地震波探测地球内部结构
地球的结构实验报告
地球的结构实验报告研究目的地球作为我们生活的家园，其内部结构对于地球科学的研究具有重要意义。
本实验旨在通过一系列实验和观测，了解地球的结构以及不同层次的特征。
实验设备和方法设备1. 地震仪：用于记录地震波信息。
2. 地质锤和钻头：用于地壳的取样和观测。
3. 岩石样品：用于分析地球的成分和演化。
4. 导线和电流表：用于测量地球内部的电阻率。
方法1. 室内实验：利用模型和地震仪观测地震波的传播和反射情况。
2. 野外实验：在地质锤和钻头的帮助下，对地壳进行取样和观测。
3. 化学分析：通过对岩石样品的化学成分分析，了解地球的组成。
4. 电阻率测量：利用导线和电流表测量地球内部岩石层的电阻率，从而间接推测地球的结构。
实验过程和结果实验一：地震波的传播通过模型实验，我们制造了一个小型的地震模拟器。
通过观察地震仪记录的地震波传播和反射情况，我们发现地震波传播速度随着深度的增加而发生变化。
地壳内的传播速度较快，而地幔和核心部分则传播速度较慢。
实验二：地壳的取样和观测在野外实验中，我们使用了地质锤和钻头，从地壳中取得了若干岩石样品。
通过观察这些岩石样品的颜色、质地和成分，我们初步推断地壳是由不同的岩石层构成的，有些岩石层是火成岩，有些是沉积岩。
实验三：岩石样品的化学分析通过对岩石样品的化学成分分析，我们发现不同层次的岩石具有不同的化学组成。
地壳主要由氧、硅、铝等元素组成，地幔中含有较多的镁、铁等元素，而核心则主要由铁和镍构成。
实验四：电阻率测量通过在岩石样品上放置导线，并将电流通过样品中，利用电流表测得的电阻率，我们发现不同层次的岩石具有不同的电阻率。
地壳的电阻率较低，地幔的电阻率较高，而核心的电阻率又有所降低。
结论和分析通过一系列的实验和观测，我们得出以下结论：1. 地球的内部结构是由地壳、地幔和核心构成的。
2. 地壳主要由硅酸盐岩石构成，地幔则主要由硅酸盐和铁镁质岩石构成，而核心则由铁和镍组成。
3. 不同层次的岩石具有不同的物理特性，如传播速度、电阻率等，这些特性是地球内部结构的重要证据。
地球物理的探测技术与方法
地球物理的探测技术与方法地球物理学是一门利用物理原理和方法来研究地球内部结构、性质及其动力学特征的学科。
地球物理学的研究有助于揭示地球的内在运动规律以及地球环境变化的成因和机制，对于解决人类面临的一系列地球科学难题以及环境保护等方面都有重要的意义。
而为了深入研究地球的内在结构和性质，探测手段必不可少。
下面介绍地球物理探测的常用技术和方法。
一、电磁法电磁法是地球物理探测最常用的方法之一。
这种方法利用地球表面与空间电磁场的相互作用，测定地球内部电性结构的分布情况。
地球物理学家通常采用地电、磁、电磁三种测量方法。
其中，地电法是利用地球自然电场和人工电场（如激发源）去探测地下介质中的电性结构，使这些结构的变化显现在人们观测到的电场变化中；磁法则是以地球磁场和人工磁场为探测工具，测定地下介质的磁性结构；电磁法则是利用电磁感应原理，当人工电磁场与地下的物质进行相互作用时，产生的感应电流作用于地下的物质，产生了电磁场，通过对该电磁场的观测来判断地下介质的电性和磁性结构。
二、地震法地震物理学是利用地震波探测地球内部结构的学科。
地震波是在地震矩形产生时由震源向四周传播的机械波，它是研究地球内部结构的重要工具。
从地球内部和地震波的传播规律来看，地震波具有一定的频率分布和传播的速度规律，这些规律与地球内部的物理属性密切相关。
通过观测地震波在地球内部的传播规律，可以推断出地下介质的性质和结构。
常见的地震法有反射法、绕射法、层析成像法等。
其中，反射法主要是通过人工震源产生地震波，当地震波遇到地下介质的界面时，将发生反射和折射，对这一波的反射、折射和纵波等进行检测，就可以了解介质的物性和结构。
三、重力法重力法是一种地球物理探测方法，利用地球表面所有物体产生的重力作用，测量重力和其变化，以反推出地质体的空间分布和密度变化。
重力法的关键在于精密测量重力加速度的值及其变化，利用防震滤波等方法，消去测量过程中的误差，获得较准确的测量数据。
地球的结构
地球组成:三个同心球层:地核、地幔和地壳。
地球内部结构是指地球内部的分层结构。
根据地震波在地下不同深度传播速度的变化,一般将地球内部分为三个同心球层:地核、地幔和地壳。
中心层是地核;中间是地幔;外层是地壳。
在遥远的46亿年前，太阳系附近发生了一次超新星爆发，大量的星际尘埃堆积在太阳的周围，这些尘埃开始的时候混乱不堪，但经过太阳核聚变产生的“太阳风”长时间的吹击，灰尘被吹走了，只留下了些较大块的物质。
这些物质又因为自身引力互相吸引，最终在某一时刻，形成了一个球，地球。
地球从最开始的小球逐渐变大，在今天已经成长为了直径一万三千公里的大球。
现代地理学对地球内部的划分，大致可分为三圈层，最外面的一层称为地壳，中间一层称为地幔，最中心部分称为地核。
如果把地球内部结构做个形象的比喻，它就像一个鸡蛋，地核就相当于蛋黄，地幔就相当于蛋白，地壳就相当于蛋壳。
作为鸡蛋壳的地壳，它的厚度是不均匀的，一般大陆地壳较厚，尤其是山脉，平均厚度约32千米，海洋地壳较薄，一般在5至10千米。
如果把地壳进行更详细的的划分，通常可分为两层，第一层为硅铝层，主要成分是硅和铝，与大陆块有关，代表性岩石是花岗岩。
第二层为硅镁层，主要成分是硅与铁镁矿物，与大洋底有关，代表性岩石是玄武岩。
作为蛋清的地幔，其占地球总质量也和鸡蛋类似（68%），它是介于地表和地核之间的中间层，与地壳一样，地幔也可以大致分为两层，分别为上下地幔，上地幔的顶部由软流层构成，其主要成分就是放射性物质，由于放射性物质的分裂产生能量，导致整个地幔温度都很高，（大概1000°C到3000°C之间），这样的高温导致了岩石的融化，所以岩浆就是从上地幔层来的。
下地幔相比于上地幔盛产岩浆的特色，没什么特殊的，主要矿物是高密度的硅酸盐或硅，镁氧化物。
上地幔的矿物则以辉石和橄榄石为主。
地球最里面是地核。
和蛋黄一样，地核如果能独立拿出来观看的话，应该是一个融化的铁镍球，颜色甚至都与蛋黄类似，地核同地壳地幔一样，也可以分为两部分，内核和外核。
地球内部结构
地球内部结构概述地球内部结构指的是地球从外部到内部的各个层次和组成部分。
地球内部结构的研究对于我们理解地球的形成、地质活动和地球表面现象具有重要意义。
地球内部结构可以分为三个主要部分：地壳、地幔和地核。
1.地壳：地壳是地球最外层的固体壳层，主要由岩石和土壤组成。
它分为大陆地壳和海洋地壳两种类型。
大陆地壳较厚，平均厚度约为30至70公里，而海洋地壳较薄，平均厚度约为5至10公里。
地壳是地球上生物和人类活动的主要区域，包含着我们生活的大陆和海洋。
2.地幔：地幔位于地壳之下，是介于地壳和地核之间的岩石层。
地幔的厚度约为2900公里，占据了地球体积的大部分。
地幔主要由硅、镁、铁等元素的氧化物和硅酸盐矿物组成。
地幔的温度和压力非常高，因此岩石处于高温高压的固态或部分熔融状态。
地幔的热对流是地球上地质活动的主要驱动力之一。
3.地核：地核是地球的内部部分，由外核和内核组成。
外核是一层液态的铁和镍合金，厚度约为2200公里。
内核是一层固态的铁和镍合金，直径约为内核的一半。
地核的温度非常高，但由于巨大的压力，内核仍能保持固态。
地核的运动和热对流产生了地球的磁场，对地球表面的生物和大气层起到保护作用。
地球内部结构的研究借助地震波传播、地热和地磁测量等技术手段。
通过观测和分析地震波在地球内部的传播速度和路径，科学家可以推断出地球内部的密度、温度和物质组成。
这些研究成果对于地球科学、地质学和地球物理学的发展具有重要意义。
地球内部结构对地球表面现象产生了深远的影响。
地球内部的热对流和岩石圈的运动导致了地震、火山喷发和地质变形等地质灾害和地质现象的发生。
同时，地球内部的热能也是地球上存在生命和维持生态系统的重要条件之一。
因此，深入理解地球内部结构对于我们认识地球的演化历史、地球表面的变化以及环境保护和自然灾害预防具有重要意义。
地壳：地球最外层的固体壳层地壳是位于地球内部结构中最外层的固体壳层，它是我们所生活的大陆和海洋的基础。
地震学原理
地震学原理地震学是研究地球内部产生、传播和记录地震波的学科，通过地震波的分析可以了解地球的内部结构和地球动力学过程。
地震学的原理主要包括以下几个方面：1. 弹性波传播原理：地震波是地震事件产生的振动在地球内部的传播波动。
地震波可以分为纵波（P波）和横波（S 波），它们都是属于弹性波动的一种。
P波是一种能够沿地震传播路径传播的压缩性波动，而S波是一种只能沿介质的横向传播的剪切波动。
地震波在传播过程中会受到地球内部不同介质的阻力、反射、折射等影响，从而形成地震波的传播路径和特征。
2. 震源机制：地震波源来自于地球内部的断层破裂和地壳运动。
地震学通过对地震波的方向、振幅、频率等进行分析，可以推断出地震的震源机制，即地震发生时断层的破裂方式和破裂过程。
震源机制的研究可以提供有关地震的震源深度、震级和震中位置等重要参数。
3. 地震波传播速度：地震波在地球内部传播的速度是地震学研究的重要内容。
不同种类的地震波在不同介质中的传播速度会有所差异。
通过观测和分析地震波的传播速度可以推断地球的不同层次的界面和介质的性质，如地幔和核的界面。
4. 地震波记录与解释：地震学家使用地震仪器进行地震波的记录和分析。
地震记录包括地震仪和地震图表，地震图表可用于测量地震波的震级和震中位置。
通过收集和分析地震记录，地震学家可以了解地壳内的地震活动分布、地震烈度以及岩石物理特性等信息。
5. 地震学应用：通过地震学的研究，可以了解地球内部的结构和动力学过程，为地球科学、地质勘探、地震灾害预测和工程建设等提供重要的依据和参考。
地震学的应用还包括探索资源、研究地震活动规律、监测地震活动以及评估地震灾害风险等。
综上所述，地震学的原理主要涉及地震波传播、震源机制、地震波传播速度、地震波记录与解释以及地震学的应用等方面，通过这些原理可以研究和了解地球内部的结构和地震活动规律。
0为什么能用地震波来探测地球内部的构造
为什么能用地震波来探测地球内部的构造？地震波是地震发生时，地下岩石受到强烈冲击所产生的弹性震动传播波。
地震波是弹性波，它能穿过包括地核在内，在整个地球传播。
地震波可分为纵波、横波、面波和界面波四种类型。
纵波（P波），也称疏密波，通过物体时，物体质点的震动方向与地震波传播的方向一致，传播速度最快，周期短，振幅小，能通过固体、液体和气体传播。
地震发生后，纵波最先到达地面，引起地面上下颠簸。
横波（S波），通过物体时，物体的质点震动方向与地震波传播方向垂直，在地壳中传播速度比纵波慢，周期较长，振幅较大，只能通过固体介质传播，比纵波到达地面晚，横波能引起地面摇晃。
纵波、横波合称体波，体波在地球体内部可以向任何方向传播。
面波（L波），也称地面波，是纵波或横波到达地面后，从震中沿地面表层向四周传播的次生波。
面波振幅较体波显著，波速比体波小，周期较体波长。
利用面波的波散现象，可推算相应地区的地壳和上地幔的结构状况和性质。
界面波是在两个弹性层之间的平界面附近传播的地震波。
由于不同的地震波，具有不同的性质和传播特点，因此可以利用地震波来探测地球的内部构造。
目前世界上最深的钻井只有10公里多一点，能直接取样观察的最深矿井仅有3公里。
目前人们还不能对地球整个内部进行直接观察研究，主要是利用地震波研究地球的内部结构。
在地球内部地震波传播曲线图上，从地球大陆的地表面往下到33公里深处，横波速度每秒约4公里，纵波速度每秒约8公里。
从33公里往下到2900公里深处，横波速度由每秒4公里多增快到每秒7公里以上，纵波速度由每秒8公里左右增快到每秒13公里以上。
从2900公里往下到5000公里深处，横波完全消失，纵波传播速度突然下降到每秒8～10公里左右。
从5000公里往下到地心，无横波传播，纵波速度又逐渐增快到每秒约11公里左右。
从地震波在地球内传播的情况表明，在大陆33公里深处以下，横波和纵波的速度明显加快，证明是密度很大的可塑性固体层，因此地下33公里深处是地震波传播的一个不连续面，这个不连续面是莫霍洛维奇发现的，所以叫莫霍面。
高一地理地球圈层结构笔记
高一地理地球圈层结构笔记
一、地球内部圈层结构
1、划分依据：地震波
2、地球内部圈层结构：地壳、地幔和地核
3、地壳与地幔的分界线：莫霍界面，地幔与地核的分界线：古登堡界面
4、岩石圈包括地壳和上地幔顶部，由花岗岩、玄武岩等岩石组成
二、地球外部圈层结构
1、大气圈：由气体和悬浮物组成的复杂系统，分为对流层、平流层、臭氧层、中间层、外层
2、水圈：包括海洋、河流、湖泊、冰川等，是地球上水循环的载体
3、生物圈：包括森林、草原、湿地等生态系统，是地球上生物生存和繁衍的场所
4、岩石圈：包括地壳和上地幔顶部，由花岗岩、玄武岩等岩石组成
5、大气圈、水圈和生物圈是地球上三个最重要的圈层，它们相互影响、相互作用，形成了地球上丰富多彩的自然环境。
三、重点难点讲解
1、地球内部圈层结构的划分依据及内部圈层结构是学习本节内
容的重点。
只有了解了地球内部圈层结构，才能更好地理解地震波在地球内部传播的原理及地壳运动对人类生产生活的影响。
2、大气圈、水圈和生物圈是地球上三个最重要的圈层，它们与人类的生产生活密切相关。
因此，了解这些圈层的特征和作用，对于我们认识自然环境、保护自然资源具有重要意义。
3、在学习本节内容时，要注重理论联系实际。
通过观察、实验等方法，深入理解地震波在地球内部传播的原理及地壳运动对人类生产生活的影响。
同时，也要将所学知识应用到实际生活中，提高自己解决实际问题的能力。
地球内部由表及里可分为( )三个圈层
地球内部由表及里可分为三个圈层
地球内部由表及里可分为地壳、地幔和地核三个圈层。
划分依据：
地球内部情况主要是通过地震波的记录间接地获得的。
地震时，地球内部物质受到强烈冲击而产生波动，称为地震波。
它主要分为纵波和横波。
由于地球内部物质不均一，地震波在不同弹性、不同密度的介质中，其传播速度和通过的状况也就不一样。
例如，纵波在固体、液体和气体介质中都可以传播，速度也较快；横波只能在固体介质中传播，速度比较慢。
地震波在地球深处传播时，如果传播速度突然发生变化，这突然发生变化所在的面，称为不连续面。
根据不连续面的存在，人们间接地知道地球内部具有圈层结构。
地球由表及里可以分为哪几层
地球由表及里可以分为哪几层
我们根据地震波的传播特性来对地球内部结构进行探测，根据地震波中横波和纵波的速度变化，我们推测地球的内部结构可以分为地壳、地幔和地核三部分。
一、地壳（qiao）
地壳是指由岩石组成的固体外壳，地球固体圈层的最外层，岩石圈的重要组成部分，通过地震波的研究判断，地壳与地幔的界面为莫霍洛维奇不连续面（莫霍面）。
地壳
地壳的平均厚度为17千米，这个厚度相对于地球6371的半径来说是非常薄的。
地壳很像地球这个大鸡蛋的蛋壳。
地壳厚度比较
二、地幔
地幔是指地壳下面是地球的中间层，厚度约2865公里，主要由致密的造岩物质构成，这是地球内部体积最大、质量最大的一层。
地幔
地幔又可分成上地幔和下地幔两层，地幔很像地球这个大鸡蛋的蛋白。
地球结构示意
三、地核
地球的核心部分，位于地球的最内部。
半径约有3470 km，主要由铁、镍元素组成，高密度，地核物质的平均密度大约为每立方厘米10.7克。
温度非常高，有7000℃。
地核又可以分成外核和内核两层，地核很像地球这个大鸡蛋的蛋黄。
地球概论-地球的结构和物理性质3
有磁力作用的空间叫磁场。表征磁场特征的一个要素 是磁场强度。地球磁场是弱磁场。地面附近的磁场强度， 大约只有50μT。赤道附近较弱，约30-40μT；两极较强， 约为60μT。它因时因地而发生变化的量就更微弱了。
地球磁场强度（F）在空间是一个有方向的量。它的方 向对于水平面的俯角叫做磁倾角（I）。有了磁倾角，地球 磁场强度就有它的水平分量（H）和垂直分理（Z）。
海岭一般位于大洋中部。世界各大洋的洋底，都贯穿 着一条高大的海岭，彼此首尾相接，连绵不绝，称为洋中 脊。最引人瞩目的首推大西洋中脊，它呈S形纵贯南北， 与两岸大陆轮廓完全吻合。洋中脊的轴部，有一条深为 1—2km的断裂谷把洋脊劈开。海沟的位置往往同岛弧相邻 近；典型的海沟，通常位于大洋的边缘。
第十五节 地球内部的物理性质
海可以分为边缘海、内陆海和地中海。 边缘海既是海洋的边缘，又是临近大陆前沿；这类海与 大洋联系广泛，一般由一群海岛把它与大洋分开。我国 的东海、南海就是太平洋的边缘海。
地中海介于大洲之间，面积很大，最典型的就是介 于欧、亚、非三洲之间的地中海。
被欧、亚、非大陆包围的地中海
内海深入陆地内部，面积较小，例如我国的渤海、北 欧的波罗的海和南欧的黑海等。
地磁偏角的分布，不仅与地磁两极有关，而且还同地 理两极有关。
地磁两极所在的地理子午线上，地磁偏角为0°或 180°，该子午线称为无偏线。无偏线分全球为东偏和 西偏两半球。在东偏半球，地磁北极位于地理北极的 偏东方向，地磁偏角都是东偏角；而在西偏半球，地 磁北极位于地理北极之西，地磁偏角都是西偏角。然 而，地磁偏角的大小因地而异，并不是简单地因经度 或纬度而不同。
——在大陆架向深海的一方，有一个深度不很大而坡度特 大的地带。其深度约为200—2500m，坡度则达3.5％ —6 ％，即2°—3.5°。这是海底地形中特大的坡度。因此， 这个地带被叫做大陆坡，是陆块与洋底的真正界限。
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地震波探测地球内部结构
-----速度异常体
PB05007106 马晓静地震震相按照震中距的大小，可分为近震震相和远震震相。
近震接收到的主要利用高频波，可用来研究地壳的结构构造，如近地表的倾斜界面的形态（反射、折射波），地壳的结构特点。
远震接收到主要为衰减较小的低频波，研究地球深部构造，如地球速度垂向分布、间断面的特征(范围、形状、成因等）。
以下，着重讨论D”层的超低速区震相识别。
1.D”层的重要性
D”层是固态地幔和液态外核之间的边界，是地球内部重要的边界层之一；控制着核幔边界的物质、能量交换；与地球内部对流、板块运动、磁场变化有紧密联系。
D”层也是下地幔中最为复杂的区域，很多研究成果已表明，比如某些地区的D”层顶部速度跳跃及横向不均匀性，在某些地区D”是低速的，存在大量的散射体，存在尖锐的分界。
2、超低速区
D”中存在一种极为异常的结构，称为ULVZ（ultra low velocity zone)。
它的厚度为5~60 km，横向尺度大约200 km。
剪切波速(Vs ) 异常达-30%，压缩波速(Vp ) 异常达-l0% ，密度异常可达+l0 %，是一种高密度、低地震波速度的异常体。
地幔其他地区的速度异常范围一般不超过3%，所以称这种异常体为超低速区。
一般认为，超低速区是化学异常及后钙钛矿相变共同影响下的化学-热对流体系中形成的产物．在全球范围内都有广泛分布。
研究D”层的结构，一般选择来自核幔边界的反射波(ScS，ScP，PcP)、透射波(SKS，PKP等)以及沿着核幔边界传播的衍射波(Pdiff，SKPdS，SPdKS，ScPdiff)或者它们的组合。
下面介绍几种研究超低速区的地震学方法。
（1）SKS+SPdKS/SKPdS
SKS从震中距70°开始出现，但比较弱；在83°之后，成为径向分量上的主要震相；根据PREM 模型，地幔一侧：Vs=7.6 km／s，Vp=13.6 km／s；外核侧 Vp=8.0km／s)，在震中距超过105°后，外核中传播的P波经过核幔边界进入地幔
时，会发生全反射,形成沿着核幔边界传播的衍射波Pdiff，Pd在传播过程中有辐射能量进入地幔形成S波，台站接收到的就是SKPdS（SPdKS与SKPdS的形成原因一致，只是过程相反，两者等效，只是研究的区域不同）。
根据PREM模型，SKPdS从105°发展，SKS和SKPdS的波形到113°才能分开；如果核幔处有ULVZ,绕射波Pdiff又经过这一区域，SKPdS会被延迟，所以两个波分开得比较早，约110°就能看出来。
上图，(a)是根据PREM模型得到的两波的合成地震图，在113°时波形分开；（b）是核幔边界处速度正常时的地震图，与（a）一致；（c）、（d）分别是冰岛和非洲的地震图，大概在109°、110°就分开了，说明下面超低速区的存在。
Ganero和Helmberger通过对SPdKS的研究，首先发现了ULVZ的存在，后来，在对其他波的观测中得到验证。
（2）S+ScS
对于震中距小于100°、横向的地震波记录来说，最主要的震相是S和ScS。
PREM模型预测在87°后，S和ScS会合并在一起，形成一个波。
如果在D”处存在低速异常体，ScS波就要走更多的路程来平均抵消低速体的影响，在震中距更大的时候，才能和S波合并到一块。
（3）PKIKP前趋波
对比上图的两条地震波，因为地幔一侧的Vp (约13.6km/s)大出外核中Vp (约8.2km/s)很多，所以，在D”层传播距离较大会比PKIKP先到，称为PKIKP前趋波(precursor）。
但由于不满足Snell定律，由惠更斯原理，该波的能量即振幅很小，按照PREM模型，看到PKIKP前有小的波动。
若D”层中有散射异常体，使满足Snell定律，则前趋波的能量变大，振幅变大，震相明显。
下面是示意图：
研究前趋波的优势：震相在最前面，超出其他的波，干扰很小，观测方便清 晰。
（4）结合运用的一个例子：
因为检测超低速区的不同震相需要不同的距离，因此需要比较巧合的地震一台站的组合才能使不同震相结合起来研究超低速区成为可能，这些组合也更加确证了超低速区的存在。
上图为南美的地震在AAE台记录到的SKPdS和西太平洋的地震在MSKU台记录到的PKP前趋波，采样到同一超低速区。
底部的图为顶部图的特写。
总结：
以上几种研究速度异常体的方法，主要是通过将实测地震图与模型合成图进行对照，做定性分析，根据对照的结果，设计异常体的形状、位置、大小范围、尖锐度、速度异常程度等（反演），得理论地震图，再反过来与实际图对比，验证设计的合理性（正演）；如此反复，并充分考虑到、排除掉其他因素的影响，最后得到与实际地震图最吻合的设计方案，即为推测的地球内部结构。
参考资料：
[1]超低速区研究进展与展望，倪四道，中国科学技术大学学报，Vol.37,No.8,Aug.2007
[2]地震学原理与应用，刘斌、徐文俊
[3]西太平洋地鳗底部及CMB区域的S波速异常及精细结构，万柯松、宋晓东、傅容珊
[4]A strong lateral shear velocity gradient and anisotropy heterogeneity in the lowermost mantle beneath the southern Pacific，Sean R. Ford, Edward J. Garnero, Allen K. McNamara， JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH，Vol.111，2006。