地球的圈层结构ppt课件

1、第二章 地球的圈层结构,1,本章重点： 掌握地球的基本圈层和特征及其划分依据 参阅巫建华教材第二章第二节,2,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地核 六、岩石圈,3,地球内部结构主要是通过对地震波以及由大地震所激发的地球自由振荡的观测和研究确定的。研究地球结构的地震学分支称为构造地震学。,一、固体地球内部结构的研究方法,1. 构造地震法,4, 地震波是由地震震源发出的在地球介质中传播的弹性波，是一种机械运动的传播。 可用于构造地震学研究的地震波波源有天然波源（地震、火山）和人工波源（爆炸、汽枪信号、冲击等）两大类。 地震波

2、类型：体波（Body wave) 和面波 (Surface wave)。 体波可在地球内部的三维空间内传播； 面波则仅能在地球表面或岩层分界面的二维空间内传播。,一、固体地球内部结构的研究方法,1. 构造地震法,5, 体波又可分为: P波 (Primary wave) 和S波(Shear wave) 它们通过地球的传播方式不同。 P波又叫纵波、压缩波或初至波，是由地球内部物质的压缩产生的。特点：质点位移与传播方向一致；传播速度较快，最先到达震中；既能在固体中传播，也能在液体中传播。它使地面发生上下振动，破坏性较弱。 S波又叫横波、剪切波、畸变波或次波、续至波。特点：质点位移方向与传播方向垂直；

3、传播速度较慢；仅能在固体中传播。它使地面发生前后、左右抖动，破坏性较强； 地震波的传播速度取决于介质的弹性与密度之比。地震波在地球中的传播速度一般是随深度而增加。,一、固体地球内部结构的研究方法,1. 构造地震法,6,面波,纵波（P）,横波（S）,一、固体地球内部结构的研究方法,1. 构造地震法,体波,7, 根据地面接收到的体波走时，可以求得地震射线的传播路径和穿透深度，以及在各深度处介质中的速度。 地震波的速度结构可反映地球内部介质结构（右图）。,一、固体地球内部结构的研究方法,1. 构造地震法,地震,8, 利用地震观测资料信息来反演地质体内部三维结构的一种方法。对在地质体中传播的地震波的走

4、时和波形进行接收并分析计算，提取地质信息，借助计算机图象重建技术，重现地球内部的三维速度结构。,一、固体地球内部结构的研究方法,2. 地震层析成像法（Seismic tomography）,Wolfe et al., Nature, 1997,Zhao et al., EPSL, 2001,9, 这种方法得到的地球内部高速区，对应冷的、更具刚性的物质区，如大陆地盾和古老洋盆；低速区，对应炽热的或部分熔融的软物质区，如洋脊。目前的水平分辨率已提高到几百km，垂直分辨率已提高到近地表为几十km。,一、固体地球内部结构的研究方法,2. 地震层析成像法（Seismic tomography）,Zhao

5、 et al., EPSL, 2001,10,3. 人工地震测深法 通常用来研究地壳和上地幔结构。人工地震测深，就是用炸药源和非炸药源作震源产生地震波进行的测深。人工地震源由于震中、震源深度和发震时刻都可预先确定，分辨率较高，常用于探测一个区域或一条剖面的地壳-上地幔精细结构。海洋地壳构造的许多资料都是用这种方法获得的。 4. 物质特征与地震关系比较法 地球内部物质物理性质和化学组成都与地震波速度有关。依据地球内部地震波的速度结构还可求得密度和弹性参数等随深度的分布。,一、固体地球内部结构的研究方法,11,5. 人造卫星 根据人造地球卫星轨道参数的变化，可以求得与地球内部密度分布有关的地球位的

6、球函数展开系数。由这些系数，可以计算出大地水准面相对参考椭球体面的起伏和大地水准面上的长波自由空气异常。再根据大地水准面的起伏和长波自由空气异常，就可反演地球内部的密度分布以及与其有关的地球内部结构。 6. 钻探和观测出露的岩石 研究地壳的直接的方法。现今地球钻探深度刚超过13km；因地壳上升而被剥蚀出露的岩石原来的形成深度不超过25km。,一、固体地球内部结构的研究方法,12,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地核 六、岩石圈,13,二、地球内部圈层结构的划分, 地球由大气圈、水圈、生物圈和固体地球等四个基本圈层组成。在

7、讨论全球变化等问题时，固体地球方面以岩石圈为主。 本课程主要讨论岩石圈的构造和动力学问题。,14, 1909年莫霍洛维奇（Mohorovicic）根据地震初始波的走时，算出地下几十km深处存在一间断面，其上物质的波速为6.27.6kms，其下为8.08.2kms。后来称这一间断面为莫霍面或M界面，它在全球普遍存在。莫霍面以上的圈层称为地壳。 1914年古登堡（Gutenberg）发现在约2900km深度处存在一间断面，其上P波波速为13.64 kms，S波波速为7.11kms，其下P波波速突然降至7.9kms，S波突然消失。后来称这一间断面为古登堡面或G面，古登堡面以下部分称为地核，莫霍面和古

8、登堡面之间的部分称为地幔。,二、地球内部圈层结构的划分,15, 1936年莱曼（Lehmann）根据通过地核的地震纵波走时，首先提出在地核内部还存在一个间断面，由此又将地核分成了内核和外核。后来，古登堡（1959）和杰弗瑞斯（Jeffreys，1962）相继证实了莱曼的假设，并得出内核的半径在12001250km间。内、外核边界的深度约为5100km。并发现，外核不能传播S波，而内核可以传播S波，并根据地球潮汐和地球自由振荡所得地球刚性，推断外核为液态，内核为固态。,二、地球内部圈层结构的划分,16,布伦（Bullen，1963，1975）根据地球内部地震波的速度分布，将固体地球分为7层。地壳

9、为A层；地幔为B、C、D三层；外核为E层；内、外核的过渡区为F层；内核为G层。后来他又根据新的资料，把D层分为D和D层（表2-1）。这种划分方案，至今仍广为引用。,二、地球内部圈层结构的划分,17,表2-1 布伦的地球内部分层,上地幔,下地幔,VP梯度正常，Vs为0,二、地球内部圈层结构的划分,18,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,19,地球内部结构与地震波速的变化 P波为纵波，S为横波；A层为地壳；B、C、D层为地幔（B上地幔，C地幔过渡层，D下地幔）；E、F、G层为地核（E外核，F内外核过渡层，G内核）,二、地球内部圈层结构的

10、划分,20, 1914年美国地质学家巴雷尔（Barrell）根据地壳均衡理论推测在地球深处存在塑性层，将之称为软流圈，其上的刚性部分称岩石圈。 1926年古登堡发现，当地震波通过100200km深度时，P波速度由8.18.5km/s减慢到7.27.8km/s。把地球表面至低速层部分称为岩石圈，包括地壳和上地幔上部；将其下的低速层称为软流圈。此分层概念得到普遍承认，并成为板块构造学说的立论基础之一。 地球内部的圈层另一划分方案：岩石圈、软流圈、中圈和地核，中圈指软流圈底至核幔边界的地幔部分。有的学者则将地壳和上地幔称为构造圈。,二、地球内部圈层结构的划分,21,固体地球的圈层结构,二、地球内部圈

11、层结构的划分,22,二、地球内部圈层结构的划分,23,二、地球内部圈层结构的划分,24,二、地球内部圈层结构的划分,25,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,26,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地核 六、岩石圈,27,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,28,3.1 概述, 地壳是莫霍面之上的地球最外层，即A层。 地壳在厚度和成分上都是很不均匀的。最明显的差别是在大陆地壳和大洋地壳之间。 一般分上下两

12、部分： 上部称硅铝层或花岗质层，主要由沉积岩、花岗岩类或变质岩组成，厚度040km，地震波在此层的传播速度与在花岗岩中近似； 下部称硅镁层或玄武质层，主要由相当于基性岩类的变质岩组成，厚度530km，地震波在此层的传播速度与在基性岩中近似。,三、地壳,29,3.2 地壳的类型, 根据地壳组成、结构和厚度差异，将地壳分为大陆型地壳和大洋型地壳两大类。平均而言，大陆地壳比大洋地壳厚、年龄老、密度小。就化学和矿物成分而言，这两类地壳也明显不同。 另一种划分方式，是将介于洋壳和陆壳之间的地壳作为一类，称其为过渡型地壳。有的学者则将地壳分为4种基本类型：大陆型地壳、大洋型地壳、次（亚）大洋型地壳、次（亚

13、）大陆型地壳。,三、地壳,30,3.2 地壳的类型,（1）大洋地壳（洋壳 oceanic crust） 分布于水深超过3000m的洋盆下面。 厚度较小，仅510km，平均7km，最薄处不足5km。 洋壳在沉积层之下直接为玄武质岩层（Vp=6.46.9km/s），缺失硅铝层。平均成分类似于在洋脊产生的低钾拉斑玄武岩的成分。 可分为三层： 第一层：未固结远洋沉积层，厚0-1km，平均0.3km； 第二层：枕状玄武岩和基性岩墙群，厚0.7-2.0km，平均1.7km； 第三层：由辉长岩和蛇纹岩化超镁铁质岩组成，厚4.9km左右。,三、地壳,31,3.2 地壳的类型,（2）大陆地壳（陆壳 contin

14、ental crust） 分布于大陆和被海水覆盖的大陆架和大陆坡下面。 厚度较大，一般3050km，平均40km，最厚达80km。 根据地壳结构、组成和厚度差异，一般将陆壳分为两层： 上层为花岗质层或硅铝层（厚10-20km，Vp=6.2km/s，Vs=3.6km/s），下层为玄武质岩层或硅镁层（厚15-25km，Vp=7.0km/s,Vs=3.8km/s），它们之间的界面称为康拉德界面或康氏面。 根据地壳岩石化学成分和实验岩石学资料，陆壳上层的成分大致与花岗闪长岩或石英闪长岩相当；下层的成分与麻粒岩-榴辉岩相变质的基性岩相近；大陆地壳的平均成分接近于中性火成岩（安山岩）的平均成分。,三、地壳

15、,32,3.2 地壳的类型,不同构造单元的大陆下地壳结构,三、地壳,33, 大陆地壳与大洋地壳的主要差异： 两者地壳厚度不同，洋壳缺失硅铝层。大陆地壳与大洋地壳之间是以大陆坡为界，而不是以不稳定的海岸线为界。 （3）过渡性地壳 大陆边缘的岛弧、边缘海盆、内陆海盆和部分大洋岛屿，显示具有15-30km的地壳厚度，具有沉积层和地壳上层和玄武岩质下层，为过渡性地壳。,三、地壳,34,3.2 地壳的类型,大陆地壳,大洋地壳,三、地壳,过渡型地壳,35,3.3 地壳的岩石学分层, 地壳的结构十分复杂，并存在明显的侧向变化。不同地区和不同构造单元，同一地壳层的地震波速和厚度都存在明显差异。大部分陆壳经历过

16、多期碰撞、张裂、受热、冷却及其他作用，其结构很难用简单的双层模型加以概括。虽然如此，在许多关于地壳结构的文献中，仍常用上地壳、下地壳乃至中地壳的术语。 地壳的分层结构，主要是由地震波速度随深度增加而发生的变化，以及多个速度不连续界面的存在确定的。这种分层结构模型，并不是来自对组成地壳物质成分的直接观察。除科学深钻取样外，通过对局部出露于地表的深部地壳剖面和岩石包体的直接观察，可以获取组成地壳的物质成分的信息。,三、地壳,36, 通过岩石地球化学和岩石构造的研究，地壳的岩石学垂直分层可分为： 上地壳：是在未变质的表壳岩石下面的由绿片岩相岩石组成； 中地壳：主要为经过富铝的、伴随局部混合岩化及花岗

17、岩化的角闪岩相岩石； 下地壳： 为含有长英质片麻岩和多种侵入体的麻粒岩相岩石。 地壳物质结构的基本特点：石英含量向下减少，长石含量向下增多。按照一般地温梯度（30km）推算，上述分层界面的大致深度为5km、15km和25km左右。,3.3 地壳的岩石学分层,三、地壳,37,3.3 地壳的岩石学分层,三、地壳,研究实例： 根据对华北地区出露的地壳岩石的研究，以不同的变质相为标志，可得出如右图所示的地壳岩石学分层。,38,3.4 研究实例地学断面揭示的地壳结构（了解）, 在19851990年间，国际岩石圈委员会（简称ICL）实施了全球地学断面（Global Geoscience Transects

18、，简称GGT）计划，在板块构造和地体要领的指导下，依据地球物理、地球化学和地质构造资料相结合的原则进行综合编图，完成了175条GGT断面，其中包括中国的11条（滕吉文，1994）。 1991年后，在GGT计划的影响下，中国又进行了一些局部性的GGT断面研究。由于GGT是世界各国遵循统一的计划和要求进行的，它便于直接对比世界上不同地区的岩石圈结构。 以下以中国亚东格尔木和前苏联B-2地学断面为例，介绍地学大断面所揭示的地壳结构。,三、地壳,39,（1）亚东格尔木地学断面 该断面南起印度的恒河平原，北至中国的柴达木盆地，全长1400km，跨越了全球最新的喜马拉雅造山带，贯穿了世界最高的青藏高原。

19、地震波速度结构特征（图1-11）显示，亚东格尔木断面内岩石圈具有明显的层状结构，按地震波速度变化及可能的物质组成可将地壳分为上、中、下三层（吴功建等，1991）。,青藏高原内部地壳普遍较厚，莫霍面深度较深，约6080km。从断面上看（图1-11），中部地壳厚度大，南北两端薄。,三、地壳,3.4 研究实例地学断面揭示的地壳结构,40,（1）上地壳主要由中生界至古生界的沉积盖层，元古界的浅变质岩，太古界的深变质岩层及酸性花岗岩等组成。上地壳岩层的速度变化较大，一般为5.306.20kms。上地壳底部普遍存在一低速层，速度为5.605.70kms。它与电性高导层比较一致，推测为含水的构造滑脱层。 （

20、2）中地壳深度较厚，一般为3040km，层速度比较稳定，一般为6.306.60kms，可能由深变质的角闪岩类或辉长岩组成。 （3）下地壳速度呈梯度变化，平均值为7.207.40kms，推测主要为麻粒岩相岩石所组成，并伴有壳幔混合作用，其中夹有榴辉岩。,三、地壳,3.4 研究实例地学断面揭示的地壳结构,41,（2）B2地学大断面 B2地学大断面是高加索北部从北里海隆起向克拉斯诺达尔延伸的一条近纬向地学断面，总长1700km。 断面的地壳可分为上、中、下三层。 上地壳属低磁性、低导电率介质，可划分出7个块体与5条裂谷通道。已有的钻井钻通，基本上都是花岗片麻岩。 中地壳与上、下地壳明显不同的是，在中

21、地壳内出现了波速梯度逆转零值或负梯度。推断中地壳的岩石成分为蛇纹岩化的超基性岩，并且来自原始的地幔物质。 下地壳是一高速、弱磁、低电导性介质层。下地壳块体的岩石，很可能是玄武岩，即在区域变质的粒变相条件下改造产生的粒变基性岩。,三、地壳,3.4 研究实例地学断面揭示的地壳结构,42,图1-12 大陆地壳的蛇纹岩化超基性岩模型,三、地壳,3.4 研究实例地学断面揭示的地壳结构,43,3.5 莫霍面, 莫霍面是全球性地震波速不连续面的最外层面，是地壳与地幔之间的标志界面。 Steinhurt（1967）对莫霍面的定义：“莫霍洛维奇不连续面是地球中纵波速度迅速地或不连续地增大到介于7.68.6kms

22、之间某个值的界面。在没有可识别的波速增大的情况下，莫霍洛维奇不连续面被认为是纵波速度首次超过7.6kms的界面”。,三、地壳,44,3.5 莫霍面, 莫霍面的传统含义包括（贾乔等，1991）： （1）莫霍面是分异地球的表现和地壳与地幔界面的标志； （2）莫霍面是地震波速度和岩石成分的一级（即零厚度）不连续面； （3）莫霍面是均质的镁铁质岩层（上面）与超镁铁质岩层（下面）之间的界面； （4）莫霍面在全世界范围都存在，其深度有侧向变化，洋壳下（不算水体）为58km；陆壳下为2070km； （5）在莫霍面上波速有明显的跳跃，纵波速度从莫霍面以上的7.6kms增加到莫霍面以下的7.6kms。,三、地壳

23、,45,3.5 莫霍面,最近20多年的研究，对莫霍面的传统含义提出了改进： 莫霍面可以是一个厚达数千米的过渡带。既呈现出明显的构造和岩石的复杂性，又显示出性质和深度上的强烈侧向变化性。在某些地区，莫霍面还会受到构造和岩浆的改造。 大洋莫霍面是一个复杂的、互层的、03km厚的结晶质堆积岩过渡带。顶部主要是镁铁质成分，底部主要是超镁铁质成分，覆在上地幔残留的橄榄岩之上。过渡带内有许多长/厚比很大的岩石透镜体。 大洋莫霍面是由于上升的地幔橄榄岩释压熔融，随后又在岩浆房中产生了玄武岩质液体而在洋中脊形成的。除热点区外，大洋莫霍面的深度一律保持在洋底以下58km。在断裂带附近，大洋莫霍面变浅；在大洋热点

24、区，莫霍面异常厚。,三、地壳,46,3.5 莫霍面, 大陆莫霍面在厚度和深度上表现出极大的复杂性和侧向可变性。最古老的陆壳，即未遭受晚期构造和岩浆事件的前寒武纪地盾和地台，下面的莫霍面比显生宙地壳（不包括年轻造山带）下面的莫霍面深得多（4050km）。在年轻的造山带，地壳增厚并具有重要的莫霍面地形起伏。 由于莫霍面的传统工作模型显然已不适用于大部分地区，于是，有人提出“该是抛弃传统的莫霍面概念并对壳幔界面上或其附近的现象建立一种新的范例的时候”了；另一些人则认为，关于莫霍面的现代观点乃是对传统模型细节上的改进，而不是否定它的佐证。,三、地壳,47,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、

25、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地核 六、岩石圈,48,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,49,4.1 概述, 莫霍面以下，古登堡面以上的圈层，即B+C+D层。 体积和质量分别占地球总体积的83%和总质量的67.1%，上地幔上部地震波速Vp=8.0km/s 。， 在深度400km和670km处各有一个次级不连续面，将地幔分为B、C、D层，其中以670km为界将地幔分为上、下两部分，分别称上地幔和下地幔。,四、地幔,50,4.2 上地幔, B层（M-面至400km）和C层（400670KM）。 与地壳对比，

26、物质成分除Si、O外，Fe、Mg含量显著增加，Al退居次位，由类似橄榄岩的超基性岩组成。 平均密度3.8g/cm3，压力1.21.35Gpa，温度4003000； Vp=8.1km/s，Vs=4.7km/s；物质状态属具较大塑性的固态结晶质； 据高温高压实验资料推断，分层由上向下体现出矿物的相变，B层以橄榄石结构（橄榄石结构）的铁镁硅酸盐为主，C层以尖晶石结构（尖晶石结构）铁镁硅酸盐为特征，在670km以下，则以钙钛矿结构（钙钛矿结构）铁镁硅酸盐为特征，表明压力的增大。 在地幔硅酸盐晶格或缝隙中，可能含有少量流体（即含有氮、卤素、碱金属、碳、氧、氦、硫的化合物），有人称为幔汁，引起地幔热对流，

27、使地幔内部温度变化较小，平均地热梯度1/km。,四、地幔,51, 上地幔地球物理场的分布（如重力场、地震波速度分布和电导率等），在纵向和横向上都具有非均质和非均匀特性。这一特性可以延伸到上地幔深部，甚至全部上地幔（安德森，1993），与上地幔构造和物质组成上的非均匀和非均质性有关，并认为前者是后者的宏观表现。 物质成分的非均质性主要指它的化学组分和矿物组分这两个方面。上地幔的物质组成及分布具有层状非均质特性。 相变被认为是导致这一非均质性的最重要的因素之一。 构造非均匀性的最主要动力学过程是非均匀流变。橄榄石的高温塑性流变主要从三个方面导致上地幔变形的非均匀性： 橄榄石的晶格优选方位， 流变弱

28、化和变形局部化。此外，以下因素也可导致构造非均匀性：上地幔的部分熔融；地幔柱和岩石圈（物理和化学）的相互作用；海洋岩石圈板块的俯冲及其与大陆岩石圈的相互作用。,四、地幔,4.2 上地幔,52,主要的上地幔中不连续界面或间断面： （A）200250km地震波速度不连续界面 这一波速界面最详尽的早期研究是由Lehmann（1961）进行的，他指出，在北美和欧洲下面，靠近215220km附近发现不连续面。所以，这一界面后被称为Lehmann不连续面。 观测资料表明，200250km界面是区域性的，界面深度的侧向变化很大，并且仅对短波长的地震波反映灵敏（可探测）。 对这一界面有各种解释，有的认为这是上

29、地幔部分熔融层的底部界面；有的认为是一个化学（组分）不连续界面（榴辉岩橄榄岩），有的认为这是一个各向异性剪切带；还有人提出其成因上与上地幔流动机制（位错蠕变向扩散蠕变）的转变有关。总的主导性看法是将这一地震波速度界面解释为上地幔深部一个复杂的物质组成和（或）构造不连续界面。,四、地幔,4.2 上地幔,53,（B）400km地震波速度不连续界面 这是一个全球性的速度界面，界面厚度约10km，分布稳定。 对这一速度界面已经提出了两种解释：一种认为是橄榄石尖晶石相变界面，并作为均匀地幔的平衡边界；一种认为是一个化学界面（榴辉岩橄榄岩）。 前者已经得到了许多（波速，相变等）实验结果的支持，但是在界面上

30、、下主要矿物含量上仍然存在着分歧。 两种观点的共同点在于：都认为这基本上是上地幔内最重要的物质组成不连续界面。,四、地幔,4.2 上地幔,54,（C）520km地震波速度不连续界面 这一速度界面是区域性的，界面厚度约5km左右。现在对这一界面的性质认识并不十分清楚。 积累的实验数据表明：在相当于这一深度的温度、压力下存在着两个矿物相变序列，一个是尖晶石向尖晶石的转变，另一个是富钙铝硬玉相矿物向富铝石榴子石相矿物的转变。对前一种相变涉及的矿物波速测定结果表明，它们能够产生相应量级的波速跳跃。第二种解释的可能性不大，因为上地幔富钙铝的硬玉含量非常有限，很难产生观测到的波速跳跃。最近在研究上地幔主要

31、矿物相之一的石榴子石的晶体结构时注意到，在相当于550km的温度压力条件下，石榴子石有可能产生（斜方立方）二阶晶体结构相变，这类二阶矿物相变完全可能导致（3）波速的不连续跳跃。,四、地幔,4.2 上地幔,55,（D）670km地震波速度不连续界面 这是一个全球性的地震波速度不连续界面，界面深度大约有100km的变化。下地幔从这一界面的下侧开始，这一界面也就是上、下地幔的分界面。 由于确定的界面深度差异，除称此界面为“670km界(间)面”外，也称为“660km界面”或“650km界面”。观测到的界面厚度约10km。 实验结果表明，其成因与矿物相变和化学组分的不连续变化有关。界面上部的波速界面主

32、要起因于尖晶石相矿物向钙钛矿相矿物的相变，其下的速度梯度带可能反映了化学组分的变化（化学组分梯度带）。,四、地幔,4.2 上地幔,56,主要的上地幔中不连续界面或间断面： 综上所述，400km，520km和670km的地震波速度不连续界面代表上地幔内部的化学、矿物组分和矿物相变的不连续界面。 对220250km地震波速度不连续界面的性质，认识尚不十分清楚，它们在成因上非常可能与复杂的上地幔动力学过程相关。,四、地幔,4.2 上地幔,57,4.3 上地幔软流圈, 板块构造学说认为，岩石圈是在软流圈上作相对运动，软流圈的发现是板块构造学说的立论基础之一。 深度在60400km范围内（厚度10035

33、0km），地震波速显著降低的一个圈层（低速层）。Vp由8.2km/s降到7.7km/s，Vs从4.6km/s降到因4.0km/s。温度高于物质在该深度的熔点，使该层以固体为主并在局部呈熔融或软化状态，被称为软流圈（层）。,四、地幔,58,4.3 上地幔软流圈, 20世纪80年代初期对软流圈的认识是：软流圈又叫地幔低速层、塑性层、低刚度层、对流层，它具有以下一些特点（肖庆辉，1993；马宗晋，2003）： （1）深度一般为60250km，各地厚薄不一。 （2）软流圈的顶、底部不是一个平整的面，而是逐渐过渡的层带。 （3）岩石处于熔融或塑性状态。很小应力作用就能引起物质流动。而软流圈物质的流动或对

34、流，就会带动岩石圈的运动。 （4）洋壳下的软流圈比陆壳下的软流圈厚。 （5）软流圈物质的密度比周围地幔的密度小。,四、地幔,59,4.4 下地幔, D层（6702885km） 物质成分主要为硅酸盐，还有金属氧化物和硫化物，Fe、Ni显著增加，主要矿物为镁方铁矿（Mg，Fe）O，具石盐结构（石盐结构），硅酸盐（Mg，Fe）SiO3具钛铁矿结构，是下地幔的主要矿物相。 平均密度5.7g/cm3，压力约135Gpa，温度18504400； 物质呈固态；化学作用向深部逐渐减弱，以致很难进行，放射性物质含量很低。 层析成像结构表明，下地幔在纵向和横向也具有非均匀性。,四、地幔,60,4.4 下地幔, 推

35、断下地幔成分和性质的方法（安德森，1993）： （1）根据地震波速度，由波速密度关系求得下地幔物质的密度； （2）用冲击波实验法得到各种碳酸岩和氧化物在高压下的密度，并与地震波所确定的密度相对比； （3）依据下地幔是均匀而绝热的假设，将地震波资料外推至零压，将零压参数与各种候选矿物和成分所推断或测量的数值进行比较； （4）利用各种候选低压岩相（例如钙钛矿或镁方铁矿）物理性质的测定值或推断值，来外推至下地幔条件。,四、地幔,61,4.5 D层, 地幔底部靠近地核的厚200300km的层，深度27002900 km。也称为核幔过渡带。 化学成分上与地幔其余部分不同，可能代表地核中分解的物质，或通过

36、地幔沉积而不能沉入地核的较致密物质。 该层质量占地球总质量的3%，并具横向不均匀性。 厚度和位置不确定，厚度可在100450km之间变化，平均厚度250265km，在核幔边界上时隐时现。该层比上覆地幔稍致密一点，它在受热时升入下地幔，在冷却时又沉回原处。,四、地幔,62,4.5 D层, 从地球物理学角度，将D层看作是一般的地震波速度低梯度和走时与振幅分散度增加的区域。在此层Vs的变化为5，Vp的变化为2.5。而且，D的顶部速度随深度增大，而在其下部速度随深度减小。因此，D层是地震波速度的间断面。由于该层强烈地散射地震波，有人称它为地幔的“第二散射层”。 从热力学角度，因为热流是从金属核（高热传

37、导区）进入下地幔（低热传导区），所以也认为D层是地幔的热边界层。 从地球化学角度，D层可能代表一个化学上的特殊区域，是一化学界面。,四、地幔,63, D层被认为可能是地幔柱的根。 安德森（1993）认为D层可能是古代消减岩石圈的贮藏室。D层要比平均地幔更加难熔（Ca，Al，Ti等富集）。 D层中可能有相变和化学不均匀性存在。关于D层中化学不均匀性的成因，目前还没有统一的解释，可能是地幔早期分异的结果，或是板块消减的产物，也可能是核幔之间发生化学反应造成的。,4.5 D层,四、地幔,64,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地

38、核 六、岩石圈,65,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,66,5.1 核幔边界（core mantle boundary, CMB）, 是地球的固态地幔和液态外核之间的界面。 地核存在的第一个地震波证据是在1906年由Oldham得出的。1912年，古登堡第一次确定地核的深度为2900km。有时将核幔边界（CMB）称为古登堡间断面。 CMB之下的地核在物质组成、力学性质和电学性质上，都与其上的地幔有巨大不同，因而，CMB是一个明显的物理界面。 核幔边界还是夹在由于地核与地幔间巨大的温度差所产生的热边界层之间的一个不均匀的化学边界层。

39、,五、核-幔边界和地核,67,5.1 核幔边界（CMB）, 核幔边界并不是一个光滑的界面。Hide et al（1968）根据地球重力场的分析，提出CMB存在地形起伏。不同学者所得CMB地形有一定差异，但比较一致的认识是，CMB的地形起伏仅为几km，它的横向不均匀性不如它上面的D层显著。 核幔边界超低速带（ULVZ）。是最近利用特殊的地震震相发现的。该带的特征是P波和S波速度分别降低10和30，带的厚度在550km间变化。ULVZ可能源于某些下地幔物质的部分熔融，也可能是由化学不均匀性引起的。地幔和地核之间的过渡带称为CMB“模糊区”。,五、核-幔边界和地核,68,5.1 核幔边界（CMB）,

40、图1-16 显示核幔边界特征的卡通图 （据Gamero，2000） 包括超低速带（ULVZ）、过渡带或CMB模糊区及其下面非零刚性的壳层，化学的和熔融的散射体遍布D层，D层中的晶粒、杂质或熔体产生D层的各向异性，并可能是地幔柱的根,五、核-幔边界和地核,69, 2885km古登堡面以下的地球核心部分，体积和质量分别占地球总体积的16.2%和32.5%。 地震波速的变化显示，地核分为外核（E层，深度范围28854640km），过渡层（F层，深度范围46405155km）和内核（G层，5155km以下）。 对地核物理性质的研究依据地震波速；对成分的研究主要依据对陨石的研究，二是来自高温、高压实验。

41、,5.2 地核的组成和性质,五、核-幔边界和地核,70, 外核（E层）为Fe、Si、Ni组成的熔融体，接近液体，可能有轻元素S、O等；Vp=8.18.9km/s，Vs=0，密度5.712g/cm3，压力143298GPa，温度37005500 . 内核（G层）为固体。物质组成为Fe、Ni合金，Vp=11.211.3km/s，Vs=3.63.7km/s，密度为12.713g/cm3，压力为332370GPa，温度为47206000 。内核半径为1216km，质量占地球总质量的1.7%。内核对P波是各向异性的：沿自转轴进入内核的纵波速度比沿赤道进入内核的纵波速度要快约34%。,5.2 地核的组成和性质,五、核-幔边界和地核,71,主要内容,一、固体地球内部结构的研究方法 二、地球内部圈层结构的划分 三、地壳 四、地幔 五、核-幔边界和地核 六、岩石圈,72,地球内部结构和物质成分示意图 图中上地幔有两种划分方式：一种只含B区，另一种含B和C两个区,D,73,地表到软流圈之上的地球外部圈层，包括地壳和上地幔上部。是大地构造研究的主要对象。,六、岩石圈,6.1 岩石圈的定