地球内部结构

地球内部结构 由面波频散曲线反演速度分布1、频散1、频散 相速度(C)指单色波的传播速度。相速度(C)指单色波的传播速度。 群速度(U)指波群整体传播的速度。群速度(U)指波群整体传播的速度。 2、得到相速度曲线的方法2、得到相速度曲线的方法 (1)对比法(1)对比法 (2)台阵法(2)台阵法 (3)频谱法(3)频谱法 (4)窄带通(4)窄带通 3、得到相速度曲线的方法3、得到相速度曲线的方法 (1)移动窗函数法(1)移动窗函数法 (2)多重滤波法(2)多重滤波法 地震层析成像(Seismic tomography) 地震波层析成像从不同波场角度亦可详细地分为体波ST(直达波ST、反射波ST、折射波ST )、面波ST、自由振荡ST。 从算法上可分为射线理论层析成像和波动方程层析成像。 地震走时层析成像基本思路 11,,t,dls,,,,VVray ,t,,sdl,ray 第七章 计算密度的方法 计算密度的方法 地球介质的密度也是随深度变化的，密度随深度的分布主要是靠地震波的速度推算出来的。 在球对称介质中，只要知道了密度随深度的变化率dρ(z)/dz，就可求出密度分布ρ(z)。 下面就地下介质的化学组成是否“均匀”、物理状态是否处于“绝热”，分四种情况进行讨论。 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法 1、均匀绝热情况1、均匀绝热情况 dddP,,,.dZdPdZ PGmd,,,g,,,.,,2Zdr,,由于由于 ,d,4Kd,,22S,..,,,,,,,PKdS,dP3, ,dlng,,dg,,,或或,dZ,dz 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法1、均匀绝热情况1、均匀绝热情况 ,,dg , ,dz422,,,,, ,3dlng , ,dz 亚当斯-威廉森(Adam-Williamson)公式。在计算中， 2可考虑g的变化很小(9.81一10.69m/s)，取其平均值。这时，ρ随深度的变化，完全由φ随深度的变化决定。 第七章 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法2、均匀、非绝热情况 考虑介质非绝热的影响，有 ,,,d(z)g(z)(1,) , ,dz 其中δ为非绝热影响系数，可以通过实验来测定。 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法2、均匀、非绝热情况 考虑介质非绝热的影响，有 ,,,d(z)g(z)(1,) , ,dz 其中δ为非绝热影响系数，可以通过实验来测定。 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法3、非均匀、绝热情况 考虑介质非均匀的影响，有 ,,,d(z)g(z) , ,dz 式中，η为非均匀系数。 计算地球密度分布的方法计算地球密度分布的方法 4、非均匀、非绝热情况 同时考虑非均匀、非绝热的影响时，有 ,,,,d(z)(1,)g(z) , ,dz 上式称为修改的亚当斯-威廉森公式。当η,1时，表示组成均匀;当δ,0表示绝热。 应该指出，除亚当斯-威廉森公式可确定地球内部密度外，其他学者还从另外角度建立了速度和密度关系。速度和密度的关系 例如，伯奇(F.Berirch,1966)经过实验得出密度ρ与纵波速度v经验关系为:p ,,0.768，0.301VP 3式中v单位为km/s，ρ单位为g/cm，它适用于p 沉积岩、花岗岩、橄揽岩，因而可于地壳和地慢上部。 地球内部重力加速度g的计算地球内部任一点的重力加速度，是地球其他所有质量对该点单位质量所施引力之合力(不考虑惯性离心力)。对于球对称介质，距地心为r 处的重力加速度g为: rGmG2 g,,4,r,dr22,0rr 计算结果表明，从地表到深部2400 km处，g的变化 2很小，从9.85一9.90m/s。在一般计算中可视为常数。 2在核幔界面处，g达到最大，为10.69m/s，这是因为地核密度突然增大的结果。 地球内部压强P 的计算地球内部压强P 的计算地球内部的受力状态可以用流体静压强来描述，即: dP ,g, dz 求出g、ρ后，可以算出压强梯度dP/dz,再通过积分，算出不同深度处的压强P。 通过计算可知: 9地壳底部的压强P约为10Pa; 11地幔底部为1.3x10Pa; 11而地心可达3.6x10Pa以上。 地球内部弹性参数的计算只须两个弹性参量就可表征地球内部的弹性性质 2,,,V,S, 4,2KV,,,，p,3, 计算结果表明: 11地幔底部:,约为3.6×10Pa，大约是普通钢的4倍， 11K约(6.0-7.0)×10Pa; 11外核:,接近于0,K约(6.0-12.0)×10Pa; 1112地心:,为5.0×10Pa,K约(1.6-1.7)×10Pa。第三节地球内部结构 根据地震波速度的不同，地球可根据地震波速度的不同，地球可 分为地壳、上下地幔和内外地核等几分为地壳、上下地幔和内外地核等几 个大构造单元。其中，壳幔界面、幔个大构造单元。其中，壳幔界面、幔 核界面、内外核界面和上下地幔之间核界面、内外核界面和上下地幔之间 的过渡层，是十分明显的。的过渡层，是十分明显的。 1909年:莫霍面的发现(Mohorovicic)1909年:莫霍面的发现(Mohorovicic) 1909年:莫霍面的发现(Mohorovicic)1909年:莫霍面的发现(Mohorovicic) 1913年:古登堡古面的发现(Gutenberg)1913年:古登堡古面的发现(Gutenberg) 1936年:1936年: 内核的发现内核的发现 (IngeLehmann)(IngeLehmann) 用近震体波研究地球上地幔结构例:1.反射波(P)的利用11 22在x-t坐标下，采用回归分析，可求出斜率 222k=tgα=1/V和截距b=(2H-h)/V,显然有 1 V,, k 11b Hh,， 22k 2. 折射波(P)的利用n 已知震源深度h,又从P求得莫霍面以上的速11度V,当莫霍面近水平时，折射波时距曲线的斜率的1 倒数即为上地幔顶部的速度速V。2 22(2)HhVV,,,21走时方程:t,，,pnVVV122 MH界面的深度: Vt,,1p2nHh,，[] 2V22()1, V1 用远震体波获得地球内部速度结构 地球内部结构地球内部结构 名称深度范围/千米物理状态地壳5,11(大洋) 固态 0,40(大陆) 固态 上地幔: 非地壳的岩石圈莫霍面到150千米固态 软流圈150,670 固态(上部接近熔融) 下地幔670,2780 固态 过渡层2780,2885 固态(较低的速度) 外地核2885,5155 液态 内地核5155,6371固态 当前研究重点:横向非均匀性和各向异性。