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地球的一般特征地球的一般特征第1页，本讲稿共29页（一）、地球内部的透视（一）、地球内部的透视（二）、地球内部圈层的划分（二）、地球内部圈层的划分（三）、内部圈层的运动（三）、内部圈层的运动 二、二、地球的内部圈层地球的内部圈层第2页，本讲稿共29页烨烨震电，不宁不令。百川沸腾，山冢萃崩。高岸为谷，深谷为陵。诗诗经经。小小雅雅。十十月月之之交交 记记周周幽幽王王二二年年（公元前（公元前780780年年)发生在陕西歧山的地震发生在陕西歧山的地震不安稳的大地不安稳的大地第3页，本讲稿共29页第4页，本讲稿共29页 唐山地震后的废墟唐山地震后的废墟第5页，本讲稿共29页第6页，本讲稿共29页（一）、地球内部的透视（一）、地球内部的透视（二）、地球内部圈层的划分（二）、地球内部圈层的划分 二、二、地球的内部圈层地球的内部圈层第7页，本讲稿共29页纵波纵波 纵波的速度快总是领先纵波的速度快总是领先，又称P P波波横波横波 横波滞后，又称横波滞后，又称 S S波波面波面波（在介质表面传播在介质表面传播）对固体地球表面的破坏最强体波体波（在物体内部传播在物体内部传播）各种弹性波的传播速度不同 透视地球内部靠的是地震波，它们是迄今为止、仅有的能穿越地球内部的旅行者。第8页，本讲稿共29页 如果记录表明地球的某个部位S波不能通过，说明这里的物质不是固体。因为S波只能在固态物质中传播。P波传播时只引起物质疏密的变化，不要求物质具有固定的内部结构，因此在气、液或固态物质中都可以传播。第9页，本讲稿共29页 由震源所发出的P波与S波都应该沿着直线传播，传播速度也应该基本稳定。可是，当地震波在从一种介质进入另一种介质时，从一种介质进入另一种介质时，会出现折射或反射会出现折射或反射的现象。如果，地震波的传播是沿着弯曲的路径时，则表示沿途介质的性质在发生逐渐的改变。实际上，地震波在地球内部的传播，既是沿着曲线的路径，又有突变的现象。利用地震波特性分析地球内部物性利用地震波特性分析地球内部物性第10页，本讲稿共29页（一）、地球内部的透视（一）、地球内部的透视（二）、地球内部圈层的划分（二）、地球内部圈层的划分 二、二、地球的内部圈层地球的内部圈层第11页，本讲稿共29页地球内部圈层的划分地球内部圈层的划分 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 2个，称一级界面，分别为：第12页，本讲稿共29页莫霍洛维奇界面（简称莫霍面）19091909年克罗地亚学者莫霍洛维奇(A.Mohoroviche）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。莫霍面之上称为地壳地壳;之下称为地幔地幔 第13页，本讲稿共29页古登堡界面 1914年由美籍德裔学者古登堡 （B.Gutenberg）发现在此不连续面上下，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此界面位于地下2885 km2885 km深度。此界面之上到莫霍面称为深度。此界面之上到莫霍面称为地幔地幔 。此界面之下到地心，称为地核。此界面之下到地心，称为地核 。第14页，本讲稿共29页地壳地壳地核地核地幔地幔莫氏界面莫氏界面古登堡界面古登堡界面第15页，本讲稿共29页 另外在上地幔内部（即层内），还存在一个另外在上地幔内部（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地震波的低速层，其深度一般在地表之下60 km60 km250 250 kmkm之间。在低速层内，地震波速反而比上部减少之间。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波速表现为渐变的特征软流圈以上软流圈以上,包括包括 地壳和上地幔顶部地壳和上地幔顶部,称为称为 软软 流流 圈圈 岩石圈岩石圈第16页，本讲稿共29页名称圈层代号底界深度K密度物态地壳A332.6-3.0固态岩石地幔上地幔B60250C4003325.7下地幔D2898地地核核外E液态过渡F9.7-13（16）固态内G631塑性软流圈固态第17页，本讲稿共29页地球内部结构与地震波速的变化第18页，本讲稿共29页莫霍面以上的地球表层，其厚度变化在5-70 km之间。平均约为33km，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。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。地壳是地质学研究的重点第19页，本讲稿共29页 地壳地壳厚度（深度）在大洋地区和大陆地区不同大陆区陆壳厚2070公里平均33km大洋区洋壳厚510公厘平均7km 康拉德界面康拉德界面仅存在于陆壳中（1925年发现），是次一级界面，深约10km。界面之上，岩石平均密度2.67,花岗岩质，称硅铝层Si-Al界面之下，岩石平均密度2.9,玄武岩质,称硅镁层Si-Mg康拉德界面在横向上是不连续界面第20页，本讲稿共29页 洋 壳 陆陆 壳壳成分 玄武岩质及超镁铁质 巨厚花岗岩质，多硅铝质厚度 711km 20 35km年龄 小于1.6x108a 3540 x108a火山岩 基性玄武岩 中酸性火山岩构造活动 断裂 褶皱和断裂构造洋壳与陆壳的基本区别洋壳与陆壳的基本区别第21页，本讲稿共29页角闪榴辉岩角闪榴辉岩花岗岩花岗岩陆壳的代表岩石陆壳的代表岩石大陆岩石圈 和 大洋岩石圈第22页，本讲稿共29页洋洋壳壳的的 代代表表岩岩石石枕状玄武岩大陆岩石圈 和 大洋岩石圈第23页，本讲稿共29页3 3 促进地壳演变的地质作用促进地壳演变的地质作用 地壳是地球的最外圈层，也是人类了解最多的部分，自形成以来其表面形态，内部结构和物质成分无时无刻不在变化和发展，这些变化和发展有的速度快而强烈，易为人们察觉，如地震，火山喷发等；有的却十分缓慢不易被发现，如山脉的上升、海底扩张等。促使这变化，发展的动力，都是自然动力。这些过程就是地质作用过程。第24页，本讲稿共29页 地质作用地质作用 由自然动力促使地壳（岩石圈）的物质组成，结构、构造和地表形态变化和发展的作用。自然动力根据其能量来源分为：内动力（内生动力，内营力）内动力（内生动力，内营力）外动力（外生动力、外营力）外动力（外生动力、外营力）第25页，本讲稿共29页内动力地质作用内动力地质作用由于地球内部能源（自转能，重力能，放射性元素蜕变产生的热能等），在地壳深处产生的动力，作用于整个地壳（包括地表和深处）的作用。外动力地质作用外动力地质作用大气、水和生物在太阳辐射能、日月引力能及地球重力能的影响下产生的动力，作用于地壳表层的各种作用。第26页，本讲稿共29页内动力地质作用内动力地质作用岩浆作用岩浆作用 变质作用变质作用 地震作用地震作用 地壳运动地壳运动风化作用风化作用 剥蚀作用剥蚀作用 搬运作用搬运作用 沉积作用沉积作用 成岩作用成岩作用 外动力地质作用外动力地质作用地质作用地质作用第27页，本讲稿共29页 各种地质作用（内、外）一方面不断形成新的物质成分（矿、岩）、地质构造和地表形态。另一方面又不断破坏原有的物质成分（矿、岩），地质构造和地表形态。破坏建设再破坏再建设循环反复促使地壳不断变化和发展。第28页，本讲稿共29页研究和阐明各种地质作用的过程、规律是地质学的基本内容第29页，本讲稿共29页