地球上的那些大陆 是漂浮在什么上 还是和地球内部粘在一起的?最好弄个地球结构图 谢谢地球上小岛也是
板块的移动&随着板块被驮在地幔对流体上传送,会产生相应的大范围的水平运动.据测算,板块每年可以“漂移”1-15厘米.这个速度虽然很小,但经不起亿万年的累积,地球的海陆面貌会因此发生巨大的改观.当两个大陆板块相互靠拢并发生碰撞时,就挤压出高山峻岭；当海洋和大陆板块相遇时,海洋板块会深深地潜入大陆板块之下,形成深邃的海沟.&热点与地幔柱&岩浆通常是通过板块边界的断裂系统到达地表.但有时在板块内部也有强烈的火山活动,因为那里存在直径几百千米,呈圆柱状的深部地幔物质的上升流,称为“地幔柱”.炽热的地幔物质把上覆的岩石圈抬起,在地表形成巨大的穹隆,并可产生象红海、亚丁湾和东非那样的三叉式的裂谷系统.它们具有高热流值,在冲破岩石圈的地方构成了“热点”.全球的地幔柱超过30个,例如冰岛、夏威夷、亚速尔、黄石公园和东非的阿法尔区等地.
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地球的形状和内部结构
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地球内部的构造和物理性质
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&&&&&& 地球内部具有分层结构，其物理性质在径向和横上都有变化。由于地球内部是不能直接观测的，而且磁波在的衰减很快，钻孔的深度又太浅，所从前有关地球内部的知识多是间接得来的。例如，根得知的地球质量和所得的，以计算出地球的平均为5.5克／厘米3。&
内部结构示意图 利用地球物理、和地质学的研究成果，探讨地球内部各层的化学成分和矿物组成，是最重要的基础知识之一，也是了解和研究、形成、演化和现状，以及和月地关系的必不可少的基础资料。 　　对地球内部物质组成的了解，目前尚不可能主要依靠直接观测,多数须借助间接的理论推导和实验方法,并从各有关学科推演出来。 其主要方法有3种: ①的方法。这种方法以研究为主，并结合对大地电磁、重力、地磁和地热等的研究。 ②的方法。这种方法主要是深部不同温度、压力条件下稳定的矿物成分、结构、组合及相变。 ③地球化学、和地质学的方法。这种方法是对陨石、、深钻岩芯，抬升的深部，以及对各类源自地球深部的岩石进行直接研究。 人类在地球上已经生活了二三，它的内部到底是个什么样子呢？有人说，如果我们向地心挖洞，把地球对直挖通，不就可以到达地球的另一端了吗？然而，这却是不可能的。因为目前世界上最深的钻孔也仅为的1/500，所以人类对地球内部的认识还是很不准确的。随着科学的发展，人们从出来的物质中了解到地球的内部的物理性质和化学组成，同时利用揭示了地球内部的许多秘密。1910年，地震学家契意外地发现，地震波在传到地下50公里处有发生。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“”和“”并根据这两个面把地球分为地壳、和三个圈层。地球形状示意图 地壳是地球最外面的一层，一般厚33公里（大陆）或7公里（海洋）。地壳分为上下两层，其间是面，在10公里左右。上部地壳只有大陆有，海洋基本缺失。上部地壳主要为，主要为。 介于地壳和地核之间的部分是地幔，平均厚度为2870公里左右。地幔也分为上下两层，分界面约在1000公里左右。主要由组成。主要由矿物组成的超基性岩构成。 在上地幔分布着一个呈部分的，其深度在60-400公里左右，是液态岩浆的发源地。由于莫霍面上下物质都是固态，其力学性质区别不大，所以将地壳和软流圈以上的地幔部分统称为。 地球的中心部分为地核，半径为3473公里左右。地核又可分为外核和内核。根据对地震波传播速度的测定，外核可能是液态物质，内核则是固体物质。地核的物质成分同铁陨古相似，所有有时又叫“铁镍核心”。 地表最主要地形区划是陆地和海洋。陆地又分为山地、丘陵、平原、高原、等。海洋也分为洋脊、、、岛屿与海山、等地形单元。
地球内部的主要物理性质包括密度、压力、重力、温度、磁性及弹塑性等。 ①、密度： 根据可算出地球的质量为5.974×1021t，再利用地球体积可得出地球的平均密度为5.516g/cm3。但从地表岩石实测的平均密度仅为2.7～2.8g/cm3，可以肯定地球内部必定有密度更大的物质。目前，对地球内部各圈层物质密度大小与分布的计算，主要是依靠地球的平均密度、地震波传播速度、地球的及等方面的数据与公式综合求解而得出的。计算结果表明，地球内部的密度由表层的2.7～2.8g/cm3向下逐渐增加到地心处的12.51g/cm3，并且在一些处有明显的跳跃，其中以古登堡面（核-幔界面）处的跳跃幅度最大，从5.56g/cm3剧增到9.98g/cm3；在莫霍面（壳-幔界面）处密度从2.9g/cm3左右突然增至3.32g/cm3。各圈层物质密度的大小及变化见表3.1。 ②、压力： 地球内部的压力是指不同深度上单位面积上的压力，实质上是压强。在地内深处某点，来自其周围各个方向的压力大致相等，其值与该点上方覆盖的物质的重量成正比。地内的这种压力又称为静压力或围压，按静压力平衡公式可表示为ρ=hρ（即静压力ρ等于某深度h和该深度以上的地球物质平均密度ρh与平均的乘积）。因此，地内压力总是随深度连续而逐渐地增加的。如果知道了地球内部物质的密度大小与分布，便可求出不同深度的压力值。例如，地壳的平均密度的/cm3，那么深度每增加1km，压力将增加约27.5MPa（MPa读兆帕，1MPa=106N/m2）。计算证明，压力值在莫霍面处约1200MPa、古登堡面处约135200MPa、地心处达361700MPa。地球内部各圈层的压力大小及变化情况见表3.1。 ③、重力： 地球上的任何物体都受着地球的吸引力和因而产生的的作用。 和离心力的合力就是重力（gravity）。地球的离心力相对吸引力来说是非常微弱的，其最大值不超过引力的1/288，因此重力的方向仍大致指向地心。地球周围受重力影响的空间称。重力场的强度用重力加速度来衡量，并简称为重力（单位为伽或：1Gal=1cm/s2=103mGal）。 各点的重力值因引力与离心力的不同呈现一定的规律性变化。根据（F=Gm1m2/），地球表面的引力与地球半径的平方成反比，而地球的形状接近于一个赤道半径略大、两极半径略小的。因此，地球两极的重力值最大，并向赤道减小，减小数值可达1.8Gal左右。依照离心力公式（C=mω），在相同的情况下，地表各点的离心力与它到地球自转轴的垂直距离成正比。因此，离心力以赤道最大，可达3.4Gal，并全部用来抵消引力；向两极离心力逐渐减小为零，所以，在引力与离心力的共同引响下，重力值具有随纬度增高而增加的规律，赤道处重力值为978.0318Gal，两极为983.2177Gal，两极比赤道增加5.1859Gal。 在地球内部，重力因深度而不同。 由于地球内部的变得更加微弱，故地球内部的重力可简单地看成是引力。地球大体上是一个由均质同心球层组成的球体，在这样的球体内部，影响重力大小的不是地球的总质量，而只是所在深度以下的质量。如质点位于地下2885km深处的核-幔界面上时，对质点具有引力的只是地核，而地壳与地幔对质点的引力因其呈圈层状而正好相互抵消。根据上述原理，利用地球内部的密度分布规律，便可求出地球内部不同深部的重力值。从地表到地下2885km的核-幔界面，重力值大体上随深度而增加，但变化不大，在2885km处达到极大值（约1069Gal）。这是因为地壳、地幔的密度低，而地核的密度高，以致质量减小对重力的影响比距离减小的影响要小一些。从2885km 到地心处，由于质量逐渐减小为零，故重力也从极大值迅速减小为零（参见表3.1）。 ④、温度： 深矿井温度增高、温泉和火山喷出炽热的岩浆等等事实，都告诉我们地球内部是热的。温度在地球内部的分布状况称为（geotermal ）。 在地壳表层，由于热的影响，其温度常有、季节变化和多年周期变化，这一层称为外。外热层受地表温差变化的影响由表部向下逐渐减弱，外热层的平均深度约15m，最多不过几十米。在外热层的下界处，温度常年保持不变，等于或略高于年平均气温，这一称为。在常温层以下，由于受地球内部热源的影响，温度开始随深度逐渐增高。通常把地表常温层以下每向下加深100m所升高的温度称为或（geothermal gradient）（温度每增加1℃所增加的深度则称为）。世界上不同地区地温梯度并不相同，如我国约为1～2℃，可达5℃。据实测，地球表层的平均地温梯度约为3℃；海底的平均地温梯度为4～8℃，大陆为0.9～5℃，海底的地温梯度明显高于大陆。 地温梯度是据地壳浅部实测所得的平均值，一般只适合于用来大致推算地球浅层（地壳以内）的地温分布规律，并不适用于整个地球内部。如果按平均100m增温3℃计算，至地壳底部地温将超过900℃，到地心将高达200000℃的惊人数值，在这样的温度条件下，地球内部除了地壳以外当绝大部分处于熔融甚至气体状态，这与地球内部绝大部分可以通过地震波横波（即主要为固态）的观测事实不符。实际上，地温梯度是随深度增加逐渐降低的。对于地球深部的温度分布，目前主要是根据地震波的传播速度与介质熔点温度的关系式推导得出的。根据目前最新的推算资料，在莫霍面处的地温大约为400～1000℃，在岩石圈底部大约为1100℃，在上、下地幔界面附近（约650km深处）大约为1900℃，在古登堡面（核幔界面）附近大约为3700℃，地心处的温度大约为℃（见表3.1）。由于热具有从高温向低温传播的性质，所以地球内部的高温热能总是以对流、传导和辐射等方式向地表传播并散失到外部空间，通常把单位时间内通过地表单位面积的热量称为地（geothermal heat ）。目前全球实测的平均地热流值为1.47×41.686mW/m2，大陆的平均值（1.46×41.686mW/m2）与海底的平均值（1.47×41.686mW/m2）基本相等。地表的不同地区地热流值并不相同，一般在一些构造活动的地区（如年青山脉、、火山、等）热流值偏高，而在一些构造稳定的地区热流值偏低。 地表热流值或地温梯度明显高于平均值或的地区称为。可以用来研究的特征，同时对研究矿产（如金矿、石油等）的形成与分布也具有重要作用。地热也是一种重要的天然资源，寻找可用于发电、工业、农业、医疗和民用等。 ⑤、磁场： 地球周围存在着磁场，称（geomagnetic field）。地磁场近似于一个放置地心的磁棒所产生的磁场，它有两个磁极，S极位于地理北极附近，N极位于地理南极附近。两个磁极与地理两极位置相近，但并不重合，磁轴与地球自转轴的夹角约为15°。以和地磁轴为定出的、赤道及被称为磁南极、、及。1980年实测的磁北极位置为北纬78.2°、西经102.9°（加拿大北部），磁南极位置为南纬65.5°、东经139.4°（）。长期观测证实，地磁极围绕地理极附近进行着缓慢的迁移。 地磁场的是一个具有方向（即的方向）和大小的矢量，为了确定地球上某点的磁场强度，通常采用、和磁场强度三个。 磁偏角是的与正北方向之间的夹角，变即磁子午线与地理子午线之间的夹角。如果磁场强度矢量的指向偏向正北方向以东称东偏，偏向正北方向以西称西偏。我国东部地区磁偏角为西偏，甘肃酒泉以西多为东偏。 磁倾角是磁场强度矢量与的交角，通常以磁场强度矢量指向下为正值，指向上则为负值。磁倾角在磁赤道上为0°；由磁赤道到磁北极磁倾角由0°逐渐变为+90°；由磁赤道到磁南极磁倾角由0°逐渐变为-90°。 磁场强度大小是指磁场强度矢量的。地磁场的强度很弱，平均为50μT（T为的符号）；在磁力线较密的地磁极附近强度最大，为6OμT左右；由磁极向磁赤道强度逐渐减弱；在磁赤道附近最小， 近代对地磁场的研究指出，地磁场由基本磁场、变化磁场和三个部分组成。 基本磁场占地磁场的99％以上，是构成地磁场主体的稳定磁场。它决定了地磁场相似于的特征，其强度在近地表时较强，远离地表时则逐渐减弱。这些特征说明了基本磁场是起源于地球内部。对于基本磁场的起源，过去曾认为地球本身是一个大，使得它周围产生磁场。但现代物理证明，当物质的温度超过其点时，本身便失去磁性。铁磁体的居里温度是500～700℃，而地球深部的温度远远超过此数值，所以地球内部不可能是一个庞大的磁性体。现今比较流行的假说是自激发电机假说。该假说认为地磁场主要起源于地球内部的圈层。由于外地核可能为液态，并且主要由铁、镍组成，因此它可能为一个导电的流体层，这种流体层容易发生差异运动或对流。如果在地核空间原来存在着微样的磁场时，上述差异运动或对流就会感生出电流产生新的磁场，使原来的弱磁场增强；增强了的磁场使感生电流增强，并导致磁场进一步增强。如此不断进行，磁场增强到一定程度就稳定下来，于是便形成了现在的基本地磁场。 变化磁场是起源于地球外部并叠加在基本磁场上的各种短期变化磁场。它只占地磁场的很小部分（＜1％）。这种磁场主要是由太阳辐射、太阳、太阳的黑子活动等因素所引起的。因此，它常包含有日变化、年变化及引起的（即较剧烈的变化）等成分。 磁异常（magnetic anomaly）是地球浅部具有磁性的矿物和岩石所引起的局部磁场它也叠加在基本磁场之上。一个地区或地点的磁异常可以通过将实测地磁场进行变化磁场的校正之后，再减去基本磁场的正常值而求得。如所得值为正值称正磁异常，为负值称负磁异常。自然界有些矿物或岩石具有较强的磁性，如、、、、超基性岩等，它们常常能引起。因此，利用磁异常可以进行找矿勘探和了解地下的地质情况。 ⑥、弹塑性： 地球具有弹性，表现在地球内部能传播地震波，因为地震波是。日、月的吸引力能使海水发生涨落即，用对地表的观测发现，地表的固体表面在日、月引力下也有交替的涨落现象，其幅度为 7～15 cm，这种现象称为，这也说明固体地球具有弹性。同时，地球也表现出塑性。地球自转的惯性离心力能使地球赤道半径加大而成为，表明地球具有塑性；在野外常观察到一些岩石可发生强烈的弯曲却未破碎或断裂，这也表明固体地球具有塑性。地球的弹、塑性这两种性质并不矛盾，它们是在不同的条件下所表现出来的。如在作用速度快、持续时间短的力（如地震作用力）的条件下，地球常表现为；在作用力缓慢且持续时间长（如地球旋转离心力、构造运动作用力）或在地下深部较高的温、压条件下，则可表现出较强的塑性。
近年来中国在及物性的研究方面不断取得进展.Zang等[1]曾对年中国科学家在地球内部结构和物质性质的研究进行过总结.[2]以华北为例,总结了对地球内部结构的探测,特别是对壳幔结构的地震学探测研究.探讨了从区域问题认识全球问题的思路.[3]总结了近几十年对地球内部几何结构及物理性质结构研究的进展.[4]从21世纪科技高速发展的高度提出了地球内部需要深入研究的问题.本文将主要总结近几年中国地球物理学家在地球内部结构和物质性质方面的研究工作,但主要限于岩石圈以下的地球内部结构和物理性质.在总结近几年进展的基础上,也提出了需要进一步研究的问题.1地球内部结构地球内部波速结构仍是这几年的研究重点,研究区域主要是中国及周边地区,使用的方法主要是地震波的速度成像和接收函数方法.1.1地球内部结构的成像等[5]利用记录99139个Pn波到时和43646个Sn波到时资料得到Pn和Sn波的分别为8.05 km/s和4.55 km/s,速度波动幅度为3~4%.Pn和Sn波在低,西部高;
利用地球物理、和地质学的研究成果，探讨地球内部各层的化学成分和矿物组成，是最重要的基础知识之一，也是了解和研究、形成、演化和现状，以及和月地关系的必不可少的基础资料。 　　对地球内部物质组成的了解，目前尚不可能主要依靠直接观测,多数须借助间接的理论推导和实验方法,并从各有关学科推演出来。其主要方法有3种:①的方法。这种方法以研究为主，并结合对大地电磁、重力、地磁和地热等的研究。②的方法。这种方法主要是深部不同温度、压力条件下稳定的矿物成分、结构、组合及相变。③地球化学、和地质学的方法。这种方法是对陨石、、深钻岩芯，抬升的深部，以及对各类源自地球深部的岩石进行直接研究。 　　地球的总体成分　地球的总体成分可通过两种途径求得。其一是根据地球各层的密度、质量分配以及对成分和成分的基本假设进行近似的估算。另一种是基于地球起源学说以及对陨石比较研究的结果，选择特定类型陨石的成分作为建立地球总体模型的基础。 　　地球总体成分的估算　地球各层的体积、质量以及基本的物质组成列于表1。 　　大气、海洋只占地球总质量的0.03％，地壳只占不到总质量的1％,所以地球的总体成分基本上决定于地幔和地核。假设地球的具有的平均铁、镍成分，并含有这些陨石中的FeS平均含量(5.3％)，而地幔加地壳的成分与球粒陨石中平均的含氧物质相同（硅酸盐加少量的和氧化物），由此计得的地球成分列于表2。 　　表2中的数据尽管不确切,但是已说明了一些重要的问题。地球的90％是由Fe,O，Si和种元素组成的。含量超过1％的其他元素为Ni，Ca，Al和S。另外7种元素，Na，K，Cr，Co，P，Mn和Ti的含量可能介于0.1～1％之间。由此可知地球物质组成的某些特点。首先，由于元素与氧的不同亲和力（根据氧化物的），MgO、、、和 CaO先于FeO而形成,当氧不足的时候，绝大部分的铁和镍将呈非氧化状态的金属而保留下来。各种氧化物将结合成为硅酸盐，例如MgO和SiO2结合成MgSiO2（），或者形成MgSiO4（）。假如已经达到状态，则绝大部分的致密物质向地心集中,并发生分层作用,形成致密的和密度较小的硅酸盐地幔。浓度很低的元素受到不同的相互作用而倾向于互相分离。例如一些贵金属元素像铂、金等倾向于同结合集中到地核；而亲像铀等则同较轻的硅酸盐组合而集中在地球上部。其次，可以合理地设想，地球曾经被加热达到全部或部分熔融的状态,低熔点的挥发性组分（H2O、CO2、N2、Ar等）发生逃逸，形成大气层。地幔中富含SiO2、Al2O3、Na2O和K2O的易熔和较轻的物质上升到表层来。因此，早期的地球分离为核、幔、地壳、海洋和大气等层状构造。已有的证据表明，约在40亿年以前，地球就已经达到类似于现在的层状结构的状况。 　　地球总体成分的陨石模式　约在46亿年之前，地球以及其他行星由原始吸积和凝聚而成。太阳的总成分提供了太阳系物质总体的线索。温度条件对在不同空间位置的气体和尘埃云吸积物的化学成分产生了强烈的控制作用，造成了太阳系从里至外星体化学成分的分带性。内行星(水星、金星、地球和火星)不仅具有小质量、高密度的特性，而且接受了大量的高温条件下凝聚的高密度硅酸盐和铁－镍物质，低温凝聚物相对减少；而外行星（木星、土星、、海王星和冥王星）则具有大质量、低密度的特点，并仅包含少量硅酸盐物质。组成它们的大部分物质是以气体和冰形态存在的低密度挥发元素。陨石是相互碰撞的小行星的碎片，受引力作用而降落到地球表面。它提供了太阳星云和行星体物质化学成分的直接资料。地球化学的研究表明，Ⅰ型同太阳光球成分很为近似，可将其视为原始太阳星云的一种近似代表。进一步的工作表明，Ⅰ型碳质球粒陨石的高熔点成分同地球组成也极相似，但二者在微量元素组成上存在着规律性的差异(表3、4)。 　　地球总体上亏损而富集亲氧的高熔点元素。这不仅反映了原始太阳星云组成上的不均一性（这已经为现代氧、镁等同位素研究所证实），而且也反映了在吸积过程中，特别在凝聚阶段所产生的分异。冲击波实验资料也表明各类球粒陨石和的平均（分别为23.4、25.6和55）无法同总体地球平均原子量(27)相拟合。因此人们将不同类陨石加以组合，并结合岩石化学和地球内部层状结构推算了如下的5种地球总体成分（表5）： 　　表5中第5栏是(J.T.Wasson)基于各组球粒陨石在高熔点元素(Ca,Al)／Si同FeOx/(FeOx+MgO)的（图1）上，地球同H群和IAB型球粒陨石相近,而提出的以 H群陨石的平均组成来近似表示总体地球的组成的估算值。 　　地壳的物质组成　地壳介于与地表之间，是迄今研究程度最高，资料最丰富的一个地球分层。大量的研究结果极其鲜明地显示了它的横向与纵向的不均一性和复杂性。这是因为地壳是地球漫长演化过程中的历史产物，并至今仍在不断变化中，包括同地幔深部和外层空间的物质交换。 　　　大陆地壳一般厚度为35～50公里，是由沉积盖层和上、下两部分地壳组成。表6第1～7栏给出对这些不同部分组成的估算值。通过出露地层及钻孔等资料以处理可得到沉积盖层成分的估计（表6，第1栏）；上部地壳成分一般认为可由露于大陆区的、和3大岩类的混合平均值（表6，第 2栏）或由典型的大陆地盾（如）的系统取样分析值而得到(表6,第3栏)。两种估计结果相近,表明了上地壳平均成分近似于和，这与上地壳的是一致的。人们对于下地壳的认识要差得多，目前还存在着一些不同的看法。有人将地震波速作为判断依据，认为可将下地壳视为等量花岗岩和的混合（表6，第4栏），或由变质岩类所组成（表6，第5栏）,因为后者的矿物组合反映的温压条件与下地壳一致。很显然，上述看法都倾向于将下地壳看成是基本上均一的，这个观点长期以来被人们所接受。然而近年来多学科深部研究的进展，使人们的认识有所深化。不仅指出传统划分所谓“”上部地壳和“”的的存在意义值得商榷，而且揭示了大陆地壳结构和组成上的高度复杂性以及下地壳组成的不均一性。其中一种代表性的观点是认为下地壳是由花岗岩和正长、、辉石和角闪岩组成，它们在小范围内是互层，并被花岗岩和辉长岩所侵入发生变质和变形。这种看法不仅符合于地震波速资料，而且同一些已经公认的，被构造运动抬升的深部地质剖面（如南部的）的实验观测结果基本一致，也同深部捕虏岩的研究基本一致，并能同地球化学和地热模式的制约条件相吻合。这可能是一种比较接近客观实际的认识，至少人们已认识到下地壳决不能用均一组成的模式来表征。 　　在全球某些大陆地壳地区，都先后发现存在着壳内和高导层。目前对其物质组成上的含义尚缺乏深入研究，但有两种可能的解释，一是大陆地壳部分熔融；二是大陆地壳内存在着不同形式的水。 　　如表6第 6、7栏所表征的大陆地壳平均成分主要是由上述上、下地壳加上 8％沉积岩平均得到的。这一化学成分表明大陆地壳总体上相当于中性火成岩（或），但在微量元素上，相对于中性火成岩富集了K、Rb、Ba、U、Th等，这一差异对研究壳、幔物质分异演化史具有重要意义。 　　　海洋地壳的一般厚度为5～15公里,是由（层Ⅰ）及洋壳（层Ⅱ和层Ⅲ）组成。沉积层的组成（见表6第8栏）是由直接取样测定计算的。而通过深海取样，钻探和与的对比研究，一般认为层Ⅱ是由组成，并可能有少量蚀变和变质的沉积物。地震波速资料以及深海磁异常条带的存在支持了这种看法。表6中第 9栏即是等量的沉积物和拉斑玄武岩混合的计算结果。关于海洋下地壳，即层Ⅲ的组成，目前认识是不一致的。它可能是由所形成的辉长岩和；也可能是辉长岩、以及。表6第10栏是假定该层是按具有洋脊拉斑玄武岩成分的角闪石辉长岩组成计算的结果，同时根据上述层Ⅱ和层Ⅲ的组成，推算了整个洋壳的组成。因为沉积物仅占很少比例（约5％）,显然这一结果反映了洋壳主体的拉斑玄武质成分。 　　总体地壳　对地壳不同部分的成分的估算和实际观测,为估算总体地壳组成提供了可能性。表7是不同类型岩石和矿物在地壳中分布的体积百分比。这一资料表明，和镁铁质岩石或麻粒岩是地壳中的主要岩石类型,而沉积岩仅占很少比例。表8第1、2栏是基于表6相应栏目计算而得的地壳总体成分，分别相当于对下地壳组成的两种不同的假设。第3～5栏为对中性火成岩的 3种平均估算值。计算表明总体地壳成分类似大陆地壳，即近似于安山岩和闪长岩。这反映了大陆地壳在体积上的主导地位。 　　地幔的物质组成　地幔可以分为、过渡带和（见地球内部的构造和物理性质）。 　　地幔的化学成分　在地球形成之后的历史过程中，地幔有一部分演化为地壳物质，而且两者之间的物质交换不断地进行。近来不少地区发现地幔顶部的物质具有的特征，所以严格地说地幔的化学成分在上都有变化。但是，近似地估计地幔的总体化学成分仍有科学的意义。表9列出历年来对地幔化学成分的估计，包括 (A.E.Ringwood)的“”模型，德国亚古茨(H.Jagoutz)提出的原始地幔捕虏岩的平均化学成分和澳大利亚孙贤沭根据部分熔化计算的数据。从表9可以看出，虽然估计的角度不同，但在主要元素方面很接近。 　　① “地幔岩”模型　这是林伍德先后于1962年、1975年和1977年提出的。地表，尤其是洋底，有大量喷发的,它们被证明来源于上地幔,代表地幔中的低熔点物质。因此未分异的地幔物质在化学成分上应当能够产生地表各种类型的玄武岩浆。但是地幔捕虏岩以及超镁铁岩中的多数是亏损的，它所含的如K、U、Th、Ba、Rb、La、Ti和P均太低,在部分熔化时不能产生玄武岩浆。大部分的地幔橄榄岩可视为将玄武岩浆提取出去后残留下来的耐熔物质。林伍德等人由此得到的结论是，地幔顶部的橄榄岩不是玄武岩浆的，而是与玄武岩浆互为补充的物质。在这种补充物质的下面,存在着未分异的地幔物质（图2），这里玄武岩浆尚没有熔化出去。他们称这种物质为“地幔岩”。最初的“地幔岩”模型大约为3份的阿尔卑斯橄榄岩和1份的玄武岩所组成，后来选择了更恰当的玄武岩成分，不断修改了“地幔岩”模型。但是对于主要元素的成分基本上没有改变。 　　② 原始地幔捕虏岩的化学成分　地幔捕虏岩绝大多数是许多元素亏损的地幔难熔物质，不宜代表地幔化学成分。1979年亚古茨等采集研究世界各地的地幔捕虏岩,从中鉴别出6个“原始地幔捕虏岩”样品，用近代的分析手段测定了其中的主要元素、少量元素和，并用它们的平均值代表地幔总体的化学成分。他们所提供的数据，主要元素方面同林伍德的“地幔岩”模型很一致，但微量元素方面有显著区别。 　　③ “部分熔化”所计算的数据　孙贤沭于1981年在同时研究的和现代洋底玄武岩的化学成分的基础上，从地幔部分熔化过程中在岩浆中含量变化的理论计算公式，反推出未经分异的地幔化学成分。他用这种方法所得到的数据，在主要元素和微量元素方面均与亚古茨1979年的资料很接近。 　　关于地幔的矿物组成，则必须按地幔的内部分层分别温度和压力变化的影响，研究它们的物质状态和矿物性质。 　　上地幔的物质组成　由于在海洋和大陆的上地震波速度均为8.0～8.3公里／秒，因此通常认为上地幔顶部具有相同的矿物组成。曾有人假设莫霍界面是相变面，也就是说地幔顶部的物质和地壳下部的玄武岩具有同样的化学成分，只是由于温压条件的不同，它们表现为不同的矿物性质，变成为。但是实验的结果表明，离地表深度不大的海洋莫霍界面不可能是相变面。根据矿物样品的波速测量，以及从地幔捕虏岩和地球化学角度的考虑，上地幔的矿物组成主要为。 　　假定上地幔的物质主要是橄榄岩，可以从实验岩石学的数据，求出在相应的温压条件下存在的组成。由此求得不同深度处的矿物成分，使得它们的速度和密度符合地球物理观测的数据。总的来说，上地幔浅层主要是橄榄岩，随着深度的增大，橄榄岩和橄榄岩将成为主要岩石。 　　在地幔岩石层(圈)的下面有一个上地幔，地震波速强烈减弱。这个带相应的深度可能相当于石榴石橄榄岩层的范围，但它们不完全是刚性物质，假设其中有0.2～2％的部分熔化，就可以解释地震波速降低的现象。一般认为低速带在中起着重要作用，它提供了一个粘度较低的区域，使岩石层（圈）板块能在上面进行滑动。 　　过渡带　过渡带上下界面的速度变化可以用矿物的相变来解释。 　　上地幔中最主要的矿物成分是橄榄石 （Mg、Fe）2SiO4，辉石 (Mg、Fe)SiO3和石榴石（Mg、Fe）3Al2SiO12。其中橄榄石的含量最多，其次是辉石。它们的相变对于解释过渡带的速度和密度最为重要。如以为例，随着压力的增大，它的相变顺序为： 矿物上面的数字为计算的密度值，为自一种变为另一种矿物时密度的增加率。在过渡带上界，约350～450公里深度范围，镁橄榄石转变为β相，它使密度增加约8％,这和地球物理的数据相当符合。压力继续增高，β 相转变为尖晶石，密度增加约2％,这可以用来解释有些地区500～550公里的带。在 650公里深度，尖晶石分解为相的晶体构造和，密度值增大约11％，这和地球物理的数据也很符合。在过渡带中，辉石和石榴石的相变也不能忽视。它们可以转变为石英SiO2的高压相（超石英）、钛铁矿相和钙钛矿相等。 　　下地幔　自深度700公里至幔核界面之间,速度和密度的变化都比过渡带小得多。在 900公里以及其他深度处，仍然有一些小的跳跃，它们同样可以用相变来解释。 　　过去对于下地幔的FeO／(FeO+MgO)是否增加一直有争论。如果把下地幔看为是由MgO+FeO+SiO2(超石英)所组成,自“地幔岩”所得的速度将比实际观测值略低,因此假设下地幔的Fe成分增多似乎是合理的。但是实验结果表明，下地幔尖晶石可以直接转变为钙钛矿和方镁石，它的密度比超石英更高,因此下地幔Fe的成分不增多,也能解释地球物理的数据。 　　以上地幔各层圈的物质组成,可用图3综合表示。根据橄榄石、辉石和石榴石等主要随深度发生相变的实验资料（表10），可划分若干地幔矿物相带。 　　近年来，通过对幔源岩类的微量元素和同位素体系的研究，推演出几种新的地幔分层模式，对深部组成提出了重要的地球化学制约条件，并为研究壳幔物质交换及历史演化提供了新途径，这对深化人们对地幔物质组成的认识具有重要意义。 　　地核物质的化学组成　早期曾经认为铁陨石和都是由一个母体所产生，因为它们很可能代表分异之后内外两部分物质的组成。所以40年代以前，多数地球物理学家认为石陨石物质和地幔相似，铁陨石物质和地核相似,地核是由铁镍所组成的。地核的地震波速度和密度都很大,更加使人确信这点。后来(W.H.Ramsey)提出另外一种不同的假设。他认为地核物质可能是地幔物质的高压相。虽然这种学说现在仍然得到一些人的支持，但是近代实验和测量数据足以证明，地核主要是由铁、镍所组成的，其中还包括某些较轻的元素。 　　最可靠的证明方法是用冲击波测量铁、镁等金属以及在高压下的密度，然后把它们与观测所得的密度相比较。利用冲击波方法已经求出某些金属和岩石在高压下的密度值。观测所得外核密度9.5克／厘米3，而在2.4百万巴压力下的密度为6.8克／厘米3,因此外不可能与地幔物质相似。冲击波的测量结果也说明，外核物质中必有少量。在核幔边界处的压力和2000℃条件下的密度为11.2克／厘米3,在地心条件下的密度为 13克／厘米3。即使考虑熔化时的密度降低，它仍然比观测的外核密度约大15％。地核还包含镍的成分，这种差异将更大。 　　在高温零压时地核的为5.05公里／秒左右，冲击波所测Fe-Ni的声速只有3.1～3.7公里／秒。 　　上面的结果说明，实际外核的密度比Fe-Ni为小,而声速却比Fe-Ni为大。为了解决这个矛盾,外核必须包含大约5～15％的，它可以减低密度,同时加大声速的数值。 　　关于地核中轻元素的化学成分已经有很多假说。Si或S最可能成为地核的轻元素。 　　林伍德假定地幔的镁铁成分与“地幔岩”一样，因此(Fe+Mg)/Si&1；而整个地球的成分同球粒陨石差不多，因此(Mg+Fe)/Si&1.65。这样计算的结果,地核中应含有11％的Si。但是地核中如果含有Si,则地幔中Fe++，Fe+++和地核中Si将产生化学不平衡的问题，无法得到解释。 　　根据冲击波的实验结果，如果在铁镍的地核中增加14％的S，将能足够降低外核的密度。这样,地球中将会有大约4.5％的S。现在遇到的困难是如何解释地球中许多比S更难挥发的物质都很缺少，易挥发的S却能保持不被挥发的问题。 　　林伍德等人还强调,在外核中有些FeO可以存在于铁的液体中。随着温度的增高,液体铁中FeO的溶度增加得很快。由于地幔中有很多的FeO,因此假设外核的液体铁中包含一定数量的FeO似乎颇为合理。 　　有些人认为地核中还可能有一定数量的 K。地球的K/U比值较一般的球粒陨石为低；球粒陨石的K/U比值约为8×104，而地球的K/U只有1×104。地球的K/Si比值也比球粒陨石为低。因此有人认为,地球中一部分的K可能集中到地核。由于K是,它对于地球的和现在的热状态将有较大的影响。
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