莫霍面是地壳和地幔的分界面1909年,奥地利地震学家莫霍洛维奇发现,当地震波通过地下33公里处时,纵波速度由 76公里/秒急增到 81公里/秒,横波由42公里/秒增至46公里/秒有一个明显的不连续面,后经各地观测证实,这个不连续面在全球普遍存在,故把这一不连续面称莫霍洛维奇面,简称莫霍面,或称莫氏面
当地震发生时,地下岩石受到强烈冲击,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在上地幔的上部,有一个物质呈融熔状态的软流层,一般认为软流层是岩浆和地震的发源地软流层物质仍是岩石（主要是橄榄岩、榴辉岩等）,为硅酸盐类、氧化物等由于这层放射性元素大量集中蜕变生热温度高,岩石处于塑性状态,局部地区呈融熔流动状态,犹如倾倒的浆糊在空气和水中传播速度快,在固体中传播速度慢
横波消失,纵波传播速度减慢
燕山东段—下辽河地区地壳厚度（图1-5）变化有以下特征：下辽河盆地-辽东湾地区地壳厚度等值线总体走向北东，厚度变化起伏较大，辽东湾24～29km，下辽河盆地30～34km，并沿辽东湾东西周边均存在起伏较大的地壳厚度等值线梯度带。在下辽河盆地存在一系列莫霍面凸起和凹陷，含油气构造主要分布在凹陷区。在东部辽阳-于洪-新城子串珠状凸起带地壳厚度为31km，并呈北东向浑圆，带状凸起；中央大洼-台安凸起带，走向北东呈带状、浑圆状排列，厚度30～31km，位于中央隆起带上；西部新民南北莫霍面局部凸起带，地壳厚度31km，呈浑圆状凸起，位于郯庐主干断裂带的西北盘。三条带中，以中央大洼-台安凸起带地壳厚度最薄，反映下辽河盆地中部为上地幔拱起部位，莫霍面局部下凹区有5处，即营口、大洼东、辽中东部、沈阳西大民屯及盘山等处。其规模为宽5～14km，长20～50km，厚度34～35km。下凹区出现于中央局部凸起地区的两侧。下辽河盆地两侧的隆起区地壳厚度逐渐加厚，至辽东半岛中部可达36km，而到辽西建平一带，可达38km。总体形态清楚地反映出下辽河-辽东湾地区为一个上地幔拱起区。
图1-5 燕山东段—下辽河盆地莫霍面分布图
1910年，前南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇契意外地发现，地震波在传到地下50公里处有折射现象发生。他认为，这个发生折射的地带，就是地壳和地壳下面不同物质的分界面。1914年，德国地震学家古登堡发现，在地下2900公里深处，存在着另一个不同物质的分界面。后来，人们为了纪念他们，就将两个面分别命名为“莫霍面”和“古登堡面”并根据这两个面把地球分为地壳、地幔和地核三个圈层。
1、这个是从观测地震波传播速度的过程中发现某一深度波速发生突然变化发现的，由此科学家才推测地球内部物质的不均匀性，继而发展出地壳地幔地核的地球分层结构学说。
2、不连续面的存在，标志着地内物质在此层上下面有明显区别，因此成为地内圈层构造的界面。
3、在所有不连续面中有两个变化最显著的称为一级不连续面：
（1）、莫霍洛维奇不连续面（简称莫霍面或莫氏面）。深度平均17km，陆地33km，海洋平均厚度6千米。地震波加速，表明其下物质密度、硬度增加。
（2）、古登堡不连续面，深度约2900km。地震波减速，横波消失，表明其下物质很可能是液态，二者构成了地壳与地幔、地幔与地核的界面。
4、此外还有5个次级不连续面，可以把地壳、地幔与地核进一步划分出次一级的圈层构造。
扩展资料：
1、地幔与上下层不同物质的分界处称为不连续面。外面的被命名为莫霍不连续面，深处的则是古登堡不连续面。
2、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29×10^3kg/m^3；此面以下物质平均化学组成与橄榄岩相近，密度约31－33×10^3kg/m^3。莫霍面温度为400-1000/℃
3、事实上，自莫霍面被提出以来，众多学者开始关注其形成和演化。
4、当下认为莫霍面分为两种，一种为地震学莫霍面（SeismicMoho），代表地震波波速的突然提高；另一种为岩石学莫霍面（PetrologicMoho），这种莫霍面没有显示出地震波波速的异常，而是由浅部到深部渐变至地震学莫霍面以下的地震波波速水平。
5、岩石学莫霍面经常在造山带的巨厚地壳位置出现，是下部地壳在高温高压下变质到榴辉岩相而形成的。
6、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。
7、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。
8、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。
9、1914年，美国学者古登堡(Gutenberg)发现地下2885千米处存在地震波速的间断面，首先是发现距震中11500～16000千米的范围内存在地震波的阴影区，解释为存在地核，其次是传播速度发生了明显的变化，纵波存在一次由136千米/秒突然降低为798km/s的截面，而横波则突然消失了。
10、并且在该不连续面上地震波出现极明显的反射、折射现象。后证实这是地核与地幔的分界层。该不连续面称为古登堡面。古登堡面以上到莫霍面之间的地球部分称为地幔（mantle）；古登堡面以下到地心之间的地球部分称为地核（core）。
参考资料：
参考资料：
不同的莫霍面形态区，由于地壳性质、厚度、深部构造活动性以及所处构造位置不同和演变历史不同等，因而在金矿类型、规模、成因和分布上，有着各自的特点。
一、东部地幔台坪隆起区的岩金矿
东部地幔台坪区莫霍面坡度较小，局部重力异常呈等轴状或近似等轴状。莫霍面深度也相对较小，平均约为36km左右。
本区在小兴安岭－张广才小区分布有团结沟斑岩型金矿、东风山沉积变质岩型金矿、夹皮沟多因复成金矿床、小西南岔次火山热液型金矿、海沟变质热液型金矿等；在松辽－华北小区内有著名的胶辽金成矿区，产出有许多特大型、大型金矿，如辽宁的排山楼韧性剪切带型金矿、下大堡构造蚀变岩型金矿、五龙石英脉型金矿、四道沟变质热液型金矿等。山东的焦家蚀变岩型金矿、玲珑岩浆热液型金矿、归来庄构造隐爆角砾岩型金矿等；在淮阳－江汉小区内主要分布为长江中下游金矿带，有安徽马山矽卡岩型金矿、江西的金山变质热液型金矿、洋鸡山次火山岩型金矿、湖北的鸡冠咀矽卡岩热液型金矿等；南岭小区分布有浙闽粤火山岩型金矿成矿带，有冶岭头变质－火山热液型金银矿床、紫金山次火山岩型金矿床。著名的河台糜棱岩型金矿亦分布在本区。属于本区范围内的还有两个大岛：台湾岛和海南岛。台湾岛上有已开采出92t黄金的金瓜石火山岩型金矿；海南岛近年来发现了土外山、抱板等剪切带型金矿。本区还见有许多大型的伴生金矿床，如水口山伴生金矿和德兴特大型伴生金矿。
由此可见，东部地幔台坪隆起区的金成矿作用强烈、类型多种多样。金矿分布面也十分广，线性分布特征不十分明显，这特别地反映在南岭小区的金矿分布情况。这些特征可能与重力异常呈等轴状或近似等轴状所反映的深部构造作用有关。我们知道，东部地幔台坪隆起区除松辽平原与台湾省以外，其余均属华夏型地洼区，其地幔蠕动活跃，壳体运动强烈，块断差异升降运动和剪切运动显著，岩浆活动也频繁面广，因而莫霍面起伏变化较复杂，这就为金矿的形成创造了十分有利成矿的深部地质条件。
二、东部地幔陡坡带的岩金矿
本带与阴山、秦岭、南岭东西走向山脉交汇处，幔坡走向发生弯曲。本带坡度最大的地段在太行山北部，自东向西每百公里落差5km。
本带金矿发育，其分布最大特别是呈现出几个金矿集中区，由北至南为：
1黑龙江塔源区：见次火山热液型金银矿床等；
2赤峰区：有撰山子破碎带蚀变岩型金矿、奈林沟火山岩型金矿等；
3张家口－晋东北区：在河北境内发育与碱性岩有关的金矿，如东坪、赵家沟、后沟等金矿，亦见有小营盘大型石英脉型金矿等；在晋东北发育斑岩型金矿，如太那水、耿庄等，也见有义兴寨富硫多金属石英脉型银金矿床等。
4小秦岭区：在小秦岭金矿田内已发现了十余个大中型金矿，如文峪金矿、老鸦岔金矿、太湖峪金矿等。此外在豫西其它地区还见有众多类型的金矿，如熊耳山地区的上宫蚀变岩型金矿、瑶沟金矿等，以及祁雨沟爆破角砾岩型金矿，蒲塘斑岩型金矿等。
5湘西南－黔东区：分布有湘西南铲子坪构造蚀变岩型金矿、漠滨石英脉型金矿等，黔东南的坑头破碎蚀变岩型金矿、铜古细脉浸染型金矿、金井石英脉型金矿等。
上述几个金矿集中区二个：小秦岭（或豫陕接界带）和张家口－晋东北正处于东部地幔陡坡带弯曲较显著的部位，而后一地区又正处于幔坡带坡度最大的太行山北部地段。
三、中部地幔台坪区的岩金矿
本区金矿集中分布在：
1呼和浩特—包头区：其位于鄂尔多斯－阿拉善莫霍面形态小区中部，金矿分布较多，见有哈德门沟石英—钾长石脉型金矿、哈达庙斑岩型金矿和白云鄂博北部变质热液型金矿等。
2秦岭区：位于中部地幔台坪区中部，处于两个小区（四川盆地小区和鄂尔多斯－阿拉善小区）的交界地带，为我国微细浸染型金矿分布较多区域，有李家沟、双王、马鞍桥和二台子等微细浸染型金矿床。
3滇桂黔区：位于四川盆地小区南部，为我国著名微细浸染型金成矿区，有紫木凼、板其、烂泥沟、金牙、高龙、革档等微细浸染型金矿床。
看来，中部地幔台坪区是我国微细浸染型金矿最为发育的莫霍面形态区。
四、西部环形地幔陡坡带的岩金矿
本环带北段（昆仑山、阿尔金山、祁连山）和南西—南段（喜马拉雅地幔陡坡带）山险谷深，冰雪覆盖，高原气候恶劣，因之地质工作投入少且精度差，故金矿发现较少。
本环带北段在西昆仑山发现阔克吉勒嘎破碎带蚀变岩型金矿，在祁连山区见松树南沟热液—层控型金矿和一些伴生金矿（如红沟）。
本环带东段于龙门山北，系川甘微细浸染型金成矿区，区内见有众多的大型金矿，如桥上、马脑壳、东北寨、联合村、拉尔玛、新关等金矿；往南进入康滇金成矿区带，该区带北段四川境内见有著名而罕见的偏岩子氟镁石型金矿、冕县机器房岩浆热液型金矿床及产于绿片岩中的茶铺子金矿床等；再往南云南境内见有秀水河一带的脉金矿（化）。康滇金成矿区带南缘哀牢山断裂是云南的重要金矿产地，分布老王寨糜棱岩型金矿和与超基性岩关系密切的墨江金厂金矿。
西幔坡带西支过大雪山，指向高黎贡山以后，即进入环形幔坡带东段的金沙江断裂带及以西（滇西）地域，该地域是我国与喜马拉雅期碱性斑岩有关的金矿（化）发育的地带，见有北衙金矿和姚安老亍子金矿等。
西部环形地幔陡坡带西南—南段，即喜马拉雅幔坡带大致分布着藏南金矿化区，见有郎县等地的石英脉型金矿化和浪卡子浊积岩型金矿化。据报道，还发现洞嘎硅化破碎带型金矿床。
由上可见，西部环形地幔陡坡带的东段金矿发育，金成矿期次多且成矿期新，是我国重要的而十分有利的金成矿区。
五、青藏地幔台坪坳陷区的岩金矿
本区莫霍面深度可达70km以上，系我国地壳厚度最大区域。在西藏地区存在多个近东西向坳陷，构成南、北两个幔槽。二个幔槽之间为改则—那曲一线长达千公里左右的幔脊。
该幔脊见有屋素拉石英脉型金矿化和碳酸盐化正长斑岩型金矿化等。藏北金矿化区大致处于该幔脊位置；南幔槽大致相当于冈底斯金矿化区位置，见有羊八井热泉型金银矿化和150地区次火山热液型金矿床等；北幔槽大致相当于拉竹龙—查多日峰—沱沱河沿镇方向的位置，该地带自然条件和环境恶劣，故目前仅只见有个别砂金矿点。
青藏地幔台坪坳陷区东北部系柴达木盆地，该处为一小幔坳。该莫霍面形态小区北缘最近发现成矿佳的滩间山构造蚀变岩型金矿；其南缘与北幔槽之间为一向南缓斜的幔坡带，该带分布有令人神奇的可可西里金矿化区，以及巴颜喀拉地区的夺确壳石英脉型金矿和四川的甘孜—丘洛金成矿带。这个次一级的幔坡带，在金矿找寻上，极具诱惑力。
六、西北部构造复杂区的岩金矿
本区岩金矿主要分布于准噶尔幔脊和天山幔槽。准噶尔地幔脊状隆起之北东部幔坡为阿尔泰金矿区，见有托格尔托别、塔斯北格、阿克提什克金矿，以及多纳拉萨依、沙尔布拉克大型构造蚀变岩型金矿；西南部则为托里金矿区，见有齐求、宝贝、萨尔托海等著名金矿，天山幔槽亦金矿多见，其东端小幔坳内分布有南明水—金山、板房沟—泌城二个金成矿区；其西部的大幔槽中分布有古尔图—头屯河、皮里奇、菁布拉克—木扎尔特三个金成矿区，见有阿希金矿、望峰金矿等。
塔里木－吐鲁番幔脊岩金矿分布较少，仅见于其东端与中部幔坪区接界地域，分布有双井子－明水、昭壁山－金窝子二个金成矿区，见有明水金矿和金窝子金矿等。
图419 华北中、北部人工地震研究区莫霍面等深度图
图419是在研究区人工地震P波三维速度结构研究的基础上编绘的。根据区内莫霍面等深线的分布可以看出，全区莫霍面等深线存在6组明显的梯度带，即4组近南北或北东向的等深梯度带和2组近东西向梯度带。南北或北东向的梯度带，由西向东依次是“准格尔旗—离石—汾西—临汾—夏县”、“尚义—阳原—涞源—曲阳—井陉—左权—晋城”、“邹平—济阳—济南—肥城—郓城—菏泽”和“淄博—新泰—平邑”梯度带；此外，东西向的梯度带是“东胜—清水河—阳高”和“涞水—廊坊—玉田”梯度带。由此，区内莫霍面可大致划分为6个区，即“鄂尔多斯台向斜（鄂尔多斯东缘）”、“山西台背斜”、“黄淮海坳陷（华北裂谷带中北部）”、“鲁西台背斜”和“内蒙古台隆（南部）”与“燕山台褶带（南部）”。
山西台背斜（即山西地块）主要由太行山脉、吕梁山脉和太岳山构成，内蒙古台隆包括了阴山山脉（图420）。纵观全区，以太行山、吕梁山、太岳山和阴山山脉的大青山地区莫霍面深度最大，约48～51km；这构成了研究区内近南北向的莫霍面凹陷带，其下凹中心位于山西繁峙和太原附近的古交，以及内蒙古的呼和浩特一带，深度大于50km。因此，山西台背斜和内蒙古台隆（南部）均以莫霍面下凹，地壳厚度最大，构造相对简单为其特征；两个区段内莫霍面深度的变化范围都在44～51km之间。
图420 华北地区中、北部人工地震研究区地貌特征
位于研究区东北边缘的燕山台褶带（南部）的主体由燕山山脉构成（图420）。该区段内莫霍面深度的变化范围在40～45km之间，中心位于北京的延庆、平谷一带，中心深度约45km。区段内莫霍面呈简单下凹的构造格局，其走向近东西向。
研究区内，山西莫霍面凹陷带以西为鄂尔多斯台向斜（鄂尔多斯东缘），该区段莫霍面深度的变化范围在40～51km之间；莫霍面的构造相对复杂，呈近北西向凸、凹相伴的褶皱；其凸起的中心在吴堡、米脂一带，深度约40km；下凹中心在韩城、合阳一带，深度约51km。
山西莫霍面凹陷带以东为黄淮海坳陷区（华北裂谷带中北部），该区段为莫霍面隆坳区，隆坳相间排列，构造极其复杂；但从整体上看，这是全区莫霍面最浅的隆起区段，深度在32～42km之间；向南，莫霍面的深度比中、北部增大。区段内规模最大的隆起中心分别位于渤海湾和河北南部的临清、夏津一带，莫霍面深度都为32km；下坳深度最大的地方在河北的安平地区，约42km。
研究区的东南部是鲁西台背斜，该区段的莫霍面深度在35～46km之间，深度变化大，主要为莫霍面断陷区，其断陷带沿枣庄—曲阜一线向北西方向延伸。
宏观上看，研究区全区的莫霍面构造形态似乎表现出东部呈环形坳陷特征，其周边为隆、坳相间的褶皱。区内莫霍面深度最小（即地壳最薄）的是东部呈环形坳陷的华北裂谷盆地（黄淮海坳陷区），莫霍面最深（即地壳最厚）的是山西地块（山西台背斜）。
研究区莫霍面等深线的分布表明（图419），区内6个莫霍面分区的界线均为深度陡变带。仔细分析研究区内5～50km不同深度上P波速度的平面结构发现，区内存在10组较明显的速度梯度带（图49～418），即：①“成武—济南—阳信—东营—昌黎”梯度带；②“封丘—濮阳—临清—景县—沧县—天津”梯度带；③“蔚县—曲阳—邢台—平顺”梯度带；④“凉城—朔州—静乐—汾阳—汾西—夏县”梯度带；⑤“临沂—邹城—广平—涉县—榆社—娄塬”梯度带；⑥“故城—平山—神池—府谷”梯度带；⑦“封丘—修武—沁源—介休—离石—临县—神木”梯度带；⑧“济源—绛县—宜川”梯度带；⑨“昌黎—宝坻—大兴—阳原—大同—清水河—达拉特”梯度带；⑩“日照—诸城—昌邑”梯度带。其中，①～④和⑩为区内北东走向的速度梯度带，⑤～⑨为北西向的梯度带。从地下介质中地震波的传播规律分析，这些速度梯度带应是区内断裂构造的反映。但随着深度加大，某些梯度带的痕迹显得越发清晰，而另一些梯度带的痕迹却变得模糊，甚至消失了，这可能正表明了断裂构造的延深不同。
以区内莫霍面构造格局为基础，结合不同深度速度梯度带特征的分析，编绘了华北中、北部研究区地壳深断裂分布图（图421）。
图421 华北地区中、北部人工地震研究区地壳深断裂分布
如图421所示，编号1～4的断裂为区内北东向地壳深断裂带，5～6为近东西或北西向深断裂带。它们分别是：1为“蔚县—曲阳—井陉—平顺—晋城”深断裂（太行山前断裂）；2为“菏泽—禹城—沧县—天津”深断裂；3为“准格尔旗—府谷—离石—临汾”深断裂；4为“枣庄—淄博”深断裂；5为“达拉特旗—阳高—易县—廊坊—玉田”深断裂；6为“邹城—大名—和顺—太原—娄塬—兴县”深断裂。
以上就是关于莫霍面地震波是怎样变化的全部的内容，包括:莫霍面地震波是怎样变化的、莫霍面特征、地理上“莫霍面”是什么意思等相关内容解答，如果想了解更多相关内容，可以关注我们，你们的支持是我们更新的动力！
