Глава 02. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ СОВРЕМЕННОЙ ЗЕМЛИ (1119265), страница 2
Текст из файла (страница 2)
2.2. Распределение температуры в атмосфере ЗемлиВ атмосфере и ее облачном покрове поглощается около 18% солнечного излучения. Крометого, ее активные компоненты: водяной пар, углекислота и озон – одновременно поглощаютинфракрасное (тепловое) излучение земной поверхности, нагретой Солнцем. В результате ватмосфере возникает парниковый эффект и воздух прогревается, а благодаря конвективномуперемешиванию воздушных масс в нижнем слое атмосферы – в ее тропосфере –устанавливается распределение температуры, близкое к адиабатическому. В тропосфересконцентрировано около 80% атмосферного воздуха, ее толщина меняется от 8–10 км вприполярных районах, до 17–18 км у экватора и в среднем близка к 10–12 км. Среднее значениеадиабатического градиента температуры влажной тропосферы приблизительно равно 6,5 К/км(для сухого воздуха – 9,8 К/км).
В противоположность конвективному выносу тепла изтропосферы, основным механизмом переноса тепла в вышележащих слоях атмосферы (встратосфере, мезосфере и термосфере) является радиационный (лучистый) перенос энергии.25Поэтому, распределение температуры в верхних слоях атмосферы становится более сложным(рис. 2.2). В результате радиационно-конвективного баланса атмосферы средняя температура наповерхности Земли равна 288 К, или +15 °С, хотя ее колебания в разных климатических зонахмогут достигать 150 °С. Радиационная же температура Земли, т.е.
температура, под которойЗемля видна из космоса, равна 255 К, или –18 °С.2.2.2. Гидросфера ЗемлиЗемля – единственная планета Солнечной системы, на поверхности которой вода можетнаходиться в жидком состоянии. Масса воды в современной гидросфере достигает 1,46⋅1024 г.Бóльшая ее часть сосредоточена в Мировом океане – 1,37⋅1024 г, в материковых льдах –0,023⋅1024, а на пресные воды суши приходится только около 0,001⋅1024 г воды.
Помимосвободной воды на поверхности Земли часть ее, в виде грунтовых и поровых вод, пропитываетконтинентальную и океаническую кору. Суммарная масса таких вод, по-видимому, достигает0,066⋅1024 г. Средняя соленость океанических вод достигает 35‰ (промилле или тысячныхдолей), следовательно, в водах океана растворено около 0,048⋅1024 г солей.Кроме жидкой фазы, часть воды связана в гидросиликатах земной коры. По нашимоценкам в континентальной коре связано около 0,392⋅1024 г воды, а в океанической коре –0,321⋅1024 г.
Всего же на Земле в ее верхних геосферах – земной коре и гидросфере (влагойатмосферы можно пренебречь) – сосредоточено примерно 2,173⋅1024 г воды.Воды океанов и морей покрывают около 2/3 всей поверхности Земли, суммарная площадьводной поверхности достигает 361,46 млн км2, средняя глубина Мирового океана, с учетомглубин морей близка к 3,8 км. В океанской воде растворены практически все элементы таблицыМенделеева, но главными из них являются катионы (в промилле, ‰): Na+=10,764; Mg2+ = 1,297;Ca2+ = 0,408 и K+ = 0,388 и анионы: Cl– = 19,353; SO42– = 2,701; HCO3– = 0,143; CO32– = 0,070;Br– = 0,066; F– = 0,0013; H3BO3 = 0,0265.
В воде океанов растворены также некоторые газы. Вверхних слоях океана в каждом литре воды в среднем содержится приблизительно 50 млуглекислого газа, 13 – азота, от 2 до 8 – кислорода, 0,32 мл аргона и незначительные количествадругих благородных газов. Известно, что растворимость газов в воде возрастает с уменьшениемее температуры, поэтому холодные океанические воды высоких широт насыщенырастворенными газами в заметно большей степени, чем теплые воды тропических широт. Всегов океане растворено СО2 около 1,4⋅1020 г, т.е. почти в 60 раз больше, чем в атмосфере (2,4⋅1018г).
Кислорода в океане растворено около 8⋅1018 г, или приблизительно в 150 раз меньше, чем егосодержится в атмосфере (1,19⋅1021 г).Океанская вода обладает слабой щелочной реакцией с pH ≈ 7,5–8,5. Уровень такойщелочности поддерживается равновесием между карбонатом кальция осадков и раствореннымв воде его бикарбонатом Ca(HCO3)2: при избытке CO2 карбонат растворяется и переходит вбикарбонат и, наоборот, при недостатке CO2 бикарбонат переходит в карбонат и выпадает восадок.
В холодных глубинных водах современного океана растворение карбонатов начинаетсяпримерно на глубинах около 4,5 км, поэтому глубже этого уровня карбонатные осадки наокеаническом дне в настоящее время не отлагаются.Ежегодно реки сносят в океаны около 2,53⋅1016 г/год терригенного материала с суши, изних примерно (2,21 – 2,26)⋅1016 г/год приходится на взвесь, остальное – на растворенные иорганические вещества.2.3. Земная кораЗемная кора представляет собой верхний слой жесткой оболочки Земли – ее литосферы иотличается от подкоровых частей литосферы строением и химическим составом. Земная кораотделяется от подстилающей ее литосферной мантии границей Мохоровичича, на которойскорости распространения сейсмических волн скачком возрастают до 8,0–8,2 км/с.26Поверхность земной коры формируется за счет разнонаправленных воздействийтектонических движений, создающих неровности рельефа, денудации этого рельефа путемразрушения и выветривания слагающих его горных пород, и благодаря процессамосадконакопления.
В результате постоянно формирующаяся и одновременно сглаживающаясяповерхность земной коры оказывается достаточно сложной. Максимальная контрастностьрельефа наблюдается только в местах наибольшей современной тектонической активностиЗемли, например на активной континентальной окраине Южной Америки, где перепад уровнейрельефа между Перуано-Чилийским глубоководным желобом и вершинами Анд достигает 16–17 км. Значительные контрасты высот (до 7–8 км) и большая расчлененность рельефанаблюдаются в современных зонах столкновения континентов, например в АльпийскоГималайском складчатом поясе.В обоих этих случаях предельные перепады высот рельефа определяются не толькоинтенсивностью тектонических деформаций земной коры и скоростью ее денудации, но иреологическими свойствами коровых пород, переходящих под влиянием избыточных инескомпенсированных напряжений в пластичное состояние.
Поэтому крупные перепадырельефа в гравитационном поле Земли приводят к появлению избыточных напряжений,превышающих пределы пластичности пород, и к пластическому растеканию слишком крупныхнеровностей рельефа.Более древние горные пояса, например герцинского возраста, такие, как Урал и Аппалачи,уже денудированы настолько, что перепады высот в них не превышают 1–2 км. Ещезначительнее выровнены каледонские и тем более протерозойские складчатые зоны, частопрактически совсем не выделяемые в рельефе. Вместе с тем в аккумулятивных депрессиях ивпадинах Земли постоянно накапливаются осадочные толщи, погребая под собой формырельефа коренных пород земной коры.Рис.
2.3. Гипсометрическая кривая поверхности земной коры27Рис.2.4. Дифференциальная форма гипсометрической кривой поверхности земной коры (по А. Вегенеру),пунктиром показано распределение ГауссаВ обобщенном виде рельеф земной коры (поверхность Земли) описываетсягипсометрической кривой (рис.
2.3). По вертикали на ней отложены высоты рельефа твердойповерхности Земли, а по горизонтали – суммарная площадь районов, превышающих данныйуровень. Очень наглядна другая, дифференциальная форма гипсометрической кривой,предложенная А. Вегенером и показывающая, какая доля земной поверхности расположена наданной высотной отметке (рис. 2.4).
Интерпретируя эту кривую, А. Вегенер еще в 1915 г.пришел к правильному выводу, что двугорбый характер гипсометрической кривойсвидетельствует о существовании двух типов земной коры – более плотной базальтовой корыпод океанами и гранитной коры под континентами.2.3.1. Океаническая кораОкеаническая кора примитивна по своему составу и, по существу, представляет собойверхний дифференцированный слой мантии, перекрытый сверху тонким слоем пелагическихосадков. В океанической коре обычно выделяют три слоя, первый из них (верхний) –осадочный.В основании осадочного слоя часто залегают тонкие и не выдержанные по простираниюметаллоносные осадки с преобладанием в них окислов железа.
Нижняя часть осадочного слояобычно сложена карбонатными осадками, отложившимися на глубинах менее 4–4,5 км. Набольших глубинах карбонатные осадки, как правило, не отлагаются, поскольку слагающие ихмикроскопические раковины одноклеточных организмов (фораминифер и коколитофарид) придавлениях выше 400–450 атм легко растворяются в морской воде.
По этой причине вокеанических впадинах на глубинах больше 4–4,5 км верхняя часть осадочного слоя сложена восновном только бескарбонатными осадками – красными глубоководными глинами икремнистыми илами. Возле островных дуг и вулканических островов в разрезе осадочнойтолщи часто встречаются линзы и прослои вулканогенных отложений, а вблизи дельт крупныхрек – и терригенные осадки. В открытых океанах толщина осадочного слоя возрастает отгребней срединно-океанических хребтов, где осадков почти нет, к их периферийным частям.Средняя мощность осадков невелика и, по оценкам А.П.
Лисицына, близка к 0,5 км, возле жеконтинентальных окраин атлантического типа и в районах крупных речных дельт она28возрастает до 10–12 км. Связано это с тем, что практически весь терригенный материал,сносимый с суши, благодаря процессам лавинной седиментации отлагается в прибрежныхучастках океанов и на материковых склонах континентов.Второй, или базальтовый, слой океанической коры в верхней части сложен базальтовымилавами толеитового состава (рис. 2.5). Изливаясь в подводных условиях, эти лавы приобретаютпричудливые формы гофрированных труб и подушек, поэтому они и называются подушечнымилавами. Ниже располагаются долеритовые дайки того же толеитового состава, представляющиесобой бывшие подводящие каналы, по которым базальтовая магма в рифтовых зонахизливалась на поверхность океанского дна.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
