地球的基本特征

第二章地球的基本特征地球的基本参数地球的主要物理性质地球的圈层构造地质作用及其能量来源第一节地球概况1.通常所说的地球形状就是大地水准面的形状。大地水准面：大地测量中所谓的地球形状，是指一种以平均海平面表示的平滑封闭曲面，即大地水准面。

一、地球的形状和大小大地水准体大地水准面2.赤道的地球直径比通过两极的直径长42.5Km。地球的扁率：地球两极扁平的程度a=b-c/bb:地球赤道半径c：地球两极半径

地球是一个两极比较扁平、赤道部分相对突出的椭球体；通过两极的地球断面是椭圆形而不是正圆形；椭球体的最大圆周在赤道上，而不在通过两极的椭圆上。

整个地球的形状，从通过两极，垂直于赤道平面的断面来看，呈现梨形。这个“梨形体”和标准椭球体相比较，南极凹进24米，北极高出14米，从赤道至60°S之间高出基准面，而自赤道至45°N之间又低于基准面。极半经为6356.8km赤道半经为6378.1km平均半经为6371km扁率为1/298基本上仍是一个圆球地球的大小及相关数据二、地球的表面形态

地球表面高低不平，以海平面为界分为海洋和陆地两大地理单元。海洋面积占70.8%、陆地面积占29.2%海洋：平均深度：3729m最深11034m（马里亚纳海沟）

陆地：平均高度：875m最高：8844.43m（珠穆朗玛）

两者相差近20km

按照高程和起伏特征，陆地地形可分为山地、丘陵、平原、高原和盆地等类型。1、山地—海拔500m以上，切割度大于200m（一）陆地地形特征天山昆仑山2、丘陵—海拔低于500m，相对高差小于200m3、平原—海拔＜200m的广阔而平坦的地区4.高原——高原是海拔高程在600m以上、面积较大、顶面较为平坦或略有起伏的地区。5.盆地——四周为山地或高原、中央低平的地区称盆地。6.洼地——（1）高程在海平面以下的低洼区。吐鲁番盆地中的艾丁湖。（2）指陆地上的局部低洼部分。洼地因排水不良，中心部分常积水成湖泊、沼泽或盐沼。根据海底地形的总体特征，海底大致可分为大陆边缘、大洋中脊和大洋盆地。1.大陆边缘（continental

margin）：大陆与大洋盆地之间的过渡地带。由海岸向深海方向，大陆边缘常包括大陆架、大陆坡和大陆基。有时在大陆边缘则出现岛弧与海沟地形。（二）海底地形特征（1）大陆架（continental

shelf）

是海与陆地接壤的浅海平台，其范围是由海岸线向外海延伸至海底坡度显著增大的转折处。大陆架部分的海底坡度平缓，一般小于0.3°，平均约0.1°。（2）大陆坡（continental

slope）

是大陆架外侧坡度明显变陡的部分。其平均坡度为4.3°，最大坡度可达20°以上；（3）大陆基（continentalrise）

是大陆坡与大洋盆地之间的缓倾斜坡地。坡度通常为5′～35′大陆基主要分布于大西洋和印度洋边缘，在海沟发育的太平洋边缘不发育。海沟是大洋边缘的巨型带状深渊，其长度常达1000km以上，宽度近100km。深度多在6000m以上。海沟常与岛弧平行伴生。岛弧是大洋边缘延伸距离很长、呈弧形展布的岛群（4）海沟与岛弧

2.大洋中脊（mid－oceanicridge）大洋中脊是绵延在大洋中部（或内部）的巨型海底山脉，它具有很强的构造活动性，经常发生地震和火山活动。大洋中脊在各大洋中均有分布，且互相连接，全长近65000km，堪称全球规模最大的“山系”。大洋中脊轴部常有一条纵向延伸的裂隙状深谷，称中央裂谷。3.大洋盆地（oceanic

basin）大洋盆地是介于大陆边缘与大洋中脊之间的较平坦地带。大洋盆地主要可分为深海丘陵和深海平原两类次级地形。大洋盆地中常可见规模不大、地势比较突出的孤立高地，称为海山。有些海山呈链状分布，延伸可达上千公里，称为海岭。海山顶部如露出海面以上即成为大洋中的岛屿。陆地向海洋自然延伸的部分，坡度缓，水深在200米以内大陆架向外倾斜的陡坡，水深急剧增至数千米大洋中脊大洋中新海底诞生的地方，火山活动较强烈海洋底部最深的地方。三、地球的主要物理性质（一）地球的密度（二）地球的压力（三）地球的重力（四）地球的磁场（五）地球的温度（六）地球的弹塑性（一）地球的密度地球的平均密度：5.517g/cm3地表岩石平均密度:2.65g/cm3地心的密度:13g/cm3可以推测地球内部深处物质的密度是随深度递增的。并且在984km、2898km、

5125km的地方做跳跃式增加，表明地球内部物质是不均匀的。（二）地球的压力地球内部压力是随深度加大而逐渐增高的。深度每增加１km，压力增加27.5MPa（1MPa＝1兆帕斯卡＝１０６N/m２）。深部随着岩石密度的加大，静岩压力增加得更快些。静岩压力在莫霍面附近约1200MPa，古登堡面附近约135,200MPa，地心处可达361,700Mpa，相当于360万个大气压力。

地表地心（三）地球的重力rdFPR地球的重力地球自转引起的离心力和地球引力的合力。P=F+dF=G

M×m，d=r×ωR2(G为万有引力常数，ω为角速度)因为离心力相对很小，即使在赤道也只有万有引力的1/289，所以重力基本上就等于万有引力，方向也基本上指向地心。为了便于比较，通常用单位质量所受的引力来表示重力（重力加速度g）。

g=G×M/R2（单位用伽Gal，1Gal=1cm/s2

）（三）地球的重力重力在地表的变化重力随纬度的增加而增加，随海拔高度的增加而减小。若将地球视为均质体，以海平面为基准可计算出不同纬度的标准重力值。g=987.032(1+5.3×10-3×sin2ф-5.9×10-6×sin22ф)g为重力（伽），ф为纬度。重力在地球内部的变化影响重力大小的不是整个地球的总质量，而主要是所在深度以下的质量。由于地壳与地幔的密度都比较小，从地表到地下2900km的核幔界面，重力大体上是随深度增加而略有增加，但有波动。在核幔界面上，重力值达到极大(约1069伽)，再往深处去,各个方向上的引力趋向平衡,重力值逐渐减少，直至变小为零。重力的变化（三）地球的重力

理论重力值：把地球看作一个理想的旋转椭球体，并且内部密度无横向变化，所计算的重力值为理论重力值重力异常：由于各地海拔高度、周围地形以及地下岩石密度不同，以致所测出的实际重力值不同于理论值，称为重力异常

重力异常正异常：实际值大于理论值负异常：实际值小于理论值

在埋藏有密度较小物质（如石油、煤、盐等非金属矿产）的地区，常显示负异常；而埋藏有密度大物质（如铁、铜、铅、锌等金属矿产）的地区，就显示正异常。所以人们就可以通过重力测量，来圈定重力异常的区域，寻找那些引起重力异常的非金属和金属矿产。这就是地质勘查中常用的重力探勘方法（三）地球的重力自由空气校正自由空气异常布格校正布格异常（文献中所看到的重力异常大部分都是指布格异常）实际重力值的校正方法图是中国大陆布格重力异常图，反映了莫霍面的起伏。

1、青藏高原边缘地区及大兴安岭太行山一带有明显的重力台阶说明地质情况有较大变化。

2、丘陵及平原地区重力异常值较小，而青藏高原等地负异常值较大。

布格重力异常最高的地方，往往对应着强烈下沉区。

为什么出现上述现象出现？

地壳均衡理论“山根”与“反山根”（四）地球的磁场它有两个磁极，其磁北极位于地理北极附近，磁南极位于地理南极附近，但不重合，地磁轴与地球自转轴的夹角现在约为11.5度，1980年实测的磁北极位于北纬78.2度、西经102.9度（加拿大北部），磁南极位于南纬65.5度，东经139.4度（南极洲）。地磁场：地球周围存在的磁场地磁轴地理轴（四）地球的磁场地磁三要素：磁场强度、磁偏角、磁倾角磁场强度：为某地点单位面积上磁力大小的绝对值。它是一个具有方向（磁力线方向）和大小的矢量，一般在磁两极附近磁感应强度大（约为60T（微特拉斯））；在磁赤道附近最小（约为30T）。磁偏角：磁力线在水平面上的投影与地理正北方向之间形成的夹角。即，磁子午线与地理子午线之间的夹角。磁偏角的大小各处都不相同。在北半球，如果磁力线方向偏向正北方向以东称为东偏，偏向正北方向以西称为西偏。我国东部地区磁偏较为西偏，甘肃酒泉以西地区为东偏。沈括与哥伦布分别于11世纪末和15世纪末发现。磁倾角：指磁针北端与水平面的交角。通常以磁针北端向下为正值，向上为负值。地球表面磁倾角为零度的各点的连线称为地磁赤道；磁场强度磁偏角磁倾角地磁极地磁子午线磁层地磁场的成因（四）地球的磁场地磁轴地理轴由地磁赤道到地磁北极，磁倾角由0°逐渐变为+90°；由地磁赤道到地磁南极，磁倾角由0°变成-90°。磁倾角的变化如果发现实测地磁要素数值与正常值不一致，便说明在正常磁场里有个局部异常磁场存在，使地磁要素产生偏差，这个现象叫地磁异常(magneticanomaly)。地磁异常是地下磁性物质有局部变化的标志，可以据此勘测出地下岩体和矿体。反映出的异常值大于正常值叫正异常；反映出的异常值小于正常值叫负异常。利用地磁异常来勘探有用矿物的方法叫磁法勘探(magnetcprospcting)。古地磁学地质学家发现,在火成岩中保留有热剩磁(thermo-remanentmagnetization)，在沉积岩中保留有沉积剩磁(depositionalremanentmagnetization)，它们都可以指示当时当地的地磁场方向，所以叫古地磁(Paleomagnetism)。近代磁极位置表地球磁场的成因认为地球的地核部分为具有磁性的镍铁物质，从而形成地球磁场。认为巨大质量物体的转动可以导致电磁效应，这种看法也被否定了。地核的外核部分为液态的金属铁镍物质，是一种导电流体，在地球旋转过程中，产生感应自激，形成地球磁场。（五）地球的温度

深矿井温度升高，地下流出温泉和火山喷出炽热物质，告诉人们地球内部是热的。由地内温度分布状况可分为：外热层、常温层和内热层.外热层(solarwarminglayer)是地球表层，吸收太阳辅射热，其中绝大部分又辐射回空中，只有极少一部分透入地下以增高岩石温度。因此外热层的温度是向下减低的。这种温度变化只影响地表不深的地方，平均约为15m.

温度随时间、纬度高低和海陆分布情况而有所差异。比如：时间由于太阳热量有昼夜变化，四季变化和多年周期变化，地温变化速度和幅度便各不相同。日变化速度较快而幅度较小，年变化速度较慢而幅度较大，引起的地质作用也各有特点温度变化随深度减小，到一定深度时，变化就不明显了。日变化影响深度为1~1.5米，年变化影响深度一般为10~20米。

常温层(homothermallayer)就是外热层最下界。既（20—25m)的地段。在这个深度上年变化幅度为零，温度常年保持不变，等于当地年平均温度。就整个地表来看，常温层的深度大致是中纬度比赤道和两极深，内陆区比海滨区深，因为中纬度和内陆区的温度年变化较大。内热层(interiorwarminglayer)在常温层下，温度随深度而逐渐增加。这种增温显然不是太阳热而是地内热，主要是放射热的影响，且增温是有规律的，即每向下一定深度便增高一定温度。

计量这种增温的大小通常用地温梯度和地热深度来表示。

地热的主要来源是由放射性元素衰变而产生的，如铀（U238，U235）、钍（Th232）、钾（K40）等（表1-2）。

地温梯度(geothermalgradient)或地热增温率，即深度每增加100米时所升高的温度。以℃表示。一般为3℃

地热深度(geothermaldepth,或地热增温级)，即温度每升高1℃所增加的深度。以米表示。地热增温级为一般为33m.

大地热流：地热释放最经常和持续的形式是地球内部热能从地球深部向地表的传输，这种现象称为大地热流。热流量的单位为4.1868×10-6J/cm2·s，通称地热流量单