气体的基本参数d 地球的基本参数

一、气体涡轮流量计的技术参数

公称口径：管道式：DN4～DN200

插入式：DN100～DN2000

精度等级：管道式：±0.5级，±1.0级

插入式：±1.5级、±2.5级

环境温度：-20℃～50℃

介质温度：测量液体：-20℃～120℃

测量气体：-20℃～80℃

大气压力：86KPa～106KPa

公称压力：1.6 Mpa、2.5Mpa、6.4Mpa、25Mpa

防爆等级：ExdIIBT4

连接方式：螺纹连接、法兰夹装、法兰连接、插入式等

直管段要求：气体：上游直管段应≥10DN，下游直管段应≥5DN

液体：上游直管段应≥20DN，下游直管段应≥5DN

插入式：上游直管段应≥20DS，下游直管段应≥7DS（DS为管道实测内径）（1）远传显示：脉冲输出、电流输出(配显示仪表)

（2）现场显示：8位LCD显示累积流量，单位(m3)

4位LCD显示瞬时流量，单位(m3/h)、电池电量、频率、流速

（3）温度压力补偿型：

A、显示标准瞬时流量及标准累计流量

B、显示当前压力、温度、电池电压（1）脉冲输出，p-p值由供电电源确定

（2）4～20mA两线制电流输出

（3）单位体积脉冲输出及传感器原始脉冲输出

（4）带有RS485通迅接口（1）DC5～24V

（2）标准型3V锂电池安装于仪表内部可连续使用八年以上

（3）温压补偿型3V锂电池安装于仪表内部可连续使用四年以上

传输距离：传感器至显示仪距离可达500m

3．1基本参数：

3．1．1表1仪表口径及连接方式 25、40、50、80、100、150、200、250采用法兰连接 25、40可采用螺纹连接精度等级±1.5%R、±1%R量程比 1:10；1:20；1:30显示方式宽屏显示器同时显示瞬时流量、日累积流量、总累积流量温度、压力、时间、日期、电池电量仪表材质表体：304不锈钢；叶轮：防腐ABS或优质铝合金；显示器：铸铝温度、压力传感器内置被测介质温度（℃）-30℃～+80℃环境条件介质温度：-30℃～+80℃，相对湿度5%～90%，大气压力86～106Kpa通讯信号三线制工况脉冲、三线制标况脉冲三线制4-20mA、RS485协议、IC卡信号供电电源内置锂电池、外供24VDC双供电传输距离≤1000m信号线接口内螺纹M20×1.5防爆等级 ExdIIBT6防护等级 IP65 3．1．2精度等级：1.0级、1.5级

3．1．3使用条件：

·环境温度：-30℃～+ 60℃；

·大气压力：86KPa～106KPa；

·介质温度：-30℃～+ 80℃；

·相对湿度：5%～95%

3．3仪表选型

1.选型说明

用户在选型时，应根据管道公称压力、介质最高压力、介质温度、介质组分情况、流量范围及信号输出要求合理选择流量计的型号规格。

为使流量计的使用性能最佳，流量计的使用流量范围应在（20%～80%）Qmax范围内比较合适。

2.选型谱表

表3型号说明 LY-LWGY□—□/□/□类型 D智能温度压力补偿型气体涡轮流量计仪表口径 25A/B/C 25mm 40A/B 40 mm 50A/B 50 mm 80 80 mm 100 100 mm 150 150 mm 200 200 mm 250 250 mm 300 300 mm传感器材质 N基本材质，优质铝合金。（最高耐压：1.0MPa） S不锈钢材质。（高压防腐型）特殊结构 A氧气专用结构（脱油脱脂处理） B压缩空气专用结构（高流速设计）口径及流量范围选型对照表 DN（mm)液体气体蒸汽 20 0.8-10 5-40 8-80 25 1-12 7.2-60 10-120 32 1.5-20 12-100 15-200 40 2-30 18-150 20-300 50 3-50 30-300 30-450 65 6-80 50-420 60-800 80 10-130 70-600 100-1300 100 20-200 120-1000 200-2000 125 30-300 180-1500 300-3000 150 45-450 240-2000 450-4500 200 90-900 480-4000 900-9000 250 120-1200 700-8000 1200-12000 300 180-2000 900-10000 1600-16000已知某一供气管线的实际工作压力为（表压）0.8MPa~1.2MPa，介质温度范围为-5℃~+40℃，供气量为3000~8000Nm3/h(标况流量)，在不考虑天然气组分的情况下，要求确定流量计的规格型号。

分析：说明书表4.2.1中给出的流量范围为工况流量范围,而本例中给出的流量范围是标况流量范围，因此，必须根据气态方程先将标况流量换算成工况流量，然后再选择合适的口径。温度

C

压力 MPa 0.01 0.05 0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 0.65℃-20 1.27 1.70 2.30 2.87 3.34 4.02 4.59 5.16 5.73 6.30 6.87 7.44 8.02 8.59-15 1.25 1.70 2.26 2.82 3.38 3.94 4.50 5.06 5.62 6.18 6.74 7.30 7.86 8.42-10 1.22 1.66 2.21 2.76 3.31 3.86 4.41 4.96 5.51 6.60 6.61 7.16 7.71 8.26-5 1.20 1.63 2.17 2.71 3.25 3.79 4.33 4.87 5.41 5.95 6.49 7.03 7.57 8311 0 1.18 1.60 2.13 2.66 3.19 3.72 4.25 4.78 5.31 5.84 6.37 6.90 7.43 7.96 5 1.16 1.57 2.09 2.61 3.13 3.65 4.17 4.69 5.21 5.73 6.25 6.77 7.29 7.81 10 1.14 1.55 2.06 2.57 3.08 3.59 4.10 4.61 5.12 5.63 6.14 6.66 7.17 7.68 15 1.12 1.52 2.02 2.52 3.03 3.53 4.03 4.53 5.03 5.54 6.04 6.54 7.04 7.54 20 1.10 1.49 1.99 2.48 2.97 3.47 3.96 4.45 4.95 5.44 5.93 6.43 6.92 7.42 25 1.08 1.47 1.95 2.44 2.92 3.41 3.89 4.38 4.86 5.35 5.84 6.32 6.81 7.29 30 1.06 1.44 1.92 2.40 2.88 3.35 3.83 4.31 4.78 5.26 5.74 6.22 6.69 7.17 35 1.05 1.42 1.89 2.36 2.83 3.30 3.77 4.24 4.71 5.18 5.65 6.12 6.58 7.05 40 1.03 1.40 1.86 2.32 2.78 3.25 3.71 4.17 4.63 5.09 5.56 6.02 6.48 6.94 45 1.01 1.38 1.83 2.29 2.74 3.19 3.65 4.10 4.56 5.01 5.47 5.92 6.38 6.83 50 1.00 1.35 1.80 2.25 2.70 3.15 3.59 4.04 4.49 4.94 5.38 5.83 6.28 6.73温度

C

压力 Mpa 0.70 0.75 0.80 0.85 0.90 0.95 1.00 1.20 1.40 1.60 2.00 2.50 3.00 4.00℃-20 9.16 9.73 10.3 10.9 11.4 12.0 12.6 14.9 17.2 19.4 24.0 29.7 35.4 46.9-15 8.98 9.54 10.1 10.7 11.2 11.8 12.3 14.6 16.8 19.1 23.6 29.1 34.8 46.0-10 8.81 9.36 9.91 10.5 11.0 11.6 12.1 14.3 16.5 18.7 23.1 28.6 34.1 45.1-5 8.65 9.19 9.72 10.3 10.8 11.3 11.9 14.0 16.2 18.4 22.7 28.1 34.5 44.3 0 8.49 9.20 9.55 10.1 10.6 11.1 11.7 13.8 15.9 18.0 22.3 27.6 32.9 43.4

二、重要参数的计算方法

（一）储层概化处理

E级预测潜力评价的计算精度最低，对参数的空间变异性不做要求，以单个盆地储层参数的平均值作为整个盆地的参数值进行计算，不做细化处理。

D级推定潜力评价对空间变异性的精度要求不高，在一定范围内储层参数可取均值。平面范围内，以一级或二级构造单元作为评价单元，认为储层参数在平面的分布为均质；纵向上，地层条件下CO2密度、CO2在地层水中的溶解度、孔隙度等参数随深度变化较大。若储层厚度较小，可取储层厚度范围内的参数平均值作为整个储层的参数值；若储层厚度较大，以一定的厚度将储层划分为若干层，分别赋予不同的参数进行计算（如图2-4），提高计算精确度。

图2-4储层概化模型

计算公式见式（2-51）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：

为某一储层的CO2地质储存推定潜力；V.为储层分层的体积；C.为储层各项参数；n为划分层数。

（二）储层空间参数

1.储层体积

储层的空间体积可以通过储层在盆地内的分布面积和厚度估算。对于已经探明地质储量的油藏，可用地质储量反推储层的容积（厚度×面积）。

（1）储层分布面积

以沉积地层厚度大于800m的范围，作为储层的基本分布面积；再通过对盆地内储层的顶底板埋深等值线图及储层厚度等值线图获得储层的空间分布面积。

（2）储层厚度

通过钻探、实测地质剖面、区域地质、油气、煤田地质调查报告及其他相关资料，分析盆地地层结构，确定800～3500m深度区间储层的厚度及其占整套地层的厚度比例。

（3）储层砂厚比

对于砂泥互层的储层，有效储层的体积计算需考虑砂厚比，有效储层体积可用式（2-52）计算。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：V为有效储层体积；VT为砂泥互层的储层总体积；η为砂厚比，即储层中能够储存CO2的砂岩厚度占整个储层厚度的比例。

2.孔隙度

在对区域CO2地质储存潜力评价时，需要区域孔隙度参数。对某一给定的深度，首先计算出该深度以上和以下最大和最小平均孔隙度，即某一深度的最大和最小孔隙度的最优估算，如图2-5所示；然后将最大值和最小值的均值作为该深度水平孔隙度的最佳估算值。

为了推算已知深度以下的孔隙度值，需设置一条与已知数据的最佳估算值相应的拟合曲线，进而可以估算已知深度以下储层的孔隙度值，如图2-5中数据以下的点线部分，该方法可以得到不同深度段相对合理的孔隙度值。

图2-5不同深度下孔隙度的估算方法实例图

（三）压力和温度

1.地层压力

地层压力／油气藏压力用式（2- 53）求得。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：pr为地层压力，Pa;pH为静水压力，Pa；αp为地层压力系数，量纲为1，对于区域级预测潜力评价该参数指整个盆地的平均地层压力系数；ρw为水的密度，kg/m3;g为重力加速度，m/s2;H为静水柱高度，m。

2.地层温度

地层温度/油藏温度用式（2-54）求得。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：Tr为深度为H处的地层温度/油气藏温度，℃；Gr为地温梯度，℃/100m，对于区域级预测潜力评价该参数指整个盆地的平均地温梯度；H为地层深度，m;t为大气的年平均气温，℃，对于区域级预测潜力评价该参数指整个盆地的大气年平均气温。

（四）CO2物化性质参数

1.地层条件下CO2密度计算

CO2在地层中的密度是储存量评价中一个重要参数，它随着地层压力和温度的变化而变化，可通过与压力、温度的函数关系来获得，见式（2-55）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：

为地层条件下CO2的密度；ρ为压力；Z为压缩系数；R为理想气体常数；T为温度，Ms为空气的相对分子质量（28.97）;M为CO2的相对分子质量（44.01）；γμ为纯CO2的相对密度，为1.15192。

在石油与天然气工业中，常用压力梯度的概念。若将井筒内某点的CO2的密度（kg/m3）用压力梯度来表示，则上式可改写为式（2-56）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：G为井筒内某点的压力梯度，MPa/100m;D为深度，m。

Bachu(2003）给出了CO2的密度随温度和压力变化关系图（图2-6），可得到不同压力和温度条件下CO2流体的密度。表2-3列出了不同压力、温度下CO2的密度值，也可利用该表查出不同压力和温度下CO2的流体密度（也可以进行内插求值）。

图2-6 CO2密度与温度和压力的关系

（据Bachu,2003)

2.CO2在水中的溶解度计算

CO2在水中的溶解度决定着地层水中最终可溶解CO2的量。该参数可通过查表法和Duan-Sun模型计算获取。

（1）查表法

一般情况下，压力的增加会导致CO2溶解度的增加；而随着温度和地层水盐度的增加，CO2的溶解度则会减少，见表2-4至表2-7。

通过查表或内插值法来求取温度273～533K，压力0～2000bar

① 1bar=100k Pa。条件下的纯水，以及1、2和4mol/L NaCl水溶液中的CO2溶解度。

表2-3随压力和温度变化的CO2密度数据表

（2)Duan和Sun模型

Duan和Sun(2003）提出了一种计算CO2与水之间相互溶解的模型。此模型考虑的温度范围为273～533K，压力可达到2000bar，盐度最高达到4.3mol/kg（相当于质量分数为0.2kg/kg），该模型可以精确计算以上条件下CO2的溶解度。式（2-57）是该模型求解溶解度的基本过程。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：

为CO2的质量摩尔浓度，mol/kg;T为绝对温度，K;P为总压力，

为CO2气相摩尔分数；

为CO2的逸度系数；R为通用气体常数，8.3145J/（mol·K）;mNa和mc1分别为Na＋和Cl－的质量摩尔浓度，mol/kg；

为处于单位质量摩尔浓度的理想溶液中的化学势；

和

分别是二级和三级相互作用参数。

可由式（2-58）计算。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：Par(T.P）代表

和

式中系数可参见表2-8。

表2-4 CO2在纯水中的溶解度

表2-5 CO2在浓度为1mol/LNaCl盐水中的溶解度

表2-6 CO2在浓度为2mol/LNaCl盐水中的溶解度

表2-7 CO2在浓度为4mol/LNaCl盐水中的溶解度

表2-8 Duan和Sun模型中相互作用参数表

3.CO2饱和度的估算

以下是深部咸水层束缚气体机理液体逆流后，被圈闭的CO2饱和度（残余气饱和度）的估算。一般来说砂岩储层中的残余气饱和度会随着以下条件增长：

1）孔隙度的减少（图2-7）；

2）分选性和颗粒大小的降低；

3）黏性的增加；

4）黏土含量的增加。

如果缺乏岩心资料，残余气饱和度是一个难以估计的变量。很多学者认为该值在0.05～0.95范围内变化。图2-7表达了Holtz(2003）依据拟合线方程绘制的估测孔隙度与残余气饱和度的关系曲线，其方程式见式（2-59）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：Ssr为残余气饱和度；Φ为孔隙度。

如果评价单元拥有孔隙度资料，就可以应用式（2-59）近似计算残余气饱和度。

图2-7残余气饱和度与孔隙度关系图

（据Holt z,2003)

4.天然气气体偏差因子的计算

天然气储量为地表状态下的天然气体积，由于地表与地层条件下气体状态的不同，需依据天然气气体偏差因子，将地表天然气体积转化为地层储存空间体积。

对于常规烃类天然气来说，天然气气体偏差因子的求取可采用凯氏（Kay）定律和偏差因子图版法（图2-8）。使用图版时应先求得气体的对比温度及对比压力，见式（2-60）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：Tc为气体的临界温度，K;T为气体的绝对温度，K;Pc为气体的临界压力，MPa;P为气体的绝对压力，MPa。然后利用对比温度及对比压力在图2-8中查取偏差因子Z。

图2-8气体偏差因子版图

（五）有效系数

1.深部咸水层D级推定灌力

有效储存量的计算需考虑的不同的影响因素，有效系数的获取方法也不相同，原则上应该针对不同的储存机理分别赋予其有效系数。碳封存领导人论坛提出，深部咸水层有效储存量计算时，有效系数需通过数值模拟来确定，且适合于场地级别的评价。目前，盆地级别大尺度潜力评价尚无合适的有效系数确定方法。

美国能源部给出的深部咸水层CO2有效储存量计算公式见式（2-61）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

其中，有效储存系数（E）反映了CO2占据了整个孔隙体积的比例。利用蒙特卡罗法（Monte Carlo）模拟可以得到深部咸水层置信区间在15％～85％时，有效储存系数（E）的范围大概是1％～4％；置信期间为50％时.有效储存系数（E）的平均值为2.4％。

在蒙特卡罗模拟法中，主要考虑了以下几个因素，并给出了其相应的影响值：

1）适合CO2地质储存的咸水层的比例分数为0.2～0.8;

2）孔隙度和渗透性能够满足CO2注入要求的地层单元的比例分数为0.25～0.75;

3）连通孔隙的比例分数为0.6～0.95;

4）平面运移有效系数为0.5～0.8;

5）垂向运移有效系数为0.6～0.9;

6）由于CO2的浮力导致的被CO2占据的含水层的厚度的比例分数为0.2～0.6;

7）孔隙尺度的置换有效系数为0.5～0.8。

美国能源部提出的计算方法与碳封存领导人所提出的深部咸水层构造地层圈闭机理计算方法相似，给出的有效系数仅适合于构造地层圈闭机理计算。本书推荐的深部咸水层的CO2地质储量有效系数为0.01～0.04，一般取平均值0.024。

2.油气田D级推定潜力

对油气田中CO2地质储存潜力计算时，由于大部分油气田在计算其油气地质储量过程中，已经考虑了影响有效系数的相关因素，并且对于盆地级别的评价，都是以油气田作为评价单元，其精度可达到有效储存量的要求，可认为D级推定潜力理论计算值即为有效储存量。

3.煤层D级推定潜力

美国能源部给出的计算煤田CO2有效储存量公式见式（2-62）。

二氧化碳地质储存技术方法概论

式中：

为CO2的密度；A为煤层面积；h为煤层厚度；C为单位煤层中CO2的含量；E为CO2的有效储存系数，反映了煤层总体积中被CO2填充的比例分数。

含量C的假设值为煤田100％被CO2饱和。如果对于干燥的和不含灰分的条件下的C,A和h必须相应的折算。

应用蒙特卡罗模拟方法得到，在可信度为15％～85％时，E的范围值为28％～40％，并且在可信度为50％时的平均值为33％。在蒙特卡罗模拟法中，各种计算包括以下几方面：

1）适合CO2地质储存的煤田的比例分数为0.6～0.8;

2）具有吸附能力的煤层厚度的比例分数为0.75～0.90,

3）平面运移有效系数为0.7～0.95;

4）垂向运移有效系数为0.8～0.95;

5）相对煤层中水产生的CO2的浮力导致被CO2占据的煤层的厚度比例分数为0.9～1.0;

6）孔隙尺度的置换有效系数，反映了原位煤层的可实现的饱和度。相比于由吸附等温线预测出的理论最高值为0.75～0.95；

推荐煤田的CO2地质储量有效系数为0.28～0.40，一般取平均值0.33。

三、地球的基本参数

地球（Earth）

太阳系八大行星之一，国际名称为“该娅”(盖娅（Gaea），希腊神话中的大地之神，所有神灵中德高望重的显赫之神。是希腊神话中最早出现的神，在开天辟地时，由卡厄斯(Chaos)所生。她是宙斯的祖母，盖娅生了天空，天神乌拉诺斯（Ouranos or Uranus），并与他结合生了六男六女，十二个泰坦巨神及三个独眼巨人和三个百臂巨神，是世界的开始，而所有天神都是她的子孙后代。至今，西方人仍然常以“盖娅”代称地球。)，按离太阳由近及远的次序数是第三颗。它有一颗天然的卫星---月球，二者组成一个天体系统---地月系统。

地球自西向东自转，同时又围绕太阳公转。地球自转与公转运动的结合使其产生了地球上的昼夜交替和四季变化(地球自转和公转的速度是不均匀的)。同时，由于受到太阳、月球、和附近行星的引力作用以及地球大气、海洋和地球内部物质的等各种因素的影响，地球自转轴在空间和地球本体内的方向都要产生变化。地球自转产生的惯性离心力使得球形的地球由两极向赤道逐渐膨胀，成为目前的略扁的旋转椭球体，极半径比赤道半径短约21千米。

阿波罗飞船在月球上看到地球是由一系列的同心层组成。地球内部有核（地核）、幔（地幔）、壳（地壳）结构。地球外部有水圈和大气圈，还有磁层，形成了围绕固态地球的美丽外套。

地球作为一个行星，远在56亿年以前产生于原始太阳星云。

地球的基本参数

扁率因子： 298.257

平均密度： 5.52克/厘米3

赤道半径： ae= 6378136.49米

极半径： ap= 6356755.00米

平均半径： a= 6371001.00米

赤道重力加速度： ge= 9.780327米/秒2

平均自转角速度：ωe= 7.292115× 10-5弧度/秒

扁率： f= 0.003352819

质量： M⊕= 5.9742×1024公斤

地心引力常数： GE= 3.986004418×1014米3/秒2

平均密度：ρe= 5.515克/厘米3

太阳与地球质量比： S/E= 332946.0

太阳与地月系质量比： S/(M+E)= 328900.5

公转时间： T= 365.2422天

离太阳平均距离： A= 1.49597870× 1011米

公转速度： v= 11.19公里/秒

表面温度： t=- 30～+45

表面大气压： p= 1013.250毫巴

表面重力加速度(赤道)： 978.0厘米/秒2

表面重力加速度(极地)： 983.2厘米/秒2

自转周期： 23时56分4秒(平太阳时)

公转轨道半长径： 149597870千米

公转轨道偏心率： 0.0167

公转周期： 1恒星年

黄赤交角： 23度26分

地球海洋面积： 361745300平方公里

地壳厚度： 80.465公里

地幔深度： 2808.229公里

地核半径： 3482.525公里

表面积： 510067866平方公里

人们对于地球的结构直到最近才有了比较清楚的认识。整个地球不是一个均质体，而是具有明显的圈层结构。地球每个圈层的成分、密度、温度等各不相同。在天文学中，研究地球内部结构对于了解地球的运动、起源和演化，探讨其它行星的结构，以至于整个太阳系起源和演化问题，都具有十分重要的意义。

地球各圈层结构

地球圈层分为地球外圈和地球内圈两大部分。地球外圈可进一步划分为四个基本圈层，即大气圈、水圈、生物圈和岩石圈；地球内圈可进一步划分为三个基本圈层，即地幔圈、外核液体圈和固体内核圈。此外在地球外圈和地球内圈之间还存在一个软流圈，它是地球外圈与地球内圈之间的一个过渡圈层，位于地面以下平均深度约150公里处。这样，整个地球总共包括八个圈层，其中岩石圈、软流圈和地球内圈一起构成了所谓的固体地球。对于地球外圈中的大气圈、水圈和生物圈，以及岩石圈的表面，一般用直接观测和测量的方法进行研究。而地球内圈，目前主要用地球物理的方法，例如地震学、重力学和高精度现代空间测地技术观测的反演等进行研究。地球各圈层在分布上有一个显著的特点，即固体地球内部与表面之上的高空基本上是上下平行分布的，而在地球表面附近，各圈层则是相互渗透甚至相互重叠的，其中生物圈表现最为显著，其次是水圈。

大气圈

大气圈是地球外圈中最外部的气体圈层，它包围着海洋和陆地。大气圈没有确切的上界，在2000～ 16000公里高空仍有稀薄的气体和基本粒子。在地下，土壤和某些岩石中也会有少量空气，它们也可认为是大气圈的一个组成部分。地球大气的主要成份为氮、氧、氩、二氧化碳和不到0.04％比例的微量气体。地球大气圈气体的总质量约为5.136×1021克，相当于地球总质量的百万分之0.86。由于地心引力作用，几乎全部的气体集中在离地面100公里的高度范围内，其中75％的大气又集中在地面至10公里高度的对流层范围内。根据大气分布特征，在对流层之上还可分为平流层、中间层、热成层等。

水圈

水圈包括海洋、江河、湖泊、沼泽、冰川和地下水等，它是一个连续但不很规则的圈层。从离地球数万公里的高空看地球，可以看到地球大气圈中水汽形成的白云和覆盖地球大部分的蓝色海洋，它使地球成为一颗"蓝色的行星"。地球水圈总质量为1.66×1024克，约为地球总质量的3600分之一，其中海洋水质量约为陆地（包括河流、湖泊和表层岩石孔隙和土壤中）水的35倍。如果整个地球没有固体部分的起伏，那么全球将被深达2600米的水层所均匀覆盖。大气圈和水圈相结合，组成地表的流体系统。

生物圈

由于存在地球大气圈、地球水圈和地表的矿物，在地球上这个合适的温度条件下，形成了适合于生物生存的自然环境。人们通常所说的生物，是指有生命的物体，包括植物、动物和微生物。据估计，现有生存的植物约有40万种，动物约有110多万种，微生物至少有10多万种。据统计，在地质历史上曾生存过的生物约有5－10亿种之多，然而，在地球漫长的演化过程中，绝大部分都已经灭绝了。现存的生物生活在岩石圈的上层部分、大气圈的下层部分和水圈的全部，构成了地球上一个独特的圈层，称为生物圈。生物圈是太阳系所有行星中仅在地球上存在的一个独特圈层。

岩石圈

对于地球岩石圈，除表面形态外，是无法直接观测到的。它主要由地球的地壳和地幔圈中上地幔的顶部组成，从固体地球表面向下穿过地震波在近33公里处所显示的第一个不连续面（莫霍面），一直延伸到软流圈为止。岩石圈厚度不均一，平均厚度约为100公里。由于岩石圈及其表面形态与现代地球物理学、地球动力学有着密切的关系，因此，岩石圈是现代地球科学中研究得最多、最详细、最彻底的固体地球部分。由于洋底占据了地球表面总面积的2/3之多，而大洋盆地约占海底总面积的45％，其平均水深为4000～5000米，大量发育的海底火山就是分布在大洋盆地中，其周围延伸着广阔的海底丘陵。因此，整个固体地球的主要表面形态可认为是由大洋盆地与大陆台地组成，对它们的研究，构成了与岩石圈构造和地球动力学有直接联系的"全球构造学"理论。

软流圈

在距地球表面以下约100公里的上地幔中，有一个明显的地震波的低速层，这是由古登堡在1926年最早提出的，称之为软流圈，它位于上地幔的上部即B层。在洋底下面，它位于约60公里深度以下；在大陆地区，它位于约120公里深度以下，平均深度约位于60～250公里处。现代观测和研究已经肯定了这个软流圈层的存在。也就是由于这个软流圈的存在，将地球外圈与地球内圈区别开来了。

地幔圈

地震波除了在地面以下约33公里处有一个显著的不连续面（称为莫霍面）之外，在软流圈之下，直至地球内部约2900公里深度的界面处，属于地幔圈。由于地球外核为液态，在地幔中的地震波S波不能穿过此界面在外核中传播。P波曲线在此界面处的速度也急剧减低。这个界面是古登堡在1914年发现的，所以也称为古登堡面，它构成了地幔圈与外核流体圈的分界面。整个地幔圈由上地幔（33～410公里深度的B层，410～1000公里深度的C层，也称过渡带层）、下地幔的D′层（1000～2700公里深度）和下地幔的D〃层（2700～2900公里深度）组成。地球物理的研究表明，D〃层存在强烈的横向不均匀性，其不均匀的程度甚至可以和岩石层相比拟，它不仅是地核热量传送到地幔的热边界层，而且极可能是与地幔有不同化学成分的化学分层。

外核液体圈

地幔圈之下就是所谓的外核液体圈，它位于地面以下约2900公里至5120公里深度。整个外核液体圈基本上可能是由动力学粘度很小的液体构成的，其中2900至4980公里深度称为E层，完全由液体构成。4980公里至5120公里深度层称为F层，它是外核液体圈与固体内核圈之间一个很簿的过渡层。

固体内核圈

地球八个圈层中最靠近地心的就是所谓的固体内核圈了，它位于5120至6371公里地心处，又称为G层。根据对地震波速的探测与研究，证明G层为固体结构。地球内层不是均质的，平均地球密度为5.515克/厘米3，而地球岩石圈的密度仅为2.6～3.0克/厘米3。由此，地球内部的密度必定要大得多，并随深度的增加，密度也出现明显的变化。地球内部的温度随深度而上升。根据最近的估计，在100公里深度处温度为1300°C，300公里处为2000°C，在地幔圈与外核液态圈边界处，约为4000°C，地心处温度为 5500～ 6000°C。

形状和大小

中国古代对天地的认识有所谓浑天说。东汉张衡在《浑天仪图注》里写道：“天体圆如弹丸，地如鸡中黄……天之包地犹壳之裹黄。”地球是圆的这个概念在远古就已模糊地存在了。723年唐玄宗派一行和南宫说等人，在今河南省选定同一条子午线上的 13个地点，测量夏至的日影长度和北极的高度，得到子午线一度之长为351里80步(唐代的度和长度单位)。折合现代的尺度就是纬度一度长132.3千米，相当于地球半径为7600千米，比现代的数值约大20％。这是地球尺度最早的估计(埃及人的测量更早一些，但观测点不在同一子午线上，而且长度单位核算标准不详，精度无从估计）。

精确的地形测量只是到了牛顿发现万有引力定律之后才有可能，而地球形状的概念也逐渐明确。地球并非是很规则的正球体。它的表面可以用一个扁率不大的旋转椭球面来极好地逼近。扁率e为椭球长短轴之差与长轴之比，是表示地球形状的一个重要参量。经过多年的几何测量、天文测量以至人造地球卫星测量，它的数值已经达到很高的精度。这个椭球面不是真正的地球表面，而是对地面的一个更好的科学概括，用来作为全球各地大地测量的共同标准，所以也叫做参考椭球面。按照这个参考椭球面，子午圈上一平均度是111.1千米，赤道上一平均度是111.3千米。在参考椭球面上重力势能是相等的，所以在它上面各点的重力加速度是可以计算的，公式如下：

g0＝9.780318（1＋0.0053024sin2j－0.0000059sin2j）米／秒2，式中g0是海拔为零时的重力加速度，j是地理纬度。知道了地球形状、重力加速度和万有引力常数G＝6.670×10-11牛顿·米2／千克2，可以计算出地球的质量M为 5.976×1027克。

自转

由于地球转动的相对稳定性，人类生活历来都利用它作为计时的标准，简单地说，地球绕太阳公转一周的时间叫做一年，地球自转一周的时间叫做一日。然而由于地球外部和内部的原因，地球的转动其实是很复杂的。地球自转的复杂性表现在自转轴方向的变化和自转速率即日长的变化。

自转轴方向的变化中，最主要的是自转轴在空间绕黄道轴缓慢旋进，造成春分点每年向西移动50.256〃的岁差。这是日、月对地球赤道突出部分吸引的结果。其次是地球自转轴相对于地球本身的位置变化，造成了地面各点的纬度变化。这种变化主要有两种成分：一种以一年为周期，振幅约为0.09〃，是大气和海水等季节性变化所引起的，是一种强迫振动；另一种成分以14个月为周期，振幅约为0.15〃，是地球内部变化所引起的，叫做张德勒摆动，是一种自由振动。此外还有一些较小的自由振动。

转速的变化造成日长的变化。主要有3类：长期变化是减速的，使日长每百年增加1～ 2毫秒，是潮汐摩擦的结果；季节性变化最大可使日长变化0.6毫秒，是气象因素引起的；

不规则的短期变化，最大可使日长变化4毫秒，是地球内部变化的结果。

表面形态和地壳运动

地球的表面形态是极复杂的，有绵亘的高山，有广袤的海盆，还有各种尺度的构造。

地表的各种形态主要不是外力造成的，它们来源于地壳的构造运动。地壳运动的起因至少有以下几种设想：①地球的收缩或膨胀。许多地学家认为地球一直在冷却收缩，因而造成巨大的地层褶皱和断裂。然而观测表明，地面流出去的热量和地球内部因放射性物质的衰变而生出的热量是同量级的。也有人提出地球在膨胀的论据。这个问题现在尚无定论。②地壳均衡。在地壳以下的某一定深度，单位面积上的载荷有一种倾向于均等的趋势。地面上的巨大高差为地下深部横向物质流动所调节。③板块大地构造假说——地球最上层约八、九十千米厚的岩石层是由几块巨大的板块组成的。这些板块相互作用和相对运动就产生地面上一切大地构造现象。板块运动的动力来自何处，现在还不清楚，但不少人认为地球内部物质的对流起了决定性的作用。

电磁性质

地磁场并不指向正南。11世纪中国的《梦溪笔谈》就有记载。地磁偏角随地而异。真正地磁场的形态是很复杂的。它有显著的时间变化，最大的变化幅度可达到总地磁场的千分之几或更高。变化可分为长期的和短期的。长期变化来源于地球内部的物质运动；短期变化来源于电离层的潮汐运动和太阳活动的变化。在地磁场中，用统计平均或其他方法将短期变化消去后就得到所谓基本地磁场。用球谐分析的方法可以证明基本地磁场有99％以上来源于地下，而相当于一阶球谐函数部分约占80％，这部分相当于一个偶极场，它的北极坐标是北纬78.5°，西经69.0°。短期变化分为平静变化和干扰变化两大类。平静变化是经常出现的，比较有规律并有一定的周期，变化的磁场强度可达几十纳特；干扰变化有时是全球性的，最大幅度可达几千纳特，叫做磁暴。

基本磁场也不是完全固定的，磁场强度的图像每年向西漂移0.2°～0.3°，叫做西向漂移。这就指出地磁场的产生可能是地球内部物质流动的结果。现在普遍认为地球核主要是铁镍组成的（还包含少量的轻元素）导电流体，导体在磁场中运动便产生电流。这种电磁流体的耦合产生一种自激发电机的作用，因而产生了地磁场。这是当前比较最为人接受的地磁场成因的假说。

当岩浆在地磁场中降温而凝固成岩石时，便受到地磁场磁化而保留少许的永久磁性，称为热剩磁。大多数岩浆岩都带有磁性，其方向和成岩时的地磁场方向一致。由相同时代的不同岩石标本可以确定成岩时地球磁极的位置。但由不同地质时代的岩石标本所确定的地磁极位置却是不同的。这就给大陆漂移的假说提供了一个有力的证据。人们还发现，在某些地质时代成岩的岩石，磁化方向恰好和现代的地磁场方向相反。这是由于地球在形成之后，地磁场曾多次自己反向的结果。按照自激发电机地磁场成因假说，这种反向是可以理解的。地磁场的短期变化可以感应地下电流，而地下电流又引起地面的感应磁场。地下电流同地下物质的电导率有关，因而可由此估计地球内部的电导率分布。然而计算是复杂的，而且解答不单一。现在所能取得的一致意见是电导率随深度而增加，在60～100千米深度附近增加很快。在400～700千米的深处，电导率又有明显的变化，此处相当于地幔中的过渡层（又叫C层）。

温度和能源

地面从太阳接受的辐射能量每年约有10焦耳，但绝大部分又向空间辐射回去，只有极小一部分穿入地下很浅的地方。浅层的地下温度梯度约为每增加30米，温度升高1℃，但各地的差别很大。由温度梯度和岩石的热导率可以计算热流。由地面向外流出的热量，全球平均值约为6.27微焦耳／厘米秒，由地面流出的总热能约为10.032×1020焦耳／年。

地球内部的一部分能源来自岩石所含的放射性元素铀、钍、钾。它们在岩石中的含量近年来总在不断地修正，有人估计地球现在每年由长寿命的放射性元素所释放的能量约为9.614×1020焦耳，与地面热流很相近，不过这种估计是极其粗略的，含有许多未知因素。另一种能源是地球形成时的引力势能，假定地球是由太阳系中的弥漫物质积聚而成的。这部分能量估计有25×1032焦耳，但在积聚过程中有一大部分能量消失在地球以外的空间，有一小部分，约为1×1032焦耳，由于地球的绝热压缩而积蓄为地球物质的弹性能。假设地球形成时最初是相当均匀的，以后才演变成为现在的层状结构，这样就会释放出一部分引力势能，估计约为2×1030焦耳。这将导致地球的加温。地球是越转越慢的。地球自形成以来，旋转能的消失估计大约有1.5×1031焦耳，还有火山喷发和地震释放的能量，但其数量级都要小得多。

地面附近的温度梯度不能外推到几十千米深度以下。地下深处的传热机制是极其复杂的，由热传导的理论去估计地球内部的温度分布，常得不到可信的结果。但根据其他地球物理现象的考虑，地球内部某些特定深度的温度是可以估计的。结果如下：①在100千米的深度，温度接近该处岩石的熔点，约为1100～1200℃；②在400千米和650千米的深度，岩石发生相变，温度各约在1500℃和1900℃；③在核幔边界，温度在铁的熔点之上，但在地幔物质的熔点之下，约为3700℃；④在外核与内核边界，深度为5100千米，温度约为4300℃，地球中心的温度，估计与此相差不多。

内部结构

地球的分层结构基本上是按地震波（ P和S）的传播速度划分的。地球上层有显著的横向不均匀性：大陆地壳和海洋地壳的厚度大不相同，海水只覆盖着2／3的地面。

地震时，震源辐射出两种地震波，纵波P和横波S。它们各以不同的速度向四围传播?经过不同的时间到达地面上不同的地点。若在地面上记录到P和S的传播时间随震中距离的变化，就可以推算地下不同深度地震波的传播速度υp和υs。

地球内部的分层就是由地震波速度分布定义的，在海水之下，地球最上层叫做地壳，厚约几十千米。地壳以下直对地核，这部分统称为地幔。地幔内部又有许多层次。地壳与

地幔的边界是一个明显的间断面，称为M界面或莫霍界面。界面以下约到会80千米的深度，速度变化不大，这部分叫做盖层。再往下，速度变化不大，这部分叫做盖层。再往下，速度明显降低，直到约220千米深度才又回升。这部分叫低速带。以下直到2891千米深度叫做下地幔。核幔边界是一个极明显的间断面。进入地核，S波消失，所以地球外核是液体。到了5149.5千米的深度，S波又出现，便进入了地球内核。

由地球的速度和密度的分布可以计算出地球内部的两个弹性常数、压力和重力加速度的分布。在地幔中，重力加速度g的变化很小，只是过了核幔边界才向地心递减至零。在核幔边界处的压力为1.36兆巴，在地心处为3.64兆巴。

内部物质组成

地震波的速度和密度分布对于地球内部的物质组成是一个限制条件。地球核有约 90%是由铁镍合金组成的，但还含有约法三章10%的较轻物质；可能是硫或氧。关于地幔的矿物组成，现在还存在分歧意见。地壳中的岩石矿物是由地幔物质分异而成的。火山活动和地幔物质的喷发表明地幔的主要矿物是橄榄岩。地震波速度的数据表明在内400、500、和谐500千米的深度，波速的梯度很大。这可解释为矿物相变的结果。在内400千米的深处，橄榄石相变为尖晶石的结构，而辉石则熔入石榴石。在家500千米的深度，辉石也分解为尖晶石和超石英的结构。在先650千米深度下，这些矿物都为钙钛矿和氧化物结构。在下地幔最下的200千米中，物质密度有显著增加。这个区域有无铁元素的富集还是一个有争论的问题。还有,越外天气越冷,里面是岩浆,在100摄氏度左右

起源和演化

地球的起源和演化问题实际上也就是太阳系的起源和演化问题。早期的假说主要分两大派：以康德和拉普拉斯为代表的渐变派和以G.L.L.布丰为代表的灾变派。渐变派认为太阳系是由高温的旋转气体逐渐冷却而成的；灾变派主张太阳系是由此及彼2个或3个恒星发生碰撞或近距离吸引而产生的。早期的假说主要企图解释一些天文事实，如行星轨道的规律性，内行星和外行星的区别。太阳系中角动量的分布等。在全面解释上述观测事实时，两派都遇到不可克服的因难。

从20世纪40年代中期起，人们逐渐倾向于太阳系起源于低温的固体尘埃的观点。较早的倡议者有魏茨泽克、施米特和尤里。他们认为行星不是由高温气体凝固而成，而是由温度不高的固体尘物质积聚而成的。

地球形成时基本上是各种石质物体和尘、气的混合物积聚而成的。初始地球的平均温度估计不超过去时1000℃。由于长寿命放射性无素的衰变和引力势能的释放，地球的温度逐渐升高。当温度超过铁的熔点时，原始地球中的铁元素就化成液态，由于密度大就流向地球的中心部分，从而形成了地核。地球内部温度继续升高，使地幔局部熔化，引起了化学分异，促进了地壳形成。

海洋和大气都不是地球形成时就有的，而是次生的。因为原始地球不可能保持大气和水。海洋是地球内部增温和分异的结果。原始大气是从地球内部放出的，是还原性的。直到绿色植物出现后，大气中才逐渐积累了自由氧，在漫长的地质年代中逐渐形成现在的大气（见地球起源）。

地球的年龄

如果定义为原始地球形成后到现在的时间，则由岩石和矿物所含的放射性同位素可以测定。但是这样做时，仍免不了对地球的初始状态做一些假定，根据岩石矿物中和陨石中铅同位素的精密分析，现在一般都接受的地球年龄约为46亿年。