地球科学概论 第七章.doc

第一节 不安稳的大地烨烨震电，不宁不令。百川沸腾，山冢萃崩。高岸为谷，深谷为陵。 诗经.小雅.十月之交 记周幽王二年（公元前780年) 发生在陕西歧山的地震 1976年7月28日3时42分发生于中国河北唐山的地震。震级7.8级，震中烈度度。同日18时43分，在距唐山40余千米的滦县又发生7.1级地震，震中烈度度。这次地震发生在工业城市，人口稠密，损失十分严重。唐山市区建筑物多数被彻底摧毁或严重破坏，铁轨发生蛇形扭曲，地表发生大量裂缝，还有喷水冒沙、塌陷，震前伴有发光现象。25万多人死亡，80万人受伤。邻近的天津也遭到度的破坏。有感范围波及辽宁、山西、河南、山东、内蒙古等14个省、市、自治区，破坏范围半径约250千米。点击播放视频top 第二节 地球内部的透视 目前对地球内部的了解主要借助于地震波研究的成果。 地球是一个具有弹塑性的实体。 弹性： 塑性：地震波：由地震所激发出的弹性波。 可以把一次地震比作一盏灯，它点燃的时间很短，却为我们照亮了地球的内部，使我们了解到在地球内部发生了些什么 -伽里津（地球物理学家）地震波分类及其性质 1849年英国科学家斯托克斯(G.H.Stokes)证实地震时产生出两种弹性波，一种是质点振动方向与传播方向一致的纵波（ P波），一种是质点振动方向与传播方向相垂直的横波（ S波）。P波与S波都是在物体内部传播的，因此都叫体波。还有一种地震波只在地球表面传播，称为表面波。 对地球内部构造研究有意义的是体波。 面波对固体地球表面的破坏作用最强。 在同一介质中，纵波的速度快，总是领先，横波滞后。 地震波的传播速度与介质的密度和弹性性质有关。 横波在液体中不能传播。 up=(k+4/3 m)/r1/2 us=(m /r)1/2 地球随深度增加，介质的常数k和m 的增加快于物质密度的增加。测试结果：r = 0.27Vp + 1.07 地震波在地球内部传播的时候，同时经历着两个物理过程： 几何扩散：就是随着波传播的范围越来越大，分配到每个单位体积中的能量变得越来越小，但总能量是守恒的。 衰减：就是在地震波传播的过程中，要“损耗”掉一些能量 地震波衰减（能量“损耗”）主要是通过两种方式进行： 1、机械能变成热能； 2、沿直线传播的地震波在地球内部小的非均匀体上发生散射，从而传播方向发生变化。 地震波的传播过程中，如果波遇到的障碍物的尺度比波长大得多，那么波就沿着射线传播，并在障碍物上发生反射和折射，如果波遇到的障碍物的尺度比波长小得多，那么障碍物对波本身来说可以忽略不计；而如果波遇到的障碍物的尺度和波长相差不多，那么波就在这个障碍物上发生散射。 多大的障碍物就散射多大波长的地震波。 地震波从地震的震源激发向四面八方传播，到达地表的各个地震台站后被地震仪所记录下来。根据这些记录，人们可以推断地震波的传播路径、速度变化以及介质的特点，了解地球的内部构造。 1936年，丹麦女地震学家莱曼在“阴影”中辨认出地球的固态内核的形象，即在液态的地核之中还有一个固态的地球内核。 地震波在同一介质中传播？ 在不同介质中传播？ 在同一均介质中传播？ 温度、压力、密度、界面? 地具有特别重要的意义的特殊地震波结构：（从地震波探测的角度） 1、间断面（未必是物质的间断面，但却是“力学的”）； 2、低速带（与热的、软的物质联系在一起）； 3、大尺度的非均匀结构，（通常与地漫对流、地磁发电机过程联系在一起）； 4、“热柱”（从地球外核附近直至岩石层的“烟囱”状的结构，在全球动力学中具有重要的意义）top第三节 内部圈层的划分 根据地震波传播速度的突然变化，先后发现地球内部存在着7个显著的地震波速不连续界面。其中最主要的不连续界面有2个。 莫霍洛维奇面（简称莫霍面） 最先由克罗地亚学者莫霍洛维奇(A. mohoroviche, 1857 - 1936) 于1909年发现在莫霍面上下，纵波速度从7.0 km/s迅速增加到8.1 km/s左右；横波速度则从4.2 km/s增加到4.4km/s左右莫霍面出现的深度，全球平均为33 km, 在大洋之下平均仅为7km。后来，人们就把莫霍面之上称为地壳，莫霍面之下到古登堡面之间称为地幔 古登堡面1914年由美籍德裔学者古登堡（B. Gutenberg, 1889 - 1960）发现的 在此不连续面上下，纵波速度由 13.6 km/s突然降低为7.98 km/s；横波速度从7.23 km/s到突然消失此界面位于地下2885 km深度。此界面之下到地心，称为地核 。 另外在上地幔内部（即层内），还存在一个地震波的低速层，其深度一般在地表之下60 km250 km之间。在低速层内，地震波速反而比上部减少左右，这表明此处岩石强度较低，可能局部熔融。低速层的上下并没有明显的界面，地震波速表现为渐变的特征低速层后来就被命名为软流圈。软流圈以上、岩石强度较大的部分（包括地壳和上地幔顶部）称为岩石圈。 一级界面二级界面岩石圈，地壳，软流圈，相变带，液态外核动态的不均一的莫霍面在造山运动后，因为地壳均衡等因素的影响，早期形成的莫霍面还有可能逸走乃至消失。 top第四节 内部圈层的主要特征（一）地球内部的主要物理性质 地球内部的主要物理性质包括密度、压力、温度、磁性及弹塑性等。 密度根据万有引力公式，计算出地球的质量为5.9741021t（几乎六十万亿亿吨），再用地球的体积来除，就可得到地球的平均密度为5.517gcm3, 地表岩石平均密度仅为2.72.8g/cm3。 地表岩石平均密度为2.62.7g/cm，在地壳下部为2.9g/cm，在莫霍面以下密度突然变大到3.32g/cm；地幔密度可由3.32g/cm逐渐增大到与地球平均密度相当的5.56g/cm；在古登堡面之下，密度剧增至9.98 g/cm，而在地心则可达12.51g/cm。 up=(k+4/3 m)/r1/2us=(m /r)1/2 压力地球内部的压力是指在不同深度处单位面积上的静岩压力（其实应该叫压强）。即地球内部压力基本上保持平衡；其数值与该处上覆岩石的总重量相等，称为静岩压力，其大小可用P来表达，即静岩压力（P）等于某一深度（）、该处上覆物质平均密度（）与平均重力加速度（）的乘积。 地球内部压力是随深度加大而逐渐增高的。地壳的平均密度约2.75 g/cm，深度每增加km，压力增加27.5 MPa（1 MPa1兆帕斯卡N / m2）。静岩压力在莫霍面附近约1200 MPa，古登堡面附近约135,200 MPa，地心处可达361,700 Mpa，相当于360万个大气压力。 温度地球的温度总体上是从地表向地内逐渐增高的。但是，在地表附近，由于太阳幅射热的影响，温度有昼夜变化、季节变化和多年周期的变化这一表层可叫外热层（或变温层）。在其下界面附近，地温常年保持不变，等于或略高于当地年平均气温，该处称为常温层。 一般把在常温层以下，每向下加深100所升高的温度称为地热增温率或地温梯度。 地球表层的平均地温梯度为海底的地温梯度一般为，大陆为0.9如果都用上述地表附近的地温梯度来推算地球深部的温度,则地壳底部将为900,核幔边界将达86,000,到地心将高达192,100。 根据高温、高压实验成果与地震波传播特点，目前，地球内部温度比较公认的推算结果为：在莫霍面附近地温约为400900，在岩石圈底面约在1100左右，地幔内的温度大致在10003500之间，地核的温度在40005000之间。 通常把单位时间内通过地表单位面积的热量称为地热流密度。目前全球实测的平均地热流值为1.4741.686mW/m2 ，大陆地表热流的平均值(1.4641.686mW/m2)与海底的平均值(1.4741.686mW/m2)基本相等。 地表的不同地区地热流值并不相同，一般在一些构造活动地区(如年青山脉、大洋中脊、火山、岛弧等)热流值偏高，而在一些构造稳定的地区热流值偏低。地表热流值或地温梯度明显高于平均值或背景值的地区称为地热异常区。 固体潮与地球的弹性 弹性 地球具有弹性，表现在地球内部能传播地震波，因为地震波是弹性波。地表的固体岩石在日、月引力的作用下也有交替的涨落现象，其幅度为78cm,这种现象称为固体潮。 塑性？ 地球是旋转椭球体 地球中的韧性变形 潮汐摩擦与地球自转减慢 涨缩振荡可引起地球密度在一定程度发生变化； 扭转振荡一般不发生密度的变化。 地球的粘性 地震波的衰减地球内部圈层结构及各圈层的主要地球物理数据（二）地球内部的物理状态和化学组成 推断地球内部各圈层物质组成的主要依据： (1)根据各圈层密度和地震波速度与地表岩石或矿物的有关性质对比进行推测。 (2)根据各圈层的压力、温度，通过高温高压模拟实验进行推测。 (3)根据来自地下深部的物质进行推断。火山喷发和构造运动有时能把地下深部(如上地幔)的物质带到地表。 (4)与陨石研究的结果进行对比。 陨石:是来自太阳系空间的天体碎片. 目前陨石按成分可分三类: 石陨石:主要有橄榄石、辉石等矿物组成，成分相当于地表见到的超基性岩，密度33.5g/cm3或更大. 铁陨石:主要由金属状态的铁、镍组成的天然合金，密度88.5g/cm3或更大. 铁石陨石:介于上述陨石的两者之间. 各圈层物理状态与化学成分: 地壳 是莫霍面以上的地球表层。其厚度变化在5-70 km之间。其中大陆地区厚度较大，平均约为33km；大洋地区厚度较小，平均约7km；总体的平均厚度约16km，约占地球半径的1/400，占地球总体积的1.55，占地球总质量的0.8。地壳物质的密度一般为2.6-2.9g/cm3，其上部密度较小，向下部密度增大。 地壳为固态岩石所组成，包括沉积岩、岩浆岩和变质岩三大岩类。这些岩石主要由各类富铝的硅酸盐矿物所组成。它们具有架状、链状或层状等比较松散的硅酸盐晶体结构。 A、架状结构，硅氧四面体排列成空架状，为各类长 石的晶体结构； B、链状结构，硅氧四面体排列成链状，为角闪石与 辉石的晶体结构； C、层状结构，硅氧四面体排列成层状为云母与粘土 矿物的晶体结构； D、岛状结构，硅氧四面体排列成孤立的岛状，它直 接与周围的铁、镁等离子相连结，为 橄榄石等的晶体结构； E、尖晶石结构，硅氧组成四面体与八面体混合的结 构，为尖晶石所常见的晶体结构； F、钙钛矿结构，硅氧组成八面体与立方体混合的紧 密结构，为钙钛矿所常见的晶体结构； 层状结构（白云母结构） 硅酸盐的架状结构（长石结构） 硅酸盐的链状结构（角闪石结构） 地 幔 其厚度约2850km，占地球体积的82.3，质量的67.8是地球的主体部分是由固态的岩石所组成球粒陨石的密度（g/cm）、化学成分与地幔相近，主要是由与球粒陨石成分相当的橄榄岩类（Mg,Fe）2SiO4所组成的还含有少量金属硫化物或氧化物的流体 在地幔内存在着两个物相变化的界线:即在400km深处的晶体结构，由上部的橄榄石结构（孤立的岛状四面体结构）转变为下部较紧密的尖晶石结构（四面体和八面体混合型结构）；在670 km深处则由尖晶石结构向下转变为更紧密的钙钛矿结构（八面体和立方体混合型结构） 地幔可进一步划分为三个次级圈层：上地幔（层，33400 km深）是由具橄榄石结构的镁铁硅酸盐为主所组成：地幔过渡层（层，400670 km深）由具有尖晶石结构为主所组成的镁铁硅酸盐；下地幔（层，6702885 km深）则由具有钙钛矿结构的镁铁硅酸盐为主所组成钙钛矿结构岛状结构（橄榄石结构）尖晶石结构 地核 其体积约为地球的16.2，质量约占地球的31.3，地核的密度达9.9812.5g/cm3。其成分以铁镍合金为主在相当于地核的高温、高压实验中，发现实验中的铁镍合金密度比由地震波速所推算出的地核密度大10左右地核可能还含有1015的氢、硫化物或硅酸盐 地核可进一步分为三层：外核(E层，深度28854170 km)、过渡层(F层，41705155 km)和内核(G层，5155km至地心)。在外核中，根据横波不能通过，纵波发生大幅度衰减的事实推测其为液态；在内核中，横波又重新出现，说明其又变为固态；过渡层则为液体固体的过渡状态。top 第五节 内部圈层的运动 在本世纪初,古气象学家魏格纳（A. L.Wegner,1880 - 1930） 最早提出大陆漂移假说（不过他当时对大陆漂移速度的估计过大，以为达到每年几米的速度）。50年代大规模的海底调查，导致海底扩张学说的建立以海底古地磁、深海底钻探资料为依据，得到了全球海底正以每年几厘米到十几厘米的速度在扩张的认识现在利用全球定位系统与激光测量等方法也发现不同的大陆地块正以每年几厘米到几毫米的速度发生着水平运动，其高度也可以发生每年几毫米到几十微米的变化因而，岩石圈在运动的事实是确凿无疑的 地球内部各圈层之间的界面（包括相变界面），其实都不是一个截然的界面，而是一个过渡带的特点，在这个薄带内，具有上、下部物质混杂的特征（即发生了耦合作用）。 整个固态地幔的温度在10003500之间，其地温梯度仅为0.088100，相当于地壳内平均地温梯度的33这种较低增温幅度在硅酸盐岩石内的热传导是很微弱的。 研究认为，地幔内存在由深部到浅部的热对流，即可能由少量（约百分之几）氢、氮、碳、氧化物或硫化物以流体的形式在晶体间隙、矿物颗粒间或岩石缝隙中流动，以保持地幔从下到上温度变化较小。另外，地幔内部并不是均质的，某些部分积聚的热量较多，可能成为热流向上运移的部位，称为地幔羽或地幔柱；较冷的地幔热流体向下运动，这样就形成地幔内的热对流地幔热对流既有全地幔大对流，又有分层对流 上地幔的对流可能与岩石圈（板块）的运动关系密切，而下地幔的对流则与液态外核的运动和不均一性相关。应该强调的是，至今还没有发现整个固体地幔产生大幅度运移，以致“对流”的事实依据。对近年来穿越地核的地震波研究，发现地球内核是不均一的，有一些很小的系统变化，使内核的对称轴比地球的旋转轴每年向东偏移1.1，内核比地幔自转速度每年快，即，内核表面最大的旋转速度比壳幔的每年快20多km这种速度相当于壳幔最大运移速度的