Наглядным свидетельством шарообразности Земли служат фотографии земного шара, выполненные с далекого расстояния искусственными спутниками Земли.

Еще в конце XVII в. были получены данные, указывающие на то, что форма Земли отличается от правильного шара. Французские ученые заметили, что колебания секундного маятника часов в Кайене (приэкваториальная часть Южной Америки) оказались медленнее, чем в Париже. Часы отставали на 2,5 мин в сутки. Отсюда был сделан вывод о том, что причиной, заставляющей маятник качаться у экватора медленнее, чем вдали от него, является сила тяжести. Знаменитый английский ученый Исаак Ньютон (1643—1727) объяснил это тем, что на экваторе поверхность Земли находится дальше от ее центра, чем в Париже. В своем труде «Математические начала натуральной философии» Ньютон изложил теорию фигуры Земли, основанную на законе всемирного тяготения. Он доказал, что Земля вследствие вращения вокруг своей оси и преобладания в связи с этим у экватора действия центробежной силы ее вращения над силон тяжести должна принять форму сфероида (эллипсоида) вращения, сжатую у полюсов. Эти теоретические выводы хорошо согласовались с результатами градусных измерений. В 1735—1736 гг. экспедиции французской Академии наук провели специальные исследования в Перу и Скандинавии. Они показали, что длина дуги меридиана в 1“ в Скандинавии больше, чем на экваторе.

В действительности поверхность Земли существенно отличается от поверхности идеального эллипсоида вращения. Она характеризуется чередованием приподнятых и опушенных участков. Разница между ними достигает 20 км. Например, вершина Гималаев Джомолунгма имеет высоту над уровнем моря 8884 м, а глубина Марианской впадины в Тихом океане равна 11 034 м.

По сравнению с размерами всей Земли отмеченные неровности ее поверхности являются очень незначительными. Поэтому при расчетах ими пренебрегают. Геометрическую фигуру Земли ограничивают поверхностью океана, мысленно продолженной под материками таким образом, чтобы она всюду была перпендикулярна к направлению силы тяжести. Такая фигура, присущая только Земле, получила название геоида (греч. «ге» — земля, «идеа»—подобие). От поверхности геоида на континентах отсчитываются высоты над уровнем моря. Она не совпадает ни с топографической поверхностью Земли, ни с поверхностью эллипсоида вращения. Наиболее пониженные участки геоида относительно поверхности эллипсоида расположены в Индийском океане (от —59 до —140 м), а максимальное превышение отмечается в Атлантическом океане (от +57 до +125 м). Во время запусков искусственных спутников Земли было обнаружено, что неправильная форма Земли оказывает влияние на их орбиту. Оказалось, что Земля имеет несколько «грушевидную» форму. Произведенные расчеты показали, что Северный полюс относительно земного эллипсоида приподнят на 15 м, а Южный опущен на 20 м. Выяснилось, что и экваториальное сечение Земли имеет форму эллипса; его большая полуось превышает малую примерно на 100 м.

Большая (экваториальная) полуось, или радиус экватора, имеет длину 6 378 245 м, а малая (полярная) полуось — 6 356 863 м. Отношение разности между большой и малой полуосями к большой полуоси называется полярным сжатием, или сплющенностью, Земли. Оно равно 1 : 298,3.

Длина окружности земного меридиана составляет 40 008 550 м, длина экватора — 40 075 700 м, общая площадь земной поверхности около 510 млн. км2.

Одной из характерных особенностей Земли является разделение ее поверхности на океаны и моря, занимающие 361 млн. км2 (70,8%), и континенты и острова, на долю которых приходится 149 млн. км2 (29,2%).

Если высоты материков (континентов) и глубины океанов выразить графически в качестве различных сту пеней в общем рельефе Земли, то получим так называемую гипсографическую (греч. «гипсос» — высота) кривую земного шара (рис. 1). Континенты не только уступают океаническому дну по площади; величина их поднятия над уровнем моря также невелика по сравнению с глубинами океанов. На суше высоты менее 1000 м составляют 75% площади; средняя высота континентов над уровнем моря +870 м. В океане преобладают глубины от 3000 до 6000 м; средняя глубина океанов — 3800 м. Наиболее высокие линейно вытянутые поднятия на материках называют горными хребтами; они образуют один широтный — Средиземноморский и два меридиональных— Западно- и Восточно-Тихоокеанский горных пояса. Средиземноморский горный пояс начинается на западе горами Атласа (Северная Африка) и продолжается на восток, включая горные цепи Пиренеев, Альпы, Аппени-ны, Балканские, Карпатские, Крымские, Кавказские, Памир, Гималаи (до Малайского архипелага). Западно-Тихоокеанский горный пояс охватывает горные сооружения Чукотки, Камчатки, Курильских островов, Сахалина, Японии и другие вплоть до Австралийских Кордильер. Восточно-Тихоокеанский горный пояс включает Кордильеры Северной и Южной Америки.

В рельефе океанического дна выделяют следующие элементы (см. рис. 1): пологую материковую отмель, или шельф (англ, «шелф» — отмель), простирающийся от берега до глубин около 200 м; более крутой континентальный склон (15% площади Мирового океана), простирающийся до глубин 2500 м; океаническое ложе (около 76% всей площади Мирового океана) и узкие глубоководные желоба, расположенные вблизи краевых горных хребтов, окаймляющих материки, или вблизи островных дуг.

Ложе океана представлено огромными равнинами, на которых встречаются возвышенности, валы и горные хребты (рис. 2). Высота последних изменяется от первых сотен метров до нескольких тысяч метров. Местами над поверхностью океана выступают в виде островов отдельные вершины конусообразных гор или цепочки таких гор. Наиболее высокими из них являются горы, образующие в Северной Атлантике Азорские острова. Высота их около 9000 м относительно дна океана и 2500 м относительно его поверхности.

В последние десятилетия получены новые данные о строении океанического дна. Например, в Атлантическом океане выявлен Срединно-Атлантический хребет, возвышающийся над дном океана почти на 3 км. (рис. 2). Он расположен почти на равном расстоянии от Американского континента с одной стороны и Европы и Африки — с другой. Ширина хребта исчисляется сотнями километров. Подводным акустическим зондированием установлено, что за пределами срединного хребта дно океана является исключительно гладким. К началу 60-х годов была обнаружена планетарная система таких срединноокеанических хребтов протяженностью около 60 тыс. км. Подводные «срединные» хребты выделены в Атлантическом, Индийском, Тихом и Северном Ледовитом океанах, между Антарктидой и Австралией. По своей протяженности, ширине и высоте они не уступают складчатым горным поясам материков.

Почти повсеместно (за исключением района Тихого океана) вдоль осевых частей срединно-океанических хребтов тянется глубокая (до 3 км) и широкая (25— 50 км) трещина типа ущелья. Она получила название рифта (англ, «рифт» — ущелье, расселина).