Земля.

ЗЕМЛЯ́, тре­тья по уда­лён­но­сти от Солн­ца пла­не­та Сол­неч­ной сис­те­мы, круп­ней­шая из пла­нет зем­ной груп­пы, в ко­то­рую вхо­дят так­же Мер­ку­рий, Ве­не­ра и Марс.

Глав­ным от­ли­чи­ем З. от др. пла­нет Сол­неч­ной сис­те­мы яв­ля­ет­ся на­ли­чие на ней жиз­ни (см. Био­сфе­ра). Чис­лен­ность нас. 6615,9 млн. чел. (сер. 2007). На З. ок. 270 стран и тер­ри­то­рий (из них 192 – не­за­ви­си­мые го­су­дар­ст­ва, чле­ны ООН).

ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ

Вид Земли из космоса.NASA

Со­глас­но совр. пред­став­ле­ни­ям, З. в составе Солнечной системы об­ра­зо­ва­лась ок. 4,5 млрд. лет на­зад вслед­ст­вие гра­ви­тац. 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 темп-ры, в центр. об­лас­ти сфор­ми­ро­ва­лась звез­да Солн­це. Во внеш­них об­лас­тях от­но­си­тель­но хо­лод­но­го дис­ка за счёт гид­ро­ди­на­мич. воз­му­ще­ний ста­ли раз­ви­вать­ся отд. сгу­ще­ния – про­то­пла­не­ты, ко­то­рые, ак­ку­му­ли­ро­вав бо­лее мел­кие те­ла в про­цес­се ак­кре­ции, пре­об­ра­зо­ва­лись в пла­не­ты совр. раз­ме­ров. При фор­ми­ро­ва­нии З. про­ис­хо­ди­ли диф­фе­рен­циа­ция ве­ще­ст­ва и по­сте­пен­ный ра­зо­грев недр в осн. 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 З. За её пре­де­ла­ми на­хо­дят­ся внеш­ние обо­лоч­ки – вод­ная (гид­ро­сфе­ра) и воз­душ­ная (ат­мо­сфе­ра), ко­то­рые сфор­ми­ро­ва­лись из па­ров и га­зов, вы­де­лив­ших­ся из недр З. при де­га­за­ции ман­тии

З. об­ла­да­ет гра­ви­тац., маг­нит­ным и элек­трич. по­ля­ми. Дей­ст­ви­ем гра­ви­та­ци­он­но­го по­ля Зем­ли обу­слов­ле­ны поч­ти сфе­рич. фор­ма З., мн. чер­ты рель­е­фа зем­ной по­верх­но­сти, те­че­ние рек, дви­же­ние лед­ни­ков и др. про­цес­сы. Осн. ис­точ­ник маг­нит­но­го по­ля З. рас­по­ло­жен в яд­ре пла­не­ты (см. Зем­ной маг­не­тизм). Об­ласть око­ло­зем­но­го про­стран­ст­ва, фи­зич. свой­ст­ва ко­то­рой оп­ре­де­ля­ют­ся маг­нит­ным по­лем Зем­ли и его взаи­мо­дей­ст­ви­ем с сол­неч­ным вет­ром, на­зы­ва­ет­ся маг­ни­то­сфе­рой. С маг­нит­ным по­лем З. тес­но свя­за­но её элек­трич. по­ле. Твёр­дая З. не­сёт от­ри­ца­тель­ный элек­трич. за­ряд (ок. –3·105 Кл), ко­то­рый ком­пен­си­ру­ет­ся объ­ём­ным по­ло­жи­тель­ным за­ря­дом ат­мо­сфе­ры, так что в це­лом З., по-ви­ди­мо­му, элек­три­че­ски ней­траль­на (см. Ат­мо­сфер­ное элек­три­че­ст­во).

Осн. ис­точ­ни­ком энер­гии, по­сту­паю­щей на З., яв­ля­ет­ся Солн­це. Ко­ли­че­ст­во лу­чи­стой энер­гии Солн­ца, по­па­даю­щей на пло­щад­ку, по­став­лен­ную вне зем­ной ат­мо­сфе­ры пер­пен­ди­ку­ляр­но к сол­неч­ным лу­чам на ср. рас­стоя­нии З. от Солн­ца, со­став­ля­ет 1,367 кВт/м2 и на­зы­ва­ет­ся сол­неч­ной по­сто­ян­ной. Осн. гео­мет­рич. и фи­зич. ха­рак­те­ри­сти­ки З.

Боль­шую часть по­верх­но­сти З. за­ни­ма­ет Ми­ро­вой ок. (361,1 млн. км2, или 70,8%), су­ша со­став­ля­ет 149,1 млн. км2 (29,2%) и об­ра­зу­ет шесть круп­ных ма­те­ри­ков: Ев­ра­зию, Аф­ри­ку, Сев. Аме­ри­ку, Юж. Аме­ри­ку, Ан­тарк­ти­ду и Ав­ст­ра­лию (табл. 3), а так­же мно­го­числ. 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 ок. – Океа­нию, пло­щадь ко­то­рой обыч­но учи­ты­ва­ет­ся вме­сте с Ав­стра­ли­ей.

Ми­ро­вой ок. 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. Сев. по­лу­ша­рие З. – ма­те­ри­ко­вое (су­ша за­ни­ма­ет 39% по­верх­но­сти), Юж­ное – океа­ни­че­ское (су­ша со­став­ля­ет лишь 19% по­верх­но­сти). В Зап. по­лу­ша­рии пре­об­ла­даю­щая часть по­верх­но­сти за­ня­та во­дой, в Вос­точ­ном – су­шей. Ср. выс. су­ши 875 м, ср. глу­би­на океа­на 3900 м. Вы­со­чай­шая вер­ши­на ми­ра (го­ра Джо­мо­лун­гма в Ги­ма­ла­ях, 8848 м) воз­вы­ша­ет­ся над глу­бо­чай­шим по­ни­же­ни­ем дна океа­на (Ма­ри­ан­ский жё­лоб в Ти­хом ок., 10 920 м) поч­ти на 20 км.

З. из­уча­ют разл. нау­ки, основные из них – гео­де­зия и астрономия, гео­гра­фия, гео­ло­гия, гео­фи­зи­ка, гео­хи­мия, био­ло­гия, эко­ло­гия

ЭКОЛО́ГИЯ,
биологич. наука, изучающая организацию и функционирование надорганизменных систем разл. уровней: популяций, биоценозов, экосистем и биосферы

ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА

З. об­ра­ща­ет­ся во­круг Солн­ца вме­сте с един­ст­вен­ным ес­теств. спут­ни­ком – Лу­ной. От­но­ше­ние мас­сы Лу­ны к мас­се З. со­став­ля­ет ок. 1 : 81,5 и яв­ля­ет­ся наи­боль­шим сре­ди всех пла­нет и их спут­ни­ков в Сол­неч­ной сис­те­ме, что де­ла­ет сис­те­му З. – Лу­на уни­каль­ной. Оба те­ла об­ра­ща­ют­ся во­круг цен­тра масс сис­те­мы (от­стоя­ще­го от цен­тра З. при­мер­но на 4700 км), ко­то­рый, в свою оче­редь, дви­жет­ся во­круг Солн­ца по эл­лип­тич. 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 З. – Лу­на от­ли­ча­ет­ся от ке­п­ле­ров­ско­го дви­же­ния, од­на­ко это от­ли­чие не­ве­ли­ко (не бо­лее 0,8′′ по эк­лип­тич. ши­ро­те и не бо­лее 40′′ по эк­лип­тич. дол­го­те). Плос­кость, пер­пен­ди­ку­ляр­ная век­то­ру ор­би­таль­но­го уг­ло­во­го мо­мен­та сис­те­мы З. – Лу­на, на­зы­ва­ет­ся плос­ко­стью эк­лип­ти­ки.

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

Плос­кость эк­лип­ти­ки на­кло­не­на в совр. эпо­ху под уг­лом 1,6° к т. н. не­из­ме­няе­мой плос­ко­сти Ла­п­ла­са, пер­пен­ди­ку­ляр­ной век­то­ру мо­мен­та ко­ли­че­ст­ва дви­же­ния всей Сол­неч­ной сис­те­мы. Под дей­ст­ви­ем при­тя­же­ния др. пла­нет по­ло­же­ние плос­ко­сти эк­лип­ти­ки, а так­же фор­ма зем­ной ор­би­ты мед­лен­но из­ме­ня­ют­ся на про­тя­же­нии мил­лио­нов лет. На­клон эк­лип­ти­ки к плос­ко­сти Ла­п­ла­са при этом ме­ня­ет­ся от 0 до 2,9°. В совр. эпо­ху экс­цен­три­си­тет зем­ной ор­би­ты ра­вен 0,0167 и убы­ва­ет на 4·10–7 в год. Ор­би­таль­ное дви­же­ние З. про­ис­хо­дит про­тив ча­со­вой стрел­ки, ес­ли смот­реть на З. с сев. по­лю­са эк­лип­ти­ки.

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

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

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

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

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

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

Кро­ме мед­лен­но­го пре­цес­си­он­но­го дви­же­ния ось вра­ще­ния З. ис­пы­ты­ва­ет и пе­рио­дич. ко­ле­ба­ния – ну­та­цию. Осн. ну­та­ци­он­ные гар­мо­ни­ки име­ют пе­рио­ды, рав­ные 13,7 сут, 27,6 сут, 6 мес, 1 го­ду, 18,6 го­да. Макс. 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. Т. к. ко­ор­ди­на­ты не­бес­ных тел от­счи­ты­ва­ют­ся от Сев. по­лю­са ми­ра, то пре­цес­сия и ну­та­ция при­во­дят к сме­ще­нию ко­ор­ди­нат­ной сет­ки на не­бес­ной сфе­ре.

Пре­цес­сия и ну­та­ция за­ви­сят от фор­мы З., её внутр. строе­ния, на­кло­на оси вра­ще­ния З. к плос­ко­сти ор­би­ты, рас­по­ло­же­ния Лу­ны, Солн­ца, пла­нет и мн. др. при­чин. Сле­до­ва­тель­но, что­бы по­стро­ить тео­рию пре­цес­сии – ну­та­ции, не­об­хо­ди­мо знать точ­ные ко­ор­ди­на­ты и ско­ро­сти Солн­ца, Лу­ны и пла­нет, а так­же внутр. строе­ние З. Совр. тео­рия пре­цес­сии – ну­та­ции яв­ля­ет­ся очень точ­ной: мож­но пред­ска­зы­вать по­ло­же­ние оси вра­ще­ния З. в про­стран­ст­ве с ошиб­кой ме­нее 0,2 мс ду­ги (та­кой угол на по­верх­но­сти З. со­от­вет­ст­ву­ет 1 см). При раз­ра­бот­ке этой тео­рии не­из­вест­ные ве­ли­чи­ны не­ко­то­рых па­ра­мет­ров, ха­рак­те­ри­зую­щих строе­ние З., 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 внутр. строе­ния З.: до­пол­ни­тель­но сжать жид­кое яд­ро с по­лю­сов, что­бы уве­ли­чить эк­ва­то­ри­аль­ный ра­ди­ус гра­ни­цы яд­ро – ман­тия при­мер­но на 500 м.

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

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

ТВЁРДАЯ ЗЕМЛЯ

Строение твёрдой Земли

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

Вы­де­ля­ют осн. обо­лоч­ки твёр­дой З., раз­ли­чаю­щие­ся фи­зич. свой­ст­ва­ми, хи­мич. и ми­не­ра­ло­гич. со­ста­вом: зем­ная ко­ра, ни­же – слои ман­тии Зем­ли и яд­ро Зем­ли. В гео­фи­зи­ке при­ня­ты сле­дую­щие бу­к­вен­ные обо­зна­че­ния этих сло­ёв: А – зем­ная ко­ра, В, С и D – слои ман­тии, E – внеш­нее яд­ро З. Внут­рен­нее яд­ро (субъ­яд­ро) обо­зна­ча­ет­ся G. См. Схе­му внут­рен­не­го строе­ния и ди­на­ми­ки твёр­дой Зем­ли в раз­де­ле Внут­рен­няя ди­на­ми­ка Зем­ли.

Зем­ная ко­ра – са­мый не­од­но­род­ный и имею­щий наи­бо­лее слож­ное строе­ние слой, со­став­ляю­щий ок. 1% от объ­ё­ма З. Ве­ще­ст­вен­ный со­став и строе­ние зем­ной ко­ры под кон­ти­нен­та­ми и океа­на­ми су­ще­ст­вен­но раз­ли­ча­ют­ся. Кон­ти­нен­таль­ная ко­ра име­ет ср. мощ­ность (тол­щи­ну) 35–40 км; в ней вы­де­ля­ют три слоя: верх­ний (оса­доч­ный), сред­ний («гра­нит­ный») и ниж­ний («ба­заль­то­вый»), от­де­лён­ный от сред­не­го т. н. 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 ме­та­мор­фич. 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 океа­нич. ко­ры срав­ни­тель­но не­боль­шая (в ср. 5–7 км); в ней вы­де­ля­ют три слоя: оса­доч­ный и два слоя (ра­нее на­зы­вав­шие­ся «ба­заль­то­вым» сло­ем), со­стоя­щие из маг­ма­тич. гор­ных по­род ос­нов­но­го и от­час­ти ульт­ра­ос­нов­но­го со­ста­ва.

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

Мантия Земли

Ман­тия Зем­ли ле­жит ни­же зем­ной ко­ры до глу­би­ны 2980 км и ох­ва­ты­ва­ет б. ч. объ­ё­ма З. (ок. 84%). В ней вы­де­ля­ют слои В, С, D (по­след­ний де­лят на D′ и D′′).

Слой В (верх­няя ман­тия) сло­жен по­ро­да­ми ульт­ра­ос­нов­но­го со­ста­ва – пе­ри­до­ти­та­ми, со­стоя­щи­ми в осн. из оли­ви­на и пи­рок­се­нов. В нём есть об­ласть, где темп-ра близ­ка к темп-ре плав­ле­ния по­род. Здесь рас­по­ло­жен слой по­ни­жен­ной вяз­ко­сти ве­ще­ст­ва, на­зы­вае­мый ас­те­но­сфе­рой, верх­няя гра­ни­ца ко­то­ро­го про­хо­дит на глу­би­не 50–100 км и бо­лее от по­верх­но­сти З. На­ли­чие ас­те­но­сфе­ры обу­слов­ли­ва­ет эн­до­ген­ные про­цес­сы в зем­ной ко­ре (маг­ма­тизм, ме­та­мор­физм); ей при­над­ле­жит ве­ду­щая роль в тек­то­нич. дви­же­ни­ях рас­по­ло­жен­ных вы­ше жё­ст­ких бло­ков. Ско­ро­сти сей­смич. 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 З. 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 др. ги­по­те­зе, ниж­няя гра­ни­ца ли­то­сфе­ры ле­жит на по­сто­ян­ной глу­би­не – ок. 100 км. Ис­тин­ная кар­ти­на, ве­ро­ят­но, пред­став­ля­ет со­бой не­что сред­нее ме­ж­ду эти­ми дву­мя край­ни­ми пред­по­ло­же­ния­ми.

Слой С (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 З.), что свя­за­но с фа­зо­вы­ми пе­ре­хо­да­ми ми­не­ра­лов в бо­лее плот­ные и жё­ст­кие мо­ди­фи­ка­ции. Ниж­няя гра­ни­ца слоя С не вез­де чёт­ко вы­ра­же­на. На глу­би­не 660–670 км вы­де­ля­ют гра­ни­цу фа­зо­во­го пе­ре­хо­да ми­не­ра­ла оли­ви­на, на ко­то­рой про­ис­хо­дят важ­ные гео­ди­на­мич. 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 З. 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 З. 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 внутр. ди­на­ми­ки Зем­ли.

Ядро Земли

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

Слой Е (внеш­нее яд­ро) за­ни­ма­ет ин­тер­вал глу­бин 2980–5150 км. Внеш­нее яд­ро – жид­кая обо­лоч­ка З., где ско­ро­сти по­пе­реч­ных сейс­мич. волн па­да­ют до ну­ля. Рез­ко умень­ша­ет­ся так­же ско­рость про­доль­ных сейс­мич. 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 10 000 кг/м3). Та­кой ха­рак­тер из­ме­не­ний па­ра­мет­ров со­от­вет­ст­ву­ет со­ста­ву яд­ра: же­ле­зо с при­месью ни­ке­ля и лёг­ких хи­мич. эле­мен­тов (се­ры, крем­ния, ки­сло­ро­да). Вслед­ст­вие дви­же­ния жид­ко­го яд­ра во­круг оси вра­ще­ния З. в нём воз­ни­ка­ют то­ки, ге­не­ри­рую­щие главное маг­нит­ное по­ле Зем­ли.

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

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

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

Сейс­мич. то­мо­гра­фия да­ёт кар­ти­ну, в ко­то­рой кон­траст ла­те­раль­ных не­од­но­род­но­стей дос­ти­га­ет 3–6% в сло­ях А, В, С и 1–3% в слое D. Ка­че­ст­во ис­ход­ных дан­ных о внеш­нем и внутр. яд­ре З. не по­зво­ля­ет по­ка по­лу­чить изо­бра­же­ния дос­та­точ­ной сте­пе­ни чёт­ко­сти. В пер­спек­ти­ве бли­жай­ших де­ся­ти­ле­тий ожи­да­ет­ся су­ще­ст­вен­ное улуч­ше­ние воз­мож­но­стей сейс­мич. ис­сле­до­ва­ний строе­ния З. бла­го­да­ря ис­поль­зо­ва­нию мощ­ных не­взрыв­ных сейс­мич. ис­точ­ни­ков и виб­ра­то­ров.

О со­ста­ве и хи­мич. про­цес­сах в не­д­рах З. см. в ст. Гео­хи­мия (раз­дел Гео­хи­мия твёр­дой Зем­ли).

Физические характеристики твёрдой Земли

При дви­же­нии к цен­тру пла­не­ты из­ме­ня­ют­ся зна­че­ния плот­но­сти, дав­ле­ния, си­лы тя­же­сти, уп­ру­гих свойств ве­ще­ст­ва, вяз­ко­сти и темп-ры З. Ср. плот­ность зем­ной ко­ры 2800 кг/м3. Ср. 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 10 000 кг/м3, а да­лее плав­но воз­рас­та­ет до 12 500 кг/м3 в цен­тре Зем­ли.

Ус­ко­ре­ние си­лы тя­же­сти в З. 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 З. 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 ок. 1,4 ГПа, слоя С – ок. 35 ГПа, на гра­ни­це яд­ра – ок. 136 ГПа, в цен­тре З. – ок. 361 ГПа (ок. 3,6 млн. ат­мо­сфер).

Тем­пе­ра­ту­ра твёр­дой З. по­вы­ша­ет­ся с глу­би­ной. Не­по­сред­ст­вен­ное из­ме­ре­ние темп-ры воз­мож­но толь­ко до глу­бин, дос­ти­гае­мых бу­ре­ни­ем (12,26 км на нач. 21 в.). Рас­пре­де­ле­ние темп-ры с глу­би­ной оп­ре­де­ля­ют на ос­но­ве разл. оце­нок и рас­чё­тов (см. Гео­тер­мия). Темп-ра 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, т. е. ± 30%, в то вре­мя как темп-ра ли­то­сфе­ры мо­жет быть оце­не­на с точ­но­стью ±10%.

По плот­но­сти и ско­ро­сти сейс­мич. волн вы­чис­ля­ют ве­ли­чи­ны, ха­рак­те­ри­зую­щие уп­ру­гие свой­ст­ва ве­ще­ст­ва З. 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 изо­ста­тич. рав­но­ве­сия). Вяз­кость внеш­не­го яд­ра на мно­го по­ряд­ков мень­ше вяз­ко­сти ман­тии.

Элек­тро­про­вод­ность верх­ней час­ти слоя В очень низ­ка (по­ряд­ка 10–2 Ом–1·м–1); в ас­те­но­сфе­ре она по­вы­ше­на, что свя­зы­ва­ют с рос­том темп-ры. Элек­тро­про­вод­ность яд­ра З. очень вы­со­ка – это ука­зы­ва­ет на ме­тал­лич. свой­ст­ва его ве­ще­ст­ва.

Внутренняя динамика Земли

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

Схема внутреннего строения и динамики твёрдой Земли (А – земная кора и литосферная мантия; стрелками показано направление переноса вещества): 1 – континентальная литосфера; 2 – океан...

В верх­них обо­лоч­ках твёр­дой З. – ли­то­сфе­ре и ас­те­но­сфе­ре – про­те­ка­ют про­цес­сы, обу­слов­лен­ные дей­ст­ви­ем тек­то­ни­ки плит и тек­то­ни­ки плю­мов. Ли­то­сфе­ра раз­де­ле­на раз­ло­ма­ми на от­но­си­тель­но мо­но­лит­ные ли­то­сфер­ные пли­ты. На совр. эта­пе раз­ви­тия З. 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 сейс­мич. 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 океа­нич. ко­ру (напр., Ара­вий­ско-Ин­дий­ский хре­бет, Ав­ст­ра­ло-Ан­тарк­ти­че­ское под­ня­тие). За счёт про­дол­жаю­ще­го­ся раз­дви­га плит океа­нич. дно раз­рас­та­ет­ся – про­ис­хо­дит спре­динг. Но­во­об­ра­зо­ван­ная океа­нич. ко­ра на­маг­ни­чи­ва­ет­ся в маг­нит­ном по­ле З., пе­рио­ди­че­ски ме­няю­щем по­ляр­ность (че­рез ин­тер­ва­лы вре­ме­ни от де­сят­ков тыс. лет до де­сят­ков млн. лет), вслед­ст­вие че­го об­ра­зу­ет­ся ха­рак­тер­ный для ло­жа океа­нов «по­ло­со­вой» ри­су­нок маг­нит­ных ано­ма­лий. На кон­вер­гент­ных гра­ни­цах плит про­те­ка­ет суб­дук­ция (под­двиг) океа­нич. 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 (напр., Ку­ри­ло-Кам­чат­ский, Пе­ру­ан­ский, Чи­лий­ский же­ло­ба). Зо­ны суб­дук­ции од­но­вре­мен­но яв­ля­ют­ся сейс­мо­фо­каль­ны­ми зо­на­ми, т. к. вдоль них ло­ка­ли­зу­ют­ся оча­ги зем­ле­тря­се­ний. Ниж­ние слои океа­нич. ли­то­сфе­ры в зо­нах суб­дук­ции по­гру­жа­ют­ся в ман­тию З., а её верх­ний – оса­доч­ный – слой ча­стич­но сди­ра­ет­ся, де­фор­ми­ру­ет­ся и на­ра­щи­ва­ет край кон­ти­нен­та или ост­ров­ной ду­ги, об­ра­зуя ак­кре­ци­он­ную приз­му (напр., в Зонд­ской зо­не суб­дук­ции). По­гло­щён­ная ли­то­сфе­ра, дос­тиг­нув глу­би­ны 80–100 км, те­ря­ет во­ду и др. ле­ту­чие ком­по­нен­ты, ко­то­рые под­ни­ма­ют­ся в вы­ше­ле­жа­щую ман­тию и вы­зы­ва­ют её плав­ле­ние. Воз­ник­шие маг­ма­тич. оча­ги «пи­та­ют» вул­ка­ны ост­ров­ных дуг (напр., Ко­ман­дор­ско-Але­ут­ская ду­га) и ок­ра­ин­но-кон­ти­нен­таль­ных вул­ка­но­п­лу­то­нич. поя­сов (напр., Анд­ский по­яс) или за­сты­ва­ют в ви­де ин­тру­зий – плу­то­нов, пре­им. гра­нит­ных. Вме­щаю­щие по­ро­ды при этом ис­пы­ты­ва­ют ме­та­мор­физм. Про­цес­сы гра­ни­ти­за­ции и ме­та­мор­физ­ма по­ро­ж­да­ют кон­ти­нен­таль­ную ко­ру. Суб­дук­ция при­во­дит к со­кра­ще­нию про­стран­ст­ва, за­ни­мае­мо­го океа­нич. бас­сей­на­ми, и за­кан­чи­ва­ет­ся их ис­чез­но­ве­ни­ем и кол­ли­зи­ей ог­ра­ни­чи­ваю­щих эти бас­сей­ны кон­ти­нен­тов. Ком­пен­си­руя спре­динг, суб­дук­ция обес­пе­чи­ва­ет по­сто­ян­ст­во (воз­мож­но, толь­ко от­но­си­тель­ное) объ­ё­ма и ра­диу­са З. 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 (напр., Кор­диль­е­ры).

Ме­ха­низм пе­ре­ме­ще­ния ли­то­сфер­ных плит свя­зан с ман­тий­ной кон­век­ци­ей (осн. спо­со­бом те­п­ло­мас­со­пе­ре­но­са в не­д­рах З.), 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 гл. обр. 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 (напр., Га­вай­ский хре­бет) и/или рас­по­ло­жен­ных в ли­нию ин­тру­зив­ных мас­си­вов.

Бо­лее глу­бо­ко ле­жа­щие обо­лоч­ки твёр­дой З. так­же ди­на­ми­че­ски ак­тив­ны. Пла­сти­ны океа­нич. ли­то­сфе­ры (слэ­бы) по­гру­жа­ют­ся от глу­бо­ко­вод­ных же­ло­бов до глу­би­ны 660–670 км. Эта гра­ни­ца яв­ля­ет­ся пре­дель­ной для рас­простра­не­ния оча­гов (ги­по­цен­тров) зем­ле­тря­се­ний. Не­ко­то­рые слэ­бы, по дан­ным сейс­мич. то­мо­гра­фии, про­сле­жи­ва­ют­ся до по­до­швы ниж­ней ман­тии З. 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 юж. ча­стью Аф­ри­ки и под По­ли­не­зи­ей в Ти­хом океа­не.

От­но­си­тель­но ха­рак­те­ра ман­тий­ной кон­век­ции нет еди­но­го мне­ния. Боль­шин­ст­во учё­ных счи­та­ют, что кон­век­ция ох­ва­ты­ва­ет всю ман­тию З. (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 гео­ло­гич. ис­то­рии З. про­ис­хо­ди­ла пе­рио­дич. сме­на двухъ­я­рус­ной кон­век­ции об­ще­ман­тий­ной и эта сме­на бы­ла взаи­мо­свя­за­на с цик­ла­ми фор­ми­ро­ва­ния и рас­па­да су­пер­кон­ти­нен­тов.

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

Тектонические структуры

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

Континенты

Кон­ти­нен­ты ха­рак­те­ри­зу­ют­ся мощ­ной ко­рой – в ср. 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 гл. ти­па струк­тур­ных эле­мен­тов – древ­ние плат­фор­мы (кра­то­ны) и под­виж­ные (склад­ча­тые, или оро­ген­ные) поя­са (см. Тек­то­ни­че­скую кар­ту). Древ­ние плат­фор­мы, как пра­ви­ло, за­ни­ма­ют внутр. об­лас­ти кон­ти­нен­тов, а под­виж­ные поя­са рас­по­ло­же­ны по их пе­ри­фе­рии. В пре­де­лах кон­ти­нен­тов име­ют­ся впа­ди­ны внутр. мо­рей, из ко­то­рых наи­бо­лее глу­бо­кие (впа­ди­ны Сре­ди­зем­но­го, Чёр­но­го, Кас­пий­ско­го мо­рей) под­сти­ла­ют­ся ко­рой океа­нич. или пе­ре­ход­но­го (су­бо­кеа­нич.) ти­па.

Древ­ние плат­фор­мы об­ла­да­ют зем­ной ко­рой вы­дер­жан­ной тол­щи­ны (в ср. 35–40 км), воз­раст ко­то­рой до­кем­брий­ский, б. ч. плат­форм – до­позд­не­ри­фей­ский (по меж­ду­нар. стра­ти­гра­фич. шка­ле – до­позд­не­про­те­ро­зой­ский, бо­лее 1 млрд. лет). Древ­ние плат­фор­мы З.: сев. 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 кри­стал­лич. фун­да­мент и оса­доч­ный (плат­фор­мен­ный) че­хол. Кри­стал­лич. фун­да­мент в осн. 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 (Юж. Аф­ри­ка, Зап. Ав­ст­ра­лия), про­дол­жи­лось в про­те­ро­зое и в фа­не­ро­зое. Наи­боль­шим рас­про­стра­не­ни­ем поль­зу­ет­ся фа­не­ро­зой­ский че­хол, фор­ми­ро­ва­нию ко­то­ро­го на плат­фор­мах сев. ря­да пред­ше­ст­во­ва­ло об­ра­зо­ва­ние кон­ти­нен­таль­ных риф­тов, позд­нее «по­гре­бён­ных» под оса­доч­ным чех­лом (ав­ла­ко­ге­ны; напр., 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). Напр., на Вос­точ­но-Ев­ро­пей­ской плат­фор­ме вы­де­ля­ют Бал­тий­ский щит и Рус­скую пли­ту. Струк­тур­ные эле­мен­ты плит – круп­ные под­ня­тия (ан­тек­ли­зы; напр., Вол­го-Ураль­ская, Во­ро­неж­ская на Рус­ской пли­те) и впа­ди­ны (си­нек­ли­зы; напр., Мо­с­ков­ская, Ме­зен­ская, При­кас­пий­ская).

На древ­них плат­фор­мах в кри­стал­лич. фун­да­мен­те скон­цен­три­ро­ва­ны оса­доч­но-ме­та­мор­фо­ген­ные ме­сто­ро­ж­де­ния руд же­ле­за, мар­ган­ца; эн­до­ген­ные ме­сто­рож­де­ния руд цвет­ных, ред­ких и бла­го­род­ных ме­тал­лов, а так­же ме­сто­ро­ж­де­ния слю­ды, ке­ра­мич. 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, разл. при­род­ных стро­ит. ма­те­риа­лов. C по­ро­да­ми эпох тек­то­но­маг­ма­тич. 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. Гл. 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. Неск. склад­ча­тых систем ино­гда объ­е­ди­ня­ют по струк­тур­но­му и/или гео­ис­то­рич. при­зна­ку в склад­ча­тые об­лас­ти (напр., 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. Б. ч. по­ясов, кро­ме Ти­хо­оке­ан­ско­го, от­но­сит­ся к меж­кон­ти­нен­таль­но­му ти­пу; они в осн. воз­ник­ли на мес­те океа­нов, рас­крыв­ших­ся в позд­нем ри­фее (позд­нем про­те­ро­зое по меж­ду­нар. стра­ти­гра­фич. шка­ле, позд­нее 1 млрд. лет на­зад) при рас­па­де су­пер­кон­ти­нен­та Ро­ди­ния [Аль­пий­ско-Ги­ма­лай­ский по­яс – на мес­те океа­на Не­оте­тис (см. в ст. Те­тис), об­ра­зо­вав­ше­го­ся в юре при де­ст­рук­ции Пан­геи]. Меж­кон­ти­нен­таль­ные поя­са за­вер­ши­ли своё раз­ви­тие (кро­ме Аль­пий­ско-Ги­ма­лай­ско­го поя­са) пол­ным по­гло­ще­ни­ем океа­нич. 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 ок.); его раз­ви­тие бы­ло свя­за­но с суб­дук­ци­ей (под­дви­гом) ко­ры Пра­па­ци­фи­ка, а за­тем Ти­хо­го ок. под смеж­ные кон­ти­нен­таль­ные бло­ки. По­яс фор­ми­ро­вал­ся в хо­де ак­кре­ции тек­то­ни­че­ской (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 (напр., 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 внутр. 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 быв. 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 тек­то­нич. по­кро­вов, пе­ре­ме­щён­ных из внутр. зон склад­ча­тых сис­тем и сло­жен­ных, в ча­ст­но­сти, офио­ли­та­ми (напр., на зап. скло­не Ура­ла). В ты­ло­вой час­ти внеш­них зон мес­та­ми на­блю­да­ют­ся под­ня­тия во­вле­чён­но­го в де­фор­ма­ции фун­да­мен­та (напр., Внеш­ние Кри­стал­лич. мас­си­вы Альп, Вы­со­кие Ги­ма­лаи). Внутр. зо­ны (напр., внутр. зо­на Кор­диль­ер) фор­ми­ру­ют­ся пре­им. 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 океа­нич. ко­ра), ост­ро­во­дуж­ные вул­ка­ни­ты, флиш за­ду­го­вых бас­сей­нов, ак­кре­ци­он­ных призм и глу­бо­ко­вод­ных же­ло­бов; ще­лоч­ные ба­заль­ты под­вод­ных вул­ка­нов, вул­ка­нов-ост­ро­вов, гай­о­тов и океа­нич. пла­то; кар­бо­нат­ные по­строй­ки под­вод­ных под­ня­тий, атол­лов и ри­фо­вые об­ра­зо­ва­ния, а так­же суб­дук­ци­он­ные и кол­ли­зи­он­ные гра­ни­тои­ды. По­ро­ды обыч­но ме­та­мор­фи­зо­ва­ны в разл. сте­пе­ни. При­сут­ст­ву­ют гра­нит­ные ба­то­ли­ты и гра­ни­тог­ней­со­вые ку­по­ла. Струк­ту­ра внутр. 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 (напр., Ба­рен­це­во-Пе­чор­ская плат­фор­ма, Мё­зий­ская плат­фор­ма), эпи­ка­ле­дон­ские, эпи­гер­цин­ские (напр., За­пад­но-Си­бир­ская плат­фор­ма, Скиф­ская и Ту­ран­ская плат­фор­мы), эпи­ким­ме­рий­ские. Не­ко­то­рые мо­ло­дые плат­фор­мы име­ют раз­но­воз­ра­ст­ный фун­да­мент (напр., За­пад­но-Ев­ро­пей­ская плат­фор­ма). В от­ли­чие от кра­то­нов, фун­да­мент мо­ло­дых плат­форм на­зы­ва­ют склад­ча­тым, т. к. 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 (напр., 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-по­ли­ме­тал­лич. 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; напр., 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

Океа­ны от­ли­ча­ют­ся от кон­ти­нен­тов тон­кой (в ср. 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 гл. обр. пе­ла­гич. 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.

Гл. 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 гео­мор­фо­ло­гич. тер­ми­но­ло­гию, что свя­за­но с со­от­вет­ст­ви­ем их гео­мор­фо­ло­гич. и тек­то­нич. форм вслед­ст­вие сла­бой де­ну­да­ции и ак­ку­му­ля­ции. На оси сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов про­ис­хо­дит спре­динг (раз­двиг дна и но­во­об­ра­зо­ва­ние океа­нич. ко­ры). Со­от­вет­ст­вен­но ско­ро­сти спре­дин­га хреб­ты раз­де­ля­ют на бы­ст­рос­пре­дин­го­вые (бо­лее 7 см/год; напр., Вос­точ­но-Ти­хо­оке­ан­ское под­ня­тие), со ср. ско­ро­стью спре­дин­га (3–7 см/год; напр., Ав­ст­ра­ло-Ан­тарк­ти­че­ское под­ня­тие, Юж­но-Ти­хо­оке­ан­ское под­ня­тие), мед­лен­но­спре­дин­го­вые (ме­нее 3 см/год; напр., Сре­дин­но-Ат­лан­ти­че­ский хре­бет). Строе­ние сре­дин­но-океа­нич. 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 мно­го­числ. 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 (напр., Вос­точ­но-Ин­дий­ский хре­бет) и изо­мет­рич­ные или вы­тя­ну­тые океа­нич. пла­то (напр., пла­то Он­тонг-Джа­ва в Ти­хом ок.), об­ла­даю­щие бо­лее мощ­ной ко­рой (до 25–30 км и бо­лее). Эти под­ня­тия раз­де­ля­ют абис­саль­ные рав­ни­ны на кот­ло­ви­ны; осн. их часть име­ет вул­ка­нич. про­ис­хо­ж­де­ние (напр., Га­вай­ский хре­бет) и об­ра­зо­ва­лась над го­ря­чи­ми точ­ка­ми и го­ря­чи­ми пят­на­ми в ман­тии З. В океа­нах так­же су­ще­ст­ву­ют под­ня­тия (час­тич­но под­вод­ные), об­ла­даю­щие ко­рой кон­ти­нен­таль­но­го ти­па; их вы­де­ля­ют в ка­че­ст­ве мик­ро­кон­ти­нен­тов (напр., Ма­да­га­скар в Ин­дий­ском ок.).

B океа­нах ус­та­нов­ле­ны весь­ма круп­ные ско­п­ле­ния же­ле­зо­мар­ган­це­вых кон­кре­ций и ко­рок (яв­ля­ют­ся пер­спек­тив­ным ис­точ­ни­ком Mn, Ni, Cu, Co), ме­тал­ло­нос­ные осад­ки (со­дер­жат Fe, Mn, Cu, Zn, Ni и др.). Вы­яв­ле­ны суль­фид­ные по­ли­ме­тал­лич. по­строй­ки и за­ле­жи, об­ра­зую­щие­ся на дне океа­нов у вы­хо­дов гид­ро­тер­маль­ных ис­точ­ни­ков; воз­мож­на пром. раз­ра­бот­ка этих объ­ек­тов.

Переходные зоны от континентов к океанам

Пе­ре­ход­ные зо­ны от кон­ти­нен­тов к океа­нам пред­став­ле­ны кон­ти­нен­таль­ны­ми ок­раи­на­ми – пас­сив­ны­ми, ак­тив­ны­ми и транс­форм­ны­ми. Пас­сив­ные ок­раи­ны рас­про­стра­не­ны на зап. и вост. пе­ри­фе­рии Аф­ри­ки, зап. пе­ри­фе­ри­ях Ав­ст­ра­лии, Ев­ро­пы, вост. пе­ри­фе­рии Юж. Аме­ри­ки и в др. мес­тах. Они дос­та­точ­но асейс­мич­ны и авул­ка­нич­ны (не по­все­ме­ст­но), т. к. на­хо­дят­ся в пре­де­лах той же ли­то­сфер­ной пли­ты, что и смеж­ные с ни­ми кон­ти­нент и оке­ан (до бли­жай­ше­го сре­дин­но-океа­нич. 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 вул­ка­нич. пас­сив­ным ок­раи­нам (напр., сев.-зап. ок­раи­на Ев­ро­пы, юго- вост. ок­раи­на Грен­лан­дии). Ак­тив­ные ок­раи­ны раз­ви­ты на вост. и юж. пе­ри­фе­рии Азии, зап. пе­ри­фе­рии Сев. и Юж. Аме­ри­ки и в др. рай­онах. Они, на­про­тив, ха­рак­те­ри­зу­ют­ся ин­тен­сив­ны­ми сейс­мич­но­стью и вул­ка­низ­мом, т. к. при­уро­че­ны к кон­вер­гент­ным гра­ни­цам ли­то­сфер­ных плит, где пли­ты сбли­жа­ют­ся и про­ис­хо­дит суб­дук­ция (под­двиг) од­ной ли­то­сфер­ной пли­ты под дру­гую. Ак­тив­ные ок­раи­ны раз­ви­ва­ют­ся в осн. на океа­нич. ко­ре; кро­ме шель­фа, кон­ти­нен­таль­но­го скло­на и под­но­жия (как пра­ви­ло, уз­ких), вклю­ча­ют ок­ра­ин­ные мо­ря (за­ду­го­вые бас­сей­ны), вул­ка­нич. 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 (напр., зап. ок­раи­на Аф­ри­ки вдоль сев. по­бе­ре­жья Гви­ней­ско­го зал.). 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 стро­ит. пес­ков и гра­вия. Под­роб­нее о по­лез­ных ис­ко­пае­мых, их ге­не­зи­се, ре­сур­сах см. в ста­тье Ми­не­раль­ные ре­сур­сы, а так­же в ста­ть­ях об отд. ви­дах по­лез­ных ис­ко­пае­мых (нефть, мед­ные ру­ды и т. п.), бас­сей­нах (напр., Пер­сид­ско­го за­ли­ва неф­те­га­зо­нос­ный бас­сейн), ме­сто­рож­де­ни­ях (напр., Ар­гайл, Га­вар).

Рельеф

Гипсографическая кривая. Распределение площадей земной поверхности в зависимости от высот и глубин по 50-метровым интервалам в % от общей площади Земли (по Б. А. Казанскому, 2007, с дополнениями).

Об­щее пред­став­ле­ние об осн. осо­бен­но­стях рель­е­фа З. 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 З.; на Лу­не, Мар­се и Ве­не­ре гип­со­гра­фич. кри­вые по­ка­зы­ва­ют су­ще­ст­во­ва­ние толь­ко од­но­го пре­об­ла­даю­ще­го уров­ня, не­смот­ря на при­сут­ст­вие двух ти­пов по­верх­но­сти – «ма­те­ри­ко­во­го» и «океа­ни­че­ско­го». Са­мый круп­ный на З. Ти­хий ок. сим­метри­чен от­но­си­тель­но эк­ва­то­ра и рас­по­ло­жен в од­но­им. сег­мен­те З., 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 З. су­ще­ст­ву­ют вер­ти­каль­ные вы­сот­ные и глу­бин­ные ин­тер­ва­лы, где пре­об­ла­да­ют разл. 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 осн. за­ко­но­мер­но­стям: ши­рот­ной зо­наль­но­сти, вер­ти­каль­ной по­яс­но­сти (вы­сот­ной и глу­бин­ной), цир­ку­м­океа­ни­че­ской и цир­кум­кон­ти­нен­таль­ной сек­тор­но­сти.

Круп­ней­шие фор­мы рель­е­фа З. (гео­тек­ту­ры) – ма­те­ри­ки, океа­ны, рав­нин­но-плат­фор­мен­ные и гор­ные об­ла­сти. Они воз­ник­ли гл. обр. 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 гл. роль иг­ра­ют эн­до­ген­ные про­цес­сы) и мор­фо­скульп­ту­ры (от­но­си­тель­но не­боль­шие фор­мы рель­е­фа, об­ра­зую­щие­ся гл. обр. под воз­дей­ст­ви­ем эк­зо­ген­ных про­цес­сов). Наи­бо­лее круп­ны­ми эле­мен­та­ми су­ши яв­ля­ют­ся рав­нин­ные и гор­ные об­лас­ти (см. Фи­зи­че­скую кар­ту).

Равнинные области

Фото Glenn HarperВеликие равнины (США).

Рав­нин­ные об­лас­ти за­ни­ма­ют 64% пло­ща­ди по­верх­но­сти су­ши. Обыч­но они при­уро­че­ны к древ­ним и мо­ло­дым плат­фор­мам. В раз­ме­ще­нии этих об­лас­тей на­блю­да­ет­ся сим­мет­рия: они про­тя­ги­ва­ют­ся дву­мя ши­рот­ны­ми поя­са­ми, один из ко­то­рых рас­по­ло­жен в Се­вер­ном, дру­гой – в Юж. по­лу­ша­рии. В Сев. по­лу­ша­рии на­хо­дят­ся Се­ве­ро-Аме­ри­кан­ская, Вос­точ­но-Ев­ро­пей­ская и Си­бир­ская рав­нин­ные об­лас­ти, в Юж­ном – Юж­но-Аме­ри­кан­ская (Бра­зиль­ская), часть Аф­ри­ка­но-Ара­вий­ской и Ав­ст­ра­лий­ская. В пре­де­лах плат­фор­мен­ных рав­нин име­ют­ся отд. низ­мен­но­сти, воз­вы­шен­но­сти, пла­то, плос­ко­го­рья и вы­со­ко­под­ня­тые мас­си­вы. Круп­ней­ши­ми рав­ни­на­ми су­ши яв­ля­ют­ся Вос­точ­но-Ев­ро­пей­ская рав­ни­на в Ев­ро­пе, За­пад­но-Си­бир­ская рав­ни­на, Ве­ли­кая Ки­тай­ская рав­ни­на, Ин­до-Ганг­ская рав­ни­на в Азии, Ве­ли­кие рав­ни­ны и Цен­траль­ные рав­ни­ны в Сев. Аме­ри­ке, Ама­зон­ская низ­мен­ность в Юж. Аме­ри­ке, рав­ни­ны Са­ха­ры в Аф­ри­ке. На рав­ни­нах наи­бо­лее рас­про­стра­не­ны эро­зи­он­но-ак­ку­му­ля­тив­ные, или флю­ви­аль­ные, мор­фо­скульп­ту­ры (рыт­ви­ны, ов­ра­ги, бал­ки, реч­ные до­ли­ны, ал­лю­ви­аль­ные рав­ни­ны и др.). Лед­ни­ко­вые фор­мы рель­е­фа рав­нин сфор­ми­ро­ва­лись в рай­онах рас­про­стра­не­ния древ­не­го оле­де­не­ния («ба­ра­ньи лбы», мо­рен­ные гря­ды, озы, мо­рен­ные рав­ни­ны и др.). На се­ве­ре Сев. Аме­ри­ки и се­ве­ро-во­сто­ке Ев­ра­зии, в об­лас­тях рас­про­стра­не­ния мно­го­лет­не­мёрз­лых по­род, ши­ро­ко рас­про­стра­не­ны фор­мы мерз­лот­но­го (крио­ген­но­го) рель­е­фа – буг­ры пу­че­ния, ала­сы и др. Для пус­тынь, по­лу­пус­тынь и су­хих сте­пей ха­рак­те­рен арид­ный рель­еф. Осо­бый тип пус­тынь – по­ляр­ные пус­ты­ни Арк­ти­ки и Ан­тарк­ти­ки. См. так­же Рав­ни­на.

Горные области

NASAПамир (Таджикистан). Вид из космоса.

Гор­ные об­лас­ти за­ни­ма­ют 36% пло­ща­ди по­верх­но­сти су­ши. На З. наи­бо­лее вы­со­кие го­ры об­ра­зу­ют три поя­са. Пер­вый по­яс про­тя­ги­ва­ет­ся вдоль бе­ре­гов Ти­хо­го ок. Он со­сто­ит из вос­точ­ной (Кор­диль­е­ры Се­вер­ной Аме­ри­ки, Ан­ды) и за­пад­ной (Чу­кот­ское на­го­рье, Ко­лым­ское на­го­рье, Сре­дин­ный хре­бет, Чер­ско­го хре­бет, Вер­хо­ян­ский хре­бет, Джугд­жур, Си­хо­тэ-Алинь и др.) вет­вей; возмож­но, его за­мы­ка­ют Тран­сан­тарк­ти­че­ские го­ры. Вто­рой по­яс пе­ре­се­ка­ет в ши­рот­ном на­прав­ле­нии Ев­ра­зию, за­хва­ты­вая Сев. Аф­ри­ку, вклю­ча­ет Аль­пий­ско-Ги­ма­лай­ский (Ат­лас, Пи­ре­неи, Апен­ни­ны, Аль­пы, Кар­па­ты, Боль­шой Кав­каз, Ма­лый Кав­каз, Иран­ское на­го­рье, Па­мир, Гин­ду­куш, Ка­ра­ко­рум, Кунь­лунь, Ги­ма­лаи и др.) и Цен­траль­но­ази­ат­ский (Тянь-Шань, Ал­тай, За­пад­ный Са­ян, Вос­точ­ный Са­ян, Ста­но­вое на­го­рье, Ста­но­вой хре­бет, Боль­шой Хин­ган и др.) под­виж­ные поя­са. Тре­тий по­яс при­уро­чен к Вос­точ­но-Аф­ри­кан­ской риф­то­вой сис­те­ме. Ти­хо­оке­ан­ский и Аль­пий­ско-Ги­ма­лай­ский поя­са вклю­ча­ют как эпи­ге­о­синк­ли­наль­ные, так и эпи­плат­фор­мен­ные го­ры, ос­таль­ные – толь­ко эпи­плат­фор­мен­ные (воз­ро­ж­дён­ные). В ниж­нем поя­се пре­об­ла­да­ют эро­зи­он­но-ак­ку­му­ля­тив­ные фор­мы рель­е­фа, за­тем – об­валь­но-осып­ные, вы­ше сне­го­вой гра­ни­цы – гля­ци­аль­но-ни­валь­ные. Ха­рак­тер­ный об­лик при­да­ют го­рам вы­па­хан­ные лед­ни­ка­ми тро­ги, острые вер­ши­ны, эро­зи­он­ные уще­лья, кань­о­ны. Для гор­ных об­лас­тей ха­рак­тер­ны на­го­рья. См. так­же Го­ры.

Дно океа­нов под­раз­де­ля­ет­ся на под­вод­ную ок­раи­ну ма­те­ри­ка, пе­ре­ход­ные зо­ны от ма­те­ри­ка к океа­ну, ло­же океа­на и сре­дин­но-океа­ни­че­ские хреб­ты и под­ня­тия.

Подводная окраина материка

Под­вод­ная ок­раи­на ма­те­ри­ка (ок. 14% пло­ща­ди по­верх­но­сти З.) вклю­ча­ет от­но­си­тель­но мел­ко­вод­ную часть мор. дна – ма­те­ри­ко­вую от­мель (шельф), ма­те­ри­ко­вый склон – осн. склон пла­не­ты, раз­де­ляю­щий два глав­ных её гип­со­мет­рич. уров­ня, и ма­те­ри­ко­вое под­но­жие.

Переходные зоны

Пе­ре­ход­ные зо­ны (ок. 7% пло­ща­ди по­верх­но­сти З.). Ло­же океа­на не во всех об­лас­тях зем­но­го ша­ра не­по­сред­ст­вен­но гра­ни­чит с ма­те­ри­ко­вым под­но­жи­ем. В со­хра­нив­ших тек­то­нич. под­виж­ность рай­онах ме­ж­ду ма­те­ри­ком и ло­жем океа­на рас­по­ло­же­ны пе­ре­ход­ные зо­ны, ко­то­рые от­ли­ча­ют­ся зна­чит. ши­ри­ной и рез­кой сме­ной под­ня­тых и глу­бо­ко опу­щен­ных уча­ст­ков дна. Они при­уро­че­ны к Ти­хо­оке­ан­ско­му поя­су и зап. час­ти Аль­пий­ско-Ги­ма­лай­ско­го поя­са и в ти­пич­ном ви­де со­сто­ят из кот­ло­ви­ны ок­ра­ин­но­го мо­ря (напр., Бе­рин­го­во мо­ре, Охот­ское мо­ре), ост­ров­ной ду­ги (напр., Але­ут­ские ост­ро­ва, Ку­риль­ские ост­ро­ва) и глу­бо­ко­вод­но­го жё­ло­ба (напр., Але­ут­ский жё­лоб, Ку­ри­ло-Кам­чат­ский жё­лоб). На ши­ро­те Фи­лип­пин­ско­го м. и юж­нее глу­бо­ко­вод­ные же­ло­ба и ост­ров­ные ду­ги про­тя­ги­ва­ют­ся в неск. ря­дов, в рай­оне Ма­лай­ско­го ар­хи­пе­ла­га они при­об­ре­та­ют в пла­не слож­ные пет­ле­вид­ные очер­та­ния и со­сед­ст­ву­ют с глу­бо­ки­ми кот­ло­ви­на­ми и круп­ны­ми мас­си­ва­ми ост­ров­ной су­ши, а в Сре­ди­зем­но­мор­ской об­лас­ти до­ми­ни­рую­щим под­вод­ным эле­мен­том пе­ре­ход­ной зо­ны ста­но­вят­ся кот­ло­ви­ны внутр. мо­рей. В пе­ре­ход­ной зо­не вдоль зап. по­бе­ре­жий Юж. Аме­ри­ки и юж. час­ти Сев. Аме­ри­ки кот­ло­ви­ны ок­ра­ин­ных мо­рей от­сут­ст­ву­ют, роль ост­ров­ных дуг иг­ра­ют гор­ные це­пи Кор­диль­ер Сев. Аме­ри­ки и Анд, а глу­бо­ко­вод­ные же­ло­ба про­тя­ги­ва­ют­ся вдоль под­но­жия скло­на ма­те­ри­ка. В этом рай­оне от­ме­ча­ет­ся наи­боль­шая ам­пли­ту­да рас­чле­нён­но­сти рель­е­фа З. – 15 139 м (глу­би­на Чи­лий­ско­го жё­ло­ба до 8180 м, выс. со­сед­них гор до 6959 м – го­ра Акон­ка­гуа).

Ложе океана

Ло­же океа­на (ок. 40% пло­ща­ди по­верх­но­сти З.) со­от­вет­ст­ву­ет океа­нич. плат­фор­мам (та­лас­со­кра­то­нам), име­ет ячеи­стое строе­ние: кот­ло­ви­ны ло­жа от­де­ля­ют­ся друг от дру­га под­вод­ны­ми хреб­та­ми, воз­вы­шен­но­стя­ми, ва­ла­ми и пла­то. Дни­ща кот­ло­вин за­ня­ты абис­саль­ны­ми рав­ни­на­ми. Наи­бо­лее об­шир­ные из них рас­по­ло­же­ны в Ти­хом ок. – в Се­ве­ро-За­пад­ной кот­ло­ви­не, Се­ве­ро-Вос­точ­ной кот­ло­ви­не, Юж­ной кот­ло­ви­не. Сре­ди рав­нин­ных про­странств ло­жа океа­на час­то встре­ча­ют­ся под­вод­ные вул­ка­ны, не­ко­то­рые из них име­ют уп­ло­щён­ные вер­ши­ны (гай­о­ты).

Срединно-океанические хребты и поднятия

Сре­дин­но-океа­ни­че­ские хреб­ты и под­ня­тия (ок. 10% пло­ща­ди по­верх­но­сти З.) об­ра­зу­ют са­мую про­тя­жён­ную (60 тыс. км, с от­ветв­ле­ния­ми до 80 тыс. км) на З. еди­ную сис­те­му гор­но­го рель­е­фа, про­сле­жи­ваю­щую­ся на дне всех океа­нов. От­но­си­тель­ная выс. до 4872 м (Се­ве­ро-Ат­лан­ти­че­ский хре­бет). Они пе­ре­се­че­ны ус­ту­па­ми и уз­ки­ми впа­ди­нами, обу­слов­лен­ны­ми транс­форм­ны­ми раз­ло­ма­ми. Вдоль осе­вой зо­ны сре­дин­ных хреб­тов Ат­лан­ти­че­ско­го ок. и зап. ча­сти Ин­дий­ско­го ок. про­сле­жи­ва­ют­ся риф­то­вые до­ли­ны, на Юж­но-Ти­хо­оке­ан­ском под­ня­тии и Во­сточ­но-Ти­хо­оке­ан­ском под­ня­тии про­тя­ги­ва­ют­ся вул­ка­нич. гря­ды. Отд. вер­ши­ны хреб­тов под­ни­ма­ют­ся над уров­нем океа­на в ви­де вул­ка­нич. ост­ро­вов (Три­стан-да-Ку­нья, Бу­ве, Свя­той Еле­ны ост­ров и др.). Ка­ж­дый из сре­дин­ных хреб­тов име­ет своё про­дол­же­ние в об­лас­ти ко­ры ма­те­ри­ко­во­го ти­па: риф­то­вые на­ру­ше­ния Вос­точ­но-Ти­хо­оке­ан­ско­го под­ня­тия про­сле­жи­ва­ют­ся в струк­ту­рах Ка­ли­фор­ний­ско­го зал. и Кор­диль­ер Сев. Аме­ри­ки, на­ру­ше­ния Ара­вий­ско-Ин­дий­ско­го хреб­та – в гра­бе­нах-риф­тах Аден­ско­го зал., Крас­но­го м. и в раз­ло­мах Вост. Аф­ри­ки, на­ру­ше­ния Гак­ке­ля хреб­та – че­рез гу­бу Бу­ор-Хая в Мо­мо-Се­лен­нях­ской впа­ди­не. Од­на из важ­ней­ших осо­бен­но­стей рель­е­фа дна океа­на – ши­ро­кое рас­про­стра­не­ние от­дель­но стоя­щих под­вод­ных гор от­но­си­тель­ной выс. до 500 м. Они ос­лож­ня­ют поч­ти все эле­мен­ты под­вод­но­го рель­е­фа (кро­ме шель­фа). Их чис­ло, по по­след­ним дан­ным, со­став­ля­ет ок. 16 тыс. (на ма­те­ри­ках – 200). На дне океа­нов мор­фо­скульп­ту­ры об­ра­зу­ют­ся под влия­ни­ем бе­ре­го­вых аб­ра­зион­но-ак­ку­му­ля­тив­ных про­цес­сов, дея­тель­но­сти муть­е­вых (сус­пен­зи­он­ных) по­то­ков, опол­за­ния, ак­ку­му­ля­ции, воз­дей­ст­вия при­дон­ных те­че­ний и др. Не­смот­ря на не­вы­сокую ин­тен­сив­ность этих про­цес­сов, дли­тель­ность их воз­дей­ст­вия час­то при­во­дит к об­ра­зо­ва­нию очень круп­ных форм релье­фа (ги­гант­ские ко­ну­сы вы­но­са, круп­ней­шие на З. ополз­не­вые те­ла и др.).

ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ

Но­си­те­лем наи­бо­лее свое­об­раз­ных и ха­рак­тер­ных осо­бен­но­стей З. яв­ля­ет­ся её гео­гра­фи­че­ская обо­лоч­ка – це­ло­ст­ная обо­лоч­ка З., 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 др. обо­ло­чек З. 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 гео­гра­фич. обо­лоч­ке, – энер­гия Солн­ца. Ме­ж­ду Сев. и Юж. 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 мес день и ночь. Осо­бен­но­стя­ми ви­ди­мо­го дви­же­ния Солн­ца оп­ре­де­ля­ет­ся при­ток сол­неч­ной ра­диа­ции на верх­нюю гра­ни­цу ат­мо­сфе­ры на разл. ши­ро­тах и в раз­ные мо­мен­ты и вре­ме­на го­да (т. н. со­ляр­ный кли­мат): в тро­пич. 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 арк­тич. и ан­тарк­тич. 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 З. при­во­дит к гло­баль­ной про­стран­ст­вен­ной диф­фе­рен­циа­ции при­род­ных ус­ло­вий – го­ри­зон­таль­ной (см. Гео­гра­фи­че­ские поя­са, Зо­на гео­гра­фи­че­ская) и вы­сот­ной по­яс­но­сти.

Ши­рот­ные кли­ма­тич. поя­са ока­зы­ва­ют столь су­ще­ст­вен­ное влия­ние на др. сто­ро­ны гео­гра­фич. обо­лоч­ки, что де­ле­ние при­ро­ды З. по все­му ком­плек­су при­зна­ков поч­ти со­от­вет­ст­ву­ет кли­ма­тич. по­ясам, в осн. сов­па­дая с ни­ми по чис­лу, кон­фи­гу­ра­ции и на­зва­ни­ям.

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

Гид­ро­сфе­ра, или вод­ная обо­лоч­ка З., со­дер­жит во­ду во всех её аг­ре­гат­ных со­став­ляю­щих и про­ни­зы­ва­ет все гео­сфе­ры пла­не­ты. Св. 94% об­ще­го объё­ма гид­ро­сфе­ры со­сре­до­то­че­но в океа­нах и мо­рях, ок. 4% за­клю­че­но в под­зем­ных во­дах, ок. 2% – в со­ста­ве крио­сфе­ры и все­го 0,013% – в по­верх­но­ст­ных во­дах су­ши (ре­ки, озё­ра, водохранилища, бо­ло­та). При­род­ные во­ды со­дер­жат поч­ти все хи­мич. эле­мен­ты. В океа­нич. во­де пре­об­ла­да­ют кис­ло­род, во­до­род, хлор и нат­рий, в во­дах су­ши – кар­бо­на­ты. Со­дер­жа­ние ми­нер. 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 св. 40‰ (Крас­ное м.), в ср. со­став­ляя ок. 35‰. Са­мая боль­шая кон­цент­ра­ция со­лей на­блю­да­ет­ся в со­лё­ных озё­рах (Мёрт­вое м. до 310‰) и под­зем­ных рас­со­лах (до 600‰). Для Ми­ро­во­го ок. ха­рак­тер­на ак­тив­ная цир­ку­ля­ция во­ды, вы­зы­вае­мая вет­ра­ми над океа­нич. по­верх­но­стью, раз­ной тем­пе­ра­ту­рой, со­лё­но­стью и плот­но­стью вод­ной тол­щи. Взаи­мо­дей­ст­вие океа­на и ат­мо­сфе­ры вы­зы­ва­ет пла­не­тар­ную цир­ку­ля­цию океа­нич. вод, т. н. гло­баль­ный оке­ан­ский кон­вей­ер, ока­зы­ваю­щий ог­ром­ное влия­ние на пе­ре­нос теп­ла на зем­ной по­вер­х­но­сти и фор­ми­ро­ва­ние кли­ма­тов.

Зна­чит. часть гид­ро­сфе­ры (гид­ро­гео­сфе­ры) на­хо­дит­ся в зем­ной ко­ре и в ман­тии З., 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 тыс. 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.

Ледники, Тянь-Шань.Фото А. И. Нагаева

В 20 в. по­ст­рое­ны круп­ные во­до­хра­ни­ли­ща. Пл. во­до­хра­ни­лищ пре­вы­ша­ет 400 тыс. км2, а с учё­том озёр, на­хо­дя­щих­ся в под­по­ре (Бай­кал, Онеж­ское, Зай­сан, Вик­то­рия, Он­та­рио и мн. др.), до­сти­га­ет 800 тыс. км2. Ис­кусств. во­доё­мы уве­ли­чи­ва­ют ус­той­чи­вый реч­ной сток с су­ши при­бли­зи­тель­но на 25%. Су­ще­ст­вен­ный объ­ём по­верх­но­ст­ных вод со­сре­до­то­чен на за­бо­лоч. тер­ри­то­ри­ях. Об­щая пло­щадь бо­лот до­сти­га­ет поч­ти 3 млн. км2 (ок. 2% су­ши). Сум­мар­ный объ­ём во­ды в бо­ло­тах ок. 11,5 тыс. км3. Са­мая ди­на­мич­ная часть гид­ро­сфе­ры – ре­ки, их сток пред­став­ля­ет ин­тег­раль­ную ха­рак­те­ри­сти­ку вод­но­го ба­лан­са по­верх­но­сти су­ши. Об­щий объ­ём вод ми­ро­вой реч­ной се­ти со­став­ля­ет ок. 2120 км3, од­на­ко в те­че­ние го­да этот объ­ём во­зоб­но­вля­ет­ся в сред­нем ок. 24 раз; вод­ные ре­сур­сы рек ок. 43 тыс. км3 в год. Частью гид­ро­сфе­ры слу­жит и вла­га, на­хо­дя­щая­ся в ат­мо­сфе­ре пре­им. 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 возд. те­че­ния­ми, кон­ден­си­ру­ет­ся и сно­ва вы­па­да­ет на по­верх­ность З. Её об­щее ко­ли­че­ст­во оце­ни­ва­ет­ся в 577 тыс. 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.

Зна­чит. роль в при­ро­де З. иг­ра­ет крио­сфе­ра, где со­сре­до­то­че­ны боль­шие за­па­сы во­ды (в ви­де льда и сне­га) и хо­ло­да. При­род­ные льды (в т. ч. под­зем­ные) за­ни­ма­ют пл. 72,4 млн. км2 (14,2% по­верх­но­сти З. и ок. 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, абс. мак­си­мум в кон. 20 – нач. 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 З. Совр. оле­де­не­ние рас­про­ст­ра­не­но в Ан­тарк­ти­де (объ­ём 23 296 630 км3, пл. рас­про­ст­ра­не­ния 13 979 тыс. км2), Сев. Аме­ри­ке с Грен­лан­ди­ей (2 431 773 км3, 2076,6 тыс. км2), Ев­ро­пе (21 082 км3, 92,1 тыс. км2), Азии (16 260 км3, 136,8 тыс. км2), Юж. Аме­ри­ке (12 690 км3, 32,3 тыс. км2), Океа­нии (550 км3, 0,82 тыс. км2), Аф­ри­ке (<1 км3, 0,02 тыс. км2).

Вы­со­кое аль­бе­до снеж­но-лед­ни­ко­вых по­верх­но­стей пе­ре­ст­раи­ва­ет ра­ди­ац. ба­ланс всей З. Ср. аль­бе­до З. 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. Зна­чит. часть сол­неч­ной энер­гии, при­хо­дя­щей к лед­ни­кам, ухо­дит об­рат­но в ат­мо­сфе­ру. Наи­боль­шее воз­дей­ст­вие на кли­мат ока­зы­ва­ет ан­тарк­тич. лед­ни­ко­вый пок­ров. Здесь фор­ми­ру­ет­ся Ан­тарк­ти­че­ский ан­ти­цик­лон, со­хра­няю­щий­ся поч­ти круг­лый год. На­ли­чие ог­ром­но­го ле­дя­но­го ма­те­ри­ка в Юж. по­лу­ша­рии – гл. при­чи­на то­го, что оно на 2,2 °C хо­лод­нее Се­вер­но­го. Пло­ща­ди се­зон­но­го снеж­но­го по­кро­ва зна­чит. боль­ше в Сев. по­лу­ша­рии, где он зи­мой по­кры­ва­ет два ог­ром­ных ма­те­ри­ка; в Юж. по­лу­ша­рии его рас­про­ст­ра­не­ние ог­ра­ни­че­но пре­об­ла­да­ни­ем над су­шей про­ст­ранств Ми­ро­во­го ок. В кон­це зи­мы Сев. по­лу­ша­рия (в фев­ра­ле) сне­гом по­кры­то 19,2% по­верх­но­сти З. (31% в Сев. по­лу­ша­рии, 7,5% в Юж­ном), в кон­це зи­мы Юж. по­лу­ша­рия (в ав­гу­сте) – лишь 9,2% (14% в Юж. по­лу­ша­рии и 4,3% в Се­вер­ном).

Снеж­ный пок­ров фор­ми­ру­ет спе­ци­фич. зве­но ми­ро­во­го вла­го­обо­ро­та – об­мен во­дой меж­ду океа­на­ми про­ис­хо­дит в т. ч. и че­рез снеж­ную тол­щу, в ко­то­рой вла­га за­дер­жи­ва­ет­ся на неск. ме­ся­цев. Напр., Ев­ра­зия по­лу­ча­ет 75% сне­га из осад­ков, сфор­ми­ро­вав­ших­ся над Ат­лан­ти­че­ским ок., 20% – над Ти­хим ок. и 5% – над Ин­дий­ским ок. Со­от­но­ше­ние об­рат­но­го по­ступ­ле­ния та­лых вод иное: зна­чит. часть вла­ги из Ев­ра­зии ухо­дит в Сев. Ле­до­ви­тый ок., за­тем в Ти­хий и Ин­дий­ский океа­ны и мень­ше все­го воз­вра­ща­ет­ся в Ат­лан­ти­че­ский оке­ан.

Осн. об­ла­сти рас­про­ст­ра­не­ния мно­го­лет­не­мёрз­лых гор­ных по­род скон­цент­ри­ро­ва­ны в Сев. по­лу­ша­рии, где их мощ­ность со­став­ля­ет де­сят­ки и сот­ни мет­ров, в Центр. Яку­тии до­сти­га­ет 1,5 км. Темп-ра 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 Сев. Аме­ри­ки.

Мор­ские льды об­ра­зу­ют­ся зи­мой Юж. по­лу­ша­рия на ог­ром­ных про­ст­ран­ст­вах Ми­ро­во­го ок. 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 п-ова, мо­рей Рос­са и Со­дру­же­ст­ва, и лишь в мо­ре Уэддел­ла со­хра­ня­ет­ся боль­шой ле­дя­ной мас­сив. Б. ч. се­зон­ных льдов до­сти­га­ет тол­щи­ны 1,5–2 м. Сев. Ле­до­ви­тый ок. име­ет мощ­ный ле­дя­ной по­кров, за­ни­маю­щий в мар­те ок. 11,4 млн. км2, в сен­тяб­ре – 7 млн. км2. Се­зон­ные льды в Сев. Ле­до­ви­том ок. зи­мой до­сти­га­ют тол­щи­ны 0,8–2 м, а круг­ло­го­дич­ные в центр. ча­сти – 4,5 м.

В ре­зуль­та­те гло­баль­но­го по­теп­ле­ния кли­ма­та раз­ме­ры крио­сфе­ры со­кра­ща­ют­ся. Умень­ша­ет­ся пло­щадь мно­го­лет­них льдов в Сев. Ле­до­ви­том ок.: за 10 лет в кон. 20 – нач. 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 Вост. Ан­тарк­ти­де она ма­ло из­ме­ня­ет­ся и, воз­мож­но, да­же рас­тёт.

Климатические пояса

В ос­но­ве кли­ма­тич. рай­они­ро­ва­ния З. 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 ге­не­тич. 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 возд. мас­сы из них раз­ли­ча­ют 7 ос­нов­ных: эк­ва­то­ри­аль­ный; по тро­пич. и уме­рен­ному в каж­дом по­лу­ша­рии; арктич. и ан­тарк­тич. Меж­ду осн. поя­са­ми фор­ми­ру­ют­ся три пе­ре­ход­ных, ха­рак­те­ри­зую­щих­ся се­зон­ной сме­ной пре­об­ла­даю­ще­го ти­па возд. масс: су­бэ­к­ва­то­ри­аль­ный (ле­том пре­об­ла­да­ет эк­ва­то­ри­аль­ный воз­дух, зи­мой – тро­пи­че­ский), суб­тро­пи­че­ский (ле­том – тро­пич. воз­дух, зи­мой – уме­рен­ный), суб­арк­тич. или суб­ан­тарк­тич. В ка­ж­дом ши­рот­ном поя­се над су­шей вы­де­ля­ет­ся кон­ти­нен­таль­ный тип кли­ма­та, а над океа­ном – океа­ни­че­ский. См. кар­ту Кли­ма­ти­че­ские поя­са и об­лас­ти.

Экваториальный пояс

Эк­ва­то­ри­аль­ный по­яс вклю­ча­ет при­эк­ва­то­ри­аль­ные об­лас­ти по­ни­жен­но­го ат­мо­сфер­но­го дав­ле­ния, спо­соб­ст­вую­щие дли­тель­но­му пре­бы­ва­нию возд. масс в од­но­род­ных тер­мич. ус­ло­ви­ях и фор­ми­ро­ва­нию воз­ду­ха это­го поя­са из тро­пич., вы­но­си­мо­го к эк­ва­то­ру пас­са­та­ми Сев. и Юж. по­лу­ша­рий. Эк­ва­то­ри­аль­ный по­яс не об­ра­зу­ет сплош­ной по­ло­сы, а фор­ми­ру­ет три об­лас­ти, в нём вы­де­ля­ют­ся кон­ти­нен­таль­ный и океа­ни­че­ский ти­пы кли­ма­та, ма­ло от­ли­чаю­щие­ся друг от дру­га по срав­не­нию с кли­ма­та­ми бо­лее вы­со­ких ши­рот. Ха­рак­терны са­мый вы­со­кий на З. ра­ди­ац. ба­ланс [на ма­те­ри­ках в це­лом за год (3–3,5)·103 МДж/м2, на по­верх­но­сти океа­нов (4–5)·103 МДж/м2] и из­бы­точ­ное ув­лаж­не­ние зем­ной по­верх­но­сти, го­до­вая сум­ма осад­ков, рав­но­мер­но рас­пре­де­лён­ных в те­че­ние го­да, на рав­ни­нах ко­леб­лет­ся от 1000 до 3000 мм в год, дос­ти­га­ет в отд. го­ды на скло­нах гор 14 000 мм (под­но­жие вул­ка­на Ка­ме­рун). Тем­пе­ра­тур­ный ре­жим очень рав­но­мер­ный с вы­со­ки­ми темп-ра­ми воз­ду­ха в те­че­ние все­го го­да (24–29 °C), макс. темп-ры ред­ко пре­вы­ша­ют 35 °C. Час­ты гро­зы (на низ­мен­но­стях о. Су­мат­ра от­ме­ча­ет­ся до 190 дней в го­ду с гро­за­ми).