3.2 地球的物理性质

地球的波速结构

地球具有弹性，允许弹性波通过，因此地震波可以在地球内部传播。地球在一定的条件下还具有塑性，因此在力的长期作用下，岩石会发生变形。地震波在地球内部的传播方式主要有三种：纵波、横波和面波。纵波又称为P波，其特点是波的振动方向与传播方向一致；横波又称为S波，其特点是波的振动方向与传播方向垂直；面波是地震波到达传播介质表面时形成的振动形式比较复杂的、沿介质表面传播的地震波（图3-6）。通常情况下，同一震源的地震波在同一介质中纵波的传播速度比横波快1.73倍，而面波的速度只有横波的3/4。

地震波的传播速度与介质的密度和弹性有关：公式（3-1）中VP为纵波速度，VS为横波速度，ν为介质的体变模量，μ为介质的切变模量，ρ为介质的密度。由此可见地震波在介质中的传播速度与弹性模量成正比，与介质的密度成反比。由公式（3-1）还可以看出，波速一定时介质的弹性模量与密度成正比，实际观察结果显示，地球内部地震波的传播速度是随着密度的增大而加快的，这表明密度大的物质其弹性模量也加大。从公式（3-1）还可以看出，当μ为零时，VS也等于零，由于液体的切变模量μ为零，因此横波不能在液体中传播。

地球沿半径方向由于圈层的分异，造成了物质成分的差异和物理性质的差异。地球内部圈层划分的主要依据是地震波在地球内部的传播特征，尤其是地震波的波速变化（图3-7）。

从地表向下，大洋地区5～12km的深度，大陆平原地区30～40km的深度，大陆高山地区在50～75km的深度位置上，地震波的波速有了明显的变化，纵波由7.0km/s突然升高到8.0km/s左右，横波从3.8km/s升高到4.6km/s左右。这个一级地震界面是由南斯拉夫地震学家莫霍洛维奇在1909年首先确立的，被称为莫霍洛维奇不连续面，简称莫霍面（或M面）。地球科学家把这一界面作为地壳与地幔的分界面。

到达200km深度附近有一个地震波的低速层，表明该层是一个塑性程度相对较高的圈层，称为软流圈。软流圈的位置各处不尽相同，大陆之下变化范围在80～250km之间，大洋之下在50～400km之间。软流圈以上地幔的刚性部分和地壳合起来称为岩石圈，软流圈和岩石圈概念的建立是板块构造学说建立的基础。

大概在670km的深度以后，地震波速发生明显的变化，纵波和横波的传播速度缓慢增快，曲线平滑。到2900km的深度上，波速发生间断性的变化，横波不能通过，这是另一个一级地震界面，由美国地球物理学家古登堡1914年首先发现的，称为古登堡不连续面，简称古登堡面。地球内部从莫霍面到古登堡面之间的部分称为地幔，670km以上的部分称为上地幔，以下的部分称为下地幔。

地球内部2900km深度以下的部分称为地核，在5100km处纵波又有一个突然变化，在界面处又有横波出现，表明物质的弹性特征又有了变化，显示出固态的特点。2900～5100km之间的部分称为外核，因为横波不能通过外核，所以外核是液态的。5100km以下到地球的中心称为内核。

地壳、地幔、地核只是地球内部圈层的大致划分，实际上地球内部还有一些波速特征表现非常复杂的过渡层。

地球的密度、压力和重力加速度

根据万有引力定律可以计算出地球的总质量，再将地球的总质量除以总体积（表3-1）即可获得地球的平均密度为5.52g/cm3。组成地壳岩石的密度大致在2.4g/cm3到3.0g/cm3之间，平均为2.8g/cm3，由此可见地球内部的密度比地壳要有显著的增加。地球内部的密度是随着深度的增加而增加的，但并不是均匀的增加（图3-8）。研究表明，上地幔的平均密度约为3.3～3.4g/cm3，到2900km的下地幔底部增加到5.6～5.7g/cm3左右。从地幔到外核，密度急剧跃升为9.7～10.0g/cm3，内核的密度则可以达到13g/cm3。

由于地球形成的时间很长，其内部所受的压力主要为静岩压力，其数值为深度与该深度以上岩石的平均密度和平均重力加速度的连乘积（表3-2）。

重力加速度在地球内部的变化与地球的物质分布和深度密切相关，呈复杂的曲线（图3-9）。重力加速度在地表的数值为982cm/s2，到下地幔的底部达到最大值1037cm/s2左右，再往地核开始急剧减小，到外核底部约为452cm/s2，到6000km处约为126cm/s2，到地心处重力加速度为零。

地球的磁性和电性

地球像一块球形的磁铁，磁力线分布在地球的周围，形成一个偶极地磁场（图3-10）。地磁南北极的位置和地理南北极的位置是不一致的，二者相去甚远，而且地磁极位置还在不停地移动变化着，目前磁南北极与地理南北极大约有11.5度的交角。地磁极的迁移可能和地球内部物质的运动有关。

由于磁南北极和地理南北极存在交角，反映在地表就是磁子午线和地理子午线也存在交角，这个交角就是磁偏角。实际上由于岩石形成过程中会获得磁性，其剩余磁场会在区域磁场中产生影响，因此地质工作者在实际工作中是以罗盘指针与地理子午线的夹角作为磁偏角的。地球表面的磁力线与水平面也存在一定的交角，称为磁倾角。磁力线与水平面的交角在赤道为0°，向南北两极逐渐增大，在磁南北极为90°。利用地磁场的这一特性，通过研究岩石剩余磁场的特征可以确定岩石形成时的古纬度等。利用岩石的不同磁性特征，还可以研究区域的磁异常，对矿产资源、构造格局、地震预报等方面的研究都具有重要的意义。

地球既然存在磁场，则必然存在电场。大面积的地磁场感应，就可以形成大地电流，大地电流的平均密度约为2 A/km2。大地电流的强度是不稳定的，其变化和磁场的变化有密切的关系，也可能和岩石所受的应力变化有关。同样利用大地电流的异常特征也可用于各种地质特征的研究。

地球的电磁场构成了地球的第一个保护层，可以有效地保护地球生命免受太阳风和外太空的各种电磁辐射的威胁（图3-11）。极光的形成就是太阳风沿地球两极磁场的薄弱处进入地球所引起的现象（图3-12）。

地球磁场会对居里面之上的地壳上层岩石产生影响，使岩石获得磁性。并使岩石的磁化方向与岩石形成时的地磁场方向一致。通过对岩石剩余磁场及岩石形成历史的研究发现，地球的磁场曾经不止一次的发生重大的改变，甚至是南极变成了北极，北极变成了南极，也就是发生了地磁场的反转。

利用地球的磁性、电性、重力、地震等方面的特征，研究地球的结构构造、矿产资源分布、灾害发生机制的方法，统称为地球物理方法。

地热与地热梯度

地热是指地球内部的热能及其分布、变化特征。地球的热能主要由太阳能和地球内部能量转化而成（参见本书第四章）。太阳能对地球内部的影响很小，一般不超过30m，在距地表不过几米的深处，常年的温度变化就已经很小，温度与当地的年平均气温大致相当。如我国东南沿海的潜水常年保持在20～24℃左右，北京地区则在13℃左右。

地球内部积聚了大量的能量，并从内部向外传递，这就是大地热流，其度量单位为每秒每平方厘米微卡（μcal/cm2·s），全球热流平均值约为1.4～1.5 μcal/cm2·s。大地热流值在不同的地区差异很大，大陆平原区的热流值一般在0.9～1.2 μcal/cm2·s；大陆山区热流值较高，变化也较大，一般在2～4 μcal/cm2· s之间；大洋中脊的热流值最高，一般在2 μcal/cm2·s以上，最高可达8 μcal/cm2·s；全球平均热流值约为1.5 μcal/cm2·s。

地球内部的温度随着深度的增大而增大，我们将单位深度内温度增加量称为地热梯度（℃/km），而把每升高1℃所增加的深度称为地热增温级。目前发现的地热梯度最大的在美国俄勒冈州地区，达到150℃/km，最小的在南非，只有6℃/km，二者相差25倍。与大地热流相一致，地热梯度大的地区通常出现在大洋中脊和大陆造山带（图3-13），地热梯度小的地区通常出现在大陆古老的稳定区。大陆地区的地热梯度一般在20～50℃/km之间，平均为30℃/km左右，但这一数值可能只适应于地壳上部。如果按30℃/km的地热梯度计算，在100km处的地幔上部即可达到3000℃，这一温度足以使该深度上的岩石全部熔融，但地震波的特征已经确认该深度上的岩石为固态，估计此深度上的温度不超过1300℃。