мощность океанической коры сравнительно небольшая (в среднем 5–7 км); в ней выделяют три слоя: осадочный и два слоя (ранее называвшиеся «базальтовым» слоем), состоящие из магматических горных пород основного и отчасти ультраосновного состава.

Земная кора отделяется от мантии границей Мохоровичича (М). При переходе от коры к мантии скорость сейсмических волн скачком возрастает примерно от 7,5 км/с до 8,2 км/с.

Мантия Земли[править | править код]

Мантия Земли лежит ниже земной коры до глубины 2980 км и охватывает большую часть объёма Земли (около 84%). В ней выделяют слои B, C, D (последний делят на D′ и D′′).

Слой B (верхняя мантия) сложен породами ультраосновного состава — перидотитами, состоящими в основном из оливина и пироксенов. В нём есть область, где температура близка к температуре плавления пород. Здесь расположен слой пониженной вязкости вещества, называемый астеносферой, верхняя граница которого проходит на глубине 50–100 км и более от поверхности Земли. Наличие астеносферы обусловливает эндогенные процессы в земной коре (магматизм, метаморфизм); ей принадлежит ведущая роль в тектонических движениях расположенных выше жёстких блоков. Скорости сейсмических волн в астеносфере понижены.

Слои, лежащие выше астеносферы и включающие земную кору и самую верхнюю, жёсткую, часть мантии, называются литосферой. Её толщина и плотность связаны с рельефом поверхности Земли. В высокогорных областях плотность литосферы меньше, а толщина её больше, чем в низменных. Литосфера, имея меньшую плотность, чем астеносфера, как бы плавает в размягчённой астеносфере. По одной из гипотез, рельеф её нижней границы зеркальным образом отображает рельеф внешней поверхности (см. Изостазия). Согласно другой гипотезе, нижняя граница литосферы лежит на постоянной глубине — около 100 км. Истинная картина, вероятно, представляет собой нечто среднее между этими двумя крайними предположениями.

Слой C (средняя мантия) расположен в интервале глубин 410–1000 км и характеризуется быстрым ростом скоростей продольных и поперечных волн как с глубиной, так и по латерали (поверхности равного удаления от центра Земли), что связано с фазовыми переходами минералов в более плотные и жёсткие модификации. Нижняя граница слоя C не везде чётко выражена. На глубине 660–670 км выделяют границу фазового перехода минерала оливина, на которой происходят важные геодинамические процессы (см. Геодинамика).

Слой D (нижняя мантия) простирается до глубины 2980 км. Его верхняя часть, по мнению большинства исследователей, имеет перовскит-магнезиовюститовый состав. Учёные предполагают, что нижняя часть нижней мантии сохранила состав, отвечающий исходному веществу, из которого образовалась Земля. По мере приближения к ядру скорость упругих волн сравнительно плавно растёт, что свидетельствует об однородном составе вещества и увеличении модуля упругости среды за счёт роста давления с глубиной. Около границы мантии и ядра Земли скорости волн перестают увеличиваться, однако разброс их значений достаточно велик, что объясняется процессами взаимодействия между ядром и мантией. Область на границе между ядром и мантией обычно выделяют в особый переходный слой мощностью 200–300 км и обозначают D′′; вышележащий слой обозначают D′. Переходный слой обладает пониженной вязкостью и повышенной латеральной неоднородностью. Этот слой играет важную роль в процессах внутренней динамики Земли.

Ядро Земли[править | править код]

Ядро Земли включает два слоя, существенно различающихся по физическим свойствам, и составляет около 15% её объёма.

Слой Е (внешнее ядро) занимает интервал глубин 2980–5150 км. Внешнее ядро — жидкая оболочка Земли, где скорости поперечных сейсмических волн падают до нуля. Резко уменьшается также скорость продольных сейсмических волн от 13,6 км/с на верхней границе до 8,3 км/с на нижней границе. При переходе от мантии к ядру резко возрастает плотность среды (от 5600 кг/м³ до 10000 кг/м³). Такой характер изменений параметров соответствует составу ядра: железо с примесью никеля и лёгких химических элементов (серы, кремния, кислорода). Вследствие движения жидкого ядра вокруг оси вращения Земли в нём возникают токи, генерирующие главное магнитное поле Земли.

Субъядро G (внутреннее твёрдое ядро) расположено ниже слоя E, вплоть до центра Земли. В нём скорость продольных сейсмических волн составляет около 11,2 км/с и почти не изменяется, так как в этом интервале глубин давление остаётся почти постоянным. Незначительное возрастание скорости, соответствующее возрастанию давления при движении к центру Земли, происходит плавно. Предполагается, что в переходной зоне между внешним и внутренним ядром скорости сейсмических волн возрастают, что обусловлено переходом вещества от расплавленного состояния к кристаллическому.

В конце 20 века было установлено, что угловая скорость вращения внутреннего ядра на 1–2% выше, чем скорость внешних твёрдых слоёв Земли, что объясняют проскальзыванием мантии относительно жидкого и твёрдого ядра, а также характерной меридиональной анизотропией скоростей внутреннего ядра. Трение на границе мантии и внешнего ядра так же, как и на границе внешнего и внутреннего ядра, может являться одним из источников внутреннего тепла Земли. Предполагают, что происходит рост внутреннего ядра за счёт внешнего.

Неоднородности внутреннего строения Земли проявляются в положительных и отрицательных аномалиях скоростей распространения продольных сейсмических волн в недрах твёрдой Земли (до границы мантии и ядра). Эти аномалии могут быть интерпретированы в рамках теорий тектоники плит и тектоники плюмов: положительные — как погружающиеся пластины океанической литосферы (слэбы) в зонах субдукции, отрицательные — как мантийные плюмы. Выделяют от 10 до 100 плюмов, которые связывают с конвекционными процессами в нижней мантии.

Сейсмическая томография даёт картину, в которой контраст латеральных неоднородностей достигает 3–6% в слоях A, B, C и 1–3% в слое D. Качество исходных данных о внешнем и внутреннем ядре Земли не позволяет пока получить изображения достаточной степени чёткости. В перспективе ближайших десятилетий ожидается существенное улучшение возможностей сейсмических исследований строения Земли благодаря использованию мощных невзрывных сейсмических источников и вибраторов.

О составе и химических процессах в недрах Земли см. статью Геохимия (раздел Геохимия твёрдой Земли).

В ядре Земли нашли железный снег — ВЕСТИ.НАУКА 23.12.2019.
Ася Горина Сердце нашей планеты оказалось "двухкамерным" — ВЕСТИ.НАУКА 10.02.2015.

Формирование ядра Земли[править | править код]

Источник раздела: Уникальные находки рассказали, когда затвердело ядро Земли^[4]

В 1936 году геофизики выяснили, что ядро Земли состоит из двух частей: внутреннего твёрдого ядра и внешнего жидкого. И уже тогда было понятно, что такой ситуация была не всегда: некогда всё ядро планеты было жидким.

Постепенно оно остывало, и, когда температура стала относительно низкой, внутренняя часть ядра затвердела под действием чудовищного давления.

Время, когда это произошло, зависит от того, как быстро остывало ядро, и об этом учёные спорили 80 лет.

Крайние варианты датировки отличаются друг от друга в пять раз: от отметки 2,5 миллиарда лет назад, когда в атмосфере только появились первые следы кислорода, до 500 миллионов лет назад, когда планету уже населяли макроскопические животные.

Вопрос о возрасте твёрдого ядра совсем не праздный: именно благодаря ядру генерируется магнитное поле, защищающее всё живое от губительной космической радиации; характеристики геомагнитного щита прямо зависят от устройства "сердца планеты".

Кроме того, свойства ядра влияют на движение вертикальных потоков вещества в мантии, а именно этот процесс порождает всю геологическую активность Земли: движение материков, извержения вулканов, землетрясения и так далее.

В 2019 году команда американских геофизиков опубликовала в журнале Nature Geoscience научную статью, в которой описаны важные аргументы в пользу "молодого" твёрдого ядра.

На востоке Канады были найдены кристаллы плагиоклаза и клинопироксена, датировка которых показала, что им около 565 миллионов лет. В них обнаружились крошечные металлические включения, фактически представляющие собой магнитные стрелки. По их расположению авторы вычислили характеристики магнитного поля Земли в момент образования кристаллов. Это уникальная информация, поскольку палеомагнитных данных об этом периоде практически нет.

Выяснилось, что в те времена геомагнитное поле было в десять раз слабее нынешнего. Это рекорд: ещё никогда палеомагнитные записи не фиксировали такого ослабления магнитного щита. А ещё его геометрия сильно отличалась от нынешней картины с двумя магнитными полюсами, лежащими сравнительно недалеко от географических.

Подобная картина должна наблюдаться во время смены магнитных полюсов. Однако, согласно существующим моделям, такой процесс не должен занимать более пяти тысячелетий. Вместе с тем анализ кристаллов показал, что Земля имела слабое и рассеянное магнитное поле не менее 75 тысяч лет подряд.

Проделав расчёты, авторы пришли к выводу, что 565 миллионов лет назад ядро Земли всё ещё было полностью жидким. Этим и объясняются странные характеристики магнитного поля.

Более того, по мнению исследователей, поле этого жидкого ядра ослабевало со временем. Найденные кристаллы образовались, когда оно было уже, так сказать, на последнем издыхании. Если бы внутреннее ядро не затвердело вовремя, создав мощный геомагнитный щит, Земля осталась бы беззащитной перед потоком космического излучения.

Физические характеристики твёрдой Земли[править | править код]

При движении к центру планеты изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и температуры Земли. Средняя плотность земной коры 2800 кг/м³. Средняя плотность осадочного слоя земной коры 2400–2500 кг/м³, «гранитного» слоя 2700 кг/м³, «базальтового» слоя 2900 кг/м³. На границе земной коры и мантии плотность увеличивается скачком до значений 3100–3500 кг/м³. Далее она плавно растёт, достигая в нижней части астеносферы 3600 кг/м³, а у границы ядра 5600 кг/м³. При переходе к ядру плотность скачком поднимается до 10000 кг/м³, а далее плавно возрастает до 12500 кг/м³ в центре Земли.

Ускорение силы тяжести в Земле до глубины 2500 км изменяется мало, отклоняясь от значения 10 м/с² менее чем на 2%. На границе ядра оно равно 10,7 м/с² и далее плавно убывает до нуля в центре Земли. По данным о плотности и ускорении силы тяжести рассчитывают давление, которое непрерывно растёт с глубиной. У подошвы материковой коры оно близко к 1 ГПа, у подошвы слоя В составляет около 1,4 ГПа, слоя С – около 35 ГПа, на границе ядра – около 136 ГПа, в центре Земли – около 361 ГПа (около 3,6 млн. атмосфер).

Температура твёрдой Земли повышается с глубиной. Непосредственное измерение температуры возможно только до глубин, достигаемых бурением (12,26 км на начало 21 века). Распределение температуры с глубиной определяют на основе различных оценок и расчётов (см. Геотермия). Температура на глубине 100 км оценивается в 1400–1700 К, на границе мантии с ядром (3–4)·10³ К, в центре Земли (5–6)·10³ К. Разброс оценок на глубинах мантии и ядра превышает 1000 К, то есть ± 30%, в то время как температура литосферы может быть оценена с точностью ±10%.

По плотности и скорости сейсмических волн вычисляют величины, характеризующие упругие свойства вещества Земли. Вязкость материала мантии выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³ Па·с; вязкость астеносферы сильно понижена (10¹⁹–10²¹ Па·с). 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.

Электропроводность верхней части слоя B очень низка (порядка 10^–2 Ом^–1·м^–1); в астеносфере она повышена, что связывают с ростом температуры. Электропроводность ядра Земли очень высока – это указывает на металлические свойства его вещества.

Внутренняя динамика Земли[править | править код]

Земля является динамически активной, «живой» планетой, о чём свидетельствуют землетрясения, вулканические извержения, медленные поднятия и опускания берегов континентов относительно уровня океана, горизонтальные смещения отдельных блоков литосферы.

Схема внутреннего строения и динамики твёрдой Земли (А – земная кора и литосферная мантия; стрелками показано направление переноса вещества): 1 – континентальная литосфера; 2 – океаническая литосфера; 3 – плюм исландского типа; 4 – плюм гавайского типа.

В верхних оболочках твёрдой Земли – литосфере и астеносфере – протекают процессы, обусловленные действием тектоники плит и тектоники плюмов. Литосфера разделена разломами на относительно монолитные литосферные плиты. На современном этапе развития Земли выделяются 7 (по мнению некоторых исследователей, 8) крупных плит (Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Евразийская, Индо-Австралийская, Тихоокеанская, Антарктическая) и ряд малых плит (Наска, Кокос, Карибская, Аравийская, Филиппинская и др.), которые непрерывно смещаются относительно друг друга в горизонтальном (отчасти в вертикальном) направлении. Различают три рода таких смещений и соответствующие им границы литосферных плит: 1) расхождение (раздвиг) плит происходит на дивергентных границах; 2) схождение плит – на конвергентных границах; 3) горизонтальное скольжение плит относительно друг друга вдоль зон вертикальных трансформных разломов – на трансформных границах. Границы литосферных плит маркируются линейными зонами сейсмической активности и вулканизма. На дивергентных границах плит возникают срединно-океанические хребты с осевыми рифтами или горстами, в которых базальтовая магма поднимается к поверхности и застывает, образуя океаническую кору (например, Аравийско-Индийский хребет, Австрало-Антарктическое поднятие). За счёт продолжающегося раздвига плит океаническое дно разрастается – происходит спрединг. Новообразованная океаническая кора намагничивается в магнитном поле Земли, периодически меняющем полярность (через интервалы времени от десятков тысяч лет до десятков миллионов лет), вследствие чего образуется характерный для ложа океанов «полосовой» рисунок магнитных аномалий. На конвергентных границах плит протекает субдукция (поддвиг) океанической литосферы под континенты или островные дуги либо коллизия (столкновение) двух континентальных плит. Субдукция литосферных плит происходит вдоль наклонённых под континенты или островные дуги поверхностей скалывания, маркируемых на поверхности глубоководными желобами (например, Курило-Камчатский, Перуанский, Чилийский желоба). Зоны субдукции одновременно являются сейсмофокальными зонами, так как вдоль них локализуются очаги землетрясений. Нижние слои океанической литосферы в зонах субдукции погружаются в мантию Земли, а её верхний – осадочный – слой частично сдирается, деформируется и наращивает край континента или островной дуги, образуя аккреционную призму (например, в Зондской зоне субдукции). Поглощённая литосфера, достигнув глубины 80–100 км, теряет воду и другие летучие компоненты, которые поднимаются в вышележащую мантию и вызывают её плавление. Возникшие магматические очаги «питают» вулканы островных дуг (например, Командорско-Алеутская дуга) и окраинно-континентальных вулканоплутонических поясов (например, Андский пояс) или застывают в виде интрузий – плутонов, преимущественно гранитных. Вмещающие породы при этом испытывают метаморфизм. Процессы гранитизации и метаморфизма порождают континентальную кору. Субдукция приводит к сокращению пространства, занимаемого океаническими бассейнами, и заканчивается их исчезновением и коллизией ограничивающих эти бассейны континентов. Компенсируя спрединг, субдукция обеспечивает постоянство (возможно, только относительное) объёма и радиуса Земли. В процессе коллизии отложения континентальных окраин сминаются в складки, на них надвигается материал островных дуг и окраинных морей (задуговых бассейнов). Образуются складчато-надвигово-покровные горные сооружения – орогены (например, Кордильеры).

Механизм перемещения литосферных плит связан с мантийной конвекцией (основным способом тепломассопереноса в недрах Земли), которая вызывает течение вещества мантии, в частности в пределах астеносферы. Под осями спрединга действуют восходящие и расходящиеся ветви конвективных ячей, под зонами субдукции – нисходящие, а в промежутке – горизонтальные. Дополнительными силами, способствующими перемещению плит, являются затягивание океанической литосферы в зоны субдукции под их весом вследствие увеличения плотности с глубиной и расталкивание этой литосферы в зонах спрединга поступающими порциями магмы. Процессы тектоники плит определяют развитие земной коры и литосферы в целом. Деформации, проявляющиеся внутри литосферных плит, возникают главным образом под отдалённым воздействием напряжений, накапливающихся на границах плит. Внутриплитный магматизм связан с действием мантийных плюмов (струй) – восходящих потоков разогретого мантийного материала, которые «прошивают» движущиеся литосферные плиты, оставляя на них след в виде цепи вулканов (например, Гавайский хребет) и/или расположенных в линию интрузивных массивов.

Более глубоко лежащие оболочки твёрдой Земли также динамически активны. Пластины океанической литосферы (слэбы) погружаются от глубоководных желобов до глубины 660–670 км. Эта граница является предельной для распространения очагов (гипоцентров) землетрясений. Некоторые слэбы, по данным сейсмической томографии, прослеживаются до подошвы нижней мантии Земли. Другие не пересекают границу на глубине 660–670 км; достигнув этого уровня, выполаживаются и принимают почти горизонтальное положение. Эта же граница служит полупроницаемым барьером для поднимающихся из мантийных глубин плюмов. Следующая группа слэбов образует скопления субдуцируемого материала ниже границы 660–670 км. Предполагают, что скапливающийся материал периодически лавинообразно обрушивается вниз и достигает переходного слоя между мантией и ядром – D′′. В слое D′′, являющемся «могильником» слэбов, возможно, локализуются «корни» плюмов, вернее, суперплюмов, существование которых допускают под южной частью Африки и под Полинезией в Тихом океане.

Относительно характера мантийной конвекции нет единого мнения. Большинство учёных считают, что конвекция охватывает всю мантию Земли (является общемантийной). Некоторые исследователи полагают, что конвекция двухъярусна и протекает раздельно выше и ниже границы на глубине 660–670 км, которая рассматривается ими как непреодолимый или труднопреодолимый барьер для тепло- и особенно массообмена между нижней и верхней частями мантии. Наиболее перспективно представление о том, что на протяжении геологической истории Земли происходила периодическая смена двухъярусной конвекции общемантийной и эта смена была взаимосвязана с циклами формирования и распада суперконтинентов.

На процессы внутренней динамики оказывают влияние: солнечно-лунные приливы (например, выявлена зависимость частоты возникновения землетрясений от лунных приливов в твёрдой Земли); метеоритно-кометно-астероидные бомбардировки, с которыми, возможно, связана цикличность развития планеты; силы, создаваемые осевым вращением Земли (ими обусловлен западный и меридиональный дрейф континентов); периодические изменения скорости вращения Земли и параметров её орбиты, порождающие напряжения и вызывающие деформации литосферы. Процессы внутренней динамики Земли активно взаимодействуют с процессами, протекающими вблизи и на поверхности планеты, – морской, потоковой, ледниковой, озёрной, эоловой эрозией и аккумуляцией, карстовыми, гравитационными процессами, процессами в криолитозоне, выветриванием. Главную роль в формировании рельефа Земли принадлежит эндогенным (внутренним) процессам.

Тектонические структуры[править | править код]

Главными структурными элементами земной коры и литосферы являются континенты и океаны. Они различаются составом, толщиной, возрастом и другие характеристиками земной коры и связаны переходными зонами.

Континенты[править | править код]

Континенты характеризуются мощной корой – в среднем 35–40 км и литосферой – до 200–300 км и более. В составе коры, особенно в верхней её части, существенную роль играют породы с повышенным содержанием кремнезёма – граниты и гнейсы. Возраст пород континентальной коры достигает 4,0 млрд. лет. В строении континентов выделяют два главных типа структурных элементов – древние платформы (кратоны) и подвижные (складчатые, или орогенные) пояса (см. Тектоническую карту). Древние платформы, как правило, занимают внутренние области континентов, а подвижные пояса расположены по их периферии. В пределах континентов имеются впадины внутренних морей, из которых наиболее глубокие (впадины Средиземного, Чёрного, Каспийского морей) подстилаются корой океанических или переходного (субокеанического) типа.

Древние платформы обладают земной корой выдержанной толщины (в ср. 35–40 км), возраст которой докембрийский, большая часть платформ – допозднерифейский (по международной стратиграфической шкале – допозднепротерозойский, более 1 млрд. лет). Древние платформы Земли: северного ряда – Восточно-Европейская платформа, Сибирская платформа, Северо-Американская и гипотетическая Гиперборейская платформы; южного (гондванского) ряда – Южно-Американская, Африканская, Индостанская, Австралийская, Антарктическая платформы; а также Китайско-Корейская платформа и Южно-Китайская платформа. В их строении выделяют кристаллический фундамент и осадочный (платформенный) чехол. Кристаллический фундамент в основном состоит из пород, испытавших интенсивные деформации и региональный метаморфизм амфиболитовой и гранулитовой ступеней. В составе платформенного чехла преобладают континентальные и мелководно-морские песчано-глинистые, карбонатные и эвапоритовые отложения, в ряде районов включающие щелочные базальты или покровы платобазальтов (траппов) с силлами и дайками долеритов и габбро-диабазов. Накопление платформенного чехла на кратонах локально началось ещё в конце архея (Южная Африка, Западная Австралия), продолжилось в протерозое и в фанерозое. Наибольшим распространением пользуется фанерозойский чехол, формированию которого на платформах северного ряда предшествовало образование континентальных рифтов, позднее «погребённых» под осадочным чехлом (авлакогены; например, Пачелмский на Восточно-Европейской платформе). В строении древних платформ выделяют структурные элементы более низкого ранга – щиты (области выхода фундамента на поверхность) и плиты (области с осадочным чехлом). Например, на Восточно-Европейской платформе выделяют Балтийский щит и Русскую плиту. Структурные элементы плит – крупные поднятия (антеклизы; например, Волго-Уральская, Воронежская на Русской плите) и впадины (синеклизы; например, Московская, Мезенская, Прикаспийская).

На древних платформах в кристаллическом фундаменте сконцентрированы осадочно-метаморфогенные месторождения руд железа, марганца; эндогенные месторождения руд цветных, редких и благородных металлов, а также месторождения слюды, керамического сырья и др. Платформенный чехол вмещает месторождения нефти, природного горючего газа, каменного и бурого угля, горючих сланцев, торфа, осадочных руд железа, марганца, меди, бокситов, фосфоритов, каменной и калийных солей, различных природных строительных материалов. C породами эпох тектономагматической активизации платформ связаны эндогенные месторождения руд железа, титана, ванадия, хрома, металлов платиновой группы, цветных, редких и благородных металлов, а также апатита, нефелина, алмазов.

Подвижные пояса разделяют и обрамляют древние платформы. Толщина земной коры, возраст которой не древнее 1 млрд. лет, в их пределах сильно изменчива. Главные подвижные пояса планеты – Урало-Охотский подвижный пояс (Урало-Монгольский), Северо-Атлантический подвижный пояс, Альпийско-Гималайский подвижный пояс (частично наследует Средиземноморский), Тихоокеанский (Циркумтихоокеанский) пояс, который обычно разделяют на Западно-Тихоокеанский подвижный пояс и Восточно-Тихоокеанский подвижный пояс (Кордильерский). В областях, где складчатые структуры поясов выходят на поверхность, выделяют разновозрастные складчатые системы, разделённые крупными массивами докембрийской континентальной коры (в прошлом – микроконтинентами в океанах) или межгорными прогибами. Несколько складчатых систем иногда объединяют по структурному и/или геоисторичекому признаку в складчатые области (например, Верхояно-Чукотская складчатая область Западно-Тихоокеанского пояса, Алтае-Саянская складчатая область Урало-Охотского пояса). Складчатые образования подвижных поясов частично перекрыты палеозойско-мезозойско-кайнозойскими осадочными чехлами молодых платформ. Большая часть поясов, кроме Тихоокеанского, относится к межконтинентальному типу; они в основном возникли на месте океанов, раскрывшихся в позднем рифее (позднем протерозое по междунаролдной стратиграфической шкале, позднее 1 млрд. лет назад) при распаде суперконтинента Родиния [Альпийско-Гималайский пояс – на месте океана Неотетис (см. в статье Тетис), образовавшегося в юре при деструкции Пангеи]. Межконтинентальные пояса завершили своё развитие (кроме Альпийско-Гималайского пояса) полным поглощением океанической коры и коллизией ограничивающих их континентов, поэтому их также называют коллизионными. Тихоокеанский пояс, являющийся окраинно-континентальным, зародился на границе распадавшейся Родинии с Прапацификом (предшественником Тихого океана); его развитие было связано с субдукцией (поддвигом) коры Прапацифика, а затем Тихого океана под смежные континентальные блоки. Пояс формировался в ходе тектонической аккреции (присоединения) микроконтинентов и островных дуг к краю континентов и ещё не закончил своё развитие; его также называют субдукционным или аккреционным.

Складчатые системы в составе подвижных поясов обычно отделены от древних платформ передовыми (краевыми, предгорными) прогибами (например, Предуральский, Предальпийский, Предаппалачский). Передовые прогибы, а также разделяющие соседние системы межгорные прогибы заполнены продуктами денудации горно-складчатых поясов – молассами, возраст которых соответствует времени горообразования (орогенеза). В поперечном сечении складчатых систем выделяются внешние и внутренние зоны. В окраинно-континентальных подвижных поясах внешние зоны и передовые прогибы развиты лишь на континентальной стороне складчатых систем, а в межконтинентальных – присутствуют с обеих сторон. Внешние зоны, как и передовые прогибы, образуются на месте бывших пассивных континентальных окраин – внешнего шельфа, континентального склона и подножия, карбонатные и терригенные отложения которых испытывают складчато-надвиговые деформации и смещаются в направлении платформ обычно со срывом с континентального фундамента. Поверх них нередко наблюдаются синформы тектонических покровов, перемещённых из внутренних зон складчатых систем и сложенных, в частности, офиолитами (например, на западном склоне Урала). В тыловой части внешних зон местами наблюдаются поднятия вовлечённого в деформации фундамента (например, Внешние Кристаллические массивы Альп, Высокие Гималаи). Внутренние зоны (например, внутренняя зона Кордильер) формируются преимущественно на месте активных зон перехода океан – континент и, как правило, состоят из «мозаики» террейнов – разнородных палеоструктурных элементов древних океанов. В их строении участвуют: офиолиты (древняя океаническая кора), островодужные вулканиты, флиш задуговых бассейнов, аккреционных призм и глубоководных желобов; щелочные базальты подводных вулканов, вулканов-островов, гайотов и океанических плато; карбонатные постройки подводных поднятий, атоллов и рифовые образования, а также субдукционные и коллизионные гранитоиды. Породы обычно метаморфизованы в различной степени. Присутствуют гранитные батолиты и гранитогнейсовые купола. Структура внутренних зон сложная, напряжённая и менее упорядоченная по сравнению с внешними зонами; она осложнена продольными и поперечными сдвигами, нередко унаследованными от трансформных разломов закрывшегося океана.

Молодые платформы разделяют соответственно возрасту складчатого фундамента на эпибайкальские (например, Баренцево-Печорская платформа, Мёзийская платформа), эпикаледонские, эпигерцинские (например, Западно-Сибирская платформа, Скифская и Туранская платформы), эпикиммерийские. Некоторые молодые платформы имеют разновозрастный фундамент (например, Западно-Европейская платформа). В отличие от кратонов, фундамент молодых платформ называют складчатым, так как степень метаморфизма и складчатость слагающих его пород обычно умеренные. На молодых платформах общему погружению и началу формирования осадочного чехла, как и на древних платформах, предшествовал этап рифтогенеза. За редким исключением (например, Западно-Европейская платформа) складчатый фундамент на поверхность не выходит, поэтому молодые платформы часто именуют плитами.

B складчатых системах подвижных поясов выделяют раннюю группу эндогенных месторождений доорогенной стадии, связанную c магматизмом основного и ультраосновного состава и представленную рудами железа, титана, хрома, ванадия, металлов платиновой группы, колчеданно-полиметаллическими рудами, a также позднюю группу орогенной стадии, ассоциированную c гранитным магматизмом, для которой характерны эндогенные месторождения руд золота, серебра, меди, молибдена, олова, вольфрама, лития, тантала и др. К передовым и межгорным прогибам приурочены месторождения нефти и природного горючего газа, углей, каменной и калийных солей. В осадочном чехле молодых платформ заключены месторождения, аналогичные таковым чехла древних платформ.

Некоторые участки древних платформ и подвижных поясов, вступивших в платформенное развитие, в ходе дальнейшей эволюции оказались вовлечены в повторное горообразование с формированием поясов возрождённых гор (внутриконтинентальных орогенов; например, Центральноазиатский пояс). Толщина земной коры в областях горообразования (как первичного – коллизионного и аккреционного, так и повторного – эпиплатформенного) возрастает до 45–75 км. В пределах континентальных рифтовых систем (Байкальская рифтовая система, Восточно-Африканская рифтовая система, Западно-Европейская рифтовая система), наложенных как на древние платформы, так и на подвижные пояса, земная кора имеет сокращённую толщину (25–30 км). Интенсивная сейсмичность на континентах характерна для областей горообразования и рифтообразования.

Океаны[править | править код]

Океаны отличаются от континентов тонкой (в среднем 5–7 км) корой; толщина литосферы в их пределах не превышает 100 км (обычно значительно меньше). В составе коры отсутствуют породы кислого состава, а в осадочном чехле развиты главным образом пелагические осадки. Возраст коры не превышает 170 млн. лет, и она не испытала столь сложных деформаций и интенсивного метаморфизма, как кора континентов. Океаны в структурном отношении построены проще континентов, что связано с их более молодым возрастом.

Главные структуры океанов – срединно-океанические хребты, в совокупности образующие глобальную систему, и абиссальные равнины, расположенные между хребтами и континентальными подножиями. Для обозначения структурных элементов океанов используют геоморфологическую терминологию, что связано с соответствием их геоморфологических и тектонических форм вследствие слабой денудации и аккумуляции. На оси срединно-океанических хребтов происходит спрединг (раздвиг дна и новообразование океанической коры). Соответственно скорости спрединга хребты разделяют на быстроспрединговые (более 7 см/год; например, Восточно-Тихоокеанское поднятие), со средней скоростью спрединга (3–7 см/год; например, Австрало-Антарктическое поднятие, Южно-Тихоокеанское поднятие), медленноспрединговые (менее 3 см/год; например, Срединно-Атлантический хребет). Строение срединно-океанических хребтов осложнено осевыми рифтами, в пределах которых проявлены активная сейсмичность, вулканизм и гидротермальная деятельность. Осевые рифты отсутствуют у быстроспрединговых хребтов, у которых они замещены осевым горстом. Срединные хребты пересечены многочисленными трансформными разломами, которые делят их на сегменты, смещённые относительно друг друга. Трансформные разломы сейсмически активны только на отрезках между точками пересечения с осями спрединга. В пределах относительно асейсмичных абиссальных равнин распространены внутриокеанические поднятия – линейные «асейсмичные» хребты (например, Восточно-Индийский хребет) и изометричные или вытянутые океанические плато (например, плато Онтонг-Джава в Тихом океане), обладающие более мощной корой (до 25–30 км и более). Эти поднятия разделяют абиссальные равнины на котловины; основная их часть имеет вулканическое происхождение (например, Гавайский хребет) и образовалась над горячими точками и горячими пятнами в мантии Земли. В океанах также существуют поднятия (частично подводные), обладающие корой континентального типа; их выделяют в качестве микроконтинентов (например, Мадагаскар в Индийском океане).

B океанах установлены весьма крупные скопления железомарганцевых конкреций и корок (являются перспективным источником марганца, никеля, меди, кобальта), металлоносные осадки (содержат железо, марганец, медь, цинк, никель и др.). Выявлены сульфидные полиметаллические постройки и залежи, образующиеся на дне океанов у выходов гидротермальных источников; возможна промышленная разработка этих объектов.

Переходные зоны от континентов к океанам[править | править код]

Переходные зоны от континентов к океанам представлены континентальными окраинами – пассивными, активными и трансформными. Пассивные окраины распространены на западной и восточной периферии Африки, западных перифериях Австралии, Европы, восточные периферии Южной Америки и в других местах. Они достаточно асейсмичны и авулканичны (не повсеместно), так как находятся в пределах той же литосферной плиты, что и смежные с ними континент и океан (до ближайшего срединно-океанического хребта). Состоят из шельфа, континентального склона и подножия, в пределах которых мощность континентальной коры, испытавшей тектонотермальную переработку, постепенно уменьшается. Пассивные окраины, в пределах которых широко развиты вулканиты, излившиеся при раскрытии смежного океана, относят к вулканическим пассивным окраинам (например, северо-западная окраина Европы, юго-восточная окраина Гренландии). Активные окраины развиты на восточной и южной периферии Азии, западной периферии Северной и Южной Америки и в других районах. Они, напротив, характеризуются интенсивными сейсмичностью и вулканизмом, так как приурочены к конвергентным границам литосферных плит, где плиты сближаются и происходит субдукция (поддвиг) одной литосферной плиты под другую. Активные окраины развиваются в основном на океанической коре; кроме шельфа, континентального склона и подножия (как правило, узких), включают окраинные моря (задуговые бассейны), вулканические островные дуги и глубоководные желоба (окраины западнотихоокеанского типа) или только глубоководные желоба (окраины андского типа). С осью желобов активных окраин совпадает выход на поверхность зон субдукции и связанных с ними сейсмофокальных зон. Трансформные окраины распространены ограниченно (например, западная окраина Африки вдоль северного побережья Гвинейского залива). Для них характерен узкий шельф и крутой континентальный склон, совпадающий с зоной трансформного разлома.

В переходных зонах от континентов к океанам на шельфах континентальных окраин локализуются крупные месторождения нефти и природного горючего газа, месторождения фосфоритов. В прибрежной зоне широко распространены россыпные месторождения магнетита, ильменита, касситерита, рутила, циркона, монацита, золота, алмазов, а также строительных песков и гравия. Подробнее о полезных ископаемых, их генезисе, ресурсах см. в статье Минеральные ресурсы, а также в статьях об отдельных видах полезных ископаемых (нефть, медные руды и т. п.), бассейнах (например, Нефтегазоносный бассейн Персидского залива), месторождениях (например, Аргайл, Гавар).

Рельеф[править | править код]

Основная статья: Рельеф Земли

Общее представление об основных особенностях рельефа Земли даёт гипсографическая кривая, показывающая относительное распределение площадей земной поверхности в зависимости от высот суши и глубин моря в прямоугольных координатах. На ней отчётливо прослеживаются два уровня – материковый и океанический. Наличие двух уровней – отличительная черта рельефа Земли; на Луне, Марсе и Венере гипсографические кривые показывают существование только одного преобладающего уровня, несмотря на присутствие двух типов поверхности – «материкового» и «океанического». Самый крупный на Земле Тихий океан симметричен относительно экватора и расположен в одноименном сегменте Земли, Индийский, Атлантический океаны и все материки (кроме Антарктиды) занимают противоположный, Индо-Атлантический, сегмент. На границах этих сегментов наблюдается наиболее расчленённый надводный и подводный рельеф.

На Земле существуют вертикальные высотные и глубинные интервалы, где преобладают различные рельефообразующие процессы – уровни: вершинной поверхности гор, снеговой границы, эрозионно-аккумулятивный материковых равнин, абразионно-аккумулятивный побережий и шельфов, карбонатной компенсации, предельной бескарбонатной аккумуляции абиссальных равнин, днищ глубоководных желобов. Своеобразным «зеркальным отражением» вершинной поверхности гор является уровень днищ глубоководных желобов. На материках и в океанах экзогенные процессы подчиняются трём основным закономерностям: широтной зональности, вертикальной поясности (высотной и глубинной), циркумокеанической и циркумконтинентальной секторности.

Крупнейшие формы рельефа Земли (геотектуры) – материки, океаны, равнинно-платформенные и горные области. Они возникли главным образом в результате планетарных процессов и отражают важнейшие пространственные различия в строении земной коры. Геотектуры подразделяются на формы меньших размеров – морфоструктуры (формы рельефа, в образовании которых главную роль играют эндогенные процессы) и морфоскульптуры (относительно небольшие формы рельефа, образующиеся главным образом под воздействием экзогенных процессов). Наиболее крупными элементами суши являются равнинные и горные области (см. Физическую карту).

Географические условия[править | править код]

Носителем наиболее своеобразных и характерных особенностей Земли является её географическая оболочка – целостная оболочка Земли, охватывающая нижние слои атмосферы, верхние толщи земной коры, гидросферу, криосферу и биосферу. Все эти геосферы, проникая друг в друга и находясь в тесном взаимодействии, непрерывно обмениваются веществом и энергией. От других оболочек Земли она отличается наличием жизни, многообразием видов свободной энергии, присутствием вещества в трёх агрегатных состояниях (твёрдом, жидком и газообразном), а также возрастающим и преобразующим влиянием биосферы, антропогенными воздействиями.

Главный источник всех процессов, происходящих в географической оболочке, – энергия Солнца. Между Северным и Южным тропиками Солнце находится в зените дважды в год; продолжительность дневного времени суток на экваторе в течение всего года равна 12 ч, а между тропиками колеблется от 11 до 13 часов. В умеренных широтах между тропиками и полярными кругами Солнце не бывает в зените, его полуденная высота летом значительно больше, чем зимой, так же, как и продолжительность дневного времени суток, причём эти сезонные различия растут с приближением к полюсам. За полярными кругами Солнце летом не заходит, а зимой не восходит в течение тем большего времени, чем больше широта места. На полюсах год делится на длящиеся 6 месяцев день и ночь. Особенностями видимого движения Солнца определяется приток солнечной радиации на верхнюю границу атмосферы на различных широтах и в разные моменты и времена года (так называемый солярный климат): в тропическом поясе он имеет годовой ход с небольшой амплитудой и двумя максимумами в течение года; в умеренных поясах – летом сравнительно мало отличается от тропиков, меньшая высота солнца компенсируется увеличенной продолжительностью дня, но зимой быстро уменьшается с широтой; в арктических и антарктических поясах при длительном непрерывном дне летний приток радиации также велик – в день летнего солнцестояния на полюса поступает даже больше солнечной радиации, чем на экваторе, а в зимнее время солнечная радиация отсутствует. Неравномерное поступление и распределение солнечной радиации по шарообразной поверхности Земли приводит к глобальной пространственной дифференциации природных условий – горизонтальной (см. Географические пояса, Географическая зона) и высотной поясности.

Широтные климатически пояса оказывают столь существенное влияние на другие стороны географической оболочки, что деление природы Земли по всему комплексу признаков почти соответствует климатическим поясам, в основном совпадая с ними по числу, конфигурации и названиям.

В пределах атмосферы солнечная радиация испытывает незональные влияния, обусловленные различным содержанием водяного пара и пыли, разной облачностью и другими особенностями газового и коллоидного состояния атмосферы. Отражением этих влияний является сложное распределение величин радиации, поступающей на поверхность Земли. Незональный характер имеют распределение суши и моря, особенности орографии, морские течения и пр.

Гидросфера, или водная оболочка Земли, содержит воду во всех её агрегатных составляющих и пронизывает все геосферы планеты. Свыше 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях, около 4% заключено в подземных водах, около 2% – в составе криосферы и всего 0,013% – в поверхностных водах суши (реки, озёра, водохранилища, болота). Природные воды содержат почти все химические элементы. В океанической воде преобладают кислород, водород, хлор и натрий, в водах суши – карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) сильно колеблется в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Реки и пресные озёра, как правило, слабо минерализованы, их солёность изменяется от 50 до 1000 мг/л. Солёность морской воды колеблется от 1 до свыше 40‰ (Красное море), в среднем составляя около 35‰. Самая большая концентрация солей наблюдается в солёных озёрах (Мёртвое море до 310‰) и подземных рассолах (до 600‰). Для Мирового океана характерна активная циркуляция воды, вызываемая ветрами над океанической поверхностью, разной температурой, солёностью и плотностью водной толщи. Взаимодействие океана и атмосферы вызывает планетарную циркуляцию океанических вод, так называемый глобальный океанский конвейер, оказывающий огромное влияние на перенос тепла на земной поверхности и формирование климатов.

Значительная часть гидросферы (гидрогеосферы) находится в земной коре и в мантии Земли, однако подземные воды, наиболее активно участвующие в водообмене с окружающей средой, составляют лишь 0,7% их общих запасов. На территории суши, помимо ледников, ледниковых покровов, снежного покрова, принадлежащих к криосфере, поверхностные воды сосредоточены в озёрах, водохранилищах, болотах и реках. Больше всего воды содержат озёра – по разным оценкам, от 176 до 275 тысяч км3. Объём озёр, их площадь и положение уровня, особенно в бессточных областях, зависят от общей увлажнённости континентов. Бессточные озёра служат своеобразными индикаторами изменения климатических условий. В период роста увлажнённости континентов увеличиваются площадь и объём бессточных водоёмов, повышается их уровень, а в периоды уменьшения увлажнённости площадь бессточных озёр сокращается.

В 20 веке построены крупные водохранилища. Площадь водохранилищ превышает 400 тысяч км², а с учётом озёр, находящихся в подпоре (Байкал, Онежское, Зайсан, Виктория, Онтарио и многие другие), достигает 800 тысяч км². Искусственные водоёмы увеличивают устойчивый речной сток с суши приблизительно на 25%. Существенный объём поверхностных вод сосредоточен на заболоченных территориях. Общая площадь болот достигает почти 3 млн. км² (около 2% суши). Суммарный объём воды в болотах около 11,5 тысяч км³. Самая динамичная часть гидросферы – реки, их сток представляет интегральную характеристику водного баланса поверхности суши. Общий объём вод мировой речной сети составляет около 2120 км³, однако в течение года этот объём возобновляется в среднем около 24 раз; водные ресурсы рек около 43 тысяч км³ в год. Частью гидросферы служит и влага, находящаяся в атмосфере преимущественно в виде водяного пара, тумана и облаков, а также капель дождя и кристаллов снега. Поступающая в атмосферу влага в результате испарения с поверхности океанов и суши переносится воздушными течениями, конденсируется и снова выпадает на поверхность Земли. Её общее количество оценивается в 577 тысяч км³ в год. Влага атмосферы в результате её очень быстрого влагооборота (полная смена влаги происходит за 9–10 дней) играет важную роль в процессах, происходящих на земной поверхности.

Значительную роль в природе Земли играет криосфера, где сосредоточены большие запасы воды (в виде льда и снега) и холода. Природные льды (в том числе подземные) занимают площадь 72,4 млн. км² (14,2% поверхности Земли и около 50% поверхности суши), ледники и ледниковые покровы 16 млн. км² (11% суши), подземный лёд 32 млн. км² (21,5% суши), морской лёд 26 млн. км² (7% океана); снежный покров и льды в течение года покрывают от 53,6 до 91,2 млн. км², абсолютный максимум в конце 20 – начале 21 вв. достигал 99,2 млн. км². Подавляющую массу наземных льдов образуют ледники и ледниковые покровы (30·10¹⁵ т, почти в 5 раз больше массы жидких поверхностных вод суши), в них сосредоточено 98,2% всей массы льда Земли. Современное оледенение распространено в Антарктиде (объём 23 296 630 км³, площадь распространения 13 979 тысяч км²), Северной Америке с Гренландией (2 431 773 км³, 2076,6 тысяч км²), Европе (21 082 км³, 92,1 тысяч км²), Азии (16 260 км³, 136,8 тысяч км²), Южной Америке (12 690 км³, 32,3 тысяч км²), Океании (550 км³, 0,82 тыс. км²), Африке (<1 км³, 0,02 тыс. км²).

Высокое альбедо снежно-ледниковых поверхностей перестраивает радиационный баланс всей Земли. Среднее альбедо Земли 0,35, над ледниковыми покровами отражённая солнечная радиация увеличивается в 2,5 раза, над областями питания горных ледников в 2 раза, над островными ледниковыми куполами на 0,3, а над языками горных ледников на 0,2. Значительная часть солнечной энергии, приходящей к ледникам, уходит обратно в атмосферу. Наибольшее воздействие на климат оказывает антарктический ледниковый покров. Здесь формируется Антарктический антициклон, сохраняющийся почти круглый год. Наличие огромного ледяного материка в Южном полушарии – главная причина того, что оно на 2,2 °C холоднее Северного. Площади сезонного снежного покрова значительно больше в Северном полушарии, где он зимой покрывает два огромных материка; в Южном полушарии его распространение ограничено преобладанием над сушей пространств Мирового океана. В конце зимы Северного полушария (в феврале) снегом покрыто 19,2% поверхности Земли (31% в Сев. полушарии, 7,5% в Южном), в конце зимы Южного полушария (в августе) – лишь 9,2% (14% в Южном полушарии и 4,3% в Северном).

Снежный покров формирует специфическое звено мирового влагооборота – обмен водой между океанами происходит в том числе и через снежную толщу, в которой влага задерживается на несколько месяцев. Например, Евразия получает 75% снега из осадков, сформировавшихся над Атлантическим океаном, 20% – над Тихим океаном и 5% – над Индийским океаном. Соотношение обратного поступления талых вод иное: значительная часть влаги из Евразии уходит в Северный Ледовитый океан, затем в Тихий и Индийский океаны и меньше всего возвращается в Атлантический океан.

Основные области распространения многолетнемёрзлых горных пород сконцентрированы в Северном полушарии, где их мощность составляет десятки и сотни метров, в Центральной Якутии достигает 1,5 км. Температура в этих толщах опускается до –20 °C. Несмотря на глобальное потепление последних лет, температурный режим вечной мерзлоты меняется мало, она продолжает господствовать на огромных территориях Азии и Северной Америки.

Морские льды образуются зимой Южного полушария на огромных пространствах Мирового океана вокруг Антарктиды в полосе шириной 500–2000 км, а летом от них остаётся лишь узкая полоса разреженных льдов вдоль побережья, которая разрывается в районах Антарктического полуострова, морей Росса и Содружества, и лишь в море Уэдделла сохраняется большой ледяной массив. Большая часть сезонных льдов достигает толщины 1,5–2 м. Северный Ледовитый океан имеет мощный ледяной покров, занимающий в марте около 11,4 млн. км², в сентябре – 7 млн. км². Сезонные льды в Северном Ледовитом океане зимой достигают толщины 0,8–2 м, а круглогодичные в центральной части – 4,5 м.

В результате глобального потепления климата размеры криосферы сокращаются. Уменьшается площадь многолетних льдов в Северном Ледовитом океане: за 10 лет в конце 20 – начале 21 вв. почти на 9% в декабре и на 2,5% в марте. Сокращается продолжительность ледовых явлений на реках и озёрах, заметно деградируют ледники в большинстве горных районов. Уменьшается масса льда в Гренландии и Зап. Антарктиде, в то время как в Восточной Антарктиде она мало изменяется и, возможно, даже растёт.

Климатические пояса[править | править код]

Основная статья: Климатические пояса Земли

В основе климатического районирования Земли лежит выделение поясов, зон и областей с более или менее однородными условиями климата, их границы не только не совпадают с широтными кругами, но и не всегда огибают земной шар (зоны в таких случаях разорваны на изолированные области). Наиболее широко используется построенная на генетических принципах классификация климатов Б. П. Алисова (1950, 1953), которая уточнялась с использованием материалов более поздних наблюдений. От экватора к северу и югу выделяются 13 климатических поясов, по преобладанию в течение года определённой воздушной массы из них различают 7 основных: экваториальный; по тропическому и умеренному в каждом полушарии; арктический и антарктический. Между основными поясами формируются три переходных, характеризующихся сезонной сменой преобладающего типа воздушных масс: субэкваториальный (летом преобладает экваториальный воздух, зимой – тропический), субтропический (летом – тропический воздух, зимой – умеренный), субарктический или субантарктический. В каждом широтном поясе над сушей выделяется континентальный тип климата, а над океаном – океанический. См. карту Климатические пояса и области.

Географические пояса и зоны[править | править код]

Основная статья: Географические пояса и зоны Земли

Распределение географических поясов и географических зон на суше Земли осуществляется в соответствии с планетарным законом географической зональности (см. также Зональность Мирового океана). Вместе с тем значительное влияние на структуру зональности оказывают распределение суши и океанов, конфигурация материков и площадь суши в различных широтах, характер крупных форм рельефа и др. Географические пояса имеют отчётливое субширотное простирание в связи с тем, что их формирование зависит в первую очередь от величины солнечной радиации. В пределах поясов, занимающих наиболее обширные территории на суше Земли, вследствие различий энергетического баланса и условий увлажнения чётко проявляется долготно-секторная дифференциация. Выделяются гумидные (океанические), а также семигумидные, семиаридные, аридные и экстрааридные (континентальные) секторы. Каждый сектор обладает индивидуальным набором географических зон, формирующихся при условии однородного сочетания тепла и влаги. В целом набор поясов и зон типологически повторяется в Северном и Южном полушариях, однако строгой симметрии в структуре зональности разных полушарий нет. Вследствие большего распространения суши набор зон в Северном полушарии значительно разнообразнее, чем в Южном. Некоторые зоны полностью выклиниваются в Южном полушарии (например, тундровые и лесотундровые зоны). Зоны Северного полушария вытянуты в основном субширотно, хотя в некоторых регионах секторные различия несколько искажают эту планировку; например, в умеренном поясе Северной Америки зоны широколиственных лесов, лесостепей и степей имеют субмеридиональное простирание. В Южном полушарии зоны практически нигде не обнаруживают явного субширотного простирания, что обусловлено малой площадью материковой суши, а также барьерной ролью горных систем (см. карту Географические пояса и зоны суши).

Почвы[править | править код]

Основная статья: Почвы

Общая площадь суши Земли, покрытой почвами, как хорошо сформированными (например, чернозёмы), так и примитивными или слаборазвитыми (некоторые почвы гор, пустынь и др.), свыше 130 млн. км². Одной из основных характеристик почвенного покрова Земли является его зональность, однако многообразие пространственных сочетаний основных факторов почвообразования (климат, растительность, почвообразующие породы, рельеф) и разнообразие типов их эволюции создают на различных участках поверхности множество вариантов сочетания почв друг с другом, что выражается в его сложном, мозаичном строении.

Растительный мир[править | править код]

Основная статья: Растительный мир

Растительный мир представлен планетарной совокупностью фототрофных организмов, включающих высшие растения, водоросли, цианобактерии и некоторые другие прокариоты, а также симбиотические организмы – лишайники. Постоянно создаваемое ими (и созданное ранее) органическое вещество, а также выделяемый в процессе фотосинтеза кислород обеспечивают жизнедеятельность почти всех живых организмов. Объекты растительного мира (особи, популяции, виды, фитоценозы, флоры и т. д.) распределяются на Земле неравномерно. Это прежде всего определяется глобальными особенностями поверхности Земли – формой геоида, положением участков суши в Мировом океане, площадью и формой континентов, островов, а также шельфов, распределением глубин и основными течениями в океане. Можно выделить две главные составляющие растительного мира Земли – растительный мир открытого океана и растительный покров суши и прибрежных участков шельфа (до глубин примерно 200 м). Растительный мир открытого океана – это главным образом одноклеточные водоросли, реже цианобактерии и некоторые археи (архебактерии), входящие в состав планктона, свободно перемещаемого водными массами. Растительный покров (фитострома) суши представлен преимущественно прикреплёнными к субстрату растительными организмами в сочетании (на единых биотопах) с грибами, грибоподобными организмами и бактериями. Биомасса живых особей в растительном покрове суши всегда на порядки больше ежегодной продуктивности, в растительном мире открытого океана, напротив, ежегодная продуктивность значительно больше биомассы единовременно существующих особей. Связано это с высочайшими темпами размножения одноклеточных организмов открытого океана при очень краткой продолжительности их жизни. Общий запас биомассы представителей растительного мира во много раз выше биомассы всех других организмов, но даже доля фитомассы растительного покрова суши по сравнению с фитомассой планктона открытого океана в разных моделях оценивается по-разному.

Растительный мир (и особенно растительный покров) представляет собой непрерывное единство сочетаний огромного множества особей разных видов растений внутри биологических сообществ и определённое территорией (или акваторией) единство объектов надорганизменной организации (популяционно-видового, биоценотического и биотического). По составу растительных объектов, характеризующих отдельные территории и акватории и в целом Земли, в растительном покрове различаются два взаимосвязанных понятия: флора и растительность.

Животный мир[править | править код]

Основная статья: Животный мир

Организация животного мира Земли выражается в таксономическом, в том числе видовом, составе (чему соответствует понятие фауны), в структуре населения животных (популяций и сообществ), в композициях морфоадаптивных форм, симбиотических и паразитарных комплексов, социальных группировок, в пространственном распределении и географическом распространении (ареалы). Разнообразие и динамика этих форм жизни животных обусловлены климатическими условиями, типом среды обитания (водоём, поверхность суши, почва и др.), эволюционными процессами, путями формирования и связями фауны, геологической историей, хозяйственной деятельностью человека и др.

Геологическая история и эволюция жизни на Земле[править | править код]

Геологическая история[править | править код]

Основная статья: Геологическая история Земли

За более чем 4,5 млрд. лет существования планета Земля претерпела сложную эволюцию. Единого понимания геологической истории Земли нет, особенно это касается ранних этапов развития планеты. Наиболее достоверно геологическая история Земли реконструирована начиная с 1 млрд. лет назад.

История развития органического мира[править | править код]

Основная статья: История развития органического мира

Современные представления о начальных стадиях развития жизни на Земле в основном гипотетичны, так как этап абиогенного синтеза и эволюции органических соединений выходит за пределы геологически документированной истории Земли (около 4 млрд. лет). Возможно, эти процессы относятся к протопланетной стадии. Предположительно, первичной доклеточной формой жизни на Земле могли быть временные колонии самовоспроизводящихся ансамблей молекул рибонуклеиновых кислот (РНК), которые образовывались на влажных поверхностях при пересыхании мелких водоёмов. На этой основе возникли более стабильные формы с многофункциональными РНК (так называемые рибоциты), которые могли синтезировать или адсорбировать на себе гидрофобные вещества, выполнявшие функцию примитивной оболочки. Появление аппарата синтеза белка и возникновение дезоксирибонуклеиновых кислот (ДНК) создали условия для биологической эволюции.

История развития жизни на Земле восстанавливается по ископаемым остаткам организмов и следам их жизнедеятельности, сохранившимся в осадочных горных породах (палеонтологическая летопись развития жизни).

Человек и Земля[править | править код]

Ближайшие предки человека появились на Земле около 6–5 млн. лет назад в Восточной Африке. Здесь же в течение среднего и позднего плиоцена (2,4–1,9 млн. лет назад) сформировался род человек (Homo). На других континентах ископаемые остатки самых древних его представителей находят в Юго-Восточной Азии (возраст находок 1,8–1,7 млн. лет), на Кавказе (1,7 млн. лет), в Европе (800 тысяч лет), в Австралии (62 тысяч лет), в Америке (около 30 тысяч лет). Колонизация океанических островов началась в историческое время: 6 тысяч лет назад – Карибские острова, 3,5–4 тыс. лет назад – Новая Гвинея, Фиджи, Самоа, 1,5 тыс. лет назад – Гавайи, Новая Зеландия, Мадагаскар. Эта хронологическая последовательность иллюстрирует общую картину расселения человека и расширения Ойкумены (области обитания Homo).

Первые масштабные антропогенные преобразования были связаны с применением огня для защиты от хищников и при коллективной охоте. Активное его использование человеком стало причиной формирования многих, так называемых пирогенных, вариантов растительности на разных континентах: в Северной Америке – это прерии, чаппарраль, в Южной Америке – пампа, церрадо, льянос, в Европе – пустоши и верещатники, в Северной Евразии – степи и полупустыни, в Средиземноморье – гарига и маквис, в Новой Зеландии – даунленды, в Африке – вельды, саванна. На протяжении плейстоцена и к началу голоцена человек уничтожил (или способствовал уничтожению, преобразуя местообитания) не менее сотни видов самых крупных травоядных млекопитающих (в том числе мамонтов, мастодонтов, стегодонтов, эласмотериев, сиватериев). В результате этой так называемой мезолитической революции значительная часть наземных экосистем претерпела существенные изменения, причём основным фактором этих изменений был не сам огонь (он мог иметь и природное происхождение), а частота его воздействия («оборот огня»), которая определялась древним человеком.

Следующий масштабный период воздействия человека на природу – переход от собирательства и охоты на полуоседлый и оседлый образ жизни за счёт окультуривания растений и одомашнивания животных. Древние скотоводы и земледельцы стали производить на душу населения больше продовольствия, чем могли потребить сами; произошёл переход к производящей экономике (так называемая неолитическая революция), что привело к развитию оседлости и резкому увеличению численности населения. К 1804 оно составляло 1 млрд. человек, в 1960 – 3 млрд., в 2006 – 6,5 млрд. человек (половина проживает в городах). Максимальный его прирост пришёлся на середину и 2-ю половину 20 века. В 1996–2000 численность увеличивалась ежегодно на 90 млн., в 2000–2005 – на 87 млн. чел. Предполагается постепенное уменьшение прироста населения в течение 30–50 лет, а затем стабилизация численности на уровне 9–11 млрд. с последующим её снижением. Наибольший прирост населения в ближайшие годы ожидается в Индии (1,9%), Китае (1,1%), Пакистане и Нигерии; в ряде стран наблюдается сокращение численности (Россия, Украина, Япония, Италия и др.).

Использование природных ресурсов[править | править код]

Численность населения определяет суммарные потребности общества в природных ресурсах – возобновляемых, к которым относят ресурсы биологические (см. Растительные ресурсы, Ресурсы животного мира), водные ресурсы, атмосферу, почву (относительно возобновляема), солнечную энергию, и невозобновляемых – минеральные ресурсы. Расширение различных видов производства, развитие транспорта, преобразование ландшафтов и т. п. сопровождаются возрастающим расходованием природных ресурсов, усилением антропогенного давления на многие природные системы, что нередко приводит к их деградации.

Самой важной формой взаимоотношений человека и природы уже на ранних этапах становления человечества стало потребление биологических ресурсов. На первых этапах своей эволюции человек как представитель животного мира со смешанным типом питания использовал первичную (растительную) и вторичную (животную) продукцию природных экосистем. Так почти до нашего времени жили аборигены Австралии, Юго-Восточной Азии, Африки и Южной Америки. Более 10 тысяч лет назад наши предки стали культивировать растения и одомашнивать животных в Африке, на юге Евразии и в Америке (см. Доместикация, Культурные растения).

При переходе от примитивной присваивающей экономики к производящей человек включил в сферу своего потребления практически все возобновляемые ресурсы. О последовавших за этим масштабах преобразования природных экосистем можно судить по современному состоянию ландшафтов Средиземноморья, Передней и Центральной Азии, Северной Африки, где к начале 1-го тысячелетия до н. э. были уничтожены растительность и многие виды животных, а земли повсеместно оказались эродированными. Здесь сформировались каменистые травяно-кустарниковые заросли, полупустыни и даже пустыни (в том числе в междуречье Тигра и Евфрата, в долинах Нила и Атрека).

Использование возобновляемых ресурсов, разрушение природных экосистем приобрело глобальный характер в результате распространения экстенсивного аграрного производства, в том числе подсечно-огневого земледелия, когда под поля расчищаются и выжигаются участки естественных лесов. Уже к началу 20 века площадь обрабатываемых земель составляла 7 млн. км², или около 5% пригодной для сельского хозяйства суши. За последующие 100 лет площадь пашни выросла до 15,1 млн. км². Ещё более катастрофичным к началу 21 века оказалось состояние пастбищ. Пригодные для пастбищ природные экосистемы полностью преобразованы на площади 34 млн. км² (22,7% суши). Например, на равнинах Северной Америки когда-то обитало до 50 млн. бизонов (после экспансии европейцев к конце 19 века их численность снизилась до 1 тысячи голов), ныне только в США насчитывается около 100 млн. голов домашнего скота. Пастбищные экосистемы, изъятые у диких животных, эродированы, утратили природную растительность и продуктивность.

Около 20% сельскохозяйственных угодий на планете – орошаемые. Площади орошаемых земель растут и соответственно увеличиваются расходы пресной воды – ресурса, который в 21 веке стал одним из самых востребованных и в перспективе может занять лидирующие позиции в экспорте некоторых стран, в том числе России. На Земле для хозяйственного использования доступно менее 1% пресной воды. Уже сейчас мировая потребность в ней превышает половину среднегодового стока всех рек. Значительная часть рек и озёр загрязнена. Реальное потребление воды на Земле составляет более 9000 км³ в год (70% – сельским хозяйством, 22% – промышленностью, 8% расходуется на бытовые нужды). Оборотное водоснабжение в среднем составляет всего 10%. Разные страны используют от 1 до 100% своих ресурсов поверхностных вод, а Саудовская Аравия, Израиль, Кувейт превышают этот показатель в несколько раз за счёт использования артезианских вод, опреснения морской воды и внешних источников. Более 6300 км³ воды накапливается в десятках тысяч водохранилищ. Строительство плотин привело к зарегулированию и сокращению стока многих рек, разрушению пойменных экосистем, дефициту пресной воды и вторичному загрязнению водных объектов, когда загрязняющие вещества донных отложений включаются в круговорот веществ. Значительные объёмы этого ресурса идут на разбавление сточных вод, глобальный сброс которых составляет около 2000 км³. Около 1 млрд. человек не имеют возможности пользоваться качественной питьевой водой, а 3 млрд. – канализацией.

К концу 20 века на Земле леса занимали более 38 млн. км², или 28,4% суши. За последнее десятилетие 20 века общие потери площади лесов в мире составили 940 тыс. км² (ежегодно около 0,3%). На долю первичных (коренных) лесов на Земле приходится только 135 тыс. км², а остальные леса вторичные (производные), сформировавшиеся преимущественно под влиянием хозяйственной деятельности человека (главным образом вследствие рубок, пожаров, выпаса скота и др.). Более половины заготавливаемой древесины в мире используется в качестве топлива. Глобальный характер уничтожения лесов связан и с лесными пожарами, которые в последние годы приобрели катастрофический характер. При приросте древесины, составляющем около 5 млрд. м³ в год, вырубается 3,3 млрд. м³, что в несколько раз превосходит допустимый объём лесозаготовок. В то же время возрастает защитная функция лесов; например, леса России, по некоторым расчётам, поглощают около 262 млн. тонн углекислого газа в год, то есть не только всю российскую часть его антропогенной эмиссии, но и часть промышленных выбросов углекислого газа других стран.

Глобальное воздействие человека на атмосферу связано прежде всего с развитием энергетики. Потребление кислорода атмосферы сопровождается её загрязнением оксидами азота, серы и углерода (например, при потреблении 12,9 кг кислорода выделяется около 10 м³ вышеназванных газов, а также сероводород). По различным оценкам, индустриальная эмиссия углекислого газа в начале 21 века составляет 657,8–752,1 т в год. По данным на 2003, концентрация углекислого газа в атмосфере по сравнению с серединой 19 века увеличилась на 30%.

Полезные ископаемые – топливо (нефть, горючий газ, каменный уголь, горючие сланцы), руды чёрных и цветных металлов и др. начали использоваться человеком гораздо позднее, чем возобновляемые ресурсы. Научившись добывать и использовать полезные ископаемые, он вступил в фазу промышленной (индустриальной) революции. Запасы невозобновляемых ресурсов становятся ограничителем традиционного типа развития. Если объём потребления ресурсов будет удваиваться каждые 30 лет, как это происходило во 2-й половине 20 века, то некоторых минеральных ресурсов хватит предположительно лишь на несколько десятков лет. При стабилизации численности населения на уровне около 8 млрд. человек и повышении эффективности энерго- и ресурсосбережения истощение невозобновляемых ресурсов может отодвинуться на столетия.

Последствия антропогенного воздействия на природные экосистемы Земли[править | править код]

Влияние хозяйственной деятельности человека на живую природу Земли приобрело в 20 веке глобальные масштабы и привело к исчезновению многих видов организмов. Перед угрозой уничтожения оказывается каждый четвёртый вид млекопитающих и каждый восьмой вид птиц. Достоверно известно об исчезновении за последние три столетия при участии человека более 400 видов растений. Вероятно, этот процесс затронул не менее 10 тысяч видов беспозвоночных животных.

К концу 20 века на Земле оказалось нарушено (в основном сельскохозяйственным производством) 63% поверхности суши (исключая ледники, полярные пустыни, высокогорья и крутые склоны), при этом около 40% – полностью трансформировано. В Европе на долю антропогенных экосистем приходится более 85% площади суши, в Африке – 51%, в Азии – 57%, в Австралии – 40%, в Северной Америке – 45%. Во многих странах доля сохранившихся естественных экосистем не превышает 5–7%. В большинстве стран Западной и Центральной Европы и в Японии они отсутствуют полностью. При замещении природных экосистем антропогенными, как правило, уменьшается отражательная способность поверхности Земли, что ведёт к её нагреву и глобальному потеплению климата. При этом нарушается влагооборот, так как естественная растительность суши за счёт испарения воды растениями (транспирации) обеспечивает поступление основной части влаги в атмосферу. При масштабном уменьшении поступления влаги в атмосферу происходит аридизация климата и, как следствие, – опустынивание. Кроме того, при трансформации природных экосистем, как правило, усиливается водная и ветровая эрозия (эрозионными процессами затронуто более 30% сельскохозяйственных земель). Антропогенные экосистемы характеризуются более бедным составом флоры и фауны, в них велика доля заносных видов.

В мире ежегодно добывается и перемещается более 300 млрд. т веществ в год (50 т на человека), большая часть которых образует отходы (10% – газообразные и пылеватые, остальные – твёрдые). Следы промышленных выбросов Китая находят на ледниках Гренландии, а анализ льдов Антарктиды позволяет судить о масштабах производства и распространения пестицидов. Загрязнение атмосферы (основные источники – энергетика, металлургия, нефтехимия, транспорт), помимо создания парникового эффекта, глобального потепления климата и роста заболеваемости населения, сопровождается истончением озонового слоя.

В глобальных масштабах загрязнён и Мировой океан, прежде всего в результате того, что он обеспечивает до 75% грузоперевозок на Земле. Ежегодно в него поступают сточные воды, содержащие нефть и нефтепродукты, пестициды, радионуклиды, хлорорганические соединения, тяжёлые металлы и др. При загрязнении Мирового океана нарушаются световой и химический режимы верхних слоёв воды, что отражается на его биологической продуктивности.

Расширение экономических связей привело к глобальному биологическому загрязнению и усилению обмена видами между биогеографическми областями Земли. В преднамеренную и стихийную интродукцию вовлечены десятки тысяч видов растений и животных. Появление чужеродных видов в Австралии, Новой Зеландии, в умеренных областях Евразии и Северной Америки уже привело к значительным потерям в хозяйствах и экологическим катастрофам. Особенно остро биологическое загрязнение проявляется в пресных водоёмах и внутренних морях, где вселенцы способны уничтожить аборигенную биоту, снизить продуктивность водоёма.

Существует целый ряд международных соглашений и конвенций по снижению антропогенного влияния на биосферу Земли: в области стабилизации климата и загрязнения атмосферы – Конвенция о защите озонового слоя (1985), Конвенция об оценке воздействия на окружающую среду в трансграничном контексте (1991), Конвенция об изменении климата (1992) и Протокол об ограничении выброса парниковых газов («Киотский протокол», 1997); в области сохранения биоразнообразия – Конвенция о международной торговле видами дикой фауны и флоры, находящимися под угрозой исчезновения (1973), Конвенция об охране мигрирующих видов диких животных (1983), Конвенция о биологическом разнообразии (1992); в области сохранения экосистем – Конвенция о водно-болотных угодьях, имеющих международное значение главным образом в качестве местообитаний водоплавающих птиц (1971), Конвенция об охране всемирного культурного и природного наследия (1972), Конвенция по борьбе с опустыниванием (1994); в области охраны морской среды – Конвенция по регулированию китобойного промысла (введена в действие в 1948), Конвенция по защите морской среды района Балтийского моря (1974), Конвенция ООН по морскому праву (1982), Конвенция о защите Чёрного моря от загрязнения (1992) и др. ЮНЕСКО организует мировую сеть биосферных резерватов и объектов Всемирного наследия для охраны особо ценных и уникальных экосистем. См. также Загрязнение окружающей среды, Охрана природы.

Земля и цивилизация[править | править код]

Земля явилась материальной основой цивилизации. Homo sapiens, единственный вид, сумевший надстроить над естественной средой обитания искусственную среду, получил в борьбе за существование огромные преимущества перед другими видами, что позволило ему широко раздвинуть границы ойкумены. Опыт взаимодействия человека с природой породил в его сознании две различные парадигмы, которые в равной степени воздействовали на социальное поведение. С одной стороны, он полагал себя хозяином всего сущего на Земле и постоянно был нацелен на использование всех её богатств на собственные нужды, а с другой – не мог не осознавать полную зависимость от природных сил и сакрализовал их. Возникновение цивилизации (около 10 тысяч лет до н. э.) расширило производительные возможности человека, который стал преображать планету. Однако этот процесс развивался медленно до тех пор, пока общество оставалось в традиционном, аграрном состоянии. Переход цивилизации на новую фазу развития, связанный с промышленной революцией, формированием всемирных хозяйственных связей, стремительным развитием научных и технических знаний, увенчался созданием индустриального общества и десакрализацией отношений человека с природой. Преобразуя Землю, он научился создавать новые неизвестные в природе материалы, обнаружил практически неиссякаемые источники энергии, изобрёл новые способы коммуникаций, нашёл избавление от многих болезней, значительно продлил свою жизнь и сделал своё существование более комфортным. Вместе с тем научно-технический прогресс к середине 20 века достиг таких масштабов, дал людям такие мощные средства созидания и разрушения, что это не могло не вызвать тревогу за будущее планеты и цивилизации. Проблемы развития мира в контексте процессов глобализации заставили по-новому взглянуть и на само человечество, которое может решать эти проблемы лишь на основе собственной целостности и всеобщей ответственности.

Литература статьи Большой российской энциклопедии[править | править код]

ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА

Бялко А. В. Наша планета Земля. 2-е изд. М., 1989.
Грушинский Н. П. Теория фигуры Земли. 2-е изд. М., 1976.
Жаров В. Е. Сферическая астрономия. Фрязино, 2006.
Куликов К. А., Сидоренков Н. С. Планета Земля. 2-е изд. М., 1977.
Куликов К. А. Вращение Земли. М., 1985.

ТВЁРДАЯ ЗЕМЛЯ

Строение твёрдой земли

Жарков В. Н. Внутреннее строение Земли и планет. 2-е изд. М., 1983.
Хаин В. Е., Короновский Н. В. Планета Земля от ядра до ионосферы. М., 2007.

Внутренняя динамика Земли

Добрецов Н. Л., Кирдяшкин А. Г., Кирдяшкин А. А. Глубинная геодинамика. 2-е изд. Новосиб., 2001.
Хаин В. Е., Короновский Н. В. Планета Земля от ядра до ионосферы. М., 2007.

Тектонические структуры

Кеннетт Д. П. Морская геология. М., 1987. Кн. 1–2.
Мазарович А. О. Строение дна Мирового океана и окраинных морей России. М., 2006.
Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М., 2001.
Хаин В. Е., Ломизе М. Г. Геотектоника с основами геодинамики. М., 2005.

Рельеф

География, общество, окружающая среда. М., 2004. Т. 1: Структура, динамика и эволюция природных геосистем.
Леонтьев О. К. Морская геология. М., 1982.
Рельеф Земли (морфоструктура и морфоскульптура). М., 1967.

ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

Боков В. А., Селиверстов Ю. П., Черванев И. Г. Общее землеведение. СПб., 1998.
Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М., 1988.
География Мирового океана / Ред. К. К. Марков, А. П. Капица. Л., 1981–1987. [Т. 1–7].
География, общество, окружающая среда / Ред. Н. С. Касимов. М., 2004. [Т. 1–7].
Герасимов И. П. Структура и динамика природы Земли: Избр. тр. М., 1993.
Гляциологический словарь / Ред. В. М. Котляков. Л., 1984.
Григорьев А. А. Закономерности строения и развития географической среды. М., 1966.
Исаченко А. Г. Ландшафтоведение и физико-географическое районирование. М., 1991.
Котляков В. М. Наука, общество, окружающая среда. М., 1997.
Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.
Михайлов В. Н., Добровольский А. Д., Добролюбов С. А. Гидрология. М., 2005.
Сочава В. Б. Введение в учение о геосистемах. Новосиб., 1978.
Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорология и климатология. 7-е изд. М., 2006.
Шикломанов И. А. Исследование водных ресурсов суши: итоги, проблемы, перспективы. Л., 1988.

Климатические пояса

Алисов Б. П. Климатические области зарубежных стран. М., 1950.
Брукс К. Климаты прошлого. М., 1952.
Витвицкий Г. Н. Климаты зарубежной Азии. М., 1960.
Климаты Австралии / Под ред. И. С. Борушко, А. Ю. Егоровой. Л., 1977.
Климаты Африки / Под ред. А. Н. Лебедева, О. Г. Сорочан. Л., 1967.
Климаты Западной Европы / Под ред. А. И. Лебедева, А. Ю. Егоровой. Л., 1983.
Климаты зарубежной Азии / Под ред. А. Н. Лебедева, И. Д. Копанева. Л., 1975.
Климаты Южной Америки / Под ред. А. Н. Лебедева, И. Д. Копанева. Л., 1977.
Курс климатологии. Л., 1952–1954. Ч. 1–3.
Тепловой баланс Земли / Под ред. М. И. Будыко. Л., 1978.
Хромов С. П., Петросянц М. А. Метеорология и климатология. 7-е изд. М., 2006.

Географические пояса и зоны

Романова Э. П. и др. Геоэкологическое состояние ландшафтов суши // География, общество, окружающая среда. М., 2004. Т. 2: Функционирование и современное состояние ландшафтов. Ч. 2.
Рябчиков А. М. Основные черты развития геосферы и планетарная дифференциация ее ландшафтов // Физическая география материков и океанов. М., 1988.

Почвы

Геннадиев А. Н., Глазовская М. А. География почв с основами почвоведения. М., 2005.
Добровольский Г. В., Никитин Е. Д. Функции почв в биосфере и экосистемах. М., 1990.

Растительный мир

Вальтер Г. Растительность земного шара: эколого-физиологическая характеристика. М., 1968–1975. Т. 1–3.
Ильинский А. П. Растительность земного шара. М.; Л., 1937.
Лавренко Е. М. Об уровнях изучения органического мира в связи с познанием растительного покрова // Изв. АН СССР. Сер. биологическая. 1964. Вып. 1.
Тахтаджян А. Л. Флористические области Земли. Л., 1978.
Good R. The geography of the flowering plants. 3rd ed. L., 1974.
Takhtajan A. Floristic regions of the World. Berk., 1986.
Wu Zhengyi, Wu Sugong. A proposal for a new floristic kingdom (Realm) – the East Asiatic kingdom, its delineation and characteristics // Floristic characteristics and diversity of East Asian plants. Beijing; B., 1998.

Животный мир

Беклемишев К. В. Экология и биогеография пелагиали. М., 1969.
Биогеография с основами экологии. 5-е изд. М., 2003.
Биологические инвазии в водных и наземных экосистемах. СПб., 2004.
Бобринский Н. А. География животных. М., 1951.
Животный мир СССР. М.; Л., 1948–1958. Т. 2–5.
Зенкевич Л. А. Моря СССР, их фауна и флора. 2-е изд. М., 1956.
Кафанов А. И., Кудряшов В. А. Морская биогеография. М., 2000.
Нейл У. География жизни. М., 1973.
Старобогатов Я. И. Фауна моллюсков и зоогеографическое районирование континентальных водоемов земного шара. Л., 1970.
Чернов Ю. И. Природная зональность и животный мир суши. М., 1975.

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИСТОРИЯ И ЭВОЛЮЦИЯ ЖИЗНИ НА ЗЕМЛЕ

Геологическая история

Ранняя история Земли / Ред. Б. Уиндли. М., 1980.
Хаин В. Е., Божко Н. А. Историческая геотектоника: Докембрий. М., 1988.
Хаин В. Е., Балуховский А. Н. Историческая геотектоника: Мезозой и кайнозой. М., 1993.
Хаин В. Е., Сеславинский К. Б. Историческая геотектоника: Палеозой. М., 1991.

История развития органического мира

Основы палеонтологии. Справочник для палеонтологов и геологов СССР. М., 1959–1963. Т. 1–15.
Розанов А. Ю. Что произошло 600 миллионов лет назад. М., 1986.
Современная палеонтология: методы, направления, проблемы, практическое приложение. М., 1988. Т. 1–2.
Фентон К. Л., Фентон М. А. Каменная книга. Летопись доисторической жизни. М., 1997.
Эволюция биосферы и биоразнообразия. М., 2006.

ЧЕЛОВЕК И ЗЕМЛЯ

Лосев К. С., Мнацаканян Р. А., Дронин Н. М. Потребление возобновляемых ресурсов: экологические и социально-экономические последствия (глобальные и региональные аспекты). М., 2005.
Наступление на бедность. М., 2001.
Петров К. М. Геоэкология. СПб., 2004.
Рамад Ф. Основы прикладной экологии. Л., 1981.
Страны и регионы. 2005: Статистический Всемирного банка. М., 2005.
Харитонов В. М. Введение в теорию антропогенеза и археологию палеолита. М., 1998.
Groombridge B., Jenkins M. D. Global biodiversity: earth’s living resources in the 21st century. Camb., 2000.
United nations list of protected areas. 2003. Camb., 2003.

Земля в античной философии и астрологии[править | править код]

Основной источник раздела: Новая астрологическая энциклопедия^[5]

Одна из основных стихий мироздания, наряду с Огнём, Воздухом и Водой. Значительная часть сюжетов с участием обожествлённой Земли содержится в космогонических мифах, рассказывающих о первоначальной божественной паре — Небе и Земле, союз которых послужил началом жизни во вселенной и от которого произошли остальные боги. Персонифицированная в образе богини — супруги Неба — Земля фигурирует в мифология почти всех народов (исключением является древнеегипетский гелиопольский миф о сотворении мира, в котором Землю олицетворяет бог Геб, супруг Нут (Неба), женского божества). Часто существование Неба и Земли предвечно — в виде мирового яйца, разбивание которого (отделение Неба от З.) представляет собой создание космоса. В некоторых мифологиях З. создаётся благодаря расчленению (принесению в жертву) докосмического существа (др.-инд. Пуруша, кит. Пань-гу), тело которого даёт начало всем стихиям. Широко распространено также представление о возникновении земли из вод мирового океана, откуда её вылавливает тот или иной мифологический персонаж. В греческой мифологии возникшая из хаоса Земля (Гея) создаёт из себя небо (Уран).

Вещественными символами союза Неба и Земли в архаических космологиях являются дождь, дающий жизнь растениям и животным, а также молния и удар метеорита. Место удара молнии обычно считалось священным. От молнии, то есть от брака Неба и Земли, рождаются люди, отмеченные особыми дарованиями, — таково славянское предание о рождении волхвов.

Земля — не только супруга Неба, участвующая в создании космоса, но и плодородная земля, почва, а также недра, часто соотносимые с преисподней. В качестве божества плодородия Земля также иногда представляется женой Неба, но может иметь мужем Солнце (в мифах индейцев навахо) или какого-либо другого бога.

При делении космоса на небо, Землю и преисподнюю Земля (средняя зона) рассматривается как место обитания людей, для которых тем самым перемещение в другую зону обязательно оказывается путешествием вверх или вниз. Положение Земли, окружённой мировым океаном, оказывается срединным и для горизонтальных проекций космоса. Поскольку центр рассматривался как священный эмбрион вселенной, своеобразный космос в космосе, Земля характеризуется максимальной сакрализованностью и чистотой. Отсюда существовавшие в античной мифологии отождествления Земли с Гестией, богиней священного очага, расположенного в середине мира. Но с другой стороны, во всех мифологических системах присутствует представление о связи Земли с разнообразными хтоническими чудовищами и докосмическими существами, о близости Земли к первозданному хаосу.

В традиционной западной астрологии Земля — элемент, обладающий качествами сухости и холода и связанный с зодиакальными знаками Тельца, Девы и Козерога. Ключевые слова: форма, граница, разграничение, конкретность, устойчивость, стабильность, закономерность, чёткость, однозначность, структурность, жёсткость, законопослушание, закон, дифференцированность, анализ, инерционность, твёрдость, уверенность, тупость, рациональность, практицизм, фундамент, работоспособность, классифицированность, плодородие, кристаллизация. Доминанта — Меркурий.

Образные соответствия земных знаков Зодиака^[6]
Знак Зодиака	Крест качеств	Образное соответствие
Козерог	Кардинальный	Скала
Телец	Фиксированный	Обычный грунт
Дева	Мутабельный	Песок

Земля в концепциях ряда астрологических школ — точка оппозиции Солнца (в геоцентрическом гороскопе). Такое нововведение объясняется тем, что в гелиоцентрической карте Земля имеет эклиптическую координату, строго противоположную координате Солнца в геоцентрической карте.

Литература статьи Новой астрологической энциклопедии[править | править код]

Вайсберг В. Лекции по астрологии (начальный курс). Часть I.
Рабинович Е. Земля.// Мифы народов мира.

Видео[править | править код]

Климат[править | править код]

BBC: Планета Земля - Ледяные миры (6 серия из 11).

Ссылки[править | править код]

Доказано катастрофическое смещение орбиты Земли Новости@mail.ru, 08.05.2018
Ученые нашли "недостающий элемент" ядра Земли BBC, 10.01.2017.
Вести: Наклон оси Земли был вызван серией космических столкновений. Vesti.ru, 17.10.2013.
Вести: Американские ученые считают, что у Земли было два спутника. Vesti.ru, 04.08.2011.

Примечания[править | править код]

Традиционная китайская медицина История китайской медицины Инь и Ян • Пять первоэлементов У‐син : Огонь, Земля, Металл, Вода, Дерево Жизненные субстанции : Кровь • Жидкости тела Цзинь Е Энергия Ци : Механизм Ци • Юань Ци (изначальная) и Огонь Врат Жизни • Гу Ци (пищи) • Цзун Ци (смешанная) • Чжэнь Ци (истинная) • Ин Ци (питательная) • Вэй Ци (защитная) • Чжун Ци (центральная) • Чжэн Ци (опорная) • Се Ци (вредоносная) Эссенция Цзин : Пред‐Небесная • Пост‐Небесная • Эссенция Почек • Тянь Гуй Шэнь : Разум Шэнь • Эфирный Дух Хунь • Телесный Дух По • Интеллект И • Сила Воли Чжи Внутренние Органы : Органы Инь (плотные) : Сердце • Печень • Легкие • Селезенка • Почки • Перикард (орган и канал) Органы Ян (полые) : Желудок • Тонкий Кишечник • Толстый Кишечник • Желчный Пузырь • Мочевой Пузырь • Тройной Обогреватель (Верхний, Средний, Нижний) Шесть Необыкновенных Органов Ян (Четыре Моря): Матка • Головной мозг • Мозговое вещество • Кости • Кровеносные Сосуды • Желчный Пузырь Меридианы : Лёгких • Толстого Кишечника • Желудка • Селезёнки • Сердца • Тонкого Кишечника • Мочевого Пузыря • Почек • Перикарда • Тройного Обогревателя • Жёлчного Пузыря • Печени • Заднесрединный • Переднесрединный Болезнь : Внутренние причины (эмоции) : Гнев • Радость • Грусть • Тревога • Задумчивость • Страх • Шок Внешние причины : Климат (Ветер, Холод, Летний Жар, Сырость, Сухость, Огонь) Смешанные причины : Конституция • Перегрузки • Чрезмерная физическая работа • Секс • Диета • Недостаточная физическая активность • Травмы • Глистные инвазии • Яды • Неправильное лечение • Лекарственные препараты • Наркотики Диагностика : Осмотр • Опрос •
Пальпация : Пульсовая диагностика • Пальпация конечностей • Пальпация груди • Пальпация живота • Пальпация точек
Диагностика по звукам • Диагностика по запахам Патология : Патология Полных и Пустых состояний Иглоукалывание и прижигание чжэнь‐цзю

[1] Словарь русского языка: В 4-х т. / РАН, Ин-т лингвистич. исследований. — 4-е изд., стер. — М.: Рус. яз.; Полиграфресурсы, 1999. Т. 1. А—Й.

[БРЭ-2] 2,0 ^2,1 ^2,2 ^2,3 Жаров В. Е., Николаев А. В. и др. ЗЕМЛЯ // Большая российская энциклопедия. Электронная версия (2018); 25.12.2019.

[3] World Population Prospects The 2017 Revision Key Findings and Advance Tables (англ.). ООН.

[ВН_2019-4] Анатолий Глянцев Уникальные находки рассказали, когда затвердело ядро Земли. ВЕСТИ.НАУКА 31.01.2019.

[НАЭ-5] Земля // Новая астрологическая энциклопедия 3.0.

[Aqui_2021.11.04-6] Aqui 04.11.2021 (обсуждение) 21:17, 4 ноября 2021 (MSK)

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]