地球内部的分层结构

根据全球的地震观测资料，可编制全球的P，S波走时表，依据走时表和赫格洛兹 维歇尔特彼特曼（Herglotz Wiechert Bateman）反演公式，反演求取地球内部的P，S波速度分布。不同研究者给出的速度结构模型不完全相同，但大同小异，总的分布形态相当。根据地震波速度，地球可分为地壳、上下地幔和内外地核等几个大构造单元（图4-6）。其中，壳 幔界面、幔 核界面、内外核界面和上下地幔之间的过渡层，是十分明显的。

图4-6 地球内部的地震波传播速度分布（刘斌，2009）

4.2.1 壳 幔界面

1.壳 幔界面

在地下30～60km深度处，纵波速度从6～7km/s突增至8km/s以上，这是地球内由外及里的第一个速度大间断面，是南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇（A.Mohorovicic）提出来的，该界面因此被称为Mohorovicic界面（简称Moho面、莫霍面，记为M面）。这个面以上的介质称为地壳，其下面的介质称为地幔。

南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇在研究1909年10月8日的库尔帕谷（克罗地亚）地震时，在震中距小于10°的地震图上发现两对清楚的P震相和S震相。为了解释这一现象，他认为在地球表面下一定距离处应该存在有明显的速度界面，界面下的地震波传播速度迅速增加，成对出现的震相中有一个就是首波（图4-7）。莫霍洛维奇研究发现，界面以上的介质弹性波速度在5.53～5.68km/s的范围，界面的深度在54km左右。随后，在欧洲其他地区以至全球范围都发现了这一界面，即它是全球性的。

图4-7 莫霍洛维奇发现成对出现的震相，必须用地下存在速度界面解释

2.地壳结构特点

地壳的厚度在全球各处有较大的差异。大陆下方地壳的平均厚度约35km，但变化很大；海洋下面的地壳厚度较为稳定，但只有5～8km。图4-8为我国大陆莫霍面等值线图，青藏高原下面的地壳厚度约在70km以上，而华北地区有些地方，地壳厚度还不到30km。典型的地壳类型有大陆型（克拉通和造山带两种类型的地壳）、海洋型和洋陆过渡带型（图4-9）。

图4-8 中国大陆莫霍面等值线图（高锐等，2004）

在大陆的稳定地区，地壳一般分为两层，上下层中间是康拉德界面。这是康拉德（V.Conrad）在对1923年11月28日奥地利Tauern地震的研究中提出的。当时，他发现了第三个清楚的P震相。为了解释其成因，康拉德就把地壳分为上下两层，上地壳与下地壳之间的界面因而被称为康拉德（Conrad）界面或C界面。但康拉德界面不是处处存在，在有些地方地壳速度的增加是连续的。进一步的研究发现，地壳中还可以有更多的分层结构，还可能有低速层存在。但这些构造都不是全球性的，地壳中还有普遍的横向不均匀。由于应力作用在脆性的岩石中产生沿走向排列的裂隙，以及岩石在形成时其晶体具有优势取向，地震波各向异性也很常见。洋壳较陆壳薄，厚度稳定。除海水外，海底地壳分为三层。第一层是未凝结的沉积层，厚度变化大，为0～2km；第二层厚0.5～2.5km，主要是细粒枕状玄武岩、粗玄武岩、块状玄武岩；第三层是主要层辉长岩，厚度约4.5km。三层的地震波速分别为3.5km/s，5.6km/s和6.6km/s。

图4-9 四种不同的地壳结构（Cook，2002）

3.深反射剖面上莫霍面的特征

目前，求地壳厚度的方法很多，深反射地震探测就是其中一种。莫霍面作为地壳与地幔的分界面，是十分明显的速度间断面，在很多深反射剖面上会被记录到。莫霍面处于壳、幔物质交换处，也会出现莫霍面性质的差异，莫霍面反射形态各不相同。深反射莫霍面通常有如下几个特征：

（1）莫霍面经常不是一个面，而是表现为速度递变层，厚度可达3～4km甚至更多，在某些地区还出现双层莫霍面。如在INDEPTHI段测线南部（图4-10），若尔盖盆地之下（图4-11）；而某些地区莫霍面出现错断，如大别山地区（图4-12）。

图4-10 INDEPTHⅠ—Ⅱ深地震反射剖面揭示的Moho反射（Lietal，1998）

图4-11 若尔盖盆地和西秦岭造山带的Moho反射特征（Lietal，1998）

图4-12 大别山造山带Moho反射特征（Davedova，1972）

（2）不同大地构造背景地区莫霍面发育程度不同。例如：俯冲板块的莫霍面反射强，甚至可以示踪板块俯冲的极性；在板块碰撞弧后盆地，莫霍面反射性较差，甚至出现透明反射特征（图4-13中部）；而在伸展构造区莫霍面较为连续且具有良好的反射性，构成强反射的下地壳与弱的或透明的上地幔，如西秦岭造山带地区（图4-12右部）。在古老克拉通区，莫霍面反射不清楚。

图4-13 加拿大Lithoprobe计划的SNORCLE剖面揭示的Moho反射特征（阎贫等，2002）

（3）在地球演化过程中莫霍面并不是一成不变的，而是具有时空动态演化的特点。莫霍面通常具有强烈的横向不均一性，构成反射性下地壳的底界（David，2006），如图4-13右部所示。

纵观不同地区深地震测深所得地震记录图表明，虽然莫霍面上下纵波速度由7.0km/s变为8.1km/s，横波速度由3.8km/s变为4.7km/s，但莫霍面的尖锐程度在各地区不同。一般来说莫霍面是比较明显的分界面，反射震相比较清晰，至多有几千米的过渡层，可能不超过1km，包括有高低速相间的薄层束或梯度带等几种类型。Davedova根据折射与宽角反射资料，曾将莫霍面的类型基本分为3种（图4-14），即：

（1）具有一个明显的界面，以常速或随深度速度稍有增大的厚层之间的一个一级速度间断面为特征，这种简单的模型与莫霍面的反射波的运动学特征相符。相应于从地壳到地幔是速度连续或不连续过渡的类型。

（2）莫霍面是一束高低速相间交替的薄层系列的成层结构。

实际上，莫霍面作为壳幔过渡带，它的结构可能要比这3种模型复杂得多，但对于地震探测来说，这3种模型常常被用作典型的一维速度模型结构。

图4-14 莫霍界面类型示意图（David，2006）

通常认为莫霍面是一个化学分界面，它的上面是铁镁岩石（长石）地壳，下面是超铁镁岩石（橄榄石）和辉石构成的上地幔。也有人认为它是相变面。对莫霍界面上下物质的成分和物性的研究还在继续。

4.2.2 幔 核界面

在地幔内，地震波速度随深度而增加。在地下约2885km处的幔 核界面上下，纵波速度由大约13.6km/s突然降低为约7.98km/s，而横波则消失了，出现了地球内部第二个速度大间断面。这是美国地震学家古登堡在1914年首先提出来的，因此该界面又称为古氏面（G面）。

早在1798年，英国的卡文迪什（Cavendish）就通过万有引力测量，确定地球的平均密度约为地表普通岩石的两倍。1897年德国人Wheche首次提出地球有核的概念，地核固体密度要比地表大很多。1906年英国人奥尔登姆（Oldham）根据穿过地球内部的P波走时太长的现象，首先提出了地球内部有一个速度比其外部低的地核，并预言会出现影区。1914年美国学者古登堡首先发现在距震中11500～16000km的范围内存在地震波的影区（图4-15），推断地下存在地震波速的低速间断面，计算出界面深约2900km，对应影区105°～143°，并且在该不连续面上地震波出现极明显的反射、折射现象。后科学家证实这是地核与地幔的分界层，并称其为古登堡面。1939年，杰弗瑞斯用他和布伦的走时表确定地核界面的深度为（2898±4）km，古登堡和杰弗瑞斯两者的结果极为一致，迄今这个数据仍为地球物理学界所公认。古登堡面以上到莫霍面之间的地球部分称为地幔；古登堡面以下到地心之间的地球部分称为地核，其上部为液态。经过后人的大量工作，一系列与古登堡面有关的震相被识别出，并与理论模型预测的结果相符，从而整理出了有规律的各种震相的时距曲线，包括Pc P，Sc S，Pc S， Pc PPc P等。

20世纪中叶，澳大利亚地震学家布伦对地幔做了进一步分层的研究，认为地幔由上地幔（与20°走时曲线的间断联系）、过渡层（速度变化不均匀）和下地幔（速度变化均匀）组成。

图4-15 核幔边界处的速度突降会造成影区

4.2.3 内外核分界面

古登堡面下的地球外核不能传播横波，但不是高吸收的状态，因为纵波速度逐渐回升，可以观测到在外核中多次反射的纵波，如P7KP甚至P11KP等，而且由P7KP与P11KP两震相的振幅差可知在外核中弹性波的衰减很小。所以，现在大家认为地球外核为液态，是由铁、镍、硅等物质构成的熔融态物质组成，没有固体地幔的黏性固态特性。由于液态外核能够流动，故地球磁场的形成可能与它有关。

直到大约地下5000km处，出现地球内部的第三个速度大间断面。经过该界面，纵波速度由约10.33km/s增大到约11.19km/s，在外核中消失的横波在内核中又出现，速度约为3.36km/s。因此成为地球内部的第三个速度大间断面。这是丹麦地震学家英格·莱曼（Inge Lehmann）女士在1936年首先发现的，因此该界面记为L面。

英格·莱曼在研究太平洋地震的地震图时发现，在105°～143°影区中P波震相的强度相当大，不可能用绕射波来解释。她提出，在外核之内应该有一个地震波传播速度比较大的固体内核，如果该震相是从地球内核表面反射出来的，其特征就能够得到解释。她估计这个内核的半径约为1500km。在此模型基础上，得到的理论反射波在震中距小于142°的地震观测台出现，预测的走时与实际观察到的十分接近。1969年Derr通过对地球自由振荡的研究发现，本征频率特征也要求在这个深度地球介质的密度要有约2.0g/cm3的增加。

Bullen在KP假设（当深度大于1000km时，可以充分近似地把体积模量K视为压力P的平滑函数，当压力超过1百万个大气压时，普通物质的K主要取决于压力，而与化学组成关系不大，这称为KP假设）下预测在205°＜Δ＜230°能观测到PKJKP震相。1964年Bolt和O'Neill根据Bullen的预言计算了PKJKP震相的理论走时，并编制了PKJKP的理论走时表。Julian等人在1972年采用信号处理技术提取出了PKJKP震相，确认了其存在。

4.2.4 地球分层模型

上述的地球分层，即主要单元的划分，从20世纪初至50年代已大体确定（图4-6），而且习惯上采用A—G的字母予以命名：A（地壳），B（上地幔），C（过渡层），D（下地幔），E（外核），F（间断面），G（内核）。

随后，科学家们对地球结构的认识逐步深入，尤其是目前在横向变化、非弹性和各向异性这些方面所取得的新进展，使地球模型逐渐发展和完善。在地球分层模型的发展过程中，曾先后出现：佐普列兹 盖格模型，杰弗瑞斯（H.Jeffreys）模型，古登堡（B.Gutenberg）模型，布伦（K.E.Bullen）模型，安德森（Anderson）哈特模型以及初步地球参考模型（PREM）。这些模型彼此既有联系，也有一些区别。下面简要说明使用较广的布伦模型和初步地球参考模型。

1.布伦模型

布伦根据速度分布特征将地球分成A，B，C，D，E，F，G共7层。后来又根据新的资料，将D分成D′和D″，形成8层。各层速度情况如表4-1所示。

表4-1 布伦模型的分层特征

布伦模型主要是根据体波（纵波和横波）速度资料制定的，所得结果在主要特征上至今仍然是有价值的。但布伦模型对某些结构细节（如间断面细节），还不够确切，尤其是未能引入和提供非弹性的、各向异性的参数，这些在研究地球动力学问题时必须有所考虑。

2.初步地球参考模型（PREM）

1980年5月，国际地球标准模型委员会推荐，以杰旺斯基和安德森教授提出的初步地球参考模型（Preliminary Reference Earth Model，PREM）作为当前国际上临时的地球参考模型，供有关学科参考。这个模型在1981年的第21届国际地震学与地球内部物理学委员会（IASPEI）正式通过。

与布伦模型的A，B，…，F，G分区不同，PREM模型分为：海洋，地壳，盖层（Lid），低速层（LYZ），过渡区，下地幔，外核和内核共8个层次（表4-2）。该模型在每一层内的速度变化用一个多项式表示。

表4-2 PREM模型的分层特性

注：表中x=r/a，r为半径，a=6371。故x为归一化半径。Qu：剪切波品质因数；QK：压缩波的品质因数。