1. 地壳和上地幔的基本特征

   1. 地球层圈构造的地球物理证据

关于地球内部层圈的结构和组成的认识主要是依据地球物理学的资料。地球物理学家应用地震波来研究地球的层圈构造始于 1920 年左右，地震波可以分成 P 波（纵波）、S 波（横波）和表面波。它们在不同的物质中（取决于弹性和密度）有不同的传播速度。因此在地球内部物质传播中遇到不同物性（组成不同或物相不同）的界面时将产生反射和折射。这样，人们就可以根据各种波在不同观察点的记录和分析来了解地球内部的结构分层。

P 波有较快的传播速度。在花岗岩中约为 6km/s，基性岩 7km/s，超基性岩。km/s。由于从地球表面到内部，逐渐从花岗质过渡到超镁铁质，因此 P 波在地核以外传播时将逐渐折射到地表，为一次 P 波。从地表又反射入地球内再折射到地表为 PP 波。P 波到达核幔界面时，一部分被反射回来，为 PCP 波。一部分发生高角度折射，速度由 14km/s 降至约 8km/s，这种波穿过地核再传到地球外层到达地表，为 PKP 波，它可以从一个半球传到另一个半球。由于外核的高角度折射，使得地球上存在一个不能接收 P 波的“投影带”， 这是外核存在液相的有力证据。P 波从外核到内核时的速度又有所增加，表明内核是固态的。

S 波传播速度低，约 3—5km/s，因此在刚性的地球外层很快被折射到地表。由地表再反射入地球第二次折射到地表为 SS 波。S 波不能通过外核，在外核界面反射回来的波为 SCS 波，因此 S 波不能传得很远。

表面波象水面波一样沿地表传播，只与地表的刚性层板块有关。

P 波可以较好地区分出 400km 以下的深层界面，而 S 波与表面波对于地球外层界面区分得较好。从 P 波和 S 波得到两个结论相同的界面，即 370— 400km 的上地幔底界面（表 2.10B 层）和 650—700km 的过渡带底界面。根据S 波与表面波资料可以得到大陆区与海洋区，以及大陆不同构造所具有的不同的地壳厚度与板块厚度。如海洋地壳只有 5—10km 厚，岩石圈界面为 55— 75km；稳定大陆区地壳厚 35—40km，岩石圈板块厚 100—200km；而在造山带、板块碰撞边界，如阿尔卑斯、西藏地区地壳可厚达 60—70km，刚性的岩石圈板块也只有 70—80km（S 波不能通过青藏高原）。

关于大陆板块下面的界面深度以及是否存在的问题目前还存在着不少争论。从表面波资料分析，认为大陆克拉通区（稳定的的大陆地块）的界面可达到 300—500km，或在根本不存在界面下的低速层，而 P 波资料认为界面在100km 左右。近年根据 SCS 波分析得到界面在 200—400km。如果表面波和 S 波的结论是正确的话，那么克拉通区下面 400km 深度以上的温度是比较低的，没有到达熔点。这对于说明克拉通区长期以来处于稳定状态、不易发生形变是有利的，但与大陆漂移的现象矛盾（因为没有塑性软流圈存在）。这也和静压平衡观点抵触，对于克拉通区巨厚的冷板块，如果其化学组成和海洋板块相同，具同样的密度，则它将下沉而接受沉积，但克拉通区自太古代以来一直隆起处于剥蚀状态。对这种矛盾现象的一种地球化学解释是认为： 克拉通区巨厚岩石圈是由亏损玄武质组份的辉橄岩组成，由于高密度的石榴子石首先部分熔融提取玄武岩浆，使残留的辉橄岩密度比正常的海洋地区的二辉橄榄岩低，因此使克拉通区能保持隆起状态。

由此可见，地震波传播速度的变化是划分地球层圈结构的基础。地球内部分为壳、幔、核三个层圈已被接受和公认。但是在地球不同地区各层圈厚度和深度界线以及次一级界面的界线及物质组成性质上，不同的研究者之间存在着一定的分歧。

全球地震波传播速度和各层圈的关系如图 8.1 所示。

除了根据地震波资料来划分地球的层圈结构外，有时还可以辅以化学边界层和热边界层手段，它们有时是互相一致的，有时则存在着差别。化学边界层着眼于物质组成的改变和相变，热边界层则着眼于温度的变化。一般的地球化学研究更多的涉及化学边界层和热边界层，和地震波的机械边界层可以起到互相验证和制约的作用。