1、第一节 地球内部结构的发现 第二节 地球内部的圈层结构 第三节 反演问题 第四节 反演地震层析成像与地球内部三维结构,第四章 地球内部的结构,第一节 地球内部结构的发现,一、探索的历史 在古代，地心被神化地描绘成地狱之火。 古希腊时，毕达哥拉斯和亚里士多德都提出过球形大地的观点，埃拉托色尼则第一个用几何方法给出了地球赤道的长度。 1522年9月6日，麦哲伦完成了第一次环球航行，地球是圆的这个概念才宣告确立。 1666年，牛顿发现了万有引力定律，标志着对地球认识的新阶段的开始。牛顿和惠更斯同时得出地球是一个两极扁平赤道隆起的椭圆的理论，牛顿的重力原理也提供了测定地球密度的一种途径。把整个地球内部
2、的平均性质与已知岩石的密度比较，可以得到对地球组成情况的初步近似估计。 1798年，英国的卡文迪什勋爵确定地球的平均密度为5.45，比普通岩石的密度大一倍。差异如此之大，表明在地球内部决没有空洞，那里的物质必定是非常致密的。,另外一个有关地球内部状态的重要线索是由日月引力造成的海洋潮汐提供的。如果地球内部差不多都是液体的话，地球的岩石表面将像大洋潮汐一样涨落，其结果是在海岸边会看不到潮的涨落。1887年一个优秀的地球物理学家乔治达尔文从主要海港的潮的高度得出结论：“认为地球内部是流体的假说不可取”。他推理地球深部的总体刚度虽然不像钢那样大，但仍是相当可观的。经过进一步精心推敲，地球物理学家们作
3、出了简单曲线，估计从地表到地心巨增的压力对密度的影响。1897年维歇特通过理论计算发现，地球内部可能由围绕着一个铁核的硅酸盐地幔组成。,1902年在柏林发表的一张地球内部略图 这个地球的早期模型具有固体地壳、弹性地幔和固态核,在20世纪地震仪广泛使用确认了层状结构并发现了意想不到的构造。例如19世纪地球物理学家推断地核为液体，但20世纪发现在液体的核中还存在一个固态内核。 没有一种地质研究技术能与记录地震波探测地球相比。我们怎么应用地震波去透视地球内部? 为了寻找答案，首先要研究地震图。,二、地壳的探究 1. 一个误区,过去人们普遍认为地球内部是液体,地壳是表面凝固着一层硬壳。而现在很多人形象
4、地把地球比作一个鸡蛋，当然地壳就比作蛋壳，所以，地壳总给人一个内软外坚的印象，这样理解显然错误，因为现代地震学观测表明地球内部大多数深度的介质一般比钢还硬，地壳下面并不软。然而地壳一词已沿用许多年，地学界也不打算再改。但请大家记住，它仅仅是指地球的最外固体层，并不是刚度较强的硬壳的含义。,2.地壳底部的发现,克罗地亚的扎格瑞布地震观测台的莫霍洛维奇（Mohorovicic）分析1909年10月8日克罗地亚地震的地震仪记录的P波和S波时，注意到有些波似乎比设想的沿地球表面传播的波到达得晚一些。为了解释这个延迟，他假定朝下走的P波和S波沿着深约54千米一个界面被折射上来。以后的研究表明，这个被称为
5、莫霍洛维奇不连续面(或简称莫霍面或M界面)的界面是全球现象，虽然它的平均深度一般比54千米小而且并不总是一个急剧过渡。这个界面把地壳和其下的地幔分开。,1909年：莫霍面的发现(Mohorovicic）,1909年：莫霍面的发现(Mohorovicic）,地壳的厚度在全球各处是不同的。大陆地区，地壳平均厚度为35公里，但横向很不均匀，如我国青藏高原下面的地壳厚度达6080公里，而华北地区有些地方，还不到30公里。海洋地壳的厚度只有58公里。 在大陆的稳定地区，地壳厚度约为3545公里，一般分为两层。上层的P波速度由5.86.4 km/s随深度增加到下层的6.57.6 km/s。但增加的情况存在
6、很大的地区差异。有些地区，上下层中间存在一个速度间断面，叫康拉德（Conrad）面，或C界面。但在另一些地区，观测不到来自C界面的震相。由地壳下部到地幔，波速增加一般是很快的，P波速度由7 km/s在几公里的深度内很快增加到8.08.2 km/s。M-界面的细结构现在仍然是地球科学研究的热点问题。,3. 大洋和大陆地壳的区别,地震观测表明，大洋和大陆下面的地壳的厚度不同。当地震仪能记录绕地球漫长路径传播的地震波时，通过洋底和通过大陆的地震波波型明显不一样，从而清楚地展示出地质构造的差别。这些波型也提供了一种得力的方法，能从远处观测和分析地震波沿途主要地质构造的情况。 如果知道深部地球介质的性质
7、，我们就能从理论上预测相应观测到的面波的波形。在实际工作中往往是倒过来的，我们先观测到某种波形，然后试图从波形推断出沿漫长传播路线所经过的岩石性质的平均状态。 面波通过地球表面的路径通常既穿过大洋，又穿过大陆。但在特殊情形下，有些地震台能记录到仅通过大陆地壳或海洋地壳的纯路径面波。,穿过大洋和大陆的地震波的不同波形 （上）加利福尼亚伯克利的一个长周期地震仪记录的地震图，可看到阿拉斯加地震沿大洋路径传播的勒夫波脉动(G脉动)(时间分段信号点为1分钟间距)； （下）西伯利亚地震到瑞典乌普萨拉地震台穿过大陆路径传播的勒夫波列，由于频频散被拉开成长久的波列(时间从左到右；0.9毫米相当1秒),解释沿大
8、洋和大陆路径传播的勒夫和瑞利波特征的频散曲线 （上绿）各种周期的大洋勒夫波几乎以同样速度传播，它们同时到达，产生突出的 G脉动；相反的，大陆勒夫波的速度随周期逐渐变化，使之频散； （下蓝）沿大洋途径传播的瑞利波扩散成的波列可以以15秒为周期持续许多分钟，而沿大陆途径传播同等距离的瑞利波记录则不出现这种长而单调的波列。,通过大洋路径传播过来的瑞利波 1983年4月3日哥斯达黎加地震在德国贝尔恩台记录的运动垂直分量,从地壳底部到地幔顶部，地震波速跳跃很大，说明地幔顶部的物质和地壳不同。 由于地幔内部又存在410公里和670公里（全球平均）两个地球二级速度间断面，地幔分为上地幔、过渡层及下地幔三个层
9、区。 重力均衡现象要求上地幔要有可以沿水平方向流动的物质层，我们称其为软流层。 软流层以上至地面（包括地壳在内）称为岩石层，岩石层内的物质不能沿水平方向流动。 力学上的软流层与地震学发现在上地幔内部存在的低速层，其含义和位置不一定符合，这是因为虽然软流层是地质时间尺度的物质力学性质的描述，但在地震波测量的时间响应尺度内仍然可以表现为弹性响应。,三、地幔结构,地震波的速度是由介质的物质组成和温度共同决定的。 地球化学及地球内部物理学研究表明，过渡层的上、下界面可能是由于地球内部相关深度的温度、压力条件下发生矿物相变形成的。 关于410公里和670公里速度间断面的探测与研究，近年来已成为地震学与地
10、球动力学研究的一个专题。 全球地震活动图像显示，在700公里以下，地球内部没有发现地震活动。因此下地幔被认为是板块俯冲深度的终结层。下地幔的速度梯度较小，速度的变化也较为均匀。 由于地幔可以传播S（剪切）波，地震学中通常视地幔为固体。,四、地球液体核的发现,地震学历史中探测工作最辉煌的成就之一是英国地质学家奥尔德姆（Oldham）发现地球的核。地核存在的直接证据最早来自奥尔德姆的地震学观测，他于1906年将其成果发表于一篇著名的论文中。回顾奥尔德姆的发现，可让我们更深入体会到地震学家是如何利用观测的震相走时曲线，来推断地球内部结构的。“一直到120度距离的波都没有穿过地核，在150度距离上波速
11、明显减小，表明在这个距离出露的波深深地穿过了地核。因为120度的弦能达到的最大深度为地球半径的一半，因此推断地核的半径应该不超过地球半径的0.4倍。”,1906年：外核的发现(Oldham）,1914年：古登堡古面的发现(Gutenberg）,德国的古登堡（Gutenberg）教授(18891960年)进行了比奥尔德姆更广泛的地震波反射波观察，拥有更丰富的地震记录，古登堡利用核幔界面的反射波震相走时资料得出了比奥尔德姆更精确的核界面深度估计，1914 年他首次估计出地核深度为2900公里，他的估计结果经受了时间的考验，现代观测对地核深度的估计值2891公里与这一数值仅有几公里的误差。 在核幔界
12、面处，P波速度从13.72 km/s下降为8.06 km/s；S波速度从7.26 km/s下降为0。速度的突然变化说明地核的物质组成和状态与地幔不同。核幔界面不仅是物质间断面，且可能还是温度间断面。,五、地球液体核的发现,丹麦地震学家英格莱曼（Inge Lehmann）于1936年首次发表证据说，在外核之内有一月亮大小的内核，这一结论被以后的观测进一步证实。哥本哈根的位置适合于记录太平洋地震带上大地震产生的通过地球核心的地震波。莱曼利用这个优势获得了读取具有这些波的地震图的可观经验，并巧妙地应用科学方法取得了决定性成果。当她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。
13、这种波的一个例子在下页图中以箭头标示。莱曼认为如果该波是从小的地球内核反射出来的，其到时就能够得到解释。,1936年： 内核的发现 (Inge Lehmann）,第二节 地球内部的圈层结构,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的过渡层,是十分明显的。 （1）壳幔界面在地下3060km深度处,纵波速度从6-7km/s,跳到8km/s以上,它是地壳与地幔的分界面。这个界面是莫霍洛维奇在1909年研究Pn震相时提出来的,因此, 该界面又称为莫霍面(M面)。 （2）幔核界面在地幔内,速度随深度而增加。在大约2900
14、km处,P波速度突然从13km/s下降到8km/s左右,出现地球内部第二大间断面。这是古登堡在1914年首先较精确地计算出其深度的,因此该界面又称为古登堡面(G面)。,（3）内外核分界面 从2900km以下进入地核,纵波速度逐渐回升,横波速度因横波不能通过而恒为零,直到大约5000km,横波才出现,纵波速度也有明显跳跃,成为地球内部的第三大间断面。这是莱曼在1936年首先发现的,可记为L面。 （4）上下地幔的过渡层 从1956年开始,布伦对地幔做了进一步分层的研究,认为地幔由上地幔(与20走时曲线的间断相联系)、过渡层(速度变化不均匀)和下地幔(速度变化均匀)组成。 上述地球分层,即主要单元的
15、划分,从20世纪开始至50年代已大体确定,如书上图4.6所示：A(地壳),B(上地幔),C(过渡层),D(下地幔),E(外核),F(间断面), G(内核)。 最近几十年,对地球结构的认识逐步深入,在横向变化、非弹性和各向异性等诸方面深入发展,地球模型逐渐发展和完善。,一、 布伦的地球分层模型布伦根据下图所示的杰弗瑞斯古登堡速度分布特征,将地球分成A、B、C、D、E、F、G七层；后来,又根据新的资科,将D分成D和D,形成八层。布伦模型主要是根据体波(纵波和横波)速度资料制定的。所得结果,在主要特征上,至今依然是有价值的。,布伦的地球分层模型,二、初步地球参考模型(PREM)1980年5月,国际地
16、球标准模型委员会推荐杰旺斯基和安德森教授提出的初步地球参考模型(PREM),如下页图作为当前国际上临时的地球参考模型,供有关学科参考。这个模型在1981年的第21届国际地震学和地球内部物理学委员会(IASPEI)正式通过。,1981年：地球内部结构PREM模型,D. L. Anderson & A. M. Dziewonski 获得1998年度Crafoord奖PREM模型 (Preliminary Reference Earth Model),Adam M. Dziewonski Frank B. Baird, Jr. Professor of Science,1991年：地球内部结构(IA
17、SPEI91) 模型,第三节 反演问题,奥尔德姆和莱曼 “正演问题” ：提出地球的初始假定模型，限定内边界的半径，并假定可能的地震波速度，然后用简单的公式，如“速度等于距离除以时间”，去预测理论走时，预测值可以和观测走时比较。这种类型的问题被称之为正演问题。 地震学家一开始往往先用观测走时给出距离，并由此推导出速度分布以及地质构造。这种类型的问题是“反演问题”。 在许多科学领域都会遇到此类问题，必须用“正演”和“反演”两种方法解决问题。 地球深内部的遥测问题必须用“正演”和“反演”两种方法加以论证解决。,在地震图上可清楚看到不同时间到达的子波列，我们称之为震相。震相是地震图上显示的震动特征不同
18、（如P波、S波）或传播路径不同的地震波组。 各种震相在到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等方面都各有其自己的特征。震相特征取决于震源和传播介质的特性。 由于这些波组都有一定的持续时间，所以相邻震相的波形互相重叠，产生干涉，使地震图呈现出一幅复杂图形。 地震学的任务之一就是分析、解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相走时曲线推测地球内部的速度结构。,用于确定地球内部深部构造的基本方法是，解释测得的地震波走时曲线，求解通过地球的平均地震波速度。 球对称的地球模型被作为一阶近似模型，这一模型假定P波和S波的速度仅是地球半径的函数，从而大大简化了计算。 其数学方法与光学或声学中的反演方法相似。
19、 因为这些速度与它们穿过的岩石的密度和弹性性质呈定量相关，地球内岩石平均密度和穿过它们运行的P波和S波速度随深度的变化曲线提供了推断在地球内部构造的有效方法。,第四节 反演地震层析成像与地球内部三维结构,地球的表面和地壳不是径向对称的，沿地壳的不同截面它们具有不同特性。可以预期或许在很深处岩石性质也有横向变化。 为了获得地球内部完整的结构图，我们需要从一维或者二维过渡到全球三维图像。 在过去的四十年里，在解释横向变化，特别是上地幔里和围绕地核的横向变化中取得了突出进展。地质学家们甚至发现了地球内核的非对称性迹象。 这些激动人心的发展是通过环球适当布设的地震台网的合作使之得以实现的。这样一个数字
20、仪器台网至少在全球陆地表面已大部分到位了，它能够以宽频记录到全球大于6级的地震。,地震层析成像 (Seismic Tomography),医学上的CT:Computerized Tomography地震学上的CT:Seismic Tomography,三维速度结构（3D velocity structure)Aki, Christofferson, Husebye (1977)-ACH 方法,地震层析成像 (Seismic Tomography),地震层析成像 (Seismic Tomography),北京及周边地区地壳地震层析成像,北京及周边地区地壳地震层析成像,北京及周边地区地壳地震层析成
21、像,北京及周边地区地壳地震层析成像,北京及周边地区地壳地震层析成像,北京及周边地区地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,四川云南构造活动地区 地壳地震层析成像,The velocity perturbations along the latitude 25N,四川云南构造活动地区地壳地震层析成像,地震层析成像主要方法 (Seismic Tomography),体波（射线理论）面波接收函数法,地壳结构确定(反射地震方法),地壳结构确定(反射地震方法),由地震研究揭示的地球总体构造的现代剖面,
