地球の内部構造はなぜわかる：地震波を追う断面モデル

この模型で見えるもの

地球の内部構造がなぜわかるのか、その主な手掛かりは地震波です。上の模型は半径 6,371 km の地球を画面上で半メートルに縮め、一部をくさび形に切り取っています。2 つの断面の層は、Adam Dziewonski と Don Anderson が 1981 年に発表した標準地球モデル PREM（Preliminary Reference Earth Model）の深さに合わせています。PREM は今も地震学者が測定と比較する標準で、各深さの密度と地震波速度を簡単な式の組で表します。

「操作」タブの深さスライダーを動かすと、白い輪が地表から中心へ移ります。左上の表示盤には、その深さの PREM の密度と 2 種類の地震波速度、密度から計算した圧力と重力が出ます。温度だけは異なります。PREM の値ではなく、公表された研究による摂氏温度の推定値を丸めて表示しています。核についての節で、その不確かさを説明します。

再生すると断面の上部で地震が起こります。色付きの線は同じモデル内で計算した波の経路で、点は正しい速さで進む波面です。地震波の時計を変えなければ、画面の 1 秒が実際の 1 分に相当します。

断面にはほかにも 2 つの操作があります。「層の取り外し」は外側から内核だけになるまで層を除きます。「グラフ」は表示盤下の図を密度、地震波速度、圧力、温度、重力に切り替え、探査点の深さを示します。

画面下のバーでは、さらに 8 つの場面を開けます。各場面は初めて選んだときに組み立てられます。「プレート」は Peter Bird の PB2002 モデルの 52 枚と現在の運動を示します。「沈み込み」は海溝の断面、「ホットスポット」はハワイ上を動く太平洋プレート、「海嶺」は海底拡大と記録された磁場です。「対流」はマントルの循環の概念図です。「地磁気」は液体核が作る磁場と 1590 年以来の北磁極の移動を示します。「深い穴」は最深の掘削孔と海を並べます。「地震実験」では実際の地震から 3 台の地震計へ波を送り、震央を探せます。操作欄の下には 8 課題、地震カタログと地質学史からの 73 事例、切り替えられる知識の欄があります。

掘らずに内部を調べる方法

これまでの最深の穴、ロシアのコラ超深度掘削孔は約 12 キロメートルに達しました。中心までの約 0.2 % にすぎません。それより下は間接的な証拠に基づき、特に 2 つの証拠が重要です。

まず地球の質量です。引力の強さと大きさがわかれば、平均密度を計算できます。質量 5.972 × 10²⁴ kg を体積 4/3·π·(6,371 km)³ で割ると 5.51 g/cm³ です。地表の岩石は 2.6～2.9 g/cm³ しかないので、その下にはずっと重いものが必要です。Isaac Newton はすでに 1680 年代にそう推測していました。

もう 1 つが地震です。大地震の波は地球全体を伝わり、何千もの地震計が到着時刻を記録します。到着時刻は深さごとの速度によって変わるため、十分な記録から層ごとの速さを逆算できます。PREM は、地球自由振動の約 1,000 の実測周期、大まかにまとめた約 500 の走時、既知の質量と慣性モーメントに合わせて作られました。自由振動とは、大地震後に地球全体がゆっくり振動する現象です。著者らはさらに、国際地震センターの 12 年分の報告にある P 波と S 波の到着時刻 175 万件で確かめました。

地殻とモホ面

この縮尺で地球を見ると、地殻は 1 本の線のような薄さです。PREM は平均の厚さを 24.4 km とし、海洋 3 km、上部地殻 12 km、下部地殻 9.4 km に分けます。実際の地殻はもっと不均一で、海洋下で約 7 km、大陸下で 30～70 km です。ヒマラヤなどの若い山脈の下で特に厚くなります。

地殻の底にはモホ面という急な境界があります。クロアチアの Kupa（Kulpa）渓谷の 1909 年の地震記録から発見した、同国の地震学者 Andrija Mohorovičić にちなみます。彼は、地震から遠く離れた観測点が 2 群の P 波を記録していることに気づきました。2 番目の群は、経路の一部で、下にあるより速い層を通ってきていたのです。PREM では P 波速度が下部地殻の 6.8 km/s からモホ面直下の 8.11 km/s へ、密度が 2.90 から 3.38 g/cm³ へ跳ね上がります。

マントル：流れる固体の岩石

マントルは厚さ 2,867 km の岩石です。S 波を伝える固体でありながら、何百万年という時間では年に数センチメートルずつ流れるほどの変形しやすさがあります。その流れが上のプレートを動かします。

地震波速度の 2 つの段差がマントルを区切ります。PREM は 400 km と 670 km、他のモデルは 410 と 660 に置きますが、同じ現象を表しています。この深さでは上部マントルの主要鉱物、かんらん石が圧力でより密な結晶構造に変わります。間が遷移層で、670 km より下が、地球で体積最大の下部マントルです。

圧力は急速に増えます。地殻の底で 0.6 GPa、400 km で 13.4 GPa、670 km で 23.8 GPa です。深さ 2,891 km のマントル底では 135.8 GPa です。海面気圧の 101,325 Pa で割ると、135.8 × 10⁹ ÷ 101,325 ≈ 134 万倍になります。

核：外側は液体、内側は固体

深さ 2,891 km に達すると、岩石からなる層はそこで終わります。密度は 5.57 から 9.90 g/cm³ へ増え、P 波速度は 13.72 から 8.06 km/s へ下がり、S 波速度はゼロになります。せん断波を伝えられない物質は、ずらす力を受けても、それに抵抗することができません。つまり液体です。これが外核で、主に鉄からなり、ニッケルと数 % の軽い元素を含みます。この液体のゆっくりとした対流が、地磁気を作ります。

5,150 km で鉄は再び固体になります。内核は周囲の液体より高温ですが、鉄の融点は圧力とともに上がるため、圧力が 329 GPa に達するそこでは、鉄の温度は融点を下回っています。地球がゆっくり冷えるにつれ、液体から鉄が凍るように固まって加わり、内核が成長していきます。

このページで最も不確かな数値は温度です。外核上面の公表推定値は約 3,000～4,500 K です。内核境界では Dario Alfè らの計算が 5,400～5,700 K、Simone Anzellini らの 2013 年の室内実験が鉄の融点を 6,230 ± 500 K としています。表示盤には、これらの範囲の中から選んだ値を使い、温度を摂氏に換算して示しています。核・マントル境界の 3,900 °C は 3,900 + 273 = 4,173 K、内核境界の 5,500 °C は 5,773 K です。丸めた推測値として扱うため、≈ を付けています。

地震波が曲がる理由

地震波は、厚さが変わるガラスを通る光のように振る舞います。波が、それまでよりも速く伝わる岩石の中に入ると、鉛直方向から離れる側へ曲がります。マントルでは深いほど速くなるため、各波線は湾曲して地表へ戻ります。

層状の球では、曲がり方は 1 つの規則に従います。各波線に沿って、次の量が一定です。

p = r · sin(i) / v

r は中心からの距離、i は波線と鉛直の角度、v は波の速さです。r / v が p まで下がる点で波線は折り返します。展示はこの規則で全経路を計算します。まず p の値を選び、PREM 内を最大 2 km の刻み幅で、波線が折り返すところまで下向きにたどります。その経路を鏡に映すように反転して、地表へ上る経路を作ります。途中の走時も積算するので、点が正しい時刻に到着します。

シャドーゾーン

震源から遠ざかる P 波線は、核の上面をかすめる最深の波線まで、次第に遠くへ届きます。このモデルでは、その波線は 13.7 分後に震源から 99° の地表へ達します。少し深く入ると核を通り、速さが 13.72 から 8.06 km/s へ急減して大きく曲がります。核に入ったそれらの波線は、地球の向こう側、震源から 145° 以上離れた地表へ出てきます。

この 2 群の波線が届く場所の間には、直接の P 波が届かない地表の帯があり、P 波のシャドーゾーンと呼びます。教科書では通常 104°～140° です。実際は核の縁を回る波もあるため境界は少しぼやけます。この単純な波線モデルの境界は 99° と 145° です。

S 波は液体核をまったく通れません。約 104° より先では完全に欠け、S 波のシャドーゾーンとなります。モデルで最も遠くへ届く S 波線は 104.3° に出ます。S 波を表示すると、どれも核で止まる様子を見られます。

1936 年、デンマークの地震学者 Inge Lehmann は、P 波の影の中に、本来ないはずの弱い P 波が届くことに気づきました。彼女は、液体の核の内側に、より小さく、波がより速く伝わる核があると考えて、それらの波を説明しました。モデルでは p が最も小さい波線が内核を通り、128°～180° に届きます。

確かめられる数値

密度と地震波速度は PREM の式をそのまま使います。圧力と重力は密度だけから 1 km 刻みで計算します。まず球殻ごとに各半径内の質量を足し、g = G·M(r) / r² で重力を求めます。次に各球殻の重さ dP = ρ·g·dr を地表から下へ積算して圧力を求めます。この計算の正しさを確かめるため、2 つの値を照合できます。計算から求まる地球の総質量は実測の 5.972 × 10²⁴ kg に対して 5.973 × 10²⁴ kg、地表重力は 9.82 m/s² となります。

重力は多くの人の予想と異なる変わり方をします。地下へ深く下りていくにつれて、重力が一定の調子で弱くなっていくわけではありません。核が高密度なのでマントル内では少し強くなり、核上面で最大の 10.69 m/s² に達した後、中心でゼロまで下がります。

3 観測点から地震の場所を探す

地震から遠く離れた地震計は、大きくうねる表面波が到着する前に、はっきり分かれた 2 回の揺れを記録します。最初が P 波、次が S 波です。同時に震源を出ますが、マントル中の S 波速度は P 波の約 55 % なので、遠いほど到着時刻の差が広がります。その差、S−P 時間を読めば震源までの距離がわかります。

「地震実験」は断面と同じ PREM からこれを求めます。地震学の教科書にある tau-p 法を使い、各波線パラメーター p について、折り返し点から地表まで √(η² − p²)/r を積分して τ(p) を求めます。η = r/v です。波線の距離は p に対する τ の傾きの符号を反転したもの、時間は τ + p × 距離です。これにより、折り返し点付近で平方根を含む項が鋭く変化して扱いにくくなる問題を避けられます。また、どのような震源の深さに対しても、最初に到着する波の走時表を作れます。地表近くの地震では次の値です。

震源近くでは単純で、このモデルの S − P の 1 秒が距離約 7.5 km に当たります（最初の 1° では 1 km 当たり 0.132 s）。多くの教科書は 8 km に丸めます。震源から遠くなると、波はより深くにある速い岩石まで達し、距離と到着時刻差の関係が曲線になるので、地震学者は定数ではなく表を使います。

距離が 1 つなら、地震は観測点を囲む円のどこかにあるとしかわかりません。2 つ目の観測点からはもう 1 つの円が得られ、最初の円と 2 点で交わります。3 つ目の円によって、その交点の一方を選べます。実験の 3 観測点は Global Seismographic Network の実在の地震計で、震源から 15°～90° にあり、方向が分散するよう選びます。「S-P の円」を表示すると、S−P 時間だけから地球上に円を描きます。最初の課題では、実際に起きた地震の震央を隠し、それらの円が交わる場所にピンを置くよう求めます。

深さも少し影響します。深さ 600 km の地震の P 波は 60° 先へ 607 s でなく 549 s で届きます。速い下部マントルに近い所から出発し、下降時に遅い地殻を通らないためです。深発地震では表面波も弱くなります。表面波は地球の浅部に閉じ込められ、震源ははるか下にあるためです。2013 年オホーツク海地震（598 km）と東北地方太平洋沖地震（29 km）の記録を比較できます。

実験の表面波は 3.8 km/s の一定速度で進みます。これはモデル値で、実際は分散して、長周期ほど短周期より速く進みます。3.8 km/s なら 90° に 2,634 s、約 44 分かかります。

マグニチュード 9 の大きさ

マグニチュードは対数尺度です。マグニチュードが 1 段階増えると、同じ距離に置いた地震計が記録する地面の動きは約 10 倍になり、放出されるエネルギーは約 32 倍になります。ここでは Beno Gutenberg と Charles Richter の研究から Hiroo Kanamori が 1977 年に示した関係を使います。

log₁₀ E = 1.5 M + 4.8。E の単位はジュールです。

したがって M 7 は M 5 の 10^(1.5 × 2) = 1,000 倍、M 9 は M 6 の 10^(1.5 × 3)、約 32,000 倍のエネルギーです。2011 年の東北地方太平洋沖地震 M 9.1 は 2.8 × 10¹⁸ J となります。TNT 1 トンのエネルギー 4.184 × 10⁹ J で割ると、約 674 メガトンです。2016 年の慶州地震（韓国気象庁尺度で ML 5.8）の放出量はおよそ 10^(1.5 × 3.3) 分の 1、約 90,000 分の 1 でした。

マグニチュードは町の揺れの強さを直接表しません。その町で地面がどれほど激しく揺れるかは、震源までの距離、震源の深さ、町の下の岩石や土壌、断層がどのように破壊したかによって変わります。1994 年のボリビア地震は M 8.2 でも深さが 631 km あり、表面波は小さくなりました。

プレートと移動速度

地球外側の約 100 km、リソスフェアは、硬いプレートとして振る舞うほど冷えています。「プレート」は Peter Bird が 2003 年に発表した PB2002 の 52 枚を、公開ファイルから描きます。境界は運動で色分けし、海嶺やリフトで離れる所が赤、海溝や衝突帯で近づく所が青、トランスフォーム断層で横ずれする所が緑です。

矢印は Donald Argus、Richard Gordon、Charles DeMets が 2011 年に公表した NNR-MORVEL56 に基づきます。各プレートに、球上の回転極と回転速度からなる角速度を与えます。地点の速度は角速度と位置の外積 v = ω × r です。座標系は「正味回転なし」、つまりプレート全体で回転がない基準です。モデルの数値から次の例が得られます。

• 太平洋プレートは 63.58° S、114.70° E の極の周りを 100 万年に 0.651° 回転します。極から 90° の点は年 0.651 × 111.19 = 72 mm 動き、大きなプレートでは最速です。
• Kīlauea では太平洋プレートが北西（298°）へ年 69 mm 動きます。
• 40° N の大西洋中央海嶺を挟み、北米とユーラシアは年 22.9 mm 離れます。
• 20° S の東太平洋海膨を挟み、太平洋とナスカのプレートは年 143 mm 離れます。
• この座標系でインドプレートは年約 56 mm 動きます。

全球平均ではリソスフェアは年 43.9 mm 動きます（NNR-MORVEL56 論文の二乗平均平方根）。地球をクリックすると、プレート、速さ、方位が読めます。最大の値はトンガ付近の小プレートで、近くの極の周りを速く回転します。

この場面の時計は現在の回転を過去と未来へ最大 5000 万年延長し、8 都市をプレートとともに動かします。+5000 万年ではニューヨークとリスボンの距離は現在の 5,423 km より約 1,100 km 増えます。年 22.9 mm の 5000 万年分に近い値です。意図的に概念図と明記しています。実際は速度も方向も変わり、新しい境界もできるため、本当の復元には現在の回転の固定ではなく、各時代の磁気縞とホットスポット軌跡が必要です。

プレートが沈む場所

海溝では一方のプレートが曲がり、他方の下へ入ります。「沈み込み」は 2 つの海溝の断面です。日本海溝では太平洋プレートが東北日本（NNR-MORVEL56 のオホーツクプレート）下へ、36° S のペルー・チリ海溝ではナスカプレートが南米下へ沈みます。同じモデルによる速度は、日本海溝に直交する方向で年約 86 mm、Concepción 付近のナスカと南米の相対速度で年 74 mm です。

沈むプレート、スラブは何百万年も周囲のマントルより冷たいため、他の場所よりはるかに深くで地震破壊が起こります。USGS カタログで最深級の大地震はスラブ内にあり、2013 年オホーツク海下の 598 km（M 8.3）、1994 年ボリビア下の 631 km（M 8.2）です。図では深さ約 680 km までの地震をスラブ中の点で示します。

火山が海溝に平行に並ぶのはなぜでしょうか。深くなるとスラブの鉱物中の水が放出され、上の熱いマントルの融点を下げます。Emily Syracuse と Geoffrey Abers は 2006 年に 839 の火山弧の火山下のスラブ深さを測りました。火山フロント下の上面は平均 105 km、中央値 100 km で、半数は 85～119 km です。火山弧の 500 km 区間ごとの平均はアリューシャン中部の 72 km からバヌアツ北部の 173 km まであります。展示は上面が 105 km の位置に火山を置きます。深部の傾斜を変えると火山弧も動き、30° では海溝から 236 km となります。世界の火山弧の半数が示す 180～275 km のほぼ中央です。

ハワイとホットスポット

1963 年、J. Tuzo Wilson は、動く太平洋プレートの下の固定した深部マグマ源上でハワイ諸島が順に生まれたと考えました。年代もこれを支持します。Kaua'i 最古の岩石は約 500 万～550 万年前、West Maui の主要成長の終わりは約 130 万年前で、Kīlauea は今も噴火しています。Kīlauea から 2,444 km の Midway は約 2800 万年前の火山上にあります。

「ホットスポット」はその年代でプレートを巻き戻します。プルームを固定し、選んだ年代の火山がその上に来るようプレートを動かします。年代のある火山の間は列に沿って補間します。距離と年代から平均速度が求まります。

100 万年当たりのキロメートルは年当たりのミリメートルと同じなので、年 87～163 mm です。NNR-MORVEL56 が現在の Kīlauea に与える年 69 mm より速い値です。主に 2 つの理由があります。年代は明確な一瞬ではない各火山の主要成長の終わりを表し、ホットスポット自体も移動する可能性があります。そのためホットスポット基準と正味回転なしの基準は同一ではありません。

さらに北西で列は Daikakuji 海山で鋭く曲がり、天皇海山列として北へ延びます。John O'Connor らは 2013 年に同海山を 4750 万年前としました。この時に太平洋プレートの移動方向が変わりました。北端近くの Detroit 海山は 7600 万～8200 万年前です。

次の火山はすでに成長中です。2021 年まで Lō'ihi と呼ばれた Kama'ehuakanaloa はハワイ島南東の海面下 975 m にあります。USGS によると、1000 年に 5 m の成長なら海面まで最大 20 万年かかります。3 番目の課題では、その方向へ矢印を向けます。

海底の縞模様

熱い岩石に含まれる鉄の鉱物は、周囲の磁場の方向に沿って並び、岩石が冷えると、その方向が岩石の中に固定されます。1906 年に Bernard Brunhes は現在と逆向きに磁化したフランスの溶岩を発見し、1929 年には Motonori Matuyama が日本と朝鮮の新しい溶岩と古い溶岩で磁化が逆向きだと示しました。磁場が逆転していたのです。

中央海嶺では新しい地殻が常にでき、両側へ離れます。そのため海底は、磁場の変化を残すテープレコーダーのようになります。一方の向き、次に反対の向きへ磁化した地殻の帯が、海嶺の両側に鏡に映したように並びます。1950 年代に磁力計を引く船がこれを見つけ、1963 年に Fred Vine と Drummond Matthews が海洋底拡大と地磁気逆転で説明しました。

「海嶺」は Steven Cande と Dennis Kent（1995）の極性年代尺度から縞を描きます。現在の正極性期 Brunhes は 78 万年前に始まり、短い正極性の Jaramillo は 107 万～99 万年前、Olduvai は 195 万～177 万年前です。過去 500 万年に 20 回逆転しました。それぞれの縞の幅は、その磁極の向きが続いた期間に、海嶺の片側での拡大速度を掛けた値です。年 50 mm（片側で 100 万年当たり 25 km）では Brunhes の縞は軸から 19.5 km、年約 143 mm の東太平洋海膨では約 56 km に達します。6 番目の課題では、この縞の端が海嶺の軸から 60 km の位置になる拡大速度を探します。

海底はプレートが冷えて縮むので古いほど深くなります。Barry Parsons と John Sclater は 1977 年、北太平洋と北大西洋について、深さ = 2,500 + 350 √t メートル（t は百万年単位の年代）を当てはめました。場面ではその曲線を、見えるよう深さを 15 倍に強調して使います。

マントルの循環

マントルは固体ですが、何百万年もの時間で流れます。冷たいスラブが海溝から沈み、一部は地震波による画像で核まで追跡できます。熱い物質はプルームとして上昇し、アフリカと太平洋の下の核上には S 波が遅い巨大な 2 領域があります。Edward Garnero と Allen McNamara は 2008 年にこれらの知見を総括しました。

「対流」は概念図にすぎません。点は 3 つの滑らかな循環に従い、ある場所で岩石が上がり別の場所で下がる様子を示します。実際の流れは立体的で、温度、組成、プレート自体に依存します。重要なのは時間尺度です。典型的な年 5 cm なら、厚さ 2,867 km のマントルを横断するのに約 5700 万年かかります。

核から生まれる磁場

外核を流れる液体の鉄が電流を運び、その電流が地磁気を作ります。地球の外側からこの磁場を見ると、その形は棒磁石が作る磁場によく似ています。国際標準地球磁場 IGRF は、この磁場を一連の係数を使って記述するもので、国際地球電磁気学・超高層物理学協会が 5 年ごとに更新します。「地磁気」は IGRF-14 の最初の 3 係数 g₁⁰、g₁¹、h₁¹ による双極子成分を描きます。2025 年の値は −29,350.0、−1,410.3、4,545.5 nT です。そこから次が求まります。

• 双極子軸は自転軸から 9.2° 傾き、地磁気北極は 80.8° N、72.8° W です。
• 赤道の双極子磁場は √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29.7 µT で、極ではその 2 倍です。
• 1900 年の同じ値は 32.2 µT なので、現在の双極子は 7.6 % 弱くなっています。

地球上の点をクリックすると、その地点の双極子磁場 B = B₀ √(1 + 3 cos² θ) と磁針の伏角 tan I = 2 cot θ を求めます。θ は双極子軸からの角度です。実際の磁場には、この場面では省略している高次の成分も含まれています。そのため、場所によっては、実際の磁場はここで描く双極子の磁場とは異なります。

赤い線は、磁針がまっすぐ真下を向く地点である北磁極が、移動してきた経路です。この経路は、NOAA の National Centers for Environmental Information に基づきます。1590～1900 年は船の航海記録から作った gufm1 モデル、それ以降は IGRF です。この 435 年間に、北磁極は合わせて約 4,500 km の道のりを移動し、最終的には出発点から 2,000 km 離れた位置に達しました。1700 年にはカナダ北極域で年約 6 km、2000～2011 年にはシベリアへ年 55～58 km、2024 年には 37 km 動きました。

この場面の時間スライダーは「海嶺」と共通です。時間を 78 万年前よりも古い時代へ戻すと、地球の磁力線の向きが反転します。黄色い円錐が磁場の方向を示し、逆極性だった Matuyama 期には、磁場は現在とは反対の方向を向いていました。

どこまで深く掘ったか

「深い穴」は人が到達した最深の場所を、3 つの縮尺で 1 枚の図に並べます。

• ロシア北西部のコラ超深度掘削孔は 1989 年に 12,262 m に達し、今も最深です。底の岩石は 212 °C で、穴へ流れ込みました。
• ドイツの KTB 掘削孔は 1994 年に 9,101 m、265～270 °C に達しました。
• 2024 年に掘削船 Chikyu が日本海溝で海面から 7,906 m の掘削管を下ろし、科学目的の海洋掘削で最深となりました。
• マリアナ海溝のチャレンジャー海淵は最深の海底です。2020 年の潜水艇の圧力測定では海面下 10,935 m（± 6 m）でした。
• 海洋の平均水深は 3,682 m です。
• Mauna Kea の山頂は海抜 4,205 m です。

黄色いドリルを深さ 12 km に合わせると、パネルには、それが地球の半径のわずか 0.19 % に当たると表示されます。地球の中心まで見える縮尺に切り替えると、図に並んだすべての掘削孔が、最上部の線の中に収まってしまいます。PREM のその深さの圧力は約 0.27 GPa、中心は 364 GPa です。

モデルが省いているもの

PREM は 1 次元モデルで、同じ半径の球面ではどの点も同じです。実際には大陸と海洋、沈む冷たい海底スラブや熱いプルームがあり、波速度は場所ごとに数 % 違います。PREM は上部マントルの弱い方向依存性も含みますが、ここでは方向によらない平均版を使います。断面の波線は境界で反射したり境界に沿ったりする波を無視します。地震は海洋層のすぐ下に置き、最上部の遅い水の影響で図が歪まないようにしています。

他の場面にも独自の簡略化があり、重要な箇所は表示盤に明記しています。

• 地震実験の走時表は PREM 内の波線に基づきます。モホ面直下で PREM の速度は深さとともに少し下がるため、浅い震源の波線には数度の空白ができます。実際にはモホ面に沿う屈折波が現れる範囲です。実験は 10° までの隙間を時間の直線補間でつなぎ、それより広い核の影は空けたままにします。表面波は一定のモデル速度です。
• プレートの時計は現在の回転を固定します。移動速度の図であって、過去の大陸配置の復元ではありません。
• 沈み込み断面は浅部と深部の傾斜を滑らかな曲線でつなぎ、厚さを 90 km とします。海溝深さ、上盤の形、チリ側の深発地震の空白は実測ではなく説明用です。
• ハワイの巻き戻しはホットスポットを固定し、年代のわかった火山に沿ってだけプレートを動かします。
• 磁気縞は完全な帯ですが、実際の異常は地殻の冷え方と形成帯の幅によってぼやけます。
• 対流は考え方を示す図で、時間尺度はありません。
• 磁力線は IGRF の双極子成分だけです。

研究の歩み

1798 年、Henry Cavendish はねじり天秤で鉛球間の引力を測り、地球の密度を水の 5.48 倍と求めました。地表の岩石よりはるかに大きい値です。1906 年にはアイルランドの地質学者 Richard Dixon Oldham が地球の反対側の P 波の遅れから中心の核を論じました。同年に Bernard Brunhes が逆向きに磁化した溶岩を報告しました。1909 年には Andrija Mohorovičić が地殻の底を発見し、1912 年には Alfred Wegener が大陸の分離移動を論じました。その後 Beno Gutenberg が核上面を約 2,900 km とし、現在の 2,891 km に迫りました。1926 年に Harold Jeffreys が潮汐と S 波から液体核を示し、1929 年に Motonori Matuyama が磁場逆転を年代付けしました。1936 年には Lehmann の内核が続きました。

1960 年代に各証拠がつながりました。Harry Hess が 1962 年に海洋底拡大を提案し、Vine と Matthews が 1963 年に磁気縞を読み解き、同年に Wilson がホットスポットでハワイを説明しました。1981 年に Dziewonski と Anderson は数十年の地震データと 1960 年代の大地震後の自由振動記録を合わせ、PREM を作りました。2003 年に Bird のプレート境界、2011 年に NNR-MORVEL56 が続きました。