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地圏について（Geosphere）

最終更新日：2017年2月19日

• 地球の諸量は『地球について』のページを参照。

　重量〔または重さ（Weight）〕は、物体に働く重力（Gravity）の大きさであり、地球の重力の大きさによって決まる量である〔約9.8N（ニュートン：1 N＝1 kg・m/s²＝約0.1 kgf〈重量キログラム、キログラム重、kgw）：従って、9.8 N＝約1 kgf〕。重力が異なれば違う値になる。物体固有の量は質量（Mass）と言う。地球の重力の大部分は地球の質量による万有引力（＝引力）（Gravitation）であり、自転（Rotation）による遠心力（Centrifugal Force）も加わっている。
　しかし、実際には地球上で用いるため、重量と質量の違いは区別されていない場合が多い。ただし、地球上での重力は約0.5％ほど変動するので、重量も同様に変動するが、質量は一定である。

• 地球
  ・約6.0×10²¹トン（質量）〔フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』の『地球』から…主に惑星の運行と万有引力の法則から求められる〕
• 地圏の地殻
  ・約2.25×10¹⁹トン（＝約2250京トン）〔立見（1986）による『鉱物資源を考える』に引用されている数値〕
  ・約2×10¹⁹トン〔アンドリューズほか（1997）による『地球環境化学入門』（63p）から〕
• 水圏の水
  ・約1.4×10⁹km³（≒約1.4×10¹⁸トン＝約140京トン）〔地学団体研究会（編）（1995）による『地球の水圏−海洋と陸水』（4p）から〕
  　水の密度を１g/cm³とすれば、これは10⁹トン/km³であるから、約1.4×10¹⁸トンとなる。これは上記の地殻の6％程度に相当する。
  ・約1.4×10⁹km³〔アンドリューズほか（1997）による『地球環境化学入門』（9p）から〕
• 気圏の大気（空気）
  ・約5×10¹⁵トン（＝約5000兆トン）〔Wikipedia, the free encyclopediaの『Atmosphere of Earth』から〕
  　これは上記の地殻の0.02％程度。
• 生物圏の植物（一次生産による生物量）
  ・約1.8×10¹²トン（＝約1.8兆トン）〔茅（監修）（2003）による『環境年表 2004/2005』（244-258p）から：一次生産量は１桁少ない〕
• 生物圏の動物（二次生産による生物量）
  ・約2×10⁹トン（＝約20億トン）〔茅（監修）（2003）による『環境年表 2004/2005』（244-258p）から：二次生産量は２倍多い〕

• 地球の大きさと形の『リンク』はこちらを参照。

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• 標高はa.s.l.（above sea level）がよく用いられる。

【2010】

• （株）アルプス社（HP）による『よくわかる新測地系講座　日本測地系 2000（JGD2000）』から
  

  〔（株）アルプス社によるMagInfoの『お役立ち情報』の『よくわかる新測地系講座　日本測地系 2000（JGD2000）』から〕

• （財）地図情報センター（HP）による『エラトステネスはこうやって地球の大きさを測った』から
  

  〔（財）地図情報センターによる『バーチャル地図学博物館』の『地図の歴史の部屋』の中の『エラトステネスはこうやって地球の大きさを測った』から〕

【1982】

• 萩原（1982）による〔『測地学入門』（2-10p）から〕【見る→】

【1976】

• 力武・萩原（1976）による〔『物理地学』（6-9p）から〕【見る→】

• 地球の形と大きさの『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• ウィキペディア（HP/2011/4）による『ジオイド』から
  

  1.平均海水面 2.地球楕円体 3.その地点における鉛直線 4.地表面 5.ジオイド。5のジオイドから4の地表面までの距離が標高となる。 ウィキペディア（HP/2011/4）による『ジオイド』から

• 大久保（HP/2011/4）による『粘弾性−流れる固体』から
  

  図2. （左）最終氷期の氷床の厚さ（m）の変遷。（右）現在のスカンジナビア半島の年間隆起速度（mm/年）。3000m の厚さで覆われていた地域は、今でも年間1cm弱の割合で隆起を続けている。 大久保（HP/2011/4）による『粘弾性−流れる固体』から

【2010】

• 国土地理院（HP）による『ジオイド』から
  

  ジオイドの概念図	楕円体とジオイド標高の関係図 Ｈ：標高、ＨＥ：楕円体高、Ｎ：ジオイド高
  〔国土地理院のホームページの中の『地球の形をはかる』の『ジオイド』から〕

  
  

  図-1　ジオイドの概形 国土地理院の『ジオイドとは』から

• アイソスタシーの『リンク』はこちらを参照。

【2012】

• Wikipedia（HP/2012/11）による『Post-glacial rebound』から
  

  A model of present-day mass change due to post-glacial rebound and the reloading of the ocean basins with seawater. Blue and purple areas indicate rising due to the removal of the ice sheets. Yellow and red areas indicate falling as mantle material moved away from these areas in order to supply the rising areas, and because of the collapse of the forebulges around the ice sheets. Wikipedia（HP/2012/11）による『Post-glacial rebound』から

【2010】

• 日本測地学会（HP）による『2-2-3-5.　アイソスタシー』から
  

  図11． エアリー・ハイスカネンモデル．	図12． プラット・ヘイフォードモデル．	図13． エアリー・ハイスカネン−プラット・ヘイフォード混合モデル．
  〔日本測地学会によるCD-ROMテキスト　測地学　WEB版の『2-2-3-5.　アイソスタシー』から〕

• The University of Michigan's Global Change Curriculum（HP）による『Continents and Oceans: Topography and Isostasy』から
  

  〔The University of Michigan's Global Change CurriculumのIntroduction to Global Changeの『Global Change 1』の中の『Continents and Oceans: Topography and Isostasy』から〕

• 重力の『リンク』はこちらを参照。

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• 重力波のリンクは『物理学』のページの『重力波』を参照。

【2011】

• Gravity Recovery and Climate Experiment（HP/2011/5）による『（Gravity）』から
  

  GRACE Gravity Model 01 based on 111 days of GRACE data. Gravity Recovery and Climate Experiment（HP/2011/5）による『（Gravity）』から

• European Space Agency（HP/2011/5）による『GOCE giving new insights into Earth’s gravity』から
  

  GOCE first global gravity model European Space Agency（HP/2011/5）による『GOCE giving new insights into Earth’s gravity』から

• 日本測地学会（HP/2011/4）による『測地学WEB版』の『2-2-1.　地球の重力』から
  

  図2. 重力の緯度による変化． 日本測地学会（HP/2011/4）による『測地学WEB版』の『2-2-1.　地球の重力』から

【2010】

• 国土地理院（HP）による『重力』から
  

  	これは、地球に最もよく似た形（地球楕円体：測地基準システム1980）で計算した（正規重力）、赤道から極までの重力値の変化グラフです。「赤道」と「極」では、およそ「５Gal」の差があります。 １Gal（ガル） = １cm／sec2 １０-3Gal（0.001Gal) = 1mGal（ミリガル） １０-6Gal = １０-3mGal(0.001mGal) = １μGal（マイクロガル）
  〔国土地理院のホームページの『地球の性質をはかる』の中の『重力』から〕

【1976】

• 力武・萩原（1976）による〔『物理地学』（40-43、48-49p）から〕【見る→】

• コリオリの力の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• 長谷部（HP/2011/6）による『コリオリ力 (Coriolis Force)』の中の動画

【2010】

• MIWA（HP）による『コリオリ力』から
  

  MIWA（HP）による『コリオリ力』から

• Schombert（HP）による『Coriolis Effect』から
  

  Schombert（HP）による『Coriolis Effect』から

• 地磁気の『リンク』はこちらを参照。
• 古地磁気の『リンク』はこちらを参照。

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• 岩石磁気は『岩石の種類』のページの『岩石磁気』を参照。

【2011】

• 気象庁（HP/2011/5）による『地磁気の基礎知識』から
  

  地表の磁場強度分布図　（全磁力2000年） 気象庁（HP/2011/5）による『地磁気の基礎知識』から

• 京都大学大学院理学研究科附属地磁気世界資料解析センター（HP/2011/4）による『磁石の北と地磁気極と磁極』の『国際標準地球磁場 (IGRF-11)』から
  

  2010年の全磁力図（メルカトル図法）	2010年の偏角図（メルカトル図法）	2010年の伏角図（メルカトル図法）
  京都大学大学院理学研究科附属地磁気世界資料解析センター（HP/2011/4）による『磁石の北と地磁気極と磁極』の『国際標準地球磁場 (IGRF-11)』から

• 国土地理院地磁気測量（HP/2011/4）による『磁気図』から
  

  2000年の全磁力図	2000年の偏角図	2000年の伏角図
  国土地理院地磁気測量（HP/2011/4）による『磁気図』から

【2010】

• 気象庁地磁気観測所（HP）による『地磁気』から
  

  −柿岡における偏角の永年変化− 日本付近で測定された観測値をもとに柿岡での偏角に引き直したもの 気象庁地磁気観測所による『基礎知識』の『地磁気』から

• 国土地理院（HP）による『地磁気』から
  

  	地磁気は、強さと方向をもつベクトル量です。地磁気を表すためには、地磁気要素のうち、互いに独立な３要素が必要です。 　　地磁気の要素 　F：全磁力(nT) 　D：偏角(°) 　I：伏角(°) 　H：水平分力(nT) 　X：南北成分(nT) 　Y：東西成分(nT) 　Z：鉛直分力(nT) 　(　)単位
  〔国土地理院のホームページの『地球の性質をはかる』の中の『地磁気』から〕

• 京都大学大学院理学研究科附属地磁気世界資料解析センター（HP）による『磁石の北と地磁気極と磁極』から
  

  地磁気北極 (青) と磁北極 (緑)

  地磁気南極 (青) と磁南極 (緑) 図2 IGRFに基づく地磁気極と磁極の1900〜2000年までの10年毎と2005年の位置 (赤)、及び2010年の予測位置。

  表１　IGRFに基づく1900〜2010年 (2005年以降は予測) の地磁気極と磁極の地理緯度、経度。（抄） 年 地磁気北極 地磁気南極 磁北極 磁南極 緯度 経度 緯度 経度 緯度 経度 緯度 経度 1900 78.6N 68.8W 78.6S 111.2E 70.5N 96.2W 71.7S 148.3E 1910 78.6N 68.7W 78.6S 111.3E 70.8N 96.7W 71.2S 148.7E 1920 78.6N 68.4W 78.6S 111.6E 71.3N 97.4W 70.4S 148.2E 1930 78.5N 68.3W 78.5S 111.7E 72.3N 98.7W 69.5S 147.0E 1940 78.5N 68.5W 78.5S 111.5E 73.3N 99.9W 68.6S 144.6E 1950 78.5N 68.8W 78.5S 111.2E 74.6N 100.8W 67.9S 143.6E 1960 78.5N 69.5W 78.5S 110.5E 75.3N 101.0W 66.7S 140.2E 1970 78.6N 70.2W 78.6S 109.8E 75.9N 101.0W 66.0S 139.4E 1980 78.8N 70.8W 78.8S 109.2E 76.9N 101.7W 65.4S 139.3E 1990 79.1N 71.1W 79.1S 108.9E 78.1N 103.7W 64.9S 138.9E 2000 79.5N 71.6W 79.5S 108.4E 81.0N 109.7W 64.7S 138.4E 2005 79.7N 71.8W 79.7S 108.2E 83.2N 118.0W 64.5S 137.8E 2006 79.8N 71.8W 79.8S 108.2E 83.8N 122.0W 64.5S 137.7E 2007 79.8N 71.9W 79.8S 108.1E 84.1N 123.7W 64.5S 137.7E 2008 79.9N 71.9W 79.9S 108.1E 84.2N 124.0W 64.5S 137.6E 2009 79.9N 71.9W 79.9S 108.1E 84.9N 131.0W 64.4S 137.4E 2010 80.0N 72.0W 80.0S 108.0E 85.1N 133.0W 64.4S 137.4E 〔京都大学大学院理学研究科附属地磁気世界資料解析センターの『地磁気とは？』の『磁石の北と地磁気極と磁極』から〕

  
  

  地球磁場の強さの変動 　地球磁場はこの数100年あまりの間減少を続けています。この速さで減少を続けると、あと1000年足らずで消失する計算になりますが、将来本当にその通りになるのか、または、一時的な現象で再び磁場強度が回復していくのか、結論を出すことは容易ではありません。 〔京都大学大学院理学研究科附属地磁気世界資料解析センター の『地磁気とは？』の『地磁気とはなんだろう？』から〕

【1994】

• 水野（1994）による〔『地球をはかる』（114-116p）から〕【見る→】

• 地震波の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• 啓林館（HP/2011/5）による地学�T改訂版の『第１部　固体地球とその変動の第１章　地球の第２節　地球の内部構造』から
  

  図1　地殻と上部マントルにおけるS波の速度分布 啓林館（HP/2011/5）による地学�T改訂版の『第１部　固体地球とその変動の第１章　地球の第２節　地球の内部構造』から

• 日本物理探鑛（株）（HP/2011/5）による『屈折法地震探査』から
  

  図1.水平2層構造と走時曲線の模式図 日本物理探鑛（株）（HP/2011/5）による『屈折法地震探査』から

• 防災科学技術研究所（HP/2011/5）による『強震動の基礎』の『4.2.4 地震波の走時曲線』（2000）から
  

  図4.2.4-1　地震波の主な相とその波線［「理科年表」（2000年版）より転載:copyright 丸善株式会社］	図4.2.4-2　走時曲線の例 ［Jeffrey and Bullen (1940)によるものを「理科年表」（2000年版）より転載］
  防災科学技術研究所（HP/2011/5）による『強震動の基礎』の『4.2.4 地震波の走時曲線』（2000）から

【2010】

• 東京大学地震研究所地震予知研究推進センター（HP）による『地球内部を伝わる地震波』から
  

  地球内部を伝わる地震波
  	PREMの地震波速度と密度・圧力・剛性率
  〔東京大学地震研究所地震予知研究推進センターの『人工地震による地下構造調査』の『ちょっと一息』の中の『地球内部を伝わる地震波』から〕 　地球内部構造は、主に地震波の観測から明らかにされてきた。地震波の速度は地球内部の物質の密度や剛性率などで変化し、その経路はそれら物質の種類や性質の違いに左右される。 　地震波は3種類あり、P波（縦波）がもっとも速く、S波（横波）がそれに次ぎ、表面波はもっとも遅い。地球内部構造の観測には、前二者が用いられるが、そのうちS波は流体中では伝わらないため、外核が流体（溶融している）であることが判明した。

• Wikipedia（HP）による『P-wave』から
  

  〔Wikipedia, the free encyclopediaの中のP-waveから〕

• Dutch（HP）による『Faults and Earthquakes』から
  

  Seismic Waves 〔Steven Dutch氏（Natural and Applied Sciences, University of Wisconsin-Green Bay）による『Physical Geology (Earth SC 202) Notes and Visual Aids』の『Faults and Earthquakes』から〕

• 地球の構造の『リンク』はこちらを参照。

【2011】

• （独）物質・材料研究機構（HP/2011/5）による『実現されている圧力・温度条件と開発目標』から
  

  DACの実験条件と地球内部の条件との関係 DAC＝ダイヤモンド・アンビル・セル （独）物質・材料研究機構（HP/2011/5）による『実現されている圧力・温度条件と開発目標』から

• （財）高輝度光科学研究センター（JASRI）（HP/2011/5）による『SPring-8が見た　天王星・海王星深部の鉱物』から
  

  図4. 地球の内部構造と構成鉱物 ペロブスカイトは地球で最も多い鉱物で、地球全体の4割を占めている。 （財）高輝度光科学研究センター（JASRI）（HP/2011/5）による『SPring-8が見た　天王星・海王星深部の鉱物』から

  
  （財）高輝度光科学研究センター（JASRI）（HP/2011/5）による『原子と分子の並び方から物質の機能を知る』から
  

  図3. SPring-8で実現された極限環境 地球の中心に相当する超高圧・超高温の状態（364万気圧、5500度）を実験室内で実現することに、世界で初めて成功し、地球内部の温度圧力条件を網羅した実験環境を実現。 （財）高輝度光科学研究センター（JASRI）（HP/2011/5）による『原子と分子の並び方から物質の機能を知る』から

【2010】

• Visionlearning, Inc.（HP）による『Earth Structure』から
  

  earth structure - The compositional and mechanical layers of the earth. 〔Visionlearning, Inc.によるViosionlearningの中の『Earth Structure』から〕 固体地球は、主に化学的性質の違いから、核（core）・マントル（mantle）・地殻〔海洋地殻（oceanic crust）および大陸地殻（continental crust）〕に分けられ、主に物理的性質（硬さ）から、内核（inner core）・外核（outer core）・メソスフェア・アセノスフェア・リソスフェアに分けられる。プレートと呼ばれるのはリソスフェアの部分であり、これは地殻＋マントル最上部に相当する。プレートの厚さは100〜150km程度。

• （財）高輝度光科学研究センター（JASRI）（HP）による『図１．地球内部の層構造、ついに全容解明』から
  

  図１．地球内部の層構造、ついに全容解明 〔（財）高輝度光科学研究センター（JASRI）による大型放射光施設SPring-8の『トピックス』の中の『地球深部（核・マントル境界）の構成鉱物が明らかに− 大型放射光施設（SPring-8）を利用して地球深部構造の解析に成功 −』から⇒『図１．地球内部の層構造、ついに全容解明』〕

• 産業技術総合研究所 地質調査総合センター（HP）による地質図のホームページの『日本の地質を知るページ』から
  

  〔産業技術総合研究所 地質調査総合センターによる地質図のホームページの『日本の地質を知るページ』から〕

• フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』による『メソスフェア』から
  

  〔フリー百科事典『ウィキペディア（Wikipedia）』の『メソスフェア』から〕

【1988】

• 井田（1988）による〔『図説地球科学』（2-7p）から〕【見る→】

• 地殻の『リンク』はこちらを参照。

　米国の地球化学者（geochemist）であったクラーク（Frank Wigglesworth Clarke、1847 - 1931）が地表付近の元素組成（クラーク数）を発表して以来、多くの研究者により地殻（Earth's crust）の化学組成（chemical composition：元素組成あるいは酸化物とした組成）が公表されてきた。古くは、地殻全体の場合が多かったが、近年では大陸地殻（continental crust）と海洋地殻（oceanic crust）を区別し、さらに上部と下部を区別して見積られていることが多い。特に明記されていない場合は、大陸地殻の上部（あるいは表層部）のものと判断してよい。〔リンクはウィキペディア〕

【2011】

• JAMSTEC（HP/2011/5）による『地質活動と初期生命の誕生と進化をつなぐ水素の生成を初めて証明〜地球初期の海底熱水活動再現実験で高濃度の水素発生を確認〜』（2009/9）から
  

  図1　地球初期（太古代）と現世の海洋地殻構造の違い 初期地球では、マントルの温度が高かったために現世より深いところまでマントルが融けて、地殻が厚い。そのため、マントルの石が海洋底に露出することはない。一方、現世の海洋底では、地殻は地球初期よりは薄く、特に低速で拡大する海嶺ではマントルの石が露出する場合が存在する。 JAMSTEC（HP/2011/5）による『地質活動と初期生命の誕生と進化をつなぐ水素の生成を初めて証明〜地球初期の海底熱水活動再現実験で高濃度の水素発生を確認〜』（2009/9）から

• 小井土（HP/2011/5）による『かこう岩』の『岩石〜マグマ〜』から
  

  地殻および上部マントルにおける化学組成の比較 小井土（HP/2011/5）による『かこう岩』の『岩石〜マグマ〜』から

【2010】

• USGS（HP）による『The Earth's Crust』から
  

  How Thick Is the Earth's Crust? This contour map of the thickness of the Earth's crust was developed from the CRUST 5.1 model. The contour interval is 10 km; we also include the 45 km contour for greater detail on the continents. 〔USGSによるEarthquake Hazardsの中の『The Earth's Crust』から〕

• Pidwirny（HP）による『(h). Structure of the Earth』から
  

  Figure 10h-2: Structure of the Earth's crust and top most layer of the upper mantle. The lithosphere consists of the oceanic crust, continental crust, and uppermost mantle. Beneath the lithosphere is the asthenosphere. This layer, which is also part of the upper mantle, extends to a depth of about 200 kilometers. Sedimentary deposits are commonly found at the boundaries between the continental and oceanic crust. 〔Michael Pidwirny氏によるPhysicalGeography.netの『FUNDAMENTALS OF PHYSICAL GEOGRAPHY』の『CHAPTER 10: Introduction to the Lithosphere』の中の『(h). Structure of the Earth』から〕

• 文部科学省地震調査研究推進本部（HP）による『地震発生のメカニズムを探る』から
  

  〔文部科学省地震調査研究推進本部の『地震の基礎知識』の中の『地震発生のメカニズムを探る』から〕

• 高橋（HP）による『周期表・元素存在度の図表』から
  　縦軸は対数〔常用対数（common logarithm）：１目盛が１０倍〕表示であるので注意。
  

  高橋（HP）による『周期表・元素存在度の図表』から

• 産業技術総合研究所 地質調査総合センターによる地質図のホームページの『岩石や地層のでき方』から
  

  〔産業技術総合研究所 地質調査総合センターによる地質図のホームページの『岩石や地層のでき方』から〕 岩石は鉱物粒子の集合体（混合物）である。鉱物は、構成する原子が3次元的に化学結合した結晶質（crystalline）物質であり、一般に多原子分子（無機高分子）と言えるが、分子という表現は用いないのが普通である。また、実際の鉱物中では、原子はイオン（電子の授受において、電子を与えれば自身は陽イオンに、受け取れば陰イオンになる）の状態で考えた方が理解し易い。従って、イオンの組合せは、互いの電荷が異なるもの（＋と−）どうしが結合しやすく、全体として電荷は0にならなければならない。さらに、イオンの大きさ（イオン半径で表現する）も3次元的に調和する組合せとなる必要がある。つまり、化学結合においては、電荷とイオン半径が重要である。

【2002】

• 西村（編著）（2002）による『基礎地球科学』（49p）から
  ※報告値は研究者によって異なるので注意〔上のWedepohl(1995)による値とも比較せよ〕。つまり、精度はその程度。
  ※体積は、各元素のイオン半径（上の図を参照）から計算されている。ただし、イオン半径の値も、研究者によって異なるし、配位などの仮定の仕方の違いによっても異なるので、目安に過ぎない。
  

  大陸地殻の元素組成
  （元は図、鉄の値はママ）

  	元素	重量％	体積％
  1	O（酸素）	61.7	93.8
  2	Si（ケイ素）	21.3	0.2
  3	Al（アルミニウム）	6.7	0.6
  4	Fe（鉄）	2.0？	0.5
  5	Ca（カルシウム）	2.5	1.4
  6	Mg（マグネシウム）	2.4	0.5
  7	Na（ナトリウム）	2.3	1.3
  8	K（カリウム）	0.8	1.7
  9	その他	0.3	0.0

【1995】

• Wedepohl(1995)による『The composition of the continental crust』から
  酸素とケイ素とアルミニウムの３元素で８４％（重量）近くになる。
  

  表2　大陸地殻の元素濃度（重量）

  元素名	濃度	単位	元素名	濃度	単位	元素名	濃度	単位
  O	47.2	％	Nd	27	ppm	Mo	1.1	ppm
  Si	28.8		Cu	25		Br	1.0
  Al	7.96		Co	24		W	1.0
  Fe	4.32		Y	24		I	800	ppb
  Ca	3.85		Nb	19		Ho	800
  Na	2.36		Li	18		Tb	650
  Mg	2.20		Sc	16		Tl	520
  K	2.14		Ga	15		Lu	350
  Ti	4010	ppm	Pb	14.8		Tm	300
  C	1990		B	11		Sb	300
  P	757		Th	8.5		Se	120
  Mn	716		Pr	6.7		Cd	100
  S	697		Sm	5.3		Bi	85
  Ba	584		Hf	4.9		Ag	70
  F	525		Gd	4.0		In	50
  Cl	472		Dy	3.8		Hg	40
  Sr	333		Cs	3.4		Te	(5)
  Zr	203		Be	2.4		Au	2.5
  Cr	126		Sn	2.3		Pd	0.4
  V	98		Er	2.1		Pt	0.4
  Rb	78		Yb	2.0		Re	0.4
  Zn	65		As	1.7		Ru	0.1
  N	60		U	1.7		Rh	0.06
  Ce	60		Ge	1.4		Os	0.05
  Ni	56		Eu	1.3		Ir	0.05
  La	30		Ta	1.1

  
  Wedepohl(1995)による〔『The composition of the continental crust』（1219-1221p）から〕
  　UC/LCの大きな値の元素は上部に多く〔例えば、炭素（C）など〕、逆に小さな値の元素は下部に多い〔例えば、マグネシウム（Mg）など〕。
  

  表1　大陸上部地殻（UC）と大陸下部地殻（LC）の元素濃度（ppm）

  	UC	LC	UC/LC		UC	LC	UC/LC		UC	LC	UC/LC
  Si	303480	271330	1.1	Ce	65.7	53.1	1.2	Yb	1.5	2.5	0.60
  Al	77440	82120	0.94	Ni	18.6	99	0.19	U	2.5	0.93	2.7
  Fe	30890	57060	0.54	Nd	25.9	28.1	0.92	Br	1.6	0.28	5.7
  Ca	29450	48600	0.61	La	32.3	26.8	1.2	Ge	1.4	(1.4)	1.0
  Na	25670	21200	1.2	Cu	14.3	37.4	0.38	Be	3.1	1.7	1.8
  Mg	13510	31550	0.43	Co	11.6	38	0.31	Mo	1.4	0.6	2.3
  K	28650	13140	2.2	Y	20.7	27.2	0.76	Eu	0.95	1.6	0.59
  Ti	3117	5010	0.62	Nb	26	11.3	2.3	Ta	1.5	0.84	1.8
  C	3240	588	5.5	Li	22	13	1.7	I	1.4	0.14	10
  P	665	872	0.75	Sc	7	25.3	0.28	Ho	0.62	0.99	0.63
  Mn	527	909	0.57	Ga	14	17	0.82	W	1.4	0.6	2.3
  S	953	408	2.3	Pb	17	12.5	1.4	Tb	0.50	0.81	0.62
  Ba	668	568	1.2	B	17	5	3.4	Tl	0.75	0.26	2.9
  F	611	429	1.4	Th	10.3	6.6	1.6	Lu	0.27	0.43	0.63
  Cl	640	278	2.3	Pr	6.3	7.4	0.85	Sb	0.31	0.30	1.0
  Sr	316	352	0.90	Sm	4.7	6.0	0.78	Cd	0.102	0.101	1.0
  Zr	237	165	1.4	Hf	5.8	4.0	1.5	Ag	0.055	0.080	0.69
  Cr	35	228	0.15	Gd	2.8	5.4	0.52	Bi	0.123	0.037	3.3
  V	53	149	0.36	Dy	2.9	4.7	0.62	Se	0.083	0.170	0.47
  Rb	110	41	2.7	Sn	2.5	2.1	1.2	In	0.061	0.052	1.2
  Zn	52	79	0.66	Cs	5.8	0.8	7.3	Hg	0.056	0.021	2.7
  N	83	34	2.4	As	2.0	1.3	1.5

【1991】

• 西村（1991）による『環境化学』（13p）から
  　上位８種類で９８重量％を超える。
  

  表1・4　地殻の元素組成（ppm）

  濃度の順	元素	濃度	濃度の順	元素	濃度
  1	酸素（O）	466,000	40	サマリウム（Sm）	6.0
  2	ケイ素（Si）	277,200	41	ガドリニウム（Gd）	5.4
  3	アルミニウム（Al）	81,300	42	イッテルビウム（Yb）	3.4
  4	鉄（Fe）	50,000	43	セシウム（Cs）	3
  5	カルシウム（Ca）	36,300	44	ジスプロシウム（Dy）	3.0
  6	ナトリウム（Na）	28,300	45	ハフニウム（Hf）	3
  7	カリウム（K）	25,900	46	ベリリウム（Be）	2.8
  8	マグネシウム（Mg）	20,900	47	エルビウム（Er）	2.8
  9	チタン（Ti）	4,400	48	臭素（Br）	2.5
  10	水素（H）	1,400	49	スズ（Sn）	2
  11	リン（P）	1,050	50	タンタル（Ta）	2
  12	マンガン（Mn）	950	51	ヒ素（As）	1.8
  13	フッ素（F）	625	52	ウラン（U）	1.8
  14	バリウム（Ba）	425	53	ゲルマニウム（Ge）	1.5
  15	ストロンチウム（Sｒ）	375	54	モリブデン（Mo）	1.5
  16	硫黄（S）	260	55	タングステン（W）	1.5
  17	炭素（C）	200	56	ユウロビウム（Eu）	1.2
  18	ジルコニウム（Zr）	165	57	ホルミウム（Ho）	1.2
  19	バナジウム（V）	135	58	テルビウム（Tb）	0.9
  20	塩素（Cl）	130	59	ヨウ素（I）	0.5
  21	クロム（Cr）	100	60	ツリウム（Tm）	0.5
  22	ルビジウム（Rb）	90	61	ルテチウム（Lu）	0.5
  23	ニッケル（Ni）	75	62	タリウム（Tl）	0.5
  24	亜鉛（Zn）	70	63	カドミウム（Cd）	0.2
  25	セリウム（Ce）	60	64	アンチモン（Sb）	0.2
  26	銅（Cu）	55	65	ビスマス（Bi）	0.2
  27	イットリウム（Y）	33	66	インジウム（In）	0.1
  28	ランタン（La）	30	67	水銀（Hg）	0.08
  29	ネオジム（Nd）	28	68	銀（Ag）	0.07
  30	コバルト（Co）	25	69	セレン（Se）	0.05
  31	スカンジウム（Sc）	22	70	ルテニウム（Ru）	0.01
  32	リチウム（Li）	20	71	パラジウム（Pd）	0.01
  33	窒素（N）	20	72	テルル（Te）	0.01
  34	ニオブ（Nb）	20	73	白金（Pt）	0.01
  35	ガリウム（Ga）	15	74	ロジウム（Rh）	0.005
  36	鉛（Pb）	13	75	オスミウム（Os）	0.005
  37	ホウ素（B）	10	76	金（Au）	0.004
  38	プラセオジム（Pr）	8.2	77	レニウム（Re）	0.001
  39	トリウム（Th）	7.2	78	イリジウム（Ir）	0.001

【1989】

• 松尾（監修）（1989）による〔『地球化学』（33,34p）から〕
  　陽イオン（cation）を作る元素に、電荷（electric charge）に応じて陰イオン（anion）である酸素（２−）を結合させ、酸化物（oxide）として表している。地殻を構成する鉱物の化学組成と関連付けるためには、このような表示が適している。
  　当然、地殻でもっとも多い酸素（oxygen）と二番目のケイ素（silicon）の組合せである二酸化ケイ素（SiO2、シリカ、silica）成分が最も多い〔三番目に多いのはアルミニウム（Al）〕。
  

  表2.1　大陸地殻の化学組成

  （％）	1	2	3	4
  SiO2	61.9	61.9	64.8	57.3
  TiO2	1.1	0.8	0.51	0.9
  Al2O3	16.7	15.6	16.1	15.9
  FeO	6.9	6.2	4.8	9.1
  MgO	3.5	3.1	2.7	5.3
  CaO	3.4	5.7	4.6	7.4
  Na2O	2.2	3.1	4.4	3.1
  K2O	4.2	2.9	2.0	1.1
  1：地表岩石の平均に近いものとして氷河粘土をとり、77個の異なった試料の分析値より推定 2：カコウ岩質岩石、玄武岩質岩石および堆積岩の占める地殻の厚さ、それぞれの平均化学組成などに基づいて推定 3：マントルからトーナル岩的なものが形成されるという大陸地殻生成モデルに立ち、地殻を3層に分けて、それぞれの厚さ、構成岩石の平均化学組成より推定 4：カコウ閃緑岩を主体とする上部地殻は、地殻自体の分化により生じたとのモデルに立ち、地殻熱流量などを制約条件として推定

【1984】

• 地殻の岩石の平均的な鉱物組成（『Nesbitt and Young, 1984』から引用、1534p）
  多い順に斜長石（CaAl2Si2O8〜NaAlSi3O8）・石英（SiO2）・正長石（KAlSi3O8）であるが、斜長石と正長石は同じ長石グループ（族）に属するので長石グループが圧倒的に多い。
  

  	A	B	C	D	E
  石英（quartz）	21.0	25.4	24.42	23.2	20.3
  斜長石（plagioclase）	41.0	39.25	39.25	39.9	34.9
  ガラス（glass）	0.0	0.0	0.0	0.0	12.5
  正長石（orthoclase）	21.0	4.57	8.6	12.9	11.3
  黒雲母（biotite）	4.0	15.29	11.23	8.7	7.6
  白雲母（muscovite）	0.0	9.77	7.61	5.0	4.4
  緑泥石（chlorite）	0.0	0.0	3.31	2.2	1.9
  角閃石（amphiboles）	6.0	0.0	0.0	2.1	1.8
  輝石（pyroxenes）	4.0	0.0	0.0	1.4	1.2
  かんらん石（olivines）	0.6	0.0	0.0	0.2	0.2
  酸化鉱物（oxides）	2.0	1.37	1.37	1.6	1.4
  その他（others）	0.5	4.7	4.7	3.0	2.6
  A　Wedepohl（1969, 表7-11）により概算された上部大陸地殻の平均鉱物組成 B　カナダ楯状地のメソノルム（mesonorm）（Shaw et al., 1967） C　緑泥石を含むように修正したカナダ楯状地のメソノルム（付記を参照） D　上部大陸地殻の平均鉱物組成の概算値（計算方法の詳細は付記を参照） E　露出した地殻の平均組成の概算値（計算方法の詳細は付記を参照）