Физиологические и другие свойства атмосферы
Тема Оболочки Земли
Атмосфера
Гидросфера
Литосфера
Атмосфера
Атмосфера (от. др.-греч. — пар и — шар) — газовая оболочка (геосфера), окружающая планету Земля. Внутренняя её поверхность покрывает гидросферу и частично земную кору, внешняя граничит с околоземной частью космического пространства. Также существует определение атмосферы, как внешней геологической газовой оболочки Земли.
Атмосфера Земли возникла в результате выделения газов при вулканических извержениях. С появлением океанов и биосферы она формировалась и за счёт газообмена с водой, растениями, животными и продуктами их разложения в почвах и болотах.
Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, в которой находятся во взвешенном состоянии жидкие и твердые частички. Общая масса последних незначительна в сравнении со всей массой атмосферы. Атмосферный воздух у земной поверхности, как правило, является влажным. Это значит, что в его состав, вместе с другими газами, входит водяной пар, т.е. вода в газообразном состоянии. Содержание водяного пара в воздухе меняется в значительных пределах (от 0,01 % на полюсах планеты до 5 % на экваторе), в отличие от других составных частей воздуха. Это объясняется тем, что при существующих в атмосфере условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние и, наоборот, может поступать в атмосферу заново вследствие испарения с земной поверхности. Воздух без водяного пара называют сухим воздухом. У земной поверхности сухой воздух на 99% состоит из азота (78% по объему или 76% по массе) и кислорода (21% по объему или 23% по массе). Оба эти газа входят в состав воздуха у земной поверхности в виде двухатомных молекул (N2 и О2). Оставшийся 1 % приходится почти целиком на аргон (Аr). Всего 0,08% остается на углекислый газ (СО2). Многочисленные другие газы входят в состав воздуха в тысячных, миллионных и еще меньших долях процента. Это криптон, ксенон, неон, гелий, водород, озон, йод, радон, метан, аммиак, перекись водорода, закись азота и др. Все перечисленные выше газы всегда сохраняют газообразное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и давлениях не только у земной поверхности, но и в высоких слоях.
Водяной пар непрерывно поступает в атмосферу путем испарения с водных поверхностей, с влажной почвы и путем транспирации растений, при этом в разных местах и в разное время он поступает в различных количествах. От земной поверхности он распространяется вверх, а воздушными течениями переносится из одних мест Земли в другие. При понижении температуры часть водяного пара конденсируется, переходит в жидкое или твердое состояние. В воздухе возникают водяные капельки и ледяные кристаллики облаков и туманов. Облака могут снова испаряться; в других случаях капельки и кристаллики облаков, укрупняясь, могут выпадать на земную поверхность в виде осадков. Вследствие всего этого содержание водяного пара в каждом участке атмосферы непрерывно меняется.
С водяным паром в воздухе и с его переходами из газообразного состояния в жидкое и твердое связаны важнейшие процессы погоды и особенности климата. Наличие водяного пара в атмосфере существенно сказывается на тепловых условиях атмосферы и земной поверхности.
Водяной пар сильно поглощает длинноволновую инфракрасную радиацию, которую излучает земная поверхность. В свою очередь и сам он излучает инфракрасную радиацию, большая часть которой идет к земной поверхности. Это уменьшает ночное охлаждение земной поверхности и тем самым также нижних слоев воздуха.
Процентное содержание водяного пара в воздухе меняется с высотой. Водяной пар постоянно поступает в атмосферу снизу, а распространяясь вверх конденсируется, сгущается. На высоте 5 км содержание водяного пара в воздухе в десять раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 8 км - в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15 км содержание водяного пара в воздухе ничтожно мало.
Изменение с высотой содержания озона в воздухе особенно интересно. У земной поверхности озон содержится в ничтожных количествах. С высотой содержание его возрастает, причем не только в процентном отношении, но и по абсолютным значениям. Максимальное содержание озона наблюдается на высотах 25-30 км; выше оно убывает и на высотах около 60 км сходит на нет. Процесс образования озона из кислорода происходит в слоях от 60 до 15 км при поглощении кислородом ультрафиолетовой солнечной радиации. Часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, а атомы присоединяются к сохранившимся молекулам, образуя трехатомные молекулы озона. Одновременно происходит обратный процесс превращения озона в кислород. В слои ниже 15 км озон заносится из вышележащих слоев при перемешивании воздуха. Возрастание содержания озона с высотой практически не сказывается на доле азота и кислорода, так как в сравнении с ними озона и в верхних слоях очень мало. Если бы можно было сосредоточить весь атмосферный озон под нормальным давлением, он образовал бы слой только около 3 мм толщиной (приведенная толщина слоя озона). Но и в таком ничтожном количестве озон важен потому, что, сильно поглощая солнечную радиацию, он повышает температуру тех слоев атмосферы, в которых он находится. Ультрафиолетовую радиацию Солнца с длинами волн от 0,15 до 0,29 мк (один микрон - тысячная доля миллиметра) он поглощает целиком. Эта радиация производит физиологически вредное действие, и озон, поглощая ее, предохраняет от нее живые организмы на земной поверхности.
В настоящее время атмосфера Земли состоит в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения).
Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением воды (H2O) и углекислого газа (CO2).
Тропосфера
Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной поверхности, а также в так называемых струйных течениях в верхней части тропосферы. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м
Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответственно ее высоте в 5-8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха находится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропосфере, имеют непосредственное и решающее значение для погоды и климата у земной поверхности.
Тропопауза
Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.
Стратосфера
Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от 56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.
Озоновый слой — часть стратосферы на высоте от 12 до 50 км (в тропических широтах 25—30 км, в умеренных 20—25, в полярных 15—20), в которой под воздействием ультрафиолетового излучения Солнца молекулярный кислород (О2) диссоциирует на атомы, которые затем соединяются с другими молекулами О2, образуя озон (О3). Относительно высокая концентрация озона (около 8 мл/м³) поглощает опасные ультрафиолетовые лучи и защищает всё живущее на суше от губительного излучения. Более того, если бы не озоновый слой, то жизнь не смогла бы вообще выбраться из океанов и высокоразвитые формы жизни типа млекопитающих, включая человека, не возникли бы. Наибольшая плотность озона встречается на высоте около 20—25 км, наибольшая часть в общем объёме — на высоте 40 км. Если бы можно было извлечь весь озон, находящийся в атмосфере, и сжать под нормальным давлением, то в результате вышел бы слой, покрывающий поверхность Земли толщиной всего 3 мм. Для сравнения, вся сжатая под нормальным давлением атмосфера составляла бы слой в 8 км.
Нижняя стратосфера более или менее изотермична. Но, начиная с высоты около 25 км, температура в стратосфере быстро растет с высотой, достигая на высоте около 50 км максимальных, притом положительных значений (от +10 до +30°). Вследствие возрастания температуры с высотой турбулентность в стратосфере мала.
Водяного пара в стратосфере ничтожно мало. Однако на высотах 20-25 км наблюдаются иногда в высоких широтах очень тонкие, так называемые перламутровые облака. Днем они не видны, а ночью кажутся светящимися, так как освещаются солнцем, находящимся под горизонтом. Эти облака состоят из переохлажденных водяных капелек. Стратосфера характеризуется еще тем, что преимущественно в ней содержится атмосферный озон, о чем было сказано выше
Стратопауза
Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).
Мезосфера
Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Здесь температура с высотой падает до нескольких десятков градусов ниже нуля Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.
Вследствие быстрого падения температуры с высотой в мезосфере сильно развита турбулентность. На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75-90 км), наблюдаются еще особого рода облака, также освещаемые солнцем в ночные часы, так называемые серебристые. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных кристаллов.
На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе, до высоты 80 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха
Мезопауза
Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).
Линия Кармана
Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. В соответствии с определением ФАИ, линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.
Граница атмосферы Земли
Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.
Термосфера
Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот.
Говоря о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы атмосферных газов движутся там с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере так мала, что тело, находящееся в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена с воздухом. Температурный режим спутника будет зависеть от непосредственного поглощения им солнечной радиации и от отдачи его собственного излучения в окружающее пространство.
Воздух в ионосфере чрезвычайно разрежен. Мы уже указывали, что на высотах 300-750 км его средняя плотность порядка 10-8-10-10 г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда (109) молекул или атомов, а на высоте 600 км - свыше 10 миллионов (107). Это на несколько порядков больше, чем содержание газов в межпланетном пространстве.
Ионосфера, как говорит само название, характеризуется очень сильной степенью ионизации воздуха - содержание ионов здесь во много раз больше, чем в нижележащих слоях, несмотря на сильную общую разреженность воздуха. Эти ионы представляют собой в основном заряженные атомы кислорода, заряженные молекулы окиси азота и свободные электроны. Их содержание на высотах 100-400 км - порядка 1015-106 на кубический сантиметр.
В ионосфере выделяется несколько слоев, или областей, с максимальной ионизацией, в особенности на высотах 100- 120 км (слой Е) и 200-400 км (слой F). Но и в промежутках между этими слоями степень ионизации атмосферы остается очень высокой. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время меняются. Спорадические скопления электронов с особенно большой концентрацией носят название электронных облаков.
От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в ионосфере электропроводность воздуха в общем в 1012 раз больше, чем у земной поверхности. Радиоволны испытывают в ионосфере поглощение, преломление и отражение. Волны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь ионосферу: они отражаются уже электронными слоями небольшой концентрации в нижней части ионосферы (на высотах 70- 80 км). Средние и короткие волны отражаются вышележащими ионосферными слоями.
Именно вследствие отражения от ионосферы возможна дальняя связь на коротких волнах. Многократное отражение от ионосферы и земной поверхности позволяет коротким волнам зигзагообразно распространяться на большие расстояния, огибая поверхность Земного шара. Так как положение и концентрация ионосферных слоев непрерывно меняются, меняются и условия поглощения, отражения и распространения радиоволн. Поэтому для надежной радиосвязи необходимо непрерывное изучение состояния ионосферы. Наблюдения над распространением радиоволн как раз являются средством для такого исследования.
В ионосфере наблюдаются полярные сияния и близкое к ним по природе свечение ночного неба - постоянная люминесценция атмосферного воздуха, а также резкие колебания магнитного поля - ионосферные магнитные бури.
Ионизация в ионосфере обязана своим существованием действию ультрафиолетовой радиации Солнца. Ее поглощение молекулами атмосферных газов приводит к возникновению заряженных атомов и свободных электронов, о чем говорилось выше. Колебания магнитного поля в ионосфере и полярные сияния зависят от колебаний солнечной активности . С изменениями солнечной активности связаны изменения в потоке корпускулярной радиации, идущей от Солнца в земную атмосферу. А именно корпускулярная радиация имеет основное значение для указанных ионосферных явлений.
Термопауза
Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.
Экзосфера (сфера рассеяния)
Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).
Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха на этих высотах частицы могут облетать Землю по эллиптическим орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при этом иметь скорости, достаточные для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, "ускользать", рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.
Ускользанию подвергаются преимущественно атомы водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях экзосферы.
Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000-3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере в десять раз меньше.
На высоте около 2000—3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.
Физиологические и другие свойства атмосферы
Уже на высоте 5 км над уровнем моря у нетренированного человека появляется кислородное голодание и без адаптации работоспособность человека значительно снижается. Здесь кончается физиологическая зона атмосферы. Дыхание человека становится невозможным на высоте 15 км, хотя примерно до 115 км атмосфера содержит кислород.
Атмосфера снабжает нас необходимым для дыхания кислородом. Однако вследствие падения общего давления атмосферы по мере подъёма на высоту соответственно снижается и парциальное давление кислорода.
В лёгких человека постоянно содержится около 3 л альвеолярного воздуха. Парциальное давление кислорода в альвеолярном воздухе при нормальном атмосферном давлении составляет 110 мм рт. ст., давление углекислого газа — 40 мм рт. ст., а паров воды — 47 мм рт. ст. С увеличением высоты давление кислорода падает, а суммарное давление паров воды и углекислоты в лёгких остаётся почти постоянным — около 87 мм рт. ст. Поступление кислорода в лёгкие полностью прекратится, когда давление окружающего воздуха станет равным этой величине.
На высоте около 19—20 км давление атмосферы снижается до 47 мм рт. ст. Поэтому на данной высоте начинается кипение воды и межтканевой жидкости в организме человека. Вне герметической кабины на этих высотах смерть наступает почти мгновенно. Таким образом, с точки зрения физиологии человека, «космос» начинается уже на высоте 15—19 км.
Плотные слои воздуха — тропосфера и стратосфера — защищают нас от поражающего действия радиации. При достаточном разрежении воздуха, на высотах более 36 км, интенсивное действие на организм оказывает ионизирующая радиация — первичные космические лучи; на высотах более 40 км действует опасная для человека ультрафиолетовая часть солнечного спектра.
По мере подъёма на всё большую высоту над поверхностью Земли постепенно ослабляются, а затем и полностью исчезают такие привычные для нас явления, наблюдаемые в нижних слоях атмосферы, как распространение звука, возникновение аэродинамической подъёмной силы и сопротивления, передача тепла конвекцией и др.
В разреженных слоях воздуха распространение звука оказывается невозможным. До высот 60—90 км ещё возможно использование сопротивления и подъёмной силы воздуха для управляемого аэродинамического полёта. Но начиная с высот 100—130 км знакомые каждому лётчику понятия числа М и звукового барьера теряют свой смысл: там проходит условная линия Кармана, за которой начинается область чисто баллистического полёта, управлять которым можно, лишь используя реактивные силы.
На высотах выше 100 км атмосфера лишена и другого замечательного свойства — способности поглощать, проводить и передавать тепловую энергию путём конвекции (т. е. с помощью перемешивания воздуха). Это значит, что различные элементы оборудования, аппаратуры орбитальной космической станции не смогут охлаждаться снаружи так, как это делается обычно на самолёте, — с помощью воздушных струй и воздушных радиаторов. На такой высоте, как и вообще в космосе, единственным способом передачи тепла является тепловое излучение.
Гидросфера
Понятие “гидросфера” постоянно трансформировалось. В настоящее время гидросферой принято называть водную оболочку Земли, включающую всю несвязанную воду независимо от ее состояния: жидкую, твердую, газообразную. Нижняя граница гидросферы принимается на уровне поверхности мантии (поверхности Мохоровичича), а верхняя проходит в верхних слоях атмосферы. Гидросфера включает в себя Мировой океан, воды суши — реки, озера, болота, ледники — атмосферную влагу, а также подземные воды, залегающие всюду на материках, на дне озерных и морских впадин и под толщей вечных льдов.
Таким образом, являясь частью географической оболочки, гидросфера охватывает весь комплекс земных оболочек. Гидросфера непрерывна, как непрерывны лито- и атмосфера, и едина. Ее единство заключается в общности происхождения всех природных вод из мантии Земли, в единстве их эволюции, взаимосвязи всех видов вод и способности перехода одного вида вод в другой, в единстве их функций в природе (обмен веществами и энергией).
Общий объем гидросферы по последним данным (табл. 1 и 2) составляет около 1390 млн кубических километров.
Таблица 1. Мировые запасы воды
| Вид вод | Площадь распространения, млн км3 | Объем, млн км3 | Доля в мировых запасах, % (От общих запасов воды) |
| Общие запасы воды | 510,10 | 1389,53 | |
| Мировой океан | 361,26 | 1340,74 | 96,49 |
| Пресные воды | 148,84 | 5,83 | 2,58 |
В современную эпоху основные запасы воды сосредоточены в Мировом океане (96,5%). Пресных вод в гидросфере всего 2,58% от общих запасов воды. Больше всего пресных вод содержится в ледниках и снежном покрове Антарктиды, Арктики и горных стран (1,78% объема гидросферы или 69,3% от запасов пресных вод на Земле). Громадные запасы воды аккумулированы в литосфере. Доля пресных подземных вод от общего запаса пресных вод на Земле составляет 29,4%. На долю рек приходится 0,006%, пресных озер —0,25%, на воду, содержащуюся в атмосфере,— 0,03% общего количества пресных вод.
Таблица 2. Мировые запасы воды
| Вид вод | Площадь распростране-ния, млн км3 | Объем, млн км3 | Доля в мировых запасах, % | |
| От общих запасов воды | От запасов пресной воды | |||
| Пресные воды | 148,84 | 35,83 | 2,58 | |
| Ледники и постоянно залегающий снежный покров | 16,23 | 24,87 | 1,79 | 69,41 |
| Преимущественно пресные подземные воды | 134,73 | 10,53 | 0,76 | 29,39 |
| Почвенная влага | 82,00 | 0,02 | 0,001 | 0,06 |
| Запасы воды в озерах | 2,06 | 0,18 | 0,013 | - |
| Воды болот | 2,68 | 0,01 | 0,0007 | 0,03 |
| Вода в атмосфере | 510,10 | 0,01 | 0,0007 | 0,03 |
| Биологическая вода (вода, содержащаяся в живых организмах и растениях) | 510,10 | 0,001 | 0,0001 | 0,003 |
| Воды в руслах рек | 148,84 | 0,002 | 0,0001 | 0,006 |
Рассмотрим компоненты гидросферы.
Водная поверхность земного шара представляет собой единую поверхность, называемую Мировым океаном. Его площадь равна 361,3 млн км3 (71% поверхности Земли), а средняя глубина 3,7 км. Океан и суша распределены на земном шаре неравномерно. Южное полушарие более океаническое, чем северное. Здесь океан занимает 81% площади полушария, в северном полушарии — 61%. Неравномерное распределение воды и суши на нашей планете — важнейший фактор формирования природы земного шара.
Условно Мировой океан разделяют на более или менее самостоятельные крупные части — океаны, сообщающиеся между собой.
Каждый океан имеет свои ответвления — моря и заливы.
Среднее количество растворенных в водах Мирового океана твердых веществ составляет около 3,5% по весу. Больше всего в морской воде содержится хлора — 1,9%. натрия — 1,06%. магния — 0,13%, серы —0,088%, кальция — 0,040%, калия — 0,038%, брома - 0,0065%, углерода — 0,003%. Содержание остальных элементов, в том числе биогенных и микроэлементов, ничтожно мало, менее 0,3%. В водах океана обнаружены драгоценные металлы, но концентрация их незначительна, и при общем большом количестве в океане (золота — 55 • 105 т, серебра — 137 • 106 т) добыча их нерентабельна.
Главнейшие распространенные в воде элементы обычно находятся в ней не в чистом виде, а в виде соединений (солей). Основными из них являются:
1) хлориды (NaCl, MgCl), доля которых равна 88,7% всех растворимых в воде веществ. Они придают воде горько-соленый вкус;
2) сульфаты (МgSО4, СаSО4, Ка2SО4), которых в морской воде содержится 10,8%;
3) карбонаты (СаСО3), доля которых составляет 0,3% всех растворенных солей.
Для планетарного обмена веществ весьма важно то обстоятельство, что хлористые соединения, преобладающие в морских водах, находятся в реках в очень малом количестве (табл. 3). Напротив, карбонаты, в основном формирующие солевой состав речных вод, почти отсутствуют в океане.
Общее содержание твердых веществ, растворенных в морской воде, принято выражать в тысячных долях весовых единиц — промилле и обозначать знаком %0. Содержание растворенных твердых веществ, выраженное в промилле и численно равное их весу, выраженному в граммах в одном килограмме морской воды, называется соленостью. Средняя соленость океанических вод 35°/оо, т. е. в 1 кг вод содержится 35 г солей.
Таблица 3 Состав растворенных солей (в %) океанических и речных вод
| Химические вещества | Воды океана | Речные воды |
| Хлориды | 88,7 | 5,2 |
| Сульфаты | 10,8 | 9,9 |
| Карбонаты | 0,3 | 60,1 |
| Прочие вещества | 0,2 | 24,8 |
Вода значительно плотнее воздуха. Поэтому изменение давления с увеличением глубины в океане происходит гораздо быстрее, чем в атмосфере. На каждые 10 м глубины давление увеличивается на 1 атм. Нетрудно подсчитать, что на глубинах порядка 10 км давление достигает 1 тыс. атм.
Однако воздействие давления воды на живые глубоководные организмы незаметно, так как чрезвычайно мало сжатие воды, т. е. Уменьшение ее удельного веса. Интересно отметить, что, несмотря на малую сжимаемость морской воды, уровень реального Мирового океана расположен примерно на 30 м ниже того уровня, который он бы занимал при условии несжимаемости воды.
Скорость звука в океане зависит от сжимаемости воды, которая определяется температурой, соленостью и давлением. А так как соленость и температура воды в Мировом океане меняются от места к месту и от сезона к сезону, то и условия распространения звука в море меняются. Скорость звука в океанах может колебаться от 1400 до 1550 м/с. Максимальные скорости приурочены к глубинам 1200—1300 м. На этом уровне в воде существует своеобразный “звуковой канал”, в котором звук распространяется, как в “трубе”, на очень большие расстояния без потери энергии. Так, во время опытов в Атлантическом океане сигналы от взрывов бомб массой 0,2, 1,8, и 2,7 кг прослушивались на оси звукового канала соответственно на расстоянии 750, 2300 и 3100 миль.
Поверхность океана способна поглощать 99,6% поступающего на нее солнечного тепла, тогда как для суши этот показатель равен всего 55—65%. Благодаря этому и большой теплоемкости воды, океан представляет собой мощный аккумулятор тепла, оказывающий исключительно большое влияние на температурные условия прилегающих слоев атмосферы. Велико термическое воздействие океана и на климат прилегающих окраин континентов.
Основным источником тепла, получаемого океаном, служит солнечная радиация (прямая и рассеянная). Воды океана получают также тепло при поглощении длинноволнового излучения атмосферы (встречная радиация), часть тепла приносят реки и осадки, выпадающие на поверхность океана. Тепло высвобождается при конденсации влаги, льдообразовании, химико-биологических процессах в толще океана. На температуру глубоких слоев океана влияет внутреннее тепло Земли и адиабатическое нагревание опускающейся воды.
Термическое состояние океана в среднем постоянно. Значит океанические воды тем или иным путем теряют почти столько же тепла, сколько получают. Эти потери происходят за счет собственного излучения, испарения с поверхности океана, нагревания воздуха, холодной воды рек, океанических течений, таяния льдов и других процессов, совершающихся с затратами тепла. Приход и расход тепла в океане (тепловой баланс) определяют ход температуры воды.
Одна из главных особенностей Мирового океана — непрерывное движение его вод. Движение вод происходит не только на поверхности, но и в глубинах, вплоть до придонных слоев; перемещение водных масс наблюдается как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Это обеспечивает постоянное перемешивание воды, перераспределение тепла, солей и газов.
Формы движения в океане очень разнообразны: волны и зыбь, течения и приливы, конвективные токи и т. д.
Волны представляют собой периодические колебания частиц воды около положения их равновесия (вверх и вниз от среднего уровня).
Волнение водной поверхности океанов, морей и озер — частный случай ритмических колебательных движений в природе. При движении одной жидкой или газовой массы по другой на плоскости их соприкосновения в результате трения неизбежно возникают волны.
Главная причина волнений на поверхности океана — ветер. При малых скоростях ветра (около 0,25 м/с) от трения воздуха воду возникает рябь — система мелких равномерных волн. Они появляются при каждом порыве ветра и мгновенно затухают. При усилении ветра вода испытывает не только трение, но и удары, и при скорости ветра больше 1,0 м/с устанавливаются ветровые волны.
Волнения могут быть вызваны также резким изменением атмосферного давления (анемобарические волны), землетрясениями, извержениями вулканов (сейсмические волны — цунами), приливообразующими силами (приливные волны). Движущиеся суда создают особые — корабельные волны.
Размеры ветровых волн находятся в прямой зависимости от скорости ветра, продолжительности его воздействия на водную поверхность, размеров и глубины водного пространства, охваченного ветром. Высота ветровых волн обычно не превышает 4 м; реже образуются волны высотой 8—10 м и более. Наибольшие ветровые волны наблюдаются в южном полушарии, где океан непрерывен и где западные ветры постоянны и сильны. Здесь волны достигают 25 м высоты, их длина составляет несколько сотен метров.
С глубиной волнение быстро затухает. Диаметр орбит, по которым движутся частицы воды, на глубине уменьшаются, уменьшается и высота волны. На глубине, равной длине волны, волнение практически прекращается. Высота волн стремится к нулю, хотя длина волн, их скорость и период с глубиной не изменяются.
Периодические колебания уровня моря, возникающие под действием сил притяжения Луны и Солнца, называются приливными явлениями. Фазы подъема и спада уровня называют собственно приливом и отливом.
Во время прилива уровень воды постепенно повышается и достигает наивысшего положения (полная вода).
При отливе уровень постепенно падает до наинизшего положениям (малая вода). Промежуток времени, в течение которого уровень поднимается, называется продолжительностью роста уровня; промежуток времени, в течение которого уровень понижается, - продолжительностью падения уровня.
При приливах и отливах возникают поступательные движения воды — приливные течения. Во время прилива они направлены к берегу, а при отливе — от берега. Расстояние по вертикали между уровнями полной и малой воды называется величиной прилива. Половина величины прилива — амплитуда прилива. Величину прилива не следует смешивать с высотой прилива, которая понимается как положение уровня в данный момент над каким-либо другим уровнем, условно принятым за нуль.
В зависимости от периода различают полусуточные приливы, имеющие средний период, равный половине лунных суток (12 ч 25 мин); суточные со средним периодом, равным лунным суткам (24 ч 50 мин); смешанные, у которых в течение половины лунного месяца период меняется с полусуточного на суточный. Приливы одинаковой амплитуды и равной продолжительности роста и падения уровня называют правильными, но в действительности такие приливы почти не встречаются.
Горизонтальный перенос масс воды из одного места океана или моря в другое называется течением. Эти поступательные движения воды играют огромную роль в жизни Мирового океана: способствуют обмену вод, перераспределению тепла, изменению береге переносу льдов, а также оказывают большое влияние на циркуляцию атмосферы и на климат различных частей Земли.
По устойчивости выделяют постоянные, периодические и временные течения.
Воды суши - воды, сосредоточенные в реках, озерах, водохранилищах, болотах, ледниках, в почве, в горных породах. Составляя всего 3,5% от общего объема гидросферы, они являются очень важным звеном Мирового влагооборота.
Воды, находящиеся в порах, пустотах и трещинах горных пород в верхней части земной коры в жидком, твердом и газообразном состояниях, называются подземными водами.
По способу продвижения в породу следует различать воды фильтрационные, медленно просачивающиеся через зернистые горные породы, и воды жильные, или флюационные, передвигающиеся в трещинах и крупных пустотах горных пород, подобно поверхностным потокам. Способ продвижения подземных вод определяется гидрогеологическими свойствами горных пород.
Горные породы по их отношению к воде можно разделить на две основные группы: водопроницаемые и водоупорные.
Различают следующие виды воды в породах и минералах:
1) связанную; 2) свободную; 3) в твердом состоянии; 4) в виде пара.
По содержанию влаги и свободных гравитационных вод в земной коре различают зоны аэрации и полного насыщения.
Под зоной аэрации подразумевается поверхностная толща земной коры, в подземные воды бывают спорадически и в которой происходят энергично процессы окисления благодаря наличию в пустотах породы воздуха.
Под зоной насыщения подразумевается та часть земной коры, которая лежит ниже зеркала первого от поверхности постоянного водоносного горизонта; зоны аэрации включают почвенные воды и верховодку; воды полного насыщения — грунтовые и межпластовые воды.
Почвенные воды залегают у самой поверхности и напитывают почву на очень небольшую глубину. Под влиянием солнечной радиации и транспирации растении почвенные воды испаряются, и поверхность земли становится совершенно сухой. В случае выпадения атмосферных осадков почвенные воды передвигаются вглубь, но водоупора не достигают. Поэтому их называют подвешенными.
Верховодка — безнапорный горизонт подземных вод, залегающий наиболее близко к земной поверхности над местным водоупором, и не имеющий сплошного распространения Она образуется в результате просачивания дождевых и талых вод.. Уровень верховодки подвержен колебаниям в зависимости от гидрометеорологических условий Эта вода легко загрязняется, исчезает в засушливое время года или промерзает зимой, поэтому использовать ее в бытовых целях нельзя.
Грунтовые воды — воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта, расположенного на первом водоупорном слое, не перекрытом водонепроницаемой породой. Эти воды могут представлять неподвижный подземный водоем если их водоупорное ложе залегает чашеобразно, поверхность или зеркало грунтовых вод в таком случае лежит горизонтально.
Если зеркало грунтовых вод обладает уклоном, то в сторону уклона под действием силы тяжести стекает и грунтовая вода, это потоки нисходящие (рис 10 б) Скорость перемещения грунтовых вод в крупнозернистых песках 1,5—2,0 м/сут, в мелкозернистых песках и супесях 0,5—1,0 в суглинках и лессах 0,1—0,3 м/сут.
Так как грунтовые воды ненапорные, область их питания совпадает с областью распространения и питание происходит за счет: а) инфильтрации атмосферных осадков и снеговых вод; б) фильтрации из рек, озер, водохранилищ и каналов; в) конденсации водяных паров и внутригрунтового испарения; г) подтока (подпитывания) из более глубоких водоносных горизонтов.
Межпластовые воды отличаются от грунтовых тем, что межпластовый водоносный грунт перекрыт с поверхности водоупорной кровлей. Поэтому питание их атмосферными водами происходит только там, где верхний водоупорный пласт отсутствует. Межпластовые воды подразделяются на два типа: ненапорные (нисходящие) и напорные (восходящие).
Ненапорные межпластовые воды насыщают водоносный пласт частично и стекают по уклону так же, как и грунтовые.
Напорные межпластовые воды залегают в тектонических структурах, вогнутых (мульдообразных) или наклонных пластах. Их обычно называют артезианскими по имени французской провинции Артуа, где в 1126 г. впервые в Европе неожиданно при бурении скважин были вскрыты фонтанирующие воды, которые получили название артезианских. Геологические структуры, отличающиеся изгибом чередующихся слоев внизу (синеклизы, синклинали) и поэтому содержащие напорные воды, называются артезианскими бассейнами. Именно в них сосредоточена основная масса подземных вод материков. Каждый артезианский бассейн находится в определенных геологических структурах и имеет объем, исчисляемый тысячами кубических метров. В России известно около 90 артезианских бассейнов. В числе их и самый крупный на Земле Западно-Сибирский бассейн площадью 3 млн км2. Мощные артезианские бассейны обнаружены на всех материках и во всех природных зонах. В каждом бассейне выделяются области питания, напора и разгрузки. В области питания водоносный горизонт имеет свободную поверхность и питается грунтовыми водами. В области напора вода при наличии скважины может подняться выше уровня водоносного горизонта или фонтанировать. В области разгрузки вода выходит на поверхность, переходит в грунтовые воды или непосредственно питает реки. Некоторые участки артезианских бассейнов находятся ниже уровня моря.
Артезианские воды, залегая глубоко в земной коре, испытывают воздействие внутреннего тепла Земли, поэтому они нередко имеют высокую температуру. Воду, имеющую температуру 37— 42° С, называют термальной, свыше 42° С — горячей (гипертермальной).
Химический состав артезианских вод весьма разнообразен. Верхние пласты в пределах глубин от 100 до 600 м имеют пресную или слабоминерализованную гидрокарбонатную воду; на них сказывается опресняющее влияние атмосферных, поверхностных и грунтовых вод. Ниже залегают минерализованные воды, химический состав которых формируется в результате смешения верхних пресных нижних высокоминерализованных вод. По преимуществу они сульфатные и щелочные.
Глубокие минерализованные воды, или рассолы, накопились в процессе осадкообразования в эпохи морских трансгрессий разных геологических периодов. Они образуют зону высокоминерализованных вод, чаще хлоридного типа.
Особую разновидность артезианских вод представляют минеральные воды, обладающие лечебными свойствами: углекислые, водородные, радоновые, бромистые, железистые и др. Так как артезианские воды залегают на больших глубинах и изолированы от загрязнения с поверхности, качество их хорошее.
Естественные выходы подземных вод на дневную поверхность получили название родников или источников.
Рекой называется естественный водный поток, текущий по одному и тому же месту (руслу) постоянно или с перерывами на сухой сезон (пересыхающие реки).
О. А. Алекин, детально исследовавший гидрохимический режим рек России, делит речные воды на три класса в зависимости от преобладающего аниона: гидрокарбонатные и карбонатные, сульфатные, хлоридные. В каждом классе по преобладающему катиону выделяются три группы: кальциевая, магниевая и натриевая. Большинство рек принадлежит к гидрокарбонатному классу, к группе кальциевых вод. По степени минерализации О. А. Алекин подразделяет речные воды на четыре группы: малой минерализации (до 200 мг/л), средней (200—500 мг/л), повышенной (500— 1000 мг/л) и высокой (более 1000 мг/л). Минерализация речных вод в основном малая и средняя.
Воды большинства рек России относятся к гидрокарбонатному классу. Бассейны их занимают около 85% территории нашей страны.
Из вод гидрокарбонатного класса наибольшее распространение (северные и восточные районы страны, включая зону многолетней мерзлоты) имеют воды малой минерализации. Они приурочены к подзолистым почвам северных районов лесной зоны и к почвам тундр, которые бедны растворенными солями и обогащают воду органическими веществами.
Значительно меньше рек с гидрокарбонатными водами средней минерализации. Это реки средней полосы Европейской территории России (ETC), реки Лено-Вилюйской низменности и Лено-Алданского междуречья. Еще меньшую площадь занимают реки с повышенной минерализацией, которые распространены в лесостепной и степной зонах (междуречья Днестра, Южного Буга, Днепра, некоторые притоки Дона, Урала и Тобола).
Реки с водой, относящейся к сульфатному классу, сравнительно малочисленны и встречаются в засушливых степях ETC (Донбасс, Приазовье, Северный Кавказ), в полупустынях Средней Азии и Казахстана. Минерализация их обычно превышает 1000 мг/л.
Речные воды хлоридного класса встречаются в полупустынях Прикаспийской низменности, Западно-Сибирской равнины и Казахстана. Это главным образом временные водотоки. Воды хлоридного класса отличаются высокой минерализацией, свыше 1000 мг/л, достигающей в отдельных случаях 19000 мг/л (р. Тургай).
Суточный ход температуры наиболее четко выражен летом, когда днем вода нагревается под действием солнечного тепла, а ночью остывает в результате преобладания эффективного излучения. Амплитуда суточных колебаний температуры воды зависит от широты места, водности рек, погодных условий. Так, в северных районах она меньше вследствие меньшей длительности ночи (ночного выхолаживания). На реках с малыми расходами она больше, чем на полноводных реках; при ясной погоде амплитуда больше, чем при облачной.
Годовой ход температуры также тесно связан с изменением теплового баланса. После вскрытия реки температура воды растет. В период нагревания воды (в первую половину лета) она несколько ниже температуры воздуха, в период охлаждения, наоборот, выше.
Средняя годовая температура воды обычно выше средней годовой температуры воздуха, т. к. зимой в реке вода не охлаждается ниже 0° С, тогда как воздух может иметь отрицательную температуру.
Озера - естественные водоемы, представляющие собой заполненные водой углубления в земной поверхности с выработанным воздействием ветрового волнения и течений профилем береговой зоны и замедленным водообменом. От реки озеро отличается, как правило, отсутствием течения, обусловленного уклоном русла, от моря — отсутствием двусторонней связи с океаном.
Озерные воды как по величине солености, так и по солевому составу отличаются от вод Мирового океана и речных вод. В них нет столь характерного для вод океана постоянства количества солей и соотношения между основными ионами. По сравнению с речными водами, соленость которых редко превышает 3—5%, минерализация озерных вод колеблется от 14 мг/л, т. е. от почти дистиллированной воды до огромных концентраций насыщенных и пересыщенных растворов (более 300 г/кг).
Минерализация и химический состав озер формируются и изменяются в результате воздействия природных и антропогенных факторов, причем роль последних с развитием техники и хозяйственным освоением территорий постоянно возрастает. Основной путь поступления в озера химических элементов — сток поверхностных и подземных вод. Часть химических элементов образуется в результате процессов, происходящих в самом озере: растворение пород дна, распад илов, выделение организмами и т. д. Некоторые элементы (газы) поступают из атмосферы.
Расходуются химические элементы в результате выноса стекающими из озер водами, садки солей в самом водоеме, удаления в атмосферу и потребления организмами.
Растворенные в воде озер вещества делятся на несколько основных групп. Первую группу составляют основные ионы (анионы HCO3-, SO42-, Cl-, катионы Са2+, Мg2+, Nа+, К+), которые содержатся обычно в сравнительно больших количествах и определяют минерализацию и ионный состав вод. Вторая группа — биогенные элементы (азот, фосфор, кремний, железо), находящиеся в воде в различных формах и имеющие особо важное значение для развития жизни в водоемах. Третья группа - растворенные газы кислород, углекислый газ, азот, сероводород, метан, водород. Четвертую группу составляют органические вещества, как поступающие с водосбора (аллохтонные), так и образующиеся в водоеме (автохтонные). Сочетание этих групп элементов и определяет гидрохимический облик водоема.
В зависимости от степени солености озера делятся на пресные — до 1°/оо, солоноватые — от 1 до 24,7°/оо (точка совпадения температуры наибольшей плотности с температурой замерзания), соляные (минеральные) — от 24,7 до 47°/оо, рассолы — более 47°/оо.
Соленость воды озер и солевой состав не остаются постоянными, а изменяются по площади, глубине и во времени. При изменении комплекса природных условий пресное озеро может перейти в солоноватое, солоноватое — в соленое и наоборот. Солевой состав будет испытывать многократные изменения — метаморфизироваться.
Солевой состав озерных вод подчинен определенным закономерностям. Установлено, что озера, расположенные в определенных географических зонах, в основном имеют и определенный, соответствующий этой зоне солевой состав воды.
В зоне тундры в воде озер преобладают ионы Si и НСО3, в зоне лесов — ионы НСО3, в зоне степей — ионы SО4, Na, а иногда НСО3, в зоне пустынь и полупустынь — ионы С1 и Nа; солевой состав горных озер определяется вертикальной поясностью.
Одновременно со сменой преобладаюих ионов происходит изменение степени солености : от пресных в зоне тундры до соленых и сильносоленых в зоне пустынь и полупустынь.
Движение озерных вод может быть колебательным (волны, сейши) или поступательным (течения).
Главная причина возникновения озерных волн, так же как и океанских,— ветер; от последних они отличаются размерами и формой. Максимальная высота волн на больших озерах не превышает 4—5 м, на малых — 0,5 м.
Озерные волны круче морских, т. к. значительно уступают им по длине; обычно они имеют неправильную форму. Как правило, гребни волн не образуют правильной линии фронта, как в океане, а располагаются как бы в шахматном порядке.
Волны в озерах сравнительно быстро развиваются и гаснут после прекращения ветра. Глубина их распространения ограничена несколькими метрами.
Ледники (глетчеры) — движущиеся многолетние толщи льда, возникшие на суше в результате накопления и постепенного преобразования твердых атмосферных осадков Движение, обусловленное свойствами самого льда, отличает ледники от снежников (остатки зимнего снегового покрова, сохраняющиеся в течение части теплового периода), от мертвого льда (бывших ледников) и от водных льдов, разносимых ветрами или течениями.
Образование ледников возможно там, где твердых осадков выпадает больше, чем за это же время успевает растаять и испариться, т е там, где их баланс положителен
Каждый ледник в разных своих точках, в разное время суток, в разные сезоны и в разные годы движется с различными скоростями (таблица 4).
Таблица 4 Скорости движения крупных ледников
| Район | Скорость движения | |
| cм/сут | м/г | |
| Альпы | 20-40 | 80-150 |
| Алтай | 20-35 | 70-125 |
| Тянь-Шань | 40-50 | 140-180 |
| Памир | 60-80 | 220-230 |
| Гималаи | 200-350 | 700-1300 |
| Гренландия | 7-8 | 25-30 |
| Ледниковый щит | 300-2700 | 1100-9900 |
| Выводные ледники | 3-35 | 10-130 |
| Антарктида | 80-320 | 300-1200 |
Распределение скоростей в леднике сходно с их распределением в водном потоке. Скорость движения льда постепенно, без скачков уменьшается от середины к краям и от дна к поверхности вследствие трения ледника о борта и ложе занятого им русла.
Представление о распределении скоростей в леднике затруднено тем, что они со временем изменяются: днем и ночью, зимой. И летом ледник движется по-разному. Изменение скорости происходит также и от года к году, и эти колебания могут охватывать многолетние периоды.
Особое место занимают пульсирующие горные ледники, увеличивающиеся в длину за несколько месяцев на 3-5 км. Скорость движения достигает 100-200 м/сут. и более. Характерно, что период пульсаций (подвижек) у них постоянный. Причина больших скоростей пульсирующих ледников еще полностью не выяснена. Высказывается предположение о роли возникающего у дна слоя талой воды, действующей как смазка. Пульсирующие ледники характерны для горных районов Средней Азии, полярных островов. Только в нашей стране их обнаружено уже более 70.
Во время движения в леднике возникают напряжения, приводящие к образованию трещин, т е. вертикальных разломов В результате различия скоростей между осевой и боковой частями ледника образуются боковые трещины.
Состояние ледника определяется соотношением в нем между накоплением и расходом вещества в целом. Соотношение это, т. е. разность между аккумуляцией и абляцией, называется балансом ледника. Равенство прихода и расхода говорит о стационарности ледника. Если приход превышает абляцию (баланс положительный), ледник может наступать. Если абляция превышает аккумуляцию (баланс отрицательный), ледник находится в стадии отступления. Наступление сопровождается увеличением скорости течения льда Количество трещин на леднике становится больше, учащаются ледопады и т. д.
Литосфера
Литосфера представлена недрами земли, почвообразующим слоем горных пород и почвой.
Недра земли (твердые оболочки Земли) состоят из земной коры, мантии и ядра.
Центральная геосфера Земли, ее ядро занимает около 17% ее объема и составляет 34% ее массы. Такое соотношение долей объема и массы обусловлено резкими различиями физических параметров ядра и мантии. В частности, на внешней границе ядра, приуроченной к поверхности Вихерта-Гутенберга (раздел между нижней мантией и внешним ядром), происходит скачкообразное снижение скорости распространения продольных волн от 13,6 до 8,1 км/с и полное затухание поперечных сейсмических волн. Это определяет специфику прохождения ядра продольными волнами, испытывающими внутри него отклонение к центру Земли. В интервале эпицентральных расстояний 103-143о образуется, таким образом, область «сейсмической тени», т.е. в этой зоне, располагающейся на противоположной землетрясению стороне планеты, не могут быть зарегистрированы продольные сейсмические волны из-за отклонения в очень плотном веществе ядра.
В разрезе ядра выделяются две границы - на глубинах 4980 и 5120 км, в связи с чем оно подразделяется на три элемента: внешнее ядро, переходное ядро и субъядро. Внешнее ядро обладает феноменальной особенностью скоростной характеристики - не пропускает поперечных сейсмических волн. Это свидетельствует об отсутствии здесь упругого сопротивления сдвигу. Иными словами, вещество, слагающее внешнее ядро, по отношению к сейсмическим волнам ведет себя как жидкость. По-видимому, вещество при таких давлениях и температурах не может находиться в жидком состоянии в обычном понимании этого термина, но обладает некоторыми ее свойствами. Субъядро скорее всего находится в твердом состоянии, а переходное ядро является двухфазной смесью.
Мантия простирается от границы Мохо до глубины 2900 км, где также по скачку сейсмических скоростей устанавливается ее граница с внешним ядром.
Сейсмические методы изучения мантии выявили ее неоднородность и позволили выделить в ее пределах три слоя:
1) верхняя мантия протягивается на глубину до 400 км и носит название слоя Гутенберга. В пределах этого слоя, в интервале глубин от 100-120 до 350-400 км под континентами и на глубине от 50-60 до 400 км под океанами, скорость продольных сейсмических волн не возрастает, а скорость поперечных волн - даже падает. Это может указывать на уменьшение вязкости вещества, и, возможно, на его частично расплавленное состояние. Эта зона внутри верхней мантии получила название астеносфера («ослабленная сфера»), в отличие от верхней твердой литосферы. В астеносферном слое располагаются первичные очаги вулканизма и проявляются процессы, приводящие к тектоническим движениям в земной коре. Поэтому для мониторинга и прогноза вулканических и сейсмических проявлений важно знать глубину астеносферы и ее соотношение с вышележащей литосферой.
2) средняя мантия охватывает глубины Земли от 400 до 900 км. В этом слое скорости прохождения сейсмических волн резко возрастают (с 8,5 км/с до 11,2 км/с), что указывает на значительное увеличение плотности и вязкости вещества. Этот слой назван слоем Голицына.
3) нижняя мантия располагается на глубинах от 670 до 2900 км; здесь скорости сейсмических волн с глубиной возрастают медленно, но тем не менее достигают здесь максимальных для нашей планеты значений: продольная скорость увеличивается до 13,6 км/с, а поперечная - до 7,3 км/с. Полагают, что относительно равномерное нарастание скорости с глубиной связано только с ростом давления и свидетельствует об относительно однородном строении нижней мантии. В низах этого слоя, на глубине 2700-2900 км выделяется переходная оболочка, отличающаяся по свойствам от всей остальной нижней мантии. Здесь отмечается некоторое снижение скорости продольных волн, что, вероятно, связано с переходом к внешнему ядру.
Границу между земной корой и мантией условно решили выделять на глубине, где происходит скачкообразное изменение скорости сейсмических волн. Впервые эту границу выделил югославский геофизик А.Мохоровичич. В его честь она и названа (сокращенное название - граница Мохо или М).
Наиболее изученной частью земли является ее верхний слой - земная кора. Среднее содержание химических элементов в земной коре впервые определил американский геохимик Ф.Кларк. Более сорока лет работал он над этой проблемой и несколько раз опубликовывал все более подробные сведения о составе земной коры. В честь Ф.Кларка, первым занявшегося этой трудоемкой работой, А.Е.Ферсман предложил называть кларком среднее содержание элементов в земной коре, в Земле в целом или в других природных телах, выраженное в процентах. Анализы большого числа горных, пород /табл. .1/ показывают, что земная кора более чем на 99% состоит всего из девяти химических элементов.
На долю остальных 80 элементов, встречающихся в земной коре /их называют редкими и рассеянными/, приходиться всего 0,52%.
Кислород, кремний и алюминий являются главными элементами земной коры. На их долю приходится 84,55% ее массы.. Но еще более поразительная картина получается при сравнении объемных кларков элементов, рассчитанных на основании данных Б.Голадшмидта об ионных радиусах (таблица 5). В этом случае на кислород приходится 91,97% всего объема и земная кора предстает перед нами в виде сплошного кислородного каркаса, в пустотах которого располагаются катионы кремния и других элементов. На долю остальных 80 элементов, встречающихся в земной коре, приходится лишь 0,52% от ее массы. Эти элементы или изоморфно входят в кристаллические решетки, образованные главными элементами земной коры, или остаются в твердом кристаллическом веществе в неупорядоченном, рассеянном состоянии.
Таблица 5 - Кларки важнейших химических элементов земной коры
| Элемент | Кларк | Элемент | Кларк | ||
| Весовой* | Объемный** | весовой* | объемный** | ||
| Кислород | 47,0 | 91,97 | Калий | 2,50 | 2,14 |
| Кремний | 29,5, | 0.89 | Натрий | 2,50 | 1,60 |
| Алюминий | 8,05 | 0,77 | Магний | 1,87 | 0,56 |
| Железо | 4,65 | 0,68 | Титан | 0,45 | - |
| Кальций | 2,96 | 1,48 |
* Весовые кларки по Виноградову А.П.
** Объемные кларки по В.Гольдшмидту /из книги Добровольского)
Элементы распределены в земной коре очень неравномерно. Поэтому, для характеристики распространенности элементов в отдельных участках земной коры .недостаточно только среднего содержания элемента. Для количественной оценки распределения химических элементов в земной коре В.И.Вернадский ввел понятие кларк концентрации:
Кк = А/К
где: Кк - кларк концентрация элемента;
А - содержание элемента в данном регионе /мас.%/;
К - кларк элемента в земной коре.
Многочисленные анализы проб земной коры позволяют выделить территории различающиеся уровнем содержания определенных элементов. Такие территории называют геохимическими провинциями. Тан, например, районы уральских гор, характеризующиеся повышенным содержанием меди, хрома, никеля и других элементов, следует отнести к уральской геохимической провинции.
В пределах провинций также имеются участки, различающиеся содержанием рассеянных элементов. Это так называемый геохимический фон элементов.
Химические элементы в земной коре находятся преимущественно в виде химических соединений. Однородные по составу и строению природные химические соединения или однородные элементы, возникающие при различных химических и физико-химических процессах в земной коре, принято называть минералами. В земной коре минералы встречаются в твердом, жидком и газообразном состоянии. Основную массу составляют твердые минералы. Каждый минерал характеризуется внутренней однородностью, определенными физическими свойствами и признаками, по которым один минерал можно отличить от других.
В природе минералы находятся чаще всего в виде комплексных минеральных агрегатов - горных пород, образующих самостоятельные геологические тела более или менее постоянного минералогического и химического состава . В настоящее время известно около 3000 минералов и ежегодно открываются все новые их разновидности. Однако лишь около 100 минералов имеют сравнительно большое практическое значение и только 30 из них могут быть отнесена к породообразующим минералам. В таблице 6 представлено ориентировочное содержание главных породообразующих минералов земной коры.
Таблица 6 - Породообразующие минералы земной коры /до глубины 16 км, по Г.Шуману, 1957/
| Главные породообразующие минералы | Содержание в земной коре, мас. % | Наиболее типичные минералы групп |
| Полевые шпаты и фельдшпатоиды | Ортоклаз К[AlSi3O8] Альбит NaК[AlSi3O8] | |
| Пироксены и амфиболы | Авгит Ca[SiO6] Диопсит CaMg[SiO6] | |
| Кварц | Кварц SiO2 | |
| Слюды | Биотит К(Fe) (OH)[AlSi3O10] | |
| Прочие минералы |
В зависимости от условий образования горные породы принято делить не три главные группы: магматические, осадочные и метаморфические, прагматические породы возникают при затвердевании магматического расплава на поверхности или в глубинах земной коры. При этом образуются глубинные - интрузивные породы и поверхностные - эффузивные. Осадочные породы образуются путем отложения материала разрушенных или растворенных горных пород любого генезиса как на суше, так и в море. Осадочные породы залегают слоями.
Метаморфические порода формируются путем преобразования магматических или осадочных пород в глубинах земной коры под воздействием высоких температур и больших давлений.
Верхний слой земной коры /до глубины 16 км/ на 95% сложен из магматических пород. Осадочные породы составляют лишь 1% от массы этого слоя земной коры, метаморфические породы – 4%.
Почвообразующие горные породы разрушаются в процессе выветривания до частиц различного размера:
больше 1мм – скелет почвы;
от 1 мм до 0,01 мм – песок;
от 0,01 до 0,001мм – пыль;
от 0,001 до 0,0001 – глина;
менее 0,0001 – коллоиды.
Оптимальный механический состав почво-грунта это содержание частиц 3 и 4 группы от 30 до 75%
На поверхности земной коры почвообразющие минералы горных пород разрушаются и образуется почва.
Почва (ГОСТ РФ) – это самостоятельное органо-минеральное природное тело, представленное минеральными и органическими твердыми частицами, почвенным раствором и почвенным воздухом, образовавшаяся в процессе химических, физических, биологических и антропогенных воздействий, имеющая специфические генетико-морфологические признаки и свойства, обуславливающие для роста и р