8.1 地壳和上地幔的基本特征
8.1.1 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。
8.1.2 地球演化的能源与温度场
地球化学的任务之一是研究地球内各种组分、温度、压力之间的关系及
其随时间、空间的变化。温度是地球内部能量—热能的直接表现，是体系发
生演化的重要控制因素。造成地球体系演化的能源主要是放射能和重力能。
放射能由放射性元素蜕变所产生，重力能则是地球物质重力作用的直接结
果。造成地球演化的其它能源有太阳能，生物能，化学能，相变能等，它们
相对处于次要或从属的地位。
1.地球演化的主要能源——放射能与重力能
放射能地球形成之前，太阳系物质主要被短寿命的放射性元素如244Pu，
247Cm，237Np，26Al 等（半衰期在106～107 年左右）的放射性衰变能所加热，
使太阳系星云凝聚时温度达到2000K 左右。在行星体形成以后支持其进一步
演化的主要放射性能源则是长寿命的放射性元素238U，235U，232Th，和40K
的放射性衰变能，它们对于地球演化和地球化学研究具有特别重要的意义。
上述长寿命放射性元素生热率，238U 为0.71Cal/g（卡/克），235U 为
4.3Cal/g，232Th 为0.2Cal/g，元素钾为2.5×10-5Cal/g。由于235U 目前只
有238U 的1/137.88，钾的含量是铀含量的104 倍，因此现代地球的热源贡献
是238U，232Th 和40K，而地球历史早期，235U 也曾起过主要作用。
对于小的行星体（如小行星、月球等），它的放射成因热几乎完全由热
传导释放，不能产生其后的岩浆作用及引起物质的分异和演化。如球粒陨石
就保持了小行星体的原始物质状态，或者只在太阳系历史的早期具有热的积
累，产生壳、幔的分异和岩浆活动，如月球和无球粒陨石的母体等。而对于
像地球这样大的行星体，放射性生成热在地球历史早期能大量积累，其内部
温度可以不断升高，因此可以造成壳、幔、核的高度分异。并进一步通过地
幔对流、板块运动、岩浆作用及造山运动等将能量释放出来。在地球历史的
后期阶段，地球内部的热能可很快通过地幔对流作用到达地球的上层，然后
主要以热流形式释放出来。因此可以通过研究地表热流了解地球内部的放射
性元素含量与分布，以及地球内部的温度分布状况。
通过全球不同构造单元的热流研究，得到全球地表的平均热流值接近
1.32HFU（热流单位值，即微卡/厘米2·秒）。海洋区和大陆区的平均值大
体相同。但不同区域的热量变化还是存在的，主要表现为：（a）海洋板块的
热流在大洋中脊和海岛地幔热点较高，前者可大于2HFU，后者最高可达10HFU
以上。洋中脊两侧外伸，随年龄增加，热流逐渐减少，最后稳定在1.1—
1.3HFU。海槽区热流小于1HFU。（b）大陆区热流的大小也与岩石年龄密切
相关，年轻造山带比较高，可达2HFU，地盾区仅0.8—1.0HFU 左右。（c）
在同一构造单元内，特别是在正常的稳定大陆内，热流与地表热产生值（单
位体积岩石在单位时间内的生热量，单位为HGU，相当于10-13 卡/厘米3·秒）
具有良好的线性正相关和正截距（见图8.2）。图中截距为0.8HFU，它相当
于来自地幔的热流。斜率约为8km，它代表了大陆地区主要含U，Th，K 的上
地壳厚度。
按地表平均热流1.32HFU 计算，地球每年约释放出2.1×1020 卡的热量。
这一能量相当于平均每年地震所释放的能量的1000 倍，也相当于25 万颗百
万吨级核弹爆炸所发出的能量。根据全球放射性元素含量（K，U，Th）和总
放射能估计，它每年产生的热能大约在2.0～2.3×1020 卡，即全球的放射性
生热和地表热流能量基本是相当的，进一步说明地球的热能主要是由放射性
衰变提供的。
地球上各种岩石的K，U，Th 的测定和各层圈元素丰度计算表明，放射性
元素主要富集在大陆地壳。因此大陆区热流的主要贡献来自地壳，约占51
％，其中上地壳占42％—36％。在大洋区，由于洋壳很薄，并且是低放射性
元素的玄武质岩石，其热流贡献主要来自地幔，约占93％。因为大陆和大洋
的平均热流值近于相等，因此推测大洋下地幔要比大陆下地幔更富集放射性
元素。
重力能它是地球演化的另一主要能源，重力能表现在以下几个方面：
（1）重力位能的释放。地球吸积形成时和形成以后的物质分异过程都有
大量重力位能释放。但是地球吸积形成时的能量很快被释放到宇宙空间，只
在地球演化的早期起作用。我们可以类似地从月球和火星表面看到这些重力
作用所放出的能量，它们保留了巨大的陨石坑和冲击作用引起的物质熔融和
变质作用。月球上岩石年龄表明冲击作用发生在41—39 亿年。地球上由于后
来的物质演化，只在极少数地区见到这样的冲击陨石坑，如美国的亚历桑那
陨右坑。地球核幔分异，铁，镍下沉也会放出很大能量。一种关于地球膨胀
的假说，认为由于重力常数不断衰减，地球半径不断增大（约每年6mm），也能释放出巨大能量。
（2）静压与浮力作用。在地球表层，由于各层圈和各区域物质间密度的
差异，会引起静压的不平衡和浮力作用。这种作用对于板块运动、火山作用、
地震和断裂等起着十分重要的作用。例如在俯冲带，由于俯冲板块的密度比
软流圈物质大，因此产生了板块下沉的牵引力。又如在海洋板块上的火山喷
发高度与板块的厚度有关，在大陆上较厚的大陆地壳将阻止火山岩浆的喷
发，这主要也是静压作用的影响。
（3）剪切应力作用。在板块挤压地带的冲断层区，由于剪切应力的作用，
使断层面的局部地区温度上升，并导致物质熔融。但这种能量对于地壳重熔
中的贡献是很小的。
2.地球内部温度估计
地球内部温度的估计主要是利用热传导和对流理论。地球物理学家采用
各种方程来描述和求解地球内部的温度变化情况，应用热传导方程来估算岩
石圈板块内的温度变化和板块厚度特别有用。现在的研究表明，大陆岩石圈
的热梯度主要通过热传导形成，对流作用较小。但地壳中放射性元素K，U，
Th 的含量很高，不能忽略放射性元素产生热的影响，而且这种影响在上、下
地壳和岩石圈地幔部分的差别是不一样的。因此大陆岩石圈内的温度变化与
地壳厚度和岩石圈厚度有密切的关系。海洋岩石圈板块的形成和增生是通过
洋脊轴软流圈物质不断上涌迁移、并逐渐向两侧扩张冷却和固化而产生。其
对流热损失要比热传导热损失大许多倍。已有公式来描写海洋地表热流、海
水深度（取决于海底地形）、板块厚度与板块年龄（离开洋脊的距离）之间
的相关性。
对于岩石圈以下地球内部的温度估计目前还相当肤浅。岩石圈以下的热
交换主要是通过深地幔对流。而地幔对流中的许多理论问题和物理参数的确
定尚有待进一步工作，因此不可能建立起地球内部温度的理论模式。根据目
前高温高压的实验资料、结合地震波资料可以对地球若干界面温度作如下的
估计：
岩石圈板块底界（50—110km 左右），达到玄武质物质熔融，温度约1200
—1300℃。
上地幔底界（～400km）处，橄榄石发生相变，由橄榄石型结构变成尖晶
石型结构，温度相当于1500℃。
过渡层中670—700km 处，出现尖晶石型到方镁石型结构的转变，温度约
为1960℃。
核幔边界处2900km，外核具有液相特征，根据铁的高压熔点实验外推在
2900km 处应为3500℃。
内核与外核边界5100km 处，金属相内核又从液相转为固相，根据铁的熔
点实验外推应为4300℃，而根据硫化铁熔点实验外推应为3900℃。
8.1.3 岩石圈和板块构造
自从60 年代初板块理论提出以来，对岩石圈的深入研究，越来越受到国
际地学界的重视。因为板块理论所指的板块，即岩石圈板块。为了验证和推
动板块和其它大地构造理论，国际上继60 年代初的上地幔计划和70 年代的
地球动力学计划之后，80 年代执行全球岩石圈计划，成为整个80 年代地球科学的重点研究领域。
1.岩石圈和软流圈
已经指出，岩石圈是由各种岩石组成的地圈。它的上界是地球固态表面，
下界位于上地幔B 层内的软流圈顶面。由于软流圈顶部界面的深度变化很
大，岩石圈厚度也随之变化很大。从洋中脊地区接近于零到大陆下140km 以
上。软流圈则是根据地震学上的低速层确定的。由此可见，岩石圈是跨越地
壳和上地幔的固态地圈。莫霍面以上为上岩石圈，莫霍面以下为下岩石圈。
岩石圈和软流圈的主要地球物理特征如表8.1 所示。
岩石圈的深度在3—80km 之间，平均厚度77km。软流圈深度在80—220km 之间，平均厚度140km。岩石圈和软流圈的密度和地
震波速度都随深度加大而减低，至220km 处达到最小值。划分岩石圈和软流
圈的一个最特征标志是介质的品质因数Q 值，岩石圈的Q 值为600，软流圈
的Q 值仅80。Q 值越小，表示振动的衰减越大。介质的Q 值对温度和熔融状
态特别敏感。此外，软流圈具有较低的粘滞性和较高的导电性，软流圈的粘
滞性为1021 泊，而岩石圈高达1027 泊。
对于软流圈的低波速、低Q 值、高导电性等特征，提出过各种解释。大
多数都支持初熔（IncipientMelting）作用解释。这种解释认为，软流圈的
上述特征，都是由于在8C—22Ckm 的深度范围内，地温接近硅酸盐岩石的熔
点，并有1％～10％的岩石处于熔融状态所致。所以岩石圈和软流圈之间的
界面，主要是岩石强度不同引起，而不是由相变或成份变化所造成。
在上地幔的盖层和低速层内，地震波不但有垂向的速度变化，而且还有
横向的速度变化。有时这种变化非常明显，所以岩石圈、特别是下部岩石圈
物质具有很大的各向异性。
2.大洋和大陆岩石圈
大洋岩石圈和大陆岩石圈具有不同的层壳结构。
大洋岩石圈位于大洋盆地之下，大洋盆地的总面积为270×106km2。平均
深度为4.5km。大洋岩石圈在垂直方向上可分为下列三层：
（1）沉积层。分布在大洋盆地之上，其平均厚度为0.6km，主要由钙质
软泥组成，其次是铁质和硅质。在深海沉积物中，CaCO3 占53％，SiO2 和Al2O3
占36.6％，该层质量仅占大洋岩石圈的总质量的0.63％。
（2）硅镁层。平均厚度为5.8km，由大洋玄武岩组成，质量占13.15％。（3）超镁铁层。由方辉橄榄岩和二辉橄榄岩组成。是大洋岩石圈的主体，
平均厚度34km，约占总质量的86.22％。
大陆岩石圈面积和大洋岩石圈相当，其垂直方向上大致可分成下列四
层：
（1）沉积层。大陆沉积岩层平均厚度2.3km。主要由页岩组成，其次是
灰岩和砂岩。它们的质量比例大致有18∶6∶1。
（2）硅铝层。平均厚度16.8km，主要由酸性岩、中性岩及类似化学成
份的变质岩组成。酸性岩和中性岩的质量比例约为4∶1。整个硅铝层大致相
当于花岗闪长岩的化学成份。它是构成大陆结晶基底的主要部分。
（3）硅镁层。平均厚度9km，一般推测由辉长岩组成。自70 年代后，
有人提出由麻粒岩组成，或由基性岩和酸性岩的混合体组成。
关于这种分层，特别是硅铝层和硅镁层，目前已提出了疑问。一些大陆
岩石圈的实测资料表明，并不存在严格的分层界线，它们呈现渐变的趋势。
（4）超镁铁层。平均厚度约为90km，主要由橄榄岩组成，有榴辉岩分
凝体。
尽管大陆岩石圈和海洋岩石圈面积相当，由于大洋岩石圈平均厚度小，
它们的质量比约为1∶2.6。全球上岩石圈和下岩石圈的质量比约为1∶4.2。
3.岩石圈板块
板块构造理论认为，地球表面是由漂浮在软流圈之上的岩石圈板块镶嵌
而成的。全球共有七大板块。它们是欧亚板块、南极板块、北美板块、南美
板块、太平洋板块、非洲板块和澳洲板块。这是一级板块，面积在106km2 以
上。
次一级的板块有：中国板块、菲律宾板块、阿拉伯板块、伊朗板块、加
勒比板块等。面积在108-10km2。此外，还有更次一级的板块，面积在106-
107km2 左右。
这些大小不等的板块，其边缘是由洋脊、俯冲带、转换断层或内陆挤压
带等连结起来的。板块面积在变化中，扩散边界（如洋脊）导致大洋岩石圈
生长，聚合边界（如以海沟为标志的俯冲带）则导致大洋岩石圈的消减。所
以板块的大小和形状随时间而变。如太平洋板块的厚度随离洋脊距离增大而
加厚，即随年龄增大而增厚。50×106 年时厚60km，100×106 年时厚85km。
到达俯冲带处时，厚达100km 以上。如果太平洋盆地以目前的速率继续收缩
下去，则再经过200×106 年，美洲大陆将会和亚洲相碰撞。因此，板块构造
理论是用来研究各岩石圈板块之间相互作用的一种学说，又称全球构造理
论。
8.1.4 地壳类型
所谓地壳类型，是指具有相似地质特征和地球物理特征的地壳区段。
Brune（1969）将整个地壳划分为12 种主要类型。它们是：
（1）地盾。由前寒武纪岩石组成，很少或没有沉积盖层，也很少或没有
地震活动，是地壳的稳定部分。构造上长期稳定，地形平缓。出露岩石的变
质程度多半反映了其原来的埋藏深度，它们一般形成于5—35km 深度条件下
的温压条件。世界上最大的地盾有非洲地盾，加拿大地盾和南极地盾等。
（2）地台。也是地壳的稳定部分。其基底由前寒武纪岩石组成，上复1—3km 的未形变或形变程度低的沉积岩。地台上沉积岩的年龄，可从前寒武
纪至新生代，如中国的华北地台。
（3）古生代造山带。是古生代褶皱、断层和火成活动的曲线状地带，其
宽度和延长可从几百公里到几千公里，由各种地槽型岩石组成。常以低的高
度剥蚀的山脉或山区为特征，代表了中等稳定的构造活动条件，最强烈的中
生代造山带是美洲西部的科迪勒拉山脉和亚洲东部类似的山脉地区。
（4）中生代—新生代造山带。其规模和岩石类型、特征等与古生代造山
带相似，与后者的差别是它们具有不稳定的构造活动条件。最强烈的新生代
造山带是横贯欧亚南部的阿尔卑斯—特提斯带和上述的科迪勒拉山系，如西
藏高原和科罗拉多高原。
（5）大陆裂谷系。是以断层为边界的谷地。宽50～75km，长可达几百
至上千公里，以张力构造为特征，地球上最长的裂谷系是东非裂谷，从小亚
细亚西部到非洲东南部延伸达5600km。裂谷系可以产生在任何年龄的岩石
中，年青裂谷系以其构造活动条件不稳定为特征。
（6）火山岛。大洋岛屿有各种类型和成因，这里是指火山成因、与俯冲
带无关的岛屿，它们产在洋脊上或其附近，或产在大洋盆地内，其构造活动
性变化大。
（7）岛弧。岛弧产在活动的或近代的俯冲带之上，呈弧形的岛链。岛弧
系主要由年青的钙—碱性火山岩和侵入岩组成，近代岛弧以强烈的地震和火
山作用为特征。
（8）海沟。大洋海沟是俯冲带开始的标志，常伴随强烈的地震活动。海
沟沿大陆边缘平行于俯冲带上的岛弧或火山链，代表大洋的最深部分，其深
度一般为5—8km，它通常含有少量来自附近岛弧或大陆地区的沉积物。
（9）大洋盆地。是地壳的稳定部分，有薄的深海沉积物盖层和线性磁异
常。由于大陆供应碎屑沉积物，沉积层沿大陆斜坡变厚。总体说大洋盆地比
较平坦，但它有深海丘陵、海底平顶山和大洋岛屿等。
（10）洋脊。是宽的线状带，靠近大洋的中央部位。地形较高，构造上
不稳定。洋脊附近顶部有裂谷系，玄武岩浆从那里侵入或喷出。世界范围的
洋脊系统从这个大洋到另一个大洋互相联系，总长达80，000km。洋脊顶部
常为许多转换断层切割。可使洋脊各段位移上千公里。冰岛是现代洋脊唯一
露出地面的实例。
（11）边缘海盆。是大洋地壳的一个组成部分，位于岛弧与岛弧之间或
岛弧与大陆之间，沉积物来自大陆或岛弧。边缘海盆广泛发育于太平洋西部，
可以分成活动与不活动两类。构造活动的边缘海盆，具有薄的沉积盖层，地
堑地垒的地形及高热流值等特征。
（12）内陆海盆。是完全被陆地包围的盆地，以及与岛弧系无关的边缘海。后者亦几乎被陆地所包围，如黑海和墨西哥湾，构造上属中等稳定至稳定地区。