 | ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЗЕМЛЕ |
Земля – третья по порядку от Солнца планета Солнечной системы, обращается вокруг Солнца по близкой к круговой орбите (эксцентриситет орбиты0,0167) на среднем расстоянии 149,6 млн км. Если смотреть со стороны северного полюса, то вращение Земли, как и других планет (кроме Венеры), вокруг Солнца происходит против часовой стрелки и это направление считается прямым. Средняя скорость движения Земли по орбите равна 29,765 км/с, период обращения составляет 365,24 солнечных суток. Земля обладает собственным осевым вращением в прямом направлении (т.е. также против часовой стрелки), период осевого вращения Земли равен 23 ч. 56 мин. 4,1 с. Масса Земли равна 5,977*1027 г, средний радиус 6371 км, средняя плотность 5,52 г/см3, среднее ускорение силы тяжести на земной поверхности достигает 981 Гал. Фигура Земли описывается геоидом, представляющим эквипотенциальную поверхность силы тяжести. Фигура Земли с точностью до 1% соответствует равновесной форме вращающейся жидкости. Отсюда можно предположить, что вещество Земли в ее недрах находится в пластичном состоянии, ибо момент инерции Земли относительно оси вращения равен 8,04*1044 г*см2, тогда как ее безразмерный средний момент инерции равен J = I/MR2 = 0,33076, что свидетельствует о значительном уплотнении земного вещества к центру планеты (для однородной по плотности сферы J = 0,4).
Земля обладает собственным магнитным полем, максимум в 0,6–0,7 Э наблюдается возле магнитных полюсов. На экваторе она уменьшается до 0,25–0,42 Э. Главной компонентой магнитного поля является поле магнитного диполя или однородно намагниченного шара. Ось магнитного диполя сейчас наклонена к оси вращения Земли под углом 10,5о, однако ее среднее положение за периоды времени порядка нескольких десятков тысяч лет неплохо совпадает с географической осью.
Через поверхность Земли постоянно теряется часть ее внутреннего тепла. Суммарный тепловой поток равен (4,2–4,5)*1020 эрг/с. Средний тепловой поток через континенты составляет 1,43*10-6 кал/см2*с (60 эрг/см2*с), а через океаническое дно – 2,37*10-6 кал/см2*с (99,5 эрг/см2*с). Всего же через континенты теряется около 1,2*1020 эрг/с, тогда как через океаническое дно в 2,5 раза больше – около 3,1*1020 эрг/с.
Масса земной атмосферы равна примерно 5,15*1021 г. Среднее давление воздуха на уровне моря равняется 1,0132 бар (760 мм ртутного столба), а плотность составляет 1,27*10–3 г/см3. С высотой давление и плотность воздуха быстро уменьшаются по экспоненциальному
закону.
Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15 – кислорода, 1,28 – аргона, 0,046 –углекислого газа, 0,00125 – неона и около 0,0007% остальных газов. Важной компонентой является водяной пар (и вода в каплях облаков), содержание которого достигает (0,12–0,13)*1020 г, что в пересчете на слой конденсированной воды составляет 25 мм или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере (О3= 3,1*1015 г; кислорода в атмосфере О2 = 1,192*1021 г), этот газ задерживает жесткое излучение Солнца.
В атмосфере поглощается 18% солнечного излучения. Водяной пар, углекислота и озон – одновременно поглощают инфракрасное (тепловое) излучение земной поверхности, нагретой Солнцем. В результате в атмосфере возникает парниковый эффект и воздух прогревается, а благодаря конвективному перемешиванию воздушных масс в нижнем слое, тропосфере, устанавливается распределение температуры, близкое к адиабатическому. В тропосфере сосредоточено 80% воздуха, ее толщина меняется от 8–10 км в приполярных районах, до 17–18 км у экватора. Среднее значение адиабатического градиента температуры влажной тропосферы равно 6,5 К/км, для сухого воздуха – 9,8 К/км. В противоположность конвективному выносу тепла из тропосферы, основным механизмом переноса тепла в стратосфере, мезосфере и термосфере является радиационный (лучистый) перенос энергии. Поэтому, распределение температуры в верхних слоях атмосферы более сложно.
В результате радиационно-конвективного баланса атмосферы средняя температура на поверхности Земли равна 288 К, или +15 ｰС, хотя ее колебания в разных климатических зонах могут достигать 15о С. Радиационная температура Земли, т.е. температура, под которой Земля видна из космоса, равна 255 К, или –18оС.
Масса воды в современной гидросфере достигает 1,46*1024 г. Большая ее часть сосредоточена в Мировом океане – 1,37*1024 г, в материковых льдах –0,023*1024, на пресные воды суши приходится 0,001*1024 г воды. Помимо свободной воды на поверхности Земли часть ее, в виде грунтовых и поровых вод, пропитывает континентальную и океаническую кору. Суммарная масса таких вод достигает 0,066*1024 г. Средняя соленость океанических вод составляет 35‰, следовательно, в водах океана растворено около 0,048*1024 г солей.
Кроме жидкой фазы, часть воды связана в гидросиликатах земной коры (в континентальной коре связано 0,392*1024 г воды, а в океанической коре –0,321*1024 г). Всего же на Земле сосредоточено 2,173*1024 г воды.
Воды океанов и морей покрывают около 2/3 всей поверхности Земли, средняя глубина Мирового океана близка к 3,8 км. В океанской воде растворены практически все элементы таблицы Менделеева, но главными из них являются катионы (в промилле, ‰): Na+=10,764; Mg2+ = 1,297;
Ca2+ = 0,408 и K+ = 0,388 и анионы: Cl– = 19,353; (SO4)2– = 2,701; (HCO3)– = 0,143; (CO3)2– = 0,070; Br– = 0,066; F– = 0,0013; H3BO3 = 0,0265.
В верхних слоях океана в каждом литре воды в среднем содержится 50 мл углекислого газа, 13 – азота, от 2 до 8 – кислорода, 0,32 мл аргона и незначительные количества благородных газов. Растворимость газов в воде возрастает с уменьшением ее температуры, поэтому холодные океанические воды высоких широт насыщены газами больше, чем теплые тропические. Всего в океане растворено СО2 около 1,4*1020 г, т.е. почти в 60 раз больше, чем в атмосфере (2,4*1018г). Кислорода растворено около 8*1018 г, или в 150 раз меньше, чем в атмосфере (1,19*1021 г).
Океанская вода обладает слабой щелочной реакцией с pH = 7,5–8,5. Уровень щелочности поддерживается равновесием между карбонатом кальция осадков и растворенным в воде бикарбонатом Ca(HCO3)2: при избытке CO2 карбонат растворяется и переходит в бикарбонат и, наоборот, при недостатке CO2 бикарбонат переходит в карбонат и выпадает в осадок. В холодных глубинных водах современного океана растворение карбонатов начинается на глубинах 4,5 км, поэтому глубже этого уровня карбонатные осадки не отлагаются.
Реки сносят в океаны около 2,53*1016 г/год терригенного материала с суши, из них (2,21 – 2,26)*1016 г/год приходится на взвесь, остальное – на растворенные и органические вещества.