王为民四川省南充市龙门中学 邮编837103 ）

地球是我们美丽的家园，我们生活在它上面，我们每一个人都应该了解它。

一、地球的形状

把地球作为球体的形状来说，地球的半径是 6378千米 。按照两轴正椭球体说，地球的赤道半径是 6378.16 千米，极半径是 6356.77千米。但是，地球是一个三轴椭球体，有三条轴，形状象一个犁子。见图 1。

图1 地球的形状

在地球北半球大致从赤道到北纬 45º之间的地面，一般都低于参考椭球体的表面；从北纬 45º左右到北极则高出参考椭球体的表面，北极最高，大约高出参考椭球体的表面 10— 15米之间。

在地球的南半球正好相反，从地球赤道开始到南纬60 —70 º的地区，一般都高于 参考椭球体表面，再往南的地表，突然凹进去了一大块，南极凹得最深，大致为 25米左右。

二、地球的结构

当前，人们用给地球钻孔的方法，能够钻到的最大深度是 10千米 。用这种方法，根本不能全面了解地球的内部结构。地球的结构是地球物理学家通过对地震观测确定的。见图 2。

图2 地球的剖面图

地球的结构由外到内可以分为地壳、地幔、地核三部分。地壳占地球体积的 0.5% 、地幔占83.7 %、地核占16.2% 。这三大部分可以进一步分为A、B 、C、D、 E、F 、G七层。见图3。

图3 地球内部的分层

地壳是一层硅酸盐岩石皮，因为太薄，所以，在图中无法按照比例画出。在地壳下面是 2865千米 厚的固体岩石层。由超镁铁硅酸盐橄榄石组成。地幔下面是 3471千米 的地核。由铁和镍组成，是金属性的。由地震波资料知道，外核是液态的，内核是固态的。根据地球的质量和地球的体积可以计算出地球的密度是 5.5克 /立方厘米。而超镁铁岩构成的岩石地幔的密度只有 3.3 克/ 立方厘米。可见为了使地球的密度超过岩石的密度而达到 5.5克 /立方厘米，地球必须有一个密度超过 5.5克 /立方厘米的地核的存在。这个推测与密度很大的铁镍陨石的发现相一致，所以可以得出结论说，铁镍陨石是早期行星核的碎片。

1、 地热

地球内部的温度来自铀和钍等元素的放射性衰变而产生。这些放射性元素位于地壳和地幔里的花岗岩和玄武岩所组成的岩石中，因为地核为铁镍核，没有放射性。一年中到达地表的热量仅能熔化一层 6毫米 厚的冰，对大气增温，大气环流和海洋循环没有多少影响。

2 、地壳的结构

地壳上面是密度较低的长英岩（主要成分是花岗岩），下面是密度较大的镁铁岩（主要成分是玄武岩），最重的超镁铁岩（类似于橄榄岩）在最下层。

镁铁岩到超镁铁岩的突变界面，叫做莫霍面。这是南斯拉夫科学家莫霍洛维奇契在研究地震波中发现的。

大陆型地壳占 1/3，大陆型地壳平均厚度为 30— 60千米 ，上层主要是长英岩（花岗岩）。海洋型地壳占2/3 。没有花岗岩，其火成岩完全是玄武岩。见图4 。

图4

3 、地幔中的软流层

在地壳下面，即 60— 200千米 范围内，由于温度升高，接近地幔岩石的熔点，就象白热化的铁，可塑性增大，变得非常柔软一样，所以这一层叫可塑层或叫软流层。它的缓慢移动可以造成地壳变动和形成造山运动。

软流层可以象一摞扑克牌一样，各张牌之间依次向一侧滑动，这种平行层之间的滑动叫做剪切。冰川深处的冰也会发生这种剪切运动。

在软流层上面的地壳岩石圈有脆性，各岩石板块之间在软流层上能够独立运动，如果两岩石板块相互离开，地壳就产生断裂，如果相向滑动，地壳就出现绕曲。高山山系的上升或地沟的下降，在地壳中集中在又长又窄的弯曲地带，这叫做主弧。它们形成山脉和地沟，如欧洲的阿尔卑斯山脉，亚洲的喜妈拉雅山脉等，以及南美西海岸的秘鲁—智利地沟等。

4 、地震和断层

地震是大地的摇晃和颤动，由地壳断层的突然滑动所产生。活动的主弧是地球上大多数地震的发源地。

地壳断层的每次滑动可以移动几厘米到几米，每次滑动可以产生一次地震。几千年下来，一个大的断层可以滑动几十千米。这是大陆漂移形成的原因之一。

断层面与水平面可以形成任意角度。断层两边岩石可以一升一降，也可水平方向相互错开。观察地球上不同地区的地壳断层，可以了解历史上曾经发生过的地震情况。

5 、地震的形成原因

地壳表面和上地幔岩石不仅硬而且脆，像钢筋一样富有弹性。当一块岩石板块被挤压到另一块岩石的下面，就会产生弯曲，不断积累弹性势能，在到达一定数量的时候，因为形变而断裂，把弹性势能突然释放出来。所以，地震就是弹性势能突然释放而引起的扰动。

地震发生在地壳和外地幔直至 650千米 的地方。震动和能量的释放中心叫做震源，震源对应的地表叫做震中。能量是以地震波的形式由震源向四周传播出去的。

6 、地震波

地震波有三种基本形式，即初波、次波和表面波。

（ 1）、初波(Primary wave) 又叫P波。它类似声波，是以疏密相间的形式传播的波，所以是纵波。因为它和英语中的“推” (push) 第一个字母相同，所以把P波想象为“推”波有利于记忆。

（ 2）、次波(Secondary wave) 又叫S波。质点运动方向与波的传播方向垂直，所以 次波是横波。次波与英语中的“摇”(shake)第一个英文字母相同，所以，可以把次波想象为“摇”波。在地球内部， P波的传播速度比 S波快 1.7倍左右。

（ 3）、表面波(Surface wave) 表面波与把一块石头甩到平静的池塘里所产生的水波一样。在每个波峰通过时，整个圆圈上的质点都在垂直方向上运动。

P波和 S波的传播速度 Vp和Vs与介质的弹性模量及密度的关系是

其中 K是弹性模量，G是剪变模量，ρ为密度。

7 、地震仪

地震仪是记录地震波的仪器。它必须和地面一起运动，一般是利用重物的惯性克服仪器附着在地面部分产生的影响。见图 5。

图5

地震仪的铁球被悬挂在金属丝或柔软的弹簧上面，地面地震波的前后、上下运动不会通过金属丝或柔软的弹簧传给铁球，铁球几乎不动。铁球上的笔在滚筒的纸带上画出的波线就是地震波。从地震波曲线可以知道地震的强弱和频率的大小。

8 、地震波曲线

图 6是一次远距离地震产生的地震波曲线。

图 6

这次地震波通过地球的剖面图见图 7。一般说来，在一次地震中，最先到达的是 P波，当 P波略微变弱时，S波的爆发到来，S波比 P波振幅大很多。最后到达的是振幅很高的表面波。

图7

8 、通过地震波了解地球的结构

如果地球是固态的，那么，在地球的任何地方都可以接收到 P波和 S波。但是，在地球的对面有大片区域不能接收到S波 。由于 S波是横波，不能通过液体传播，所以，可以推断，地核的外面包着一层液态物质，即液态外核。但是，地幔由于可以让 P波和S波通过，所以，地幔是固态的。在阴影区不能接收到 P波和S波，其原因是液态外核不让S波通过，同时，P波在地核表面发生了折射现象，路径发生偏折，传播到震源正对面的区域的原因。所以，在阴影区既不能接收到 P波也不能接收到S波。而固态内核的存在是根据前面讲到的由地球的密度与岩石密度的比较中推断出来的。见图 8。

有趣的是在地面下几十千米的地方，地震波速突然大增大，这个界面，叫做“莫霍面”或“ M界面”。在地球莫霍面以上的部分叫做地壳，而在莫霍面以下的部分叫做地幔。

图8

9 、地震的能量

一般用地震波曲线来计算地震释放的波动能量。 1935年，地震学家 C.F.里奇特 (Richter)提出一个对数标度，按照震动能量的10次方幂进行计算。里氏震级标度由0至8.6 的数字组成。比如，地震仪刚刚能够探测到是0 级地震；我们能够感觉到震动是2.5—3 级地震，每年有10 万次；有地震损失为4.5级地震；为爆炸一颗原子弹的能量为 5级地震；造成破坏性损害为 6级地震，每年约有 100次；全球都能记录到为 7级地震，每年约有 14次；7.8级地震如唐山大地震； 8.4级地震接近最大的地震，如 1964年阿拉斯加大地震； 8.6级地震，是最大地震，相当于 300万颗日本广岛原子弹爆炸释放的能量。

每年地球地震释放的总能量相当于 50个8.4级地震释放出来的能量的总和。它们主要来自几次 7级以上地震释放出来的能量。

10 、地震的全球分布

80% 的地震主要发生在环太平洋带的主要山脉、岛弧和它们相关的海沟。15% 的地震发生在欧亚—美拉尼西亚带的主弧带，但是这里比较分散。另外，大西洋中部、印度洋、南太平洋地震也比较频繁。

11 、我的地震思想

我认为，月球与太阳等天体对地球产生的引潮力、地球自转产生的科里奥利力以及地球内部放射性元素产生的热力可以转化为地壳和上地幔不同板块之间相互作用的弹力，使地壳和上地幔不同板块之间产生弹性形变，当这个形变达到一定程度时，发生断裂，把弹性势能突然释放出来，即产生地震。所以，地震就是弹性势能突然释放而引起的扰动。

地球地幔的软流层、液态外核（熔岩）、海洋和大气可塑性大，可以在引潮力、科里奥利力以及地球内部放射性元素产生的热力的作用下产生巨大物质运动的动能和重力势能，它们共同作用于可塑性小而弹性大的地壳和上地幔各版块之间，转化为弹性势能。相反，地壳和上地幔的弹性势能又可以反过来牵制地球地幔的软流层、液态外核（熔岩）、海洋和大气的潮汐力、科里奥利力以及地球内部的热力产生的动能和重力势能。所以，地震释放的能量是引潮力、科里奥利力以及地球热力积蓄的能量的释放，所以，地震、火山、海啸等自然灾害在地球上会经常性地自然发生。