Реферат на тему:

“Будова планети Земля”

Магнітосфера

Зовнішньою і найбільш протяжною оболонкою Землі є магнітосфера — область
навколоземного простору, фізичні властивості якої визначаються магнітним
полем Землі і його взаємодією з потоками заряджених часток.

Дослідження, проведені за допомогою космічних зондів і штучних
супутників Землі, показали, що Земля постійно знаходиться в потоці
корпускулярного випромінювання Сонця (т.зв. сонячний вітер). Він
утворюється завдяки безупинному розширенню (витіканню) плазми сонячної
корони і складається з заряджених часток (протонів, ядер та іонів гелію,
а також більш важких позитивних іонів та електронів). В орбіті Землі
швидкість спрямованого руху часток у потоці коливається від 300 до 800
км/сек. Сонячна плазма несе із собою магнітне поле, напруженість якого в
середньому дорівнює 4,8-10-за/м (6·10-5 е).

При зіткненні потоку сонячної плазми з перешкодою — магнітним полем
Землі — утворюється ударна хвиля, що поширюється назустріч потоку, фронт
якого з боку Сонця в середньому локалізований на відстані 14-14 радіусів
Землі (RA) від її центру. За фронтом ударної хвилі випливає перехідна
область товщиною ~ 20 тис. км, де магнітне поле сонячної плазми стає
неупорядкованим, а рух її часток — хаотичним. Температура плазми у цій
області підвищується приблизно з 200 тис. градусів до ~ 10 млн.
градусів.

Магнітосфера реагує на прояви сонячної активності, що викликає помітні
зміни у сонячному вітрі і його магнітному полі. Виникає складний
комплекс явищ, що одержав назву магнітної бурі. При бурях
спостерігається безпосереднє вторгнення в магнітосферу часток сонячного
вітру, відбувається нагрівання і посилення іонізації верхніх шарів
атмосфери, прискорення заряджених часток, збільшення яскравості полярних
сяйв, виникнення електромагнітних шумів, порушення радіозв’язку на
коротких хвилях і т.д.

В області замкнутих ліній геомагнітного поля існує магнітна пастка для
заряджених часток. Нижня її межа визначається поглинанням захоплених у
пастку часток атмосферою на висоті кількох сотень км, верхня практично
збігається з межею магнітосфери на денній стороні Землі, дещо знижуючи
на нічній стороні. Потоки захоплених у пастку часток високих енергій
(головним чином протонів і електронів) утворюють т.зв. радіаційний пояс
Землі. Частки радіаційного пояса становлять значну радіаційну небезпеку
при польотах у космос.

Атмосфера

Атмосферою, чи повітряною оболонкою Землі, називають газове середовище,
що оточує «тверду» Землю й обертається разом з нею. Маса атмосфери
складає ~5,15·1018 кг. Середній тиск атмосфери на поверхню Землі на
рівні моря дорівнює 101 325 н/м2 (це відповідає 1 атмосфері чи 760 мм
рт. ст.). Щільність і тиск атмосфери швидко убувають з висотою: біля
поверхні Землі середня щільність повітря r = 1,22 кг/м3, на висоті 10 км
(= 0,41 кг/м3), а на висоті 100 км r=8,8(10-7 кг/м3). Атмосфера має
шарувату будівлю, шари розрізняються своїми фізичними і хімічними
властивостями (температурою, хімічним складом, іонізацією молекул тощо).

Прийнятий розподіл атмосфери на шари засновано головним чином на зміні у
ній температури з висотою, оскільки воно відбиває баланс основних
енергетичних процесів в атмосфері.

Нижня частина атмосфери, що містить близько 80% усієї її маси,
називається тропосферою. Вона поширюється до висоти 16-18 км в
екваторіальному поясі і до 8-10 км у полярних широтах. Температура
тропосфери знижується з висотою у середньому на 0,6 К на кожні 100 м.
Над тропосферою до висоти 55 км розташована стратосфера, у якій
знаходиться майже 20% маси атмосфери. Від тропосфери вона відділена
перехідним шаром — тропопаузою, з температурою 190-220 К. До висоти ~25
км температура стратосфери дещо падає, ле далі починає рости, досягаючи
максимуму (~270 К) на висоті 50-55 км. Цей ріст пов’язаний головним
чином зі збільшенням концентрації озону у верхніх шарах стратосфери,
який інтенсивно поглинає ультрафіолетове випромінювання Сонця.

Над стратосферою розташована мезосфера (до 80 км), термосфера (від 80 км
до 800-1000 км) і екзосфера (вище 800-1000 км). Загальна маса всіх цих
шарів не перевищує 0,5% маси атмосфери. У мезосфері, відділеній від
стратосфери стратопаузою, озон зникає, температура знову падає до
180-200 К поблизу її верхньої межі (мезопаузи). У термосфері
відбувається швидкий ріст температури, зв’язаний головним чином з
поглинанням у ній сонячного короткохвильового випромінювання. Ріст
температури спостерігається до висоти 200-300 км. Вище, приблизно до
800-1000 км, температура залишається постійної (~1000 К), тому що тут
розріджена атмосфера слабко поглинає сонячне випромінювання.

Верхній шар атмосфери — екзосфера — украй розріджена (біля його нижньої
межі число протонів у 1 м3 складає ~ 1011) і зіткнення часток у ньому
відбуваються рідко. Швидкості окремих часток екзосфери можуть
перевищувати критичну швидкість вислизання (другу космічну швидкість).
Ці частки, якщо їм не перешкодять зіткнення, можуть, переборовши тяжіння
Землі, залишити атмосферу і піти в міжпланетний простір. Так
відбувається розсіювання (дисипація) атмосфери. Тому екзосферу називають
також сферою розсіювання. Вислизають з атмосфери у міжпланетний простір
головним чином атоми водню й гелію. Хімічний склад земної атмосфери
неоднорідний.

Сухе атмосферне повітря біля поверхні Землі містить за об`ємом 78,08%
азоту, 20,95% кисню (~ 10-6% озону), 0,93% аргону і близько 0,03%
вуглекислого газу. Не більше 0,1% складають разом водень, неон, гелій,
метан, криптон та інші гази. У шарі атмосфери до висот 90-100 км, де
відбувається інтенсивне перемішування атмосфери, відносний склад її
основних компонентів не міняється (цей шар називається гомосферою). В
атмосфері міститься (1,3-1,5)·1016 кг води. Головна маса атмосферної
води (у вигляді пари, зважених крапель і кристаликів льоду) зосереджена
у тропосфері, причому з висотою її зміст різко убуває. У вологому
повітрі вміст водяної пари біля земної поверхні коливається від 3-4% у
тропіках до 2·10-5% в Антарктиді.

Біля верхньої границі тропосфери й у стратосфері спостерігається
підвищений вміст озону. Шар максимальної концентрації озону розташований
на висотах ~21-25 км. Починаючи з висоти ~ 40 км збільшується вміст
атомарного кисню. Дисоціація молекулярного азоту починається на висоті
близько 200 км. Поряд з дисоціацією молекул під дією короткохвильового і
корпускулярного випромінювань Сонця на висотах від 50 до 400 км
відбувається іонізація атмосферних газів. Від ступеня іонізації залежить
електропровідність атмосфери. На висоті 250-300 км, де розташований
максимум іонізації, електропровідність атмосфери у 1012 разів вища, аніж
біля земної поверхні.

Для верхніх шарів атмосфери характерний також процес дифузійного поділу
газів під дією сили ваги (гравітаційний поділ): гази розподіляються з
висотою відповідно до їхньої молекулярної маси. Верхні шари атмосфери в
результаті виявляються збагаченими більш легкими газами. Сукупність
процесів дисоціації, іонізації і гравітаційного поділу визначає хімічну
неоднорідність верхніх шарів атмосфери. Приблизно до 200 км основним
компонентом повітря є азот N2. Вище починає превалювати атомарний
кисень. На висоті понад 600 км переважним компонентом стає гелій, а в
шарі від 2 тис. км і вище — водень, що утворює навколо Землі т.зв.
водневу корону.

Через атмосферу до поверхні Землі надходить електромагнітне
випромінювання Сонця — головне джерело енергії фізичних, хімічних і
біологічних процесів географічної оболонки Землі. Атмосфера прозора для
електромагнітного випромінювання у діапазоні довжин хвиль l від 0,3 мкм
(3000 A) до 5,2 мкм (в який заключено близько 88% всієї енергії
сонячного випромінювання) і радіодіапазоні — від 1 мм до 30 м.
Випромінювання інфрачервоного діапазону (l>5,2 мкм) поглинається в
основному парами води і вуглекислим газом тропосфери і стратосфери.
Непрозорість атмосфери у радіодіапазоні обумовлена відбиттям радіохвиль
від її іонізованих шарів (іоносфери).

Випромінювання ультрафіолетового діапазону (l від 3000 до 1800 A)
поглинається озоном на висотах 15-60 км, а хвилі довжиною 1800-1000 A і
коротше — азотом, молекулярним і атомарним киснем (на висоті від кількох
десятків до кількох сотень км над поверхнею Землі). Тверде
короткохвильове випромінювання (рентгенівське і гамма-випромінювання)
поглинається всією товщею атмосфери, до поверхні Землі воно не доходить.
Таким чином, біосфера виявляється захищеною від згубного впливу
короткохвильового випромінювання Сонця. У вигляді прямої і розсіяної
радіації поверхні Землі досягає лише 48% енергії сонячного
випромінювання, що падає на зовнішню межу атмосфери. У той же час
атмосфера майже непрозора для теплового випромінювання Землі (за рахунок
присутності в атмосфері вуглекислого газу і парів води).

Якби Земля була позбавлена атмосфери, то середня температура її поверхні
складала б -23°С, у дійсності середня річна температура поверхні Землі
складає 14,8°С. Атмосфера затримує також частину космічних променів і
служить бронею проти руйнівної дії метеоритів. Наскільки великим є
захисне значення земної атмосфери, показує поцяткована метеоритними
кратерами поверхня Місяця, позбавленого атмосферного захисту.

Між атмосферою і поверхнею відбувається безупинний обмін енергією
(теплообіг) і речовиною (вологообіг, обмін киснем та іншими газами).
Теплообіг включає перенесення теплоти випромінюванням (променевий
теплообмін), передачу теплоти за рахунок теплопровідності, конвекції і
фазових переходів води (випару, конденсації, кристалізації).

Нерівномірне нагрівання атмосфери над сушею, морем на різних висотах і в
різних широтах приводить до нерівномірного розподілу атмосферного тиску.
Стійкі перепади тиску, що виникають в атмосфері, викликають загальну
циркуляцію атмосфери, з якою пов’язаний вологообіг, що включає процеси
випаровування води з поверхні гідросфери, перенесення водяної пари
повітряними потоками, випадання опадів і їхній стік. Теплообіг,
вологообіг і циркуляція атмосфери є основними кліматоутворюючими
процесами. Атмосфера є активним агентом у різних процесах, що
відбуваються на поверхні суші й у верхніх шарах водойм. Найважливішу
роль грає атмосфера у розвитку життя на Землі.

Гідросфера

Вода утворює переривчасту оболонку Землі. Близько 94% загального об`єму
гідросфери зосереджено в океанах і морях; 4% заключено у підземних
водах; близько 2% — у льодах і снігах (головним чином Арктики,
Антарктики і Гренландії); 0,4% — у поверхневих водах суші (річки, озера,
болота). Незначна кількість води міститься в атмосфері й організмах. Усі
форми водяних мас переходять одна в іншу в процесі обігу. Щорічна
кількість опадів, що випадають на земну поверхню, дорівнює кількості
води, що випарувалася з поверхні суші й океанів. У загальному
круговороті вологи найбільш рухливі води атмосфери.

Вода гідросфери містить майже всі хімічні елементи. Середній хімічний
склад її близький до складу океанічної води, у якій переважають кисень,
водень, хлор і натрій. У водах суші переважними є карбонати. Зміст
мінеральних речовин у водах суші (солоність) піддано значним коливанням
залежно від місцевих умов і насамперед клімату. Звичайно води суші
слабко мінералізовані — прісні (солоність рік і прісних озер від 50 до
1000 мг/кг). Середня солоність океанічної води близько 35 г/кг (35°/оо),
солоність морської води коливається від 1-2°/оо (Фінська затока
Балтійського моря) до 41,5°/оо (Червоне море). Найбільша концентрація
солей — у солоних озерах (Мертве море до 260°/оо) і підземних водах (до
600°/оо).

Сучасний сольовий склад вод гідросфери сформувався за рахунок продуктів
хімічного вивітрювання вивержених порід і привнесення на поверхню Землі
продуктів дегазації мантії: в океанічній воді катіони натрію, магнію,
кальцію, калію, стронцію присутні головним чином за рахунок річкового
стоку. Хлор, сірка, фтор, бром, йод, бор та інші елементи, що грають в
океанічній воді роль аніонів, є переважно продуктами підводних
вулканічних вивержень. Вуглець, азот, вільний кисень та інші елементи,
що містяться в гідросфері, надходять з атмосфери і з живої речовини суші
й океану. Завдяки великому вмісту в океані біогенних хімічних елементів,
океанічна вода служить дуже сприятливим середовищем для розвитку
рослинних і тваринних організмів.

Світовий океан утворює найбільше скупчення вод на земній поверхні.
Морські течії зв’язують окремі його частини в єдине ціле, унаслідок чого
води океанів і морів володіють загальними фізико-хімічними
властивостями.

Поверхневий шар води в океанах (до глибини 200-300 м) має непостійну
температуру, що міняється за сезонами року й залежно від температурного
режиму відповідного кліматичного пояса. Середня річна температура цього
шару поступово убуває від 25 °С біля екватора до 0 °С і нижче в полярних
областях. Характер вертикальної зміни температур океанічних вод сильно
варіюється залежно від географічної широти, що пояснюється головним
чином неоднаковим нагріванням і охолодженням поверхневих вод. З іншого
боку, існують істотні розходження в зміні температури води за глибиною
на тих самих широтах у зв’язку з течіями. Однак для величезних
екваторіальних і тропічних просторів океану в зміні температур по
вертикалі існує багато спільного.

До глибини 300-500 м температура води тут швидко знижується, потім до
1200- 1500 м ниження температури відбувається повільніше, глибше 1500 м
вона майже не змінюється. У придонних шарах температура тримається
звичайно між 2°С і 0 °С. У помірних областях зміна температури з
глибиною менш значна, що пов’язано з меншим прогріванням поверхневих
вод. У приполярних областях температура спочатку знижується до глибин
близько 50-100 м, потім до глибин близько 500 м трохи підвищується (за
рахунок принесення більш теплих і солоних вод з помірних широт), після
чого повільно знижується до 0 °С і нижче у придонних шарах.

Зі зміною температури і солоності міняється також щільність води.
Найбільша щільність характерна для високих широт, де вона досягає біля
поверхні 1,0275 г/см3. У приекваторіальній області щільність води біля
поверхні — 1,02204 г/см3.

Характерною рисою океану є циркуляція і перемішування вод. У шарі до
150-200 м циркуляція визначається головним чином пануючими вітрами, під
впливом яких утворюються могутні океанічні течії. У більш глибоких шарах
циркуляція пов’язана переважно з існуючою в товщі води різницею
щільності, що залежить від температури і солоності. Основними елементами
циркуляції, обумовленої впливом вітрів, є антициклональні кругообіги у
субтропічних широтах і циклональні — у високих. Щільнісна циркуляція
бере участь у вертикальному розподілі водяних мас і охоплює всю товщу
вод. Планетарним видом руху вод служить припливо-відливна течія,
викликана впливом Місяця і Сонця.

Океан відіграє величезну роль у житті Землі. Він служить головним
водоймищем планети й основним приймачем сонячної енергії на поверхні
Землі. Унаслідок великої теплоємності води (і малої теплоємності
повітря) він впливає на коливання температури повітря навколишнього
простору. У помірних і полярних широтах морські води влітку накопичують
тепло, а узимку віддають його атмосфері. В екваторіальних і тропічних
просторах поверхня води нагрівається цілий рік. Теплі води переносяться
звідси течіями у високі широти, утеплюючи їх, а холодні води
повертаються до тропіків у протитечіях. У такий спосіб океан впливає на
клімат і погоду Землі. Велика роль океану у круговороті речовин на Землі
(вологообіг, взаємний обмін з атмосферою киснем і вуглекислим газом,
винесення на сушу розчинених в океанічній воді солей і привнесення в
океан річками матеріалу з суші, біогеохімічні перетворення).

Чималу роль грають і води суші. Прісні води задовольняють потреби людини
у воді, забезпечують промисловість і поливне землеробство. Поверхневі
текучі води роблять велику геологічну роботу, здійснюючи розмивши
(ерозію), перенесення і відкладення продуктів руйнування гірських порід.
Діяльність текучих вод призводить до розчленовування і загального
зниження рельєфу суші. Сумарна кількість матеріалу, що виноситься ріками
в моря і океани, оцінюється більш ніж у 17 млрд. т на рік.

«Тверда» Земля

Про будову, склад і властивості «твердої» Землі маються переважно
можливі відомості, оскільки для безпосереднього спостереження доступна
лише верхня частина земної кори. Усі дані про більш глибокі надра
планети отримані за рахунок різноманітних непрямих (головним чином
геофізичних) методів дослідження. Найбільш достовірні з них — сейсмічні
методи, засновані на вивченні шляхів і швидкості поширення у Землі
пружних коливань (сейсмічних хвиль).

З їхньою допомогою вдалося встановити поділ «твердої» Землі на окремі
сфери і скласти уявлення про внутрішню будівлю Землі.

Основні дані про геосфери «твердої» Землі

Геосфери Підрозділи геосфер Буквене позначення Глибина нижньої межі*,
км Об`єм, 1018 м3 Маса, 1021 кг

Земна кора Осадовий шар A до 20 1,0 2,5

“гранітний” шар

до 40 3,6 10

“базальтовий” шар

до 70 5,6 16

Мантія Верхня мантія Субстрат B 50-100 180,1 610

шар Гутенберга (астеносфера)

Близько 400

шар Голіцина C Близько 900 205,7 856

Нижня мантія D 2900 510,8 2547

Ядро Зовнішнє ядро E Близько 4800 166,6 1828

F Близько 5100

Суб`ядро G 6371 8,6 106

* Різниця між середнім радіусом Землі і середнім радіусом межі (крім
кори).

Будова «твердої» Землі. Верхня сфера «твердої» Землі — земна кора (А) —
найбільш неоднорідна і складно побудована. З кількох типів земної кори
переважне поширення мають материкова й океанічна; у будові першої
розрізняють три шари: верхній — осадовий (від 0 до 20 км), середній,
називаний умовно «гранітним» (від 10 до 40 км), і нижній, т.зв.
«базальтовий» (від 10 до 70 км), що відокремлюється від «гранітного»
поверхнею Конрада.

Під океанами осадовий шар на великих площах має товщину лише кілька
сотень метрів. «Гранітний» шар, як правило, відсутній: замість нього
спостерігається т.зв. «другий» шар неясної природи, товщиною близько
1-2,5 км. Потужність «базальтового» шару під океанами — близько 5 км.

Крім основних типів кори, зустрічається кілька типів «проміжної» будови,
у тому числі кора субконтинентальна (під деякими архіпелагами) і
субокеанічна (у глибоководних западинах окраїнних і
внутрішньоконтинентальних морів). Субконтинентальна кора
характеризується нечітким поділом «гранітного» і «базальтового» шарів,
що поєднуються за назвою гранітно-базальтового. Кора субокеанічна
близька до океанічної, відрізняється від неї більшою потужністю в цілому
й осадовому шарі зокрема.

Мантія складається з трьох шарів (В, С і D) і простягається від поверхні
Мохоровичича до глибини 2900 км, де вона межує з ядром Землі. Шари В і С
утворюють верхню мантію (товщиною 850-900 км), шар D — нижню мантію
(близько 2000 км). Верхню частину шару В, що залягає безпосередньо під
корою, називається субстратом; кора разом із субстратом складає
літосферу. Нижню частину верхньої мантії називають ім’ям сейсмолога,
який відкрив її властивості, Б.Гутенберга. Швидкість поширення
сейсмічних хвиль у межах шару Гутенберга дещо менша, ніж у шарах, що
лежать вище — і нижче. Це зв’язують з підвищеною плинністю його
речовини. Звідси — друга назва шару Гутенберга — астеносфера (слабка
сфера). Цей шар є сейсмічним хвилеводом, оскільки сейсмічний «промінь»
(шлях хвилі) довгий час йде уздовж нього. Шар, що лежить нижче С (шар
Голіцина) виділено як зону швидкого наростання з глибиною швидкостей
сейсмічних хвиль (подовжніх від 8 до 11,3 км/сек, поперечних від 4,9 до
6,3 км/сек).

Земне ядро має середній радіус близько 3,5 тис. км і поділяється на
зовнішнє ядро (шар Е) і суб`ядро (шар G) з радіусом близько 1,3 тис. км.
Їх розділяє перехідна зона (шар F) товщиною близько 300 км, що відносять
звичайно до зовнішнього ядра. На межі ядра спостерігається
стрибкоподібне падіння швидкості подовжніх хвил ь (від 13,6 до 8,1
км/сек). Усередині ядра вона зростає, збільшуючись стрибком до 11,2
км/сек поблизу межі суб`ядра. У суб`ядрі сейсмічні хвилі поширюються
майже з незмінною швидкістю.

Похожие записи