Большая Советская Энциклопедия (ЗЕ)

Вода ). Главная масса атмосферной воды (в виде пара, взвешенных капель и кристалликов льда) сосредоточена в тропосфере, причём с высотой её содержание резко убывает. Во влажном воздухе содержание водяного пара у земной поверхности колеблется от 3-4% в тропиках до 2·10 ^-5% в Антарктиде. Очень изменчивы аэрозольные компоненты воздуха, включающие пыль почвенного, органического и космического происхождения, частички сажи, пепла и минеральных солей.

В  РЈ верхней границы тропосферы Рё РІ стратосфере наблюдается повышенное содержание РѕР·РѕРЅР°.Слой максимальной концентрации РѕР·РѕРЅР° расположен РЅР° высотах ~21-25 РєРј.Начиная СЃ высоты ~ 40 кмувеличивается содержание атомарного кислорода. Диссоциация молекулярного азота начинается РЅР° высоте около 200 РєРј.Наряду СЃ диссоциацией молекул РїРѕРґ действием коротковолнового Рё корпускулярного излучений Солнца РЅР° высотах РѕС‚ 50 РґРѕ 400 РєРјРїСЂРѕРёСЃС…РѕРґРёС‚ ионизация атмосферных газов. РћС‚ степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. РќР° высоте 250-300 РєРј,РіРґРµ расположен максимум ионизации, электропроводность атмосферы РІ 10 ¹²СЂР°Р· больше, чем Сѓ земной поверхности. Для верхних слоев атмосферы характерен также процесс диффузионного разделения газов РїРѕРґ действием силы тяжести (гравитационное разделение): газы распределяются СЃ высотой РІ соответствии СЃ РёС… молекулярной массой. Верхние слои атмосферы РІ результате оказываются обогащенными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации, ионизации Рё гравитационного разделения определяет химическую неоднородность верхних слоев атмосферы. Примерно РґРѕ 200 кмосновным компонентом РІРѕР·РґСѓС…Р° является азот N ₂. Выше начинает превалировать атомарный кислород. РќР° высоте более 600 кмпреобладающим компонентом становится гелий, Р° РІ слое РѕС‚ 2 тыс. РєРјРё выше - РІРѕРґРѕСЂРѕРґ, который образует РІРѕРєСЂСѓРі Р—. С‚. РЅ. РІРѕРґРѕСЂРѕРґРЅСѓСЋ РєРѕСЂРѕРЅСѓ.

  Через атмосферу к поверхности З. поступает электромагнитное излучение Солнца - главный источник энергии физических, химических и биологических процессов в географической оболочке З. Атмосфера прозрачна для электромагнитного излучения в диапазоне длин волн l от 0,3 мкм(3000 Е) до 5,2 мкм(в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне - от 1 ммдо 30 м.�злучение инфракрасного диапазона (l>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 ) .�злучение ультрафиолетового диапазона (l от 3000 до 1800 Е) поглощается озоном на высотах 15-60 км,а волны длиной 1800-1000 Е и короче - азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от нескольких десятков до нескольких сот кмнад поверхностью З.). Жёсткое коротковолновое излучение (рентгеновское и гамма-излучение) поглощается всей толщей атмосферы, до поверхности З. оно не доходит. Т. о., биосфера оказывается защищенной от губительного воздействия коротковолнового излучения Солнца. В виде прямой и рассеянной радиации поверхности З. достигает лишь 48% энергии солнечного излучения, падающего на внешнюю границу атмосферы. В то же время атмосфера почти непрозрачна для теплового излучения З. (за счёт присутствия в атмосфере углекислого газа и паров воды, см. Парниковый эффект ) .Если бы З. Была лишена атмосферы, то средняя температура её поверхности была бы -23°С, в действительности средняя годовая температура поверхности З. составляет 14,8°С. Атмосфера задерживает также часть космических 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 включает перенос теплоты излучением (лучистый теплообмен), передачу теплоты за счёт теплопроводности, конвекциии 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 которой 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 климато-образующими 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 З.

  Гидросфера

  Вода образует прерывистую оболочку З. Около 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и морях; 4% заключено в подземных водах; около 2% - в льдах и снегах (главным образом Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% - в поверхностных водах суши (реки, озёра, болота). Незначительное количество воды содержится в атмосфере и организмах. Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения (см. Влагооборот, Водный баланс). Ежегодное количество осадков, выпадающих на земную поверхность, равно количеству воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.

  Вода гидросферы содержит почти все химические элементы. Средний химический состав её близок к составу океанической воды, в которой 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). Средняя солёность океанической воды около 35 г/кг(35 ^о/ _оо), солёность морской воды колеблется от 1-2°/ _оо(Финский залив Балтийского моря) до 41,5°/ _оо(Красное море). Наибольшая концентрация солей - в солёных озёрах (Мёртвое море до 260°/ _оо) и подземных водах (до 600°/ _оо).

  Современный солевой состав вод гидросферы сформировался за счёт продуктов химического выветривания изверженных пород и привноса на поверхность З. продуктов дегазации мантии: в океанической воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют главным образом за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, йод, бор и др. элементы, играющие в океанической воде роль анионов, являются преимущественно продуктами подводных вулканических 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 химических элементов океаническая 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-химическими свойствами.

  Поверхностный слой воды в океанах (до глубины 200-300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года и в зависимости от температурного режима соответствующего климатического пояса. Средняя годовая температура этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до 0 °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения температур океанических вод сильно варьирует в зависимости от географической широты, что объясняется главным образом неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др. стороны, имеются существенные различия в изменении температуры воды по глубине на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных и тропических пространств океана в изменении температур по вертикали имеется много общего. До глубины 300-500 мтемпература воды здесь быстро понижается, затем до 1200- 1500 мпонижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 мона почти не изменяется. В придонных слоях температура держится обычно между 2°С и 0 °С. В умеренных областях изменение температуры с глубиной менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В приполярных областях температура сначала понижается до глубин около 50-100 м,затем до глубин около 500 мнесколько повышается (за счёт приноса более тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается до 0 °С и ниже в придонных слоях.

В  РЎ изменением температуры Рё солёности меняется Рё плотность РІРѕРґС‹. Наибольшая плотность характерна для высоких широт, РіРґРµ РѕРЅР° достигает Сѓ поверхности 1,0275 Рі/СЃРј ³.Р’ приэкваториальной области плотность РІРѕРґС‹ Сѓ поверхности - 1,02204 Рі/СЃРј ³.

  Табл. 5.-Основные данные о геосферах «твёрдой» Земли

Геосферы	Подразделения геосфер	Буквен-ное обозна- чение	Глубина нижней границы*, км	Объём, 10 18 м 3	Масса**, 10 21 кг
Земная кора	осадочный слой	A	до 20	1,0	2,5
«гранитный» слой	до 40	3,6	10
«базальтовый» слой	до 70	5,6	16
Мантия	верхняя мантия	субстрат	B	50-100	180,1	610
слой Гутенберга (астеносфера)	около 400
слой Голицына	C	около 900	205,7	856
Нижняя мантия	D	2900	510,8	2547
Ядро	Внешнее ядро	E	около 4800	166,6	1828
F	около 5100
СЃСѓР±СЉСЏРґСЂРѕ	G	6371	8,6	106

* Разность между средним радиусом З. и средним радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).

 Характерной особенностью океана является циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150-200 мциркуляция определяется главным образом господствующими ветрами, под влиянием которых образуются мощные океанические течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преимущественно с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей от температуры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием ветров, являются антициклональные круговороты в субтропических 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 З. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником солнечной энергии на поверхности З. Вследствие большой теплоёмкости воды (и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания температуры 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. Таким образом океан влияет на климат и погоду З. Велика роль океана в круговороте веществ на З. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым газом, вынос на сушу растворённых в океанической воде солей и привнос в океан реками материала с суши, биогеохимические 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 океанической 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. Поверхностные текучие воды совершают большую геологическую работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное количество выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17 млрд. тв год.

  «Твёрдая» Земля

 О строении, составе и свойствах «твёрдой» З. имеются преимущественно предположительные сведения, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования. Наиболее достоверны из них - сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения в З. упругих колебаний (сейсмических волн). С их помощью удалось установить разделение «твёрдой» З. на отдельные сферы и составить представление о внутреннем строении З. (см. табл. 5).

  Строение «твёрдой» Земли.Верхняя сфера «твёрдой» З. - земная кора (А) - самая неоднородная и сложно построенная. �з нескольких типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний - осадочный (от 0 до 20 км), средний, называемый 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 ).

  Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует: вместо него наблюдается т. н. «второй» слой неясной природы, толщиной около 1-2,5 км.Мощность «базальтового» слоя под океанами - около 5 км.

 Кроме основных типов коры, встречается несколько типов «промежуточного» строения, в том числе кора субконтинентальная (под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах окраинных и внутриконтинентальных морей). Субконтинентальная кора характеризуется нечётким разделением «гранитного» и «базальтового» слоев, которые объединяются под названием гранитно-базальтового. Кора субокеаническая близка к океанической, отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности. С помощью сейсмических методов четко устанавливается поверхность раздела, отделяющая земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность ).

  Мантия состоит из трёх слоев ( В, Си D) и простирается от поверхности Мохоровичича до глубины 2900 км,где она граничит с ядром З. Слои Ви Собразуют верхнюю мантию (толщиной 850-900 км), слой D- нижнюю мантию (около 2000 км). Верхнюю часть слоя В,залегающую непосредственно под корой, называется субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу.Нижнюю часть верхней мантии называют именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга.Скорость распространения сейсмических волн в пределах слоя Гутенберга несколько меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью его вещества. Отсюда - второе название слоя Гутенберга - астеносфера (слабая сфера). Этот слой является сейсмическим 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 сейсмических волн (продольных от 8 до 11,3 км/сек,поперечных от 4,9 до 6,3 км/сек).

  Земное ядро имеет средний радиус около 3,5 тыс. кми делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой G) с радиусом около 1,3 тыс. км.�х разделяет переходная зона (слой F) толщиной около 300 км,которую 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/секвблизи границы субъядра. В субъядре сейсмические волны распространяются почти с неизменной скоростью.

В  Физические характеристики Рё химический состав «твёрдой» Земли.РЎ глубиной РІ Р—. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, СѓРїСЂСѓРіРёС… свойств вещества, вязкости Рё температуры (СЃРј. графики ). Средняя плотность земной РєРѕСЂС‹ РІ целом - 2,8 С‚/Рј ³.Средняя плотность осадочного слоя РєРѕСЂС‹ - 2,4-2,5 С‚/Рј ³,«гранитного» - 2,7 С‚/Рј ³,«базальтового» - 2,9 С‚/Рј ³.