A2 · 出版卷 3

地球内部结构与物性

地壳、地幔、地核、地震波证据、密度和温压条件

学习目标

完成本课后，你应能够区分成分分层与力学分层，解释 P 波和 S 波分别约束什么，定位主要内部边界，并避免把简化剖面误当成地球内部的直接影像。

地球平均半径约 6,371 km，即使极深钻孔也只触及地壳极小部分。深部结构主要由地震波走时与振幅、地球自由振荡、重力、地磁、地表热流、高温高压实验、陨石以及行星形成模型共同约束。每类证据对成分、相态、温度和力学行为的敏感组合并不相同。

因此，科学成果不是一张唯一的“内部照片”，而是一族受多项观测约束的模型。射线路径覆盖不足时分辨率会下降；地震速度异常也不能在没有附加假设时直接换算为温度或成分。

成分层描述主要化学组成：

力学层描述物质在给定时间尺度上的响应：

地壳不等于岩石圈，地幔也不等于熔融层。地幔主体为固体。“刚性板块”是指在板块运动时间尺度上近似相干，并非绝对不可变形。

体波穿过地球内部传播。P 波表现为压缩和膨胀，可通过固体和液体；S 波表现为剪切，不能在流体中传播。波速取决于密度和弹性性质。对简单各向同性材料：


v_P=\sqrt{\frac{K+\tfrac{4}{3}\mu}{\rho}},\qquad
v_S=\sqrt{\frac{\mu}{\rho}}

其中 K 为体积模量，\mu 为剪切模量，\rho 为密度。液体不能承受静态剪切，\mu 趋近于零，因此 v_S 消失。

速度随深度逐渐变化时，射线路径会弯曲；遇到更突变的介质差异时会折射。全球到时模式揭示不连续面和影区。S 波不能直接穿过外核，支持外核为液态；P 波行为进一步约束核幔边界和内核。地震层析成像用大量路径估计三维速度变化，但彩色剖面是具有有限分辨率、阻尼和参考模型选择的反演结果。

莫霍面（Moho） 由地壳向地幔的地震速度增大来识别。其深度并不恒定：洋壳常只有数千米厚，陆壳通常为数十千米，大型山系下可更厚。约 410–660 km 的地幔过渡带反映压力驱动的矿物相变；核幔边界约在 2,890 km；内外核边界约在 5,150 km。

这些是全球参考值，不是每处固定常数。“边界”也可能是一段过渡区而不是数学意义的锐利面；地震、成分和流变边界未必重合。

压力随上覆物质重量增加，局部近似为：


\frac{dP}{dz}=\rho g

密度与重力加速度都随深度变化，因此全球模型需要积分，不能只套一个常数梯度。温度整体向下增大，但导热岩石圈中的梯度较陡，近绝热对流地幔中的梯度较小。是否熔融取决于温度、压力、成分、挥发分和固相线的关系，而不是简单地“越深越热就熔化”。减压、加入挥发分或传热都可产生部分熔融，而周围大部分地幔仍是固体。

假设火山区下方的层析成像显示 S 波速度偏低：

除非数据能够把富熔体体与其他低速原因区分开，否则“成像到了岩浆房”就过度断言了。

建立表格，行分别为地壳、岩石圈地幔、软流圈、过渡带、下地幔、外核和内核；列分别为成分、物态、特征形变、主要证据和重要不确定性。随后解释为何同一个对象可同时属于“地幔”和“岩石圈”。