中国大陆地壳和上地幔三维温度场
中国科学 D 辑: 地球科学
2007年 第37卷 第6期: 736~745
https://www.sodocs.net/doc/0a14445712.html,
收稿日期: 2006-11-06; 接受日期: 2007-03-19
中国博士后科学基金、国家自然科学重点基金(批准号: NSFC-40234042)和国家自然科学基金(批准号: 40674058, 40374048)资助 《中国科学》杂志社
SCIENCE IN CHINA PRESS 中国大陆地壳和上地幔三维温度场
安美建
①②*
石耀霖①
(① 中国科学院研究生院计算地球动力学实验室, 北京 100049; ② 中国地质科学院地壳变形地表过程
重点实验室, 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081)
摘要 根据Goes 等发展的方法, 利用层析成像提供的S 波波速计算得到了中国大陆上地幔三维温度场, 所得到的上地幔温度场的1300℃绝热等温温度深度与地震学低速带顶部的深度大体吻合. 用计算的上地幔80 km 深度温度和地表温度作为边界约束条件, 利用稳态热传导模型计算得到了中国大陆80 km 深度以上(地壳和上地幔)部分的三维温度场. 在大多数有丰富可靠地表热流测量的地区, 这样计算的地表热流与实际观测地表热流的偏差在地表热流观测误差范围之内. 中国大陆地壳的温度在25 km 深度呈现明显的东高西低分布. 东部温度约在500~600℃度之间; 西部温度小于500℃, 塔里木克拉通的温度最低、达460℃. 100 km 深度的上地幔温度也呈东高西低分布. 东部和东南部温度普遍高于1300℃绝热等温温度; 西部主体温度低于1300℃绝热等温温度. 塔里木克拉通和四川盆地表现出了明显的低温. 在150 km 深度, 华南、扬子克拉通东部和整个华北克拉通高于1300℃绝热等温温度, 羌塘附近地区的温度也达到了1300℃绝热等温温度. 四川盆地附近表现出低温状态, 但塔里木克拉通中心的温度比周围高. 印度次大陆与中国大陆碰撞带附近的温度最低. 200 km 深度的温度分布明显与印度次大陆俯冲相关. 该俯冲带影响强烈地区呈现较冷状态, 其温度低于1300℃的绝热等温温度. 关键词 地壳 上地幔 温度 地震波波速 中国大陆 温度是地球科学中一个非常重要的物理量, 热作用是地质构造活动和地震活动的主要动力源之一. 比如, 当上下地幔温差使Rayleigh 数大于临界值时会产生地幔对流, 它是板块运动驱动力的主要来源, 地质构造运动和地震活动则主要与板块构造和板块运动有关. 另外, 一些地质构造活动(包括一些矿产的形成过程)和地震活动(如火山地震)直接与热异常的分布有关. 总之, 对温度场的研究对深入认识地球有非常重要的意义.
地表可以直接观测的热学物理量包括地表温度、温度梯度、岩石的生热率及热导率等, 以及据此推断的地表热流(密度); 通过岩石样本的实验室试验得到
的地震波速度与热学参数间的简单关系等也常用来定性估计地壳和上地幔的生热率[1]. 据此就可以以地表热流为边界条件, 通过求解稳态热传导方程来获得岩石圈的热结构
[2~5]
. 利用该方法, Artemieva 和
Mooney [1]得到了全球前寒武岩层出露地区的岩石圈稳态温度场, Wang [3]得到了中国大陆典型地区的岩石圈稳态温度场.
以上提到的地热学传统研究方法有明显的弱点. 首先, 在地表观测的地表热流明显受地形、古气象、地表剥蚀、沉积和地下水流动等因素的影响. 由于对各种影响过程和因素了解有限, 根据已知影响因素进行改正后的地表热流数据也往往仍包含20%的不
第6期安美建等: 中国大陆地壳和上地幔三维温度场737
确定性[6]. 此外, 地球内部物质岩石热导率和放射性生热率等热学参数的选择往往带有较大的不确定性. 这些参数包含的误差可以使计算得到的结果包含可观的不确定性或误差, 比如: 5%的地表热流误差可以导致所计算的100 km深度的温度带有50~90℃的差异; 20%的生热率误差可以导致100 km深度的温度带有100~130℃的差异[1]; 在更深的深度或多个参数同时带有误差可以导致得到的温度有更大误差.
最重要的是, 以上利用稳态热传导方程对岩石圈热结构进行研究的前提是岩石圈的结构至少在较长地质时期(>500 Ma)是稳定不变的[7]. 但实际情况往往与这个条件有较大的差距, 尤其是在板块构造活跃地区. 对于中国大陆来说, 虽然华北克拉通、扬子克拉通和塔里木克拉通的地壳岩石年龄较老, 但其表面在地质历史上曾有过的沧海桑田般的变化、周围地区构造活动对它的影响和岩石圈底部地幔物质的活动对它的影响等都是难以忽视的. 众所周知, 华北克拉通和扬子克拉通曾受到显生宙构造活动的强烈改造[8]. 虽然塔里木克拉通后期改造较弱, 但其深部有可能曾遭受到了强烈的改造, 因为稳态热传导计算得到的1300℃绝热等温温度深度(也常被称为热学岩石圈底边界[1,9])远大于(相差约100 km)地震学的岩石圈厚度和由地震波计算得到的1300℃绝热等温温度深度[10]. 可见, 在中国大陆这样一个地质构造复杂的地区很难找到一块能完全满足稳态热传导计算所需要的长时间稳定前提条件的地方.
随着地震学的发展, 人们发现岩石圈深部的地震波波速结构不但与地表热流有明显的相关性[11], 还直接与深部温度有明显的相关性[12,13]. 在很多人研究和资料积累的基础之上, 2000年Goes等[14]提出了一个较可靠的通过地震波波速来计算上地幔温度的方法. 随后, 该方法相继被应用于对欧洲和北美等大陆的研究[14~17].
在Goes等[14]的方法中, 根据实验室测定的弹性常数及密度等与温度、压力和岩石成分间复杂的关系, 就可以计算特定温压和岩石成分下的各弹性常数和密度的变化, 据此就得到了某成分在某温压下及在无限小应变条件下的弹性波波速, 这是一个正演过程. 而我们需要通过地震层析成像得到的深部弹性波波速分布来确定深部温度及岩石成分的情况, 这是一个非线性反演问题[14]. 大量的研究表明, 在50~250 km的深度范围内, 温度是影响波速变化的最
主要的参数[12,14,18]. 因此利用地震层析成像三维波速
结构图像就可以直接估算岩石圈上地幔的温度场.
利用该方法, 我们得到了中国大陆上地幔的温度场,
并据此得到了中国大陆地震热学岩石圈厚度[10]. 这
里我们不但介绍利用该方法得到的中国大陆上地幔
三维温度场, 并且介绍根据上地幔温度场和地表温
度约束得到的中国大陆地壳的温度.
1温度场计算方法和数据
1.1用波速计算上地幔温度场
Goes等[14]提出的方法是根据矿物弹性常数随温
度和压力的变化, 再考虑到高温时的非弹性影响, 在
给定矿物组成成分和温度压力的情况下, 就可以通
过公式计算得到该岩石的弹性波波速值. 这是一个
正演过程. 首先, 在深部温(T)压(P)、铁含量(X Fe)和无
限小应变的条件下一个矿物的弹性常数可以表示
为[14,19]
Fe000
(,,)(,,0)()
M
M P T X M P T T T
T
?
=+?
?
0Fe
Fe
()
M M
P P X
P X
??
+?+
??
, (1) 式中M代表弹性常数K或μ. 密度ρ可通过K和μ来计
算[19]. 对于由不同矿物组成的岩石, 其平均弹性常
数?M?可以通过VRH平均来得到[14]. 据此就可以根据
深部温压条件下的弹性常数来得到岩石的剪切波波
速值(虽然也可以得到纵波波速, 但本文只用了剪切
波波速):
S
(,)
V P T=
在高温条件下需要做非弹性因素影响的校正[14].
当非弹性影响与频率(ω)关系较弱时, 校正后的波速
为[20]
1(,)
(,,)(,)1
2tan(π/2)
s s
Q T
V P T V P T
a
ω
ω
?
??
=?
??
??
, (3)
上式中Q为品质因子, 其他为常数. 利用(3)式校正后
的波速值就是在深部温压条件下的岩石剪切波波速
值. 这里利用了Goes等[14]总结的非弹性模型Q1的参
数.
研究结果[12,14,18,21]显示, 在50~250 km的深度范
围内温度是影响地震波速度的主要因素. Goes等[14]
738中国科学D辑地球科学第37卷
做的相关分析显示, 矿物成分变化引起的波速变化相对较小(~1%), 并且该波速变化范围一般在层析成像的误差范围之内; 但温度变化所引起的波速变化相对较大, 因此我们就可以通过反演方法直接利用波速值来反演上地幔的温度值[15]. 由于层析成像可以得到高精度的三维波速分布, 那么利用该波速分布就可以直接反演得到三维的上地幔温度分布. 分析显示[14], 在波速反演温度的过程中, 不确定性误差可达150℃. 关于该方法的详细介绍, 可以参考Goes 等[14]的文章. 本文采用了全局的枚举反演法.
不同大地构造区域的大陆上地幔成分大致可以归结为两类[19]: 分异较差的非克拉通组成和较成熟的克拉通组成. 由于中国大陆在显生宙构造活动频繁, 多数地区具有较小的构造热年龄, 因此本研究就采用了分异较差的非克拉通成分[19,22]: 橄榄石68%、正辉石18%、斜辉石11%、石榴石3%和铁含量0.1.
部分熔融和流体的存在可以降低地震波波速[14]. 但由于人们还不能非常准确的了解深部流体的分布, 这里就没有考虑流体的影响. 如果流体的影响被忽略或者说直接被解释为温度, 那么所得到的温度值就会偏高. 从这个意义上来说, 由于本文没有考虑到流体的影响, 因此所得到的温度应该是最大极限值.
本文采用了Huang等[23]通过基阶瑞利波频散层析成像研究得到的中国大陆S波三维波速模型, 这里我们简称该模型为CN03S. Huang等[23]的二维瑞利波频散层析成像研究中用了4000条地震射线路径的观测数据, 频散曲线周期在10~184 s之间; 反演得到的中国大陆各地区(从20°N~45°N之间)的面波频散水平精度在约4°~6°之间[23]. 基于该面波频散层析成像结果, Huang等[23]反演得到了中国大陆的三维S波速度模型(即CN03S). 鉴于CN03S模型在不同地区250 km 深度之下的S波速度横向变化较小, 有可能该模型在250 km之下的精度较差, 因此本研究只用了240 km 以上的S波速度. 由于中国大陆地壳的最大深度是位于青藏高原的约70 km, 因此我们只利用了70~240 km的S波速度进行了计算.
利用这里要详细讨论的上地幔温度模型, 我们(An和Shi[10])估计了中国大陆岩石圈厚度分布. 在那篇文章里, An等[10]详细说明了CN03S波速模型可能存在的误差或不确定性, 以及温度模型可能存在的误差. 为便于读者了解, 这里对其进行简单介绍. Huang等[23]没有提供CN03S的不确定值, 但经验显示面波研究
得到的上地幔S波波速可能具有<0.1 km/s的不确定性.
0.1 km/s的S波速变化可以引起50~250℃的上地幔温
度变化. 另外, 利用克拉通成分比非克拉通成分得到
的温度要高15~120℃; 利用非弹性模型Q2的参数[14]
比利用模型Q1的得到的温度要低0~180℃. 这里我们
采用了Goes等[14]所用的 150℃温度误差.
1.2用稳态热传导模型计算80 km以上温度
可惜的是, 利用高精度的地震波波速结构只能
用来计算上地幔的温度场, 而不能用于对地壳的研
究. 这是由于地壳岩石成分变化复杂得多, 因此对于
地壳温度的估计还需要利用传统的求解稳态热传导
方程的方法来得到. 稳态热传导方程可以表示为[24]
()
k T A
???=?, (4) 其中, A和k分别是岩石生热率和热导率. 在计算过
程中, 利用以上计算得到的上地幔顶部温度和已知
的地表温度, 我们就可以利用稳态热传导模型计算
70 km以上岩层的温度了.
在层析成像过程中, 由于Moho深度可能含有的
不确定性可以导致反演得到的Moho附近波速值的不
确定性, 并进而可以导致由波速计算得到的温度值
的不确定. 由于青藏高原地区Moho面的深度约为70
km, 因此我们以80 km深度温度为稳态热传导模型的
底边界的温度边界条件来计算该深度以上岩层的稳
态温度场. 在计算中用到的地壳模型(沉积层和上、
中、下地壳)数据来自于Crust 2.0[25]. 沉积层和上地壳
的生热率参数来自Wang[3]; 中地壳的生热率取0.4
μW·m?3[3,26], 这个值是Artemieva和Mooney[1]所取中
地壳生热率的最大值; 下地壳和上地幔生热率分别
取Artemieva和Mooney[1]所用的0.1和0.01 μW·m?3.
鉴于温度和深度对地壳(尤其是上地壳)热导率有明显
影响[27], 这里我们采用了最近国内研究常用[3,24]的
上地壳热导率(W·m?1·K?1)随深度和温度变化的关系
式 3.0×(1+0.0015D)/(1+0.0015T), 其中D为深度(km),
T为温度(℃). 其他各层热导率采用了固定值, 分别
为: 沉积层的热导率为 2.5 W·m?1·K?1[3]; 中地壳为
2.25 W·m?1·K?1, 这是Artemieva和Mooney[1]所取的
2.0~2.5 W·m?1·K?1的中值; 下地壳和上地幔取2.0和
4.0 W·m?1·K?1, 它们来自于Artemieva和Mooney[1].
第6期安美建等: 中国大陆地壳和上地幔三维温度场739
2典型地区一维垂直温度分布
这里对几个典型大地构造单元地区的典型一维温度场(见图1)进行详细介绍.
2.1华北克拉通
虽然华北克拉通是中国最古老的块体之一, 但在显生宙却经历了多次构造运动的改造, 特别是中、新生代以来的改造导致了岩石圈减薄, 并形成了区内复杂的构造格局. 根据不同的地壳结构特征, 华北地壳可分为三大类[31]: (1) 西部鄂尔多斯盆地, 地壳结构简单, 基底结构完整, 为稳定古大陆地壳; (2) 华北中部隆起区, 包括太行山及北部阴山、燕山隆起区, 地壳结构相对简单, 中部地壳和下地壳局部区域轻微速度逆转; (3) 华北东部裂陷盆地, 地壳结构复杂, 基底下陷、破碎, 壳内介质松散、速度低, Moho 上隆、地壳减薄, 横向结构差异明显, 显示了新生地壳构造特征.
该地区一直是中国地球科学研究的一个重点之一, 并开展了大量的地质、地球物理工作. 在地热学方面, 很多科技工作者[3,24,28,32~34]利用稳态热传导模型对华北地区热结构进行了较长时间的研究, 具体见臧绍先等[24]的简要综述. 迟清华和鄢明才[28]在对岩石样品进行放射性元素测试的基础上, 系统地研究了华北克拉通岩石及各时代地层的平均生热率, 并计算了华北岩石圈的热结构.
图1(a)显示的华北克拉通(不包括鄂尔多斯盆地)模型在约90 km深度达到了1300℃绝热等温线. 由于1300℃绝热等温温度深度往往被定义为岩石圈底边界, 因此图1(a)显示的华北克拉通模型可以认为岩石圈底边界在约90 km深度. 这个结果与地震学得到低速层的顶部位置较吻合, 这种吻合在一定程度上说明了上地幔低速带可能与地幔岩石的熔融温度有关[10]. 从另一个角度来看, 也在一定程度上说明了我们得到的上地幔温度结果是可靠的.
图1(a)中Wang[3]得到的华北克拉通的温度随深度的变化是基于地表热流观测值对深部温度进行的稳态热传导估计. 该结果与这里用上地幔温度约束得到的温度的差别从Moho面之下逐渐加大, 在70 km深度位置比我们得到的温度约高150℃. 这个差别约为用波速反演温度过程中存在的误差(150℃).
2.2鄂尔多斯盆地
鄂尔多斯盆地作为华北克拉通的一部分, 有着与华北克拉通其他地区不同的特点. 相对于华北克拉通的其他地区, 鄂尔多斯盆地地壳结构简单, 基底结构完整, 为稳定古大陆地壳[31]. 由于迟清华和鄢明才[28]公布的华北克拉通的平均地表热流值与Wang[3]中鄂尔多斯盆地的地表热流值一致,因此把迟清华
图1 中国大陆几个典型地区的一维地温剖面
剖面位置显示在图 2. 图中的细实线表示地震波波速, 粗实线表示用地震波波速计算的上地幔温度, 灰色阴影区为±150℃范围. 由于上地幔岩石生热率极小, 上地幔温度和地壳温度变化梯度有个明显的拐点, 因此拐点所在深度实际上就是Moho面的深度. 黑粗虚线表示以地表温度和80 km 深度上地幔温度为约束得到的稳态温度. 点线和黑细虚线为利用地表热流来推算的稳态温度. 黑细虚线数据来自Wang[3], 鄂尔多斯盆地剖面的点线数据来自于迟清华和鄢明才[28]; 塔里木克拉通剖面的点线来自于刘绍文等[29]的塔北隆起南部结果. 灰色虚线为含水(湿)和不含水(干)橄榄岩的
熔融温度[30], 灰细线为1300℃的绝热等温线
740中国科学D辑地球科学第37卷
和鄢明才[28]得到的华北克拉通的温度剖面显示在了鄂尔多斯盆地的一维剖面图中.
图1(b)鄂尔多斯盆地温度剖面中, 迟清华和鄢明才[28]的温度剖面(点线)与Wang[3]的结果是基于同样的地表热流观测值对深部温度进行的稳态热传导估计. 虽然这两个工作所用到的其他热学参数略有不同, 但图1(b)显示了2个工作的结果是基本一致的. 相对于我们用上地幔温度约束得到的80 km以上的温度值, 他们得到的温度比我们计算的略有偏低. 这个差别主要在上地幔(见图1(b)). 在70 km深度, Wang[3]得到的温度比我们得到的温度约低150℃.
图1(b)显示了鄂尔多斯盆地模型在约110 km深度达到1300℃绝热等温线, 它比华北克拉通模型要深一些.
2.3四川盆地
扬子克拉通经历了从震旦纪到中三叠世稳定发展阶段之后, 自晚三叠世起受太平洋板块和特提斯板块的影响, 构造运动开始频繁发生, 原有的构造格局受到不同程度的改造, 岩浆活动大规模出现. 四川盆地是扬子克拉通中最稳定的部分.
图1(c)显示Wang[3]得到的四川盆地的温度比我们得到的40~100 km之间的上地幔温度偏低, 在70 km深度相差约近150℃, 即为这里计算温度的底边界. 图1(c)显示四川盆地模型在约180 km深度达到1300℃绝热等温线.
2.4羌塘地体
Rodgers和Schwartz[35]在地震波波形研究中发现藏北羌塘地体的岩石圈上地幔有一个低速区, 并归因于上地幔部分熔融造成的或早期特提斯海俯冲产生的软的弧后地幔. Huang等[23]和苏伟等[36]在面波层析成像中也发现该明显的低速层. Ni和Barazangi[37]发现羌塘地区Sn波不能传播和McNamara等[38]发现Pn 低速等支持部分熔融的假设. An和Shi[10]在研究地震-热学岩石圈底边界的时候, 发现该低速层的温度已经超过地幔岩石熔融温度的绝热等温线. 图1(d)的藏北剖面显示了由波速计算得到的温度分布, 可以看出110~150 km之间的温度超过了1300℃绝热等温线. 但160 km之下的温度又返回到低于1300℃绝热等温线, 因此该110~150 km之间的高温为局部异常高温. 由于这里没有考虑可能存在的流体对计算温度的影响, 因此110~150 km深度的计算温度是该深度温度估计的上限.
在该区浅部, Wang[3]利用地表热流资料得到的温度在80 km之下比我们用上地幔温度约束得到的温度低约400℃. 从地表热流的观测数据来看, 藏北地区的地表热流约为45 mW·m?2, 这个值和其西边的塔里木地区的地表热流接近, 但相对于其南边的藏南和北边的柴达木盆地来说是相对较低的; 考虑到上地幔顶部的异常低速[23,36]和异常高温(如图1中的110~115 km), 以及较低的地壳温度对应了较低的地表热流, 因此可以说藏北地区地壳相对于藏南和柴达木是较冷的, 但上地幔却较热. 它可能是由于某些地质过程(例如拆沉、小规模地幔对流)而使深部被加热, 但热还没有传递到表浅地壳、也没有达到稳态而造成. 如果是这种情况, 利用稳态热传导模型计算的地壳温度就可能具有较大的误差.
2.5塔里木克拉通
自始新世末期的印度板块与欧亚大陆发生碰撞和持续的挤压作用下, 板内汇聚过程使得大陆岩石圈地块的俯冲变形伴有多圈层顺层拆离解耦的行为. 塔里木克拉通总体上的弱变形状态与其岩石圈弱或未拆离解耦类型占据总面积90%的情形相适应[39]. 王良书工作组先后对塔里木克拉通的热结构进行了详细研究[29,40].
图1(e)显示Wang[3]得到的塔里木克拉通的温度比我们得到的温度偏低, 在40 km深度相差约近150℃, 在70 km深度相差约近260℃. 刘绍文等[29]得到的温度与我们得到的温度差别比Wang[3]与我们的差别略小, 在40 km深度与我们的相差约近100℃多. 据Wang[3]得到的上地幔温度随深度的变化来线性外推所得到的1300℃绝热等温温度深度约235 km 深, 这与我们得到的1300℃绝热等温温度在约150 km深度相差较大.
从地震学研究程度上来看, 塔里木克拉通和羌塘盆地是20世纪地震学研究相对较少的地区, 而其他3个地区在20世纪都有较密的人工源地震深部探测剖面经过[41]. 从以上典型地区的温度对比来看, 前人利用地表热流观测得到的华北、鄂尔多斯和四川盆地这三个地区的1300℃绝热等温温度位置(热学岩石圈底边界)与我们的地震-热学计算得到的位置很相近. 由于这里的地震-热学结果与地震学结果相吻合,
第6期安美建等: 中国大陆地壳和上地幔三维温度场741
因此可以说前人利用地表热流估计的1300℃绝热等温温度位置与地震学低速带位置也相近. 除了以上3个地区外, 前人得到的塔里木克拉通和羌塘盆地的稳态热传导1300℃绝热等温温度位置与我们得到的地震－热学结果相差较大, 同时也与近年得到的地震学低速带位置有一定的差别. 由于羌塘盆地和塔里木克拉通在印度和欧亚板块碰撞过程中深部动力学过程和温度场复杂, 因此利用地表热流观测和稳态热传导假设来研究这些地区的深部温度可能具有较大误差.
3几个深度的温度场
图3显示了25 km深度的地壳温度, 图4~6分别显示了100, 150, 200 km深度的上地幔温度.
3.1地壳温度
地壳温度是由地表温度和80 km深度的温度为约束, 利用稳态热传导模型得到的. 这个过程中没有像前人那样用到了地表热流约束. 为对比起见, 利用得到的温度场我们计算了地表热流, 并计算了它与实测地表热流间误差的分布(见图2(b)). 在这个过程中, 我们利用了亚洲地区的地表热流数据(http://www. https://www.sodocs.net/doc/0a14445712.html,/index2.html), 对中国地区数据的详细讨论见文献[42~44]. 从图2(b)可以看出, 我们计算的地表热流与观测地表热流的误差在中国大部分地区都在约20%以内, 尤其是地表热流观测点较密集的地区, 比如, 柴达木盆地、扬子克拉通的东部和西部、华南地区和华北克拉通的南部及华北克拉通以西
地区. 而在地表热流观测点较少的某些地区的误差
偏高. 比如, 在华北克拉通的西北部, 图2(b)显示该
地区的观测地表热流低于计算地表热流值可达?40%.
另外, 西藏地区的地表热流观测值(见表1)较少且分
布很不均匀, 多数测点集中在北纬30°东经90°的附
表1 西藏地区的地表热流观测数据
(据汪集旸和黄少鹏[44])
编号地名纬度(°N)经度(°E) 地表热流值/mW·m?2质量a)
1 伦坡拉32.01916789.741667 140 B
2 羊应乡28.56666790.44583
3 87.9 D
3 普莫雍湖30.11 90.47 95.5 A
4 普莫雍湖28.562
5 90.475 87.9 A
5 羊八井28.57916790.470833 87.9 B
6 普莫雍湖28.55833390.40666
7 90 A
7 普莫雍湖28.56666790.479167 100.1 A
8 普莫雍湖28.84583390.6125 152 A
9 羊卓雍湖28.85833390.625 242 D 10羊卓雍湖29.17083390.616667 126.9 D
11羊卓雍湖30.25333390.645 267 D 12拉多岗29.13333390.691667 165.8 D
13羊卓雍湖29.82833390.316667 271 D
14羊卓雍湖28.97916790.75 138.2 D 15马区 29.90666790.813333 106 B
16拉萨 29.675 90.098333 66 B
17那曲 31.49833392.05 319 D
18罗布莎29.25 91.98333 61 A
a) 质量为D类表示数据不具有区域或深部热状态代表性
图2 观测地表热流和计算地表热流的误差
(a) 对所有观测数据进行了Kriging插值得到的观测地表热流分布. (b) 从计算地壳温度场得到的地表热流与实测地表热流的误差((地表热流的观测值?计算值)/观测值). 误差计算中所用的插值之后的观测值见(a) 十字表示地表热流观测点. Δ表示火山位置, 数据来自于Smithsonian Institution, Global Volcanism Program. (b) 中标注的方框表示了图1中各剖面的位置
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近, 在北纬32°东经89~92°之间有2个孤立高热流测点(分别是西藏伦坡拉的140 mW·m?2和西藏那曲的319 mW·m?2). 西藏地区的观测地表热流值比我们计算的地表热流高很多.
在计算地表热流计算值和观测值的差值时, 我们对热流观测数据进行了Kriging 插值, 并用插值结果(见图2(a))代表了观测数据. 在Kriging插值中, 对于西藏地区, 由于西藏伦坡拉和那曲这两个高观测地表热流值是孤立的、且周围没有观测数据, 这就使得两测点周围地区插值之后的地表热流值也很高(见图2(a)). 图2(b)显示该地区的观测地表热流超过计算地表热流可达40%, 这一方面说明了该地区的地壳热结构较复杂, 也可能说明了那2个测点结果并不代表区域地表热流状态. 实际上, 表1显示西藏地区三分之二测点达不到A级, 并且所有观测地表热流大于100 mW·m?2的测点多数为不能代表区域地表热流状态的D级. 因此对于这样一个地壳(热)结构复杂、观测数据太少以及多数观测数据不能代表区域地表热流(虽然它们代表了测点位置的热流状态)的地区, 计算地表热流与观测地表热流间的误差难以用来对深部温度结果的可靠性进行评判.
总之, 除了观测点稀少的某些地区的计算地表热流误差较大之外, 在地表热流测点较多和数据质量较高的地方, 计算的地表热流与观测地表热流的偏差大多处于地表热流观测误差之内, 因此我们计算得到的地壳温度基本反映了地壳的实际状态.
中国大陆在25 km深度的地壳温度呈现明显的东高西低分布(见图3). 东部温度约在500~600℃度之间; 西部温度小于500℃, 塔里木克拉通的温度最低、达460℃. 由于西部地区(尤其特提斯构造域及相邻地区)地壳结构复杂, 因此得到的地壳温度可靠性比东部地区的差.
3.2上地幔温度
中国大陆在100 km深度的上地幔温度呈现明显的东高西低分布(见图4). 东部和东南部(包括东北地区东部, 华北克拉通东部, 扬子克拉通东部和华南地区)温度普遍高于1300℃绝热等温温度(约1361℃), 因此该地区已经不再是岩石圈上地幔了. 西部主体温度在1100~1300℃之间, 低于1300℃绝热等温温度, 因此该地区是岩石圈上地幔. 塔里木克拉通和扬子克拉通的四川盆地这两个最稳定的古老克拉通表现出了明显的低温, 约1000℃.
中国大陆在150 km深度的上地幔温度分布比100 km深度温度较复杂(见图5). 在这个深度, 除了华南和扬子克拉通东部之外, 整个华北克拉通也高于1300℃绝热等温温度(约1392℃), 并且羌塘附近地区的温度也达到了1300℃绝热等温温度. 在两个最稳定的古老克拉通中, 四川盆地附近仍表现出低温状态, 但塔里木克拉通中心的温度比周围高. 另外, 印度次大陆与中国大陆碰撞带附近地区(如喜马拉雅山脉)的温度最低达1130℃.
中国大陆在200 km深度的上地幔温度分布明显与印度次大陆碰撞(俯冲)带影响地区相关(见图6). 该碰撞带以北受碰撞带影响地区(包括青藏高原、塔里木南边的昆仑山, 甚至直到秦岭地区)表现出了较冷的状态, 其温度低于1300℃的绝热等温温度(约1424℃). 鉴于青藏高原主体的上地幔温度从上到下都低于1300℃绝热等温温度, 因此碰撞带以北温度较低地区一直处于岩石圈之中. 另外, 2个最稳定的古老克拉通没有表现出明显的低温异常.
4讨论
为清楚说明本工作所涉及到的方法和概念以及它们与传统地热学研究的区别, 这里对以下几方面做进一步的阐述.
4.1地震波速与上地幔温度的关系
在利用波速计算温度的过程中, 我们利用了一个较为均匀的分异较差的非克拉通物质组成, 计算得到的上地幔温度场的1300℃绝热等温温度深度与地震学的低速带较好的吻合[10]. 这从一个侧面说明了我们计算得到的温度值是可靠的, 能够反映上地幔的热学状态. 但具有更深意义的是, 这个结果说明了短时间尺度效应的弹性波波速与长时间尺度的温度可能存在某些直接的相关关系. 因此用波速定义的地震学岩石圈与用温度定义的热学岩石圈从本质上可能是兼容的或基本一致的.
4.2观测地表热流在研究中的作用
由于我们利用了上地幔温度场作为边界条件, 因此这里的稳态温度场计算不是像多数前人所做的那样利用地表热流观测进行热学外推, 而是以地表温度和深部温度为约束进行的温度内插. 本文的稳
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图3 地壳25 km深度温度图图4 上地幔100 km深度温度图
100 km深度的1300℃绝热等温温度约为1361℃
图5 上地幔150 km深度温度图图6 上地幔200 km深度温度图150 km深度的1300℃绝热等温温度约为1392℃ 200 km深度的1300℃绝热等温温度约为1424℃
态热传导计算与前人工作的另外一个区别在于地表
热流观测的使用. 前人把地表热流观测当作稳态热
传导热学计算的边界条件或用作拟合的观测数据;
在这里的计算中地表热流观测并没有被用来进行热
学计算, 而只是在得到最终温度场的结果后, 利用计
算温度场得到的计算地表热流与观测地表热流值进
行了对比, 以此来进行相互检验. 计算和观测地表热
流的较大差别, 一方面可能是由深部温度场计算中
的不确定性或地壳热结构太复杂所造成, 另一方面
也可能是由于地表热流观测本身的不确定性所产生.
4.3地震波波速在研究中的作用
国内其他地热学研究中把地震波常当作对岩石
热导率和生热率进行定性估计的参考指标. 本工作
是把地震波波速当作观测数据, 来直接反演深部温
度分布. 这两者是不同的.
4.4稳态温度场和暂态温度场
在前人的工作中, 最大的困难就是没有深部热
学约束, 由此决定了对于深部温度的估计需要依赖
于浅部的热学观测, 然后利用地表热流观测对深部
温度进行稳态热传导外推. 这样做的前提是该区域
构造长期稳定, 温度场已经处于稳态. 在稳态热传导
计算过程中, 各热学参数所存在的误差对深部计算
温度的影响随深度的增加而不断增大, 计算得到的
温度的可靠性也将随深度的增加越来越低. 再加上
地质构造活跃地区的岩石圈温度场不处于长时间的
稳定状态, 因此就不满足稳态热传导条件, 此时用地
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表热流观测和稳态热传导模型来计算的深部温度所存在的误差就难以估计了.
地震层析成像得到的波速结构是现今状态, 因此从波速结构直接反演得到的中国大陆上地幔温度场是现今的温度. 不论温度场是处于稳态还是处于暂态, 从波速都可以计算出上地幔的现今热状态.
对于80 km以上部分, 我们用地表和深度温度约束为边界条件, 以稳态热传导模型得到了浅部温度场. 由于有深部和表层温度的约束, 这个计算稳态温度场实际上是80 km以上部分的1阶近似. 即使所用到的热导率、生热率等参数有一定的误差, 所得到的温度分布也基本能代表80 km以上部分的温度总体变化趋势. 这与传统只用地表热流约束来估计的稳态温度不同, 因为传统方法得到的深部温度分布的可信度基本是未知的.
5结论
本文利用S波波速计算得到了中国大陆上地幔三维温度场. 得到的70~240 km上地幔温度场的1300℃绝热等温温度深度与地震学的低速带顶部深度相吻合. 然后以上地幔温度场为深部温度约束, 利用稳态热传导模型计算得到了中国大陆80 km深度以上(地壳和上地幔)部分的稳态热传导温度场, 并利用得到的三维地壳温度场计算了地表热流. 除了在地表热流观测数据较少的地区外, 计算的地表热流与实际观测地表热流的误差基本在20%以内, 这个误差值在地表热流观测误差之内.
中国大陆地壳在25 km深度的温度呈现明显的东高西低分布. 东部温度约在500~600℃之间; 西部温度小于500℃, 塔里木克拉通的温度最低, 达460℃.
中国大陆上地幔在100 km深度的温度呈现明显的东高西低分布. 东部和东南部(包括东北地区东部, 华北克拉通东部, 扬子克拉通东部和华南地区)温度普遍高于1300℃绝热等温温度. 西部主体温度在1100~1300℃之间, 低于1300℃绝热等温温度. 除此之外, 塔里木克拉通和四川盆地这两个最稳定的古老克拉通表现出了明显的低温, 约1000℃.
在150 km深度, 除了华南地区和扬子克拉通东部之外, 整个华北克拉通也高于1300℃绝热等温温度; 另外羌塘附近地区的温度也达到了1300℃绝热等温温度. 在2个最稳定的古老克拉通中, 四川盆地附近表现出低温状态(约1150℃), 但塔里木克拉通中心的温度比周围高. 印度次大陆与中国大陆碰撞带附近地区的温度最低, 最低温约1100℃.
200 km深度的温度分布与印度次大陆碰撞影响地区相关. 该碰撞带以北受碰撞影响强烈地区(包括青藏高原、塔里木南边的昆仑山, 甚至远达秦岭地区)表现出了较冷的状态, 其温度低于1300℃. 另外, 两个最稳定的古老克拉通没有表现出明显的低温异常.
致谢中国地震局地壳应力研究所黄忠贤研究员提供了三维S波波速模型数据, 曹建玲在稳态热传导计算中提供了帮助, S. Goes和N. M. Shapiro在计算数据和计算方法方面给予了帮助, 审稿专家对本文提出了建设性意见, 在此一并表示谢意.
参考文献
1 Artemieva I M, Mooney W D. Thermal thickness and evolution of
Precambrian lithosphere: a global study. J Geophys Res, 2001, 106(B8): 16387—16414[DOI]
2 胡圣标, 汪集旸, 汪屹华. 黑水-泉州地学断面东段深部温度与
岩石层厚度. 地球物理学报, 1994, 37(3): 330—337
3 Wang Y. Heat flow pattern and lateral variations of lithosphere
strength in China mainland: constraints on active deformation.
Phys Earth Planet Inter, 2001, 126: 121—146[DOI]
4 汪洋, 汪集旸, 熊亮萍, 等. 中国大陆主要地质构造单元岩石圈
地热特征. 地球学报, 2001, 22(1): 17—22
5 黄少鹏, 汪集旸, 陈墨香. 莫霍界面温度图. 见: 袁学诚, 编.
中国地球物理图集. 北京: 地质出版社, 1996. 105—107
6 Powell W G, Chapman D S, Balling N, et al. Continental heat flow
density. In: Haenel R, Rybach L, Stegens L, eds. Handbook of Terrestrial Heat-Flow Density Determination. Kluwer Academic Publishers, 1988. 167—222
7 Mareschal J C, Jaupart C. Variations of surface heat flow and
lithospheric thermal structure beneath the North American craton.
Earth Planet Sci Lett, 2004, 223: 65—77[DOI]
8 任纪舜, 王作勋, 陈炳蔚, 等. 从全球看中国大地构造——中国
及邻区大地构造图简要说明. 北京: 地质出版社, 1999. 1—50
9 Jaupart C, Mareschal J C. The thermal structure and thickness of
continental roots. Lithos, 1999, 48: 93—114[DOI]
10 An M, Shi Y. Lithospheric thickness of the Chinese continent.
Phys Earth Planet Inter, 2006, 159: 257—266[DOI]
11 Zhang Y S, Tanimoto T. High-resolution global upper mantle
structure and plate tectonics. J Geophys Res, 1993, 98: 9793—
9823
12 Sobolev S V, Zeyen H, Stoll G, et al. Upper mantle temperatures
from teleseismic tomography of French Massif Central including
effects of composition, mineral reactions, anharmonicity, anelas-
ticity and partial melt. Earth Planet Sci Lett, 1996, 139(1-2): 147
—163[DOI]
13 Sobolev S V, Zeyen H, Granet M, et al. Upper mantle temperatures
and lithosphere-asthenosphere system beneath the French Massif
第6期安美建等: 中国大陆地壳和上地幔三维温度场745
Central constrained by seismic, gravity, petrologic and thermal observations. Tectonophysics, 1997, 275(1-3): 143—164[DOI]
14 Goes S, Govers R, Vacher P. Shallow mantle temperatures under
Europe from P and S wave tomography. J Geophys Res, 2000, 105(B5): 11153—11169[DOI]
15 Goes S, van der Lee S. Thermal structure of the North American
uppermost mantle inferred from seismic tomography. J Geophys Res, 2002, 107(B3): 2050[DOI]
16 Cammarano F, Goes S, Vacher P, et al. Inferring upper-mantle
temperatures from seismic velocities. Phys Earth Planet Inter, 2003, 138(3-4): 197—222[DOI]
17 R?hm A H E, Snieder R, Goes S, et al. Thermal structure of conti-
nental upper mantle inferred from S-wave velocity and surface heat flow. Earth Planet Sci Lett, 2000, 181: 395—407[DOI]
18 Nolet G, Zielhuis A. Low S velocities under the Tornquist- Teis-
seyre zone: evidence for water injection into the transition zone by subduction. J Geophys Res, 1994, 99: 15813—15820[DOI]
19 Shapiro N M, Ritzwoller M H. Thermodynamic constraints on
seismic inversions. Geophys J Inter, 2004, 157: 1175—1188[DOI] 20 Minster J B, Anderson D L. A model of dislocation-controlled
rheology for the mantle. Philos Trans R Soc A-Math Phys Eng Sci, 1981, 299: 319—356[DOI]
21 Jordan T H. Mineralogies, densities and seismic velocities of gar-
net lherzolites and their geophysical implications. In: Boyd F R, Myer H O A, eds. The Mantle Sample: Inclusions in Kimberlites and Other Volcanics. Washington D C: AGU, 1979. 1—14
22 McDonough W F, Rudnick R L. Mineralogy and composition of
the upper mantle. In: Hemley R J, ed. Ultrahigh-pressure Mineral-ogy: Physics and Chemistry of the Earth’s Deep Interior. Wash-ington DC: Mineralogical Society of America, 1998. 139—164
23 Huang Z, Su W, Peng Y, et al. Rayleigh wave tomography of China
and adjacent regions. J Geophys Res, 2003, 108(B2): 2073[DOI] 24 臧绍先, 刘永刚, 宁杰远. 华北地区岩石圈热结构的研究. 地球
物理学报, 2002, 45(1): 56—66
25 Bassin C, Laske G, Masters G. The current limits of resolution for
surface wave tomography in North America. EOS Trans AGU, 2000, 81: F897
26 Pinet C, Jaupart C. The vertical distribution of radiogenic heat
production in the Precambrian crust of Norway and Sweden: geo-thermal implications. Geophys Res Lett, 1987, 14: 260—263
27 Chapman D S, ed. Thermal Gradients in the Continental Crust.
Geological Society Special Publication, 1986. 63—70
28 迟清华, 鄢明才. 华北地台岩石放射性元素与现代大陆岩石圈
热结构和温度分布. 地球物理学报, 1998, 41(1): 38—48
29 刘绍文, 王良书, 李成, 等. 塔里木北缘岩石圈热-流变结构及
其地球动力学意义. 中国科学D辑: 地球科学, 2003, 33(9): 852—863
30 Thompson A B. Water in the Earth's upper mantle. Nature, 1992,
358: 295—302[DOI]
31 嘉世旭, 张先康. 华北不同构造块体地壳结构及其对比研究.
地球物理学报, 2005, 48(3): 611—620
32 Wang J Y. Geothermics in China. Beijing: Seismological Press,
1996. 1—300
33 陈墨香, 编. 华北地热. 北京: 科学出版社, 1988. 218
34 杨淑贞, 陆秀文. 华北地壳上部岩石热传导结构探讨. 岩石学
报, 1985, 1(2): 64—73
35 Rodgers A J, Schwartz S Y. Lithospheric structure of the Qiang-
tang Terrane, northern Tibetan Plateau, from complete regional waveform modeling: evidence for partial melt. J Geophys Res, 1998, 103(B4): 7137—7152[DOI]
36 苏伟, 彭艳菊, 郑月军, 等. 青藏高原及其邻区地壳上地幔S波
速度结构. 地球学报, 2002, 23(3): 193—200
37 Ni J, Barazangi M. Velocities and propagation characteristics of Pn,
Pg, Sn, and Lg seismic waves beneath the Indian Shield, Himala-yan Arc, Tibetan Plateau, and surrounding regions: high uppermost mantle velocities and efficient Sn propagation beneath Tibet.
Geophys J R Astr Soc, 1983, 72: 665—689
38 McNamara D E, Walter W R, Owens T J, et al. Upper mantle ve-
locity structure beneath the Tibetan Plateau from Pn travel time tomography. J Geophys Res, 1997, 102(B1): 493—506[DOI]
39 李涛, 王宗秀. 塔里木盆地及邻区岩石圈拆离解耦与盆山格局
关系的天然地震分析. 地学前缘, 2005, 12(3): 125—136
40 王良书, 李成, 杨春. 塔里木盆地岩石层热结构特征. 地球物理
学报, 1996, 39(6): 795—803
41 滕吉文. 20世纪地球物理学的重要成就和21世纪的发展前沿.
地学前缘, 2003, 10(1): 117—140
42 Hu S, He L, Wang J. Heat flow in the continental area of China: a
new data set. Earth Planet Sci Lett, 2000, 179(2): 407—419[DOI] 43 胡圣标, 何丽娟, 汪集旸. 中国大陆地区大地热流数据汇编(第
三版). 地球物理学报, 2001, 44(5): 611—626
44 汪集旸, 黄少鹏. 中国大陆地区热流数据汇编(第二版). 地震地
质, 1990, 12(4): 351—366
中国大陆地壳和上地幔三维温度场
中国科学 D 辑: 地球科学 2007年 第37卷 第6期: 736~745 https://www.sodocs.net/doc/0a14445712.html, 收稿日期: 2006-11-06; 接受日期: 2007-03-19 中国博士后科学基金、国家自然科学重点基金(批准号: NSFC-40234042)和国家自然科学基金(批准号: 40674058, 40374048)资助 《中国科学》杂志社 SCIENCE IN CHINA PRESS 中国大陆地壳和上地幔三维温度场 安美建 ①②* 石耀霖① (① 中国科学院研究生院计算地球动力学实验室, 北京 100049; ② 中国地质科学院地壳变形地表过程 重点实验室, 中国地质科学院地质力学研究所, 北京 100081) 摘要 根据Goes 等发展的方法, 利用层析成像提供的S 波波速计算得到了中国大陆上地幔三维温度场, 所得到的上地幔温度场的1300℃绝热等温温度深度与地震学低速带顶部的深度大体吻合. 用计算的上地幔80 km 深度温度和地表温度作为边界约束条件, 利用稳态热传导模型计算得到了中国大陆80 km 深度以上(地壳和上地幔)部分的三维温度场. 在大多数有丰富可靠地表热流测量的地区, 这样计算的地表热流与实际观测地表热流的偏差在地表热流观测误差范围之内. 中国大陆地壳的温度在25 km 深度呈现明显的东高西低分布. 东部温度约在500~600℃度之间; 西部温度小于500℃, 塔里木克拉通的温度最低、达460℃. 100 km 深度的上地幔温度也呈东高西低分布. 东部和东南部温度普遍高于1300℃绝热等温温度; 西部主体温度低于1300℃绝热等温温度. 塔里木克拉通和四川盆地表现出了明显的低温. 在150 km 深度, 华南、扬子克拉通东部和整个华北克拉通高于1300℃绝热等温温度, 羌塘附近地区的温度也达到了1300℃绝热等温温度. 四川盆地附近表现出低温状态, 但塔里木克拉通中心的温度比周围高. 印度次大陆与中国大陆碰撞带附近的温度最低. 200 km 深度的温度分布明显与印度次大陆俯冲相关. 该俯冲带影响强烈地区呈现较冷状态, 其温度低于1300℃的绝热等温温度. 关键词 地壳 上地幔 温度 地震波波速 中国大陆 温度是地球科学中一个非常重要的物理量, 热作用是地质构造活动和地震活动的主要动力源之一. 比如, 当上下地幔温差使Rayleigh 数大于临界值时会产生地幔对流, 它是板块运动驱动力的主要来源, 地质构造运动和地震活动则主要与板块构造和板块运动有关. 另外, 一些地质构造活动(包括一些矿产的形成过程)和地震活动(如火山地震)直接与热异常的分布有关. 总之, 对温度场的研究对深入认识地球有非常重要的意义. 地表可以直接观测的热学物理量包括地表温度、温度梯度、岩石的生热率及热导率等, 以及据此推断的地表热流(密度); 通过岩石样本的实验室试验得到 的地震波速度与热学参数间的简单关系等也常用来定性估计地壳和上地幔的生热率[1]. 据此就可以以地表热流为边界条件, 通过求解稳态热传导方程来获得岩石圈的热结构 [2~5] . 利用该方法, Artemieva 和 Mooney [1]得到了全球前寒武岩层出露地区的岩石圈稳态温度场, Wang [3]得到了中国大陆典型地区的岩石圈稳态温度场. 以上提到的地热学传统研究方法有明显的弱点. 首先, 在地表观测的地表热流明显受地形、古气象、地表剥蚀、沉积和地下水流动等因素的影响. 由于对各种影响过程和因素了解有限, 根据已知影响因素进行改正后的地表热流数据也往往仍包含20%的不
探求地球内部结构的方法
哪些办法了解地球内部的结构和物质组成？ 现代地球科学在地球的内部结构和物质组成上已经具有比较统一的认识那就是地球的内部结构主要分为：地壳，地幔（上地幔和下地幔），地核（内核和外核）。地球内部的结构组成可以说只能通过测量地震波速来获得！！ 至于说到了解某些局部的结构组成，我们大致可以归纳一下： 1，陨石法。（陨石是落到地球上的行星碎块） 由于太阳系的各类行星都是在宇宙大爆炸经过演化而形成的，地球是高度演化的星球，所以我们可以通过其他没有经过高度演化的行星陨石来判定原始地球的结构和物质组成，也就是相当于我们现在地球的地幔和地核物质组成，也就是一些高Fe，Mg的基性和超基性矿物。2，深海钻探。 由于海洋的地壳相对于较薄，所以我们可以通过钻探的方法来获取地壳的物质组成，但是由于现在的钻探技术最深的也不过一二十千米，且地球地壳极不均匀，所以我们通过钻探的方法只能获得比较局限的地壳组成。 3，重力异常，磁异常法。 由于地球的内部物质及其密度的不均一性，我们可以通过地球的磁异常方法来测出，但是这种方法也只是局限于地壳深度，且只能说明地球的不均一性而不能了解地球地壳的元素化学组成，现在的地质找矿经常用到这一方法。 4，火山岩中的深部地壳包裹体研究法。 陈老师 这种方法一下很难说清楚，总之就是“通过对玄武质火山岩的地幔岩石包体来获得地幔物质的元素化学物质组成特征”。 5，地热。 陈老师，您说的地热泉水可以反映出一定的内部岩浆熔融，但是地热仅仅存在于岩石圈，对于深部地球研究很难提供证据。 6，遥感。 遥感的方法只适合地形地貌的第四系研究，对探究地球的内部结构没有较大功能。 综合上述我们可以归纳： 地震波速测量——可以了解整个地球内部的结构组成。 陨石法，火山岩包体法——可以反映深部原始地幔和地核的特征。 钻探，重力，磁异常——可以了解浅部地壳的结构组成。 而地热和遥感提供的证据不明显。 陈老师，由于我的知识有限，也只能给您提供这些信息，有什么不对的地方还请陈老师批评指正。
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高中地理世界年平均气温分布图的知识点梳理 高中地理世界年平均气温分布图的知识点梳理 解读地理图表的方法众多。主要解读图中的‘四性’：一般性、差异性、特殊性和相关性。当然不是所有的图中都具有这‘四性’。下面是作者对‘世界年平均气温的分布’图的解读。 1、全球气温分布的一般规律。 （1）、从低纬向高纬递减。因太阳辐射的分布是从低纬 向高纬递减。 （2）、同纬度海陆气温不同。夏季陆地气温高，海洋气 温低。冬季陆地气温低，海洋气温高。因海陆热力性质的差异所致。 （3）、同纬度高原、山地的气温比平原、低地的气温低。这是地形因素的影响。 2、等温线形状的南北差异。 北半球比较曲折，南半球比较平直。因北半球海陆相间，下垫面性质差异大，等温线偏离纬线。而南半球主要是海洋，下垫面性质单一，太阳辐射是影响气温的主导因素，等温线大致与纬线平行。 3、等温线的突变。 等温线的突变，既偏离纬线。影响的因素不同，偏离的程度和方向不一。一般情况下，陆地上等温线的突变是由地形因素所致，海洋上等温线的突变是洋流的影响。如上图所示：（1）、A、B、C、D四处的等温线都向低纬凸出，说明这
里比同纬度的两侧的.气温低。因这四地都有寒流经过，降温 作用明显。 （2）、E、F、G、H、I五处的等温线都向高纬凸出，说 明这里比同纬度的两侧的气温高。因这五地都有暖流经过，增温作用明显。 （3）、在青藏高原和科迪勒拉山脉等地，等温线向低纬 凸出，说明这里比同纬度的两侧的气温低。因高原山地海拔高，降温作用明显。小范围闭合等温线也是地形因素的影响而形成。等温线与等高线平行。 （4）、A、B两处凸向的纬度比C、D两处的更低。因A、 B两处的寒流是由寒冷的西风漂流向低纬运动而形成的，水温 更低，气温相应降低。而C、D两处的寒流是北太平洋暖流和 北大西洋暖流向低纬运动而形成的，水温较高，气温相应较高。 （5）、从图中可以读出，同一纬度高温区等温线凸向高纬，低温区等温线凸向低纬。可简记为‘高温高凸，低温低凸’（同一纬度）。 s(); 【高中地理世界年平均气温分布图的知识点梳理】
热处理炉温度场的三维数值模拟
文章编号:100221639(2001)0120017203 热处理炉温度场的三维数值模拟 匡 琦,潘健生,叶健松 (上海交通大学高温材料及高温测试开放实验室,上海200030) 摘要:提出了一个描述热处理炉三维非线性温度场的有限元模型,该模型综合考虑了辐射、材料热物性参数和边界条件等复杂因素。根据此模型,使用大型非线性有限元软件M A RC对72k W井式渗碳炉进行模拟计算,计算机模拟结果与实测结果吻合较好。由此提供了一种良好的热处理炉虚拟生产手段,可作为智能热处理CAD的核心技术之一。 关键词:热处理炉;计算机模拟;温度场;有限元;智能热处理 中图分类号:T G151;T P273.5 文献标识码:A Three-d i m en siona l Nu m er ica l Si m ula tion of Te m pera ture F ield of Hea t Trea t m en t Furnaces KUAN G Q i,PAN J ian2sheng,YE J ian2song (H igh T emperatu re M aterials and T esting L ab.,Shanghai J iao tong U n iv.,Shanghai200030,Ch ina) Abstract:T h is paper p resen ts a fin ite elem en t model fo r describ ing the temperatu re field of heat treatm en t fu rnaces.In the model,such comp licated non linear facto rs as boundary conditi on s,physical p roperties and radiati on etc.are con sidered. Based on the model,the th ree di m en si onal non linear FE M analysis system M A RC is u sed to si m u late the temperatu re field of 72k W p it2type carbu rizing fu rnace,w here an increm en tal iterati on m ethod is also u sed.T he compu ter si m u lati on resu lts are w ell con sisten t w ith tho se of m easu rem en ts.T he w o rk p rovides an excellen t m ethod fo r the virtual operati o in of heat treatm en t fu rnaces.It m ay becom e one of the co re techno logies of in telligen t heat treatm en ts. Key words:heat treatm en t fu rnace;compu ter si m u lati on;temperatu re field;fin ite elem en t m ethod(FE M);in telligen t heat treatm en t 1 前言 热处理数学模型和计算机模拟技术是开发高度知识密集型热处理智能技术的关键,已日益为各国热处理界所重视。目前,对热处理炉温度场模拟计算往往只限于二维模型,而筑炉材料的热物性参数、边界条件中换热系数及炉内的辐射传热也大都简化处理[1～4],从而导致计算结果与实测数据误差较大。本文针对这一问题,建立了一个描述热处理炉的三维非线性稳态传热数学模型,全面考虑辐射、热物性参数和换热系数非线性变化对温度场的影响,以大型非线性有限元软件M A RC为平台模拟计算72k W 井式渗碳炉的温度场,并进行了实验验证,为热处理 收稿日期:2000210218;修订日期:2000211227 基金项目:国家“95”攻关项目——热处理CAD及其智能技术(962A01202201) 作者简介:匡 琦(19752 ),男,湖南双峰人,硕士研究生,从事计算机在材料科学中的应用研究工作; 潘健生(19352 ),男,教授,博士生导师,国际热处理 与表面工程联合会数学模型与计算机模拟技术委员 会主任,主要从事热处理过程的计算机数值模拟.炉的改造和优化设计提供了新的方法和途径。 2 热处理炉三维传热计算的数学模型 对于三维非线性稳态传热问题,其传热方程和边界条件的基本数学表达式为 5 x(k x 5T x)+ 5 y(k y 5T y)+ 5 z(k z 5T z)+q=0(1)式中:T为温度;t为时间;k x,k y,k z为x,y,z方向的材料导热系数;q为内热源项。 边界条件数学表达式 k x 5T 5x n x+k y 5T 5y n y+k z 5T 5z n z-q+h∑(T-T∞)=0 (2) 式中:h∑为对流和辐射的综合换热系数;q是热流项;n x,n y,n z分别是x,y,z方向的方向余弦。 求解热处理炉温度场分布问题实际就是求解在边界条件(2)下满足稳态热传导方程(1)的场函数T (x,y,z)[5～6] 。 3 非线性问题的处理 热处理炉温度场是一个复杂的非线性问题,其非线性主要来自以下两个方面:(1)筑炉材料的热物
世界气温的变化规律
《世界气温的分布规律》说课稿 一、说教材所处的地位和作用 这节课是七年纪地理上册第三章“天气与气候”部分中第二节“气温和气温的分布”的第二课时，着重介绍气温的时空分布规律。本课是在第一课时学习了“气温的变化”后的自然延伸和发展，本节与第三节《降水和降水分布》是并列关系,本节课通过阅读分析世界年平均气温分布图，理解世界气温分布的规律，为下一节学习世界降水的分布规律的学习奠定了基础，为第四节“世界的气候”提供必备了的知识，所以本节内容在初中地理教学中占据重要地位。根据新课标的要求，地理课要以学生发展为本，以培养学生终身学习能力为基本宗旨，因此教材内容安排简明、扼要，弹性大，给教师上课留有很大的发挥空间，更重要的是内容处理的基本模式是利用地图分析、归纳内在规律，这对于培养学生的发散性思维，提高学生读图、析图、用图的能力是非常有益的，教师应充分利用好教材的这一优势。 二、说教学对象 通过近两个月的地理知识的学习，学生对地理已经有了一定的兴趣。七年级的学生形象思维能力较强，而好奇、好动、好表现是这一年龄段孩子的特点。在前阶段学习过纬度、海陆分布等知识，上一节刚学过的气温变化知识，是学习本节气温分布知识的基础，但由于学生基础知识参差不齐，加上他们的抽象能力还不强，因此，在教学中，要扬长避短，引导学生从现实生活的经历和体验出发，让学生想观察，敢思考，进而激发学生的求知欲和好奇心。 三、说教学目标 1.知识和能力目标：初步学会阅读世界年平均气温分布图，说出气温分布的规律。 2.过程与方法：学生在教师的引导下，通过阅读分析世界年平均气温分布图，理解世界气温分布的规律。 3.情感态度与价值观目标：通过应用气温分布规律来解释生活中的现象，培养学生养成关注生活的意识。 四、说教学重点和难点： 通过阅读世界年平均气温分布图，总结气温分布的规律。 五、说教学方法： 鉴于本节知识的重要性，为了体现“学习对生活有用的地理”、“学习对终身发展有用的地理”、“改变地理学习方式”等基本理念，突出重点、突破难点，实现本节课的教学目标，在教学中可采用多种教学手段来激发学生的学习兴趣：如启发式教学法，讨论法，自主探究法，启发式读图法。 六、说学法
周怀春-三维温度场测量原理
周怀春：摄像头热成像原理生成炉膛内三维温度场 锅炉燃烧的基本要求在于建立和保持稳定的燃烧火焰，在典型的四角切圆燃烧锅炉中，燃烧工况组织不合理造成的四角燃烧不均匀、火焰中心偏斜、火焰刷墙等是导致炉膛结焦、炉管爆破、炉膛灭火、炉膛爆炸等运行事故的重要原因。因此，电站燃煤锅炉燃烧诊断具有很重要的现实意义。但由于我国电站燃煤煤质和煤种经常变动，参数整定困难，另外，工业燃烧过程自身具有瞬态变化、随机湍流、设备尺寸庞大、环境恶劣等特征，给有关热物理量场参数的在线测量带来了困难，难以获得描述实际燃烧过程的热物理量场参数，特别是温度分布的测量很困难，这样导致燃烧调整得不到可靠的依据，燃烧最优化运行无法实现。目前这已成为提高大型燃烧设备安全性和经济性的瓶颈。 因此，在工程应用方面，寻找一种简便、快捷的方法进行温度场的测量显得尤为重要。传统的伸入式测量方法，例如用热电偶或水冷式抽气热电偶来测量，费力费时，一般它们仅限于在短时的试验中应用。近年来国内外在高温火焰温度测量方面研究较多的是激光CT技术、全息技术，但由于大型燃烧设备中的含尘火焰大光学厚度特征，以及这类技术所需的装置昂贵、安装精度高、操作困难等原因，目前国内外尚未见其实际用于工业性煤粉火焰的多相流测量中。本文介绍了当前世界上最先进的两种锅炉炉膛温度场的测量方法，即声学高温测量法和基于图像处理的温度场测量法，包括其原理及应用，并进行了分析和讨论。 1 声学高温测量原理 声波在气体混合物内的传播速度是绝对温度的第一函数，在较小的程度上气体组分也是其函数。在大多数应用条件下，气体的组分和它们的相对含量是已知的而且在很小范围内变化，因此沿声波从声源到接受器的路线上的平均温度可以先测量声波的“飞行时间”(即从声源到声接受器所需的时间)，然后根据已知的该两点之间的距离，算出烟气的温度。 从炉膛一边以压缩空气为动力发出一个宽频带声学信号，该信号被位于对面的一个接收传感器所检测到，从发声到检测经历的时间即声波的“飞行时间”，它
空间三维温度场检测方法、计算机可读存储介质及智能家电与设计方案
本技术提供了一种空间三维温度场检测方法、计算机可读存储介质及智能家电，通过传感器检测得出相关数据，所述相关数据至少包括温度数据，然后依据相关数据计算得出深度数据，结合深度数据和温度数据计算得出空间三维物体表面的温度数据，进而估算空间温度场；本技术有效解决了传统空调温度检测的问题，可以实时检测空间的三维温度信息，且准确率高，并可以根据温度信息进行空调模式的自动调整，以达到更好的使用体验。 技术要求 1.一种空间三维温度场检测方法，其特征在于，通过传感器检测得出相关数据，所述相关数据至少包括温度数据，利用相关数据计算得出深度数据，结合深度数据和温度数据计 算得出空间三维物体表面的温度数据，进而估算空间温度场。 2.如权利要求1所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述通过传感器检测得出相关数据具体为：通过空间三维检测传感器获取空间三维数据，通过温度传感器获取二 维平面温度场数据，空间三维数据结合二维平面温度场数据计算得出空间三维物体表面 的温度数据，进而估算空间温度场。 3.如权利要求2所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述空间三维数据包括平面二维数据以及深度数据，所述深度数据为点到传感器的距离信息，空间的深度数据即 为空间各个点到传感器的距离信息。
4.如权利要求3所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述空间三维数据结合二维平面温度场数据计算得出空间三维物体表面的温度数据的具体计算步骤为：空间的平面二维数据对应二维平面温度场数据，空间的平面二维数据相对应的深度数据组合温度数据即表示为该点温度信息，所有深度数据结合温度数据即得到组合后的深度数据与二维平面温度场数据，深度数据转化为空间点云数据，点云数据即包含空间坐标数值和该点的温度值，即得到空间各点的温度值。 5.如权利要求4所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述深度数据结合温度数据过程中可以根据插值法对数据进行扩展或根据抽样法进行缩小。 6.如权利要求2所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述空间三维检测传感器为两个RGB摄像头，所述RGB摄像头基于视差原理并利用成像设备从不同的位置获取被测空间的两幅图像，通过计算图像对应点间的位置偏差，来获取空间三维几何信息。 7.如权利要求1所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述通过传感器检测得出相关数据具体为：通过两个温度场检测传感器获取平面温度场数据，利用视像差计算出空间深度数据，结合深度数据和平面温度场数据估算空间温度场。 8.如权利要求7所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述两个温度场检测传感器在结构安装上需要拉开一定距离。 9.如权利要求7所述的空间三维温度场检测方法，其特征在于：所述温度场检测传感器为阵列式的红外测温元件组成的。 10.一种计算机可读存储介质，用于存储计算机程序，其特征在于：所述计算机程序被处理器调用时实现权利要求1至9任一项所述的空间三维温度场检测方法。 11.一种智能家电，包括处理器和存储器，所述存储器用于存储计算机程序，其特征在于：所述计算机程序被所述处理器调用时实现权利要求1至9任一项所述的空间三维温度场检测方法。 技术说明书
2020届高三地理复习讲解：地壳、地幔、地核考点分析
2020届高三地理复习讲解：地壳、地幔、地核考点分析 一、最新考纲 地球的圈层结构及各圈层的主要特点。 二、考纲解读 识记地球的圈层结构及特点。 三、思维导图 四、例题剖析 读下图，组成该山体岩石的矿物直接来自() A．地表B．地壳上部 C．地壳下部D．地幔 答案D 解析根据景观图片中山体的形态和火山喷发的景象可以判断出该山体属于火山，其岩石为岩浆岩，是由来自上地幔上部软流层的岩浆喷出地表冷却凝固形成的。因此，组成该山体岩石的矿物直接来自地幔。 五、知识讲解 依据地震波在地球内部传播速度的变化，地球固体表面以下可划分为地壳、地幔、地核三个圈层。具体分析如下图所示：
2011年3月11日,日本发生里氏9.0级地震,震中位于日本本州岛仙台港以东130千米的海域,震源深度10千米,地震引发最高达10米的大海啸,造成严重的人员伤亡。据此完成第1~3题。1．此次地震的震源位于() A.地核 B.上地幔 C.下地幔 D.地壳 2.此次地震首先直接影响的地球外部圈层是() ①水圈②生物圈③大气圈④岩石圈⑤地壳 A.①② B.②③ C.①④ D.④⑤ 3.若地震发生时,震中附近有一艘船,则船上的人的感觉是() A.左右摇晃 B.上下颠簸 C.先左右摇晃,后上下颠簸 D.先上下颠簸,后左右摇晃 4.下图为“地球圈层结构示意图”,下列关于图中各圈层的叙述,正确的是() A.地球外部圈层由A、B、C三部分组成,其中C为生物圈 B.地球内部圈层由E、F、G三部分组成,其中G为地核 C.E、F合为岩石圈 D.各圈层相互联系、相互制约,形成了自然环境 下图为“月壳与月幔地震波速度变化示意图”。据此完成第5~6题。
初中地理世界气温分布规律
世界气温分布规律 学习目标 1.阅读等温线图，能够判读等温线图。 2.阅读课本63页图4.10世界年平均气温分布图，描述世界气温分布特点。 3.阅读世界1月、7月平均气温分布图及气温的垂直变化图，说出世界1月、7月气温分布特点。 学习重难点 世界气温的分布规律 一、小组合作探究： 1.读左图：根据图中等温线的分布情况，小组合作描述世界气温分布规律。 2.读世界7月平均气温分布图比较C 点与D 点的温度高低，并判断此时是海洋气温高还是陆地气温高？ 3.读世界1月平均气温分布图比较A 点与B 点的温度高低，并判断此时是海洋气温高还是陆地气温高？ 世界7月平均气温分布图 C D C A B 世界年平均气温分布图 世界1月平均气温分布图
二、思考探究： 图（1）图（2） 4.读图（1）和图（2）：回答下列问题： （1）图（1）在半球；图中A (陆地或海洋),B (陆地或海洋) （2）在图（2）中C (陆地或海洋),D (陆地或海洋) 三、课堂总结（我学到了什么？）： 练一练： 1．（2011?巢湖）在北半球，一年中陆地最高气温出现在（） A．一月B．七月C．二月D．八月 2．（2012?天门模拟）世界气温的分布规律是（） A．地势越低，气温越低B．同纬度的陆地和海洋气温相同 C．南半球的等温线比北半球平直D．由高纬度向低纬度逐渐降低 3．有关世界气温分布规律的叙述，正确的是（） A．由高纬度向低纬度地区逐渐降低B．由沿海向内陆逐渐降低 C．由山麓向山顶逐渐降低D．由陆地向海洋逐渐降低 4．世界气温变化的一般规律是（） A．从低纬度向两极逐渐降低B．从中纬度向低纬度和高纬度降低 C．从两极向低纬度降低D．从高纬度向低纬度和中纬度降低 5．受纬度影响，世界气温从向逐渐降低． 6．一般来说，气温随着纬度的增高而降低，低纬度气温，高纬度气温． 7．读“世界年平均气温分布图”，回答问题． （1）从图中可看出，低纬度气温，高纬度气 温． （2）从赤道向两极，气温的变化规律 是．
第五章 地壳地幔演化
岩石圈是各种岩石组成的地圈，其上界是地球固态表明，下界位于上地幔B层的软流圈顶面。由于软流圈顶部界面深度变化较大，使得岩石圈厚度的变化也较大。岩石圈是跨越地壳和上地幔的固态地圈，在莫霍面以上为上岩石圈，在莫霍面一下为下岩石圈。 +板块（大纲） 板块构造理论，地球表面是由漂浮在软流圈之上的岩石圈板块镶嵌而成的，全球总共有七大板块（欧亚板块、南极板块、北美板块、南美板块、太平洋板块、非洲板块和澳洲板块）。板块的边缘是由洋脊、俯冲带、转换断层或内陆挤压带等连结起来。板块的面积处于变化中，扩散边界（如洋脊）导致大洋岩石圈生长，聚合边界（如以海沟为标志的俯冲带）则导致大洋岩石圈消减。 +地壳类型（大纲） 1定义：指具有相似地质特征和地球物理特征的地壳区段 2主要划分： 1 地盾地壳稳定部分 2 克拉通地壳稳定部分，有沉积岩 3 古生代造山带代表中等稳定的构造活动条件 4 中生代~新生代造山带具有不稳定构造活动条件 5 大陆裂谷系以断层为边界的谷底 6 火山岛火山成因，与俯冲带无关 7 岛弧以地震和火山作用为特征，与俯冲带有关 8 海沟俯冲带开始的标志 9 大洋盆地地壳稳定部分，有深海沉积物 10 洋脊构造不稳定 11 边缘海盆沉积物来自大陆或岛弧 12 内陆海盆与岛弧无关 +岩浆系列（07考） 1定义：指一系列侵位于地壳之内或喷出于地表之上的一组密切相关的岩浆类型，而岩系往往指具有某些共同化学属性的所有火山岩组成。 2划分：其划分可根据岩石的碱性程度划分为碱性系列、非碱性系列（拉斑玄武岩系列、钙-碱性系列）。 每一岩浆系列中可以形成不同的岩石，它主要取决于原岩的不同程度的部分熔融和岩浆形成之后的晶体、流体的分离作用等。如果在一个系类中同时出现长英质和镁铁质占优势的岩石，则称为双峰系类（双峰模式）。 3三种基本岩浆系列特征 拉斑玄武岩系列一种分布最广、含少量或不含橄榄石的玄武岩 钙-碱性系列火山岩地体中以安山石为主，深层岩地体中以花岗闪长岩占优势，以 及少量的拉斑玄武岩、流纹英安岩（或它们相同成分的侵入岩石）碱性系列一种含橄榄石的玄武岩，相对富碱性元素
高中地理教材 地壳和地壳的变动
电子课文●第四章地壳和地壳的变动 第一节地球的内部圈层 地球内部的结构，无法直接观察。到目前为止，关于地球内部的知识，主要来自对地震波的研究。当地震发生时，地下岩石受强烈冲击，产生弹性震动，并以波的形式向四周传播。这种弹性波叫地震波。地震波有纵波（P波）和横波（S 波）之分。纵波的传播速度较快，可以通过固体、液体和气体传播；横波的传播速度较慢，只能通过固体传播。纵波和横波的传播速度，都随着所通过物质的性质而变化。 根据地震波的这些特点，人们测知地震波传播速度在地球内部呈有规律的变化。我们可从地球内部地震波曲线图上，看出地震波在一定深度发生突然变化。这种波速发生突然变化的面叫做不连续面。地球内部有两个明显的不连续面：一个在地面下平均33千米处（指大陆部分），在这个不连续面下，纵波和横波的传播速度都明显增加，这个不连续面叫莫霍界面①；另一个在地下2900千米深处，在这里纵波的传播速度突然下降，横波则完全消失，这个面叫做古登堡界面②。 我们用莫霍界面和古登堡界面为界，把地球内部划分为地壳、地幔和地核三个圈层。 （一）地壳地壳是指地面以下、莫霍界面以上很薄的一层固体外壳。整个地壳的平均厚度约为17千米。大陆部分平均厚度为33千米，高山、高原地区厚度可达60千米～70千米（如青藏高原）；海洋地壳较薄，平均厚度为6千米。地壳主要由各种岩石组成。
（二）地幔这一层介于地壳和地核之间，所以又叫做中间层。地幔在莫霍界面以下到古登堡界面以上，深度从5千米～70千米以下到2 900千米。这一层也能传播横波，所以仍是固态。主要物质成分为铁镁的硅酸盐类。由上而下，其中铁镁含量逐渐增加。从莫霍界面到1000千米深处，叫做上地幔。上地幔上部（地下约60千米～250至400千米）存在一个软流层，一般认为这里可能是岩浆的主要发源地之一。地下1000千米～2900千米深处，叫做下地幔。下地幔的温度、压力和密度均增大，物质状态可能为固体。 地壳和上地幔顶部（软流层以上），是由岩石组成的，合称为岩石圈。 （三）地核从古登堡界面到地球核心，为地核。地下2 900千米～5 000千米深处，叫做外核，外核的物质接近液体，横波不能通过。5 000千米以下的深部为内核，则为固态。地核部分的温度很高，压力和密度很大。地核的物质成分据推测以铁、镍为主，并含少量较轻元素。 问题和练习 1．地球内部有哪几个圈层？ 2．为什么能用地震波来探测地球内部的构造？利用地球内部地震波传播曲线图来加以解释。 第二节地壳的结构和物质组成 地壳的结构地壳是由许多化学元素组成的。据地球化学分析表明，地壳中有90多种自然存在的化学元素，其中氧、硅、铝、铁、钙、钠、钾、镁等8
地幔
[dìmàn] 地幔 地幔（Mantle）：地质学专业术语，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。地幔又可分成上地幔和下地幔两层。上地幔上部存在一个地震波传播速度减慢的层，一般又称为软流层，推测是由于放射性元素量集中，蜕变放热，使岩石高温软化，并局部熔融造成的，很可能是岩浆的发源地。软流层以上的地幔是岩石圈的组成部分。下地幔温度、压力和密度均增大，物质呈可塑性固态。 最新新闻 史上首次！地壳地幔边界将被打穿中美等参与2015-12-20 22:56 来自美国、英国、中国等12个国家30名科学家参加的这次大洋钻探活动，准备在西南印度洋中脊一处名为“亚特兰蒂斯浅滩”的地方，在人类历史上首次打穿地壳与地幔的边界。整个钻探计划分3个航次，本次开展的是首次钻探。...详情 内容来自 中文名地幔外文名Mantle 学科地球厚度2865公里 目录 1 形成原因 2 主要构造 3 成分 ?岩石 ?元素 4 探测方法 5 研究成果 ?地幔端元 ?地幔弦动 形成原因 在距今46亿（？）年前，在太阳系外的宇宙空间，由铁镍物质组成的地核俘获宇宙高温熔融物质和少量塑性物质、固态物质、气体和液体，在地核外形成高温熔融物质巨厚层。 地核与高温熔融物质间形成内过渡层。 地球外表温度降低，熔融物质凝固，形成地球最原始的外壳。 外壳与高温熔融物质间形成外过渡层。高温熔融物质形成液态层。 在这一地质时期，地球形成分层结构，由内向外：地核、内过渡层、液态层、外过渡层、外壳。 在地球表面，由于熔融物质凝固和收缩，形成张裂、沟谷、高山。由于宇宙天体撞击，在地表形成大坑洼地。 主要构造 上地幔顶部存在一个地震波传播速度加快的层（莫霍面），岩石圈（岩石圈指地壳和上层地幔顶部）以下称为软流层（Asthenosphere），推测软流层是由于放射性元素大量集中，蜕变放热，使岩石高温软化，并局部熔融造成的，很可能是岩浆（Magma）的发源地。软流层以上的地幔是岩石圈的组成部分。下地幔温度、压力和密度均增大，物质呈可塑性固态。厚度约有2900公里。 美国一些科学家用实验方法推算出地幔与地核交界处的温度为3500℃以上，外核与内核交界处温度为6300℃，核心温度约6600℃。地幔的组成除了少数由深源岩浆岩（玄武岩、富
世界气温分布教案
世界气温分布 【课标要求】 使用气温资料，绘制气温曲线图 初步学会阅读世界年平均气温分布图，说出世界气温的分布规律。 【教材结构分析】 本小结的内容主要是世界气温分布。讲课过程中教师可以诱导学生自己的思维能力、想象能力，通过读图、析图的方式，调动学生思维的积极性，将地图中蕴含的地理信息挖掘出来，有利于学生能力的提高。 【教学目标】 （一）知识与能力 1．了解等温线的含义，掌握阅读“等温线分布”图的正确方法 2．能根据世界气温分布图，总结出气温地区分布的规律。 3．能根据气温的数字资料，绘制出气温变化曲线图 （二）过程与方法 1．通过阅读气温分布图，能够说出世界年平均气温的分布规律。 2．加强读图能力的训练。 （三）情感态度与价值观 体会气温的意义、与生活的关系。 【教学重点】 1.能根据气温资料，绘制气温曲线图 2．学会阅读世界平均气温分布图 【教学难点】 通过阅读气温分布图，说出世界年平均气温的分布规律 【教学用具】 多媒体课件 【教学方法】 讲授法，启发式 【课时安排】 1课时 【教学过程】 复习： 提问：气温的概念及表示，测量工具及方法，日平均气温，月平均气温及年平均气温的概念及求法？ 学生回答（板书） 教师：好，同学们掌握的非常到位，这节课我们的学习将用到月平均气温及年平均气温。首先我们用到的就是月平均气温。 大家先看大屏幕，这就是，我们一年每个月的平均气温。其实我们不仅可以用表格表示，还可以用曲线图表示，下面我们就来学习一下。 活动：老师在黑板上画出横坐标与纵坐标，并引导学生画图，告诉同学注意事项 教师：这个就是气温曲线图，在上面我们可以容易的看出最高和最低气温出现在哪个月份。这个图的画法也是我们要求掌握的。 教师：接下来我们用到的就是年平均气温。 展示世界年平均气温分布图 教师：这就是我们的世界年平均气温分布图，要在地图上绘制这样的图，就需要借助于等温线。
世界气温的分布及影响因素分析
世界气温的分布及其影响因素分析 一、教学目标 （一）知识与技能 1.学会等温线图的判读方法； 2.归纳气温的影响因素； 3.分析等温线弯曲变化的影响因素。 （二）过程与方法 1.通过世界年平均气温的分布图的展示，设置一系列的具体问题，指导学生如何阅读等温线分布图； 2.通过对世界年平均气温分布图和一月、七月气温分布图中等温线的弯曲变化，分析归纳气温的影响因素，并帮助学生建立在不同因素的影响下气温曲线将如何分布。 3.通过具体的例题，训练学生运用所学知识解决实际问题的能力。 （三）情感态度与价值观 通过学习人为因素对气温的影响，学生认识到人类在发展过程中应该注重对环境的保护，减少对环境的危害。 二、教学重难点 1.气温的影响因素 2.等温线弯曲变化的原因分析 三、教学过程 新课导入： 由这几天气温的变化说起，昨天天气气温还是比较高的，教室里不开空调都受不了，世界上其他地方是不是也是这样的热呢？为什么会不一样呢？ 板书：世界气温的分布及影响因素 一、等温线的识读 学生读P21页的世界年平均气温的分布图，回答下列问题： 1．什么是等温线？它与我们以前所学的等高线有什么不同？ 2．同一条等温线上，各点气温是否相等？ 3．相邻两条等温线之间的温差是多少？ 4．等温线的稀疏与气温差之间有什么关系？ 5．在等温线闭合处，如何判断是高温中心还是低温中心？ 二、气温分布规律 引导学生仔细观察世界年平均气温分布图中的等温线，并找出下列问题的答案： 1．等温线分布有什么特点？与纬线有什么关系？ （经过小组讨论思考，学生可以答出：等温线大致与纬线平行，并且，低纬度气温高，高纬度气温低。） 2．在图上0°C等温线呈闭合状，原因是什么？ 3．20°C等温线在非洲西海岸弯曲方向如何？原因是什么？ 4．在图中找出北半球的10℃等温线，看看它的分布怎样？在经过陆地与海洋时，等温线是不是平直的？这说明影响气温分布的因素有什么？还有什么因素也会影响气温分布？ （不平直，等温线会发生弯曲，这说明除了纬度会影响世界气温的分布外，还有海陆的分布也会影响气温的分布） 5.除了这些因素还有什么其他因素也会影响到气温的高低？ 三、学以致用——课堂例题分析 1．读南美洲局部等温线图，回答：
世界气候分布图
世界气候分布图 1．热带雨林气候主要分布在赤道附近，如马来群岛、亚马孙平原、刚果盆地和几内亚湾沿岸等地区，其特点为常年高温多雨，气温年较差小，各月平均温在25—28℃之间，年降水量大多在2000毫米以上，全年分配比较均匀。2．热带草原气候主要分布在热带雨林气候区南北两侧，这里年平均气温高，但气温年较差略大于热带雨林气候，年降水量大多在400—1500毫米之间，有明显的干湿季之分，离赤道越远，干季越长，因而降水量也越少。 3．热带季风气候分布在南亚和中南半岛等地，其特点为全年高温，最冷月平均温也在18℃以上，降水与风向有密切关系，冬季盛行来自大陆的东北风，降水少，夏季盛行来自印度洋的西南风，降水丰沛，年降水量大部分地区为1500—2000毫米，但有些地区远多于此数。 4．热带沙漠气候分布在南北回归线附近的大陆内部或大陆西岸，其特点为年平均温高，年温差较大，日温差更大，降水稀少，年降水量普遍在250毫米以下，许多地区只有数十毫米，甚至数毫米，降水变率很大，常常连续数年不下雨。5．亚热带季风气候分布在大陆东岸的亚热带地区，这里冬季不冷，1月平均温普遍在0℃以上，夏季较热，7月平均温一般为25℃左右，冬夏风向有明显变化，年降水量一般在1000毫米以上，主要集中在夏季，冬季较少。这类气候以我国东南部最为典型。其它地区，由于冬季也有相当数量的降水，冬夏干湿差别不大，因此被称为亚热带季风性湿润气候。 6．地中海式气候分布在大陆西岸的亚热带地区，以地中海沿岸地区最为典型，故名。这类气候的特点是冬季温和，夏季炎热或暖热，降水主要集中在冬季，夏季干旱，因此又称为亚热带夏干气候。 7．温带海洋性气候分布在大陆西岸的温带地区，其特点为冬季不冷（1月平均温在0℃以上），夏季不热（7月平均温在22℃以下），全年都有降水，年降水量一般在1000毫米左右，在地形有利的地方可达2000毫米以上或更多。8．温带季风气候分布在我国秦岭、淮河以北的东部地区，朝鲜和日本的北部，以及西伯利亚东部沿海地区，其特点为夏季温暖，冬季较冷，年降水量500—1000毫米，主要集中在夏季，冬夏温差由南向北增大，降水量由南向北减少。9．温带大陆性气候分布在亚欧大陆和北美大陆内部，由于全年在大陆气团控制下，冬冷夏热，气温年较差大，降水少，年降水量都在500毫米以下，在大陆中部形成干燥或半干燥气候；而大陆北部，则由于纬度偏高，冬季寒冷、漫长，夏季温凉、短促，蒸发不旺，降水虽少，但不干旱，形成特殊的亚寒带针叶林气候。 10．极地气候分布在亚欧大陆和北美大陆的北部边缘地区、格陵兰岛、北冰洋诸岛和南极洲。在大陆边缘地区，冬季长而寒，但夏季最热月平均温可达10℃，苔藓、地衣是这里的典型植物，故又称为苔原气候；格陵兰岛、北冰洋诸岛和南极洲等地的绝大部分地区，终年在冰雪覆盖下，最热月平均温也不超过0℃，因此被称为冰原气候。 其中10.极地气候包括苔原和冰原气候.（1）极地长寒气候（苔原所候）。分布在北美大陆和亚欧大陆的北部边缘（南以最热月10℃等温线与亚寒带大陆性气候相接）、格陵兰岛沿海的一部分及北冰洋中的若干岛屿；在南半球则分布在马尔维纳斯群岛、南设得兰群岛和南奥克尼群岛等地。其特征是：全年皆冬，一年中只有1～4个月月平均气温在0°～10℃之间，冬季酷寒而漫长；年降水量约200～300毫米，以雪为主；地面有永冻层，只有地衣、苔藓等低等植物。11．高山气候可能出现在任何纬度，其特点是气温和降水都有垂直变化，气温随高度的增加而降低，降水在一定高度范围内随高度增加而增加，超过这一高度则随高度的增加而减少。 12.极地冰原气候。分布在极地及其附近地区，包括格陵兰、北冰洋的若干岛屿和南极大陆的冰原高原。这里是冰洋气团和南极气团的发源地，整个冬季处于永夜状态，夏半年虽是永昼，但阳光斜射，所得热量微弱，因而气候全年严寒，
地球的内部圈层结构
地球的内部圈层结构 地球内部圈层由外向里分为地壳、地幔和地核。地壳与地幔的分界面为莫霍界面，地 幔与地核的分界面为古登堡界面。 1、地壳 地壳是地球固体地表构造的最外圈层，整个地壳平均厚度约17千米，其中大陆地壳 厚度较大，平均约为39-41千米。高山、高原地区地壳更厚，最高可达70千米；平原、 盆地地壳相对较薄。大洋地壳则远比大陆地壳薄，厚度只有几千米。 2、莫霍面 1910年莫霍洛维奇提出地球有内外层之分。他指的内外层就是我们所说的地幔和地壳。而地壳与地幔的分界面也就被称之为莫霍洛维奇不连续面（莫霍面）。 在莫霍面上，地震波的纵波和横波传播速度增加明显，弹性和密度随深度逐渐增加， 地幔物质密度、硬度大于地壳。此面以上物质平均化学组成与玄武岩相似，密度约 2.9×10^3kg/m^3；此面以下物质平均化学组成与橄榄岩相近，密度约 3.1－ 3.3×10^3kg/m^3。莫霍面温度为400-1000/℃ 3、地幔 地幔介于莫霍面和古登堡面之间，厚度在2800km以上，平均密度为4.59/cm3，积约 占地球体积的82.26%，地幔的质量约占地球总质量的67.0%，在很大程度上影响了地球物 质的总组成。地幔的横向变化比较均匀，根据地震波速度的变化以1000km激增带为界面 雷波蒂面，进一步划分出上地幔和下地幔两个次一级圈层。 4、古登堡界面 古登堡界面，又名古腾堡界面。根据地震波波速变化而划分，是地幔与地核的分界面。地震波传播时，除了在地球内部深度约33千米处波速有一个显著的变化（此处称为莫霍 界面，是地壳与地幔的分界线）之外，在深度约为2900千米处，地震波传播状态也会发 生明显的改变，此处便被称为古登堡界面。地幔位于莫霍界面与古登堡界面之间。 由于地球外核为液态，在地幔中的地震波S波（S波即横波，横波只能在固体中传播）不能穿过此界面在外核中传播。P波（指纵波）曲线在此界面处的速度也急剧减低。 5、地核
地壳、地幔、地核是怎样的
地壳、地幔、地核是怎样的 地球内部结构是指地球内部的分层结构。今天探测器可以遨游太阳系外层空间，但对人类脚下的地球内部却鞭长莫及。目前世界上最深的钻孔也不过12公里，连地壳都没有穿透。科学家只能通过研究地震波、地磁波和火山爆发来提示地球内部的秘密。一般认为地球内部有三个同心球层：地核、地幔和地壳。 地壳是地球的表面层，也是人类生存和从事各种生产活动的场所。地壳实际上是由多组断裂的，很多大小不等的块体组成的，它的外部呈现出高低起伏的形态，因而地壳的厚度并不均匀：大陆下的地壳平均厚度约35公里，我国青藏高原的地壳厚度达65公里以上；海洋下的地壳厚度仅约5～10公里；整个地壳的平均厚度约15公里，这与地球平均半径6371公里相比，仅是薄薄的一层。 地壳上层为花岗岩层，主要由硅－铝氧化物构成；下层为玄武岩层，主要由硅－镁氧化物构成。理论上认为过地壳内的温度和压力随深度增加，每深入100 米温度升高1℃。近年的钻探结果表明，在深达3公里以上时，每深入100米温度升高2.5℃，到11公里深处温度已达200℃。 目前所知地壳岩石的年龄绝大多数小于20多亿年，即使是最古老的石头丹麦格陵兰的岩石也只有39亿年；而天文学家考证地球大约已有46亿年的历史，这说明地球壳层的岩石并非地球的原始壳层，是以后由地球内部的物质通过火山活动和造山活动构成的。 地壳下面是地球的中间层，叫做“地幔”，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。地幔又可分成上地幔和下地幔两层。一般认为上地幔顶部存在一个软流层，推测是由于放射元素大量集中，蜕变放热，将岩石熔融后造成的，可能是岩浆的发源地。下地幔温度、压力和密度均增大，物质呈可塑性固态。 地幔下面是地核，地核的平均厚度约3400公里。地核还可分为外地核、过渡层和内地核三层，外地核厚度约2080公里，物质大致成液态，可流动；过渡层的厚度约140公里；内地核是一个半径为1250公里的球心，物质大概是固态的，主要由铁、镍等金属元素构成。地核的温度和压力都很高，估计温度在5000℃以上，压力达1.32亿千帕以上，密度为每立方厘米13克 美国一些科学家用实验方法推算出地幔与核交界处的温度为3500℃以上，外核与内核交界处温度为6300℃，核心温度约6600℃。