关于地球介绍

[拼音]：diqiu

[外文]：Earth

地球是太阳系中的一颗行星，是人类居住的星球。（见彩图）

行星地球

太阳系中已知的行星按离太阳由近及远的顺序依次为水星、金星、地球、火星、木星、土星、天王星、海王星和冥王星。地球绕太阳公转，轨道呈椭圆形，长半径为 149597870公里，偏心率为0.0167。轨道近日点为1.471亿公里，远日点为1.521亿公里，平均1.496亿公里。地球公转一周需时365.25个平太阳日。平均公转速度为29.79公里／秒。地球自西向东自转,一周需时23小时56分4.09秒平太阳时，自转轴与公转轨道面之间的夹角为23.45°。

地球的形状、大小和质量

地球是一个不规则的扁球体。地球内部质量的不均匀分布和地球自转所产生的离心力的共同影响，使地球自然表面极为复杂。所以人们通常把平均海平面及其向陆地连续延伸的部分所构成的大地水准面（又称地球体），作为地球形状的模型。这个理论连续表面上的每一点都与重力的方向垂直。但是大地水准面还不是一个简单的数学曲面，也不适于作为描述地球几何形状的参考面，于是，人们进一步用一个与大地水准面相接近的旋转椭球面作为地球形状的参考面。根据多年的测定，这个旋转椭球面的赤道半径为6.378139×106米，两极半径为 6.356755×106米。由于测算手段的不断改善，地球半径和扁率的精确数值也随时不断修正。根据对人造卫星运动的观察得到的扁率为1／298.257。地球质量[包括大气圈(层)]为5.976×1024千克。地球的体积为1.083×1021立方米。地球的平均密度为5.520千克／立方米。

地球表面的起伏和海陆分布

在地球的总表面积为5.100×108平方公里中，大陆面积约为1.48×108平方公里，约占29％；海洋面积约为3.62×108平方公里，约占71％。以平均海平面为标准，地球表面上的高度统计有两组数值分布最为广泛。一组在海拔0～1000米之间;另一组则在海平面以下4000～5000米之间。前者占地球总面积的21％以上，后者占22％以上。大陆上的最高山峰珠穆朗玛峰，海拔达8848米，最低点为死海，达-397米，海底最深处马里亚纳海沟，深度达到11022米。

地球的重力场和磁场

地球重力作用的空间称为地球重力场。作用在地球表面上的重力是地球质量产生的引力和地球自转产生的惯性离心力共同作用的结果。由于地球自转所引起的离心力对重力的影响在赤道上最强，并随纬度的不同而呈有规则的变化。同时，由于地球不同部位的密度分布得不均一，也引起重力的变化和异常。因此，重力异常可以提供地球不同部分密度变化的信息。

地球具有一个强有力的、犹如一个位于地心的磁棒（磁偶极子）所产生的磁场。这个从地心至磁层边界的空间范围内的磁场称为地磁场。地磁场是非常弱的磁场，其强度在地面两极附近最强,还不到10-4特斯拉；而赤道附近最弱。磁偶极子的轴线称为磁轴。磁轴与地面的交点称为地磁极。磁轴与地轴的交角大约11°。磁场的强度和方向不仅随地而异，也因时间不同而有变化。在地质历史期间磁极经常逆转，并且磁极围绕地理的极点旋转。地球磁场的起源和它在地史期间的变化，与地核的结构和物质的相对运动所产生的电流有关。

高层大气的电流活动是产生外源电磁场的原因。电离层中的电流体系可引起地磁场的日变化，极区高层大气受带电粒子的冲击而产生极光和磁暴。太阳和地球中间有称为太阳风的等离子体。地球磁场在向太阳的一面受太阳风的作用而压缩，在背太阳的一面则被拉伸，从而使地球磁场在地球周围被局限在所谓的磁层之内。磁层的外边界则称为磁间歇区。

地球磁场的存在使地球免受太阳风的直接影响，磁层的存在对大气的成分和地面气候起重大的作用，并因此而影响到地球上生命的发展。

地球的构造和成分

地球是由不同状态、不同物质的圈层构成的。地球的内部由地核、地幔和地壳 3层组成（见彩图）。

地球表面则由水圈和大气圈所包围，后二者又维系着生物圈的存在。

包裹着整个地球内部的薄壳。质量只占全球的 0.2％。大陆地壳与海底地壳有明显的差别。洋壳极薄,厚度不及2～11公里（包括海水），平均约7公里,密度3～3.1克／立方厘米，主要由镁铁质火成岩，即玄武岩和辉长岩组成，上面有极薄的深海沉积物覆盖。与此相反，陆壳则较厚，约15～80公里，平均35公里，密度2.7～2.8克／立方厘米，出露在地表，由火成岩、变质岩和沉积岩组成。陆壳的组成并不均匀，平均成分不易得到准确的测定，但大致与花岗闪长岩相似。陆壳下部的闪长岩质部分所含的放射性产热元素，如钾、铀及钍较上部的花岗岩质部分为少。

地壳与下伏的地幔之间的界面称为莫霍面。地震波的传导速度在此有突然的变化。P波由 6.7～7公里／秒，过渡到8～8.4公里／秒。对这个界面的结构细节还有待深入研究。但一般认为在大多数地区过渡层厚度小于 5公里。

地球内部位于地壳与地核之间的构造层。地幔的成分不同于地壳，其主要岩石为橄榄岩类，即富含铁、镁的硅酸盐岩石。根据地震波速在400和670公里深度上存在两个明显的不连续面,可将地幔分为3部分：

（1）上地幔，由莫霍面至400公里深度；

（2）过渡层，在400～670公里深度之间；

（3）下地幔，深度在670～2891公里之间。上地幔内，地震波速随深度而增加的梯度较小。在60～150公里之间,许多大洋区及一些陆上的晚期造山带内有一个低速层，这意味着有0.1～6％的少量熔融物质存在。过渡层内，地震波速度随深度而加大的梯度大于地幔的其余两部分。此层内的不连续面是由物相的转变引起的，橄榄石和辉石转变为高压下稳定的矿物相。下地幔内的成分及构造比较均匀。

根据现代的认识，把比较刚性和温度较低的地壳和地幔顶部称为岩石圈（层）。岩石圈的厚度在全球各部分并不一致：大洋部分在洋中脊的最新部分只有6～8公里，在最老的部分则约 100公里；大陆岩石圈则在大约100～400公里之间。岩石圈下较热而刚性较弱，能够长期缓慢变形的部分称为软流圈（层）。

地球内部位于地幔之下的核心部分。地幔与地核的界面深度定为 2891公里，在此深度上P波速度由13.7公里／秒突然下降到约 8公里／秒，在此界面之下，S波不能透过。到5149公里深度,P波速度又有所增加,这个界面被认为是地球内核的上界。据推测外地核可能由液态铁组成，其中可能含镍约10％，并有大约15％较轻的元素，如硫、硅、氧、钾、氢等存在。内地核应为刚性很高的，在极高压（3.3×1011～3.6×1011帕）下结晶的固体铁镍合金组成。地核质量占地球全部的33％。

此外，推测在4750～5149公里深度之间还有一个过渡带。

对于地球内部的温度分布情况了解还不足。温度随深度而增加的梯度在每公里20～40℃之间，但延续不太深，否则内部物质将熔化而不能传导地震波。低速层内温度可接近橄榄岩的融点（约1200℃），但在更深部位，为使地幔大部分仍保持固体状态，地热梯度必须低到约为每公里0.3℃。据硫化铁镍在高压下的熔融实验,提出地核－地幔界面上的温度约为3700℃，内核温度大约在4000～4500℃之间。

地球表层水体的总称。地表的自由水有 97.3％形成海洋，另有2.1％以冰的状态固结在两极。其余部分则以河流、湖泊及地下水的形式存在。大量液态水的存在是地球的一大特点。海水平均含溶解的盐类约0.35％，主要为氯化钠，具弱碱性。雨水及河水中的溶解物不多，大部分为碳酸氢钙（CaHCO3），而略呈酸性。雨水可由工业废气中获得二氧化硫(SO2)，成为酸雨。河水每年平均可由其流域中每平方公里带走 100吨的物质，其中约20％在溶液中。水圈与地壳的上部有较大程度的重叠。地下水可以环流到地壳内数公里的深度，受热并与岩石发生反应再回到地面。陆地上火山活动地区常有热泉及其他地热现象。在洋中脊也有相似的热水活动，并喷出含有金属硫化物的黑烟，温度可达300℃,且有生物群生存在这种环境中。

地球外部的气体包裹层。它与水圈相互作用。太阳的热能使海水蒸发，凝结成云，形成降水。陆地上的降水，形成径流，由地面或地下返回海洋。

由地面至约15公里高度的大气层为对流层，其上至50公里高度的大气层为平流层。由平流层顶面向上至80～85公里为中间层。更向上到 500公里左右高度为热层。500公里高度以上为外逸层。

大气圈的温度随高度而变化，对流层内温度随高度而降低。向上在20～50公里之间温度又有所增高。在中间层内温度又随高度的增加而降低，最低可达-100℃。在热层内温度又随高度的增加而增加。外逸层是等温的。

大气圈主要成分为氮、氧、氩、二氧化碳、水蒸气等。底部 100公里范围内成分稳定。大气密度在地面大约为1.2千克／立方米,在100公里高度降为10-6千克／立方米。在距地表10～50公里间为臭氧层。在此层中臭氧虽属次要成分，但可以滤去来自太阳的大部分紫外线辐射。

在大气圈中 60～500公里（或1000公里）高度范围内为电离层。其中由于电离作用而使部分原子和分子带电，形成离子与自由电子共存的状态。电离层大致由平流层开始,到中间层随着高度的增加而增大电子浓度,在热层达到最大值，再向外即与外逸层重叠。电离层之外为磁层，即地球磁场影响的最外部分。在此层中离子化最完全，致使形成等离子体，并受地球磁场的影响。在3000公里及1500公里高度上具有特高的强度，形成范·爱伦带。后者连同磁层的其他特点为人造卫星用于太空探测以来的新发现。

地球的年龄、起源和演化

太阳系是在大约距今46亿年前，由一个气体和尘埃构成的原始太阳星云，经过几千万年时间形成的。重力使星云缩小，并将其大部分质量吸引到中心部位的原始太阳上；紊流使原始星云产生旋转。原始太阳旋转速度不断增大的同时，星云的其余部分形成盘状。

星云的中心在压缩时，温度不断增高，致使在其核部产生核聚变，释放能量而发光。太阳周围的盘状物体不断冷却，物质凝结成固体，并因碰撞而逐渐形成一些较大的物体。较大的物体也易于收拢大部分碎屑而形成行星,并围绕太阳,沿着已消失的盘状体平面上的轨道旋转。最初凝结的物质是最难挥发的难熔物质，如铁、镍、铝等金属氧化物。温度再降低则出现构成岩石的硅酸盐类，然后是更易挥发的化合物，如水及甲烷。由于温度随接近太阳而增高，致使内太阳系的温度未曾低到能使大量挥发物凝结的程度。最靠近太阳的行星，致密而有金属内核，并且外面包有硅酸盐。远离太阳的行星虽然能够聚集并保留大量的挥发物，从而更为庞大，但不甚致密，并被认为具有由岩石和冰构成的核部，其外为固态或液态的氢，最外面则为厚层的大气。这种巨大的行星还伴有岩石和冰构成的卫星。

行星在此以后的演化，在其内部以化学分凝作用为主，在其表面则以被较小物体的轰击为主。轰击的物体数目逐渐减少,到距今40亿年时,轰击作用基本结束。此后，只有少数的轰击作用发生。

作为太阳系内行星之一的地球，大约在45亿年前就已增长到现在的大小。在距今45～40亿年之间地球也遭受到强烈的陨石轰击，但轰击的迹象则因后来的地质演化和构造活动而消失。地球上已知的最古老的岩石年龄约为38亿年，最早发现于格陵兰，以后在他处也有发现。

地球历史上的最古时期为太古宙，此时形成的岩石构成主要大陆的核心。其特点为大面积变质程度高的麻粒岩和片麻岩，中间夹有窄条变质程度较低的绿岩带内的变质火山岩和沉积岩。火山岩中包括有称为科马提岩的富含镁质的熔岩，其形成的温度比现代的熔岩高得多。

在太古宙以后元古宙的大部时间里，大部分陆块曾联结在一起,被称为超大陆,并在一起漂移。目前南半球的各个大陆在前寒武纪大部分时间和古生代期间曾集合在一起称作冈瓦纳古陆。北方的劳亚古陆在中生代、新生代时逐渐分裂，最后形成为北美、欧洲和亚洲大部分，中间形成大洋盆地。在北美与欧洲西北部之间的洋盆称为古大西洋。现在认为古大西洋的封闭与北美和欧洲古陆的碰撞开始于早奥陶世，终止于泥盆纪末，形成了加里东－阿巴拉契造山带（褶皱系）。欧亚大陆在整个古生代期间也发生过洋盆的开张与封闭，形成海西、乌拉尔以及阿尔泰、天山、祁连、蒙古、兴安等古生代褶皱系。从而又形成了联合古陆。

在中－晚侏罗世，新的东西向海洋在加勒比海、中大西洋一带形成，将劳亚古陆与冈瓦纳古陆分开。早白垩世时南大西洋开始自南方张开，而在晚白垩世时南大西洋与中大西洋连接起来。印度开始由南极－澳大利亚大陆分出并迅速北移，在早第三纪时形成印度洋。格陵兰及欧洲西北部约在距今0.6亿年分开。距今0.4亿年澳大利亚由南极大陆分出也迅速北移。同时印度与亚洲，非洲与欧洲相碰撞，形成阿尔卑斯-喜马拉雅山系。0.4亿年至今，南北美洲相连接，红海－亚丁湾及加利福尼亚湾在裂开。澳大利亚则开始与东印度群岛和新几内亚碰撞。从青藏高原到亚洲东部，自二叠纪以来也有较复杂的发展过程。

地球上生命的起源和发展

原始生物蓝藻、绿藻遗迹在年龄为35亿年的岩石中即有所发现。虽然地球上生命起源的问题并没有解决，但是大概可以追溯到40亿年前。地球早期的大气成分主要由水、二氧化碳、一氧化碳和氮气，以及其他由火山放出的气体组成，在此情况下，生命必须由无氧的环境中开始，而氧进入大气则被认为是由于生物活动的结果。最初，氧在大气中的含量只能徐缓地增加，估计在距今20亿年时含量约为现在的1％。当大气中的氧增加到能够出现具有保护性臭氧层以后，生物才能在比较浅的水中生活。具有光合作用的生物的繁殖，又促进可以呼吸氧的动物的发展。多细胞生物的最初痕迹见于年龄约为10亿年的岩石中。在距今约7亿年时,复杂的动物，如水母、蠕虫以及原始的介壳类动物已经出现。到距今约5.7亿年,即前寒武纪和寒武纪之交，具有硬壳的动物大量出现，而使大量化石得以在岩石中保存。在此时期，海洋生物有突然的发展。鱼类出现在奥陶纪；志留纪晚期，陆地上已有植被覆盖。石炭纪海中出现两栖类。爬虫类和最初的哺乳类出现在三叠纪，但到新生代开始哺乳类才大量繁殖和扩散。生物的发展虽然表现有平稳的演化进程，但化石的纪录也显示了在整个显生宙时期有周期性的大量植物和动物种属大致在同一时期消失的现象。这种灾变的原因久经探讨，有些学者认为可能是由于陨石或小行星的撞击引起的。但是，也有学者指出并不是所有的生物都在同一时期受到影响。这个问题尚待更多的研究。

地球的动力作用

地球不是一个静态的物体，太阳能和潮汐使大气圈和水圈在经常运动，产生复杂的风、洋流和河流等一系列外动力作用。地球内部的动力作用除了使地球外壳有徐缓的水平或垂直运动之外，还有猛烈的地震和火山爆发。此外，地球磁场的产生也归因于地球内核与液态的外核之间的运动。

根据现代世界地震震中集中成窄带分布的情况，将岩石圈分为6大板块：太平洋板块、南极洲板块、印度-澳大利亚板块、美洲板块、非洲板块和欧亚板块。其中太平洋板块几乎全由大洋岩石圈组成，而其余的主要板块则包括大陆及大洋部分。各板块沿着相互之间的边界在软流层之上，或包括软流层在内，以3种不同形式,按1～20厘米/年的速度作相对运动。第一种是大洋中间较老的洋壳破裂分离,新洋壳物质填补空隙产生新洋壳,这一部位称洋中脊，这种边界称为离散型板块边界。第二种是两个板块沿边界部位聚拢，常发生在大洋和大陆板块之间,而大洋板块俯冲于大陆板块之下,这种边界称为汇聚型板块边界。运动的结果是老的洋壳的消失，并产生深海沟及火山岛弧或沿着大陆边缘的新褶皱山系。第三种是板块之间作相对的水平方向滑动，即所谓的转换断层，常发生在大洋之中，称为守恒型板块边界。这种运动使洋中脊错开，也有的切穿大陆（见板块构造学）。

地震和火山作用多集中在板块边界上，但在大陆板块内部也常有发生。这与大陆板块的开裂或与岩石圈以下的岩浆活动有关。大陆的开裂可进一步导致新洋壳的产生，并由此而发展为洋壳扩大、俯冲，终于消亡的所谓威尔逊旋回的全过程。

世界上有500～600座活火山，其中，以强烈的爆发和破坏性著称的，多位于板块的汇聚边界上。但体积最大的火山喷发则发生在海底。在洋中脊部位，大量的玄武岩浆安静地侵出到海底。玄武岩是大多数大洋和大陆地区喷出岩的主要类型，如洋中脊、大洋岛屿上以及大陆上的高原式玄武岩。玄武岩直接来自地幔物质的部分融熔,在其上升途中成分没有什么改变。而其他岩类,如安山岩、英安岩、流纹岩及粗面岩，则主要出现在一些裂谷地带，以及岛弧和海岸山带的火山喷出岩中。这些岩浆可由不同方式生成。例如地幔在特殊条件下（如在俯冲带上有较高的水的分压力）的部分熔融作用；由玄武岩浆经过分化结晶作用，或由地壳岩石的部分或完全熔融而成。一种岩浆也可以由其中两种或三种机制的结合形成。

火山喷发的形式有宁静喷发、猛烈喷发、交替喷发等，并可形成盾形火山锥、坡度较大的碎屑火山锥或火山碎屑物与熔岩互层的层状火山锥等不同的地貌形态。火山喷发的形式和形成的地貌形态决定于岩浆的化学成分和所含的气体。火山喷出的细粒灰尘可以达到平流层而环绕地球飘浮数年，并影响地表气候（见火山）。

来自太阳的热源引起大气环流和水的蒸发与降水。温度的变化、风的侵蚀、水的冲刷以及水中溶解物对岩石的化学作用，引起岩石崩解和化学变化，即发生风化作用。因内动力作用形成的高山、高原受侵蚀而逐步夷平；风、流水和冰川把风化的物质搬往低处，沉积在陆面的洼地、湖泊以及海盆地中，形成各种沉积物（见风的地质作用、河流的地质作用、地下水的地质作用、冰川的地质作用）

流水的侵蚀和搬运作用不仅发生在陆地上，在海水面以下，大陆架和大陆坡上也有浊流侵蚀，形成深陡峡谷，浊流携带的碎屑物质可沉积到大陆基及更远的深海盆地内，成为冲积扇状的堆积，形成浊积岩（见海洋地质作用）。

由于风力、潮汐力和海水内部密度的差异引起海洋中的各种洋流。主要由风力形成的表面流呈环状，称为环形洋流。在赤道两侧的称为亚热带环形洋流。在赤道以北的作顺时针方向的环流，以南的则反之。更向南和向北的则为较小的近极地环流。大多数洋流的流速约为3～6公里／日。由于流动缓慢，洋流可在其沿途所经的不同纬度上改变温度。墨西哥湾洋流速度约为 40～120公里／日，因此墨西哥湾洋流及其延续部分北大西洋流能为欧洲西北部带去暖水，形成温和的冬季气候。地区的流行风可使局部的深水上涌并带来营养物，从而形成良好的渔场。冷而含盐多的高密度的北冰洋及南冰洋水向赤道方向流动，并沉到暖的赤道水以下，但其流动常受洋底高起的地形的阻挡。这种因重力驱动的洋流速度很低，常需几千年才能由极地流到赤道。利用大陆和大洋的相对位置，以及洋脊和海槽的淡化的研究结果，可以重建古洋流的格局。

深洋底大部分覆盖着深水沉积物。沉积物是上覆深水中的细小颗粒经缓慢下沉而形成的，成分是陆源粘土及浮游生物的钙质或硅质外壳。另有一部分是锰结核，在太平洋底覆盖面积达到20％，成为铁、锰、镍、铜及钴的潜在资源。锰结核大小不等，一般以厘米计，多形成于沉积物的表面，由化学沉淀而成，金属来源于洋中脊的水热活动。

由外层空间进入地球的物质数量颇大，每天都有百万吨以上的地外碎屑落下。其中大部分是显微镜下的细粒宇宙尘，也有些是大块固体岩石，即陨石。外来碎块中只有少数可以通过大气层到达地表，大部分都成为流星而挥发在大气中。

陨石可分铁质的（含90％以上的铁镍合金）、石质的(主要由硅酸盐类矿物组成)和石铁质的（由大致等量的铁镍金属和硅酸盐组成）。石质的可再分为球粒陨石及无球粒陨石。前者含有主要成分为橄榄石和辉石的小球状物体，即球粒；后者则无球粒而与地面上的岩石相似。铁质陨石只占观察到的全部陨石的1％,球粒陨石占87％以上。能够和地球碰撞的最大的地外物体是小行星，其直径由数公里至数百公里。其中大多数来自火星及土星之间的小行星带。大多数陨石也可能来自此带，地面上不少地区发现有陨石冲击痕疤。玻璃陨石（旧称雷公墨）为小的玻璃质物体，发现于捷克和斯洛伐克、科特迪瓦、澳大利亚、东南亚及中国雷州半岛一带。其来源有地球及地外两种说法，很象是由于大陨石和小行星冲击产生的热量引吗地上岩石熔融的产物。但是这些玻璃陨石年龄都很小，而且在产地附近还未曾发现有新近的陨石坑。因此，成因问题尚未解决。

地球的天然卫星──月球

月球是离地球最近的天体，是地球唯一的天然卫星。月球沿椭圆形的轨道绕地球旋转，距地球最远405500公里，最近363300公里，平均为384400公里。月球半径约1738公里，质量相当于地球的1/81.3，平均密度3.34克／立方厘米，与地幔相近。月球表面大气在早期即已逸散，内部构造分为月壳、月幔及月核3层，但月核很小。月球上有月震，但微弱,发生在近地一面约1000公里深处，常发生在距地球最近点时，可能系由重力潮应力引起。

月球表面有一个早期分异形成的斜长岩质月壳，厚约65公里，位于较致密的富含铁、镁的硅酸盐质月幔上。月幔已完全固结，厚约1100公里。月幔之下为月核，半径约50公里，由金属组成，内部仍可有部分为熔融状态，温度在1000～1600℃。

月球自转周期与公转相同，故总以一面向着地球。在近地一面有大量的玄武岩溢流在月海盆地中，但在背地球的一面的盆地中似未曾发生玄武岩溢流。

月球表面没有水圈及大气圈，由于缺少大气圈的保护，月球表面遭受陨石冲击影响极为明显，尤以较老的高地为甚。月球表面上覆盖有数米厚的月土，均为陨石冲击产生的碎屑物质，因而月球表面固体岩石出露不多。由于月土的保温作用，虽然月面温度变化甚大，但在表土下1米处即相对稳定在约-60℃。

月壳岩石的常见成分是氧、硅、铝、铁、钙、镁、钛和钠，与地壳中的相同。主要区别在于有些月岩中钛含量较高，而大多数月岩中钾和钠的含量低。月海盆地中的岩石属玄武质，但氧化铝和氧化钛含量变化范围大。高原上的岩石则比月海玄武岩的氧化钙和氧化铝含量高得多。此外，钾、钠、铅、汞、铊等易发散元素含量低，岩石呈现出在极低的氧逸度下结晶的特点。

参考书目

1. E.J.Tarbuck, F.K.Lutgens, The Earth, 2nd ed., Merrill Publishing Company, Columbus,1987.
2. V.A.Schmidt, Planet Earth and the New Geosciences,Kendall/Hunt Publishing Company,Dubuqne,1986.
3. Frank Press and Raymond Siever, Earth,4th ed.,W. H.Freeman and Company,New York,1986.

参考文章

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