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1、第四章第一节 地球的形状亚里士多德认为地球是圆的：月食和北极星的位置公元前 240 年，埃塞色托尼（厄拉多塞）测量了地球的周长。 （体积、直径）相距弧长为 800 千米，角度 7.2。周长：40000 千米。经线是半圆弧。一行（本命张遂）724 年中国了完成了子午线的测量。子午线 1长 129.2 千米；目前测量值 111.2 千米1519 年麦哲伦（葡萄牙人）率领船队从西班牙的塞维利亚出发历时三年第一次环球航行。1519 年 9 月 20 日出发，11 月达到巴西海岸。1520 年 1 月 拉普拉塔河的入海口。休整半年，10-11 月美洲南端的麦哲伦海峡。太平洋。100 多天。 1521 年
2、 3 月 8 日到菲律宾群岛。1521 年 4 月 27 日，麦哲伦中箭死亡。 1521 年 11 月到达马鲁古群岛。 1521 年 12 月最后一条船“维多利亚”返航，开始穿越印度洋。1522 年 9 月 6 日回到西班牙。出发时 200 多人，返回时 28 人。行动证明了地球是圆的。海洋是连通的。全球纪元标志着人们了解了地球是圆的。1486 年迪亚士发现好望角1492 年哥伦布发现美洲1499 年达伽马到达印度。1519 年麦哲伦几年后德国的纽伦堡地球仪出现了麦哲伦航线地球的长径和短径比值是 300:299极半径 6357km赤道线速度为 463m/s 半径 6378km回归线处：3470
3、0km 线速度 402 米每秒 极圈处 20000km 线速度 232 米每秒珠穆朗玛峰 8844.43km 距离地心 6382km厄瓜多尔境内的钦博拉索山海拔 6272m 距离地心 6384.1km71%为海洋，剩余为陆地海洋平均深度 4km地球体积 10832 亿 m表面积 5.1 亿平方千米海洋面积 3.6 亿平方千米陆地约 1.5 亿平方千米珠峰的高度（1847 年来）第二节 地球的质量称量地球质量的第一人：布格马斯基林用其数据算地球体积：1.0810 12km3地球质量 5.981024kg平均密度 5.5g/cm3现代测量值 4.5金字塔的数据：长 230 米 高 137 米230
4、 万块石灰岩 每块 2.5 吨 密度为每立方厘米 2.7 克卡文迪许扭秤实验他测得地球密度为每立方厘米 5.45g，现在公认的为 5.25g，卡文迪许算出了万有引力常数：由此得到地球质量：5.9810 24kg密度地面 2-3 地核 7-10（平均 5.2）地幔密度和地壳密度相近地球的圈层结构示意图地核直径是地球直径的一半地核密度 1119 世纪末，地球内部结构模型第三讲 地震波地震是指地表岩层发生震动1906 年美国旧金山大地震。2005 年 巴基斯坦克什米尔大地震撞击形变位移断层最初的移动的位置为震源震中：震源在地表的垂直投影点震源和震中的距离为震源深度1883 年英国人米尔纳研究了日本地
5、震，提出一个大地震释放的能量可以在地球上任何一点测到德国人帕施维茨设立了一个精确的摆锤来测量地面方向水平的变化，证实了米尔纳的预见132 年张衡的候风地动仪第一台可以预测的工具1889 年东京大地震：帕施维茨根据摆锤记录得知地震发生在东京现代地震之父奥尔德海姆，在全世界设立摆锤。19 世纪末证明了地震波。波有运行规律记录地震波的仪器：地震仪（地面振动）地震仪的构成：记录纸卷筒、悬垂笔头振动曲线称为地震谱振动幅度和谱线高度正相关曲线越密，地震的频率越高先到的波叫 P 波，后到的 S 波，再后面是面波。面波是散乱的。P 波和 S 波又称为体波。体波能在地球内部传输面波只能沿着地表传播P 波是纵波（
6、上下） 。S 波是横波，破坏力较强。 （左右）面波又分勒夫波和瑞雷波。 （振幅大，波长长）地震波来测量地球内部的结构。第四节 地震波与地球内部探测1906 年奥尔德海姆发现地球内部是由两种介质组成的（地核和地幔地震波在两种介质中的传播速度不一样）地核和地幔的过度地带地震波波速发生突变，证实了重力学家根据转动惯量计算认为地球一半对一半是最稳定。在介质密度不一样的地方。波速必然发生突变。1909 年南斯拉夫的莫霍洛维奇：介于地壳和地幔之间有波速突变带，地震波传输的不连续面， （纪念）称为莫霍面。位于大陆下 30-40 公里1914 年德国的古登堡完善了他老师奥尔德海姆提出的幔核界面理论在低下 29
7、00km 处是该界面的位置古登堡面地核是双层的。外核是液态的英国数学家杰弗里斯和古登堡研究了波和介质的物理性质的关系。P 波是压缩波， S 波是剪切波（剪切波不能在液体中传播，没有剪切波那么就有液体。地震波相互叠加和消长勒夫波（L 波）瑞利波（R 波）哥本哈根的地震观测站的勒曼观察员提出了地核的双重结构，杰弗里斯和古登堡证实了。地幔是固态地震波不连续地球内部密度不连续岩石的种类：火成岩、沉积岩、变质岩高压物理学对地震研究的影响：剑桥大学的布里奇曼他的研究生（伯奇）做了不同温度。压力和介质下地震波传播速度的测定建立了地震波速度与地球压力、密度、温度和各种化学行为之间的关系地幔是一种富含硅的介质、
8、地核是一种富含铁的介质、贴在特高压下，密度增长非常大。最大 11-13第五讲内部构造与物资组成洋壳主要由黑色 玄武岩构成，而陆壳则由 浅色富硅的岩石构成。地壳深部主要是玄武岩和花岗岩及两种岩石的混合物构成。随着地震学家对地震波的进一步研究，地幔的主要岩石成分被确定为橄榄岩，同时地幔是塑性的，会在压力下进行蠕变，并且同地核一样由两部分构成：上地幔和下地幔。科学家又进一步精确推算出地壳、地幔与地核的主要元素构成及密度大小。洋壳比地壳重一些榴辉岩石石榴子石和辉石组成，暗红色伯奇火山岩 玄武岩地壳和地幔的结合带附近，即莫霍面附近地幔蠕变，物质对流地幔与地核的分界面是古登堡面100 公里的深度 1300
9、 度地核温度：3000 度-5000 度陆壳的硅含量比洋壳高地震波在地下传播有三个不连续面：莫霍面，古登堡面（密度突变） ，还有地球内部的内核和外核毛河光，金刚石压腔第六讲岩石圈岩石圈和软流圈是美国地质学家约瑟夫巴利尔在 20 世纪初提出。19 世纪早期，普拉特和艾利分别提出了不同的均衡平衡模式，使人类意识到地球内部均衡补偿面的存在。利用地震波对地壳深度的测算与实际情况的对比，巴利尔将均衡补偿面之上的地壳称为岩石圈，岩石圈包括地壳和上地幔的顶部，位于岩石圈板块顶部的大陆，是随板块的运动而运动的。而本尼奥夫带的发现，则更好的说明是板块运动造成了地震、火山的形成和发生。普拉特漂浮均衡原理艾利与普拉
10、特均衡原理的区别在于固态外壳和液态底层之间的界面是不是平的“均衡补偿面”艾利认为补偿面应该是地面的镜像，山越高山根约厚科罗拉多山脉1955 年本尼奥夫，本尼奥夫带（板块俯冲带）深源地震带沿着海沟的内壁分布，由板块下插引起，离海沟越远，地震的深度越大第七讲地核与地核的旋转地核因外部压力和元素分布的不同而分成两部分：固态内核和液态外核。根据角动量守恒定律，我们能得到地球各圈层的旋转状态。通过对地震波的研究，科学家发现地核相对于地壳在旋转，地球磁场也因此产生。地核外核液体，内核固体（压力大）铁和镍 地核的组成元素外核里有轻元素，降低了熔点宋晓东第八章地磁场地球磁场的磁力线犹如一件防护衣，保护地球和地球上的生物不被太阳风伤害。地球磁场每隔一段时间都会出现一次倒转，这一点可通过对陆地上火山岩的磁性研究、以及海底洋中脊的岩石磁性条带上得到证实。同时洋中脊的地磁条带也被用来研究地球的历史及板块的运动。高能粒子，太阳风，南北极电离产生极光地磁场频繁倒置，每隔三十万年一变熔岩记录岩石磁性条带的形成地磁条带例题：
