Сонце типовий "жовтий карлик", тобто невелика зірка ( в 2 3 рази менше середньої  за величиною зірки Галактики) кулеподібної  форми, складена розжареною плазмою. До складу Сонця входять в основному водень ( близько 70%) і гелій ( 27% ), на частку інших легких хімічних елементів припадає лише близько 2,5%. За деякими даними, температура в центрі Сонця досягає 5. 010 56 К, тиск 0 5. 10 510 МПа. Висока температура підтримується термоядерними процесами в його надрах. Температура на поверхні Сонця становить близько 000 К. Крім цього воно володіє потужним магнітним полем. Зовнішня частина сонячної  атмосфери це так звана сонячна корона, з якої  вириваються потоки заряджених частинок, с о н я ч н и й

 в і т е р. Останній досягає до найбільш віддалених ділянок системи.

 Планети в напрямі від Сонця розташовуються в такому порядку: Меркурій, Венера, Земля, Марс, Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун і Плутон (рис.1). Всі планети рухаються навколо Сонця в одному напрямку по 0 орбітах близьких до кругових і практично в одній площині  п л о щ и н і е к л і п т и к и. Середня швидкість руху планет по орбіті зростає з наближенням до Сонця. Так, у  Меркурія вона  дорівнює 47,8 км/с, у Венери 35 км/с, в Землі 29,7 км/с, у  Марса 24,1 км/с,в Плутона 4,7 км/с. З віддаленням від Сонця зростають відстані між сусідніми орбітами планет. Земля віддалена від Сонця на 49,5 млн.км, крайня планета Сонячної  системи Плутон на 5929 млн.км. Планети обертаються навколо своїх осей в напрямку, що співпадає з напрямком обертання Сонця, але з різними швидкостями.

 Земля здійснює повний оберт навколо осі за 23 год.56хв.6с, період обертання Меркурію біля 59 земних діб, Венера обертається за 17 земних діб ( і, як виняток із загального правила, у напрямі зворотньому до руху інших планет), Марс володіє періодом обертання близьким до земного 24 год.37,4хв. Осі обертання планет утворюють з площинами орбіт кут близь

Планети ділять на в н у т р і ш н і (або планети земного типу) і з о в н і ш н і. До перших відносяться Меркурій, Венера, Земля і Марс, які мають порівняно невеликі розміри, високу щільність і невисокі швидкості обертання навколо своїх осей.

 Зовнішні планети (Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун і Плутон) характеризуються значними розмірами, низькою щільністю і високими швидкостями обертання (наприклад 9 год.50хв. у Юпітера).

 Деякі з планет мають природні супутники: у Землі Місяць, у Марса Фобос і Деймос, у Юпітера число супутників досягає 7 (Ганімед, Європа, Калісто, Іо тощо), у Сатурна .

 Єдиний супутник Землі Місяць віддалений від неї  на 384400км. Він має кулеподібну форму, дещо витягнуту в сторону Землі, діаметр 3476 км, і масу в 81 раз меншу від маси Землі. Період обертання Місяця навколо своє ї осі (29,5 земних діб) рівний періодові обертання навколо Землі, тому він повернутий до нас завжди одним боком. Місяць повністю позбавлений атмосфери і тому температура його поверхні цілком пов'язана з сонячним випромінюванням, вона коливається від +115⁰С на освітленій стороні до -355^оС на затемненій. На поверхні Місяця неозброєним оком чітко виділяються світлі і темні плями. Світлі ділянки Місяця відповідають так званим місячним плоскогір'ям і горам, складеним головним чином анортозитами, породами з великою кількістю польових шпатів, темні місячним морям, тобто плоским рівнинам, складеним базальтами. Значну роль в рельєфі Місяця відіграють кратери, утворені як внаслідок бомбардування його поверхні метеоритами, так і вулканічними виверженнями. Поширені також кільцеві гори і гори, які в плані мають променеве розміщення. Поверхня Місяця покрита шаром місячного грунту р е г о л і т у, пухкої породи, утвореної  за рахунок руйнування базальтів процесами фізичного вивітрювання і дроблення  х метеоритними "дощами".

 Між орбітами Марса і Юпітера знаходиться поле астероїдів тобто малих планет з діаметром до 767 км (Церера), в основному ж значно дрібніших. Кількість відкритих на даний час астероїдів досягає 2000. Більшість астероїдів рухаються по кругових орбітах в тому ж напрямку, що і планети. Астероїди мають неправильну форму і, за деякими гіпотезами, представляють собою уламки десятої  планети Сонячної  системи Фаетона, яка зруйнувалася з невідомих причин. Деякі з астероїдів час від часу сходять зі своїх орбіт і захоплюються гравітаційними полями планет земної  групи, при цьому найбільші з них досягають поверхні планет (метеорити), інші згоряють у верхніх шарах атмосфери (метеори), викликаючи яскраві спалахи.

 Складовими частинами Сонячної  системи є також такі специфічні утворення як комети. К о м е т и складаються із замерзлого кам'яного матеріалу та газів (аміаку, метану, водню тощо). Рухаючись по витягнутих еліптичних орбітах, вони то наближаються до Сонця, то виходять за межі Сонячної  системи. При наближенні до Сонця утворюють "хвіст", (завдовжки інколи в мільйони кілометрів), складений продуктами випаровування кометного матеріалу.

 Недавно вчені мали можливість спостерігати появу в межах Сонячної  системи однієї  з таких комет знаменитої  комети Галлея.

2. Форма і розміри Землі. Перші припущення про форму Землі висловлювали ще древні греки (Піфагор). Наукові докази кулеподібності нашої  планети приведені в працях Арістотеля (384 322 р.р. до н.е.), який пояснював природу місячних затемнень тінню, яку відкидає на Місяць Земля. У ХVІІІ ст. англійський фізик І.Ньютон показав, що внаслідок сумісної  дії  сил гравітації  та відцентрових сил, що виникають при обертанні планети, вона повинна бути сплюснутою біля полюсів.

 Тепер встановлено, що полярний радіус менший від екваторіального на 21,38 км (Rп =6356,78 км, Rе =6378,16 км). Така фігура Землі дістала назву еліпсоїда обертання, або сфероїда.

 У подальшому, з появою більш точних методик вимірювання, встановили, що Земля дещо сплюснута і по екватору. Ця величина виявилась невеликою різниця між найбільшим і найменшим радіусами Землі на екваторі 213 м. Звідси виходить, що Земля є трьохосним еліпсоїдом з подвійним (полярним і екваторіальним) сплющенням.

 В даний час фігурою найбільш близькою до істинної форми Землі вважається геоїд. Поверхня геоїда співпадає з поверхнею води у Світовому океані, подумки проведеною і під материками, причому сила тяжіння в будь якій точці геоїда повинна бути направлена перпендикулярно до його поверхні. Поверхня геоїда, як правило, не співпадає ні з рельєфом Землі, ні з поверхнею еліпсоїда. Відхилення поверхні геоїда від еліпсоїда місцями досягають _+ .(100...150)м і пов'язані з нерівномірним розподілом мас в тілі Землі. Найбільш понижені ділянки геоїда відносно поверхні еліпсоїда розміщені в Індійському океані, а максимальне перевищення відмічається в Атлантичному океані.

 Площа земного геоїда складає біля 510 млн. км², об'єм 1,083 млдр.км³ , радіус кулі, рівновеликої геоїду 371 км. Довжина кола земного меридіана 40008550 м, довжина екватора 40075700 м.

3. Внутрішня будова і фізичні властивості Землі.  Сучасні уявлення про внутрішню будову Землі одержані з допомогою геофізичних методів, головним чином, сейсмічного. Останній ґрунтується на вивченні швидкостей поширення в надрах Землі пружних коливань, які виникають під час землетрусів і штучних вибухів. Хвилі, які поширюються від гіпоцентрів природних або штучних землетрусів, розділяються на поздовжні і поперечні. Поздовжні хвилі поширюються в твердому і рідкому середовищах, поперечні лише в твердому. Швидкість поширення пружних коливань залежить від щільності порід, в яких вони поширюють ся вона зростає із збільшенням щільності.

 Сейсмічним методом всередині Землі виділені декілька концентричних оболонок або г е о с ф е р , яким присвоєні букви латинського алфавіту.

 Земна кора (шар А) верхня тверда оболонка Землі. Має різну потужність і будову під континентами та океанами, в зв'язку з чим розрізняються два типи кори: континентальний та океанічний. Кора континентів характеризується середніми потужностями в 35-40 км, типовими для рівнинних територій платформ, максимальні значення потужностей фіксуються в високогірних районах (більше 70 км під Гімалаями). В будові кори виділяють три шари (зверху вниз): осадовий, гранітно-метаморфічний і базальтовий.

 О с а д о в и й шар складений породами, що утворились шляхом осадження з вод морів, озер, річок. Найбільш типовими з них є пісковики, вапняки, глини, мергелі тощо. Потужність шару, як правило, не перевищує 10..15 км, а швидкість поширення поздовжніх хвиль 1,5..5 км/с. Нижче залягає гранітнометаморфічний шар, складений породами з високим вмістом кремнекислоти (граніти), утвореними шляхом кристалізації з магми і породами, які сформувалися з осадових та магматичних порід під впливом високих температур і тисків (гнейси, кристалічні сланці і ін.). Потужність шару 10...20 км, швидкість поздовжніх хвиль в ньому 5,5...6,2 км/с. Підошву шару називають поверхнею Конрада, за прізвищем австрійського геолога, який встановив    у 1925 році.

Поверхня Конрада відділяє гранітно метаморфічний шар від базальтового, що залягає нижче. Слід відмітити, однак що поверхня Конрада, яка фіксується сейсмологами за стрибком в швидкостях поширення пружних коливань, інколи не відбиває речовинних неоднорідностей в розрізі земної кори і може бути інтерпретована з інших позицій. Це підтвердилось, зокрема, при бурінні Кольської надглибокої свердловини. За прогнозами геофізиків, ця свердловина вже на глибині 7 км повинна була ввійти в базальтовий шар. Базальтів, однак, не виявлено і до глибини 2 км, а зафіксований на глибині 7 км стрибкоподібний ріст швидкості поширення сейсмічних хвиль, пояснюється ущільненням на значних глибинах порід за рахунок утворення тріщин при вивільненні води з кристалічних граток мінералів під дією високих температур і тисків.

 Базальтовий шар складений в основному продуктами вулканічних вивержень базальтами та метаморфічними породами амфіболітами. Потужність його може досягати 40 км, а швидкість поздовжніх хвиль ,5 7,4 км/с.

 Для будови океанічної кори характерні менші потужності (в середньому 5...10 км) і також трьохшарова структура. Верхній осадовий шар складений пухкими глибоководними осадками потужністю найчастіше в декілька сотень метрів; швидкість поширення сейсмічних хвиль в ньому 1,5...2,5 км/с. Другий шар базальтовий, потужністю до 3 км із швидкістю поздовжніх хвиль 2,2....5,5 км/с. Третій шар, складений основними і ультраосновними породами (габро, перидотитами, серпентинітами), має середню потужність 5 км, швидкість поширення сейсмічних хвиль у ньому 6,4.....7,2 км/с.

 Океанічна кора характерна для ложа Світового океану. Зчленування двох основних типів кори відбувається по різному. Для узбереж Атлантичного, Індійського, Північного Льодовитого океанів характерне поступове виклинювання гранітно метаморфічного шару в межах континентального схилу. У цьому випадку океанічна кора контактує з континентальною по підніжжю континентального схилу. Такий тип перехідних зон називається а т л а н т и ч н и м. Зовсім іншу картину можна спостерігати на східному узбережжі Тихого океану. Тут виділяють перехідні типи кори субконтинентальний і субокеанічний. С у б к о н т и н е н т а л ь н и й тип кори відрізняється від континентального меншою потужністю і нечітко вираженою поверхнею Конрада. Потужність кори 20 30 км (осадовий шар сотні метрів, гранітно метаморфічний шар до 10 км, базальтовий 10..15 км).Таку будову має кора острівних дуг (Курильської, Алеутської і ін.).

Субокеанічний тип кори має потужність до 25 км. Особливістю кори цього типу є підвищена потужність осадового шару до 5 км. Характерний для глибоководних котловин окраїнних шарів (Охотське, Японське) та для деяких внутрішніх морів (Чорне, Середземне). Субконтинентальні субокеанічні ділянки дна океанів зчленовані між собою зонами розломів. Такий складний і різний тип переходу однієї кори в іншу названий тихоокеанським. Нижньою межею земної кори під континентами і океанами вважається поверхня Мохоровича (скорочено, Мохо, або М), названа за іменем хорватського геофізика, який у 1909 р. встановив на ній зміну швидкості поширення сейсмічних хвиль. Нижче залягає мантія, розділена на верхню, середню та нижню.

Верхня мантія (шар В) простягається до глибини біля 410 км (за іншими даними до 50 км) і характеризується в цілому зростанням швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль з глибиною від 7,9 до 9 км/с. Однак, в межах верхньої мантії виявлений шар непостійної потужності, в якому знижується швидкість поширення поперечних хвиль. Вважається, що речовина в цьому шарі знаходиться в стані часткового розплавлення, володіє пониженою в'язкістю, пластичністю. Шар називається а с т е н о с ф е р о ю (або шаром Гутенберга, за прізвищем американського геофізика Б.Гутенберга). Астеносфера відіграє вирішальну роль в тектонічних процесах товщ ,що залягають вище, тут фіксуються осередки глибокофокусних землетрусів, проходить зародження магматичних розплавів, які з появою сприятливих умов, вторгаються в товщу земної кори.

 Земна кора разом з надастеносферним шаром верхньої мантії складають літосферу ("кам'яну оболонку") Землі, єдиний жорсткий шар, який ніби "плаває" в пластичній астеносфері. Вважається, що верхня мантія складена темними щільними породами можливо перидотитами, дунітами, еклогітами.

Середня мантія (або шар С, шар Голіцина, за прізвищем російського геофізика) простягається до глибини 1000 км. Швидкість поздовжніх хвиль тут 91,4 км/с, за складом вона принципово не відрізняється від верхньої..

Нижня мантія (шари Д' і Д'') має потужність майже 2 тис.км до 2900 км. Тут спостерігається поступове зростання значень сейсмічних хвиль в шарі Д' (до 3,6 км/с для поздовжніх коливань) і деяке зниження швидкостей в шарі Д''. Межа між мантією і ядром носить назву поверхні Віхерта Г у т е н б е р г а. Нижче розміщується я д р о Землі, розділене на зовнішнє (шар Е) і внутрішнє (шар G). У зовнішнє ядро не проходять поперечні хвилі, у зв'язку з чим припускають, що речовина у ньому знаходиться в розплавлено рідкому стані. Нижня межа його 4980 км. Внутрішнє ядро займає серцевину Землі і має радіус 250 км. Воно пропускає поздовжні (11,4 км/с) і поперечні хвилі, тому вважають, що речовина знаходиться тут в твердому стані, очевидно, близькому до розплаву. Ядро володіє електропровідністю, що на думку деяких дослідників може вказувати на металізований або плазмений стан його речовини. Щодо мінерального складу ядра існують дві версії згідно з першою ядро залізо-нікелеве, за другою воно силікатне, як і мантія.

 Середня щ і л ь н і с т ь Землі за геофізичними даними становить 5,52 г/см³. Щільність порід земної  кори коливається в межах 2,4 3,0 г/см³ (в середньому біля 2,8 г/см³). Таким чином, в мантії  і ядрі Землі повинно спостерігатися значне зростання цього показника. Дійсно, у верхній мантії щільність складає 3,3-3,4 г/см³ , в нижній 5,6-5,7 г/см³, в зовнішньому ядрі значення щільності досягають 1 1,5 г/см³ , у внутрішньому до  12,5 г/см³. Розрахунки т и с к у , проведені згідно із вказаними значеннями щільності, показують, що в підошві земної  кори він складає біля ГПа, на межі манті  і ядра 37 ГПа і в центрі Землі 361 ГПа, що відповідає тиску поблизу фронту ударно хвилі, яка виникає при ядерному вибуху.

 Навколо Землі існує поле тяжіння, обумовлене масою. Поле називається гравітаційним. Дослідженнями встановлено його неоднорідність на поверхні планети . Заміряні з допомогою г р а в і м е т р і в значення прискорення вільного падіння поступово міняються від полюсів до екватора від 982 см/с до 978 см/с , тобто відрізняються на 0,5%. Однак, на фоні цієї загальної закономірності спостерігаються численні відхилення гравітаційні аномалії  , які бувають додатними та від'ємними. Додатні аномалії фіксуються над ділянками, де на глибині залягають породи зі щільністю більшою ніж в оточуючих порід, від'ємні над ділянками, складеними легкими породами. На Землі великі додатні аномалії відмічаються, наприклад, над глибоководними жолобами в океанах, від'ємні у високогірних областях континентів, що дозволяє допускати, що в основі гір залягають легкі породи, типу гранітів, а в океанах на незначних глибинах важкі породи типу базальтів.

 Наука, що вивчає земне поле сили тяжіння називається г р а в і м е т р і є ю. Земля володіє дипольним м а г н і т н и м п о л е м, на що вказав ще в 1600 році англієць У.Гільберт. Магнітне поле простягається на віддаль до 93 тис. км від поверхні Землі. Магнітні полюси розміщуються поблизу географічних, але не співпадають з ними. Північний магнітний полюс розміщений в Антарктиді, поблизу Південного Географічного, а Південний поблизу Північної Гренландії біля Північного Географічного, тому північний кінець магнітної стрілки приблизно вказує на північ, а південний на південь. Кут між віссю диполя і віссю обертання Землі становить приблизно 11⁰. Вважається, що виникнення магнітного поля обумовлене дією електричних струмів, що виникають при обертанні Землі і пов'язані з конвективними рухами речовини у рідкому зовнішньому ядрі (динамотеорія Френкеля Ельзассера). Характерною особливістю магнітного поля Землі є його мінливість в часі. Встановлено, що залізовмісні мінерали (ферамагнетики) мають властивість фіксувати орієнтацію магнітного поля на час їхнього утворення. З таких позицій було доведено, що магнітне поле на протязі геологічної історії часто переживало інверсії, тобто зміну магнітних полюсів. Таким чином, дані вивчення давнього магнетизму або палеомагнетизму можуть використовуватись для вирішення конкретних завдань геологічної історії Землі (розчленування і співставлення товщ гірських порід, встановлення віку ложа океанів тощо).

 Т е п л о в е п о л е Землі визначається в основному двома джерелами: сонячним теплом і теплом, яке генерується в надрах планети і виноситься до    поверхні тепловим  потоком. Сонячне тепло визначає температуру лише верхніх частин земної кори, на глибину, що не перевищує перших десятків метрів до так званого н е й т р а л ь н о г о ш а р у, або поясу постійних температур. Температура цього поясу відповідає середньорічній для даної місцевості, а глибина залежить від географічного положення території. Нижче нейтрального шару спостерігається поступовий ріст температури з глибиною, який характеризується такими величинами як геотермічний градієнт і геотермічний ступінь.

 Геотермічний градієнт показує зміну температури на одиницю глибини, в середньому для Землі він рівний 3⁰С на 100 м.

 Геотермічний ступінь це інтервал глибини, в якому температура змінюється на 5⁰С, середня його величина складає 33 м.

 Вказані величини градієнта та ступеня характерні лише для верхніх частин земної кори, з глибиною градієнт, очевидно, падає, а ступінь зростає. Температура, заміряна в Кольській надглибокій свердловині на глибині 1 км була біля 200 С, що відповідає геотермічному ступеню 9...20 м. Розрахунки геофізиків показують, що на глибині біля 400 км температура може становити близько 1600 С, на глибині 2900 км, тобто на межі мантії і ядра біля 2500 С, а в центрі Землі досягає 5000 С. Основними джерелами глибинного тепла Землі вважаються: 1) радіогенне тепло, тобто тепло, що утворюється при розпаді радіоактивних ізотопів; 2) тепло, що виділяється внаслідок гравітаційної диференціації речовини мантії (перерозподіл за щільністю); 3) тепло, яке вивільнюється в надрах при перебігу деяких хімічних реакцій.

Л І Т Е Р А Т У Р А

 1.Браун Д.,Массет А. Недоступная Земля. М., Мир,1984.

 2 .Войткевич Г.В . Основы теории происхождения Земли. М.,Недра,1988.

 3 .Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет.М., Недра, 1983.

 4 .Земля. Введение в общую геологию. т.1,2.М., Мир, 1974.

 5 .Магницкий В.А.Внутреннее строение и физика Земли.М., Недра, 1965.

6. .Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли.М.,Мир,1981.

 7 .Рудник В.А., Соботович Э.В. Ранняя история Земли.Л.,Недра,1984.

 8 .Стейси Ф. Физика Земли. М.,Мир,1972.

9. Свинко Й.Геологія. – К.: Либідь, 2003.