人教版高一地理必修1 1.4 地球的圈层结构(共82张PPT)

三、地壳
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） 大陆型地壳。
三、地壳
3.3 地壳的岩石学分层 ● 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
D″
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
三、地壳
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0~40km，地震波在此层的传播速度与在花 岗岩中近似；
第二章 地球的圈层结构
目录
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
本章重点：
1、掌握地球的基本圈层和特征及其划分依据 2、地震波的定义及分类
1、固体地球内部结构的研究方法
构造地震是由地壳运动所引起的地震。一般认为,地 壳运动是长期的、缓慢的,一旦地壳所积累的地应力 超过了组成地壳岩石极限强度时,岩石就要发生断裂 而引起地震。也就是地应力从逐渐积累到突然释放时 才发生地震。
二、地球内部圈层结构的划分
固
体
地
构
球 的
圈
层
结
二、地球内部圈层结构的划分
二、地球内部圈层结构的划分
二、地球内部圈层结构的划分
D″
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
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
① 第一层：未固结远洋沉积层，厚0-1km，平均0.3km； ② 第二层：枕状玄武岩和基性岩墙群，厚0.7-2.0km，平均
三、地壳
3.2 地壳的类型 （2）大陆地壳（陆壳 continental 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30～50km，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：
欧洲以外古生代造山带
19
15．5±3．5 6．8±0．2 7．0±0．2 37．4±3．9
中、新生代挤压造山带 地盾／地台 太古宙地盾 元古宙地盾
10
21．0±12 6．7±0．3 6．9±0．3 52．4±13
29
14．8±8．2 7。0±0．3 7．1±0．2 43．4±5．2
10
13．1±7．8 6．9±0．2 7．0±0．2 43．0±6．3
过渡区
不详
G
5120～6370
内核
梯度很小
D″
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
二、地球内部圈层结构的划分
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
二、地球内部圈层结构的划分
◆ 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
● 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。
三、地壳
3.2 地壳的类型
大陆地壳
过渡型地壳 大洋地壳
三、地壳
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
表2-1 布伦的地球内部分层
区 域 深度范围／km 名 称 P波和S波速度的特征
A
0～33
地壳
复杂
B
33～410 上上地地幔幔
梯度正常
C
410～1000
梯度较大
D′
1000～2700 下下地地幔幔
D″
2700～2900
梯度正常 梯度近于零
E
2900～4980
外核
VP梯度P波正梯常度，正常Vs为0
F
4980～5120
活动裂谷
8
9．6±3．7 6．8±0．4 7．0±0．4 27．6±5．7
裂谷边缘
30
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
8．6±5．1 7．0±0．3 7．2±0．3 25．6±6．5
古生代造山带
29
13．4±5．0 6．8±0．2 7．0±0．2 34．8±5．0
欧洲古生代造山带
10
9．4±5．2 6．8±0．2 6．9±0．2 29．9±2．5
● 本课程主要讨论岩石圈的构造和动力学问题。
二、地球内部圈层结构的划分
● 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6.2~7.6km／s，其下为8.0~8.2km／s。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。
Wolfe et al., Nature, 1997
一、固体地球内部结构的研究方法
2. 地震层析成像法（Seismic tomography）
● 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
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
一、固体地球内部结构的研究方法
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。
● 地震波的速度结 构可反映地球内部介
一、固体地球内部结构的研究方法
2. 地震层析成像法（Seismic tomography）
● 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。
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
一、固体地球内部结构的研究方法
1. 构造地震法
● 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。
● 地震波类型：体波（Body wave) 和面波 (Surface wave)。
◆ 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；传播速度较慢；仅能在固体中传
一、固体地球内部结构的研究方法
1. 构造地震法
面波
体波
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
地震
● 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。
● 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 km／s，S波波速为 7.11km／s，其下P波波速突然降至7.9km／s，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
二、地球内部圈层结构的划分