地球內部的構造和物理性質，地球內部具有分層結構，其物理性質在徑向和橫向上都有變化。
基本介紹
- 中文名：地球內部的構造和物理性質
- 所屬學科：地質學
由於地球內部是不能直接觀測的，而且電磁波在地球表層的衰減很快，鑽孔的深度又太淺，所以從前有關地球內部的知識多是間接得來的。例如，根據天文學得知的地球質量和大地測量所得的地球形狀，可以計算出地球的平均密度為5.5克／厘米3。但是，地表物質的密度小於2.7克／厘米3；因此可以推知地球內部物質的密度要比5.5克／厘米3為大。根據隕石有石隕石和鐵隕石之分，又由於地球有較強的內源磁場，因此可以推想地球內部有一個鐵核。對於地球內部能夠有定量的認識應當歸功於地震學。1909年莫霍洛維奇(A.Mohorovičić)根據近震初至波的走時，算出地下深度56公里處存在一個間斷面，間斷面以上物質的平均速度為5.6公里／秒，以下物質的速度為7.8公里／秒。後來發現，無論海洋或是大陸，絕大多數地區都存在這個間斷面，通常稱它為莫霍界面，或是簡稱為M界面。M界面以上的物質稱為地殼，界面以下的物質稱為地幔。大陸地殼的厚度為15～80公里，海洋地殼的厚度只有11公里（包括海水）。不同構造帶的地殼構造，差異很大。1914年B.古登堡根據地震波的走時，測定地幔和地核之間的間斷面，其深度為2900公里。這個數值相當準確，近來獲得的最新數值比它只大15公里。地震縱波速度自地幔底部到地核頂部，突然降低。1936年萊曼(I.Lehmann)根據通過地核的地震縱波走時，首先提出地核內部還有一個間斷面，稱為核心間斷面。迄今，在地震記錄圖中沒有發現通過地核的地震橫波（橫波不能通過液體），並且根據地球潮汐和振盪所算得的地球剛性，可以推論外核是液態，而核心仍屬固態。在地球內部地震波速度隨深度而連續增大，但在莫霍界面和核幔界面上，速度存在明顯的不連續和跳躍，說明地殼、地幔和地核的化學組成或物理性質亦各不相同。地質構造的演化、板塊的形成和運動、以及地震、火山等自然現象，說明地球內部存在巨大的力源。上地幔或是整個地幔的物質對流可以解釋洋底分裂、大陸漂移和板塊俯衝等大規模的地表運動現象（見地幔對流）。因此地球內部仍然處於熱學和力學不平衡的狀態，地球內部的運動仍然持續不停。地球的地震波速度和分層構造 地震波速度分布是研究地球內部最可靠的一組數據，地球內部物質的物理性質和化學組成都同地震波速度有關。一個大地震激發的地震波可以穿透整個地球。地震波有體波和面波，根據地面接收到的體波走時，可以求得地震射線的傳播路徑和穿透深度，以及該深度介質的速度。這和光學射線有些相似。利用面波的頻散（速度隨頻率的變化）也可以求得地球內部的分層構造和速度分布。研究某一區域的體波和面波，可以求得該處的深部構造，以及它沿橫向的變化，這對於地球動力學問題是特別重要的。但是在研究地球總體的性質時，常常假定地球是球對稱的；根據地震體波的走時、振幅，地震面波的頻散，地球自由振盪的本徵周期，以及一些其他的數據，可以反演得到地球內部速度和密度的分層模型，稱為參考地球模型（簡稱REM）。它代表某種平均的地球模型。圖1表示一個初步參考地球模型。隨著資料的更新，可以不斷修訂參考地球模型。表1為地球內部的詳細分層。表1 地球內部分層地殼 地殼是地球表面很淺的一層構造，也稱A層。它和地表地質構造的演化、礦物資源的分布規律以及地震、火山發生的過程均有密切關係，因此50年代以來，人們花了很大力量來研究它。大陸地殼的構造和礦物組成同海洋地殼的有很大差別。根據板塊構造的理論，海洋地殼很年輕，其年齡不超過200百萬年，它是由於地幔的熱物質在海嶺處向表面流出，不斷形成新的地殼。它把兩側的物質向外推移。大陸地殼是很古老的，已發現的最老大陸岩石，其年齡為3.8×109年。有關大陸地殼演化的歷史，現在尚不很清楚。正常大陸地殼的厚度約為35～45公里，而洋盆地殼的厚度只有11公里(包括海水)。它們的速度分布和物質組成都不相同。①大陸地殼 根據過去對近震地震圖的分析大陸地殼記憶體在速度約為5.8公里／秒的P波(直達縱波)和速度約為6.7公里／秒的P*波（康拉德界面反射波），因此人們長期以來認為，大陸地殼分為兩層（圖2a），上層由花崗岩組成，下層由玄武岩組成，它們之間的界面稱為康拉德界面。利用人工爆破研究地殼和上地幔構造更為準確，這是因為爆炸的地點和時刻都是已知的，而且可以預先布置詳細的觀測系統。這種方法稱為深地震測深方法。圖2b為近來所得大陸地殼中地震波速度分布的示意圖。自圖中可以看出，現在的大陸地殼構造模型與以前的兩層地殼模型有很大差別。雖然地殼中部通常仍有速度為6.3～6.9公里／秒的界面，但是該層有時薄，有時厚；下部地殼並不是一個均勻層。大陸地殼中常常存在顯著的速度梯度層，特別是地殼下部的速度梯度有時很大。它不能只用溫度和壓力的影響來解釋，很可能是地幔的物質逐漸向地殼中滲透，隨著滲透程度的不同，可以產生不同的速度梯度。或者地殼是由變質岩所組成，變質程度的不同可以產生不同的速度梯度。地殼中還存在速度逆轉和高速薄層的現象。根據地震波反射和折射方法探測的結果，莫霍界面有時也具有薄層的性質。深部物質中如果含有水分，它可以降低速度，物質中礦物成分的改變也可以解釋速度的突然增大或減小。根據大地電磁測深的結果，有些地盾的地殼下部存在一個高導層，它和地震波的低速層不完全吻合，這是值得重視的現象。根據新的地殼速度分布資料，大陸地殼下部普遍存在均勻的玄武岩層是不可能的。也許地殼下部的物質組成和地殼上部並沒有根本的差別，只是地殼下部除了花崗岩的成分外，還夾雜含有鎂鐵成分的岩層。一般說來，年輕構造帶的地殼厚度較大，喜馬拉雅山區的地殼厚度可達70～80公里，而古生代構造帶的地殼厚度通常小於30公里。但是大陸上不同地區的地殼構造變化很大，即使在穩定的地盾區，地殼構造沿橫向的變化也是很大的，地殼內同一界面很難連續追蹤100公里以上。圖3表示某些地殼的複雜構造，圖3a表示深部界面的變形和斷裂，莫霍界面處有巨大的斷裂現象。圖3b表示深部的沖頂作用，圖3c表示上部和下部地殼內可能存在岩漿囊。圖3d表示不同性質的地殼塊體互相嵌合在一起。利用地震反射法探測深部斷層和它的產狀特別有意義。圖4a表示在裂谷帶的張性構造中，深部斷裂的方向近於鉛直方向；而在大陸邊緣地區小塊體與大陸碰撞所產生的壓性構造中，深部斷層近於水平方向（圖4b）。大陸地殼構造是這樣的複雜，但是產生複雜構造的動力大部分與地幔物質的運動或對流有關。②海洋地殼 海洋的地殼構造主要是從人工地震折射法得來的。過去通常認為，海洋地殼可以分為3層（見圖5a和表2）。Ⅰ層為沉積層，厚度只有數百米。沉積層構造同海洋地殼的活動有密切關係。Ⅱ層的厚度和速度隨地區的不同而有很大變化，平均厚度只有1.5公里。Ⅲ層為海洋地殼的主要層，平均速度為6.9公里／秒。由於探測的精度提高，Ⅱ層又可分為ⅡA、ⅡB等層，Ⅲ層也可分為ⅢA、ⅢB等。表2 海洋地殼分層但是根據近幾年資料的研究結果，同時考慮初至震相和續至震相的走時和振幅變化，發現海洋地殼是由速度梯度層所組成。圖5b、5c為在科科斯北部所測得的兩個海洋地殼速度分布圖。相應於Ⅱ層的速度梯度特別大，約為1～2秒-1。相應於Ⅲ層的速度梯度很小，接近於勻速層。有些海洋地殼的底部存在低速層(圖5b)，有些則存在7.2～7.7公里／秒的速度梯度層（圖5c）。根據洋底鑽孔取樣的結果，Ⅱ層主要是由拉斑玄武岩所組成。由於岩層的孔隙度和裂縫變化很大，所以速度也有很大變化。Ⅲ層的物質可能亦由玄武岩組成，但並不排除蛇紋岩存在的可能性。地幔 自地殼到地幔頂部，地震波速跳躍增大，說明地幔頂部的物質和地殼不同。整個地幔的物質成分可能變化不大，它主要是橄欖石、輝石和硬玉的成分所組成。下地幔鐵的成分可能略為增多。自表1可知，地幔可分為上地幔、過渡層和下地幔。過去有人將900公里深度作為上下地幔的分界，也有將650公里作為上下地幔的分界。從圖1可以看到，上地幔的速度變化很不規則，而且速度梯度很大；下地幔的速度單調地增大，而且速度梯度小。上地幔的速度梯度可以用礦物相變來解釋。①上地幔 無論是大陸，還是海洋，正常地幔頂部的地震縱波速度約為8.1～8.3公里／秒，活動構造帶的地幔頂部，其速度較小，只有7.4～7.8公里／秒。上地幔的一個特點是存在一個低速層（B″層）。自M面至低速層頂面之間稱為蓋層（B′層）。有關蓋層的速度結構主要來自Pn和Sn波（莫霍面的繞射波）。根據天然地震資料，它們的速度隨震中距（△）的變化很小，因此長期以來認為，蓋層的速度比較均勻。但是根據歐洲某些深地震測深的資料，在△>300公里後，Pn的走時是由幾段視速度相繼增大的截線所組成的，因此蓋層的構造應當用幾個速度梯度層和逆轉層來解釋，梯度層的速度高達8.5～8.7公里／秒。但是根據作者分析其他大陸地區的Pn震相，認為蓋層中存在幾個高速薄夾層。蓋層的速度比較均勻，但是薄層的變化可能很大。根據人工爆破的資料，蓋層與地殼相似，其中也存在許多特殊構造，橫向變化很大。大陸低速層的深度從150公里開始，海洋的低速層較淺，約自深度60公里開始。大陸和海洋的低速層底面深度均為220公里。低速層的地震橫波速度比地幔頂部大約減小10％。低速層的產生可以歸因於該處物質發生部分熔融，也許還有化學成分改變的影響。低速層下面是速度比較均勻的物質稱為均勻層。有人根據重力均衡的現象（見地殼均衡）以及其他力學的考慮，認為上地幔必須存在物質可以沿水平方向流動的地層，並稱它為軟流層。軟流層以上到地面，包括地殼的物質稱為岩石層，岩石層的物質不能沿水平方向流動。力學上的軟流層與地震波的低速層其含義和位置不一定符合，但是很多人都把它們等同起來。根據板塊構造理論，全球的岩石層可以分成幾個大的板塊，它們“浮”在軟流層之上，並且彼此之間有相對的運動。軟流層頂面的位置隨板塊的不同荷載而異，而底面的深度應當相同。但是，根據天然地震體波的分析，不同構造帶的橫向差異至少延伸至400公里深度以上，這樣，軟流層也許延伸很深。②過渡層 自深度350公里至700公里左右稱為過渡層，也稱C層。在深度約350公里和650公里處，存在兩個速度梯度的間斷面。前者可以用橄欖石轉變為尖晶石或是輝石和石榴石轉變為石榴石的固熔體來解釋。後者也可以用礦物的相變來解釋，也許還有物質成分的改變。值得注意的是深源地震的深度也在700公里左右，有人認為，深源地震的發生與物質的相變有關。③下地幔 自深度700公里直至核幔界面稱為下地幔。與上地幔以及過渡層相比較，下地幔的速度梯度較小，速度的變化也較為均勻。但是在深度830、1000、1230、1540以及1910公里處可能仍有一些物質相變的現象發生。下地幔的物質成分可能含有較多的FeO，其含量可能隨深度而增加。地幔底部有一個約150公里厚的D″層，其縱波速度為13.65公里／秒，橫波速度為7.22公里／秒。D″層的特徵是它的速度梯度近於零，表明這裡的溫度梯度特別大，或是物質成分產生變化，它才能補償因壓力所產生的速度正梯度。地核 地幔與地核的間斷面稱為核幔界面。地核的半徑為3480公里，這比以往古登堡和SirH.傑弗里斯所測定的數值約大10公里。在核幔界面處，縱波速度自13.68公里/秒突然降低為零。速度的跳躍變化說明地核的物質組成與地幔不同。根據衝擊波實驗的結果推測，外核（又稱E層）物質主要是由Fe、Ni所組成，但是還應有一些輕物質，最可能的輕物質是Si或FeO，FeS。核心的物質主要是Fe。核幔界面不僅是化學界面，而且也可能是溫度的間斷面，自地核頂部到地幔底部，溫度突然增大，因此有熱流自地核向地幔流出。核幔界面的幾何形狀可能是不很規則的，因此可以使地震波產生散射現象。此外自地幔底部可能有一些柱狀的熱物質向上部流出，它稱為熱涌流。由此可知，地核、地幔與地殼之間的耦合是相當緊密的。分析通過地核的地震波，可以確定核心間斷面的位置。核心（也稱G層）的半徑為1221公里。核心界面上地震波的速度有明顯跳躍。核心的縱波速度自10.98公里／秒逐漸增至11.2公里／秒；橫波速度約為3.5公里／秒。根據固體潮所測量的地球剛性，說明地核不可能都是液態，因此核心可能是固態。地球內部的密度 密度分布需要滿足的條件 假定地球是球對稱的，距地心r的物質密度為ρ，地球的質量M和轉動慣量I分別為：(1)，(2)M和I可自觀測求得（見表3）。地球的密度分布必須符合觀測值。為了達到力學的穩定，地球密度須隨深度而增大，至少不應有太大的減少。地殼物質的平均密度遠較地球的平均密度為小，所以深部物質的密度較大。表3 地球的基本參數均勻球體的y=I/MR2值為0.4，而地球的y值為0.3308，這也表明地球物質的密度隨深度而增大。不同振型的地球自由振盪周期均與密度分布有關，因此密度分布也必須符合地球自由振盪的觀測值。自地震波速度求密度的公式 如果地球內部是絕熱的，而且化學組成是均勻的，自地震波速度可求得密度梯度。按定義 (3)к為絕熱時的不可壓縮係數。為密度隨壓力的變化率，角標s表示球面的熵是常數。除地殼外，地球內部物質可用流體靜壓力公式表示，寫作， (4)或，(5)(5)式稱為威廉遜-亞當公式。如是，已知地球內部的速度以及邊界上的密度，不同深度的密度可從數值積分求得。伯奇(F.Birch)推導出在非絕熱，而且化學組成不均勻的情況下，密度梯度可寫為：， (6)(1-δ)表示非絕熱的影響，η表示化學組成不均勻的影響。另一方面根據實驗結果，深部物質的速度和密度幾乎近似地符合以下的關係公式， (7)a、b為常數。因此密度也可直接自速度求得。密度模型 ①布倫密度模型A 40年代初，K.E.布倫首先求得地球內部的密度模型。根據當時的地震波速度資料，他把地球分為A、B……F、G7層（見表1），迄今仍然被廣泛引用。布倫假設B層頂部的密度為3.32克／厘米3，相應於橄欖岩的密度；並在B、D、E層套用威廉遜-亞當公式。如在C層也套用此公式，將導致力學的不穩定，因此令C層的密度按ρ=l+mz+nz2的函式而變化。在地核中，假定地心密度為ρ0，其他各處的密度按ρ=ρ0(1-ɑr2)而變化。當時估計最小的ρ0可為12.3克／厘米3，最大的可為22.3克／厘米3，取其平均值17.3克／厘米3，所得的地球密度模型稱為A。後來他認為實際的ρ0與估計的最小值接近，因此令ρ0為12.3克／厘米3，所得地球密度模型稱為A′。模型A和A′中所用的y值均為0.3335。1965年後，布倫採用新的y值0.3308，並重新計得地球密度模型A″。②布倫密度模型B 在計算模型A時，布倫發現在核幔邊界上，密度ρ自5.5克／厘米3突增至9.9克／厘米3，而且剪下模量μ值自3×1012達因／厘米2驟降為零，但是k值的變化卻很小。而且套用公式，(8)分別計算地幔底部和地核頂部的，它們在界面上的數值幾乎相同。因此他假設深度1000公里以下的介質，k和的變化都是連續的，由此得到地球密度模型B。原始模型B所用的y值為0.3335，後來他採用0.3308，重新計得的地球密度模型稱為B2。布倫的密度模型是根據地震波速度得來的，因此地震波速度有了改變，密度也應隨之改變。③參考地球模型的密度 初步參考地球模型所得的密度（ρ）分布如圖1所示。自表4可以看到，A″模型、B2模型以及參考地球模型的差別並不太大，它們的ρ0均與衝擊波所得的數據相近。表4 地球密度模型地球內部的μ、k、g、p參數 μ和k值 地球物理學常用的兩個彈性參數為拉梅常數μ和容積模量k。它們可以根據地震波速度求得。圖6為地球內部μ、k、g、p的分布圖。μ值自地表隨深度而增大，地幔底部的μ值約為3兆巴（1巴＝105帕）。約是普通鋼的4倍。因為S波不能通過外核。因此外核的μ值接近於零。根據地球自由振盪周期和固體潮的數據，核心是固態的，核心的μ值自1.9兆巴減少至1.1兆巴。上面已經提到，布倫認為在深度大於1000公里時，k和的變化是連續的，他計得地心的k值約為15兆巴。g值 自(5)式可以計得地球內部的g值。如果密度的分布改變，g值也隨之改變。自地面至深度2000公里處，g值的變化很小。在幔核邊界上，g值達到極大，這是由於地核密度突然增大的結果。自核幔界面至地心，g值逐漸減少至零。p值 地幔頂部的壓力p約為12千巴。更深的p值可從流體靜壓力的關係式（4）計得。p值隨深度連續增大，地心的p值約為3.6兆巴。地球的非彈性 地球並非是完全彈性體。地球的非彈性可以分為流動和滯彈性兩種。流動 外核對流可以解釋地球磁場的成因，地幔對流可以解釋板塊的運動，地幔中的軟流層可以解釋重力均衡現象；實際上，由於地球內部的物質長期處於高溫高壓作用下，必然具有某種流動。液體流動時，剪下力σ與切變ε的變化率成正比，(9)η稱為粘滯係數。如果η不是常數，而是隨切變變化率的大小而異，這種形變稱為蠕變。對於岩石的蠕變曾經進行了許多理論和實驗的研究。在高溫時，物質的穩態蠕變方程可以寫成έ=Ci·σnexp[-(Q*+pV*)/RT]=Ci·σnexp[-g*Tm/T]，(10)其中έ為應變率，Ci為常數，n是一常數；Q*為激發能，p為壓力，V*為激發體積，R為氣體常數，T為絕對溫度，Tm為熔點的絕對溫度。隨著作用的機制不同，Ci和n值也不相同。在地幔蓋層和軟流層中，最主要的蠕變可能有兩種：一種稱為擴散蠕變，它是由於晶體顆粒受到應力後，原子從晶體顆粒內部或沿顆粒表面擴散，致使顆粒變形。這時n=1，它適用於很高的溫度和很低的應力（約1巴）情況。另一種稱為位錯蠕變，它是由於晶格的缺陷，在應力作用下，位錯的遷移所引起的。這時n=3。它適用於應力很大，而溫度並不很大的情況。在地球表面以下100公里左右的岩石層，應力一般大於數巴，所以位錯蠕變的關係式似乎可以套用。自(10)式可求得έ值，有效粘滯係數可自下式求得， (11)圖7表示無水橄欖岩的有效粘滯係數ηe隨深度的變化。圖中的ηe值隨著(11)式所假設的常數不同而有較大變化。一般說來，深度增加，ηe減小。但是在化學界面處，ηe值有躍增現象。在同樣的深度，穩定洋盆的ηe值較地盾的為小。活動帶和高熱流地區的ηe值較穩定地區的為小。根據不同方法求得上地幔軟流層的ηe值約為1020帕·秒。深部物質的粘性與地球動力學問題有密切關係。淺震以及斷層的發生與地殼介質的力學性質有關。隨著深度和溫度的增加，物質逐漸由脆性變為塑性。在T／Tm=0.6左右，這種轉變比較明顯。因此淺震和斷層多在地殼上部10～20公里處發生。在穩定地區，由於溫度低，淺震和斷層可能延伸到40公里或是更大的深度。地幔的對流能否產生以及對流圈的形式和大小也決定於地幔物質的ηe值。如果ηe超過1023帕·秒，地幔對流便很難存在。滯彈性 介質的滯彈性表示該系統振動時能量的消耗。地震波的振動將隨著振動的時間增長或是傳播距離的增大而逐漸減小，說明地球存在滯彈性。地球的滯彈性通常用無量綱的品質因子Q來表示。Q的定義是：在一周期的振動中，貯藏於系統中的最大能量E與耗損的能量△E的比值，亦即 (12)能量耗損愈大，Q值愈小。利用地震體波、面波以及地球自由振盪，可得地球內部不同深部的Q值。以Qμ反映沿切向的能量消耗(品質因子)。地殼的Qμ約為500，上地幔的Qμ降低為100左右，在400公里深度以下Qμ又逐漸增大。在地幔底部的D″層中，它自500左右急劇降低為零。外核的Qμ可以忽略，核心的Qμ約為500左右。在岩石層中，不同地區的Q值變化很大。Q值與岩石的強度、孔隙度以及所含的水分有關。低Q帶常和地震波的低速帶以及地面的高熱流帶相符合。構造活動帶的Q值常比穩定地區為小。地球內部的電導率 研究地球內部的電導率有兩方面意義：①地震方法所得的地球內部構造主要是根據物質的力學性質，而電導率是地球內部的另一種參數，它可以與地震的結果共同作出解釋，以縮小多解性的範圍；②地震波的速度分布對深部介質的礦物組成和物理性質的解釋不是單一的，電導率提供了另外一種約束。由於低速層的走時出現影區，因此走時無法直接求得低速層的參數，這時電導率的測量更是重要。此外，電導率對於溫度的變化很敏感，可能自它求得地球內部的熱狀態。但是，地面測量的電磁場是不同深度介質影響的總和，因此它的解析度較地震波為差；對於界面深度的測定不夠準確。另一個缺點是，如果地表的電性很不均勻，或是地表為很厚的高導層時，它的套用受到限制。研究地殼和上地幔的電導率通常利用地球的電磁感應特性。外空或地球內部的原生磁場在地球導體中產生感應電流和感應磁場。測量感應電流與原生磁場的比值，或是感應磁場與原生磁場的比值，均可求得地球內部的電導率(見地球電磁感應)；前者稱為大地電磁測深，後者包括地磁測深和球對稱磁位的分析兩種方法。大地電磁測深對於研究地殼和上地幔的電導率效果較好。它同時測定了磁場和電場。電離層產生10～1440分周期的變化磁場；周期愈大，穿透的深度也愈大。1小時周期的電磁場變化主要反映200～300公里深度的電導率，1天的周期反映600～800公里深度的電導率。更大深度的電導率，由於干擾太大，實際上無法利用大地電磁測深方法。研究下地幔的電導率主要利用地核所產生的地磁長期變化。下地幔對地核的電磁信號起濾波作用，它使高頻信號減弱。假定地核磁場為已知，自地磁長期變化的頻譜可得下地幔的電導率。地球內部的電性可用電導率或電阻率來表示。地面附近沉積層的電阻率一般較低，深度到達基岩後，電阻率急劇增大，通常達10000～50000歐米。有些地區，地殼下部的電阻率即開始降低，只有200歐米或更小。某些作者給出上地幔的電阻率如圖8所示。相應於100～200公里深度低速層的電阻率為10歐·米，在深度400～650公里處，電阻率又復急劇減小為1歐·米。在下地幔1500公里深度處，電阻率只有0.1歐·米。地核的電導率必須很大，不然地磁發電機作用便要停止。測量鐵以及鐵合金的電導率隨壓力的變化，斯特西(F.D.Stacey)等估計外核電導率為3×105西[門子]米。自不同地區測量的結果，發現低電阻率的地區常常和高熱流地區以及活動構造帶相符合。關於地殼下部以及上地幔低速層處的電阻率測量結果特別引人注意。如果地殼下部的電阻率只有200歐·米左右，而玄武岩的電阻率即使考慮到溫度和壓力的影響，也不能小於104歐·米。因此有人懷疑地殼下部物質的孔隙度可能較大，或是有含水的礦物存在。上地幔低速層的電阻率也許只有10歐·米，準確測定低速層的深度、厚度和電性，對於研究地球動力學有很大意義。地球內部的溫度 地球內部運動的驅動力與地球內部溫度以及熱的傳輸有直接關係。根據礦山測井的資料，地溫隨深度而增大，說明有熱流自地球內部向表面流出。大陸的平均熱流為1.4微卡（厘米2·秒），海洋的平均熱流為1.6微卡／（厘米2·秒）。地球表面單位時間所散失的總熱量為8.5×1012卡／秒。大部分熱流是由於地球內部放射性物質的衰變產生的，其他一部分可能來源於地球冷卻和地核分異時所產生的重力能。地球內部熱的傳輸主要是傳導和對流。大陸岩石層的熱傳輸也是受傳導所控制，但是在海嶺處，玄武岩和熱水的對流很劇烈。在岩石層下面，熱對流可能是更重要的熱傳輸方式，但是由於對流的方式未能確定，因此它對溫度分布的影響也難計算。地球內部的溫度分布對地球物質的力學和熱力學性質有很大影響。例如，溫度的高低可以決定物質的粘滯係數η，而η值又可以決定對流層的空間和時間尺度。假定沒有對流，地球的熱傳導方程可以寫成 (13)式中T為溫度，ρ為密度，c為比熱，k為熱導率，A為熱產量，它表示熱源每單位時間，每單位體積所產生的熱量。在已經達到熱平衡的狀態下，дT/дt=0。如果A=0，(13)式表示冷卻方程。按照定義，熱流為，(14)如果A為常數，而且дT/дt=0，自(13)式可得 ，(15)式中z為深度，q0為地面熱流。在很多地區，放射性源的分布為深度z的指數函式，亦即， (16)這時，深度z處的溫度可寫成(17)如果已知A、k的數值，溫度的分布便可算得。地殼溫度 計算地殼溫度可用(15)或(17)的熱傳導公式。岩石的k值可自實驗室測得，地殼岩石的k值約為7～8卡／（厘米·秒·攝氏度）。地面不同岩石的A值如表5所示。表5 不同岩石的A值不同構造單元的地殼溫度差別很大。在同樣深度，海洋地殼的溫度較大陸為大。大陸年輕活動帶的熱流較高，相應深度的溫度較穩定地區為高。地幔溫度 自莫霍界面至軟流層頂面之間的溫度，主要還是受熱傳導所控制，只是由於熱源的分布和熱導率很不確定，因此計算值的準確度不高。上地幔的溫度還可以從“岩石地溫計”測得。物質自地幔不同深度上升到地面時，其中有些礦物（如輝石、斜輝石）在結晶時，因溫度和壓力條件的不同，礦物組成成分的比例亦隨之不同。利用這種關係可以求得數百公里深度內的溫度。地幔頂部的溫度分布如圖9所示。自圖中可以看出，海洋和大陸的溫度差別至少延伸到400公里深度以上。地幔過渡層的溫度可以自產生相變的條件求得。根據實驗的結果，橄欖石在深度380公里處產生相變的溫度為1400℃，在520公里處為1550℃，在670公里處為1640℃。它們可以作為溫度的指標。確定下地幔的溫度比較困難。假定下地幔沒有熱源，地幔溫度純由壓力作用所產生的，這樣的溫度稱為絕熱自壓溫度，它可用下式表示 (18)式中g為重力加速度，α為體膨脹係數，Cp為恆壓下的比熱，負號表示與地心的距離r減少時，溫度增大。下地幔D′區的絕熱自壓溫度的增值約為660℃。絕熱自壓溫度梯度應當是下地幔溫度的最低限。但是在有對流的情況下，下地幔的實際溫度不會比絕熱自壓溫度高得很多。不同作者所得地幔和地核的溫度如圖10所示。安德森（D.L.Anderson）等人根據相變實驗的結果，取670公里深度的溫度1640℃，該處間斷面的存在溫度可能增加150℃，D′的溫度增值取為662℃，估計下地幔還可能存在一些次要的相變，使溫度增加100℃，D″區的溫度可能增加300℃，這樣可得在地幔底部核幔邊界上的溫度為3125K。下地幔溫度也可以自格呂奈森參數求得。在絕熱自壓狀態下，根據熱力學定律可得， (19)式中T為溫度，ρ為密度，γ為格呂奈森參數。根據半經驗公式，已知地球內部的密度或速度分布，就能求得γ值的分布。因此（19）式成為求溫度的一個很重要方程。斯特西等人估計D′區的γ值自1.03單調地降低為0.914，相應的D′區溫度增值為600℃。根據不同作者對γ的估計，D′區的溫度增值約為460～660℃。地核溫度 由於地核的主要物質是鐵鎳，外核為液態，核心為固態，所以測定內外核邊界上鐵鎳合金的熔點對於確定地核溫度有很重要意義。尤塞爾曼(T.M.Usselman)曾經測量鐵硫共晶在60千巴下的熔點，按照不同方法外推，內外核邊界上的溫度約為3750～4150K。已知核幔邊界和內外核邊界的溫度，外核和核心的溫度就能根據絕熱自壓方程或是格呂奈森參數γ求得。自圖8中可以看出，核幔邊界上的溫度有較大的跳躍，也就是說核幔邊界上需要存在一個熱邊界，在邊界上應有較大的熱流自地核流向地幔底部。
