Земля

I

Земля́ (от общеславянского зем — пол, низ)

третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, астрономический знак ⊕ или, ♀.

I. Введение

З. занимает пятое место по размеру и массе среди больших планет, но из планет т. н. земной группы, в которую входят Меркурий, Венера, Земля и Марс, она является самой крупной (см. Планеты). Важнейшим отличием З. от др. планет Солнечной системы является существование на ней жизни, достигшей с появлением человека своей высшей, разумной формы. Условия для развития жизни на ближайших к З. телах Солнечной системы неблагоприятны; обитаемые тела за пределами последней пока также не обнаружены (см. Внеземные цивилизации). Однако жизнь — естественный этап развития материи, поэтому З. нельзя считать единственным обитаемым космическим телом Вселенной, а земные формы жизни — её единственно возможными формами.

Согласно современным космогоническим представлениям, З. образовалась ~4,5 млрд. лет назад путём гравитационной конденсации из рассеянного в околосолнечном пространстве газо-пылевого вещества, содержащего все известные в природе химические элементы (см. Космогония). Формирование З. сопровождалось дифференциацией вещества, которой способствовал постепенный разогрев земных недр, в основном за счёт теплоты, выделявшейся при распаде радиоактивных элементов (урана, тория, калия и др.). Результатом этой дифференциации явилось разделение З. на концентрически расположенные слои — геосферы, различающиеся химическим составом, агрегатным состоянием и физическими свойствами. В центре образовалось Ядро Земли, окруженное т. н. мантией (см. Мантия Земли). Из наиболее лёгких и легкоплавких компонентов вещества, выделившихся из мантии в процессах выплавления (см. Зонное плавление), возникла расположенная над мантией Земная кора. Совокупность этих внутренних геосфер, ограниченных твёрдой земной поверхностью, иногда называют «твёрдой» З. (хотя это не совсем точно, поскольку установлено, что внешняя часть ядра обладает свойствами вязкой жидкости). «Твёрдая» З. заключает почти всю массу планеты (см. табл. 1). За её пределами находятся внешние геосферы — водная (Гидросфера) и воздушная (Атмосфера), которые сформировались из паров и газов, выделившихся из недр З. при дегазации мантии. Дифференциация вещества мантий З. и пополнение продуктами дифференциации земной коры, водной и воздушной оболочек происходили на протяжении всей геологической истории и продолжаются до сих пор.

Табл. 1. Схема строения Земли (без верхней атмосферы и магнитосферы)

*Кроме атмосферы.

**Атмосфера в целом простирается до высоты ~ 20 тыс. км.

Табл. 2. — Материки (с островами)

* Сверху вниз по колонке вершины: Джомолунгма (Эверест), Килиманджаро, Мак-Кинлн, Аконкагуа, массив Винсон, Косцюшко. Наиболее высокая вершина Океании — г. Джая, 5029 м (на острове Новая Гвинея).

Табл. 3. — Океаны

* По др. данным, 91,14 млн. км2.

Большую часть поверхности З. занимает Мировой океан (361,1 млн. км2, или 70,8%), суша составляет 149,1 млн. км2 (29,2%) и образует шесть крупных массивов — материков: Евразию, Африку, Северную Америку, Южную Америку, Антарктиду и Австралию (см. табл. 2), а также многочисленные острова. С делением суши на материки не совпадает деление на части света: Евразию делят на две части света — Европу и Азию, а оба американских материка считают за одну часть света — Америку, иногда за особую «океаническую» часть света принимают острова Тихого океана — Океанию, площадь которой обычно учитывается вместе с Австралией.

Мировой океан расчленяется материками на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (см. табл. 3); некоторые исследователи выделяют приантарктические части Атлантического, Тихого и Индийского океанов в особый, Южный, океан.

Северное полушарие З. — материковое (суша здесь занимает 39% поверхности), а Южное — океаническое (суша составляет лишь 19% поверхности). В Западном полушарии преобладающая часть поверхности занята водой, в Восточном — сушей.

Обобщённый профиль суши и дна океанов образует две гигантские «ступени» — материковую и океаническую. Первая поднимается над второй в среднем на 4670 м (средняя высота суши 875 м; средняя глубина океана около 3800 м). Над равнинной поверхностью материковой «ступени» возвышаются горы, отдельные вершины которых имеют высоту 7—8 км и более. Высочайшая вершина мира — г. Джомолунгма в Гималаях — достигает 8848 м. Она возвышается над глубочайшим понижением дна океана (Марианский глубоководный жёлоб в Тихом океане 11 022 м) почти на 20 км. См. Гипсографическая кривая.

З. обладает гравитационным, магнитным и электрическим полями. Гравитационное притяжение З. удерживает на околоземной орбите Луну и искусственные спутники. Действием гравитационного поля обусловлены сферическая форма З., многие черты рельефа земной поверхности, течение рек, движение ледников и др. процессы.

Магнитное поле создаётся в результате сложного движения вещества в ядре З. (см. Земной магнетизм). В межпланетном пространстве оно занимает область, объём которой намного превосходит объём З., а форма напоминает комету с хвостом, направленным от Солнца. Эту область называют магнитосферой.

С магнитным полем З. тесно связано её электрическое поле. «Твёрдая» З. несёт отрицательный электрический заряд, который компенсируется объёмным положительным зарядом атмосферы, так что в целом З., по-видимому, электронейтральна (см. Атмосферное электричество).

В пространстве, ограниченном внешним пределом геофизических полей З. (главным образом в магнитосфере и атмосфере), происходит последовательное и глубокое изменение первичных космических факторов — поглощение и преобразование солнечных и галактических космических лучей (См. Космические лучи), солнечного ветра (См. Солнечный ветер), рентгеновского, ультрафиолетового, оптического и радиоизлучений Солнца, что имеет важное значение для процессов, протекающих на земной поверхности. Задерживая большую часть жёсткой электромагнитной и корпускулярной радиации, магнитосфера и особенно атмосфера защищают от их смертоносного воздействия живые организмы.

З. получает 1,7-1017 г дж/сек (или 5,4 X 1024дж/год) лучистой энергии Солнца, но лишь около 50% этого количества достигает поверхности З. и служит главным источником энергии большинства происходящих на ней процессов.

Поверхность З., гидросферу, а также прилегающие слои атмосферы и земной коры объединяют под названием географической, или ландшафтной, оболочки. Географическая оболочка явилась ареной возникновения жизни, развитию которой способствовало наличие на З. определённых физических и химических условий, необходимых для синтеза сложных органических молекул. Прямое или косвенное участие живых организмов во многих геохимических процессах со временем приобрело глобальные масштабы и качественно изменило географическую оболочку, преобразовав химический состав атмосферы, гидросферы и отчасти земной коры. Глобальный эффект в ход природных процессов вносит и деятельность человека. Ввиду громадного значения живого вещества как геологического агента вся сфера распространения жизни и биогенных продуктов была названа биосферой (См. Биосфера).

Современные знания о З., её форме, строении и месте во Вселенной формировались в процессе долгих исканий. Ещё в глубокой древности делалось много попыток дать общее представление о форме З. Индусы, например, верили, что З. имеет форму лотоса. Вавилоняне, как и многие др. народы, считали З. плоским диском, окруженным водой. Однако ещё около 3 тыс. лет назад начали формироваться и правильные представления. Халдеи первыми заметили на основании наблюдений лунных затмений, что З. — шарообразна. Пифагор, Парменид (6—5 вв. до н. э.) и Аристотель (4 в. до н. э.) пытались дать этому научное обоснование. Эратосфен (3 в. до н. э.) сделал первую попытку определить размеры З. по длине дуги меридиана между городами Александрией и Сиеной (Африка). Большинство античных учёных считало З. центром мира. Наиболее полно разработал эту геоцентрическую концепцию Птолемей во 2 в. Однако значительно раньше Аристарх Самосский (4—3 вв. до н. э.) развивал гелиоцентрические представления, считая центром мира Солнце. В средние века представления о шарообразности З. и её движении отрицались, как противоречащие священному писанию, и объявлялись ересью. Идея шарообразности З. вновь завоевала признание лишь в эпоху Возрождения, с началом Великих географических открытий. В 1543 Коперник научно обосновал гелиоцентрическую систему мира, согласно которой З. и др. планеты обращаются вокруг Солнца. Но этому учению пришлось выдержать длительную жестокую борьбу с геоцентрической системой, которую продолжала поддерживать христианская церковь. С этой борьбой связаны такие трагические события, как сожжение Дж. Бруно и вынужденное отречение от гелиоцентрических представлений Г. Галилея. Окончательное утверждение гелиоцентрической системы обязано открытию в начале 17 в. И. Кеплером законов движения планет и обоснованием в 1687 И. Ньютоном закона всемирного тяготения.

Структура «твёрдой» З. была выяснена главным образом в 20 в. благодаря достижениям сейсмологии (См. Сейсмология).

Открытие радиоактивного распада элементов привело к коренному пересмотру многих фундаментальных концепций. В частности, представление о первоначально огненно-жидком состоянии З. было заменено идеями о её образовании из скоплений холодных твёрдых частиц (см. Шмидта гипотеза). На основе радиоактивного распада были разработаны также методы определения абсолютного возраста горных пород, позволившие объективно оценивать длительность истории З. и скорость процессов, протекающих на её поверхности и в недрах.

Во 2-й половине 20 в. в результате использования ракет и спутников сформировались представления о верхних слоях атмосферы и магнитосфере.

З. изучают многие науки. Фигурой и размерами З. занимается геодезия, движениями З. как небесного тела — астрономия, силовыми полями — геофизика (отчасти астрофизика), которая изучает также физическое состояние вещества З. и физические процессы, протекающие во всех геосферах. Законы распределения химических элементов З. и процессы их миграции исследует геохимия. Вещественный состав литосферы и историю сё развития изучает комплекс геологических наук. Природные явления и процессы, происходящие в географической оболочке и биосфере, являются областью наук географических и биологических циклов. Земных проблем касаются также науки, изучающие законы взаимодействия природы и общества.

II. Земля как планета.

З. — третья по расстоянию от Солнца большая планета Солнечной системы. Масса З. равна 5976∙1021кг, что составляет 1/448 долю массы больших планет и 1/330000 массы Солнца. Под действием притяжения Солнца З., как и др. тела Солнечной системы, обращается вокруг него по эллиптической (мало отличающейся от круговой) орбите. Солнце расположено в одном из фокусов эллиптической орбиты З., вследствие чего расстояние между З. и Солнцем в течение года меняется от 147,117 млн. км (в перигелии (См. Перигелий)) до 152,083 млн. км (в афелии (См. Афелий)). Большая полуось орбиты З., равная 149,6 млн. км, принимается за единицу при измерении расстояний в пределах Солнечной системы (см. Астрономическая единица). Скорость движения З. по орбите, равная в среднем 29,765 км/сек, колеблется от 30,27 км/сек (в перигелии) до 29,27 км/сек (в афелии). Вместе с Солнцем З. участвует также в движении вокруг центра Галактики, период галактического обращения составляет около 200 млн. лет, средняя скорость движения 250 км/сек. Относительно ближайших звёзд Солнце вместе с З. Движется со скоростью ~ 19,5 км/сек в направлении созвездия Геркулеса.

Период обращения З. вокруг Солнца, называемый Годом, имеет несколько различную величину в зависимости от того, по отношению к каким телам или точкам небесной сферы рассматривается движение З. и связанное с ним кажущееся движение Солнца по небу. Период обращения, соответствующий промежутку времени между двумя прохождениями Солнца через точку весеннего равноденствия, называется тропическим годом. Тропический год положен в основу календаря (См. Календарь), он равен 365,242 средних солнечных суток.

Плоскость земной орбиты (плоскость эклиптики (См. Эклиптика)) наклонена в современную эпоху под углом 1,6° к т. н. Лапласа неизменяемой плоскости (См. Лапласа неизменяемая плоскость), перпендикулярной главному вектору момента количества движения всей Солнечной системы. Под действием притяжения др. планет положение плоскости эклиптики, а также форма земной орбиты медленно изменяются на протяжении миллионов лет. Наклон эклиптики к плоскости Лапласа при этом меняется от 0° до 2,9°, а Эксцентриситет земной орбиты от 0 до 0,067. В современную эпоху эксцентриситет равен 0,0167, убывая на 4∙10-7 в год. Если смотреть на З., поднявшись над Северным полюсом, то орбитальное движение З. Происходит против часовой стрелки, т. е. в том же направлении, что и её осевое вращение, и обращение Луны вокруг З.

Естественный спутник З. — Луна обращается вокруг З. по эллиптической орбите на среднем расстоянии 384 400 км (~60,3 среднего радиуса З.). Масса Луны составляет 1:81,5 долю массы З. (73,5∙1021кг). Центр масс системы Земля — Луна отстоит от центра З. на 3/4 её радиуса. Оба тела — З. и Луна — обращаются вокруг центра масс системы. Отношение массы Луны к массе З. — наибольшее среди всех планет и их спутников в Солнечной системе, поэтому систему З. — Луна часто рассматривают как двойную планету.

З. имеет сложную форму, определяемую совместным действием гравитации, центробежных сил, вызванных осевым вращением З., а также совокупностью внутренних и внешних рельефообразующих сил. Приближённо в качестве формы (фигуры) З. принимают уровенную поверхность гравитационного потенциала (т. е. поверхность, во всех точках перпендикулярную к направлению отвеса), совпадающую с поверхностью воды в океанах (при отсутствии волн, приливов, течений и возмущений, вызванных изменением атмосферного давления). Эту поверхность называют Геоидом. Объём, ограниченный этой поверхностью, считается объёмом З. (т. о., в него не входит объём той части материков, которая расположена выше уровня моря). Средним радиусом З. называют радиус шара того же объёма, что и объём геоида. Для решения многих научных и практических задач геодезии, картографии и др. в качестве формы З. принимают Земной эллипсоид. Знание параметров земного эллипсоида, его положения в теле З., а также гравитационного поля Земли (См. Гравитационное поле Земли) имеет большое значение в астродинамике, изучающей законы движения искусственных космических тел. Эти параметры изучаются путём наземных астрономо-геодезических и гравиметрических измерений (см. Геодезия, Гравиметрия) и методами спутниковой геодезии (См. Спутниковая геодезия).

Вследствие вращения З. точки экватора имеют скорость 465 м/сек, а точки, расположенные на широте φ — скорость 465cosφ (м/сек), если считать З. шаром. Зависимость линейной скорости вращения, а следовательно, и центробежной силы от широты приводит к различию значений ускорения силы тяжести на разных широтах (см. табл. 4).

Вращение З. вокруг своей оси вызывает смену дня и ночи на её поверхности. Период вращения З. определяет единицу времени — Сутки. Ось вращения З. отклонена от перпендикуляра к плоскости эклиптики на 23° 26,5' (в середине 20 в.); в современную эпоху этот угол уменьшается на 0,47“ за год. При движении З. по орбите вокруг Солнца её ось вращения сохраняет почти постоянное направление в пространстве. Это приводит к смене времён года (См. Времена года). Гравитационное влияние Луны, Солнца, планет вызывает длительные периодические изменения эксцентриситета орбиты и наклона оси З., что является одной из причин многовековых изменений климата.

Табл. 4. — Геометрические и физические характеристики Земли

Период вращения З. систематически увеличивается под воздействием лунных и в меньшей степени солнечных приливов (см. Вращение Земли). Притяжение Луны создаёт приливные деформации как атмосферы и водной оболочки, так и «твёрдой» З. Они направлены к притягивающему телу и, следовательно, перемещаются по З. при её вращении. Приливы в земной коре имеют амплитуду до 43 см, в открытом океане — не более 1м, в атмосфере они вызывают изменение давления в несколько сот н/м2 (несколько мм рт. ст.). Приливное трение, сопровождающее движение приливов, приводит к потере системой Земля — Луна энергии и передаче момента количества движения от З. к Луне. В результате вращение З. замедляется, а Луна удаляется от З. Изучение месячных и годичных колец роста у ископаемых кораллов позволило оценить число суток в году в прошлые геологические эпохи (до 600 млн. лет назад). Результаты исследований говорят о том, что период вращения З. вокруг оси увеличивается в среднем на несколько м/сек за столетие (500 млн. лет назад длительность суток составляла 20,8 ч). Фактическое замедление скорости вращения З. несколько меньше того, которое соответствует передаче момента Луне. Это указывает на вековое уменьшение момента инерции З., по-видимому, связанное с ростом плотного ядра З. либо с перемещением масс при тектонических процессах. Скорость вращения З. несколько меняется в течение года также вследствие сезонных перемещений воздушных масс и влаги. Наблюдения траекторий искусственных спутников З. позволили с высокой точностью установить, что сплюснутость З. несколько больше той, которая соответствует современной скорости её вращения и распределению внутренних масс. По-видимому, это объясняется высокой вязкостью земных недр, приводящей к тому, что при замедлении вращения З. её фигура не сразу принимает форму, соответствующую увеличенному периоду вращения. Поскольку З. имеет сплюснутую форму (избыток массы у экватора), а орбита Луны не лежит в плоскости земного экватора, притяжение Луны вызывает прецессию (См. Прецессия) — медленный поворот земной оси в пространстве (полный оборот происходит за 26 тыс. лет). На это движение накладываются периодические колебания направления оси — Нутация (основной период 18,6 года). Положение оси вращения по отношению к телу З. испытывает как периодические изменения (полюсы при этом отклоняются от среднего положения на 10—15 м), так и вековые (среднее положение северного полюса смещается в сторону Северной Америки со скоростью ~11 см в год, см. Полюсы географические).

Б. Ю. Левин.

См. илл.

III. Строение Земли

Магнитосфера

Самой внешней и протяжённой оболочкой З. является магнитосфера — область околоземного пространства, физические свойства которой определяются магнитным полем З. и его взаимодействием с потоками заряженных частиц.

Исследования, проведённые при помощи космических зондов и искусственных спутников З., показали, что З. постоянно находится в потоке корпускулярного излучения Солнца (т. н. Солнечный ветер). Он образуется благодаря непрерывному расширению (истечению) плазмы солнечной короны (См. Солнечная корона) и состоит из заряженных частиц (протонов, ядер и ионов гелия, а также более тяжёлых положительных ионов и электронов). У орбиты З. скорость направленного движения частиц в потоке колеблется от 300 до 800 км/сек. Солнечная плазма несёт с собой магнитное поле, напряжённость которого в среднем равна 4,8-10-За/м (6∙10-5э).

При столкновении потока солнечной плазмы с препятствием — магнитным полем З. — образуется распространяющаяся навстречу потоку Ударная волна (рис.), фронт которой со стороны Солнца в среднем локализован на расстоянии 13—14 радиусов З. (R⊕) от её центра. За фронтом ударной волны следует переходная область толщиной ~ 20 тыс. км, где магнитное поле солнечной плазмы становится неупорядоченным, а движение её частиц — хаотичным. температура плазмы в этой области повышается примерно с 200 тыс. градусов до ~ 10 млн. градусов.

Переходная область примыкает непосредственно к магнитосфере З., граница которой — магнитопауза — проходит там, где динамическое давление солнечного ветра уравновешивается давлением магнитного поля З.; она расположена со стороны Солнца на расстоянии ~ 10—12 R (⊕) (70—80 тыс. км) от центра З., её толщина ~ 100 км. Напряжённость магнитного поля З. у магнитопаузы ~ 8∙10-2а/м (10-3э), т. е. значительно выше напряжённости поля солнечной плазмы на уровне орбиты З. Потоки частиц солнечной плазмы обтекают магнитосферу и резко искажают на значительных расстояниях от З. структуру её магнитного поля. Примерно до расстояния 3 R⊕ от центра З. магнитное поле ещё достаточно близко к полю магнитного диполя (напряжённость поля убывает с высотой ~1/R3⊕). Регулярность поля здесь нарушают лишь Магнитные аномалии (влияние наиболее крупных аномалий сказывается до высот ~0,5R⊕) над поверхностью З.). На расстояниях, превышающих 3 R⊕), магнитное поле ослабевает медленнее, чем поле диполя, а его силовые линии с солнечной стороны несколько прижаты к З. Линии геомагнитного поля, выходящие из полярных областей З., отклоняются солнечным ветром на ночную сторону З. Там они образуют «хвост», или «шлейф», магнитосферы протяжённостью более 5 млн. км. Пучки магнитных силовых линий противоположного направления разделены в хвосте областью очень слабого магнитного поля (нейтральным слоем), где концентрируется горячая плазма с температурой в млн. градусов.

Магнитосфера реагирует на проявления солнечной активности (См. Солнечная активность), вызывающей заметные изменения в солнечном ветре и его магнитном поле. Возникает сложный комплекс явлений, получивший название магнитной бури (См. Магнитные бури). При бурях наблюдается непосредственное вторжение в магнитосферу частиц солнечного ветра, происходит нагрев и усиление ионизации верхних слоев атмосферы, ускорение заряженных частиц, увеличение яркости полярных сияний (См. Полярные сияния), возникновение электромагнитных шумов, нарушение радиосвязи на коротких волнах и т.д. В области замкнутых линий геомагнитного поля существует магнитная ловушка (См. Магнитные ловушки) для заряженных частиц. Нижняя её граница определяется поглощением захваченных в ловушку частиц атмосферой на высоте несколько сот км, верхняя практически совпадает с границей магнитосферы на дневной стороне З., несколько снижаясь на ночной стороне. Потоки захваченных в ловушку частиц высоких энергий (главным образом протонов и электронов) образуют т. н. Радиационный пояс Земли (См. Радиационные пояса Земли). Частицы радиационного пояса представляют значительную радиационную опасность при полётах в космос.

Б. А. Тверской, Ю. Н. Дрожжин.

Атмосфера

Атмосферой, или воздушной оболочкой З., называют газовую среду, окружающую «твёрдую» З. и вращающуюся вместе с ней. Масса атмосферы составляет ~5,15∙1018кг. Среднее давление атмосферы на поверхность З. на уровне моря. Равно 101 325 н/м2 (это соответствует 1 атмосфере (См. Атмосфера) или 760 мм рт. ст.). Плотность и давление атмосферы быстро убывают с высотой (см. Барометрическая формула): у поверхности З. средняя плотность воздуха ρ = 1,22 кг/м3 (число молекул в 1 м3 n = 2,55∙1025), на высоте 10 км (= 0,41 кг/м3 (n = 8,6∙1024), а на высоте 100 км ρ=8,8(10-7кг/м3 (n=1,8∙1018). Атмосфера имеет слоистое строение, слои различаются своими физическими и химическими свойствами (температурой, химическим составом, ионизацией молекул и др.).

Принятое деление атмосферы на слои основано главным образом на изменении в ней температуры с высотой, поскольку оно отражает баланс основных энергетических процессов в атмосфере (см. Тепловой баланс атмосферы).

Нижняя часть атмосферы, содержащая около 80% всей её массы, называется тропосферой. Она распространяется до высоты 16—18 км в экваториальном поясе и до 8—10 км в полярных широтах. Температура тропосферы понижается с высотой в среднем на 0,6 К на каждые 100 м. Над тропосферой до высоты 55 км расположена стратосфера, в которой заключено почти 20% массы атмосферы. От тропосферы она отделена переходным слоем — тропопаузой, с температурой 190—220 К. До высоты ~25 км температура стратосферы несколько падает, но дальше начинает расти, достигая максимума (~270К) на высоте 50—55 км. Этот рост связан главным образом с увеличением в верхних слоях стратосферы концентрации озона, интенсивно поглощающего ультрафиолетовое излучение Солнца. Над стратосферой расположены мезосфера (до 80 км), термосфера (от 80 км до 800—1000 км) и экзосфера (выше 800—1000 км). Общая масса всех этих слоев не превышает 0,5% массы атмосферы. В мезосфере, отделённой от стратосферы стратопаузой, озон исчезает, температура вновь падает до 180—200 К вблизи её верхней границы (мезопаузы). В термосфере происходит быстрый рост температуры, связанный главным образом с поглощением в ней солнечного коротковолнового излучения. Рост температуры наблюдается до высоты 200—300 км. Выше, примерно до 800—1000 км, температура остаётся постоянной (~1000К), т.к. здесь разреженная атмосфера слабо поглощает солнечное излучение.

Верхний слой атмосферы — экзосфера — крайне разрежен (у его нижней границы число протонов в 1 м3 составляет ~ 1011) и столкновения частиц в нём происходят редко. Скорости отдельных частиц экзосферы могут превышать критическую скорость ускользания (вторую космическую скорость (См. Вторая космическая скорость)). Эти частицы, если им не помешают столкновения, могут, преодолев притяжение З., покинуть атмосферу и уйти в межпланетное пространство. Так происходит рассеяние (Диссипация) атмосферы. Поэтому экзосферу называют также сферой рассеяния. Ускользают из атмосферы в межпланетное пространство главным образом атомы водорода и гелия.

Приведённые характеристики слоев атмосферы следует рассматривать как усреднённые. В зависимости от географической широты, времени года, суток и др. они могут заметно меняться.

Химический состав земной атмосферы неоднороден. Сухой атмосферный Воздух у поверхности З. содержит по объёму 78,08% азота,20,95% кислорода (~ 10-6% озона), 0,93% аргона и около 0,03% углекислого газа. Не более 0,1% составляют вместе водород, неон, гелий, метан, криптон и др. газы. В слое атмосферы до высот 90—100 км, в котором происходит интенсивное перемешивание атмосферы, относит. состав её основных компонентов не меняется (этот слой называется гомосферой). В атмосфере содержится (1,3—1,5)∙1016кг воды (см. 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.

У верхней границы тропосферы и в стратосфере наблюдается повышенное содержание озона (См. Озон в атмосфере). Слой максимальной концентрации озона расположен на высотах ~21—25 км. Начиная с высоты ~ 40 км увеличивается содержание атомарного кислорода. Диссоциация молекулярного азота начинается на высоте около 200 км. Наряду с диссоциацией молекул под действием коротковолнового и корпускулярного излучений Солнца на высотах от 50 до 400 км происходит Ионизация атмосферных газов. От степени ионизации зависит Электропроводность атмосферы. На высоте 250—300 км, где расположен максимум ионизации, электропроводность атмосферы в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Для верхних слоев атмосферы характерен также процесс диффузионного разделения газов под действием силы тяжести (гравитационное разделение): газы распределяются с высотой в соответствии с их молекулярной массой. Верхние слои атмосферы в результате оказываются обогащенными более лёгкими газами. Совокупность процессов диссоциации, ионизации и гравитационного разделения определяет химическую 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, который образует вокруг З. т. н. водородную корону.

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 λ от 0,3 мкм (3000 Å) до 5,2 мкм (в котором заключено около 88% всей энергии солнечного излучения) и радиодиапазоне — от 1 мм до 30 м. Излучение инфракрасного диапазона (λ>5,2мкм) поглощается в основном парами воды и углекислым газом тропосферы и стратосферы. Непрозрачность атмосферы в радиодиапазоне обусловлена отражением радиоволн от её ионизованных слоев (ионосферы (См. Ионосфера)). Излучение ультрафиолетового диапазона (λ от 3000 до 1800 Å) поглощается озоном на высотах 15—60 км, а волны длиной 1800—1000 Å и короче — азотом, молекулярным и атомарным кислородом (на высоте от нескольких десятков до нескольких сот км над 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 (См. Теплопроводность), конвекции (См. Конвекция) и фазовых переходов (См. Фазовый переход) 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 (См. Циркуляция 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 (35о/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 м температура воды здесь быстро понижается, затем до 1200— 1500 м понижение температуры происходит медленнее, глубже 1500 м она 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 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 температуры 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 — 1,02204 г/см3.

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

* 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 м циркуляция 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 лето