海底地质构造图解释 -海底地形详细示意图

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地球，一个拥有46亿年历史的星球，在浩瀚的宇宙中，她孕育了生命，哺育了人类。相对于其他荒凉的星球，地球是独一无二的。地球是我们赖以生存的家园，到目前为止，地球是人类唯一的家园。对于地球的认识，从盘古开天辟地以来就已经开始了。那么地球的内部圈层到底是什么样的？今天我们就来扒一扒。

别说话，放大招，镇楼图。。。。。。

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图1 地球内部圈层

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在认识地球的内部结构之前，

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我们需要了解一下划分依据：

地球内部情况主要是通过地震波的记录间接地获得的。

地震发生时，地球内部物质受到强烈冲击而产生波动，称为地震波（seismic wave） + P, O) g/ X: a" Z$ X, z9 I

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。

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地震波主要分为纵波和横波

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。由于地球内部物质的不均一性，地震波在不同弹性、不同密度的介质中，其传播速度和通过的状况也就不一样。

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例如，纵波（P波，Primary waves/ compressional waves）在固体、液体和气体介质中都可以传播，速度也较快；横波（S波Secondary waves/shear waves）只能在固体介质中传播，速度比较慢。

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图2 纵波和横波波动示意图

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不连续面（discontinuities）

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：地震波在地球深处传播时，传播速度会在某些深处突然发生变化，地震学家把突然发生变化所在的面，称为不连续面。根据不连续面的存在，人们间接地知道地球内部具有的圈层结构。

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图3 地球的圈层结构与地震波速度关系

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地球有两个重要的分界面需要认识，

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它们是莫霍面和古登堡面。

莫霍面（Mohorovičić discontinuity）：

最早发现地球内部界面的是克罗地亚人（前南斯拉夫）莫霍洛维奇

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他在1909年发现一些P、S波到达观测站的时间比预想的沿地球表层传播的波要早，从而推断出向下的P、S 波遇到密度突然升高的界面后发生了折射，后来证实该界面是地壳和地幔之间的分界面，被命名为莫霍洛维奇不连续面，简称莫霍面（Moho面或M面）。

莫霍面几乎完全位于岩石圈内，其深度起伏很大，莫霍面分布在海底以下5-10km处，陆壳下20-90km处，平均约 35km处。

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图4 莫霍面处P波传播路径

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古登堡面（Gutenberg discontinuity）：

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1906年，英国学者Richard D.Oldham注意到S波在120°以外晚10分钟到达甚至更多，认为是S在地下某阶段通过时有物质使得S波减速，提出地球存在地核。

1914年，德国出生的美籍地震学家古登堡对Oldham提出的问题进行了更加详细的研究，发现P波阴影区（即在103°-143°震中距范围内）接收不到P波，此外在103°-180°范围内缺失直达S波，认为地球内部存在在液体的地核，并估算地核深度为2900km。

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后来把核幔分界面称为古登堡不连续面，简称古登堡面。

由于液体不传播S波，当年Oldham发现的晚到的S波实际上不是直达波。同时古登堡不连续面也称核幔边界CMB（Core–mantle boundary）

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图5 S波、P波阴影区

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现在我们从外向里依次看看各个圈层

地壳

首先是地壳（crust），也就是我们能直接触的部分。

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地壳是固体地球的最外圈层，是地表至莫霍面之间的固体地球部分，可分为大陆地壳和大洋地壳。

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大陆地壳较厚，一般为25-50km厚，平均约35km厚，最厚可达90km；大洋地壳较薄，其厚度一般为5-10km。

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图6 地壳结构

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康拉德面（Conrad discontinuity）：

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1923年，奥地利地震学家康拉德发现，大陆地壳内部还存在另一个界面，把大陆地壳一分为二，

界面以上岩石密度较低，为硅铝层，由中酸性岩石组成；界面以下岩石密度高，为硅镁层，由基性岩石组成。

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该界面被称为康拉德不连续面，简称康拉德面。

后来发现康拉德面的普遍性远不及莫霍面，大陆地壳并不常见双层结构，有的地方岩石均匀，分层不明显，如大陆地盾区，有的地方地壳又可以划分为上、中、下3层。

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在俄罗斯西北部的科拉半岛，即使地震波测量显示了康拉德面的存在，但在12.26km超深钻中却没有发现相应的岩心突变界线，所以康拉德面究竟意味着什么，其确切地质意义仍不明确。

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岩石圈（Lithosphere）， \4 O" s8 X4 @+ S- H

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地球的岩石圈包括地壳和最上层的地幔，它们构成了地球坚硬的外层。 岩石圈细分为许多构造板块。

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图7 全球板块分布图

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岩石圈位于较软、较热和较深的软流圈之上。

岩石圈的厚度因地而异。一般而言，大陆地壳的岩石圈厚度大于大洋地壳的岩石圈厚度，但是其具体深度存在争议。海洋岩石圈一般厚约50-140km，而大陆岩石圈的厚度范围为40-280km。

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岩石圈的地幔部分主要由橄榄岩组成，由于在Moho面处发生的化学成分变化，地壳与上地幔有所区别。

大洋岩石圈比大陆岩石圈年轻得多，最古老的大洋岩石圈大约有1.7亿年的历史，而大陆岩石圈有数十亿年的历史。不同的领域对岩石圈的定义也不相同。

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图8 不同领域的岩石圈定义

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地幔

其次是地幔（mantle），地球莫霍面以下、古登堡面以上的地球圈层，厚度可达2886km，是地球的主要组成部分，可分为上地幔和下地幔。

上地幔由55%的橄榄石、35%的辉石和10%的石榴石组成，相当于陨石成分；下地幔成分和上地幔相似，但FeO及MgO含量更高。

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地幔物质存在部分熔融，这是岩浆的发源地，也是造成地壳运动、板块移动、地质构造等现象的原因之一。

软流圈（Asthenosphere），它位于岩石圈之下，深度在地表以下约80-200km之间。

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尽管早在1926年就有人怀疑它的存在，但直到对1960年5月22日Mw=9.5的智利大地震的地震波分析证才实了全球软流圈的发生。

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由于软流圈中的温度和压力条件，岩石变成韧性，因此它能像对流一样流动，从地球内部向外辐射热量。

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在软流圈以上，相同的变形速率下，岩石表现出弹性、脆性，可能破裂导致断层。刚性岩石圈被认为是在缓慢流动的软流圈上“漂浮”或移动，造成板块运动。

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LAB（lithosphere asthenosphere boundary）：岩石圈-软流圈边界。

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岩石圈 - 软流圈边界通常是在1300℃ 等温线上进行的，在该等温线以上，地幔表现为刚性，而在其下方则表现为延展性。

软流圈几乎是固体，尽管它的一些区域可能会熔化（例如，在洋中脊之下）。

软流圈的下界不明确。

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软流圈的厚度主要取决于温度，然而软流圈的流变性还取决于变形速率，这表明软流圈也可能由于高速变形而形成。

在一些地区，软流圈可以延伸到700km。

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它被认为是大洋中脊玄武岩的源区。

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在老洋壳下的地幔中，岩石圈向软流圈过渡时，岩石圈 - 软流圈边界（LAB）较浅（部分地区约60 km），其地震波速度急剧下降（速度下降约5-10％）。在洋中脊，LAB的深度可上升到海底数公里之下。

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图9 LAB的位置

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低速带LVZ（Low-velocity zone），由古登堡1959年在研究低于预期地震波的波速时首先提出来。

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他指出在距离震中1-15°的区域内，振幅会呈现突然增加然后呈指数下降的现象。

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低速带的存在为地震能量散焦、高速度梯度提供了解释。

低速区（LVZ）发生在接近岩石圈-软流圈（LAB）的边界。与周围相同深度区域相比，地震横波速度异常低。

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LVZ可能对板块构造和地壳起源的研究有重要意义，其被解释为存在显著的部分熔融、热边界层的自然结果以及压力和温度对固态中地幔组分的弹性波速的影响。

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图10 岩石圈、LAB 、LVZ和软流圈的位置

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地幔转换带（mantle transition zone，MTZ）是位于地球深部410-km和660-km两个间断面之间的大约250km厚的地幔中间层，是连接上、下地幔物质和能量交换的纽带。

由于上地幔呈固态属于岩石圈部分，下地幔呈粘稠状，有一定的流动性。两者的物理性质不同，必然造成地幔转换带处地幔岩石物理性质的转变，从而产生地震波的强反射界面，在地震记录中表现出来。

对地幔转换带速度结构的认识对于理解地幔如何扮演地球的热-化学引擎，以及对于认识整个地球的组成和演化、地幔对流、岩石圈深俯冲、及深源地震等地球深部动力学问题有重要的意义。

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图11 地幔转换带

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地核

最后是地核（core），地核是地球内部自古登堡面以下至地心的部分，地核含有铁、镍、硫元素，与铁陨石成分相似，其质量占整个地球质量的31. 5%，体积占整个地球体积的16. 2%，可分为外核和内核。

外核为液态，会缓慢流动，故有人推测地球磁场的形成可能与它有关；内核为固态，其具体情况由于勘探能力有限，尚不清楚。

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莱曼面（Lehman discontinuity）：

1936年由丹麦地震学家莱曼女士发现，在地球5150km处地震波传播速度发生急剧变化，后证实为内核和外核的分界线，称为莱曼不连续面。

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因此2900-5150km范围叫外地核，据推测可能是液态的，由5150km直到地心则为内地核，内核物质可能是固态的.组成地核的主要物质是铁，镍为主。

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图12 地球的结构

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美术编辑：徐梦雨

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校 对：许欣然

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公众号：中科院地质地球所

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