地球内部构造

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1、第二章第二章 地球内部构造地球内部构造一一 是表示地球内部各单元之间几何关系的结是表示地球内部各单元之间几何关系的结构，如分层、裂隙、断裂等；构，如分层、裂隙、断裂等；二二 是表示内部物质组成的岩石、矿物或化学是表示内部物质组成的岩石、矿物或化学成分等。成分等。 1地球物理学的目标之一地球物理学的目标之一就是利用地就是利用地面观测和试验的各种地球物理场来面观测和试验的各种地球物理场来推断地球内部深不可见的构造情况推断地球内部深不可见的构造情况. 21 地球的表面形态地球的表面形态 地球表面最大的地形构划是海、陆的划地球表面最大的地形构划是海、陆的划分。海洋约占地球表面的分。海洋约占地球表面的7

2、0%。大陆和海。大陆和海底从宏观上看，都具有平面的特点，分别底从宏观上看，都具有平面的特点，分别代表了两个高低不同的平台。大陆平台大代表了两个高低不同的平台。大陆平台大致高致高800m左右，海底则以深四千多米的深左右，海底则以深四千多米的深海底为主体平面。两者相差约海底为主体平面。两者相差约5Km左右。左右。这个高差远远超过海、陆内部的一般相对这个高差远远超过海、陆内部的一般相对高差。这一宏观的特征表明大陆和海洋的高差。这一宏观的特征表明大陆和海洋的深部地质情况有区别。深部地质情况有区别。3“阿波罗”17号1972年拍摄的地球照片4测深测深,地形测量地形测量,变形观测变形观测5Alfred W

3、egener (1880-1930)continental drift67 陆地和海底都有许多线状的特殊地形，陆地和海底都有许多线状的特殊地形，如大陆和洋底的山脉，海底的深沟等。它如大陆和洋底的山脉，海底的深沟等。它们之间的地带，则是相对较平坦的地块。们之间的地带，则是相对较平坦的地块。 大陆上按形态和成因最具典型意义的大陆上按形态和成因最具典型意义的地形单元为地形单元为呈线状延展的山脉、裂谷系和呈线状延展的山脉、裂谷系和呈面状展布的平原、高原和丘陵等。呈面状展布的平原、高原和丘陵等。 海底重要的地形单元为海底重要的地形单元为洋脊、海沟、大洋脊、海沟、大洋盆地、岛屿和海山洋盆地、岛屿和海山等。

4、等。 8大陆和海洋之间的过渡带为大陆边缘大陆和海洋之间的过渡带为大陆边缘,常包含有常包含有大大陆架陆架(continental shelf)、大陆坡大陆坡(continental slope)和和大陆基大陆基（ continental rise） 大陆边缘大陆边缘9大陆架大陆架 是围绕大陆分布的浅水台地，是大陆在水下是围绕大陆分布的浅水台地，是大陆在水下自然延伸的部分，表面平坦，平均坡度为自然延伸的部分，表面平坦，平均坡度为0o07，靠近大陆的部分坡度稍大，平均达靠近大陆的部分坡度稍大，平均达0o12.4。大陆。大陆架外缘有一坡度明显变陡的坡折线，坡折线的平架外缘有一坡度明显变陡的坡折线，坡折

5、线的平均深度为均深度为133m，大陆架平均宽，大陆架平均宽5070Km。大西。大西洋的大陆架较宽一般为洋的大陆架较宽一般为100200Km。北欧沿海、。北欧沿海、北冰洋的大陆架最宽，达北冰洋的大陆架最宽，达500Km以上。以上。我国东部大陆架宽达我国东部大陆架宽达500Km左右，是世界上较宽左右，是世界上较宽的大陆架之一。太平洋沿岸因有海沟，大陆架很的大陆架之一。太平洋沿岸因有海沟，大陆架很窄，有的地方只有窄，有的地方只有48Km。10大陆坡大陆坡: 大陆架坡折线以下为一较陡的斜坡，其平均坡大陆架坡折线以下为一较陡的斜坡，其平均坡度为度为4.3o，最大可达，最大可达20o，宽度平均为，宽度平均

6、为28Km，坡，坡脚的深度为脚的深度为14003200m左右。大陆坡是海底地左右。大陆坡是海底地形最复杂的地段，常常有许多通向大洋方向的深形最复杂的地段，常常有许多通向大洋方向的深峡谷这些峡谷深可达数百米，两壁很陡可达峡谷这些峡谷深可达数百米，两壁很陡可达45o以上。是真正的海底峡谷，在形态上与大陆山区以上。是真正的海底峡谷，在形态上与大陆山区的峡谷。的峡谷。大陆基大陆基 大陆坡脚坡度逐渐变缓，过渡为大洋盆地。大陆坡脚坡度逐渐变缓，过渡为大洋盆地。这一过渡地带称为这一过渡地带称为大陆基大陆基(continental rise)。 1112大陆边缘分类：大陆边缘分类：1大西洋型大陆边缘大西洋型大

7、陆边缘: 以扩张的大西洋为代表，以扩张的大西洋为代表， 由大陆由大陆大陆架大陆架大陆坡大陆坡大陆基大陆基大样盆地组大样盆地组 成，特点是没有海沟。成，特点是没有海沟。2太平洋型大陆边缘太平洋型大陆边缘: 以南美洲西岸为典型，有海以南美洲西岸为典型，有海 沟，并在大陆上有与之并行的山脉。沟，并在大陆上有与之并行的山脉。 由大陆由大陆大陆边缘山脉大陆边缘山脉大陆架和大陆坡大陆架和大陆坡海沟海沟 大洋盆地组成，大陆架很窄。大洋盆地组成，大陆架很窄。3日本海型大陆边缘日本海型大陆边缘: 与太平洋类似，由岛弧代替了大与太平洋类似，由岛弧代替了大陆边缘山脉，岛弧与大陆之间还有一片海域，称为弧后盆陆边缘山脉

8、，岛弧与大陆之间还有一片海域，称为弧后盆地地, 由由大陆大陆弧后盆地弧后盆地岛弧岛弧 (包括其旁侧很窄的大陆架和包括其旁侧很窄的大陆架和大陆坡大陆坡) 海沟海沟大洋盆地大洋盆地组成。弧后盆地可以是深海或组成。弧后盆地可以是深海或 浅海，或过渡类型的海浅海，或过渡类型的海(边缘海边缘海)。 132 地球的内部结构地球的内部结构 14(1)地球内部的圈层划分地球内部的圈层划分 根据根据地震波地震波在地球内部传播规律的研在地球内部传播规律的研究得出波速分布特征，将其与实验岩石学究得出波速分布特征，将其与实验岩石学的高温高压测试资料相结合，发现地球内的高温高压测试资料相结合，发现地球内部相应深度处存在

9、不同的波速与密度界面。部相应深度处存在不同的波速与密度界面。这些结果成了推算这些结果成了推算地球内部的密度分布状地球内部的密度分布状况，进而分析地球内部物理结构和物质分况，进而分析地球内部物理结构和物质分布特征的最基本的依据布特征的最基本的依据。151981年国际地球年国际地球物理联合会提出物理联合会提出了一个初步的地了一个初步的地球参考模型球参考模型(Preliminary Reference Earth Model)，简称，简称PREM模型，具体模型，具体将地球内部划分将地球内部划分了三种级别的圈了三种级别的圈层结构层结构PREM模型模型16171819地球内部的主要分层地球内部的主要分层

10、 名 称 深度范围/km物理状态 地壳 上地幔： 非地壳的岩石圈 软流圈 下地幔 过渡层 外地核 内地核511(大洋) 040(大陆) 莫霍面到150 km 150670 6702780 27802885 28855155 51556371固态 固态 固态 固态(上部接近熔融) 固态 固态(较低的速度) 液态 固态 20(一一) 大事件大事件19061906年奥尔德姆首先试图从地震波穿过地球的时间来推断整年奥尔德姆首先试图从地震波穿过地球的时间来推断整个地球的内部结构，他也是地核的发现者；个地球的内部结构，他也是地核的发现者；19091909年，莫霍洛维奇根据近震初至波走时，算出地下年，莫霍洛

11、维奇根据近震初至波走时，算出地下56km56km出出存在一个间断面。后来发现绝大多数地区都存在这个间断面，存在一个间断面。后来发现绝大多数地区都存在这个间断面，平均深度约为平均深度约为30 km30 km，称为，称为“莫霍界面莫霍界面”，也就是地壳的底面；，也就是地壳的底面；19141914年古登堡根据地震体波的年古登堡根据地震体波的“影区影区”确认了地核的存在；确认了地核的存在；19361936年莱曼通过对体波年莱曼通过对体波“影区影区”进一步研究，发现液态的地进一步研究，发现液态的地核中还有一个固态的地球内核；核中还有一个固态的地球内核；19961996年中国旅美学者宋晓东通过研究穿过地核

12、的地震波，推年中国旅美学者宋晓东通过研究穿过地核的地震波，推断出内核旋转速度要比外核快。断出内核旋转速度要比外核快。21地球划分出地球划分出3个一级圈层，即个一级圈层，即地壳、地幔和地壳、地幔和地核地核，这也是地球内部最主要的物性及化，这也是地球内部最主要的物性及化学组分的分界单元。学组分的分界单元。其中，地壳和地幔之间的分界面称作其中，地壳和地幔之间的分界面称作莫霍莫霍面面，平均深度，平均深度33km；地幔和地核之间的分；地幔和地核之间的分界面称作界面称作古登堡面古登堡面，深度为，深度为2891km。这两。这两个界面上下的物质，无论在化学组成、物个界面上下的物质，无论在化学组成、物质状态和物

13、理性质上，都有很大的区别。质状态和物理性质上，都有很大的区别。 22 根据更细致的分异特性，可以进一步将地球内部根据更细致的分异特性，可以进一步将地球内部划分为划分为7个二级圈层，从地表向地球深部依次为个二级圈层，从地表向地球深部依次为A(地壳地壳)；B，C，D(地幔地幔)；以及；以及E，F和和G层层(地核地核)。 进一步地，大陆地壳还可以再分为上、下两层地进一步地，大陆地壳还可以再分为上、下两层地壳，即壳，即A1和和A2；地幔的；地幔的B层中则包含层中则包含3个次级分层：个次级分层：B1，B2(为一地震波低速层，故推断为熔融状态，为一地震波低速层，故推断为熔融状态，也称软流圈也称软流圈)和和

14、B3；D层中包含着两个次级分层，它层中包含着两个次级分层，它们依次被称为们依次被称为D和和D”层。层。 地球内部圈层的形成，一般认为是由于地球内部地球内部圈层的形成，一般认为是由于地球内部加热、原始物质分异和分层作用共同产生的结果。加热、原始物质分异和分层作用共同产生的结果。23 地壳的厚度在全球各处是不均匀的。大陆地壳的厚度在全球各处是不均匀的。大陆之下，地壳平均厚度约为之下，地壳平均厚度约为33km，但变化很大。，但变化很大。世界屋脊世界屋脊青藏高原下面的地壳厚度约为青藏高原下面的地壳厚度约为70km左右，而华北地区有些地方还不到左右，而华北地区有些地方还不到30km。海洋。海洋下面的地壳

15、厚度只有下面的地壳厚度只有58km。 (二二) 地壳地壳24全球地壳厚度分布25在大陆的稳定地区：在大陆的稳定地区： 地壳约厚地壳约厚3545km，一般分为两层。上层中，一般分为两层。上层中的的P波速度由波速度由5.86.4km/s随深度递加到下层的随深度递加到下层的6.57.6km/s，但递加的情况各处不同。在有些，但递加的情况各处不同。在有些地区，上下层中存在着一个速度间断面，叫做地区，上下层中存在着一个速度间断面，叫做康康拉德拉德(VConrad)间断面，或叫间断面，或叫C间断面，但在另间断面，但在另地区，速度随深度的增加是连续的。由地壳下部地区，速度随深度的增加是连续的。由地壳下部过渡

16、到地幔一般是很快的，过渡到地幔一般是很快的，P波速度由每秒波速度由每秒7km多多在几公里深度之内就增加到在几公里深度之内就增加到88.2km/s。26 在大陆造山带地区：在大陆造山带地区： 地壳构造比稳定地区复杂。地壳厚度较大并且地壳构造比稳定地区复杂。地壳厚度较大并且还时常出现速度为还时常出现速度为7.27.8km/s的深部岩层。在有的深部岩层。在有些地区，莫霍面并不明显，表明速度是连续变化的。些地区，莫霍面并不明显，表明速度是连续变化的。在南美安第斯山和北美阿巴拉契亚山地区，地壳厚在南美安第斯山和北美阿巴拉契亚山地区，地壳厚度约为度约为65km在阿尔卑斯地区，厚度约为在阿尔卑斯地区，厚度约

17、为55km，在青藏高原，地壳厚度可达在青藏高原，地壳厚度可达70km左右。这些地区左右。这些地区的上层地壳一般是酸性的。速度为的上层地壳一般是酸性的。速度为6.0-6.5km/s，厚约厚约2030km，在这层下部，在这层下部，有时还存在一个低有时还存在一个低速层速层。在。在30km以下，速度连续由以下，速度连续由6.5增加到增加到8.2km/s。27中国地壳厚度中国地壳厚度28海洋地壳的结构：海洋地壳的结构： 海水的平均深度约为海水的平均深度约为4.5km。海底地壳主要有三层。海底地壳主要有三层。 第一层是未凝结的沉积，第一层是未凝结的沉积，厚度变化很大，约厚度变化很大，约02km/s。P波速

18、波速度为度为2km/s。 第二层是孔隙度很大的玄武岩碎屑，第二层是孔隙度很大的玄武岩碎屑，厚约厚约0.52km，P波速度波速度约约4.6km/s。 第三层是海洋地壳的主要层次，第三层是海洋地壳的主要层次，厚度和厚度和P波速度都比较均匀，波速度都比较均匀，各为各为4.7公里和公里和6.7 km/s。一般认为这层直接覆盖在地幔之上，。一般认为这层直接覆盖在地幔之上，但也有人认为中间还有一夹层，厚约但也有人认为中间还有一夹层，厚约3km，P波速度为波速度为7.4km/s。 无论有无夹层，地壳与地幔之间的莫霍间断面仍有约不超过一无论有无夹层，地壳与地幔之间的莫霍间断面仍有约不超过一公里的厚度。人工地震

19、探测可测出它的细微结构。关于第三层公里的厚度。人工地震探测可测出它的细微结构。关于第三层的组成，现在多数人认为是一种铁镁质的岩石，与玄武岩很相的组成，现在多数人认为是一种铁镁质的岩石，与玄武岩很相近。近。29海岭和深海沟海岭和深海沟 海岭处没有末凝结沉积的第一层玄武岩质的海岭处没有末凝结沉积的第一层玄武岩质的第二层出露海底并且较厚，而第三层则较薄且逐第二层出露海底并且较厚，而第三层则较薄且逐渐过渡到地幔。此处地幔的速度特别低，渐过渡到地幔。此处地幔的速度特别低，Moho面面也不明显。也不明显。 海岭处具有高热流、低密度和低速度、玄武岩海岭处具有高热流、低密度和低速度、玄武岩喷发以及结构的不均匀

20、性等特点，是地幔对流上喷发以及结构的不均匀性等特点，是地幔对流上升的地带，此处发生着岩石的部分熔融和分异，升的地带，此处发生着岩石的部分熔融和分异，形成新的玄武岩地壳并由海岭向外扩张。形成新的玄武岩地壳并由海岭向外扩张。 深海沟和岛弧地区的地壳是不均衡的。在海沟深海沟和岛弧地区的地壳是不均衡的。在海沟向海的向海的边，边，M面急剧向下弯曲，地壳积累着面急剧向下弯曲，地壳积累着很大的应变能，时常发生大的地震。很大的应变能，时常发生大的地震。 3031莫霍面作为一个明显的速度间断面，人们对莫霍面作为一个明显的速度间断面，人们对它的性质的认识随着地球内部结构研究的不断深它的性质的认识随着地球内部结构研

21、究的不断深入越来越完善。起初，莫霍面被认为是处处连续、入越来越完善。起初，莫霍面被认为是处处连续、横向均一的，但是现在很多地球物理探测结果显横向均一的，但是现在很多地球物理探测结果显示莫霍面是横向不均一的，间断的，甚至有些地示莫霍面是横向不均一的，间断的，甚至有些地区是不明显的区是不明显的(如海岭如海岭)。在构造活动的。在构造活动的些造山带些造山带地区，莫霍面的形态不是地区，莫霍面的形态不是个单纯的速度间断面，个单纯的速度间断面，而具有多层结构。莫霍面有一定的厚度，是一个而具有多层结构。莫霍面有一定的厚度，是一个速度梯度层。有些地区莫霍面可能是由速度梯度层。有些地区莫霍面可能是由组高速组高速和

22、低速的薄层所组成，即莫霍面由薄层束或薄层和低速的薄层所组成，即莫霍面由薄层束或薄层组构成。组构成。 莫霍面的认识莫霍面的认识32莫霍面的成因：莫霍面的成因：一派认为地壳底部的岩石是辉长岩性质的，而地一派认为地壳底部的岩石是辉长岩性质的，而地幔顶部则是榴辉岩性质的。莫霍面上下的岩石化幔顶部则是榴辉岩性质的。莫霍面上下的岩石化学成份基本相同，只是结晶相不同，所以莫霍面学成份基本相同，只是结晶相不同，所以莫霍面是一个相变分界面。是一个相变分界面。另一派认为莫霍面是岩性界面，它把中等的铁镁另一派认为莫霍面是岩性界面，它把中等的铁镁岩石地壳与上地幔的超铁镁岩石岩石地壳与上地幔的超铁镁岩石(橄榄岩橄榄岩)

23、分隔开。分隔开。目前，多数人倾向于第二种认识，即认为莫霍面目前，多数人倾向于第二种认识，即认为莫霍面是一个岩性的化学分界面。现在，有人还提出莫是一个岩性的化学分界面。现在，有人还提出莫霍面是一个动态的概念：在造山运动后，因为地霍面是一个动态的概念：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。能逸走乃至消失。33 (三三) 地幔地幔 地幔是指莫霍面至地幔是指莫霍面至2891km深度处古登深度处古登堡面之间的地球部分。和地壳、地核相比，堡面之间的地球部分。和地壳、地核相比，地幔的物质密度介于前两者之间，但由于地幔的物质密度

24、介于前两者之间，但由于地幔的体积约占地球总体积的地幔的体积约占地球总体积的82，地幔，地幔的总质量在三者中是最大的，约占地球总的总质量在三者中是最大的，约占地球总质量的质量的67。地幔可以分为上地幔。地幔可以分为上地幔(B)、过、过渡层渡层(C)和下地幔和下地幔(D)三个部分。三个部分。341上地幔上地幔(B) 又可分为次一级的三个层：即盖层又可分为次一级的三个层：即盖层(B1)、低、低速层速层(B2)和均匀层和均匀层(B3)。盖层的平均。盖层的平均P波速度为波速度为8.1km/s，是固态，它与其上部的地壳一起构成岩，是固态，它与其上部的地壳一起构成岩石圈。石圈。 岩石圈地幔底界变化于岩石圈地

25、幔底界变化于60220km处，其下处，其下有一个地震有一个地震P波速度减到平均波速度减到平均8.0km/s的低速层的低速层(B2)，低速带的成因很多学者用部分熔融或断层，低速带的成因很多学者用部分熔融或断层卸载来解释，认为它可能是大部分拉斑玄武岩浆卸载来解释，认为它可能是大部分拉斑玄武岩浆的源区，对于上覆岩石圈构造活动和演化有重要的源区，对于上覆岩石圈构造活动和演化有重要影响。因此，地质学家又把这一层称为影响。因此，地质学家又把这一层称为软流圈软流圈。岩石圈和软流圈是产生地质构造的主要源地，正岩石圈和软流圈是产生地质构造的主要源地，正因为如此，人们又把它们合称为构造圈。因为如此，人们又把它们合

26、称为构造圈。35软流圈软流圈在距地球表面以下约在距地球表面以下约100100公里的上地幔中，有一个明公里的上地幔中，有一个明显的地震波的低速层，这是由古登堡在显的地震波的低速层，这是由古登堡在19261926年最早年最早提出的，称之为软流圈，它位于上地幔的上部。提出的，称之为软流圈，它位于上地幔的上部。在洋底下面，它位于约在洋底下面，它位于约6060公里深度以下；在大陆地公里深度以下；在大陆地区，它位于约区，它位于约120120公里深度以下，平均深度约位于公里深度以下，平均深度约位于6060250250公里处。公里处。现代观测和研究已经肯定了这个软流圈层的存在。现代观测和研究已经肯定了这个软流

27、圈层的存在。也就是由于这个软流圈的存在，将地球外圈与地球也就是由于这个软流圈的存在，将地球外圈与地球内圈区别开来了。内圈区别开来了。3637220400km深度的上地幔下部为均匀层深度的上地幔下部为均匀层(B3)，其中地震波，其中地震波(P波波)速度回升到速度回升到8.7km/s，物质又变得致密、刚性，温度也回归正，物质又变得致密、刚性，温度也回归正常增长范围。常增长范围。38 2过渡层过渡层(C) 地幔中在地幔中在400km和和670km深处存在深处存在 两个不连续面，其间称为地幔过渡层两个不连续面，其间称为地幔过渡层(C层层)。呈。呈 固态，地震波速度变化梯度大。固态，地震波速度变化梯度大

28、。3下地幔下地幔(D) ，地幔中自，地幔中自670km深处的不连续面至深处的不连续面至地幔下界面地幔下界面(2891km深处的古登堡面深处的古登堡面)之间的部分之间的部分称为下地幔称为下地幔(D层层)。也呈固态，其下部地震波速度。也呈固态，其下部地震波速度变化梯度大。变化梯度大。39板块构造板块构造岩石圈在软流圈上岩石圈在软流圈上“漂移漂移”大洋中脊大洋中脊扩张扩张 海沟海沟汇聚汇聚4041(四四) 地核地核 古登堡面以下至地心的部分叫地核，是地球的古登堡面以下至地心的部分叫地核，是地球的内圈。地核又可以分为外核内圈。地核又可以分为外核(E层层)、过渡层、过渡层(F层层)和和内核内核(G层层)

29、三个部分。地核与地幔的分界面，即三个部分。地核与地幔的分界面，即2891km深处的古登堡面是尖锐的速度间断面，深处的古登堡面是尖锐的速度间断面，地震地震P波速度由地幔底部的波速度由地幔底部的13.7km/s突然降到地突然降到地核顶部的核顶部的8.06km/s，而，而S波不见了，密度则由波不见了，密度则由5.55升到升到9.90s/cm3。外核。外核(E层层)处于液态或极为处于液态或极为接近于液态，过渡层接近于液态，过渡层(F层层)也是液态状态，波速变也是液态状态，波速变化梯度小，内核化梯度小，内核(C层层)则是固态。则是固态。42奥尔德姆绘制的奥尔德姆绘制的P P波和波和S S波走波走时曲线时

30、曲线( (上图上图) )和简单的穿过和简单的穿过两层地球模型的波的路径两层地球模型的波的路径( (下图下图) )。地核的发现者地核的发现者奥尔德奥尔德姆姆(18581936年）年） 43地球内核的发现者地球内核的发现者英格英格莱曼莱曼(18881993年年) 在研究记录太平洋地震的地震图时，发现不能在研究记录太平洋地震的地震图时，发现不能用地球内部一般的模型解释地震波。这种波的用地球内部一般的模型解释地震波。这种波的一个例子在图中以箭头标示。莱曼认为如果该一个例子在图中以箭头标示。莱曼认为如果该波是从小的地球内核反射出来的，其到时就能波是从小的地球内核反射出来的，其到时就能够得到解释。够得到解

31、释。 44我我国国留留美美学学者者宋宋晓晓东东等等发发现现，地地球球内内核核相相对对于于地地幔幔的的快快速速差差异异转动，速率为转动，速率为1 10 0/ /年年 这这一一发发现现现现仍仍有有争争议议，许许多多研研究究说说：地地球球外外核核相相对对于于地地幔幔的的快快速速差差异异转转动动，速速率率为为0.150.150 0/ /年年 45463、地球内部的物质组成、地球内部的物质组成 地球经过约地球经过约46亿年的构造演化，演变成了具有亿年的构造演化，演变成了具有复杂内部圈层结构的特殊的物理化学系统。各圈层复杂内部圈层结构的特殊的物理化学系统。各圈层之间又通过岩石圈板块运动、地幔对流和超级热幔

32、之间又通过岩石圈板块运动、地幔对流和超级热幔柱柱(Superplume)等来实现壳等来实现壳幔幔核之间的物质核之间的物质能量交换。关于其内部物质组成的元素丰度，上能量交换。关于其内部物质组成的元素丰度，上地壳的成分可以直接观测，但是，下地壳、地幔，地壳的成分可以直接观测，但是，下地壳、地幔，尤其是下地幔和地核几乎或根本没有直接观测的资尤其是下地幔和地核几乎或根本没有直接观测的资料，因而判断其物质组成是非常困难的。为解决这料，因而判断其物质组成是非常困难的。为解决这一问题，许多学者都是借助于宇宙的丰度和已知的一问题，许多学者都是借助于宇宙的丰度和已知的观测事实以及地球物理资料来构筑地球模型，届时

33、观测事实以及地球物理资料来构筑地球模型，届时主要考虑以下四个方面：主要考虑以下四个方面： 471地球作为宇宙天体的一个成员，由宇宙物质演化地球作为宇宙天体的一个成员，由宇宙物质演化而来，地球的元素丰度应与宇宙的元素丰度大致而来，地球的元素丰度应与宇宙的元素丰度大致相同，因此可以根据宇宙丰度构成地球基本成分相同，因此可以根据宇宙丰度构成地球基本成分的简单模型（具体有陨石类比法等）；的简单模型（具体有陨石类比法等）；2地球基本成分及其分布必须符合深部地震资料所地球基本成分及其分布必须符合深部地震资料所反映的物质密度，比重等物理参数（如地球物理反映的物质密度，比重等物理参数（如地球物理类比法等）；类

34、比法等）；3地球成分分布必须与地球总的质量和惯性矩相协地球成分分布必须与地球总的质量和惯性矩相协调；调；4地球元素分布必须符合地球内部温度、压力分布地球元素分布必须符合地球内部温度、压力分布的状况。的状况。 4849根据高温高压物理实验，获得了地球内部不同深度处物相根据高温高压物理实验，获得了地球内部不同深度处物相组成变化的重要信息。组成地壳的基本单位是岩石。不同组成变化的重要信息。组成地壳的基本单位是岩石。不同的地壳类型具有不同的岩石组成。大陆地壳若按两分的观的地壳类型具有不同的岩石组成。大陆地壳若按两分的观念进行归纳。念进行归纳。上地壳：上地壳：主要由偏酸性的岩浆岩和沉积岩组成，在不同主要

35、由偏酸性的岩浆岩和沉积岩组成，在不同区域间岩石组成差异大，且岩石类型及岩石变质的程度也区域间岩石组成差异大，且岩石类型及岩石变质的程度也不相同；不相同；下地壳：下地壳：主要由不同比例的长英质麻粒岩和镁铁质麻粒主要由不同比例的长英质麻粒岩和镁铁质麻粒岩组成，岩石类型相对比较简单，但也是不均一的。大洋岩组成，岩石类型相对比较简单，但也是不均一的。大洋地壳中最主要的岩石类型为岩浆岩，其中又以基性火山岩地壳中最主要的岩石类型为岩浆岩，其中又以基性火山岩(玄武岩玄武岩)为主，以及少量基性为主，以及少量基性中基性岩墙。大洋地壳的中基性岩墙。大洋地壳的表层，还常覆盖着不同厚度的、末固结成岩的碳酸质或硅表层，

36、还常覆盖着不同厚度的、末固结成岩的碳酸质或硅质、泥质沉积物。质、泥质沉积物。50地幔的最上部：地幔的最上部：是由坚硬的硅酸岩石组成，它是由坚硬的硅酸岩石组成，它们和地壳一起构成了地球的岩石圈。依据地球物们和地壳一起构成了地球的岩石圈。依据地球物理资料和高温高压实验结果拟合，岩石由地幔理资料和高温高压实验结果拟合，岩石由地幔(B1)的镁硅酸岩矿物应为橄榄石，大洋地壳之下的镁硅酸岩矿物应为橄榄石，大洋地壳之下已观测到橄榄岩的存在。在上地幔的温压条件下，已观测到橄榄岩的存在。在上地幔的温压条件下，橄榄石、斜方辉石和单斜辉石是稳定的，因而，橄榄石、斜方辉石和单斜辉石是稳定的，因而，认为上地幔顶部可以看

37、成是橄榄石和辉石的集合认为上地幔顶部可以看成是橄榄石和辉石的集合体，上地幔的低速层体，上地幔的低速层(B2)可以用物质的部分融化可以用物质的部分融化来解释，如把低速层下面均匀底层和盖层来解释，如把低速层下面均匀底层和盖层(B1)的的物质没有很大区别，是固相超铁镁质和铁镁质岩物质没有很大区别，是固相超铁镁质和铁镁质岩石，也是大量碱性玄武岩岩浆的形成区。石，也是大量碱性玄武岩岩浆的形成区。 51过渡层过渡层(C层层)：上界面上界面(400km深深)深度的温度和压深度的温度和压力条件下，斜方晶系的橄榄石变成等轴晶系的尖力条件下，斜方晶系的橄榄石变成等轴晶系的尖晶石，密度增加约晶石，密度增加约60。至

38、下界面。至下界面600km深处，深处，尖晶石分解成更重的氧化物，如方镁石尖晶石分解成更重的氧化物，如方镁石(MgO)、方铁矿方铁矿(FeO)和斯石英和斯石英(一种比重达到一种比重达到4.28的高密的高密石英石英)。下地幔下地幔(D层层)：中硅酸盐矿物已转变成氧化物或具中硅酸盐矿物已转变成氧化物或具钙钛矿结构的硅酸盐，随深度增大惟一的成分变钙钛矿结构的硅酸盐，随深度增大惟一的成分变化表现为化表现为FeO含量的小幅度增高。下地幔的主要含量的小幅度增高。下地幔的主要成分是成分是MgO和和SiO2。其次是。其次是CaO和和Al2O3。CaO、Al2O3在下地幔中的平均含量虽较低，但它们可能在下地幔中的

39、平均含量虽较低，但它们可能有一些富集区。有一些富集区。52下地幔底部：下地幔底部：2000Km范围范围(区区)内物质较上覆地内物质较上覆地幔致密，由于高热梯度导致其内物质小规模频繁幔致密，由于高热梯度导致其内物质小规模频繁对流，而且该区对流，而且该区Ca、Al、Ti较上覆部分富集。上、较上覆部分富集。上、下地幔的化学组成有变化，地幔内存在横向的化下地幔的化学组成有变化，地幔内存在横向的化学不均一性，上地幔的结构和组成并不是简单的学不均一性，上地幔的结构和组成并不是简单的分层结构能概括的，反映出地幔内部也存在较复分层结构能概括的，反映出地幔内部也存在较复杂的物质杂的物质能量转变过程能量转变过程5

40、3地核：地核：中最主要的元素是中最主要的元素是Fe和和Ni，所以地核常被，所以地核常被称为铁镍核，但纯铁镍核与地核已知的地球物理称为铁镍核，但纯铁镍核与地核已知的地球物理资料不一致，它有太高的密度和太低的地震波速，资料不一致，它有太高的密度和太低的地震波速，因此地核中可能渗杂了较轻的元素。目前一般推因此地核中可能渗杂了较轻的元素。目前一般推测外地核测外地核(E层层)可能由液态铁组成，其中镍含量可可能由液态铁组成，其中镍含量可能达能达10，并有大约，并有大约515较轻的元素，如硫、较轻的元素，如硫、硅、氧、钾、氢等。内地核硅、氧、钾、氢等。内地核(C层层)应为刚性很高的，应为刚性很高的，在极高压

41、在极高压(3.3101161011Pa)下结晶的固体铁镍下结晶的固体铁镍合金组成。合金组成。544、固体地球各圈层之间的关系、固体地球各圈层之间的关系 固体地球各圈层之间存在物质组成和能量状态固体地球各圈层之间存在物质组成和能量状态的差异，正是这种差异构成了各圈层间相互作用和的差异，正是这种差异构成了各圈层间相互作用和物质能量交换的动力。物质能量交换的动力。55能量交换能量交换 地球的内能主要由内部温压状态所决定。我们地球的内能主要由内部温压状态所决定。我们知道，热量总是从高温区向低温区传递的，而地知道，热量总是从高温区向低温区传递的，而地球内部温度分布状况为内高外低，所以，地球表球内部温度分

42、布状况为内高外低，所以，地球表面不断有从内到外的热量散发。地球内部的热可面不断有从内到外的热量散发。地球内部的热可以通过以通过热传导、热辐射、激子热传导、热辐射、激子(辐射激发的原子辐射激发的原子)、物质运动物质运动(如地下热泉、火山活动、岩浆活动以及如地下热泉、火山活动、岩浆活动以及地幔对流等地幔对流等)等几种方式传递到地球表面。当然，等几种方式传递到地球表面。当然，这种热能的传递大小有明显的横向不均一性，具这种热能的传递大小有明显的横向不均一性，具体体现在地表热流值的不均匀分布。体体现在地表热流值的不均匀分布。 56地球不同圈层之间的物质交换有多种方式，地球不同圈层之间的物质交换有多种方式

43、，最主要的是地球的最主要的是地球的物质循环过程物质循环过程和和元素的迁移过元素的迁移过程。程。地球最大规模的物质循环是与板块构造运动地球最大规模的物质循环是与板块构造运动分不开的，沿地幔热柱上升的玄武岩熔浆从大洋分不开的，沿地幔热柱上升的玄武岩熔浆从大洋中脊涌出并冷却形成的洋壳，并在海沟处因俯冲中脊涌出并冷却形成的洋壳，并在海沟处因俯冲作用被插入大陆岩石圈之下的软流圈，在地幔软作用被插入大陆岩石圈之下的软流圈，在地幔软流圈被加热并熔融，与地幔物质混合后重新加人流圈被加热并熔融，与地幔物质混合后重新加人地幔的对流循环。火山活动使幔源岩浆上升到地地幔的对流循环。火山活动使幔源岩浆上升到地壳浅部或溢出地表，使地幔物质向地壳迁移。壳浅部或溢出地表，使地幔物质向地壳迁移。物质交换物质交换57