第二章地球的基本特征地球的基本參數地球的主要物理性質地球的圈層構造地質作用及其能量來源第一節地球概況1.通常所說的地球形狀就是大地水準面的形狀。大地水準面：大地測量中所謂的地球形狀，是指一種以平均海平面表示的平滑封閉曲面，即大地水準面。

一、地球的形狀和大小大地水準體大地水準面2.赤道的地球直徑比通過兩極的直徑長42.5Km。地球的扁率：地球兩極扁平的程度a=b-c/bb:地球赤道半徑c：地球兩極半徑

地球是一個兩極比較扁平、赤道部分相對突出的橢球體；通過兩極的地球斷面是橢圓形而不是正圓形；橢球體的最大圓周在赤道上，而不在通過兩極的橢圓上。

整個地球的形狀，從通過兩極，垂直于赤道平面的斷面來看，呈現梨形。這個“梨形體”和標準橢球體相比較，南極凹進24米，北極高出14米，從赤道至60°S之間高出基準面，而自赤道至45°N之間又低于基準面。極半經為6356.8km赤道半經為6378.1km平均半經為6371km扁率為1/298基本上仍是一個圓球地球的大小及相關數據二、地球的表面形態

地球表面高低不平，以海平面為界分為海洋和陸地兩大地理單元。海洋面積占70.8%、陸地面積占29.2%海洋：平均深度：3729m最深11034m（馬里亞納海溝）

陸地：平均高度：875m最高：8844.43m（珠穆朗瑪）

兩者相差近20km

按照高程和起伏特征，陸地地形可分為山地、丘陵、平原、高原和盆地等類型。1、山地—海拔500m以上，切割度大于200m（一）陸地地形特征天山昆侖山2、丘陵—海拔低于500m，相對高差小于200m3、平原—海拔＜200m的廣闊而平坦的地區4.高原——高原是海拔高程在600m以上、面積較大、頂面較為平坦或略有起伏的地區。5.盆地——四周為山地或高原、中央低平的地區稱盆地。6.洼地——（1）高程在海平面以下的低洼區。吐魯番盆地中的艾丁湖。（2）指陸地上的局部低洼部分。洼地因排水不良，中心部分常積水成湖泊、沼澤或鹽沼。根據海底地形的總體特征，海底大致可分為大陸邊緣、大洋中脊和大洋盆地。1.大陸邊緣（continental

margin）：大陸與大洋盆地之間的過渡地帶。由海岸向深海方向，大陸邊緣常包括大陸架、大陸坡和大陸基。有時在大陸邊緣則出現島弧與海溝地形。（二）海底地形特征（1）大陸架（continental

shelf）

是海與陸地接壤的淺海平臺，其范圍是由海岸線向外海延伸至海底坡度顯著增大的轉折處。大陸架部分的海底坡度平緩，一般小于0.3°，平均約0.1°。（2）大陸坡（continental

slope）

是大陸架外側坡度明顯變陡的部分。其平均坡度為4.3°，最大坡度可達20°以上；（3）大陸基（continentalrise）

是大陸坡與大洋盆地之間的緩傾斜坡地。坡度通常為5′～35′大陸基主要分布于大西洋和印度洋邊緣，在海溝發育的太平洋邊緣不發育。海溝是大洋邊緣的巨型帶狀深淵，其長度常達1000km以上，寬度近100km。深度多在6000m以上。海溝常與島弧平行伴生。島弧是大洋邊緣延伸距離很長、呈弧形展布的島群（4）海溝與島弧

2.大洋中脊（mid－oceanicridge）大洋中脊是綿延在大洋中部（或內部）的巨型海底山脈，它具有很強的構造活動性，經常發生地震和火山活動。大洋中脊在各大洋中均有分布，且互相連接，全長近65000km，堪稱全球規模最大的“山系”。大洋中脊軸部常有一條縱向延伸的裂隙狀深谷，稱中央裂谷。3.大洋盆地（oceanic

basin）大洋盆地是介于大陸邊緣與大洋中脊之間的較平坦地帶。大洋盆地主要可分為深海丘陵和深海平原兩類次級地形。大洋盆地中常可見規模不大、地勢比較突出的孤立高地，稱為海山。有些海山呈鏈狀分布，延伸可達上千公里，稱為海嶺。海山頂部如露出海面以上即成為大洋中的島嶼。陸地向海洋自然延伸的部分，坡度緩，水深在200米以內大陸架向外傾斜的陡坡，水深急劇增至數千米大洋中脊大洋中新海底誕生的地方，火山活動較強烈海洋底部最深的地方。三、地球的主要物理性質（一）地球的密度（二）地球的壓力（三）地球的重力（四）地球的磁場（五）地球的溫度（六）地球的彈塑性（一）地球的密度地球的平均密度：5.517g/cm3地表巖石平均密度:2.65g/cm3地心的密度:13g/cm3可以推測地球內部深處物質的密度是隨深度遞增的。并且在984km、2898km、

5125km的地方做跳躍式增加，表明地球內部物質是不均勻的。（二）地球的壓力地球內部壓力是隨深度加大而逐漸增高的。深度每增加１km，壓力增加27.5MPa（1MPa＝1兆帕斯卡＝１０６N/m２）。深部隨著巖石密度的加大，靜巖壓力增加得更快些。靜巖壓力在莫霍面附近約1200MPa，古登堡面附近約135,200MPa，地心處可達361,700Mpa，相當于360萬個大氣壓力。

地表地心（三）地球的重力rdFPR地球的重力地球自轉引起的離心力和地球引力的合力。P=F+dF=G

M×m，d=r×ωR2(G為萬有引力常數，ω為角速度)因為離心力相對很小，即使在赤道也只有萬有引力的1/289，所以重力基本上就等于萬有引力，方向也基本上指向地心。為了便于比較，通常用單位質量所受的引力來表示重力（重力加速度g）。

g=G×M/R2（單位用伽Gal，1Gal=1cm/s2

）（三）地球的重力重力在地表的變化重力隨緯度的增加而增加，隨海拔高度的增加而減小。若將地球視為均質體，以海平面為基準可計算出不同緯度的標準重力值。g=987.032(1+5.3×10-3×sin2ф-5.9×10-6×sin22ф)g為重力（伽），ф為緯度。重力在地球內部的變化影響重力大小的不是整個地球的總質量，而主要是所在深度以下的質量。由于地殼與地幔的密度都比較小，從地表到地下2900km的核幔界面，重力大體上是隨深度增加而略有增加，但有波動。在核幔界面上，重力值達到極大(約1069伽)，再往深處去,各個方向上的引力趨向平衡,重力值逐漸減少，直至變小為零。重力的變化（三）地球的重力

理論重力值：把地球看作一個理想的旋轉橢球體，并且內部密度無橫向變化，所計算的重力值為理論重力值重力異常：由于各地海拔高度、周圍地形以及地下巖石密度不同，以致所測出的實際重力值不同于理論值，稱為重力異常

重力異常正異常：實際值大于理論值負異常：實際值小于理論值

在埋藏有密度較小物質（如石油、煤、鹽等非金屬礦產）的地區，常顯示負異常；而埋藏有密度大物質（如鐵、銅、鉛、鋅等金屬礦產）的地區，就顯示正異常。所以人們就可以通過重力測量，來圈定重力異常的區域，尋找那些引起重力異常的非金屬和金屬礦產。這就是地質勘查中常用的重力探勘方法（三）地球的重力自由空氣校正自由空氣異常布格校正布格異常（文獻中所看到的重力異常大部分都是指布格異常）實際重力值的校正方法圖是中國大陸布格重力異常圖，反映了莫霍面的起伏。

1、青藏高原邊緣地區及大興安嶺太行山一帶有明顯的重力臺階說明地質情況有較大變化。

2、丘陵及平原地區重力異常值較小，而青藏高原等地負異常值較大。

布格重力異常最高的地方，往往對應著強烈下沉區。

為什么出現上述現象出現？

地殼均衡理論“山根”與“反山根”（四）地球的磁場它有兩個磁極，其磁北極位于地理北極附近，磁南極位于地理南極附近，但不重合，地磁軸與地球自轉軸的夾角現在約為11.5度，1980年實測的磁北極位于北緯78.2度、西經102.9度（加拿大北部），磁南極位于南緯65.5度，東經139.4度（南極洲）。地磁場：地球周圍存在的磁場地磁軸地理軸（四）地球的磁場地磁三要素：磁場強度、磁偏角、磁傾角磁場強度：為某地點單位面積上磁力大小的絕對值。它是一個具有方向（磁力線方向）和大小的矢量，一般在磁兩極附近磁感應強度大（約為60T（微特拉斯））；在磁赤道附近最小（約為30T）。磁偏角：磁力線在水平面上的投影與地理正北方向之間形成的夾角。即，磁子午線與地理子午線之間的夾角。磁偏角的大小各處都不相同。在北半球，如果磁力線方向偏向正北方向以東稱為東偏，偏向正北方向以西稱為西偏。我國東部地區磁偏較為西偏，甘肅酒泉以西地區為東偏。沈括與哥倫布分別于11世紀末和15世紀末發現。磁傾角：指磁針北端與水平面的交角。通常以磁針北端向下為正值，向上為負值。地球表面磁傾角為零度的各點的連線稱為地磁赤道；磁場強度磁偏角磁傾角地磁極地磁子午線磁層地磁場的成因（四）地球的磁場地磁軸地理軸由地磁赤道到地磁北極，磁傾角由0°逐漸變為+90°；由地磁赤道到地磁南極，磁傾角由0°變成-90°。磁傾角的變化如果發現實測地磁要素數值與正常值不一致，便說明在正常磁場里有個局部異常磁場存在，使地磁要素產生偏差，這個現象叫地磁異常(magneticanomaly)。地磁異常是地下磁性物質有局部變化的標志，可以據此勘測出地下巖體和礦體。反映出的異常值大于正常值叫正異常；反映出的異常值小于正常值叫負異常。利用地磁異常來勘探有用礦物的方法叫磁法勘探(magnetcprospcting)。古地磁學地質學家發現,在火成巖中保留有熱剩磁(thermo-remanentmagnetization)，在沉積巖中保留有沉積剩磁(depositionalremanentmagnetization)，它們都可以指示當時當地的地磁場方向，所以叫古地磁(Paleomagnetism)。近代磁極位置表地球磁場的成因認為地球的地核部分為具有磁性的鎳鐵物質，從而形成地球磁場。認為巨大質量物體的轉動可以導致電磁效應，這種看法也被否定了。地核的外核部分為液態的金屬鐵鎳物質，是一種導電流體，在地球旋轉過程中，產生感應自激，形成地球磁場。（五）地球的溫度

深礦井溫度升高，地下流出溫泉和火山噴出熾熱物質，告訴人們地球內部是熱的。由地內溫度分布狀況可分為：外熱層、常溫層和內熱層.外熱層(solarwarminglayer)是地球表層，吸收太陽輔射熱，其中絕大部分又輻射回空中，只有極少一部分透入地下以增高巖石溫度。因此外熱層的溫度是向下減低的。這種溫度變化只影響地表不深的地方，平均約為15m.

溫度隨時間、緯度高低和海陸分布情況而有所差異。比如：時間由于太陽熱量有晝夜變化，四季變化和多年周期變化，地溫變化速度和幅度便各不相同。日變化速度較快而幅度較小，年變化速度較慢而幅度較大，引起的地質作用也各有特點溫度變化隨深度減小，到一定深度時，變化就不明顯了。日變化影響深度為1~1.5米，年變化影響深度一般為10~20米。

常溫層(homothermallayer)就是外熱層最下界。既（20—25m)的地段。在這個深度上年變化幅度為零，溫度常年保持不變，等于當地年平均溫度。就整個地表來看，常溫層的深度大致是中緯度比赤道和兩極深，內陸區比海濱區深，因為中緯度和內陸區的溫度年變化較大。內熱層(interiorwarminglayer)在常溫層下，溫度隨深度而逐漸增加。這種增溫顯然不是太陽熱而是地內熱，主要是放射熱的影響，且增溫是有規律的，即每向下一定深度便增高一定溫度。

計量這種增溫的大小通常用地溫梯度和地熱深度來表示。

地熱的主要來源是由放射性元素衰變而產生的，如鈾（U238，U235）、釷（Th232）、鉀（K40）等（表1-2）。

地溫梯度(geothermalgradient)或地熱增溫率，即深度每增加100米時所升高的溫度。以℃表示。一般為3℃

地熱深度(geothermaldepth,或地熱增溫級)，即溫度每升高1℃所增加的深度。以米表示。地熱增溫級為一般為33m.

大地熱流：地熱釋放最經常和持續的形式是地球內部熱能從地球深部向地表的傳輸，這種現象稱為大地熱流。熱流量的單位為4.1868×10-6J/cm2·s，通稱地熱流量單