Общие сведения о форме и строении Земли

 

Геологические методы позволяют изучать только несколько первых километров верхних слоев Земли. Основную же часть информации о внутреннем строении Земли дают геофизические методы, включающие: 1) сейсмологические и сейсмические методы, основанные на регистрации упругих колебаний, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами; 2) гравиметрические методы, основанные на изучении поля силы тяжести Земли, создаваемого притяжением масс самой Земли, ее вращением, а также притяжением других космических тел, и дающие информацию о фигуре Земли и распределении масс в ее недрах; 3) магнитометрические – изучающие магнитное поле Земли, создаваемое замкнутыми электрическими токами и намагниченностью горных пород; 4) геотермические, изучающие тепловое поле Земли и плотность теплового потока на ее поверхности, обусловленные как термическим режимом недр, так и способностью различных оболочек Земли передавать глубинное тепло и самостоятельно его генерировать; 5) электрометрические методы, изучающие электропроводность земных недр.

 

Кроме геофизики о внутреннем строении Земли косвенно позволяют судить лабораторные эксперименты, а также изучение космических тел (метеоритов), попадающих на земную поверхность.

 

Строение нашей планеты сегодня хорошо известно по сейсмическим данным и анализу собственных колебаний Земли, а состав ее верхних оболочек (земной коры, гидросферы и атмосферы) – по геологическим данным и прямым измерениям. Наши сведения о составе мантии Земли менее определенные, но все-таки по совокупности всех геологических и геофизических данных о строении и составе этой земной оболочки можно судить достаточно уверенно. О составе земного ядра можно высказывать лишь более или менее обоснованные гипотезы. Не останавливаясь на описании методик изучения строения и состава Земли, подробно изложенных в многочисленных специальных работах (Жарков, 1983; Болт, 1984; Anderson, 1989; Сорохтин, Ушаков, 1991; и др.), перейдем сразу к их результатам.

 

Земля – третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, обращается вокруг Солнца по близкой к круговой орбите на среднем расстоянии 149,6 млн км. Если смотреть со стороны Северного полюса небесной сферы, то обращение Земли, как и других планет (кроме Венеры), вокруг Солнца происходит против часовой стрелки (планета как бы «катится» вокруг Солнца), и это направление считается прямым. Средняя скорость движения Земли по орбите равна 29,765 км/с, период обращения (продолжительность года) составляет 365,26 солнечных суток. Земля обладает собственным осевым вращением в прямом направлении (т.е. также против часовой стрелки, если смотреть со стороны Северного полюса), период осевого вращения Земли равен 23 час. 56 мин.

4,1 с. Средний диаметр Земли - 12756 км, масса - 5,98 · 1024 кг, средняя плотность - 5,52 г/см3, эксцентриситет орбиты - 0,0167, площадь поверхности - 510 млн км2, объем - 1,083 · 1012 км3.

 

Фигура Земли описывается геоидом, представляющим собой эквипотенциальную поверхность силы тяжести (рис. 2.1), т.е. это некоторая воображаемая уровенная поверхность, по отношению к которой сила тяжести повсеместно направлена перпендикулярно. Вне континентов геоид совпадает с невозмущенной поверхностью Мирового океана (рис. 2.2). На континентах поверхность рассчитывается по гравиметрическим данным или по спутниковым наблюдениям. Лучше всего геоид аппроксимируется эллипсоидом вращения – равновесной фигурой вращающейся однородной жидкости. Отклонения геоида от такого эллипсоида не превышают +86 и -105 м и вызываются как неоднородностями распределения масс в Земле, так и динамическими процессами, развивающимися в мантии и литосферной оболочке Земли. Сплюснутость геоида (эллипсоида вращения) определяется скоростью вращения Земли вокруг полярной оси.

 

Поверхность Земли является по существу поверхностью раздела собственно твердого тела Земли от расположенной на ее поверхности жидкой водной оболочки – гидросферы – и внешней газовой оболочки, называемой гидросферой.

 

Атмосфера Земли. Масса земной атмосферы равна примерно 5,15 · 1021 г. Среднее давление воздуха на уровне моря ро = 1,0132 бар = 1013,2 мбар (760 мм ртутного столба), а плотность ρо = 1,27 · 10-3 г/см3. С высотой давление и плотность воздуха быстро уменьшаются по экспоненциальному закону, а температура изменяется с высотой по более сложной зависимости.

 

Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15% – кислорода, 1,28% – аргона, 0,046% – углекислого газа, 0,00125% – неона и около 0,0007% остальных газов. Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12-0,13) · 1020 г, что в пересчете на слой конденсированной воды составляет 2,5 см, или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в год или каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере (О3≈ 3 · 1015 г; кислорода в атмосфере О2 = 1,192 · 1021 г), этот газ спасает жизнь на поверхности Земли от пагубного воздействия на нее жесткого излучения Солнца.

 

В атмосфере и ее облачном покрове поглощается около 18% солнечного излучения. Кроме того, ее активные компоненты (водяной пар, углекислота и озон) одновременно поглощают инфракрасное (тепловое) излучение земной поверхности, нагретой Солнцем. В результате в атмосфере возникает парниковый эффект и воздух прогревается, а благодаря конвективному перемешиванию воздушных масс в нижнем слое атмосферы – в ее тропосфере – устанавливается распределение температуры, близкое к адиабатическому (рис. 2.3). В тропосфере сконцентрировано около 80% атмосферного воздуха, ее толщина меняется от 8-10 км в приполярных районах до 17-18 км у экватора и в среднем близка к 10-12 км. В противоположность конвективному выносу тепла из тропосферы основным механизмом переноса тепла в вышележащих слоях атмосферы (в стратосфере, мезосфере и термосфере) является радиационный (лучистый) перенос энергии. Поэтому распределение температуры в верхних слоях атмосферы становится более сложным (рис. 2.4). В результате радиационно-конвективного баланса атмосферы средняя температура на поверхности Земли равна 288о К, или +15 °С, хотя ее колебания в разных климатических зонах могут достигать 50°С. Радиационная же температура Земли, т.е. температура, под которой Земля видна из космоса, равна 255о К, или -18°С.

Гидросфера Земли. Земля – единственная планета Солнечной системы, на поверхности которой вода может находиться в жидком состоянии. Масса воды в современной гидросфере достигает 1,46 · 1024г. Большая ее часть сосредоточена в Мировом океане – 1,37 · 1024 г, материковых льдах – 0,023 · 1024, а на пресные воды суши приходится только около 0,001 · 1024 г воды. Помимо свободной воды на поверхности Земли часть ее в виде грунтовых и поровых вод пропитывает континентальную и океаническую кору. Суммарная масса таких вод, по-видимому, достигает 0,066 · 1024 г. Средняя соленость океанических вод достигает 35‰ (промилле, или тысячных долей), следовательно, в водах океана растворено около 0,048 · 1024 г солей.

 

Всего на Земле в ее верхних геосферах – земной коре и гидросфере (влагой атмосферы можно пренебречь) – сосредоточено примерно 2,173 · 1024 г воды. Воды океанов и морей покрывают около 2/3 всей поверхности Земли, суммарная площадь водной поверхности достигает 361,46 млн км2, средняя глубина Мирового океана с учетом глубин морей близка к 3,8 км. В океанской воде растворены практически все элементы таблицы Менделеева, но главными из них являются катионы

(в промилле, ‰): Na+=10,764; Mg2+= 1,297; Са2+ = 0,408 и К+ = 0,388 и анионы: Сl = 19,353; SO42- = 2,701; HCO = 0,143; СО = 0,070; Вr- = 0,066; F- = 0,0013; ВО = 0,0265. В воде океанов растворены также некоторые газы. В верхних слоях океана в каждом литре воды в среднем содержится приблизительно 50 мл углекислого газа, 13 – азота, от 2 до 8 кислорода, 0,32 мл аргона и незначительные количества других благородных газов. Известно, что растворимость газов в воде возрастает с уменьшением ее температуры, поэтому холодные океанические воды высоких широт насыщены растворенными газами в заметно большей степени, чем теплые воды тропических широт. Всего в океане растворено СО2 около 1,4 · 1020г, т.е. почти в 60 раз больше, чем в атмосфере (2,4 · 1018 г). Кислорода в океане растворено около 8 · 1018 г, или приблизительно в 150 раз меньше, чем его содержится в атмосфере (1,19 · 1021 г).

 

Океанская вода обладает слабой щелочной реакцией с рН ≈ 7,5-8,5. Уровень такой щелочности поддерживается равновесием между карбонатом кальция осадков и растворенным в воде его бикарбонатом Са(НСО3)2: при избытке СО2 карбонат растворяется и переходит в бикарбонат и, наоборот, при недостатке СО2 бикарбонат переходит в карбонат и выпадает в осадок. В холодных глубинных водах современного океана растворение карбонатов начинается примерно на глубинах около 4,5 км, поэтому глубже этого уровня карбонатные осадки на океаническом дне в настоящее время не отлагаются.

 

Ежегодно реки сносят в океаны около 2,53 · 1016 г/год терригенного материала с суши, из них примерно (2,21-2,26) · 1016 г/год приходится на взвесь, остальное – на растворенные и органические вещества.Внутреннее строение Земли. На основании геофизических данных выделяют три главные области Земли, отделенные друг от друга четко выраженными поверхностями, где резко меняются скорости сейсмических волн – земная кора, мантия Земли и ядро Земли (рис. 2.4).

Первая граница раздела характеризуется скачкообразным увеличением скоростей продольных сейсмических волн от 6,7 до 8,1 км/с. Эта граница получила название раздела Мохоровичича (в честь сербского ученого А. Мохоровичича, который ее открыл). Мохоровичича поверхность (граница) – планетарная поверхность раздела, которая принята за нижнюю границу земной коры, на которой отмечается резкое возрастание скорости продольных сейсмических волн и плотности при переходе от земной коры к мантии. Она отделяет земную кору от мантии. Средняя плотность вещества земной коры не превышает 2,7 г/см3, а на границе Мохоровичича она увеличивается до 3,2 г/см3. Граница М расположена под континентами на глубине от 30 до 80 км, а под дном океанов – от 4 до 10 км. Учитывая, что радиус Земного шара равен 6371 км, земная кора представляет собой тонкую пленку на поверхности планеты, составляющую менее 1% ее общей массы и примерно 1,5% ее объема.

Мантия – самая мощная из геосфер Земли. Она распространяется до глубины 2900 км и занимает 82,26 % объема планеты. В мантии сосредоточено 67,8 % массы Земли. С глубиной плотность вещества мантии в целом возрастает с3,3-3,4 до 5,6-5,7 г/см3, хотя это происходит неравномерно. На контакте с земной корой вещество мантии находится в твердом состоянии. Поэтому земную кору вместе с самой верхней частью мантии называют литосферой. Агрегатное состояние вещества мантии ниже литосферы недостаточно изучено и по этому поводу имеются различные мнения. Предполагается, что температура мантии на глубине 100км составляет 1100-1500°С, в глубоких частях – значительно выше. Давление на глубине 100 км оценивается в 3,1 ГПа, на глубине 1000 км – 35 ГПа. Мантию подразделяют на верхнюю (слой В, простирающийся до глубины 400 км), промежуточную (слой С – от 400 до 1000 км) и нижнюю (слой Д – от 1000 до 2900 км). Слой С именуют также слоем Голицина (в честь русского ученого Б.Б. Голицина, установившего этот слой), а слой В – слоем Гутенберга (в честь выделившего его немецкого ученого Б. Гутенберга). В верхней мантии (в слое В) имеется зона, в которой скорость поперечных сейсмических волн значительно уменьшается. По-видимому, это связано с тем, что вещество в пределах зоны частично находится в жидком (расплавленном) состоянии. Зона пониженной скорости распространения поперечных сейсмических волн предполагает, что жидкая фаза составляет до 10%, что отражается на более пластичном состоянии вещества по сравнению свыше и ниже расположенными слоями мантии. Относительно пластичный слой пониженных скоростей сейсмических волн получил название астеносферы (от греч. asthenes– слабый). Мощность ослабленной зоны достигает 200-300 км. Располагается она на глубине примерно 100-200 км, но глубина меняется: в центральных частях океанов астеносфера располагается выше, под устойчивыми участками материков опускается глубже. Астеносфера имеет весьма важное значение для развития глобальных эндогенных геологических процессов. Малейшее нарушение термодинамического равновесия способствует образованию огромных масс расплавленного вещества (астенолитов),которые поднимаются вверх, способствуя перемещению отдельных блоков литосферы по поверхности Земли. В астеносфере возникают магматические очаги. В последнее время внимание ученых в мантии привлекает зона, расположенная на глубине 670 км. Полученные данные позволяют предполагать, что эта зона намечает нижнюю границу конвективного тепломассообмена, который связывает верхнюю мантию (слой В) и верхнюю часть промежуточного слоя с литосферой. В пределах мантии скорость сейсмических волн в целом возрастает в радиальном направлении от 8,1 км/с на границе земной коры с мантией до 13,6 км/с в нижней мантии. Но на глубине около 2900 км скорость продольных сейсмических волн резко уменьшается до 8,1 км/с, а поперечные волны глубже вообще не распространяются. Этим намечается граница между мантией и ядром Земли. Ученым удалось установить, что на границе мантии и ядра в интервале глубин 2700-2900 км, в переходном слое Д1 (в отличие от нижней мантии, имеющей индекс Д) происходит зарождение гигантских тепловых струй, периодически пронизывающих всю мантию и проявляющихся на поверхности Земли в виде обширных вулканических полей.

Ядро Земли–центральная часть планеты. Оно занимает только около 16% ее объема, но содержит более трети всей массы Земли. Судя по распространению сейсмических волн, периферия ядра находится в жидком состоянии. В то же время наблюдения за происхождением приливных волн позволили установить, что упругость Земли в целом очень велика, больше упругости стали. По-видимому, вещество ядра находится в каком-то совершенно особом состоянии. Здесь господствуют условия чрезвычайно высокого давления в несколько миллионов атмосфер. В этих условиях происходит полное или частичное разрушение электронных оболочек атомов, вещество «металлизируется», т.е. приобретает свойства, характерные для металлов, в том числе высокую электропроводность. Возможно, что земной магнетизм является результатом электрических токов, возникающих в ядре в связи с вращением Земли вокруг своей оси.

Вещество ядра неоднородно. Радиус внутреннего жесткого ядра (слой G) примерно равен 1200-1250 км, мощность переходного слоя между внутренним и внешним ядром (слой F) приблизительно 300-400 км, а радиус внешнего жидкого ядра (слой Е) равен 3450-3500 км (соответственно глубины 2870-2920 км). Плотность «ядерного» вещества во внешнем ядре монотонно изменяется от 9,5-10,1 г/см3 на его поверхности до 11,4-12,3 г/см3 на подошве. Плотность вещества во внутреннем ядре возрастает примерно на 8-10% и в центре Земли достигает 13-14 г/см3.

В соответствии с указанными изменениями плотности проведены расчеты давления на различных глубинах:

 

Глубина, км

 

40

 

100

 

400

 

1000

 

2900

 

5000

 

6370

 

Давление, ГПа

 

1,0

 

3,1

 

14,0

 

35,0

 

137,0

 

312,0

 

361,0

 

Масса земного ядра в разных моделях заключается в пределах (1,91 – 1,94) · 1027 г, что составляет 31-32% всей массы Земли. Внутреннее ядро, в котором содержится приблизительно 1,1 · 1026 г вещества, или около 1,8% массы Земли, является твердым образованием и, скорее всего, отличается по химическому составу от внешнего ядра.

 

Тектоническая активность Земли, геохимическая эволюция мантии, ее дегазация и генетически связанные с ними процессы формирования океанов, атмосферы и земной коры с присущими ей месторождениями полезных ископаемых, а также возникновение и развитие жизни на Земле, как это теперь все более четко выясняется, в конце концов приводятся в действие и управляются планетарным процессом выделения земного ядра. Но этот главный планетарный процесс глобальной эволюции Земли, в свою очередь, полностью определяется составом вещества земного ядра
3.движение земли и их географические следствия

Земля совершает одиннадцать различных движений, из которых важное географическое значение имеют:

суточное вращение вокруг оси;

годовое обращение вокруг Солнца;

движение вокруг общего центра тяжести системы Земля — Луна.

Суточное вращение и его значение для географической оболочки.

Ось вращения Земли отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики в настоящее время на 23° 26,6м. Угол наклона при движении по орбите вокруг Солнца сохраняется (см. ниже — годовое обращение Земли).

Выражение «вращение Земли» недостаточно показывает значение этого явления для природы земной поверхности, для географической оболочки. Речь должна идти о вращении географического пространства: все явления и на земной поверхности, и в теле Земли происходят на вращающейся сфере. В одних случаях это накладывает на них неизгладимую печать, в других придает им новое качество, в-третьих, рождает новые процессы.

Осевое вращение Земли происходит с запада на восток или против часовой стрелки, если смотреть от северного полюса Мира. Это направление движения присуще всей нашей Галактике, размеры его космические. При допущении движения в противоположную сторону мы получили бы другой мир, называемый антимиром.

Время оборота вокруг оси — сутки — может быть определено по Солнцу и по звездам. Солнечными сутками называется промежуток времени между двумя последовательными прохождениями центра Солнца через меридиан точки наблюдения. В связи со сложностью движений Солнца и Земли истинные солнечные сутки изменяются. Поэтому для определения среднего солнечного времени применяются такие сутки, продолжительность которых равна средней длине суток в течение года.

Так как Земля движется вокруг Солнца в том же направлении, в котором вращается вокруг оси, то солнечные сутки несколько длиннее действительного времени полного оборота Земли. Последнее определяется временем между двумя прохождениями звезды через меридиан данного места. Звездные сутки равны 23 часам 56 минутам и 4 секундам. Это и есть действительное время суточного оборота Земли.

Угловая скорость вращения, т. е. угол, на который поворачивается какая-нибудь точка на поверхности Земли за любой отрезок времени, одинакова для всех широт. За один час точка пробегает: 360°: 24 ч=15°.

Линейная скорость зависит от широты. На экваторе она равна 464 м/с, в сторону полюсов уменьшается.

Времена суток — утро, день, вечер и ночь—на разных меридианах начинаются разновременно. Однако трудовая деятельность людей, живущих в разных частях земного шара, требует согласованного счета времени. С этой целью введено поясное время.

Сущность поясного времени заключается в том, что Земля в соответствии с количеством часов в сутках меридианами делится на 24 пояса, идущих от одного до другого полюса. Ширина каждого пояса равна 360°: 24 = 15°. Местное время среднего меридиана пояса является поясным временем для всего пояса. Время каждого пояса от соседнего отличается на 1 ч. В действительности границы часовых поясов на суше проводятся не всегда по меридианам, а часто по политическим и географическим рубежам. В нашей стране 11 часовых поясов — от второго до двенадцатого.

Вращение Земли дает объективную основу для построения градусной сетки. На поверхности шара все точки равнозначны, и построить координатную сетку можно только на условной основе.

Во вращающейся же сфере объективно выделяются две точки, к которым может быть привязана координатная сетка.

Эти точки — полюсы, не участвующие во вращении, и потому неподвижные.

Осью вращения Земли называется прямая, проходящая через центр ее массы, вокруг которой Земля вращается.