引入重力的概念,结合大地测量对地球的形状和大小进行研究。目前利用人造卫星轨道变 化作校正,已经可以相当精确地求得地球的各种数据 表1-1为1975年第十六届国际大地测量和地球物理学会(IUGG)决议采用的根据人造 卫星观测及卫星轨道变化推算的地球形状数据。 表11地球形状参数 三、地球的表面特征 地球的表面积大约为5.1亿km2,分为陆地和海洋两大部分。陆地面积约为149亿km2 约占地球表面积的292%;海洋面积约为3.62亿km2,约占地球表面积的70.8%海陆面 积之比约为25:1,它们在地球表面分布极不均匀,65%以上的陆地分布在北半球,即使 如此,陆地也近占该半球面积的39%:;地球表面形态最明显的特征是高低起伏不平。大陆 的平均海拔高度为875m,最高处为珠穆朗玛峰,海拔8848.13m,最低点为死海,达-397m; 海洋底的平均深度为3729m(图1-3),最深处为太平洋马里亚纳群岛东侧的马里亚纳海沟 深达1103m。以平均海平面为标准,地球表面上的高度统计有两组数值分布最广泛:一组 在海拔0~1000m之间,占地球总面积的208%;一组在海平面以下,其中又以4000~5000m 深的海盆面积最广,占地球总面积的226%。 图1-3海陆起伏曲线(表示不同高度地形所占百分比) 频率分配;b积累高深曲线 (-)陆地的表面形态 大陆按高程特征,可分为高山、丘陵、平原、高原、盆地和洼地等地形单元。其中, 低于海拔1000m的平原、丘陵、盆地面积最大,占地球表面积的20.8%。大陆部分最主要 的地形特征是有一系列呈弧形或线形展布的山系。其中,海拔在500~-1000m的称为低山 1000~3500m的称为中山:大于3500m。的称为高山;一般呈线状分布称为山脉,如欧洲 的阿尔卑斯山脉,亚洲的喜玛拉雅山脉等 陆地上还有被山系所分隔、表面稍有起伏,内部相对高差一般不超过数十米的平原和 高原,它们面积较广。世界上最大的平原是亚马逊平原,面积达560万km2。我国有华北 平原、松辽平原、长江中下游平原等。海拔高程在600m以上,表面较为平坦或略有起伏 的广阔地区称为高原。世界上著名的高原有伊朗高原、埃塞俄比亚高原、巴西高原及我国 的蒙古高原、青藏高原等。其中,青藏高原是世界上最高的高原,海拔4000m以上:巴西 高原是最大的高原,面积达500万km2以上。此外尚有四周为山系或高原限制的低地,因
5 引入重力的概念，结合大地测量对地球的形状和大小进行研究。目前利用人造卫星轨道变 化作校正，已经可以相当精确地求得地球的各种数据。 表1-1为1975年第十六届国际大地测量和地球物理学会(ＩＵGG)决议采用的根据人造 卫星观测及卫星轨道变化推算的地球形状数据。 表 1-1 地 球 形 状 参 数 三、地球的表面特征 地球的表面积大约为 5.1 亿 km2，分为陆地和海洋两大部分。陆地面积约为 1.49 亿 km2， 约占地球表面积的 29.２％；海洋面积约为 3.62 亿 km2，约占地球表面积的 70.8%。海陆面 积之比约为 2.5∶1，它们在地球表面分布极不均匀，65%以上的陆地分布在北半球，即使 如此，陆地也近占该半球面积的 39%；地球表面形态最明显的特征是高低起伏不平。大陆 的平均海拔高度为 875m，最高处为珠穆朗玛峰，海拔 8848.13m，最低点为死海，达－397m； 海洋底的平均深度为 3729m(图 1-3)，最深处为太平洋马里亚纳群岛东侧的马里亚纳海沟， 深达 11033m。以平均海平面为标准，地球表面上的高度统计有两组数值分布最广泛：一组 在海拔 0~1000m 之间，占地球总面积的 20.8%；一组在海平面以下，其中又以 4000~5000m 深的海盆面积最广，占地球总面积的 22.6%。 图 1-3 海陆起伏曲线(表示不同高度地形所占百分比) a—频率分配；b—积累高深曲线 （一）陆地的表面形态 大陆按高程特征，可分为高山、丘陵、平原、高原、盆地和洼地等地形单元。其中， 低于海拔 1000m 的平原、丘陵、盆地面积最大，占地球表面积的 20.8％。大陆部分最主要 的地形特征是有一系列呈弧形或线形展布的山系。其中，海拔在 500~1000m 的称为低山； 1000~3500m 的称为中山；大于 3500m。的称为高山；一般呈线状分布称为山脉，如欧洲 的阿尔卑斯山脉，亚洲的喜玛拉雅山脉等。 陆地上还有被山系所分隔、表面稍有起伏，内部相对高差一般不超过数十米的平原和 高原，它们面积较广。世界上最大的平原是亚马逊平原，面积达 560 万 km2。我国有华北 平原、松辽平原、长江中下游平原等。海拔高程在 600m 以上，表面较为平坦或略有起伏 的广阔地区称为高原。世界上著名的高原有伊朗高原、埃塞俄比亚高原、巴西高原及我国 的蒙古高原、青藏高原等。其中，青藏高原是世界上最高的高原，海拔 4000m 以上；巴西 高原是最大的高原，面积达 500 万 km2 以上。此外尚有四周为山系或高原限制的低地，因
其外形似盆而称为盆地。介于山地和平原之间的高低不平、连绵不断的低矮浑圆的小山丘 地形称为丘陵。一般高程在海拔500m以下,相对高差多在数十米,最大高差不超过200m。 大陆上有这众多的河流组成的水系和湖泊,是地球表面的重要特征,它的运动也是促使地 表形态发生变化的重要因素。河流的流动在一些山脉和高原上刻切形成纵横交错的沟壑和 峡谷,在平原地区则形成网状的河系,并不断堆积泥沙,是大陆向海洋扩展。 (二)海底的表面形态 海洋地形和大陆地形一样复杂多样,而且在规模上更庞大,外貌上更为壮丽。既有比 大陆更广泛、更干坦的平原,也有更险峻、更宏伟的山脉和深陡的峡谷。但因海底不象大 陆那样长期经受着各种外力的破坏,而是受以沉积作用为主的改造,故总体上看仍比大陆 表面简单些。 根据海底地形的基本特征,可将其分为大陆边缘、海岭、海沟、深海盆地等地形单元 1.大陆边缘 大陆边缘是大陆与大洋盆地之间的连接地带,占陆地总面积的1/5左右。它包括大陆 架、大陆坡和大陆基(图1-4),但大陆基实际上是大陆坡和大洋盆地的过渡地带。大陆架是 大陆边缘的主要地形单元。 图1-4海地地形示意图 大陆架是紧靠大陆分布的浅海台地,是大陆在水下的自然延伸部分,其范围是由海岸 线向外海延伸,直至海底坡度显著增大的转折处。大陆架部分的海底坡度平缓,一般小于 03°,平均约为0.1°。大陆架的水深一般不超过200m,最深可达550m,平均水深130m, 平均宽度75km。欧亚大陆的北冰洋沿岸的大陆架最发育,宽达500km以上:印度洋沿岸 的大陆架最不发育。我国的大陆架宽度从100km多到500km多不等,水深一般为50m左 右,最大水深可达180m 大陆坡是位于大陆架外缘到深海海底,地形明显变陡的地带。其水深一般不超过 200m,平均坡度为425°。大陆坡以斯里兰卡附近珊瑚礁岸外缘最陡,其坡度可达35° 45°,大陆坡的宽度约为20~100km,平均为20~40km。坡脚的深度为1400~3000m 左右。大陆坡在许多地方被通向深海底的深海“V”形峡谷所切割。这些深海峡谷深达数 百米,两壁陡峭,可达45°以上。有的峡谷可能是被淹没的河谷。但是,大多数峡谷是由 近海底含有大量悬浮碎屑物质,密度较一般海水大的浊流冲蚀而成。 大陆基也称为大陆裾,是大陆坡与大洋盆地之间的倾斜坡地。坡度通常5°~35°,多 分布于水深2000~300m的海底,主要由海底滑塌浊流和海流搬运的碎屑物堆积而成。 海沟发育的太平洋地区没有这一地形单元,而在海沟不发育的印度洋、大西洋中大陆基则 广为分布。 2.海岭 般将海底山脉称为海岭。其中,位于大洋中间,常发生地震和地壳运动较强烈的海 岭称为洋脊或洋中脊。洋脊或洋中脊为海底线状隆起地带,呈一系列鱼鳍状山脉,其中部
6 其外形似盆而称为盆地。介于山地和平原之间的高低不平、连绵不断的低矮浑圆的小山丘 地形称为丘陵。一般高程在海拔 500m 以下，相对高差多在数十米，最大高差不超过 200m。 大陆上有这众多的河流组成的水系和湖泊，是地球表面的重要特征，它的运动也是促使地 表形态发生变化的重要因素。河流的流动在一些山脉和高原上刻切形成纵横交错的沟壑和 峡谷，在平原地区则形成网状的河系，并不断堆积泥沙，是大陆向海洋扩展。 （二）海底的表面形态 海洋地形和大陆地形一样复杂多样，而且在规模上更庞大，外貌上更为壮丽。既有比 大陆更广泛、更干坦的平原，也有更险峻、更宏伟的山脉和深陡的峡谷。但因海底不象大 陆那样长期经受着各种外力的破坏，而是受以沉积作用为主的改造，故总体上看仍比大陆 表面简单些。 根据海底地形的基本特征，可将其分为大陆边缘、海岭、海沟、深海盆地等地形单元。 1．大陆边缘 大陆边缘是大陆与大洋盆地之间的连接地带，占陆地总面积的 1/5 左右。它包括大陆 架、大陆坡和大陆基(图 1-4)，但大陆基实际上是大陆坡和大洋盆地的过渡地带。大陆架是 大陆边缘的主要地形单元。 图 1-4 海地地形示意图 大陆架是紧靠大陆分布的浅海台地，是大陆在水下的自然延伸部分，其范围是由海岸 线向外海延伸，直至海底坡度显著增大的转折处。大陆架部分的海底坡度平缓，一般小于 0.3°，平均约为 0.1°。大陆架的水深一般不超过 200m，最深可达 550m，平均水深 130m， 平均宽度 75km。欧亚大陆的北冰洋沿岸的大陆架最发育，宽达 500km 以上；印度洋沿岸 的大陆架最不发育。我国的大陆架宽度从 100km 多到 500km 多不等，水深一般为 50m 左 右，最大水深可达 180m。 大陆坡是位于大陆架外缘到深海海底，地形明显变陡的地带。其水深一般不超过 2000m，平均坡度为 4.25°。大陆坡以斯里兰卡附近珊瑚礁岸外缘最陡，其坡度可达 35° ~ 45°，大 陆坡的宽度约为 20 ~100km，平均为 20 ~ 40km。坡脚的深度为 1400 ~ 3000m 左右。大陆坡在许多地方被通向深海底的深海“V”形峡谷所切割。这些深海峡谷深达数 百米，两壁陡峭，可达 45°以上。有的峡谷可能是被淹没的河谷。但是，大多数峡谷是由 近海底含有大量悬浮碎屑物质，密度较一般海水大的浊流冲蚀而成。 大陆基也称为大陆裾，是大陆坡与大洋盆地之间的倾斜坡地。坡度通常 5°~35°，多 分布于水深 2000 ～ 3000m 的海底，主要由海底滑塌浊流和海流搬运的碎屑物堆积而成。 海沟发育的太平洋地区没有这一地形单元，而在海沟不发育的印度洋、大西洋中大陆基则 广为分布。 2．海岭 一般将海底山脉称为海岭。其中，位于大洋中间，常发生地震和地壳运动较强烈的海 岭称为洋脊或洋中脊。洋脊或洋中脊为海底线状隆起地带，呈一系列鱼鳍状山脉，其中部
最高,中央部位常有一条巨大的裂谷,称为中央裂谷,谷深可达1~2km,谷宽可达13~ 48km。太平洋洋中脊因其裂谷不明显而称之为洋隆或洋中隆。洋中隆通常高出海底2 3km,宽度可达1500~2000km。洋中隆在各大洋中均有分布,且相互衔接,全长 65000km,占地球表面积近1/4,是地球表面最大的“山系” 3.海沟 平行于岛弧或沿着大陆边缘呈断续延伸的两壁较陡、狭长的水深大于6000m的深海槽 称为海沟。海沟是地球表面最低洼的地区,其长一般在500-4500km,宽40-120km,深度 多在6000m以上。全球已知海沟近30条,多发育于太平洋和大西洋;印度洋的海沟不甚 发育。海沟多位于大洋盆地的边缘,其两侧边坡中靠近大洋侧的边坡较缓,而靠近大陆侧 则较陡 海沟的一个重要特点是在其靠近大陆的一侧有一条与其平行的隆起地形。若海沟紧靠 大陆时,隆起地形为海岸山脉,二者组成海沟一山弧系:若海沟靠近大陆一侧为海时,该 隆起则是呈弧形排列的岛屿,弧顶朝冋大洋一侧,称为岛弧,二者组成海沟一岛弧系。海 沟一岛弧系是地球表面地震频繁发生的地带,并有火山分布。通常将大陆边缘分为两类。 类由大陆架、大陆坡和大陆基组成,这类大陆边缘主要分布于大西洋,称为大西洋型大 陆边缘:另一类大陆边缘是由大陆架、大陆坡及海沟组成,它主要分布于太平洋,称为太 平洋型大陆边缘。 4.深海盆地(大洋盆地) 深海盆地是海洋中另一类大型地形单元,它是介于大陆边缘及洋中脊之间的平坦地 带,是海底地形的主体,约占海洋面积的43%,平均深度在海平面以下4000~5000m,深 海盆地中主要有三种地形。 (1)深海丘陵。由一些比较低缓的小山丘组成,这些小山丘底宽1000~10000km,高 50~1000m,边坡较陡,顶部平缓,呈圆形或衡口形窜影丘,几乎全部由玄武岩组成。 (2)深海平原。是被来自大陆的沉积物覆盖的靠近大陆边缘的乎续地形。坡度很小, 均小于1/1000,广布于大西洋底,是地球表面最平坦的地区 (3)海山。海山是深海底部孤立或比较孤立的隆起地形,相对高度在1000m以上, 隐没于水下或露出海面。其中有一类呈锥状者,称为海峰。太平洋上的夏威夷群岛即为 系列海峰,其高出海底5000m以上,其中冒纳开亚火山海拔4205m,高差在900m以上。 海峰大多由火山岩组成。有的海山顶部平坦,称为平顶海山 第二节地球的圈层构造 地球的圈层构造是指依据地球的物质成分和物理状态的不同,把地球划分成几个连续 的、同心圆状的物质结构。他反映了地球的组成物质在空间的分布和彼此之间的关系,表 明它不是一个均质体。地球的圈层构造是在地球漫长的发展过程中逐步形成的。以地表为 界可分为内圈层和外圈层,内圈层包括地壳、地幔和地核,外圈层包括大气圈、水圈和生
7 最高，中央部位常有一条巨大的裂谷，称为中央裂谷，谷深可达 l ~ 2km，谷宽可达 13 ~ 48km。太平洋洋中脊因其裂谷不明显而称之为洋隆或洋中隆。洋中隆通常高出海底 2～ 3km，宽度可达 1500 ~ 2000km。洋中隆在各大洋中均有分布，且相互衔接，全长 65000km，占地球表面积近 1/4，是地球表面最大的“山系”。 3．海沟 平行于岛弧或沿着大陆边缘呈断续延伸的两壁较陡、狭长的水深大于 6000m 的深海槽 称为海沟。海沟是地球表面最低洼的地区，其长一般在 500-4500km，宽 40-120km， 深度 多在 6000m 以上。全球已知海沟近 30 条，多发育于太平洋和大西洋；印度洋的海沟不甚 发育。海沟多位于大洋盆地的边缘，其两侧边坡中靠近大洋侧的边坡较缓，而靠近大陆侧 则较陡。 海沟的一个重要特点是在其靠近大陆的一侧有一条与其平行的隆起地形。若海沟紧靠 大陆时，隆起地形为海岸山脉，二者组成海沟一山弧系；若海沟靠近大陆一侧为海时，该 隆起则是呈弧形排列的岛屿，弧顶朝向大洋一侧，称为岛弧，二者组成海沟一岛弧系。海 沟一岛弧系是地球表面地震频繁发生的地带，并有火山分布。 通常将大陆边缘分为两类。 一类由大陆架、大陆坡和大陆基组成，这类大陆边缘主要分布于大西洋，称为大西洋型大 陆边缘；另一类大陆边缘是由大陆架、大陆坡及海沟组成，它主要分布于太平洋，称为太 平洋型大陆边缘。 4．深海盆地(大洋盆地) 深海盆地是海洋中另一类大型地形单元，它是介于大陆边缘及洋中脊之间的平坦地 带，是海底地形的主体，约占海洋面积的 43％，平均深度在海平面以下 4000~5000m，深 海盆地中主要有三种地形。 （1）深海丘陵。由一些比较低缓的小山丘组成，这些小山丘底宽 1000~10000km，高 50~1000m，边坡较陡，顶部平缓，呈圆形或衡口形窜影丘，几乎全部由玄武岩组成。 （2）深海平原。是被来自大陆的沉积物覆盖的靠近大陆边缘的乎续地形。坡度很小， 均小于 1/1000，广布于大西洋底，是地球表面最平坦的地区。 （3）海山。海山是深海底部孤立或比较孤立的隆起地形，相对高度在 1000m 以上， 隐没于水下或露出海面。其中有一类呈锥状者，称为海峰。太平洋上的夏威夷群岛即为一 系列海峰，其高出海底 5000m 以上，其中冒纳开亚火山海拔 4205m，高差在 9000m 以上。 海峰大多由火山岩组成。有的海山 顶部平坦，称为平顶海山。 第二节 地球的圈层构造 地球的圈层构造是指依据地球的物质成分和物理状态的不同，把地球划分成几个连续 的、同心圆状的物质结构。他反映了地球的组成物质在空间的分布和彼此之间的关系，表 明它不是一个均质体。地球的圈层构造是在地球漫长的发展过程中逐步形成的。以地表为 界可分为内圈层和外圈层，内圈层包括地壳、地幔和地核，外圈层包括大气圈、水圈和生
物圈(图1-5)。每个圈层都有自己的物质组成、运动特点和性质,并对地质作用各有不同程 度的、直接和间接的影响,因此了解每个圈层的划分和主要特征,有助于我们对地质作用 的理解。 图1-5地球的圈层构造 、地球内圈层的划分及其主要特征 (-)地球内圈的划分 地球内圈即地球内部的圈层。地球内圈直接的观测资料较少,目前,最深的钻孔也仅 万多米。对地球内部构造的研究主要是利用地球物理学和天体物理学的资料,得出较为 确切的内部圈层构造模式(表1-2)。表1-2中各参数的得出依据是: 表1-2地球内部圈层和物理数据 (1)根据地震波速的研究将地球内部划分为若干个圈层 (2)根据重力资料结合地震波研究得出的纵波速度(Vp)、横波速度(Vs)和深度,可求出 各圈的密度分布 (3)根据横波的有无及波速的变化,推断出各圈层的物态(固态、塑性状态和液态)。 (4)由波速及介质的弹性参数可求出重力值及压力值 (5)根据各圈层的密度、波速及其与岩石性质之间的关系,结合陨石和矿物岩石的高温 高压实验等,推断各圈层的物质组成 6根据各圈层的物态推断该处岩石的熔点,再结合已知的地热流数据和岩石导热性推 算各圈层的温度 根据地震波速度的变化特征,可以将地球内部划分出两个最明显,也是最重要的界面。 第一个界面位于5~60Km深处,大陆平均深33Km,最深可达60Km以上:大洋区较浅, 平均为11~12Km,有些地区小于5Km,最浅处位于洋底以下不足半公里处时,波速 突然增大,Vp由6-πkm左右突然増至&km/s。这一界面是南斯拉夫地球物理学家莫霍洛 维奇于1909年首先发现的,是地壳与地慢的分界面,把它称为“莫霍洛维奇不连续面 简称莫霍面(Moho)。另一界面位于29km(精确值为2898±4km),是地慢与地核的分界面, 震波穿过此界面时波速突然降低,vp由13.32km/s突然降至8lkm/s,Vs则降为零,表明 横波消失。因此可推断这一界面以下的地核部分为液态物质,是美国学者B.古登堡(B.G
8 物圈(图 1-5)。每个圈层都有自己的物质组成、运动特点和性质，并对地质作用各有不同程 度的、直接和间接的影响，因此了解每个圈层的划分和主要特征，有助于我们对地质作用 的理解。 图 1-5 地球的圈层构造 一、地球内圈层的划分及其主要特征 (一)地球内圈的划分 地球内圈即地球内部的圈层。地球内圈直接的观测资料较少，目前，最深的钻孔也仅 一万多米。对地球内部构造的研究主要是利用地球物理学和天体物理学的资料，得出较为 确切的内部圈层构造模式(表 1-2)。表 1-2 中各参数的得出依据是： 表 1-2 地球内部圈层和物理数据 (1)根据地震波速的研究将地球内部划分为若干个圈层。 (2)根据重力资料结合地震波研究得出的纵波速度(Vp)、横波速度(Vs)和深度，可求出 各圈的密度分布。 (3)根据横波的有无及波速的变化，推断出各圈层的物态(固态、塑性状态和液态)。 (4)由波速及介质的弹性参数可求出重力值及压力值。 (5)根据各圈层的密度、波速及其与岩石性质之间的关系，结合陨石和矿物岩石的高温 高压实验等，推断各圈层的物质组成。 (6)根据各圈层的物态推断该处岩石的熔点，再结合已知的地热流数据和岩石导热性推 算各圈层的温度。 根据地震波速度的变化特征，可以将地球内部划分出两个最明显，也是最重要的界面。 第一个界面位于 5～60Km 深处，大陆平均深 33Km，最深可达 60Km 以上；大洋区较浅， 平均为１１～１２Km，有些地区小于 5Km，最浅处位于洋底以下不足半公里处时，波速 突然增大，Ｖp 由 6~7km/s 左右突然增至 8km/s。这一界面是南斯拉夫地球物理学家莫霍洛 维奇于 1909 年首先发现的，是地壳与地慢的分界面，把它称为“莫霍洛维奇不连续面”， 简称莫霍面(Moho)。另一界面位于 2900km(精确值为 2898±4km)，是地慢与地核的分界面， 震波穿过此界面时波速突然降低，Vp 由 13.32km/s 突然降至 8.1km/s，Vs 则降为零，表明 横波消失。因此可推断这一界面以下的地核部分为液态物质，是美国学者Ｂ．古登堡(B．Ｇ
gutenberg)于1914年发现的,称为古登堡面。根据这两个界面,地球内部划分为地壳、地幔 和地核三个一级圈层。除上述两个界面外,还有一些次一级的地震界面,它们还可以进一 步划分二级或三级圈层 二)地球内圈的主要特征 1.地壳 地壳即A层,是地球最外的一个圈层,位于地表和莫霍面之间,地壳的厚度变化很 大,大洋地壳较薄,平均厚6km,一般厚度在5-8km之间;大陆地壳较厚,平均厚33km 般厚度在20~80km之间,说明地壳下界是起伏不平的,厚的地方已陷入上地慢中。整个 地壳平均厚度约16km,只有地球半径的1/400,所以说地壳仅仅是地球表面的一层薄壳 地壳按结构特点分为大陆地壳和大洋地壳两种主要类型,它们无论在结构、成分、以及演 变历史上都有差别。 大陆地壳是指大陆部分的地壳,它具有双层部分的地壳结构,由康拉德不连续面把地 壳分为上、下两层组成(图1-6),上地壳(即A层)叫硅铝层或花岗岩质层,因其与以硅、铝 为主的花岗岩质岩石一致而得名。这一层只有大陆壳才有,大洋壳缺少此层,因此呈不连 续分布。下地壳(即A"层)叫硅镁层或玄武岩质层,因其与由硅、镁、铁、铝组成的玄武岩 相当而得名。大陆及大洋下面均有此层,呈连续分布,但陆壳硅镁层成分不如洋壳硅镁层均 匀,混合有大量变质程度很深的中酸性成分。硅铝层到硅镁层,密度是逐渐增加的,平均 约增加0.1~0.5gcm3。硅铝层的密度为26~2.7g/cm3,硅镁层的密度为3.3g/cm3 大洋地壳是洋盆部分的地壳,它在结构上与陆壳有很大差异。只有硅镁层,没有双层 地壳结构。习惯上把海水以下部分分为三层:第一层为未固结的沉积物,厚度自0~2km不 等;第二层为固结的沉积物和玄武岩,厚度也不均匀,自0.5~2km:第三层为硅镁层,厚 度在4km以上。大洋地壳的平均厚度为11~12km,岛弧带厚度较大可以达10~30km 2.地幔 地球内部位于地壳与地核之间的构造层为地幔,也叫中间层,即B、C、D层,介于 其莫霍面和古屯堡面之间。厚2800km以上,体积约占整个地球的823%,质量占整个地 球的67.8%,是地球的主体部分。根据地震波速度变化特征,将地幔在地下984km处分为 上、下两层。 上地幔(B、C两层)的平均密度为3.58gcm3。根据密度、波速以及地质和陨石等资料, 上地幔的物质成分基本上相当于含铁、镁很高的超基性岩,称为地幔岩。上地幔中地震波 速度变化较为复杂,表明其物质状态是多变的。深度在60-400km围内,地震波速度下降, 在400km以下速度又逐渐上升,其中在100~150km深处降至最低,形成低速带。低速带 的边界不像其它圈层那样清晰,尤其是底界的深度不很确定。一般认为,低速带是由于该 带内温度増高至接近岩石的熔点,但尚未熔融的物态引起的。低速带内有些区域横波不能 穿过,表明该区域的温度已达到岩石熔点以上而形成液态区,可能是岩浆发源地。由于低
9 utenberg)于 1914 年发现的，称为古登堡面。根据这两个界面，地球内部划分为地壳、地幔 和地核三个一级圈层。除上述两个界面外，还有一些次一级的地震界面，它们还可以进一 步划分二级或三级圈层。 (二)地球内圈的主要特征 1．地壳 地壳即 A 层，是地球最外的一个圈层，位于地表和莫霍面之间，地壳的厚度变化很 大，大洋地壳较薄，平均厚 6 km，一般厚度在 5~8km 之间；大陆地壳较厚，平均厚 33km， 一般厚度在 20~80km 之间，说明地壳下界是起伏不平的，厚的地方已陷入上地慢中。整个 地壳平均厚度约 16km，只有地球半径的 1/400，所以说地壳仅仅是地球表面的一层薄壳。 地壳按结构特点分为大陆地壳和大洋地壳两种主要类型，它们无论在结构、成分、以及演 变历史上都有差别。 大陆地壳是指大陆部分的地壳，它具有双层部分的地壳结构，由康拉德不连续面把地 壳分为上、下两层组成(图 1-6)，上地壳(即 A'层)叫硅铝层或花岗岩质层，因其与以硅、铝 为主的花岗岩质岩石一致而得名。这一层只有大陆壳才有，大洋壳缺少此层，因此呈不连 续分布。下地壳(即 A"层)叫硅镁层或玄武岩质层，因其与由硅、镁、铁、铝组成的玄武岩 相当而得名。大陆及大洋下面均有此层，呈连续分布，但陆壳硅镁层成分不如洋壳硅镁层 均 匀，混合有大量变质程度很深的中酸性成分。硅铝层到硅镁层，密度是逐渐增加的，平均 约增加 0.1~0.5g/cm3。硅铝层的密度为 2.6~2.7g/cm3 ,硅镁层的密度为 3.3g/cm3。 图 1-6 地壳结构示意图 大洋地壳是洋盆部分的地壳，它在结构上与陆壳有很大差异。只有硅镁层，没有双层 地壳结构。习惯上把海水以下部分分为三层：第一层为未固结的沉积物，厚度自 0~2km 不 等；第二层为固结的沉积物和玄武岩，厚度也不均匀，自 0.5~2km；第三层为硅镁层，厚 度在 4km 以上。大洋地壳的平均厚度为 11~12km，岛弧带厚度较大可以达 10~30km。 2．地幔 地球内部位于地壳与地核之间的构造层为地幔，也叫中间层，即 B、C、D 层，介于 其莫霍面和古屯堡面之间。厚 2800km 以上，体积约占整个地球的 82.3％，质量占整个地 球的 67.8％，是地球的主体部分。根据地震波速度变化特征，将地幔在地下 984km 处分为 上、下两层。 上地幔(B、C 两层)的平均密度为 3.58g/cm3。根据密度、波速以及地质和陨石等资料， 上地幔的物质成分基本上相当于含铁、镁很高的超基性岩，称为地幔岩。上地幔中地震波 速度变化较为复杂，表明其物质状态是多变的。深度在 60-400km 围内，地震波速度下降， 在 400km 以下速度又逐渐上升，其中在 100～150km 深处降至最低，形成低速带。低速带 的边界不像其它圈层那样清晰，尤其是底界的深度不很确定。一般认为，低速带是由于该 带内温度增高至接近岩石的熔点，但尚未熔融的物态引起的。低速带内有些区域横波不能 穿过，表明该区域的温度已达到岩石熔点以上而形成液态区，可能是岩浆发源地。由于低