Зямля

Зямля
Арбітальныя характарыстыкі
Перыгелій	147 098 290 км 0,98329134 а. а.[заўв 1]
Афелій	152 098 232 км 1,01671388 а. а.[заўв 1]
Вялікая паўвось (a)	149 598 261 км 1,00000261 а. а.[1]
Эксцэнтрысітэт арбіты (e)	0,01671123[1][2]
Сідэрычны перыяд абарачэння	365,256366004 дзён 365 дз. 6 г. 9 хв. 10 сек.[3]
Арбітальная скорасць (v)	29,783 км/c 107 218 км/г[2]
Сярэдняя анамалія (Mo)	357,51716°[2]
Нахіл (i)	7,155° (адн. сонечнага экватара)[4], 1,57869° (адн. інварыянтнай плоскасці)[4]
Даўгата ўзыходнага вузла (Ω)	348,73936°[2]
Аргумент перыцэнтра (ω)	114,20783°[2]
Чый спадарожнік	Сонца
Спадарожнікі	1 (Месяц), 8300+ (штучных.)[5]
Фізічныя характарыстыкі
Сплюшчанасць	0,0033528[2]
Экватарыяльны радыус	6378,1 км[2]
Палярны радыус	6356,8 км[2]
Сярэдні радыус	6371,0 км[2]
Акружнасць вялікага круга	40 075,017 км (па экватары)[6] 40 007,86 км (па мерыдыяне)[7]
Плошча паверхні (S)	510 072 000 км²[8][9] 148 940 000 км² суша (29,2 %)[8] 361 132 000 км² вада (70,8 %)[8]
Аб'ём (V)	10,8321×1011 км³[2]
Маса (m)	5,9726×1024 кг (3×10-6 M☉)[2]
Сярэдняя шчыльнасць (ρ)	5,5153 г/см³[2]
Паскарэнне свабоднага падзення на экватары (g)	9,780327 м/с² (0,99732 g)[2]
Першая касмічная скорасць (v1)	7,91 км/с[заўв 2]
Другая касмічная скорасць (v2)	11,186 км/с[2]
Экватарыяльная скорасць вярчэння	1674,4 км/г (465,1 м/с)[10]
Перыяд вярчэння (T)	0,99726968 дзён (23h 56m 4,100s) — сідэрычны перыяд вярчэння[11], 24 гадзіны — працягласць сярэдніх сонечных сутак.
Нахіл восі	23°26’21",4119[3]
Альбеда	0,306 (Бонд)[2] 0,367 (геаметрычнае)[2]
Тэмпература
	мін. сяр. макс.
Цэльсій	−91,2 °C[12] 14 °C[13] 56,7 °C[14][15]
Кельвін	184 K 287,2 К 329,9 К
Атмасфера[2]
Склад: 78,08 % — азот (N2) 20,95 % — кісларод (O2) 0,93 % — аргон (Ar) 0,039 % — Вуглякіслы газ (СO2)[16] Каля 1 % вадзяной пары (у залежнасці ад клімату)

Зямля́ — трэцяя ад Сонца планета. Пятая па памеры сярод усіх планет Сонечнай сістэмы. Яна з’яўляецца таксама найбуйнейшай па дыяметры, масе і шчыльнасці сярод планет зямной групы.

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.

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 Зямлі^be_ru, геацэнтрычная сістэма свету і гіпотэза Геі^be_en, па якой Зямля ўяўляе сабой адзіны суперарганізм^[33].

Сучаснай навуковай гіпотэзай фарміравання Зямлі і іншых планет Сонечнай сістэмы з’яўляецца гіпотэза сонечнай туманнасці^be_en, 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 элементы^be_ru, 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 — Радзінія^be_en — стаў расколвацца на часткі. Пазней гэтыя часткі аб’ядналіся ў Паноцію^be_en (600—540 млн гадоў назад), затым у апошні з суперкантынентаў — Пангею, які распаўся 180 мільёнаў гадоў назад^[55].

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. Холмсам^be_en 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.

Кайназойская эра дзеліцца на тры перыяды: палеаген, неаген і чацвярцічны перыяд (антрапаген). Гэтыя перыяды, у сваю чаргу, падзяляюцца на геалагічныя эпохі (аддзелы): палеаген — на палеацэн, эацэн і алігацэн; неаген — на міяцэн і пліяцэн. Чацвярцічны перыяд уключае ў сябе плейстацэн і галацэн.

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 кіслародам^be_ru 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 складаных^be_ru клетак — эўкарыётаў^[61]. Прыкладна 2,1 млрд гадоў назад з’явіліся мнагаклетачныя арганізмы, якія працягвалі прыстасоўвацца да навакольных умоў^[62]. Дзякуючы паглынанню пагібельнага ўльтрафіялетавага выпраменьвання азонавым 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 выбух^be_ru — рэзкае павышэнне разнастайнасці мнагаклетачных форм жыцця каля 542 млн гадоў таму^[64].

Каля 1200 млн гадоў назад з’явіліся першыя водарасці, а прыкладна 450 млн гадоў назад — першыя вышэйшыя расліны^[65]. Беспазваночныя жывёлы з’явіліся ў эдыякарскім перыядзе^[66], а пазваночныя — падчас кембрыйскага выбуху каля 525 млн гадоў назад^[67].

Пасля кембрыйскага выбуху было пяць масавых выміранняў^be_en^[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 архазаўры^be_ru^[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 прамахаджэння^be_ru^[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 Геі^be_ru, прапанаваную Джэймсам Лаўлокам^be_ru).

Апошні цыкл абледзянення ў Паўночным паўшар’і закончыўся каля 10 тысяч гадоў назад^[77].

Зямля адносіцца да планет зямной групы, і, у адрозненне ад газавых гігантаў, такіх як Юпітэр, мае цвёрдую паверхню. Гэта найбуйнейшая з чатырох планет зямной групы ў Сонечнай сістэме, як па памеры, так і па масе. Акрамя таго, Зямля сярод гэтых чатырох планет мае найбольшыя шчыльнасць, паверхневую гравітацыю і магнітнае поле^[78]. Гэта адзіная вядомая планета з актыўнай тэктонікай пліт^[79].

Нетры Зямлі дзеляцца на пласты па хімічных і фізічных уласцівасцях, але ў адрозненне ад іншых планет зямной групы, Зямля мае ярка выяўленае знешняе^be_ru і ўнутранае ядро^be_ru. 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).

Кручэнне Зямлі стварае экватарыяльную выпукласць, таму экватарыяльны дыяметр на 43 км больш, чым палярны^[89]. Найвышэйшым пунктам паверхні Зямлі з’яўляецца гара Эверэст (8848 м над узроўнем мора), а найглыбейшым — Марыянскі жолаб (10994 м пад узроўнем мора)^[90]. З-за выпукласці экватара самымі аддаленымі пунктамі паверхні ад цэнтра Зямлі з’яўляюцца вяршыня вулкана Чымбараса ў Эквадоры і гара Уаскаран у Перу^[91][92][93].

Табліца аксідаў зямной кары Ф. У. Кларка^[94]

Злучэнне	Формула	Працэнтнае ўтрыманне
Аксід крэмнію (IV)	SiO2	59,71 %
Аксід алюмінію	Al2O3	15,41 %
Аксід кальцыю	CaO	04,90 %
Аксід магнію	MgO	04,36 %
Аксід натрыю	Na2O	03,55 %
Аксід жалеза (II)	FeO	03,52 %
Аксід калію	K2O	02,80 %
Аксід жалеза (III)	Fe2O3	02,63 %
Вада	H2O	01,52 %
Аксід тытану (IV)	TiO2	00,60 %
Аксід фосфару (V)	P2O5	00,22 %
		99,22 %

Маса Зямлі прыблізна роўная 5,9736×10²⁴ кг. Агульная колькасць атамаў, якія складаюць Зямлю ≈ 1,3-1,4×10^50[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 Кларк^be_ru 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].

Хімічны элемент	Распаўсюджанне ў працэнтах	Хімічны элемент	Распаўсюджанне ў працэнтах
Вадарод (H)	0,0033	Рутэній (Ru)	0,000118
Гелій (4He)	111	Родый (Rh)	0,0000252
Літый (Li)	0,000185	Паладый (Pd)	0,000089
Берылій (Be)	0,0000045	Серабро (Ag)	0,0000044
Бор (B)	0,00000096	Кадмій (Cd)	0,00000164
Вуглярод (С)	0,0446	Індый (In)	0,000000214
Азот (N)	0,00041	Волава (Sn)	0,000039
Кісларод (O)	30,12	Сурма (Sb)	0,0000035
Фтор (F)	0,00135	Тэлур (Te)	0,000149
Неон (20Ne)	0,50	Ёд (I)	0,00000136
Натрый (Na)	0,125	Ксенон (132Xe)	0,0168
Магній (Mg)	13,90	Цэзій (Cs)	0,00000153
Алюміній (Al)	1,41	Барый (Ba)	0,0004
Крэмній (Si)	15,12	Лантан (La)	0,0000379
Фосфар (P)	0,192	Цэрый (Ce)	0,000101
Сера (S)	2,92	Празеадым (Pr)	0,0000129
Хлор (Cl)	0,00199	Неадым (Nd)	0,000069
Аргон (36Ar)	2,20	Самарый (Sm)	0,0000208
Калій (K)	0,0135	Еўропій (Eu)	0,0000079
Кальцый (Ca)	1,54	Гадаліній (Gd)	0,0000286
Скандый (Sc)	0,00096	Тэрбій (Tb)	0,0000054
Тытан (Ti)	0,082	Дыспрозій (Dy)	0,0000364
Ванадый (V)	0,0082	Гольмій (Ho)	0,000008
Хром (Cr)	0,412	Эрбій (Er)	0,0000231
Марганец (Mn)	0,075	Тулій (Tm)	0,0000035
Жалеза (Fe)	32,07	Ітэрбій (Yb)	0,0000229
Кобальт (Co)	0,084	Лютэцый (Lu)	0,0000386
Нікель (Ni)	1,82	Гафній (Hf)	0,000023
Медзь (Cu)	0,0031	Тантал (Ta)	0,00000233
Цынк (Zn)	0,0074	Вальфрам (W)	0,000018
Галій (Ga)	0,00031	Рэній (Re)	0,000006
Германій (Ge)	0,00076	Осмій (Os)	0,000088
Мыш’як (As)	0,00032	Ірыдый (Ir)	0,000084
Селен (Se)	0,00096	Плаціна (Pt)	0,000167
Бром (Br)	0,0000106	Золата (Au)	0,0000257
Крыптон (84Kr)	0,0236	Ртуць (Hg)	0,00000079
Рубідый (Rb)	0,0000458	Талій (Tl)	0,000000386
Стронцый (Sr)	0,00145	Свінец (204Pb)	0,000000158
Ітрый (Y)	0,000262	Вісмут (Bi)	0,000000294
Цырконій (Zr)	0,00072	Торый (Th)	0,00000512
Ніобій (Nb)	0,00008	Уран (U)	0,00000143
Малібдэн (Mo)	0,000235	Плутоній (Pu)	—

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.

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-40^be_ru, урану-238^be_en, урану-235^be_ru і торыю-232^be_ru^[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 плюмаў^be_ru. 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 пунктаў^be_en. 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 (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].

Агульная структура планеты Зямля^[107]

	Глыбіня, км	Слой	Шчыльнасць, г/см³[108]
	0—60	Літасфера (вар’іруецца ад 5 да 200 км)	—
	0—35	Кара (вар’іруецца ад 5 да 70 км)	2,2—2,9
	35—60	Самая верхняя частка мантыі	3,4—4,4
	35—2890	Мантыя	3,4—5,6
	100—700	Астэнасфера	—
	2890—5100	Знешняе ядро	9,9—12,2
	5100—6378	Унутранае ядро	12,8—13,1

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, геасфера^be_ru, 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.

Найбольшыя тэктанічныя пліты^[112]

Назва пліты	Плошча 106 км²	Зона пакрыцця
Афрыканская пліта	61,3	Афрыка
Антарктычная пліта	60,9	Антарктыка
Аўстралійская пліта	47,2	Аўстралія
Еўразійская пліта	67,8	Азія і Еўропа
Паўночна-Амерыканская пліта	75,9	Паўночная Амерыка і паўночна-ўсходняя Сібір
Паўднёва-Амерыканская пліта	43,6	Паўднёвая Амерыка
Ціхаакіянская пліта	103,3	Ціхі акіян

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 разломах^be_ru. 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].

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 шпат, амфібол, слюда, піраксен^be_uk і алівін^[123]; карбанаты^be_ru — 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.

Частка вады знаходзіцца ў цвёрдым стане ў выглядзе ледавікоў, снежнага покрыва і ў вечнай мерзлаце, складаючы крыясферу.

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].

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 мезапаўзай^be_ru (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 аблокі^be_en^[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 Кармана^be_ru^[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].

Іанасфера ўключае ў сябе два апошнія слоі. Тут адбываецца іанізацыя малекул пад дзеяннем сонечнага ветру і ўзнікаюць палярныя ззянні^[141].

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].

Каля паверхні Зямлі асушанае паветра змяшчае каля 78,08 % азоту (па аб’ёме), 20,95 % кіслароду, 0,93 % аргону і каля 0,03 % вуглякіслага г