古登堡面是古登堡（B．Gutenberg）在对地核界面上反射、折射的纵、横波震相的时距曲线进行计算后于1914年所发现的地幔和地核之间的分界面。该分界面位于距地表大约2900km的深处。在这个界面上VP由13.75km/s突然下降到8.10km/s，VS由7.24km/s，高速突降为零。由于Vs为0，说明古登面之下的外地核是处于高压之下的液体状态。因此，这个界面可能是由于物质状态不同而引起的分界面。
莱曼面是丹麦地震学家莱曼（I．Lehmann）在分析欧洲和新西兰地震资料时所发现的地球外核和地球内核之间的分界面，它位于地球内部大约5149km的深处，是以VP自10.3km/s增至11.0km/s，VS从趋于0增至3.0km/s及其以上横波值为特征的分界面。该界面是物质状态的分界面。
除以上三个地震波不连续面外，拜尔勒不连续面被看作是上地幔与过渡带的界面，是根据蒙塔那地震时距曲线斜度在震中20°左右发生的突变提出的，相当于400km深度地震波的反射线，因而这个不连续面也称20°间断面。过渡带与下地幔之间界面深度仍是不确定的，一般将1000km作为过渡带的底界，但有的学者认为720km处波速有明显变化，因而把720km作为过渡带与下地幔的分界。
20世纪50年代，布伦（K．E．Bullen）依据地球内部地震波波速和密度的变化，把固体地球自外而内又分为A，B，C，D，E，F，G共7个圈层。A层是地壳，上地幔由B层和C层组成，下地幔为D层，D层又可细分为D′和D″层。地核分为外核E、过渡层F及内核G（表1.1）。
尽管布伦这7个圈层的界面位置分层仍然是假设性质的，对速度梯度的估计也并不十分确切，但这种分层一直是讨论地球内部结构的圈层基础之一，至今仍为地质学家们所广泛使用。
表1.1 地球内部分层数据
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层 |
名称 |
深度范围 （km） |
VP（km/s） |
VS（km/s） |
密度范围 （g/cm3） |
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A |
地壳 |
0～20 |
6.8～7.2 |
（变化大） |
2.84（平均） |
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B |
上地幔 |
20～400 |
7.8～9.0 |
4.4～5.0 |
3.31～3.52 |
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C |
过渡带 |
400～1000 |
9.0～11.4 |
5.0～6.4 |
3.56～4.44 |
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D′ |
下地幔1 |
1000～2700 |
11.4～13.6 |
6.4～7.3 |
5.42～5.62 |
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D″ |
下地幔2 |
2700～2900 |
13.6 |
7.3 |
|
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E |
外核 |
2900～4980 |
8.1～10.4 |
（没有测到） |
9.89～12.26 |
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F |
过渡层 |
4980～5100 |
10.4～9.5 |
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12.7～13.00 |
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G |
内核 |
5100～6371 |
11.2～11.5 |
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如前所述，地壳、地幔和地核是地球内部的三大基本圈层（图1.9），通俗而形象的比喻是地壳似蛋壳，地幔似蛋白，地核似蛋黄。壳—幔—核厚度区间的一般表达是0－30－2900－6371（km），它们的体积和质量分别占地球体积和质量的0.5％和0.3％（地壳）、83.3％和68.4％（地幔）、16.2％和31.3％（地核）。可知，地幔是构成地球的主体圈层。
需要说明的是，最新的研究资料表明，地球内部并不像鸡蛋那样圈层分明，即总的来说有一定的圈层，但边界很复杂，横向上也有明显变化。因此上述地球壳—幔—核圈层模式仅仅是一种近似，是处于运动和横向变化之中的准圈层结构。
1．地壳
地壳是莫霍面以上的地表部分，是地球外层的一层薄壳，是固体地球的最外层，可进一步区分为上地壳花岗质岩层，VP为（5.9～6.3）km/s；中地壳花岗闪长质—闪长质岩层，VP为（6.4～6.7）km/s；下地壳玄武质岩—变质玄武质岩层，VP为（6.8～7.6）km/s。中、下地壳间的界面是C界面，即康拉德间断面（Conrad discontinuity）。由于中、上地壳在大洋区往往缺失，故康拉德面在全球是一个不连续的界面。
中、上地壳主要分布于大陆区，大洋区仅有较薄的沉积层，大洋中部完全缺失。平均厚度，平原区约为10km，山区约为40km，密度为（2.7～2.8）g/cm3，VP为6.1km/s（大陆）和5.1km/s（大洋）。下地壳位于康拉德面与莫霍面之间，全球连续分布，但大陆区和大洋区的厚度有显著差异。大陆区厚达30多千米，大洋区仅为5～15km，有的洋区还不到5km。密度为（3.0～3.1）g/cm3，VP为6.8km/s，温度在莫霍面附近，大洋区为150～200℃，大陆区为500～700℃，压力约为9kPa。
由上述可明显看出，大陆和大洋地壳，不论是厚度和结构都有显著不同，故通常把地壳分为大陆型地壳和大洋型地壳。大陆型地壳厚度大，既有硅铝层又有硅镁层，属双层结构；大洋型地壳厚度小，只有硅镁层，或在硅镁层之上仅有很薄的沉积层，属单层结构。
此外，由于下地壳的密度介于中、上地壳和上地幔之间，为了达到地壳均衡，在高山下面，较轻的岩石向下凸出，形成山根[图1.10（a）]，它有效地浮托起山脉；在海洋下面，较重的岩石向上凸出，形成反山根[图1.10（b）]。山根的作用，简单地说，就是借助浮力来抵消高山的重量，反山根的作用正相反。我国青藏高原平均海拔在4500m以上，为增厚陆壳，形成山根；而我国东部的丘陵平原区，海拔多在500m以下至海平面，形成反山根。山根和反山根的补偿作用决定于上、下岩石的密度差，以及岩石圈的挤压和拉伸作用。
本文标题：地球内部结构(2)
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