| 13986122 15360 8522 910 1 Верхние слои атмосферы в результате оказываются обогащёнными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации, ионизации и гравитац. разделения определяет химич. неоднородность верхних слоев атмосферы. Примерно до 200 км основным компонентом воздуха является азот N2. Выше начинает превалировать атомарный кислород. На высоте более 600 км преобладающим компонентом становится гелий, а в слое от 2 тыс. км и выше - водород, к-рый образует вокруг 3. т. н. водородную корону.
Через атмосферу к поверхности 3. поступает электромагнитное излучение Солнца - главный источник энергии физич., химич. и биологич. процессов в географич. оболочке 3. Атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения в диапазоне длин волн [924-24.jpg] от 0,3 мкм (3000) до 5,2 мкм (в к-ром заключено ок. 88 % всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне - от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона ([924-25.jpg]> 5,2 мкм) поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы. Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн от её ионизованных слоев (ионосферы). Излучение ультрафиолетового диапазона ([924-26.jpg] от 3000 до 1800 А) поглощается озоном на высотах 15-60 км, а волны длиной 1800-1000А и короче- азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от неск. десятков до неск. сот км над поверхностью 3.). Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощается всей толщей атмосферы, до поверхности 3. оно не доходит. Т. о., биосфера оказывается защищённой от губительного воздействия коротковолнового излучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности 3. достигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границу атмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излучения 3. (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды, см. Парниковый эффект). Если бы 3. была лишена атмосферы, то ср. темп-pa её поверхности была бы -23°С, в действительности ср. годовая темп-pa поверхности 3. составляет 14,8 °С. Атмосфера задерживает также часть космич. лучей и служит бронёй против разрушительного действия метеоритов. Насколько велико защитное значение земной атмосферы, показывает испещрённая метеоритными кратерами поверхность Луны, лишённая атмосферной защиты.
Между атмосферой и подстилающей поверхностью происходит непрерывный обмен энергией (теплооборот) и веществом (влагооборот, обмен кислородом и др. газами). Теплооборот включаетперенос теплоты излучением (лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекции и фазовых переходов воды (испарения, конденсации, кристаллизации).
Неравномерный нагрев атмосферы над сушей, морем на разных высотах и в разных широтах приводит к неравномерному распределению атмосферного давления. Возникающие в атмосфере устойчивые перепады давления вызывают общую циркуляцию атмосферы, с к-рой связан влагооборот, включающий процессы испарения воды с поверхности гидросферы, переноса водяного пара воздушными потоками, выпадение осадков и их сток. Теплооборот, влагооборот и циркуляция атмосферы являются основными климатообразующими процессами. Атмосфера является активным агентом в различных процессах, происходящих на поверхности суши и в верхних слоях водоёмов. Важнейшую роль играет атмосфера в развитии жизни на 3.
Гидросфера
Вода образует прерывистую оболочку 3. Ок. 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4% заключено в подземных водах; ок. 2% - в льдах и снегах (гл. обр. Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% - в поверхностных водах суши (реки, озёра, болота). Незначительное кол-во воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения (см. Влагооборот, Водный баланс). Ежегодное кол-во осадков, выпадающих на земную поверхность, равно кол-ву воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.
Вода гидросферы содержит почти все химич. элементы. Ср. химич. состав её близок к составу океанич. воды, в к-рой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах суши (солёность) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий и прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы - пресные (солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг). Ср. солёность океанич. воды ок. 35 г /кг (35°/оо), солёность морской воды колеблется от 1-2°/оо (Финский зал. Балт. м.) до 41,5°/оо (Красное м.). Наибольшая концентрация солей - в солёных озёрах (Мёртвое м. до 260°/оо) и подземных водах (до 600°/оо).
Совр. солевой состав вод гидросферы сформировался за счёт продуктов химич. выветривания изверженных пород и привнося на поверхность 3. продуктов дегазации мантии: в океаьич. воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют гл. обр. за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, иод, бор и др. элементы, играющие в океанич. воде роль анионов, являются преим. продуктами подводных вулканич. извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных хим. элементов океанич. вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных и животных организмов.
Мировой океан образует самое большое скопление вод на земной поверхности.
Морские течения связывают отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей обладают общими физико-химич. свойствами.
Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200-300 м) имеет непостоянную темп-ру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от темп-рного режима соотв. климатич. пояса. Ср. годовая темп-pa этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до О °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения темп-р океанич. вод сильно варьирует в зависимости от географич. широты, что объясняется гл. обр. неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существ. различия в изменении темп-ры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении темп-р по вертикали имеется много общего. До глубины- 300-500 м темп-pa воды здесь быстро понижается, затем до 1200- 1500 м понижение темп-ры происходит медленнее, глубже 1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях темп-ра держится обычно между 2 °С и О °С. В умеренных областях изменение темп-ры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях темп-pa сначала понижается до глубин ок. 50-100 м, затем до глубин ок. 500 м несколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях.
С изменением темп-ры и солёности меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см3. В приэкваториальной области плотность воды у поверхности - 1,022 04 г /см3.
Характерной особенностью океана явл. циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150-200 м циркуляция определяется гл. обр. господствующими ветрами, под влиянием к-рых образуются мощные океанич. течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преим. с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от темп-ры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, явл. антициклональные круговороты в субтропич. широтах и циклональные - в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца.
Океан играет огромную роль в жизни 3. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии на поверхности 3. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания темп-ры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год. Тёплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их, а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Т. обр. океан влияет на климат и погоду 3. Велика роль океана в круговороте веществ на 3. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворённых в океанич. воде солей и прив-нос в океан реками материала с суши, биогеохимич. превращения).
Непрерывно движущиеся водные массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный обломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительной работы океанич. воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана, образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам.
Немалую роль играют и воды суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают промышленность и поливное земледелие.
Табл. 5. - Основные данные о геосферах "твёрдой" Земли
Геосферы
Подразделения геосфер
Буквенное обозначение
Глубина нижней границы*, км
Объём,
1018 м3
Масса**, 1021 кг
Земная кора
осадочный слой "гранитный" слой "базальтовый" слой
А
до 20 до 40 до 70
1,0 3,6 5,6
2,5 10 16
Мантия
[924-27.jpg]
[924-28.jpg]
[924-29.jpg]
180,1 205,7
610
856
нижняя мантия
D
2900
510,8
2547
Ядро
внешнее ядро
Е F
[924-30.jpg]
166,6
1828
субъядро
С
6371
8,6
106
* Разность между ср. радиусом 3. и ср. радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).
Поверхностные текучие воды совершают большую геологич. работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное кол-во выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. т в год.
"Твёрдая" Земля
О строении, составе и свойствах "твёрдой" 3. имеются преим. предположит. сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (гл. обр. геофизич.) методов исследования. Наиболее достоверны из них - сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в 3. упругих колебаний (сейсмич. волн). С их помощью удалось установить разделение "твёрдой" 3. на отдельные сферы и составить представление о внутр. строении 3. (см. табл. 5).
Строение "твёрдой"
Земля. Верхняя сфера "твёрдой" 3.- земная кора (А) - самая неоднородная и сложно построенная. Из неск. типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний - осадочный (от 0 до 20 км), средний, наз. условно "гранитным" (от 10 до 40 км), и нижний, т. н. "базальтовый" (от 10 до 70 км), отделяющийся от "гранитного" поверхностью Конрада (см. Конрада поверхность).
[924-31.jpg]
Строение "твёрдой" Земли. Границы между геосферами А и В, D и Е, F a G- резкие; между В и С, С и D, Е и F - условные, т. к. переход постепенный (объяснение буквенных обозначений дано в табл. 5 и в тексте).
Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в неск. сотен метров. "Гранитный" слой, как правило, отсутствует; вместо него наблюдается т. н. "второй" слой неясной природы, толщиной ок. 1-2,5 км. Мощность "базальтового" слоя под океанами - около 5 км.
Кроме осн. типов коры, встречается неск. типов "промежуточного" строения, в т. ч. кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинент. морей). Субконтинент. кора характеризуется нечётким разделением "гранитного" и "базальтового" слоев, к-рые объединяются под назв. гранитно-базальтового. Кора субокеанич. близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмич. методов чётко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность). Мантия состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км, где она граничит с ядром 3. Слои В и С образуют верхнюю мантию (толщиной 850-900 км), слой D - нижнюю мантию (ок. 2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно под корой, наз. субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу. Нижнюю часть верхней мантии наз. именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга. Скорость распространения сейсмич. волн в пределах слоя Гутенберга неск. меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда - второе назв. слоя Гутенберга- астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмич. волноводом, поскольку сейсмический "луч" (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С (Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей сейсмич. волн (продольных от 8 до 11,3 км/ceк, поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек).
Земное ядро имеет ср. радиус ок. 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом ок. 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой F ) толщиной ок. 300 км, к-рую относят обычно к внешнему ядру. На границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн (от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь скачком до 11,2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмич. волны распространяются почти с неизменной скоростью.
Физические характеристики и химический состав "твёрдой"
Земли. С глубиной в 3. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств вещества, вязкости и темп-ры (см. графики). Ср. плотность земной коры в целом - 2,8 т/м3. Ср. плотность осадочного слоя коры - 2,4-2,5 т/м3, "гранитного" -2,7 т/м3, "базальтового" - 2,9 т/м3. На границе земной коры и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от значений 2,9-3,0 т/м3 до 3,1-3,5 т/м3. Далее она плавно растёт, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3,6 т/м3, у подошвы слоя Голицына 4,5 т/м3 и у границы ядра 5,6 т/м3. В ядре плотность скачком поднимается до 10,0 т/м3, а далее плавно возрастает до 12,5 т/м3 в центре 3.
|
