地球内部结构：地壳、地幔和地核，地震波如何揭示分层

你看到的是什么

地球内部结构由地壳、地幔和地核组成，地震波的传播揭示了它们的边界。上方模型按比例从地球中切去一个楔形部分：6,371 km 的半径在屏幕上缩成半米，两个切面上的分层深度来自 Adam Dziewonski 与 Don Anderson 于 1981 年发表的初步参考地球模型 PREM。它仍是地震学家对比观测的标准参考，用一组简单公式给出各深度的密度和波速。

移动「控制」标签中的深度滑块，白环便从地表移向地心。左上角面板读取 PREM 在该深度的密度、两类地震波速度，以及由密度计算的压力和重力。温度不同，它不属于 PREM，而是根据已发表研究取整的摄氏温度估计值。地核一节解释了它的不确定性。

按下播放，地震便在剖面顶部发生。彩线是在同一模型中追踪的波传播路径，圆点为按实际速度移动的波前。除非更改波动时钟，屏幕上 1 秒代表实际的 1 分钟。

另有两项控制用于剖面。「剥离地层」从外向内拆开地球，直至裸露内核。「图表」在读数下方切换密度、波速、压力、温度与重力曲线，并标出探针深度。

演示区底栏可打开另外八个场景，各场景首次选择时生成。「板块」显示 Peter Bird 的 PB2002 模型中 52 个板块及今日运动。「俯冲」切开海沟。「热点」追踪经过夏威夷的太平洋板块。「洋脊」展开海底并记录其磁场。「对流」是地幔翻转概念图。「磁场」显示液核产生的磁场，以及北磁极自 1590 年以来的游移。「深孔」把最深钻孔和最深海底放在同一面板。「地震实验」让真实地震的波抵达三个地震仪，供你定位。控制项下还有八项任务、来自地震目录和地质学史的 73 个案例，以及可以更换的补充事实。

不挖下去，如何知道内部

人类最深钻孔是俄罗斯科拉超深钻孔，达到约 12 km，仅为通往地心距离的约 0.2 %。更深处的一切都靠间接证据，其中两类最重要。

第一类是地球质量。知道地球吸引物体的强度和大小，就能求出平均密度：质量 5.972 × 10²⁴ kg 除以体积 4/3·π·(6,371 km)³，得到 5.51 g/cm³。地表岩石仅为 2.6 至 2.9 g/cm³，因此地下必定藏着重得多的物质。Isaac Newton 在 1680 年代就已作过这样的猜测。

第二类是地震。大地震向整个地球发送波动，数千台地震仪记录抵达时刻。到时取决于各深度波速，收集足够数据便能逐层反求速度。PREM 拟合了约 1,000 个地球自由振荡实测周期，即大地震后整个地球缓慢振动的周期，约 500 个汇总走时，以及已知质量和转动惯量。作者又用国际地震中心 12 年公报中另外 175 万个 P 波和 S 波到时检验它。

地壳与莫霍面

按此比例，地壳只是一条线。PREM 采用平均厚度 24.4 km，由 3 km 海水、12 km 上地壳和 9.4 km 下地壳组成。真实地壳远不如此整齐：海洋下方约 7 km，大陆下方 30 至 70 km，在喜马拉雅山等年轻山脉下最厚。

地壳底部是一道明显边界，名为莫霍面，取自克罗地亚地震学家 Andrija Mohorovičić。他研究 1909 年克罗地亚 Kupa（Kulpa）河谷地震记录时发现了它。他注意到远处台站录下两组 P 波，第二组曾部分穿过下方速度更快的地层。在 PREM 中，P 波速度从下地壳的 6.8 km/s 跃升到莫霍面下方的 8.11 km/s，密度从 2.90 增至 3.38 g/cm³。

地幔：会流动的固体岩石

地幔是厚达 2,867 km 的岩石，既足够坚固，可以传递 S 波，又足够柔软，能在数百万年里每年蠕动几厘米。正是这种蠕动推动上方构造板块。

两次波速跃变将它分层。PREM 将它们设在 400 km 与 670 km；其他模型采用 410 与 660，描述的是同一现象。在这些深度，上地幔主要矿物橄榄石被挤压成更致密的晶体结构。二者之间为过渡带。670 km 以下为下地幔，是地球体积最大的地层。

压力迅速累积。地壳底部为 0.6 GPa，400 km 处为 13.4 GPa，670 km 处为 23.8 GPa。到深达 2,891 km 的地幔底部，达到 135.8 GPa。除以海平面气压 101,325 Pa，便是 135.8 × 10⁹ ÷ 101,325 ≈ 134 万倍。

地核：外液内固

2,891 km 处岩石结束。密度从 5.57 跃升到 9.90 g/cm³，P 波速度从 13.72 降至 8.06 km/s，S 波速度降至零。不能传递剪切波的物质，也不能抵抗剪切，换言之就是液体。这便是外核，主要为铁，混有镍和百分之几的较轻元素。其缓慢翻动产生了地磁场。

5,150 km 处铁再次变成固体。内核比周围液体更热，但铁的熔点随压力升高，在 329 GPa 下，那里的铁低于熔点。随着地球缓慢冷却，液态铁凝固，内核不断增长。

温度是本页最不确定的数值。已发表的外核顶界温度估计约为 3,000 至 4,500 K。对于内核边界，Dario Alfè 及同事计算出 5,400 至 5,700 K，而 Simone Anzellini 及同事在 2013 年实验中测得该处铁的熔点为 6,230 ± 500 K。读数采用这些范围内的数值，并显示摄氏温度，因此核幔边界的 3,900 °C 为 3,900 + 273 = 4,173 K，内核边界的 5,500 °C 为 5,773 K。它们只是取整估计，所以带有 ≈ 符号。

波为何弯曲

地震波像光穿过厚薄变化的玻璃。波进入传播更快的岩石时，偏离垂直方向；在地幔中，速度随深度持续增加，所以每条射线都会弯曲，最后返回地表。

在分层球体中，弯曲遵循一条规则。沿每条射线，量

p = r · sin(i) / v

保持不变，其中 r 为距地心距离，i 为射线与垂直方向的夹角，v 为波速。当 r / v 降到 p 时，射线折返。展品据此追踪各路径：选择 p，以最多 2 km 的步长向下穿过 PREM，直至射线转向，再镜像画出返回路径。沿途累加走时，所以圆点能在正确时刻抵达。

影区

从地震向外追踪 P 波射线，落点越来越远，直到最深的一条擦过地核顶部。在本模型中，它在 13.7 分钟后抵达距地震 99° 的地表。再深一点的射线进入地核，速度从 13.72 降至 8.06 km/s，骤然减速使其强烈弯折。它们在地球另一侧、145° 或更远处出射。

两组射线之间有一条没有直达 P 波的地表带，即 P 波影区。教科书通常给出 104° 至 140°。真实记录的边缘略模糊，因为波也会沿地核边缘绕行；本简化射线模型把边缘放在 99° 与 145°。

S 波完全无法穿过液核。约 104° 以外它们完全缺失，这就是 S 波影区；模型中传播最远的 S 射线落在 104.3°。打开 S 波，便能看到它们全部止于地核。

1936 年，丹麦地震学家 Inge Lehmann 注意到，本不该有 P 波的影区内出现了微弱 P 波。她用液核中一个更小、速度更快的核解释了它们。模型中 p 最小的射线穿过内核，落在 128° 至 180° 之间。

可以核对的数值

密度和波速直接来自 PREM 公式。压力和重力仅由密度计算，步长为 1 km。先逐壳累加每个半径内部的质量，得到重力 g = G·M(r) / r²，再按各壳层重量从地表向下累加压力，dP = ρ·g·dr。两项核对支持运算正确：总质量为 5.973 × 10²⁴ kg，实测为 5.972 × 10²⁴ kg；地表重力为 9.82 m/s²。

重力的变化常出乎意料。它不会越深越小。因为地核很致密，地幔中重力略微增加，在地核顶界达到 10.69 m/s²，随后降至地心的零。

用三个台站寻找地震

远处地震仪在明显滚动的面波到达前，会记录两次不同震动。第一次为 P 波，第二次为 S 波。它们同时离开震源，但地幔中 S 波仅有 P 波速度的约 55 %，因此时差随距离增加。读取 S−P 时差，就知道地震离台站多远。

「地震实验」采用与剖面相同的 PREM 模型，以教科书中的 tau-p 方法计算：对各射线参数 p，累加 τ(p)，即从转折点至地表的 √(η² − p²)/r 积分，其中 η = r/v。射线传播距离为 τ 对 p 的负斜率，走时为 τ + p × 距离。这样避开了转折点棘手的平方根尖峰，并能生成任意震源深度的初至表。对于近地表地震，结果为：

震源附近规律简单：模型中 S − P 每增加 1 秒，距离约增加 7.5 km，即最初 1° 范围内每 km 为 0.132 s。许多教科书取整为 8 km。更远处波进入更深、更快的岩石，关系便弯曲，因此地震学家使用表格，而非单一换算数。

一个距离只能说明地震在台站周围某个圆上。第二个台站给出第二个圆，与第一个交于两点。第三个圆选定其中一点。实验中的三个台站为全球地震台网真实地震仪，选在距地震 15° 至 90° 且方向分散的位置。打开 S-P 距离圈，它们仅根据 S−P 时差绘在地球上。第一项任务隐藏真实地震的震中，请你在圆的交点放置标记。

深度会略微改变结果。600 km 深处地震的 P 波在 549 s 抵达 60° 外台站，而非 607 s，因为它离快速下地幔更近，向下时不必经过缓慢地壳。深源地震的面波也较弱，因为面波局限于地球浅层，震源却远在其下。可比较 2013 年鄂霍次克海地震（598 km）与日本东北地震（29 km）的地震图。

实验中的面波采用单一速度 3.8 km/s。这是模型值：真实面波会频散，长周期比短周期传播更快。按 3.8 km/s，走过 90° 需 2,634 s，约 44 分钟。

9 级地震有多大

震级是对数刻度。同样距离上，每升一级，地震仪记录的地面振幅约增至十倍，释放能量约增至 32 倍。此处采用的能量关系由 Hiroo Kanamori 在 1977 年根据 Beno Gutenberg 与 Charles Richter 的工作给出：

log₁₀ E = 1.5 M + 4.8，其中 E 的单位为焦耳。

所以 7 级释放能量为 5 级的 10^(1.5 × 2) = 1,000 倍，9 级为 6 级的 10^(1.5 × 3)，约 32,000 倍。2011 年日本东北地震 M 9.1 计算为 2.8 × 10¹⁸ J。除以一吨 TNT 的能量 4.184 × 10⁹ J，约相当于 674 百万吨。2016 年庆州地震在韩国气象厅刻度上为 ML 5.8，其能量约少 10^(1.5 × 3.3) 倍，即约 90,000 倍。

震级不能直接说明某座城镇摇晃多强。这取决于距离、深度、城镇下方岩土和断层破裂方式。1994 年玻利维亚地震为 8.2 级，却深达 631 km，面波较小。

板块及其移动速度

地球最外约 100 km 的岩石圈足够冷，能像一组刚性板块那样运动。「板块」场景采用 Peter Bird 2003 年 PB2002 模型的 52 个板块，依据其公开文件绘制。边界按运动类型着色：洋脊和裂谷处相离为红色，海沟和碰撞区处汇聚为蓝色，转换断层处相互错动为绿色。

箭头来自 Donald Argus、Richard Gordon 与 Charles DeMets 在 2011 年发表的 NNR-MORVEL56。它给每个板块一个角速度，由球面上的旋转极与绕极转速组成。某点速度为角速度与位置的叉积，v = ω × r。参考系「无净旋转」意味着所有板块整体不旋转。按模型数值可得：

• 太平洋板块绕南纬 63.58°、东经 114.70° 的极点每 100 万年转动 0.651°。距极点 90° 的位置每年移动 0.651 × 111.19 = 72 mm，是大板块中最快的。
• Kīlauea 处太平洋板块每年向西北（298°）移动 69 mm。
• 北纬 40° 的大西洋中脊两侧，北美与欧亚板块每年分开 22.9 mm。
• 南纬 20° 的东太平洋海隆两侧，太平洋与纳斯卡板块每年分开 143 mm。
• 印度板块在此参考系中每年约移动 56 mm。

按整个地表平均，岩石圈每年移动 43.9 mm，即 NNR-MORVEL56 论文的均方根值。点击地球任意点可读取板块、速度与方位。最高速度出现在汤加附近小板块上，它们绕附近极点快速转动。

场景的板块时钟将今日旋转向前或向后推算最多 5000 万年，并让八座城市随板块移动。在 +5000 万年，纽约与里斯本比今日 5,423 km 又远约 1,100 km，接近每年 22.9 mm 持续 5000 万年的结果。这里特意标为概念图。真实板块会变速、转向，也会产生新边界；真正重建需要各时期的磁条带和热点轨迹，不能固定今日旋转。

板块在哪里下沉

在海沟，一块板块向下弯曲，滑入另一块之下。「俯冲」场景剖开两处：日本海沟，太平洋板块沉入日本东北下方，即 NNR-MORVEL56 中的鄂霍次克板块之下；以及南纬 36° 的秘鲁智利海沟，纳斯卡板块沉入南美板块之下。汇聚速度来自同一模型：横穿日本海沟约每年 86 mm，康塞普西翁附近纳斯卡与南美相对运动约每年 74 mm。

下沉板块称为板片，它可在数百万年内保持比周围地幔更冷，因此能在远深于别处的位置破裂并产生地震。USGS 目录中最深的大地震位于板片内部：2013 年鄂霍次克海下 598 km 的 M 8.3，以及 1994 年玻利维亚下 631 km 的 M 8.2。图中用板片内圆点表示深至约 680 km 的地震。

火山为何排成与海沟平行的线？板片深入时，矿物束缚的水被释放，水降低了上方热地幔的熔点。Emily Syracuse 与 Geoffrey Abers 在 2006 年测量了 839 座弧火山下方的板片深度。火山前缘下，板片顶面平均深 105 km，中位数 100 km；一半数值在 85 至 119 km。沿弧 500 km 区段的平均值，从阿留申中部的 72 km 到瓦努阿图北部的 173 km。场景把火山设在板片顶面达 105 km 处。改变深部倾角，火山弧便移动：30° 时距海沟 236 km，接近全球一半火山弧所在的 180 至 275 km 区间中部。

夏威夷与热点

1963 年，J. Tuzo Wilson 提出，夏威夷群岛在移动的太平洋板块深下方一个固定岩浆源上依次形成。年代支持这一解释。Kaua'i 最老岩石约有 500 万至 550 万年，West Maui 的主体生长约在 130 万年前结束，而 Kīlauea 仍在喷发。距 Kīlauea 2,444 km 的 Midway，位于约 2800 万年前的火山上。

「热点」场景依据这些年代倒推板块。它固定地幔柱，滑动板块，使选定年龄的火山位于地幔柱上方，并在沿链已定年火山之间插值。距离和年龄给出平均速率：

每 100 万年 1 千米等于每年 1 毫米，因此这些值为每年 87 至 163 mm，高于 NNR-MORVEL56 给出的今日 Kīlauea 处每年 69 mm。主要有两个原因：年龄对应各火山主体生长结束，而那不是明确的一瞬间；热点自身也可能漂移，因此热点参考系与无净旋转参考系不同。

更往西北，岛链在 Daikakuji 海山急转，向北形成天皇海山链。John O'Connor 及同事于 2013 年将该海山定年为 4750 万年。太平洋板块当时改变了运动方向。北端附近的 Detroit 海山有 7600 万至 8200 万年。

下一座火山已在生长。Kama'ehuakanaloa 在 2021 年以前名为 Lō'ihi，位于大岛东南方海面下 975 m。USGS 估计，若每 1,000 年增长 5 m，最多需 20 万年才能露出海面。第三项任务请你将箭头指向它所在一侧。

海底条带

热岩石中的铁矿物会沿周围磁场排列，岩石冷却后方向便被锁定。1906 年，Bernard Brunhes 发现法国熔岩的磁化方向与今日磁场相反；1929 年，Motonori Matuyama 发现日本和韩国的年轻熔岩指向一个方向，老熔岩指向另一方向。磁场曾经倒转。

洋中脊不断形成新地壳，并向两侧移开。海底于是像录音带，地壳先向一个方向磁化，再转向另一个方向，洋脊两侧镜像排列。1950 年代，拖曳磁力仪的船只发现这些条带；1963 年，Fred Vine 与 Drummond Matthews 用海底扩张和磁场倒转解释了它们。

「洋脊」场景依据 Steven Cande 与 Dennis Kent（1995）的极性年代表绘出条带。当前正向 Brunhes 期始于 78 万年前；短暂 Jaramillo 正向时段在 99 万至 107 万年前；Olduvai 为 177 万至 195 万年前。过去 500 万年里磁场倒转了 20 次。条带宽度等于持续时间乘半扩张速率。每年 50 mm 时，即每侧每 100 万年 25 km，Brunhes 条带距轴线 19.5 km；东太平洋海隆每年约 143 mm，条带约达 56 km。第六项任务请你找出将边缘放在 60 km 处的速率。

海底还会随年龄增加而加深，因为板块冷却收缩。1977 年，Barry Parsons 与 John Sclater 为北太平洋及北大西洋拟合出深度 = 2,500 + 350 √t 米，其中 t 以百万年计。场景采用此曲线，并把深度放大 15 倍以便观察。

地幔翻转

地幔虽是固体，却会在数百万年尺度上流动。冷板片从海沟沉入，有些能通过地震成像一路追踪到地核。热物质以地幔柱形式上升；地核上方非洲与太平洋下，各有一片剪切波较慢的巨大区域。Edward Garnero 与 Allen McNamara 在 2008 年综述了对这些区域的认识。

「对流」仅为概念图。圆点沿三个平滑流动环路运动，让你看到岩石在一处上升、另一处下沉。真实流动是三维的，受温度、成分和板块本身影响。时间尺度才是有用的数字：按典型板块速度每年 5 cm，穿过 2,867 km 地幔约需 5700 万年。

来自地核的磁场

外核流动的液态铁携带电流，电流产生地磁场。从外部看，它很像条形磁铁的场。国际地磁参考场 IGRF 用一组系数描述它，国际地磁与高空物理协会每五年更新一次。「磁场」场景绘出 IGRF-14 的偶极部分，即前三个系数 g₁⁰、g₁¹ 与 h₁¹。2025 年它们分别为 −29,350.0、−1,410.3 与 4,545.5 nT。由此得到：

• 偶极轴与自转轴夹角为 9.2°，地磁北极位于北纬 80.8°、西经 72.8°；
• 赤道偶极场为 √(g₁⁰² + g₁¹² + h₁¹²) = 29.7 µT，两极为其两倍；
• 1900 年同一数值为 32.2 µT，因此今日偶极场弱了 7.6 %。

点击地球某点，场景便计算该处偶极场 B = B₀ √(1 + 3 cos² θ)，其中 θ 为距偶极轴夹角；指南针磁针倾角为 tan I = 2 cot θ。真实磁场在一些地方不同于偶极场，因为场景省略了高阶项。

红线为北磁极路径，即磁针垂直向下之点的路径，来自 NOAA 国家环境信息中心。1590 至 1900 年采用依据航海日志建立的 gufm1 模型，此后采用 IGRF。在这 435 年中，磁极游移约 4,500 km，最后距起点 2,000 km。1700 年，它在加拿大北极地区每年约移动 6 km；2000 至 2011 年，每年向西伯利亚移动 55 至 58 km；2024 年移动 37 km。

本场景的时间滑块与「洋脊」共用。退回超过 78 万年前，磁力线便翻转：黄色锥体显示磁场方向，在反向 Matuyama 期指向相反方向。

我们钻到了多深

「深孔」用三种比例尺，把人类到达的最深位置放在同一面板：

• 俄罗斯西北部科拉超深钻孔在 1989 年达 12,262 m，仍是最深钻孔。底部岩石为 212 °C，会流入钻孔。
• 德国 KTB 钻孔在 1994 年达 9,101 m，温度为 265 至 270 °C。
• 2024 年，Chikyu 钻探船在日本海沟从海面下放 7,906 m 钻管，是最深科学大洋钻探。
• 马里亚纳海沟挑战者深渊是最深海底，海平面下 10,935 m（± 6 m），由 2020 年潜水器下潜测得的压力确定。
• 海洋平均深 3,682 m。
• Mauna Kea 峰顶海拔 4,205 m。

将黄色钻头设为 12 km，面板显示地球半径的 0.19 %。把比例尺切至地心，所有钻孔都容于顶端细线内。PREM 中该深度压力约为 0.27 GPa，地心则为 364 GPa。

模型省略了什么

PREM 是一维模型：在给定半径球面上处处相同。真实地球有大陆、海洋、下沉海底的冷板片和热地幔柱，波速因地点可相差百分之几。PREM 还包含上地幔轻微的方向依赖；这里采用平均、无方向性的版本。剖面射线忽略边界反射波及沿边界传播的波；地震设在海水层正下方，避免顶部慢速海水扭曲图像。

其他场景各有简化，面板在重要处有说明：

• 「地震实验」走时表来自穿过 PREM 的射线。莫霍面下方，PREM 速度随深度略降，因此浅震射线会留下几度的空缺，而真实记录中会出现沿莫霍面传播的首波。实验用时间上的直线插值跨过不超过 10° 的空缺；更宽的地核影区仍保持空白。面波采用单一模型速度。
• 板块时钟固定今日旋转。它显示板块移动多快，而非大陆过去真正的位置。
• 俯冲剖面用平滑曲线连接浅部和深部倾角，板片厚度设为 90 km。海沟深度、上覆板块形状及智利视图中的深震空缺是为解释而绘，并非测量值。
• 夏威夷倒推固定热点，只沿已定年火山移动板块。
• 磁条带是整齐色块；真实磁异常会因地壳冷却方式和新地壳形成带宽度而模糊。
• 对流场景是概念图，没有时间尺度。
• 磁力线仅包含 IGRF 的偶极部分。

简史

1798 年，Henry Cavendish 用扭秤测量铅球之间的引力，发现地球密度为水的 5.48 倍，远高于地表岩石。1906 年，爱尔兰地质学家 Richard Dixon Oldham 发现抵达地球另一侧的 P 波延迟，提出地球有中央地核。同年 Bernard Brunhes 报告了磁化方向相反的熔岩。1909 年，Andrija Mohorovičić 发现地壳底界。1912 年，Alfred Wegener 提出大陆曾漂移分离。随后 Beno Gutenberg 将地核顶界放在约 2,900 km，接近现代值 2,891 km。1926 年，Harold Jeffreys 用潮汐与 S 波证明地核为液态；1929 年，Motonori Matuyama 确定一次磁场倒转的年代。Lehmann 于 1936 年提出内核。

这些线索在 1960 年代汇合。Harry Hess 在 1962 年提出海底扩张；Vine 与 Matthews 在 1963 年解释磁条带；Wilson 同年用热点解释夏威夷。1981 年，Dziewonski 与 Anderson 将数十年地震资料，以及 1960 年代大地震后记录的自由振荡结合成 PREM。Bird 的板块边界模型于 2003 年发表，NNR-MORVEL56 于 2011 年发表。