Часам згадваецца як Свет, Блакітная планета[17][18][19], часам Тэра (ад лац.: Terra). Адзінае вядомае чалавеку на дадзены момант цела Сонечнай сістэмы ў прыватнасці і Сусвету наогул, населенае жывымі арганізмамі.
Навуковыя даныя паказваюць, што Зямля ўтварылася з сонечнай туманнасці каля 4,54 мільярда гадоў назад[20] і неўзабаве пасля гэтага набыла свой адзіны натуральны спадарожнік — Месяц. Меркавана жыццё з’явілася на Зямлі прыкладна 3,9 млрд гадоў назад, гэта значыць на працягу першага мільярда пасля яе ўзнікнення. З тых часоў біясфера Зямлі значна змяніла атмасферу і іншыя абіятычныя фактары, абумовіўшы колькасны рост аэробных арганізмаў, а таксама фарміраванне азонавага слоя, які разам з магнітным полем Зямлі аслабляе шкодную для жыцця сонечную радыяцыю[21], тым самым захоўваючы ўмовы існавання жыцця на Зямлі. Радыяцыя, абумоўленая самой зямной карой, з часоў яе ўтварэння значна знізілася дзякуючы паступоваму распаду радыенуклідаў у ёй. Кара Зямлі падзелена на некалькі сегментаў, або тэктанічных пліт, якія рухаюцца па паверхні з хуткасцямі парадку некалькіх сантыметраў у год. Вывучэннем складу, будовы і заканамернасцей развіцця Зямлі займаецца навука геалогія.
Прыблізна 70,8 % паверхні планеты займае Сусветны акіян[22], астатнюю частку паверхні займаюць кантыненты і астравы. На мацерыках размешчаны рэкі, азёры, падземныя воды і льды, разам з Сусветным акіянам яны складаюць гідрасферу. Вадкая вада, неабходная для ўсіх вядомых жыццёвых форм, не існуе на паверхні якой-небудзь з вядомых планет і планетоідаў Сонечнай сістэмы, акрамя Зямлі. Полюсы Зямлі пакрытыя ледзяным панцырам, які ўключае ў сябе марскі лёд Арктыкі і Антарктычны ледзяны шчыт.
Супастаўленне памераў планет зямной групы (злева направа): Меркурый, Венера, Зямля, Марс
Унутраныя вобласці Зямлі дастаткова актыўныя і складаюцца з тоўстага, вельмі вязкага пласта, так званай мантыі, якая пакрывае вадкае знешняе ядро, якое з’яўляецца крыніцай магнітнага поля Зямлі, і ўнутранае цвёрдае ядро, якое, як мяркуецца, складаецца з жалеза і нікелю[23]. Фізічныя характарыстыкі Зямлі і яе арбітальнага руху дазволілі жыццю захавацца на працягу апошніх 3,5 млрд гадоў. Паводле розных ацэнак Зямля будзе захоўваць умовы для існавання жывых арганізмаў яшчэ на працягу 0,5 — 2,3 млрд гадоў[24][25][26].
Зямля ўзаемадзейнічае (прыцягваецца гравітацыйнымі сіламі) з іншымі аб’ектамі ў космасе, уключаючы Сонца і Месяц. Зямля круціцца вакол Сонца і робіць вакол яго поўны абарот прыкладна за 365,26 сонечных сутак — сідэрычны год. Вось кручэння Зямлі нахіленая на 23,44° адносна перпендыкуляра да яе арбітальнай плоскасці, гэта выклікае сезонныя змены на паверхні планеты з перыядам у адзін трапічны год — 365,24 сонечных сутак. Суткі зараз складаюць прыкладна 24 гадзіны[2][27]. Месяц пачаў свой абарот на арбіце вакол Зямлі прыкладна 4,53 мільярда гадоў таму. Гравітацыйнае ўздзеянне Месяца на Зямлю з’яўляецца прычынай узнікнення акіянскіх прыліваў. Таксама Месяц стабілізуе нахіл зямной восі і паступова запавольвае кручэнне Зямлі[28][29][30]. Некаторыя тэорыі мяркуюць, што падзенні астэроідаў прыводзілі да істотных змен у навакольным асяроддзі і паверхні Зямлі, выклікаючы, у прыватнасці, масавыя выміранні розных відаў жывых істот[31].
Планета з’яўляецца домам для мільёнаў відаў жывых істот, уключаючы чалавека[32]. Тэрыторыя Зямлі падзелена на 195 незалежных дзяржаў, якія ўзаемадзейнічаюць паміж сабой шляхам дыпламатычных адносін, падарожжаў, гандлю або ваенных дзеянняў. Чалавечая культура сфарміравала шмат уяўленняў пра светабудову — такіх, як канцэпцыя аб плоскай Зямліberu, геацэнтрычная сістэма свету і гіпотэза Геіbeen, па якой Зямля ўяўляе сабой адзіны суперарганізм[33].
Сучаснай навуковай гіпотэзай фарміравання Зямлі і іншых планет Сонечнай сістэмы з’яўляецца гіпотэза сонечнай туманнасціbeen, паводле якой Сонечная сістэма ўтварылася з вялікага воблака міжзорнага пылу і газу[34]. Воблака складалася галоўным чынам з вадароду і гелію, якія ўтварыліся пасля Вялікага выбуху, і больш цяжкіх элементаў, пакінутых выбухамі звышновых. Прыкладна 4,5 млрд гадоў назад воблака стала сціскацца, што, імаверна, адбылося з-за ўздзеяння ўдарнай хвалі ад звышновай, якая ўспыхнула на адлегласці некалькіх светлавых гадоў[35]. Калі воблака пачало скарачацца, яго вуглавы момант, гравітацыя і інерцыя сплюснулі яго ў протапланетны дыск перпендыкулярна да яго восі кручэння. Пасля гэтага абломкі ў протапланетным дыску пад дзеяннем сілы прыцягнення сталі сутыкацца, і, зліваючыся, ўтваралі першыя планетоіды[36].
У працэсе акрэцыі планетоіды, пыл, газ і абломкі, якія засталіся пасля фарміравання Сонечнай сістэмы, сталі злівацца ва ўсё большыя аб’екты, фарміруючы планеты[36]. Прыблізны час утварэння Зямлі — 4,54 ± 0,04 млрд гадоў назад[20]. Увесь працэс фарміравання планеты заняў прыкладна 10-20 мільёнаў гадоў[37].
Месяц утварыўся пазней, прыкладна 4,527 ± 0,01 млрд гадоў таму[38], хоць яго паходжанне дагэтуль дакладна не ўстаноўлена. Асноўная гіпотэза кажа, што Месяц утварыўся шляхам акрэцыі з рэчыва, якое засталося пасля датычнага сутыкнення[39] Зямлі з аб’ектам, па памерах блізкім Марсу[40] і масай 10-12 % ад зямной[41] (часам гэты аб’ект называюць «Тэя»)[42]. Пры гэтым сутыкненні было вызвалена прыкладна ў 100 млн разоў больш энергіі, чым у выніку таго, якое, як мяркуецца, выклікала выміранне дыназаўраў[43]. Гэтага было дастаткова для выпарэння знешніх слаёў Зямлі і расплаўлення абодвух цел[44][45]. Частка мантыі была выкінута на арбіту Зямлі, што паказвае, чаму Месяц абдзелены металічным матэрыялам[46], і тлумачыць яго незвычайны склад[47]. Пад уплывам уласнай сілы цяжару выкінуты матэрыял прыняў сферычную форму, і ўтварыўся Месяц[48].
Протазямля павялічылася за кошт акрэцыі, і была досыць гарачая, каб расплаўляць металы і мінералы. Жалеза, а таксама геахімічна роднасныя яму сідэрафільныя элементыberu, валодаючы больш высокай шчыльнасцю, чым сілікаты і алюмасілікаты, апускаліся да цэнтра Зямлі[49]. Гэта прывяло да падзелу ўнутраных слаёў Зямлі на мантыю і металічнае ядро ўсяго праз 10 мільёнаў гадоў пасля таго, як Зямля пачала фарміравацца, стварыўшы слаістую структуру Зямлі і сфарміраваўшы магнітнае поле Зямлі[50]. Выдзяленне газаў з кары і вулканічная актыўнасць прывялі да ўтварэння першаснай атмасферы. Кандэнсацыя вадзяной пары, узмоцненая лёдам, занесеным каметамі і астэроідамі, прывяла да ўтварэння акіянаў[51]. Зямная атмасфера тады складалася з лёгкіх атмафільных элементаў: вадароду і гелію[52], але ўтрымлівала значна больш вуглякіслага газу, чым цяпер, а гэта зберагло акіяны ад замярзання, бо свяцільнасць Сонца тады не перавышала 70 % ад цяперашняга ўзроўню[53]. Прыкладна 3,5 мільярда гадоў назад утварылася магнітнае поле Зямлі, якое прадухіліла спусташэнне атмасферы сонечным ветрам[54].
Паверхня планеты пастаянна змянялася на працягу сотняў мільёнаў гадоў: кантыненты з’яўляліся і разбураліся. Яны перамяшчаліся па паверхні, часам збіраючыся ў суперкантынент. Прыблізна 750 млн гадоў назад самы ранні з вядомых суперкантынентаў — Радзініяbeen — стаў расколвацца на часткі. Пазней гэтыя часткі аб’ядналіся ў Паноціюbeen (600—540 млн гадоў назад), затым у апошні з суперкантынентаў — Пангею, які распаўся 180 мільёнаў гадоў назад[55].
Геахраналагічная шкала
Геахраналагічная шкала — геалагічная часавая шкала гісторыі Зямлі; ужываецца ў геалогіі і палеанталогіі, своеасаблівы каляндар для прамежкаў часу ў сотні тысяч і мільёны гадоў. Упершыню геахраналагічная шкала фанеразоя была прапанавана англійскім геолагам А. Холмсамbeen у 1938 годзе[56]. З-за адсутнасці рэштак фаўны, геахраналагічная шкала дакембрыя пабудавана, у асноўным, паводле даных вызначэнняў абсалютных узростаў парод на розных кантынентах[56].
Гісторыя Зямлі падзелена на розныя часавыя прамежкі. Іх межы праходзяць па найважнейшых падзеях, якія тады адбываліся.
Мяжа паміж эрамі фанеразоя праведзена па найбуйнейшых эвалюцыйных падзеях — глабальных выміраннях. Палеазойская эра аддзеленая ад мезазойскай найбуйнейшым за гісторыю Зямлі масавым пермскім выміраннем. Мезазойская эра аддзеленая ад кайназойскай мел-палеагенавым выміраннем.
Існуе шэраг гіпотэз узнікнення жыцця на Зямлі. Каля 3,5-3,8 млрд гадоў назад з’явіўся «апошні ўніверсальны агульны продак», ад якога пасля пайшлі ўсе іншыя жывыя арганізмы[57][58][59].
Развіццё фотасінтэзу дазволіла жывым арганізмам выкарыстоўваць сонечную энергію напрамую. Гэта прывяло да напаўнення кіслародамberu атмасферы, якое пачалося прыкладна 2500 млн гадоў назад[60], а ў верхніх слаях — да фарміравання азонавага слоя. Сімбіёз дробных клетак з большымі прывёў да развіцця складаныхberu клетак — эўкарыётаў[61]. Прыкладна 2,1 млрд гадоў назад з’явіліся мнагаклетачныя арганізмы, якія працягвалі прыстасоўвацца да навакольных умоў[62]. Дзякуючы паглынанню пагібельнага ўльтрафіялетавага выпраменьванняазонавым слоем жыццё змагло пачаць асваенне паверхні Зямлі[63].
У 1960 годзе была прапанавана гіпотэза Зямлі-снежкі, якая сцвярджае, што ў перыяд паміж 750 і 580 млн гадоў назад Зямля была цалкам пакрыта лёдам. Гэтая гіпотэза тлумачыць кембрыйскі выбухberu — рэзкае павышэнне разнастайнасці мнагаклетачных форм жыцця каля 542 млн гадоў таму[64].
Пасля кембрыйскага выбуху было пяць масавых выміранняўbeen[68]. Выміранне ў канцы пермскага перыяду, самае масавае ў гісторыі жыцця на Зямлі[69], прывяло да гібелі больш за 90 % жывых істот на планеце[70]. Пасля пермскай катастрофы самымі распаўсюджанымі наземнымі пазваночнымі сталі архазаўрыberu[71], ад якіх у канцы трыясавага перыяду пайшлі дыназаўры. Яны дамінавалі на планеце на працягу юрскага і мелавога перыядаў[72]. 65 млн гадоў назад адбылося мел-палеагенавае выміранне, выкліканае, імаверна, падзеннем метэарыта; яно прывяло да знікнення дыназаўраў і іншых буйных рэптылій, але абышло многіх дробных жывёл, такіх як млекакормячыя[73], якія тады ўяўлялі сабой невялікіх насякомаедных жывёл, а таксама птушак, якія з’яўляюцца эвалюцыйнай галіной дыназаўраў[74]. На працягу апошніх 65 мільёнаў гадоў развілася велізарная колькасць разнастайных відаў млекакормячых, і некалькі мільёнаў гадоў назад малпападобныя жывёлы набылі здольнасць прамахаджэнняberu[75]. Гэта дазволіла выкарыстоўваць прылады і спрыяла зносінам, якія дапамагалі здабываць ежу і стымулявалі неабходнасць у вялікім мозгу. Развіццё земляробства, а затым цывілізацыі, у кароткія тэрміны дазволіла людзям уздзейнічаць на Зямлю як ніякая іншая форма жыцця[76], уплываць на прыроду і колькасць іншых відаў.
Апошні ледавіковы перыяд пачаўся прыкладна 40 млн гадоў назад, яго пік прыпадае на плейстацэн каля 3 мільёнаў гадоў таму. На фоне працяглых і значных змен сярэдняй тэмпературы зямной паверхні, што можа быць звязана з перыядам абароту Сонечнай сістэмы вакол цэнтра Галактыкі (каля 200 млн гадоў), маюць месца і меншыя па амплітудзе і працягласці цыклы пахаладання і пацяплення, што адбываюцца кожныя 40-100 тысяч гадоў, якія маюць відавочна аўтавагальны характар, магчыма, выкліканы дзеяннем адваротных сувязей ад рэакцыі ўсёй біясферы як цэлага, якая імкнецца забяспечыць стабілізацыю клімату Зямлі (гл. гіпотэзу Геіberu, прапанаваную Джэймсам Лаўлокамberu).
Апошні цыкл абледзянення ў Паўночным паўшар’і закончыўся каля 10 тысяч гадоў назад[77].
Нетры Зямлі дзеляцца на пласты па хімічных і фізічных уласцівасцях, але ў адрозненне ад іншых планет зямной групы, Зямля мае ярка выяўленае знешняеberu і ўнутранае ядроberu. Вонкавы пласт Зямлі ўяўляе сабой цвёрдую абалонку, якая складаецца галоўным чынам з сілікатаў. Ад мантыі яна аддзелена мяжой з рэзкім павелічэннем хуткасцей падоўжных сейсмічных хваль — паверхняй Махаровічыча[80]. Цвёрдая кара і вязкая верхняя частка мантыі складаюць літасферу[81]. Пад літасферай знаходзіцца астэнасфера, слой адносна нізкай вязкасці, цвёрдасці і трываласці ў верхняй мантыі[82].
Значныя змены крышталічнай структуры мантыі адбываюцца на глыбіні 410—660 км ніжэй паверхні, якая ахоплівае пераходную зону і аддзяляе верхнюю і ніжнюю мантыю. Пад мантыяй знаходзіцца вадкі слой, які складаецца з расплаўленага жалеза з прымесямі нікелю, серы і крэмнію — ядро Зямлі[83]. Сейсмічныя вымярэнні паказваюць, што яно складаецца з 2 частак: цвёрдага ўнутранага ядра з радыусам ~1220 км і вадкага вонкавага ядра, з радыусам ~2250 км[84][85].
Форма Зямлі (геоід) блізкая да пляскатага эліпсоіда. Разыходжанне геоіда з эліпсоідам, які апраксімуе яго, дасягае 100 метраў[87]. Сярэдні дыяметр планеты складае прыкладна 12 742 км, а акружнасць — 40 000 км, бо метр у мінулым вызначаўся як 1⁄10 000 000 адлегласці ад экватара да паўночнага полюса праз Парыж[88] (з-за няправільнага ўліку полюснага сціску Зямлі эталон метра 1795 года аказаўся карацейшым прыблізна на 0,2 мм, адсюль недакладнасць).
Маса Зямлі прыблізна роўная 5,9736×1024 кг. Агульная колькасць атамаў, якія складаюць Зямлю ≈ 1,3-1,4×1050[95]. Яна складаецца ў асноўным з жалеза (32,1 %), кіслароду (30,1 %), крэмнію (15,1 %), магнію (13,9 %), серы (2,9 %), нікеля (1,8 %), кальцыю (1,5 %) і алюмінія (1,4 %); на астатнія элементы прыпадае 1,2 %. З-за сегрэгацыі па масе вобласць ядра, як мяркуецца, складаецца з жалеза (88,8 %), невялікай колькасці нікеля (5,8 %), серы (4,5 %) і каля 1 % іншых элементаў[96]. Характэрна, што вугляроду, які з’яўляецца асновай жыцця, у зямной кары ўсяго 0,1 %.
Геахімік Франк Кларкberu вылічыў, што зямная кара трохі больш, чым на 47 % складаецца з кіслароду. Найбольш распаўсюджаныя мінералы зямной кары практычна цалкам складаюцца з аксідаў; сумарнае ўтрыманне хлору, серы і фтору ў пародах звычайна складае менш за 1 %. Асноўнымі аксідамі з’яўляюцца SiO2, Al2O3, аксід жалеза (FeO), вокіс кальцыю (CaO), вокіс магнію (MgO), аксід калію (K2O) і аксід натрыю (Na2O). SiO2 служыць галоўным чынам кіслотным асяроддзем, утварае сілікаты; прырода ўсіх асноўных вулканічных парод звязана з ім. З разлікаў, заснаваных на аналізе 1672 відаў парод, Кларк зрабіў выснову, што 99,22 % з іх утрымліваюць 11 аксідаў (табліца справа). Усе іншыя кампаненты сустракаюцца ў вельмі нязначных колькасцях. Ніжэй прыводзіцца больш падрабязная інфармацыя аб хімічным складзе Зямлі (для інертных газаў даныя прыведзены ў 10−8см³/г; для астатніх элементаў — у працэнтах)[96].
Зямля, як і іншыя планеты зямной групы, мае слаістую ўнутраную будову. Яна складаецца з цвёрдых сілікатных абалонак (кары, вельмі вязкай мантыі), і металічнага ядра. Знешняя частка ядра вадкая (значна менш вязкая, чым мантыя), а ўнутраная — цвёрдая.
Унутранае цяпло
Унутраная цеплыня планеты забяспечваецца спалучэннем рэшткавага цяпла, якое засталося ад акрэцыі рэчыва, якая адбывалася на пачатковым этапе фарміравання Зямлі (каля 20 %)[97] і радыеактыўным распадам нестабільных ізатопаў: калію-40beru, урану-238been, урану-235beru і торыю-232beru[98][99]. У трох з пералічаных ізатопаў перыяд паўраспаду складае больш за мільярд гадоў[99]. У цэнтры планеты, тэмпература, магчыма, падымаецца да 6000 °C (больш, чым на паверхні Сонца), а ціск можа дасягаць 360 гПа(3 600 000 атм)[100]. Частка цеплавой энергіі ядра перадаецца да зямной кары з дапамогай плюмаўberu. Плюмы прыводзяць да з’яўлення гарачых пунктаў і трапаў[101]. Паколькі большая частка цяпла ад Зямлі забяспечваецца радыеактыўным распадам, то ў пачатку гісторыі Зямлі, калі запасы кароткачасовых ізатопаў яшчэ не былі вычарпаны, энергавыдзяленне нашай планеты было значна большым, чым зараз[23].
Сярэднія страты цеплавой энергіі Зямлі складаюць 87 мВт·м−2 альбо 4,42 × 1013 Вт (глабальныя цепластраты)[102]. Частка цеплавой энергіі ядра пераносіцца да плюмаў — гарачых мантыйных патокаў. Гэтыя плюмы могуць выклікаць з’яўленне трапаў[101], рыфтаў і гарачых пунктаўbeen. Больш за ўсё энергіі губляецца Зямлёй праз тэктанічны рух пліт і ўздым рэчыва мантыі на сярэдзінна-акіянічныя хрыбты. Апошнім асноўным тыпам страт цяпла з’яўляецца цепластраты скрозь літасферу, прычым большая колькасць цепластрат такім спосабам адбываецца ў акіяне, бо зямная кара там значна танчэйшая, чым пад кантынентамі[103].
Літасфера
Літасфера (ад стар.-грэч.: λίθος — камень і σφαῖρα — шар, сфера) — цвёрдая абалонка Зямлі. Складаецца з зямной кары і верхняй часткі мантыі. У будове літасферы вылучаюць рухомыя вобласці (складкаватыя паясы) і адносна стабільныя платформы. Блокі літасферы — літасферныя пліты — рухаюцца па адносна пластычнай астэнасферы. Вывучэнню і апісанню гэтых рухаў прысвечаны раздзел геалогіі аб тэктоніцы пліт.
Пад літасферай размяшчаецца астэнасфера, знешняя частка мантыі. Астэнасфера паводзіць сябе як перагрэтая і надзвычай вязкая вадкасць[104], дзе адбываецца паніжэнне хуткасці сейсмічных хваль, што сведчыць аб змене пластычнасці парод[81].
Для абазначэння знешняй абалонкі літасферы ўжываўся цяпер устарэлы тэрмін сіаль, які паходзіць ад назвы асноўных элементаў горных парод Si (лац.: Silicium — крэмній) і Al (лац.: Aluminium — алюміній).
Зямная кара — гэта верхняя частка цвёрдай Зямлі. Ад мантыі аддзелена мяжой з рэзкім павышэннем хуткасцей сейсмічных хваль — мяжой Махаровічыча. Ёсць два тыпы кары — кантынентальная і акіянічная. Таўшчыня кары вагаецца ад 6 км пад акіянам да 30-70 км на кантынентах[84][105]. У кантынентальнай кары вылучаюць тры пласты: асадкавы чахол, гранітны і базальтавы. Акіянічная кара складзена пераважна пародамі асноўнага складу, плюс асадкавы чахол. Зямная кара падзелена на розныя па велічыні літасферныя пліты, якія рухаюцца адносна адна адной. Кінематыку гэтых рухаў апісвае тэктоніка пліт.
Зямная кара пад акіянамі і кантынентамі істотна адрозніваецца.
Зямная кара пад кантынентамі звычайна мае таўшчыню 35-45 км, у гарыстых мясцовасцях магутнасць кары можа даходзіць да 70 км[105]. З глыбінёй у складзе зямной кары павялічваецца ўтрыманне аксідаў магнію і жалеза, памяншаецца ўтрыманне аксіду крэмнію, прычым гэтая тэндэнцыя ў большай ступені мае месца пры пераходзе да верхняй мантыі (субстрату)[105].
Верхняя частка кантынентальнай зямной кары ўяўляе сабой перарывісты пласт, які складаецца з асадкавых і вулканічных горных парод. Пласты могуць быць змятыя ў зморшчыны, зрушаныя па разрыву[105]. На шчытах асадкавая абалонка адсутнічае. Ніжэй размешчаны гранітны пласт, які складаецца з гнейсаў і гранітаў (хуткасць падоўжных хваль у гэтым пласце — да 6,4 км/с)[105]. Яшчэ ніжэй знаходзіцца базальтавы пласт (6,4-7,6 км/с), складзены метамарфічнымі горнымі пародамі, базальтамі і габра. Паміж гэтымі двума пластамі праходзіць умоўная мяжа, званая паверхняй Конрада. Хуткасць падоўжных сейсмічных хваль пры праходжанні праз гэту паверхню скачкападобна павялічваецца з 6 да 6,5 км/с[106].
Кара пад акіянамі мае таўшчыню 5-10 км. Яна падзяляецца на некалькі пластоў. Спачатку размешчаны верхні пласт, які складаецца з донных асадкаў, таўшчынёй менш за кіламетр[105]. Ніжэй ляжыць другі пласт, складзены галоўным чынам з серпенціну, базальту і, імаверна, з праслойкі асадкаў[105]. Хуткасць падоўжных сейсмічных хваль у дадзеным пласце даходзіць да 4-6 км/с, а яго таўшчыня 1-2,5 км[105]. Ніжні, «акіянічны» пласт складзены габра. Гэты пласт мае таўшчыню ў сярэднім каля 5 км і хуткасць праходжання сейсмічных хваль 6,4-7 км/с[105].
Мантыя — гэта сілікатная абалонка Зямлі, размешчаная паміж зямной карой і ядром Зямлі[109].
Мантыя складае 67 % масы Зямлі і каля 83 % яе аб’ёму (без уліку атмасферы). Яна распасціраецца ад мяжы з зямной карой (на глыбіні 5-70 кіламетраў) да мяжы з ядром на глыбіні каля 2900 км[109]. Ад зямной кары аддзелена паверхняй Махаровічыча, дзе хуткасць сейсмічных хваль пры пераходзе з кары ў мантыю хутка павялічваецца з 6,7-7,6 да 7,9-8,2 км/с. Мантыя займае велізарны дыяпазон глыбінь, і з павелічэннем ціску ў рэчыве адбываюцца фазавыя пераходы, пры якіх мінералы набываюць усё больш шчыльную структуру. Мантыя Зямлі падзяляецца на верхнюю мантыю і ніжнюю мантыю. Верхні слой, у сваю чаргу, падзяляецца на субстрат, пласт Гутэнберга і пласт Галіцына (сярэдняя мантыя)[109].
Згодна з сучаснымі навуковымі ўяўленнямі, склад зямной мантыі лічыцца падобным да складу каменных метэарытаў, у прыватнасці хандрытаў. У склад мантыі пераважна ўваходзяць хімічныя элементы, якія знаходзіліся ў цвёрдым стане або ў цвёрдых хімічных злучэннях падчас фарміравання Зямлі: крэмній, жалеза, кісларод, магній і інш. Гэтыя элементы ўтвараюць з дыяксідам крэмнію сілікаты. У верхняй мантыі (субстраце), хутчэй за ўсё, больш фарстэрыту MgSiO4, глыбей некалькі павялічваецца ўтрыманне фаяліту Fe2SiO4. У ніжняй мантыі пад уздзеяннем вельмі высокага ціску гэтыя мінералы расклаліся на аксіды (SiO2, MgO, FeO)[110].
Агрэгатны стан мантыі абумоўліваецца ўздзеяннем тэмператур і звышвысокага ціску. З-за ціску рэчыва амаль усёй мантыі знаходзіцца ў цвёрдым крышталічным стане, нягледзячы на высокую тэмпературу. Выключэнне складае толькі астэнасфера, дзе дзеянне ціску аказваецца слабейшым, чым тэмпературы, блізкія да пункта плаўлення рэчыва. З-за гэтага эфекту, відаць, рэчыва тут знаходзіцца альбо ў аморфным стане, альбо ў паўрасплаўленым[110].
Ядро — цэнтральная, найбольш глыбокая частка Зямлі, геасфераberu, якая знаходзіцца пад мантыяй і, як мяркуецца, складаецца з жалеза-нікелевага сплаву з прымешкай іншых сідэрафільных элементаў. Глыбіня залягання — 2900 км. Сярэдні радыус сферы — 3485 км. Падзяляецца на цвёрдае ўнутранае ядро радыусам каля 1300 км і вадкае знешняе ядро радыусам каля 2200 км, паміж якімі часам вылучаюць пераходную зону. Тэмпература ў цэнтры ядра Зямлі дасягае 6000 °С[111], шчыльнасць каля 12,5 т/м³, ціск да 360 гПа (3 550 000 атмасфер)[100][111]. Маса ядра — 1,9354×1024 кг.
Паводле тэорыі тэктанічных пліт, зямная кара складаецца з адносна цэласных блокаў — літасферных пліт, якія знаходзяцца ў пастаянным руху адна адносна адной. Пліты ўяўляюць сабой жорсткія сегменты, якія рухаюцца адносна адзін аднаго. Існуе тры тыпы іх узаемнага перамяшчэння: канвергенцыя (сыходжанне), дывергенцыя (разыходжанне) і зрухавыя перамяшчэнні па трансформных разломахberu. На разломах паміж тэктанічнымі плітамі могуць адбывацца землетрасенні, вулканічная актыўнасць, гораўтварэнні, утварэнні акіянскіх упадзін[113].
Спіс найбуйнейшых тэктанічных пліт з памерамі прыведзены ў табліцы справа. Сярод пліт меншых памераў варта адзначыць Індастанскую, Арабскую, Карыбскую пліты, пліту Наска і пліту Скоція. Аўстралійская пліта фактычна злілася з Індастанскай паміж 50 і 55 млн гадоў назад. Хутчэй за ўсё рухаюцца акіянскія пліты; так, пліта Какос рухаецца з хуткасцю 75 мм у год[114], а Ціхаакіянская пліта — з хуткасцю 52-69 мм у год. Самая нізкая хуткасць у Еўразійскай пліты — 21 мм у год[115].
Размеркаванне вышынь і глыбінь па паверхні Зямлі. Даныя Геафізічнага інфармацыйнага цэнтра ЗША[116]
Прыпаверхневыя часткі планеты (верхняя частка літасферы, гідрасфера, ніжнія слаі атмасферы) у цэлым называюцца геаграфічнай абалонкай і вывучаюцца геаграфіяй.
Рэльеф Зямлі вельмі разнастайны. Каля 70,8 %[117] паверхні планеты пакрыта вадой (у тым ліку кантынентальнага шэльфа). Падводная паверхню гарыстая, уключае сістэму сярэдзінна-акіянічных хрыбтоў, а таксама падводныя вулканы[89], акіянічныя жолабы, падводныя каньёны, акіянічныя плато і абісальныя раўніны. Астатнія 29,2 %, непакрытыя вадой, уключаюць горы, пустыні, раўніны, пласкагор’і і інш.
На працягу геалагічных перыядаў паверхня планеты пастаянна змяняецца з-за тэктанічных працэсаў і эрозіі. Рэльеф зямной паверхні фарміруецца пад уздзеяннем выветрывання, якое выклікаецца атмасфернымі ападкамі, ваганнямі тэмператур, хімічнымі ўздзеяннямі. Змяняюць зямную паверхню і ледавікі, берагавая эрозія, утварэнне каралавых рыфаў, сутыкненні з буйнымі метэарытамі[118].
Пры перамяшчэнні кантынентальных пліт па планеце акіянічнае дно апускаецца пад іх край. У той жа час рэчыва мантыі, што падымаецца з глыбінь, стварае дывергентную мяжу на сярэдзінна-акіянічных хрыбтах. Сумесна гэтыя два працэсы прыводзяць да пастаяннага абнаўлення матэрыялу акіянічнай пліты. Узрост большай часткі акіянскага дна меншы за 100 млн гадоў. Найстаражытнейшая акіянічная кара размешчана ў заходняй частцы Ціхага акіяна, а яе ўзрост складае прыкладна 200 млн гадоў. Для параўнання, узрост найстарэйшых выкапняў, знойдзеных на сушы, дасягае каля 3 млрд гадоў[119][120].
Кантынентальныя пліты складаюцца з матэрыялу з нізкай шчыльнасцю, такога як вулканічныя граніт і андэзіт. Менш распаўсюджаны базальт — шчыльная вулканічная парода, якая з’яўляецца асноўным складнікам акіянічнага дна[121]. Прыкладна 75 % паверхні мацерыкоў пакрыта асадкавымі пародамі, хоць гэтыя пароды складаюць прыкладна 5 % зямной кары[122]. Трэцімі па распаўсюджанасці на Зямлі пародамі з’яўляюцца метамарфічныя горныя пароды, якія ўтварыліся ў выніку змены (метамарфізму) асадкавых або магматычных горных парод пад дзеяннем высокага ціску, высокай тэмпературы ці таго і другога адначасова. Самыя распаўсюджаныя сілікаты на паверхні Зямлі — гэта кварц, палявы шпатberu, амфібол, слюда, піраксенbeuk і алівін[123]; карбанатыberu — кальцыт (у вапняку), араганіт і даламіт[124].
Педасфера — самы верхні пласт літасферы — уключае глебу. Яна знаходзіцца на мяжы паміж літасферай, атмасферай, гідрасферай. На сёння агульная плошча акультураных зямель складае 13,31 % паверхні сушы, з якіх толькі 4,71 % пастаянна занятыя сельскагаспадарчымі культурамі[9]. Прыкладна 40 % зямной сушы сёння выкарыстоўваецца для ворных угоддзяў і пашы, гэта прыкладна 1,3×107 ворных зямель і 3,4×107 км² пашы[125].
Гідрасфера (ад стар.-грэч.: Yδωρ — вада і σφαῖρα — шар) — сукупнасць усіх водных запасаў Зямлі.
Наяўнасць вадкай вады на паверхні Зямлі з’яўляецца ўнікальнай уласцівасцю, якая адрознівае нашу планету ад іншых аб’ектаў Сонечнай сістэмы. Большая частка вады засяроджаная ў акіянах і морах, значна менш — у рачных сетках, азёрах, балотах і падземных водах. Таксама вялікія запасы вады маюцца ў атмасферы, у выглядзе аблокаў і вадзянога пару.
Агульная маса вады ў Сусветным акіяне прыкладна складае 1,35×1018 тон, або каля 1⁄4400 ад агульнай масы Зямлі. Акіяны пакрываюць плошчу каля 3,618×108 км² з сярэдняй глыбінёй 3682 м, што дазваляе вылічыць агульны аб’ём вады ў іх: 1,332×109 км³[126]. Калі ўсю гэту ваду раўнамерна размеркаваць па паверхні, то атрымаўся б слой таўшчынёй больш за 2,7 км[заўв 3]. З усёй вады, якая ёсць на Зямлі, толькі 2,5 % прыпадае на прэсную, астатняя — салёная. Большая частка прэснай вады, каля 68,7 %, у цяперашні час знаходзіцца ў ледавіках[127]. Вадкая вада з’явілася на Зямлі, імаверна, каля чатырох мільярдаў гадоў таму[128].
Сярэдняя салёнасць зямных акіянаў — каля 35 грам солі на кілаграм марской вады (35 ‰)[129]. Значная частка гэтай солі была вызвалена пры вулканічных вывяржэннях або вымыта з астуджаных вывергнутых горных парод, што ўтварылі дно акіяна[128].
У акіянах утрымліваюцца раствораныя газы атмасферы, неабходныя для выжывання шматлікіх водных форм жыцця[130]. Марская вада мае значны ўплыў на клімат у свеце, летам робячы яго халаднейшым, а зімой — цяплейшым[131]. Ваганні тэмператур вады ў акіянах могуць прывесці да значных змен клімату, напрыклад, Эль-Ніньё[132].
Від на Ціхі акіян з космасуВід зямных аблокаў з космасу
Атмасфера (ад стар.-грэч.: ἀτμός — пар і σφαῖρα — шар) — газавая абалонка вакол Зямлі; складаецца з азоту і кіслароду, са следавымі колькасцямі вадзянога пару, дыяксіду вугляроду і іншых газаў. З моманту свайго ўтварэння яна значна змянілася пад уплывам біясферы. З’яўленне аксігеннага фотасінтэзу 2,4-2,5 млрд гадоў назад спрыяла развіццю аэробных арганізмаў, а таксама насычэнню атмасферы кіслародам і ўтварэнню азонавага слоя, які ахоўвае ўсё жывое ад шкодных ультрафіялетавых прамянёў[60]. Атмасфера вызначае надвор'е на паверхні Зямлі, абараняе планету ад касмічных прамянёў, і часткова — ад метэарытных бамбардзіровак[133]. Яна таксама рэгулюе асноўныя клімататворчыя працэсы: кругаварот вады ў прыродзе, цыркуляцыю паветраных мас, пераносы цяпла[110]. Малекулы атмасферных газаў могуць захопліваць цеплавую энергію, замінаючы ёй сысці ў адкрыты космас, тым самым павялічваючы тэмпературу планеты. Гэта з’ява вядома як парніковы эфект. Асноўнымі парніковымі газамі лічацца вадзяная пара, вуглякіслы газ, метан і азон. Без гэтага эфекту цеплаізаляцыі сярэдняя паверхневая тэмпература Зямлі складала б ад −18 да −23 °C (пры тым, што ў рэчаіснасці яна роўная 14,8 °C), і жыццё хутчэй за ўсё не існавала б[117].
Праз атмасферу да зямной паверхні паступае электрамагнітнае выпраменьванне Сонца — галоўная крыніца энергіі хімічных, фізічных і біялагічных працэсаў у геаграфічнай абалонцы Зямлі[110].
Атмасфера Зямлі падзяляецца на слаі, якія адрозніваюцца паміж сабой тэмпературай, шчыльнасцю, хімічным саставам і г. д. Агульная маса газаў, якія складаюць зямную атмасферу — прыкладна 5,15×1018 кг. На ўзроўні мора атмасфера аказвае на паверхню Зямлі ціск, роўны 1 атм (101,325 кПа)[2]. Сярэдняя шчыльнасць паветра каля паверхні — 1,22 г/л, прычым яна хутка памяншаецца з ростам вышыні: так, на вышыні 10 км над узроўнем мора яна складае 0,41 г/л, а на вышыні 100 км — 10−7 г/л[110].
У ніжняй частцы атмасферы змяшчаецца каля 80 % агульнай яе масы і 99 % усяе вадзяной пары (1,3-1,5×1013 т), гэты слой называецца трапасферай[134]. Яго таўшчыня неаднолькавая і залежыць ад тыпу клімату і сезонных фактараў: так, у палярных рэгіёнах яна складае каля 8-10 км, ва ўмераным поясе да 10-12 км, а ў трапічных або экватарыяльных даходзіць да 16-18 км [136][135]. У гэтым слоі атмасферы тэмпература апускаецца ў сярэднім на 6 °C на кожны кіламетр пры руху ў вышыню[110]. Вышэй размяшчаецца пераходны слой — трапапаўза, які аддзяляе трапасферу ад стратасферы. Тэмпература тут знаходзіцца ў межах 190—220 K.
Стратасфера — слой атмасферы, які знаходзіцца на вышыні ад 10-12 да 55 км (у залежнасці ад умоў надвор’я і часу года). На яго прыходзіцца не больш за 20 % усёй масы атмасферы. Для гэтага слоя характэрна паніжэнне тэмпературы да вышыні ~25 км, з наступным павышэннем на мяжы з мезасферай амаль да 0 °С[136]. Гэтая мяжа называецца стратапаўзай і знаходзіцца на вышыні 47-52 км[137]. У стратасферы адзначаецца найбольшая канцэнтрацыя азону ў атмасферы, які засцерагае ўсе жывыя арганізмы на Зямлі ад шкоднага ультрафіялетавага выпраменьвання Сонца. Інтэнсіўнае паглынанне сонечнага выпраменьвання азонавым слоем выклікае хуткі рост тэмпературы ў гэтай частцы атмасферы[110].
Мезасфера размешчана на вышыні ад 50 да 80 км над паверхняй Зямлі, паміж стратасферай і тэрмасферай. Яна аддзелена ад гэтых слаёў мезапаўзайberu (80-90 км)[138]. Гэта самае халоднае месца на Зямлі, тэмпература тут апускаецца да −100 °C[139]. Пры такой тэмпературы вада, якая змяшчаецца ў паветры, хутка замярзае, часам утвараючы серабрыстыя аблокіbeen[139]. Іх можна назіраць адразу пасля заходу Сонца, але найлепшая бачнасць ствараецца, калі яно знаходзіцца ад 4 да 16° ніжэй гарызонту[139]. У мезасферы згарае большая частка метэарытаў, якія пранікаюць у зямную атмасферу. З паверхні Зямлі яны назіраюцца як падаючыя зоркі[139]. На вышыні 100 км над узроўнем мора знаходзіцца ўмоўная мяжа паміж зямной атмасферай і космасам — лінія Карманаberu[140].
У тэрмасферы тэмпература хутка падымаецца да 1000 К, гэта звязана з паглынаннем у ёй караткахвалевага сонечнага выпраменьвання. Гэта самы працяглы слой атмасферы (80-1000 км). На вышыні каля 800 км рост тэмпературы спыняецца, бо паветра тут вельмі разрэджанае і слаба паглынае сонечную радыяцыю[110].
Экзасфера — знешняя і вельмі разрэджаная частка зямной атмасферы. У гэтым слоі часціцы могуць пераадольваць другую касмічную хуткасць Зямлі і знікаць у касмічную прастору. Гэта выклікае павольны, але ўстойлівы працэс, так званую дысіпацыю (рассейванне) атмасферы. У космас вырываюцца ў асноўным часціцы лёгкіх газаў: вадароду і гелію[142]. Малекулы вадароду, якія маюць самую нізкую малекулярную масу, могуць лягчэй дасягаць другой касмічнай хуткасці і сыходзіць у касмічную прастору больш хуткімі тэмпамі, чым іншыя газы[143]. Лічыцца, што страта аднаўляльнікаў, напрыклад вадароду, была неабходнай умовай для магчымасці ўстойлівага назапашвання кіслароду ў атмасферы[144]. Такім чынам, уласцівасць вадароду пакідаць атмасферу Зямлі, магчыма, паўплывала на развіццё жыцця на планеце[145]. У цяперашні час вялікая частка вадароду, якая трапляе ў атмасферу, пераўтвараецца ў ваду, не пакідаючы Зямлю, а страта вадароду адбываецца ў асноўным ад разбурэння метану ў верхніх слаях атмасферы[146].
Хімічны састаў атмасферы
Каля паверхні Зямлі асушанае паветра змяшчае каля 78,08 % азоту (па аб’ёме), 20,95 % кіслароду, 0,93 % аргону і каля 0,03 % вуглякіслага газу. Аб’ёмная канцэнтрацыя кампанентаў залежыць ад вільготнасці паветра — утрымання ў ім вадзяной пары, якое вагаецца ад 0,1 да 1,5 % у залежнасці ад клімату, часу года, мясцовасці. Напрыклад, пры 20 °C і адноснай вільготнасці 60 % (сярэдняя вільготнасць пакаёвага паветра летам) канцэнтрацыя кіслароду ў паветры складае 20,64 %. На долю астатніх кампанентаў прыходзіцца не больш за 0,1 %: гэта вадарод, метан, аксід вугляроду, аксіды серы і аксіды азоту і іншыя інертныя газы, акрамя аргону[147]. Таксама ў паветры заўсёды прысутнічаюць цвёрдыя часціцы (пыл — гэта часціцы арганічных матэрыялаў, попел, сажа, пылок раслін і інш., пры нізкіх тэмпературах — крышталі лёду) і кроплі вады (воблакі, туман) — аэразолі. Канцэнтрацыя цвёрдых часціц пылу памяншаецца з вышынёй. У залежнасці ад пары года, клімату і мясцовасці канцэнтрацыя часціц аэразоляў у складзе атмасферы змяняецца. Вышэй за 200 км асноўны кампанент атмасферы — азот. На вышыні звыш 600 км пераважае гелій, а ад 2000 км — вадарод («вадародная карона»)[110].
Надвор’е і клімат
Зямная атмасфера не мае вызначаных меж, яна паступова становіцца ўсё больш разрэджанаю і плаўна пераходзіць у касмічную прастору. Тры чвэрці масы атмасферы змяшчаецца ў першых 11 кіламетрах ад паверхні планеты (трапасфера). Сонечная энергія награвае гэты слой ля паверхні, выклікаючы пашырэнне паветра і памяншаючы яго шчыльнасць. Затым нагрэтае паветра падымаецца, а яго месца займае больш халоднае і шчыльнае паветра. Так узнікае цыркуляцыя атмасферы — сістэма замкнёных плыней паветраных мас шляхам пераразмеркавання цеплавой энергіі[148].
Асновай цыркуляцыі атмасферы з’яўляюцца пасаты ў экватарыяльным поясе (ніжэй за 30° шыраты) і заходнія вятры ўмеранага поясаbeen (у шыротах паміж 30° і 60°)[149]. Марскія цячэнні таксама з’яўляюцца важнымі фактарамі ў фарміраванні клімату, таксама як і тэрмахалінная цыркуляцыя, якая размяркоўвае цеплавую энергію з экватарыяльных рэгіёнаў у палярныя[150].
Вадзяная пара, якая ўздымаецца з паверхні, утварае воблакі ў атмасферы. Калі атмасферныя ўмовы дазволяць падняцца цёпламу вільготнаму паветру, гэтая вада кандэнсуецца і выпадае на паверхню ў выглядзе дажджу, снегу або граду[148]. Большая частка атмасферных ападкаў, што выпадаюць на сушу, трапляе ў рэкі, і ў канчатковым выніку вяртаецца ў акіяны ці застаецца ў азёрах, а затым зноў выпараецца, паўтараючы цыкл. Гэты кругаварот вады ў прыродзе з’яўляецца жыццёва важным фактарам для існавання жыцця на сушы. Колькасць ападкаў, выпадаючых за год, розная, пачынаючы ад некалькіх метраў да некалькіх міліметраў у залежнасці ад геаграфічнага становішча рэгіёна. Атмасферная цыркуляцыя, тапалагічныя асаблівасці мясцовасці і перапады тэмператур вызначаюць сярэднюю колькасць ападкаў, якая выпадае ў кожным рэгіёне[151].
Колькасць сонечнай энергіі, якая дасягнула паверхні Зямлі, памяншаецца з павелічэннем шыраты. У больш высокіх шыротах сонечнае святло падае на паверхню пад больш вострым вуглом, чым у нізкіх; і яно павінна прайсці больш доўгі шлях у зямной атмасферы. У выніку гэтага сярэднегадавая тэмпература паветра (на ўзроўні мора) памяншаецца прыкладна на 0,4 °C пры руху на 1 градус па абодва бакі ад экватара[152]. Зямля падзелена на кліматычныя паясы — прыродныя зоны, якія маюць прыблізна аднастайны клімат. Тыпы клімату можна класіфікаваць па рэжыму тэмпературы, колькасці зімніх і летніх ападкаў. Найбольш распаўсюджаная сістэма класіфікацыі клімату — класіфікацыя Кёпена, у адпаведнасці з якой найлепшым крытэрыем вызначэння тыпу клімату з’яўляецца тое, якія расліны растуць на дадзенай мясцовасці ў натуральных умовах[153]. У сістэму ўваходзяць пяць асноўных кліматычных зон (вільготныя трапічныя лясы, пустыні, умераны пояс, кантынентальны клімат і палярны тып), якія ў сваю чаргу падзяляюцца на больш канкрэтныя падтыпы[149].
Біясфера (от стар.-грэч.: βιος — жыццё і σφαῖρα — сфера, шар) — гэта сукупнасць частак зямных абалонак (літа-, гідра-і атмасферы), якая заселена жывымі арганізмамі, знаходзіцца пад іх уздзеяннем і занята прадуктамі іх жыццядзейнасці. Тэрмін «біясфера» быў упершыню прапанаваны аўстрыйскім геолагам і палеантолагам Эдуардам Зюсам у 1875 годзе[154]. Біясфера — абалонка Зямлі, заселеная жывымі арганізмамі і пераўтвораная імі. Яна пачала фарміравацца не раней, чым 3,8 млрд гадоў назад, калі на нашай планеце сталі зараджацца першыя арганізмы. Яна ўключае ў сябе ўсю гідрасферу, верхнюю частку літасферы і ніжнюю частку атмасферы, г.зн. засяляе экасферу. Біясфера ўяўляе сабой сукупнасць усіх жывых арганізмаў. У ёй жыве некалькі мільёнаў відаў раслін, жывёл, грыбоў і мікраарганізмаў.
Біясфера складаецца з экасістэм, якія ўключаюць у сябе супольнасці жывых арганізмаў (біяцэноз), асяроддзя іх пражывання (біятопаў), сістэмы сувязей, якія ажыццяўляюць абмен рэчывам і энергіяй паміж імі. На сушы яны падзеленыя галоўным чынам геаграфічнымі шыротамі, вышынёй над узроўнем мора і адрозненнямі па выпадзенні ападкаў. Наземныя экасістэмы, якія знаходзяцца ў Арктыцы або Антарктыцы, на вялікіх вышынях або ў вельмі засушлівых раёнах, адносна бедныя раслінамі і жывёламі; разнастайнасць відаў дасягае піка ў вільготных трапічных лясахэкватарыяльнага поясаberu[155].
Магнітнае поле Зямлі ў першым прыбліжэнні ўяўляе сабой дыполь, полюсы якога размешчаныя побач з геаграфічнымі полюсамі планеты. Поле ўтварае магнітасферу, якая адхіляе часціцы сонечнага ветру. Яны назапашваюцца ў радыяцыйных паясах — двух канцэнтрычных абласцях у форме тора вакол Зямлі. Каля магнітных полюсаў гэтыя часціцы могуць «высыпацца» у атмасферу і прыводзіць да з’яўлення палярных ззянняў. На экватары магнітнае поле Зямлі мае індукцыю 3,05×10-5Tл і магнітны момант 7,91×1015 Tл·м³[156].
Паводле тэорыі «магнітнага дынама»beru, поле генеруецца ў цэнтральнай вобласці Зямлі, дзе цяпло стварае праходжанне электрычнага току ў вадкім металічным ядры. Гэта ў сваю чаргу прыводзіць да ўзнікнення ў Зямлі магнітнага поля. Канвекцыйныя рухі ў ядры з’яўляюцца хаатычнымі; магнітныя полюсыberu дрэйфуюць і перыядычна мяняюць сваю палярнасць. Гэта выклікае інверсіі магнітнага поля Зямлі, якія ўзнікаюць у сярэднім некалькі разоў за кожныя некалькі мільёнаў гадоў. Апошняя інверсія адбылася прыблізна 700 000 гадоў назад[157][158].
Магнітасфера — вобласць прасторы вакол Зямлі, якая ўтвараецца, калі паток зараджаных часціц сонечнага ветру адхіляецца ад сваёй першапачатковай траекторыі пад уздзеяннем магнітнага поля. На баку, павернутым да Сонца, таўшчыня яе галоўнай ударнай хвалі складае каля 17 км[159] і размешчана яна на адлегласці каля 90 000 км ад Зямлі[160]. На начным баку планеты магнітасфера выцягваецца, набываючы доўгую цыліндрычную форму.
Калі зараджаныя часціцы высокай энергіі сутыкаюцца з магнітасферай Зямлі, то з’яўляюцца радыяцыйныя паясы (паясы Ван Алена). Палярныя ззянні ўзнікаюць, калі сонечная плазма дасягае атмасферы Зямлі ў раёне магнітных полюсаў[161].
Зямлі патрабуецца ў сярэднім 23 гадзіны 56 хвілін і 4,091 секунд (зорныя суткі), каб здзейсніць адзін абарот вакол сваёй восі[162][163]. Хуткасць вярчэння планеты з захаду на ўсход складае прыкладна 15 градусаў у гадзіну (1 градус у 4 хвіліны, 15' у хвіліну). Гэта эквівалентна вуглавому дыяметру Сонца або Месяца кожныя дзве хвіліны (бачныя памеры Сонца і Месяца прыкладна аднолькавыя)[164][165].
Вярчэнне Зямлі нестабільнае: хуткасць яе вярчэння адносна нябеснай сферы змяняецца (у красавіку і лістападзе працягласць сутак адрозніваецца ад эталонных на 0,001 с), вось кручэння прэцэсіруе (на 20,1" у год) і вагаецца (аддаленне імгненнага полюса ад сярэдняга не перавышае 15')[166]. У вялікім маштабе часу — запавольваецца. Працягласць аднаго абароту Зямлі павялічвалася за апошнія 2000 гадоў у сярэднім на 0,0023 секунды ў стагоддзе (па назіраннях за апошнія 250 гадоў гэта павелічэнне меншае — каля 0,0014 секунды за 100 гадоў)[167]. З-за прыліўнага паскарэння кожныя наступныя суткі аказваюцца даўжэйшымі за папярэднія ў сярэднім на 29 нанасекунд[168].
Перыяд вярчэння Зямлі адносна нерухомых зорак, згодна з Міжнароднай службе кручэння Зямлі (IERS), роўны 86164,098903691 секунд па UT1 або 23 г. 56 мін. 4,098903691 с[3][169].
Зямля рухаецца вакол Сонца па эліптычнай арбіце на адлегласці каля 150 млн км з сярэдняй хуткасцю 29,765 км/с. Хуткасць вагаецца ад 30,27 км/с (у перыгеліі) да 29,27 км/с (у афеліі)[110]. Рухаючыся па арбіце, Зямля здзяйсняе поўны абарот за 365,2564 сярэдніх сонечных сутак (адзін зорны год). З Зямлі перамяшчэнне Сонца адносна зорак складае каля 1° у дзень ва ўсходнім кірунку. Хуткасць руху Зямлі па арбіце непастаянная: у ліпені (пры праходжанні афелія) яна найменшая і складае каля 60 вуглавых хвілін у суткі, а пры праходжанні перыгелія ў студзені найбольшая, каля 62 хвілін у суткі. Сонца і ўся Сонечная сістэма абарочваецца вакол цэнтра галактыкі Млечны Шлях па амаль кругавой арбіце з хуткасцю каля 220 км/c. У сваю чаргу, Сонечная сістэма ў складзе Млечнага Шляху рухаецца з хуткасцю прыкладна 20 км/с у кірунку да пункта (апекса), які знаходзіцца на мяжы сузор’яў Ліры і Геркулеса, паскараючыся па меры пашырэння Сусвету.
Здымак Зямлі, зроблены касмічным апаратам Вояджэр-1 з адлегласці ў 6 млрд км (40 а.а.) ад Зямлі.Здымак Зямлі, зроблены касмічным апаратам Юнона з адлегласці ў 9,66 мільёнаў кіламетраў (0.06457 а.а.) ад Зямлі. 26 жніўня 2011Зямля з Марса
Месяц абарочваецца разам з Зямлёй вакол агульнага цэнтра мас кожныя 27,32 сутак адносна зорак. Прамежак часу паміж дзвюма аднолькавымі фазамі месяца (сінадычны месяц) складае 29,53059 дня. Калі глядзець з паўночнага полюса свету, Месяц рухаецца вакол Зямлі супраць гадзіннікавай стрэлкі. У гэты ж бок адбываецца і абарот усіх планет вакол Сонца, і кручэнне Сонца, Зямлі і Месяца вакол сваёй восі. Вось кручэння Зямлі адхілена ад перпендыкуляра да плоскасці яе арбіты на 23,5 градуса (кірунак і вугал нахілу восі Зямлі змяняецца з-за прэцэсіі, а бачнае ўзвышэнне Сонца залежыць ад пары года); арбіта Месяца нахілена на 5 градусаў адносна арбіты Зямлі (без гэтага адхілення ў кожным месяцы адбывалася б адно сонечнае і адно месяцавае зацьменне)[170].
З-за нахілу восі Зямлі вышыня Сонца над гарызонтам на працягу года змяняецца. Для назіральніка ў паўночных шыротах летам, калі Паўночны полюс нахілены да Сонца, светлавы дзень даўжэйшы, і Сонца ў небе знаходзіцца вышэй. Гэта прыводзіць да больш высокіх сярэдніх тэмператур паветра. Зімой, калі Паўночны полюс адхіляецца ў процілеглы ад Сонца бок, сітуацыя змяняецца на адваротную і сярэдняя тэмпература становіцца ніжэй. За Паўночным палярным кругам у гэты час бывае палярная ноч, якая на шыраце Паўночнага палярнага круга доўжыцца амаль двое сутак (сонца не ўзыходзіць у дзень зімняга сонцастаяння), дасягаючы на Паўночным полюсе паўгода.
Гэтыя змены ўмоў надвор’я, абумоўленыя нахілам зямной восі, прыводзяць да змены пор года. Чатыры сезоны вызначаюцца сонцастаяннямі — момантамі, калі зямная вось максімальна нахіленая ў напрамку да Сонца альбо ад Сонца, — і раўнадзенствамі. Зімняе сонцастаянне адбываецца каля 21 снежня, летняе — прыкладна 21 чэрвеня, вясенняе раўнадзенства — прыблізна 20 сакавіка, а асенняе — 23 верасня. Калі Паўночны полюс нахілены да Сонца, паўднёвы, адпаведна, нахілены ад яго. Такім чынам, калі ў паўночным паўшар’і лета, у паўднёвым — зіма, і наадварот (хоць месяцы называюцца аднолькава, г. зн., напрыклад, люты ў паўночным паўшар’і — апошні (і самы халодны) месяц зімы, а ў паўднёвым — апошні (і самы цёплы) месяц лета).
Першая ў гісторыі выява цэлай Зямлі (рэстаўрацыя). Зроблена арбітальнай станцыяй Lunar Orbiter V 8 жніўня 1967 года
Вугал нахілу зямной восі адносна пастаянны на працягу доўгага часу. Аднак ён нязначна зрушваецца (гэтыя змены вядомыя як нутацыя) з перыядычнасцю 18,6 гадоў. Таксама існуюць доўгаперыядычныя ваганні (каля 41 000 гадоў), вядомыя як цыклы Міланкавіча. Арыентацыя восі Зямлі з цягам часу таксама змяняецца, працягласць перыяду прэцэсіі складае 25 000 гадоў; гэтая прэцэсія з’яўляецца прычынай адрознення зорнага года і трапічнага года. Абодва гэтыя рухі выкліканыя прыцягненнем, дзеючым з боку Сонца і Месяца на экватарыяльную выпукласць Зямлі. Полюсы Зямлі перамяшчаюцца адносна яе паверхні на некалькі метраў. Такі рух полюсаў мае разнастайныя цыклічныя складнікі, якія разам называюцца квазіперыядычным рухам. У дадатак да гадавых кампанентаў гэтага руху існуе 14-месячны цыкл, названы чандлераўскім рухам полюсаў Зямлі. Хуткасць кручэння Зямлі таксама не пастаянная, што адлюстроўваецца ў змене працягласці сутак[171].
У цяперашні час Зямля праходзіць перыгелій каля 3 студзеня, а афелій — прыкладна 4 ліпеня. Колькасць сонечнай энергіі, якая дасягае Зямлі ў перыгеліі, на 6,9 % большая, чым у афеліі, бо адлегласць ад Зямлі да Сонца ў афеліі большая на 3,4 %. Гэта тлумачыцца законам адваротных квадратаў. Паколькі паўднёвае паўшар’е нахілена ў бок Сонца прыкладна ў той жа час, калі Зямля знаходзіцца бліжэй за ўсё да Сонца, то на працягу года яно атрымлівае крыху больш сонечнай энергіі, чым паўночнае. Аднак гэты эфект істотна менш значны, чым змена поўнай энергіі, абумоўленая нахілам зямной восі, і, акрамя таго, большая частка лішняй энергіі паглынаецца вялікай колькасцю вады паўднёвага паўшар’я[172].
Для Зямлі радыус сферы Хілаberu (сфера ўплыву зямной гравітацыі) роўны прыкладна 1,5 млн км[173][заўв 4]. Гэта максімальная адлегласць, на якой уплыў гравітацыі Зямлі большы, чым уплыў гравітацыі іншых планет і Сонца.
Назіранне
Упершыню Зямля была сфатаграфавана з космасу ў 1959 апаратам Эксплорэр-6[174]. Першым чалавекам, які ўбачыў Зямлю з космасу, стаў у 1961 годзе Юрый Гагарын. Экіпаж Апалона-8been у 1968 годзе першым назіраў узыход Зямлі з месяцавай арбіты. У 1972 годзе экіпаж Апалона-17 зрабіў знакаміты здымак Зямлі — «The Blue Marble».
З адкрытага космасу і са «знешніх» планет (размешчаных за арбітай Зямлі) можна назіраць праходжанне Зямлі праз фазы, падобныя месяцавым, гэтак жа, як зямны назіральнік можа бачыць фазы Венерыberu (адкрытыя Галілеа Галілеем).
Месяц — адносна вялікі планетападобны спадарожнік з дыяметрам, роўным чвэрці зямнога. Гэта найбольшы, у адносінах да памераў сваёй планеты, спадарожнік Сонечнай сістэмы.
Выгляд Зямлі і Месяца з Марса
Гравітацыйнае прыцягненне паміж Зямлёй і Месяцам з’яўляецца прычынай зямных прыліваў і адліваў. Аналагічны эфект на Месяцы выяўляецца ў тым, што ён увесь час павернуты да Зямлі адным і тым жа бокам (перыяд абароту Месяца вакол сваёй восі роўны перыяду яго абароту вакол Зямлі). Гэта называецца прыліўнай сінхранізацыяй. Падчас абароту Месяца вакол Зямлі Сонца асвятляе розныя ўчасткі паверхні спадарожніка, што праяўляецца ў з’яве месяцавых фаз: цёмная частка паверхні аддзяляецца ад светлай тэрмінатарам.
З-за прыліўнай сінхранізацыі Месяц аддаляецца ад Зямлі прыкладна на 38 мм у год. Праз мільёны гадоў гэта малюсенькае змяненне, а таксама павелічэнне зямнога дня на 23 мкс у год, прывядуць да значных змен[175]. Так, напрыклад, у дэвоне (прыкладна 410 млн гадоў таму) у годзе было 400 дзён, а суткі доўжыліся 21,8 гадзіны[176].
Месяц можа істотна паўплываць на развіццё жыцця шляхам змены клімату на планеце. Палеанталагічныя знаходкі і камп’ютарныя мадэлі паказваюць, што нахіл зямной восі стабілізуецца прыліўнай сінхранізацыяй Зямлі з Месяцам[177]. Калі б вось кручэння Зямлі прыблізілася да плоскасці экліптыкі, то ў выніку клімат на планеце стаў бы надзвычай суровым. Адзін з полюсаў быў бы накіраваны прама на Сонца, а другі — у процілеглы бок, і па меры абароту Зямлі вакол Сонца яны мяняліся б месцамі. Полюсы былі б накіраваныя прама на Сонца летам і зімой. Планетолагіberu, якія вывучалі такую сітуацыю, сцвярджаюць, што, у такім выпадку на Зямлі вымерлі б усе буйныя жывёлы і вышэйшыя расліны[178].
Бачны з Зямлі вуглавы памер Месяца вельмі блізкі да бачнага памеру Сонца. Вуглавыя памеры (і цялесны вугал) гэтых двух нябесных цел блізкія, таму што хоць дыяметр Сонца і больш за месяцавы ў 400 разоў, яно знаходзіцца ў 400 разоў далей ад Зямлі. Дзякуючы гэтай акалічнасці і наяўнасці значнага эксцэнтрысітэту арбіты Месяца, на Зямлі могуць назірацца як поўныя, так і кольцападобныя зацьменні.
Найбольш распаўсюджаная гіпотэза паходжання Месяца, гіпотэза гіганцкага сутыкнення, сцвярджае, што Месяц утварыўся ў выніку сутыкнення протапланеты Тэя (памерам прыкладна з Марс) з прота-Зямлёй. Гэта, сярод іншага, тлумачыць прычыны падабенства і адрознення складу месяцавага грунту і зямнога[179].
У цяперашні час у Зямлі няма іншых натуральных спадарожнікаў, акрамя Месяца, аднак ёсць па меншай меры два натуральныя саарбітальныя спадарожнікі — гэта астэроіды 3753 Круітні, 2002 AA29[180][181] і мноства штучных.
Паказ маштабу адносных памераў Зямлі, Месяца і адлегласці паміж імі
Патэнцыяльна небяспечныя аб’екты
Падзенне на Зямлю буйных (дыяметрам у некалькі тысяч км) астэроідаў пагражае яе разбурэннем, аднак усе назіраныя ў сучасную эпоху падобныя целы для гэтага занадта малыя і іх падзенне небяспечна толькі для біясферы. Згодна з распаўсюджанай гіпотэзай, такія падзенні маглі паслужыць прычынай некалькіх масавых выміранняў[182][183], але адназначнага адказу дагэтуль не атрымана.
Астэроіды з перыгелійнымі адлегласцямі, меншымі або роўнымі 1,3 астранамічнай адзінкі[184] лічацца такімі, што збліжаюцца з Зямлёй. Астэроіды, якія могуць у агляднай будучыні наблізіцца да Зямлі на адлегласць, меншую або роўную 0,05 а. а., і абсалютная зорная велічыня якіх не перавышае 22m, лічацца патэнцыяльна небяспечнымі аб’ектамі. Калі ўзяць сярэдняе альбеда астэроідаў роўным 0,13, то гэтаму значэнні адпавядаюць целы, памер якіх у папярочніку перавышае 150 м[184]. Цела меншых памераў пры праходжанні праз атмасферу большай часткай разбураюцца і згараюць, не пагражаючы Зямлі істотна[184]. Такія аб’екты могуць прычыніць толькі лакальную шкоду. Толькі 20 % астэроідаў, якія збліжаюцца з Зямлёй, з’яўляюцца патэнцыяльна небяспечнымі[184].
31 кастрычніка 2011 года насельніцтва Зямлі дасягнула 7 мільярдаў чалавек[185]. Паводле ацэнак ААН, насельніцтва Зямлі дасягне 7,3 млрд у 2013 годзе і 9,2 млрд у 2050 годзе[186]. Чакаецца, што асноўная доля росту насельніцтва прыйдзецца на краіны, якія развіваюцца. Сярэдняя шчыльнасць насельніцтва на сушы каля 47 чал./км², у розных месцах Зямлі моцна адрозніваецца, прычым найвышэйшай яна з’яўляецца ў Азіі. Паводле прагнозаў, к 2030 года ўзровень урбанізацыі насельніцтва дасягне 60 %[187], тады як цяпер ён складае 49 % у сярэднім па свеце[187].
На 12 чэрвеня 2013 за межамі Зямлі пабываў 531 чалавек, з іх 12 былі на Месяцы.
Роля ў культуры
Фатаграфія Зямлі з касмічнага карабля Апалон-17.Стальны стылізаваны глобус «Унісфераberu» вышынёй 43 метры ў Нью-Ёрку.
Слова «зямля» ўзыходзіць да праслав.: *zemja з тым жа значэннем, якое, у сваю чаргу, паходзіць ад пра-і.е.: *dheĝhōm «зямля»[188][189][190].
У англійскай мове Зямля — Earth. Гэтае слова працягвае старажытнаанглійскаеeorthe і сярэднеанглійскаеerthe[191]. Як імя планеты Earth ўпершыню было выкарыстана каля 1400 [195]. Гэта адзіная назва планеты, якая не была ўзята з грэка-рымскай міфалогіі.
🜨
Стандартны астранамічны знак Зямлі — крыж, акрэслены акружнасцю. Гэты сімвал выкарыстоўваўся ў розных культурах для розных мэт. Іншая версія сімвала — крыж на вяршыні круга (♁), стылізаваная дзяржава; выкарыстоўваўся ў якасці ранняга астранамічнага сімвала планеты Зямля[192].
У многіх культурах Зямлю абагаўлялі. Яна асацыюецца з багіняй, багіняй-маці, называецца Маці Зямля, нярэдка паказваецца як багіня ўрадлівасці.
У ацтэкаў Зямля называлася Тананцын — «наша маці». У кітайцаў — гэта багіня Хоу-Ту (后土)[193], падобная на грэчаскую багіню Зямлі — Гею. У скандынаўскай міфалогіі багіня Зямлі Ёрдberu была маці Тора і дачкой Анара. У старажытнаегіпецкай міфалогіі, у адрозненне ад многіх іншых культур, Зямля атаясамліваецца з мужчынам — бог Геб, а неба з жанчынай — багіня Нут.
У многіх рэлігіях існуюць міфы аб узнікненні свету, якія апавядаюць пра стварэнне Зямлі адным ці некалькімі бажаствамі.
У мностве антычных культур Зямля лічылася плоскай, так, у культуры Месапатаміі, свет уяўляўся ў выглядзе плоскага дыска, які плаваў па паверхні акіяна. Дапушчэнні аб сферычнай форме Зямлі былі зроблены старагрэчаскімі філосафамі; такога погляду прытрымліваўся Піфагор. У Сярэднявеччы большасць еўрапейцаў лічыла, што Зямля мае форму шара, што было засведчана такім мысліцелем як Фама Аквінскі[194]. Да з’яўлення касмічных палётаў меркаванні аб шарападобнай форме Зямлі былі заснаваны на назіранні другасных прыкмет і на аналагічнай форме іншых планет[195].
Тэхнічны прагрэс другой паловы XX стагоддзя змяніў агульнае ўспрыманне Зямлі. Да пачатку касмічных палётаў Зямля часта адлюстроўвалася як зялёны свет. Фантаст Фрэнк Паўль, магчыма, першым адлюстраваў бясхмарную блакітную планету (з выразна выдзеленай сушай) на абароце ліпеньскага выпуску часопіса Amazing Stories у 1940 годзе[196].
У 1972 годзе экіпажам Апалона-17 была зроблена знакамітая фатаграфія Зямлі, якая атрымала назву «Blue Marble» (Блакітны Мармур). Здымак Зямлі, зроблены ў 1990 годзе Вояджэрам-1 з вялізнай ад яе адлегласці, падштурхнуў Карла Сагана параўнаць планету з бледнай блакітнай кропкай (Pale Blue Dot)[197]. Параўноўвалі Зямлю і з вялікім касмічным караблём з сістэмай жыццезабеспячэння, якую неабходна падтрымліваць[198]. Біясферу Зямлі часам разглядалі як адзін вялікі арганізм[199].
Экалогія
У апошнія два стагоддзі рух у абарону навакольнага асяроддзя праяўляе занепакоенасць уплывам дзейнасці чалавецтва на прыроду Зямлі. Ключавымі задачамі гэтага сацыяльна-палітычнага руху з’яўляюцца абарона прыродных рэсурсаў, ліквідацыя забруджвання. Абаронцы прыроды выступаюць за экалагічна рацыянальнае выкарыстанне рэсурсаў планеты і кіраванне навакольным асяроддзем. Гэтага, на іх думку, можна дамагчыся шляхам унясення змяненняў у дзяржаўную палітыку і змяненнем індывідуальных адносін кожнага чалавека. Гэта асабліва тычыцца буйнамаштабнага выкарыстання неаднаўляльных рэсурсаў. Неабходнасць уліку ўплыву вытворчасці на навакольнае асяроддзе накладае дадатковыя выдаткі, што прыводзіць да ўзнікнення канфлікту паміж камерцыйнымі інтарэсамі і ідэямі прыродаахоўных рухаў[200].
Будучыня планеты цесна звязана з будучыняй Сонца. У выніку назапашвання ў ядры Сонца «адпрацаванага» геліюсвяцільнасцьberu зоркі пачне павольна ўзрастаць. Яна павялічыцца на 10 % на працягу наступных 1,1 млрд гадоў[201], і ў выніку гэтага заселеная зонаberuСонечнай сістэмы перамесціцца за межы сучаснай зямной арбіты. Паводле некаторых кліматычных мадэлей, павелічэнне колькасці сонечнага выпраменьвання, якое падае на паверхню Зямлі, прывядзе да катастрафічных наступстваў, уключаючы магчымасць поўнага выпарэння ўсіх акіянаў[202].
Павышэнне тэмпературы паверхні Зямлі паскорыць неарганічную цыркуляцыю CO2beru, паменшыўшы яго канцэнтрацыю да смяротнага для раслін узроўню (10 ppm для C4-фотасінтэзу) за 500—900 млн гадоў[24]. Знікненне расліннасці прывядзе да зніжэння ўтрымання кіслароду ў атмасферы і жыццё на Зямлі стане немагчымым за некалькі мільёнаў гадоў[203]. Яшчэ праз мільярд гадоў вада з паверхні планеты знікне цалкам, а сярэднія тэмпературы паверхні дасягнуць 70 °С[204]. Большая частка сушы стане непрыдатнай для існавання жыцця[25][203], і яно ў першую чаргу павінна застацца ў акіяне[205]. Але нават калі б Сонца было вечным і нязменным, то ўнутранае астуджэнне Зямлі магло б прывесці да страты большай часткі атмасферы і акіянаў (з-за зніжэння вулканічнай актыўнасці)[206]. К таму часу адзінымі жывымі істотамі на Зямлі застануцца экстрэмафілы, арганізмы, здольныя вытрымліваць высокую тэмпературу і недахоп вады[204].
Праз 3,5 мільярда гадоў ад цяперашняга часу свяцільнасць Сонца павялічыцца на 40 % у параўнанні з сучасным узроўнем[207]. Умовы на паверхні Зямлі к таму часу будуць падобныя на паверхневыя ўмовы сучаснай Венеры[207]: акіяны цалкам выпарацца і выляцяць у космас[207], паверхня стане бясплоднай распаленай пустыняй[207]. Гэтая катастрофа зробіць немагчымым існаванне якіх-небудзь форм жыцця на Зямлі[207]. Праз 7,05[207] млрд гадоў у сонечным ядры скончацца запасы вадароду. Гэта прывядзе да таго, што Сонца сыдзе з галоўнай паслядоўнасці і пяройдзе ў стадыю чырвонага гіганта[208]. Мадэль паказвае, што яно павялічыцца ў радыусе да велічыні, роўнай прыкладна 120 % цяперашняга радыуса арбіты Зямлі (1,2 а. а.), а яго свяцільнасць узрасце ў 2350—2730 раз[209]. Аднак да таго часу арбіта Зямлі можа павялічыцца да 1,4 а. а., бо прыцягненне Сонца аслабне з-за таго, што яно страціць 28-33 % сваёй масы ў выніку ўзмацнення сонечнага ветру[207][209][210]. Аднак даследаванні 2008 года паказваюць, што Зямля, магчыма, усё ж такі будзе паглынутая Сонцам у выніку прыліўных узаемадзеянняўberu з яго знешняй абалонкай[209].
К таму часу паверхня Зямлі будзе расплаўленай[211][212], бо тэмпература на ёй дасягне 1370 °С[213]. Атмасфера Зямлі, імаверна, будзе вынесена ў касмічную прастору моцным сонечным ветрам ад чырвонага гіганта[214]. З паверхні Зямлі Сонца будзе выглядаць як велізарны чырвоны круг з вуглавымі памерамі ≈160°, займаючы тым самым большую частку неба[заўв 5]. Праз 10 млн гадоў з таго часу, як Сонца ўвойдзе ў фазу чырвонага гіганта, тэмпературы ў сонечным ядры дасягнуць 100 млн K, адбудзецца геліевая ўспышкаberu[207], і пачнецца тэрмаядзерная рэакцыя сінтэзу вугляроду і кіслароду з гелію[208], Сонца паменшыцца ў радыусе да 9,5 сучасных[207]. Стадыя «выпальвання гелію» працягнецца 100—110 мільёнаў гадоў, пасля чаго паўторыцца бурнае пашырэнне знешніх абалонак зоркі, і яна зноў стане чырвоным гігантам. Выйшаўшы на асімптатычную вобласць гігантаў, Сонца павялічыцца ў дыяметры ў 213 разоў у параўнанні з сучасным памерам[207]. Праз 20 мільёнаў гадоў пачнецца перыяд нестабільных пульсацый паверхні зоркі[207]. Гэтая фаза існавання Сонца будзе суправаджацца магутнымі ўспышкамі, часам яго свяцільнасць будзе перавышаць сучасны ўзровень у 5000 раз[208]. Гэта будзе адбывацца ад таго, што ў тэрмаядзерную рэакцыю будуць уступаць раней не закранутыя рэшткі гелію[208].
Яшчэ праз прыкладна 75 000 гадоў[208] (паводле іншых крыніц — 400 000[207]) Сонца скіне абалонкі, і ў канчатковым выніку ад чырвонага гіганта застанецца толькі яго маленькае цэнтральнае ядро — белы карлік, невялікі, гарачы, але вельмі шчыльны аб’ект, з масай каля 54,1 % ад першапачатковай сонечнай[215]. Калі Зямля зможа пазбегнуць паглынання знешнімі абалонкамі Сонца падчас фазы чырвонага гіганта, то яна будзе існаваць яшчэ многія мільярды (і нават трыльёны) гадоў, да таго часу, пакуль будзе існаваць Сусвет, аднак умоў для паўторнага ўзнікнення жыцця (па меншай меры, у яго цяперашнім выглядзе) на Зямлі не будзе. З уваходжаннем Сонца ў фазу белага карліка, паверхня Зямлі паступова астыне і пагрузіцца ў змрок[204]. Калі ўявіць памеры Сонца з паверхні Зямлі будучыні, то яно будзе выглядаць не як дыск, а як зіхатлівая кропка з вуглавымі памерамі каля 0°0’9"[заўв 6].
дзе m — маса Зямлі, a — астранамічная адзінка, M — маса Сонца. Такім чынам, радыус у астранамічных адзінках роўны:
.
↑
дзе α — вуглавы памер назіранага аб’екта, D — адлегласць да яго, d — яго дыяметр. Калі Сонца стане чырвоным гігантам, то яго дыяметр (d) дасягне прыкладна 1,2·2·150 млн км = 360 млн км. Адлегласць паміж цэнтрамі Зямлі і Сонца (D) можа павялічыцца да 1,4 а.а., а паміж паверхнямі — да 0,2 а.а, г.зн. 0,2·150 млн км = 30 млн км.
↑ калі Сонца скіне абалонкі, то яго дыяметр (d) стане прыкладна роўным зямному, гэта значыць каля 13 000 км. Адлегласць паміж Зямлёй і цэнтрам Сонца будзе роўна 1,85 а. а., Гэта значыць D = 1,85·150 млн км = 280 млн км.
Крыніцы
↑ абOrbital Ephemerides of the Sun, Moon, and Planets(нявызн.) (PDF)(недаступная спасылка). International Astronomical Union Commission 4:, Ephemerides. Архівавана з першакрыніцы 14 кастрычніка 2012. Праверана 3 красавіка 2010. См. табл. 8.10.2. Рассчитано исходя из значения 1 а.е. = 149 597 870 700(3) м.
↑ абвгдеёWorld(нявызн.)(недаступная спасылка). The World Factbook. Central Intelligence Agency. Архівавана з першакрыніцы 5 студзеня 2010. Праверана 8 красавіка 2014.
↑World: Highest Temperature(нявызн.). WMO Weather and Climate Extremes Archive. Arizona State University. Архівавана з першакрыніцы 4 жніўня 2012. Праверана 7 жніўня 2010.
Newman, William L.. Age of the Earth(нявызн.). Publications Services, USGS (9 ліпеня 2007). Архівавана з першакрыніцы 19 снежня 2013. Праверана 20 верасня 2007.
Dalrymple, G. Brent (2001). "The age of the Earth in the twentieth century: a problem (mostly) solved". Geological Society, London, Special Publications. 190 (1): 205–221. Bibcode:2001GSLSP.190..205D. doi:10.1144/GSL.SP.2001.190.01.14.
Stassen, Chris. The Age of the Earth(нявызн.). TalkOrigins Archive (10 верасня 2005). Архівавана з першакрыніцы 8 жніўня 2012. Праверана 30 снежня 2008.
↑Harrison, Roy M.; Hester, Ronald E. (2002). Causes and Environmental Implications of Increased UV-B Radiation. Royal Society of Chemistry. ISBN0-85404-265-2.
↑ абВойткевич В. Г.Строение и состав Земли // Происхождение и химическая эволюция Земли / под ред. Л. И. Приходько. — М.: Наука, 1973. — С. 57-62. — 168 с.
↑Lambeck, K. (1977). "Tidal Dissipation in the Oceans: Astronomical, Geophysical and Oceanographic Consequences". Philosophical Transactions for the Royal Society of London. Series A, Mathematical and Physical Sciences. 287 (1347): 545–594. Bibcode:1977RSPTA.287..545L. doi:10.1098/rsta.1977.0159.
↑Chapront, J.; Chapront-Touzé, M.; Francou, G. (2002). "A new determination of lunar orbital parameters, precession constant and tidal acceleration from LLR measurements". Astronomy and Astrophysics. 387 (2): 700–709. Bibcode:2002A&A...387..700C. doi:10.1051/0004-6361:20020420. ISSN0004-6361.
↑Yin, Qingzhu; Jacobsen, S. B.; Yamashita, K.; Blichert-Toft, J.; Télouk, P.; Albarède, F. (2002). "A short timescale for terrestrial planet formation from Hf-W chronometry of meteorites". Nature. 418 (6901): 949–952. Bibcode:2002Natur.418..949Y. doi:10.1038/nature00995. PMID12198540.
↑Kleine, Thorsten; Palme, Herbert; Mezger, Klaus; Halliday, Alex N. (2005-11-24). "Hf-W Chronometry of Lunar Metals and the Age and Early Differentiation of the Moon". Science. 310 (5754): 1671–1674. Bibcode:2005Sci...310.1671K. doi:10.1126/science.1118842. PMID16308422.
↑Halliday, A.N.; 2006: The Origin of the Earth; What’s New?, Elements 2(4), p. 205-210.
↑Where did the Moon come from?(англ.). starchild.gsfc.nasa.gov. — «When young Earth and this rogue body collided, the energy involved was 100 million times larger than the much later event believed to have wiped out the dinosaurs.» Архівавана з першакрыніцы 14 чэрвеня 2013. Праверана 14 чэрвеня 2013.
↑Newsom, Horton E.; Taylor, Stuart Ross (1989). "Geochemical implications of the formation of the Moon by a single giant impact". Nature. 338 (6210): 29–34. Bibcode:1989Natur.338...29N. doi:10.1038/338029a0.
↑Taylor, G. Jeffrey. Origin of the Earth and Moon(нявызн.)(недаступная спасылка). NASA (26 красавіка 2004). Архівавана з першакрыніцы 8 жніўня 2012. Праверана 27 сакавіка 2006.
↑Войткевич В.Образование основных оболочек Земли // Происхождение и химическая эволюция Земли / под ред. Л. И. Приходько. — М.: Наука, 1973. — С. 99-108. — 168 с.
↑Charles Frankel, 1996, Volcanoes of the Solar System, Cambridge University Press, pp. 7—8, ISBN 0-521-47770-0
↑Guinan, E. F.; Ribas, I. (2002). "Our Changing Sun: The Role of Solar Nuclear Evolution and Magnetic Activity on Earth's Atmosphere and Climate". In Benjamin Montesinos, Alvaro Gimenez and Edward F. Guinan (рэд.). ASP Conference Proceedings: The Evolving Sun and its Influence on Planetary Environments. San Francisco: Astronomical Society of the Pacific. Bibcode:2002ASPC..269...85G. ISBN1-58381-109-5.
↑ абAriel D. Anbar, Yun Duan1, Timothy W. Lyons, Gail L. Arnold, Brian Kendall, Robert A. Creaser, Alan J. Kaufman, Gwyneth W. Gordon, Clinton Scott, Jessica Garvin и Roger Buick A Whiff of Oxygen Before the Great Oxidation Event?(англ.) // Science. — 2007. — Т. 317. — № 5846. — С. 1903-1906. — DOI:10.1126/science.1140325(Праверана 10 студзеня 2012)
↑Kirschvink, J. L. (1992). Schopf, J.W.; Klein, C. (рэд-ры). The Proterozoic Biosphere: A Multidisciplinary Study. Cambridge University Press. pp. 51–52. ISBN 0-521-36615-1.
↑«The oldest fossils reveal evolution of non-vascular plants by the middle to late Ordovician Period (~450-440 m.y.a.) on the basis of fossil spores» Transition of plants to landАрхівавана 2 лістапада 2013.
↑
Benton M. J. (2005). When Life Nearly Died: The Greatest Mass Extinction of All Time. Thames & Hudson. ISBN978-0500285732.
↑Barry, Patrick L.. The Great Dying(нявызн.)(недаступная спасылка). Science@NASA. Science and Technology Directorate, Marshall Space Flight Center, NASA (28 студзеня 2002). Архівавана з першакрыніцы 16 лютага 2012. Праверана March 26, 2009.
↑Gregory S. Paul. Летучие динозавры = Dinosaurs of the Air: The Evolution and Loss of Flight in Dinosaurs and Birds. — Princeton: Princeton University Press, 2006. — 272 с. — ISBN 978-0-691-12827-6.
↑Mohr, P.J.; Taylor, B.N.. Unit of length (meter)(нявызн.). NIST Reference on Constants, Units, and Uncertainty. NIST Physics Laboratory (15 кастрычніка 2025). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 23 красавіка 2007.
↑Brown, Geoff C.; Mussett, Alan E. (1981). The Inaccessible Earth (2nd ed.). Taylor & Francis. p. 166. ISBN0-04-550028-2. Note: After Ronov and Yaroshevsky (1969).
↑Turcotte, D. L.; Schubert, G. (2002). "4". Geodynamics (2 ed.). Cambridge, England, UK: Cambridge University Press. pp. 136–137. ISBN978-0-521-66624-4.
↑ абAlfè, D.; Gillan, M. J.; Vocadlo, L.; Brodholt, J; Price, G. D. (2002). "The ab initio simulation of the Earth's core"(PDF). Philosophical Transaction of the Royal Society of London. 360 (1795): 1227–1244. Архівавана з арыгінала(PDF) 30 верасня 2009. Праверана 28 верасня 2014.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (спасылка)
↑Sclater, John G; Parsons, Barry; Jaupart, Claude (1981). "Oceans and Continents: Similarities and Differences in the Mechanisms of Heat Loss". Journal of Geophysical Research. 86 (B12): 11535. Bibcode:1981JGR....8611535S. doi:10.1029/JB086iB12p11535.
↑Staff. Crust and Lithosphere(нявызн.). Plate Tectonics & Structural Geology. The Geological Survey (27 лютага 2004). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 11 сакавіка 2007.
↑Brown, W. K.; Wohletz, K. H.. SFT and the Earth's Tectonic Plates(нявызн.)(недаступная спасылка). Los Alamos National Laboratory (2005). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 02.03.2007.
↑Duennebier, Fred. Pacific Plate Motion(нявызн.). University of Hawaii (12 жніўня 1999). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 14 сакавіка 2007.
↑Mueller, R.D.; Roest, W.R.; Royer, J.-Y.; Gahagan, L.M.; Sclater, J.G.. Age of the Ocean Floor Poster(нявызн.). NOAA (7 сакавіка 2007). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 14 сакавіка 2007.
↑Staff. Layers of the Earth(нявызн.)(недаступная спасылка). Volcano World. Архівавана з першакрыніцы 19 студзеня 2013. Праверана 11.03.2007.
↑Minerals(нявызн.). Museum of Natural History, Oregon. Архівавана з першакрыніцы 3 ліпеня 2007. Праверана 20 сакавіка 2007.
↑Cox, Ronadh. Carbonate sediments(нявызн.)(недаступная спасылка). Williams College (2003). Архівавана з першакрыніцы 5 красавіка 2009. Праверана 21 красавіка 2007.
↑FAO Staff (1995). FAO Production Yearbook 1994 (Volume 48 ed.). Rome, Italy: Food and Agriculture Organization of the United Nations. ISBN92-5-003844-5.
↑ абLeslie Mullen. Salt of the Early Earth(нявызн.). Astrobiology Magazine (11 чэрвеня 2002). — «Liquid water began accumulating on the surface of the Earth about 4 billion years ago, forming the early ocean. Most of the ocean's salts came from volcanic activity or from the cooled igneous rocks that formed the ocean floor.» Архівавана з першакрыніцы 3 красавіка 2013. Праверана 8 красавіка 2014.
↑Oceanic Processes(нявызн.). NASA Astrobiology Magazine. Архівавана з першакрыніцы 15 красавіка 2009. Праверана 14 сакавіка 2007.
↑Earth's Big heat Bucket(нявызн.). NASA Earth Observatory (24 красавіка 2006). Праверана 14 сакавіка 2007.
↑Sea Surface Temperature(нявызн.)(недаступная спасылка). NASA (21 чэрвеня 2005). Архівавана з першакрыніцы 3 красавіка 2013. Праверана 21 красавіка 2007.
↑Staff. Earth's Atmosphere(нявызн.). NASA (8 кастрычніка 2003). Архівавана з першакрыніцы 25 лютага 2013. Праверана 21 сакавіка 2007.
↑McGraw-Hill Concise Encyclopedia of Science & Technology. (1984). Troposhere. «It contains about four-fifths of the mass of the whole atmosphere.»
↑Земля // Астрономічний енциклопедичний словник / За загальною редакцією І. А. Климишина та А. О. Корсунь. — Львів, 2003. — С. 168. — ISBN 966-613-263-X. (укр.)
↑Seinfeld, J. H., and S. N. Pandis, (2006), Atmospheric Chemistry and Physics: From Air Pollution to Climate Change 2nd ed, Wiley, New Jersey
↑Mesosphere(англ.). IUPAC. Архівавана з першакрыніцы 25 лютага 2013. Праверана 20 лютага 2013.
↑Les Cowley. Mesosphere & Mesopause(англ.). Atmospheric Optics. Архівавана з першакрыніцы 5 студзеня 2013. Праверана 31 снежня 2012.
↑ абвгMesosphere(англ.). Atmosphere, Climate & Environment Information ProgGFKDamme. Архівавана з першакрыніцы 1 ліпеня 2010. Праверана 14 лістапада 2011.
↑Екзосфера // Астрономічний енциклопедичний словник / За загальною редакцією І. А. Климишина та А. О. Корсунь. — Львів, 2003. — С. 148. — ISBN 966-613-263-X. (укр.)
↑Abedon Stephen T.. History of Earth(нявызн.)(недаступная спасылка). Ohio State University (31 сакавіка 1997). Архівавана з першакрыніцы 10 сакавіка 2013. Праверана 19 сакавіка 2007.
↑Gribbin, John Science. A History (1543—2001). — L.: Penguin Books, 2003. — 648 с. — ISBN 978-0-140-29741-6.
↑ абWeather(нявызн.)(недаступная спасылка). World Book Online Reference Center. NASA/World Book, Inc (2005). Архівавана з першакрыніцы 10 сакавіка 2013. Праверана 17 сакавіка 2007.
↑ абThe Earth's Climate System(нявызн.). University of California, San Diego (2002). Архівавана з першакрыніцы 10 сакавіка 2013. Праверана 24 сакавіка 2007.
↑Various. The Hydrologic Cycle(нявызн.). University of Illinois (21 ліпеня 1997). Архівавана з першакрыніцы 21 сакавіка 2013. Праверана 24 сакавіка 2007.
↑Fisher, Rick. Astronomical Times(нявызн.)(недаступная спасылка). National Radio Astronomy Observatory (January, 30, 1996). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 21 сакавіка 2007.
↑Leap seconds(нявызн.)(недаступная спасылка). Time Service Department, USNO. Архівавана з першакрыніцы 24 мая 2013. Праверана 23 верасня 2008.
↑Первоисточник использует «секунды UT1» вместо «секунды среднего солнечного времени». — Aoki, S.; Kinoshita, H.; Guinot, B.; Kaplan, G. H.; McCarthy, D. D.; Seidelmann, P. K. (1982). "The new definition of universal time". Astronomy and Astrophysics. 105 (2): 359–361. Bibcode:1982A&A...105..359A.
↑Williams, David R.. Moon Fact Sheet(нявызн.). NASA (1 верасня 2004). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 21 сакавіка 2007.
↑Fisher, Rick. Earth Rotation and Equatorial Coordinates(нявызн.)(недаступная спасылка). National Radio Astronomy Observatory (5 лютага 1996). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 21 сакавіка 2007.
↑Espenak, F.; Meeus, J.. Secular acceleration of the Moon(нявызн.)(недаступная спасылка). NASA (7 лютага 2007). Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 20 красавіка 2007.
↑Poropudas, Hannu K. J.. Using Coral as a Clock(нявызн.). Skeptic Tank (16 снежня 1991). Архівавана з першакрыніцы 14 кастрычніка 2012. Праверана 20 красавіка 2007.
↑Boryś W. Słownik etymologiczny języka polskiego. — Wydawnictwo Literackie. — Kraków, 2005. — С. 739-740. — ISBN 978-83-08-04191-8.
↑J. P. Mallory,Douglas Q. Adams. Encyclopedia of Indo-European culture. — London: Fitzroy Dearborn Publishers, 1997. — P. 174. — ISBN 9781884964985.
↑Random House Unabridged Dictionary. Random House. July 2005. ISBN 0-375-42599-3.
↑Liungman, Carl G. (2004). "Group 29: Multi-axes symmetric, both soft and straight-lined, closed signs with crossing lines". Symbols — Encyclopedia of Western Signs and Ideograms. New York: Ionfox AB. pp. 281–282. ISBN 91-972705-0-4.
↑Werner, E. T. C. (1922). Myths & Legends of China. New York: George G. Harrap & Co. Ltd. Праверана 2007-03-14.
↑Russell, Jeffrey B.. The Myth of the Flat Earth(нявызн.). American Scientific Affiliation. Архівавана з першакрыніцы 22 жніўня 2011. Праверана 14 сакавіка 2007.
↑Sackmann, I.-J.; Boothroyd, A. I.; Kraemer, K. E. (1993). "Our Sun. III. Present and Future". Astrophysical Journal. 418: 457–468. Праверана 2007-03-31.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (спасылка)
↑Guillemot, H.; Greffoz, V. (Сакавік 2002). "Ce que sera la fin du monde". Science et Vie(фр.). 1014.{{cite journal}}: Папярэджанні CS1: розныя назвы: authors list (спасылка)
Геаграфія ў тэрмінах і паняццях: Энцыклапедычны даведнік / Беларус. Энцыкл.; Рэдкал.: Г. П. Пашкоў і інш. — Мн.: БелЭн, 2003. — 352 с.: іл. ISBN 985-11-0262-8.
Ward, Peter Douglas; Brownlee, Donald (2003), The life and death of planet Earth: how the new science of astrobiology charts the ultimate fate of our world, Macmillan, ISBN0-8050-7512-7
David R. Williams.. Earth Fact Sheet(англ.). NASA (1 ліпеня 2013). Архівавана з першакрыніцы 10 мая 2013. Праверана 8 красавіка 2014.
.svg){kind=small}
.jpg)
.svg)
