地震波

本节贡献者

姚家园(作者)、 田冬冬(审稿)

最近更新日期

2021-05-30

预计阅读时间

20 分钟


地震波(seismic wave)是在地球内部传播的机械波,由地震、火山喷发、山体滑坡或人为爆炸等震源激发。地震波分为体波(body wave)和面波(surface wave)。体波是指在地球内部传播的地震波,而面波指在地球表面附近传播的地震波。如下图所示意,体波(如 P、pP、S、ScS 等)一般先于面波到台站,而面波(如 Rayleigh)振幅一般比体波要大。本节将介绍最基础的地震波理论。

体波和面波的波形和传播路径实例

体波和面波的波形和传播路径实例。 引自《An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure》 图 1.1-3。

体波

P 波与 S 波

体波分为 P 波(primary wave 或 P-wave)和 S 波(secondary wave 或 S-wave)。P 波比其他地震波传播速度快,最先传播到达台站;S 波的传播速度比 P 波慢,在 P 波后传播到台站。上述 P 波和 S 波的命名源由主要基于他们到达台站的时间。从物理属性上来说,P 波是压缩波(compressional wave),这是因为 P 波在地下介质中传播时,会造成介质的交替压缩和膨胀,介质的体积发生变化(如下图示);S 波是剪切波(shear wave),这是因为 S 波在地下介质中传播时,会造成介质的剪切变形,但介质的体积没有变化(如下图示)。

P 波之所以会造成介质的交替压缩和膨胀,是由于介质的运动方向与波传播的方向相同或相反。因此,P 波是一种纵波(longitudinal wave),即介质的运动方向与波传播的方向相同或相反的波。S 波之所以会造成介质的剪切变形,是由于介质的运动方向与波传播的方向垂直。因此,S 波是一种横波(transverse wave),即介质的运动方向与波传播的方向垂直的波。

体波的介质运动方向以及波传播方向

体波的介质运动方向以及波传播方向。引自《Introduction to Seismology》(第三版)图 3.2。

地球分层

固体地球的半径约为 6371 公里。最外层是较薄的地壳(crust),大洋地壳的平均厚度约为 6 公里,大陆地壳则约为 30-50 公里。地球深部按照地震波速度又可以分成三层,即地幔(mantle)、外核(outer core)、内核(inner core):

  • 地幔是固态的,深度约为 2891 公里,大约占地球体积的 84%,占地球质量的 68%

  • 外核是液态的,地球磁场是由外核对流形成的

  • 内核是固态的,半径约 1221 公里,由液态外核固化形成

固体地球各层的分界面命名如下:

  • 地壳与地幔的边界:莫霍洛维奇间断面(Mohorovičić discontinuity),或简称莫霍面(Moho discontinuity)

  • 地幔和外核的边界:核幔边界(core-mantle boundary,简写 CMB)

  • 外核与内核的边界:内核边界(inner-core boundary,简写 ICB)

地球内部 P 波速度、S 波速度和密度

地球内部 P 波速度、S 波速度和密度(来自 Preliminary Reference Earth Model (PREM))。 引自《Introduction to Seismology》(第三版)图 1.1。

体波波速

虽然体波同时由震源激发,但 P 波和 S 波的传播速度不同,例如,泊松体的 P 波速度是 S 波速度的 \(\sqrt{3}\) 倍。P 波和 S 波传播速度也随深部而变化:

  • 在 Moho 面附近,地震波猛然增加

  • 在地幔中,410 公里和 660 公里附近存在两个速度间断面,地震波速度在间断面附近突然增加这两个间断面分别称为 410 间断面(410-km discontinuity)和 660 间断面(660-km discontinuity),他们之间的区域称为地幔转换带(mantle transition zone)。

  • 在 660 公里至地幔底部的深部区域,地震波速度平缓增加

  • 在核幔边界,P 波速度从大约 14 km/s 骤降至大约 8 km/s,S 波速度从大约 7 km/s 降为零,这是因为外核是液态的

  • 在外核中,P 波速度再次随着深度逐渐增加

  • 在内核边界,P 波速度突然增加,内核中 S 波速度也不为零了

全球震相的射线路径及其震相名

全球震相的射线路径及其震相名。实线表示 P 波路径,摆动线表示 S 波路径。 引自《Introduction to Seismology》(第三版)图 4.16。

震相

地球内部不同的分层(地壳、地幔、外核、内核等)以及两种体波类型(P 波和 S 波)会产生许多可能的几何射线(geometric ray),也称震相(seismic phase)。地震学领域有统一的震相的命名规则。其中,地壳震相的命名规则相对复杂,且部分震相的命名并未统一。因此,本教程不做介绍,读者可以参考地壳震相学习相关震相定义。以下介绍全球尺度下的震相命名规则。

为了方便命名震相,我们用以下特殊简写表示地壳、地幔、外核以及内核中的 P 波和 S 波路径:

  • P:地壳和地幔中的 P 波

  • K:外核中的 P 波

  • I:内核中的 P 波

  • S:地壳和地幔中的 S 波

  • J:内核中的 S 波

  • c:核幔边界的反射波

  • i:内核边界的反射波

地震波从震源传播到台站的过程中,我们可以多次使用以上简写来表示射线路径,也就命名了相关震相。例如,PcP 震相表示震源激发的 P 波在核幔边界处反射,然后再传播至台站;SKS 表示震源激发的 S 波在核幔边界处转换为 P 波传播至外核中,然后再次在核幔边界处转换回 S 波传播回地幔,最后传播到台站。

我们以地震与台站之间的距离为 x 轴,以台站观测到的地震震相走时为 y 轴,将全球地震的震相走时画出来,便得到了走时曲线。这是我们认识和研究地球深部的速度结构最简单和根本的资料。

地球内部

不同体波震相的走时曲线,数据来至 Kennett and Engdahl (1991)。 引自《An Introduction to Seismology, Earthquakes, and Earth Structure》 图 3.5-3。

面波

Rayleigh 波和 Love 波

沿着地球表面附近传播的面波也有两种,即瑞利波(Rayleigh wave)和勒夫波(Love wave)。Rayleigh 波在地表传播时,介质的运动既有与波传播方向相同或相反的分量,又有与波传播方向垂直的分量(如下图示)。Love 波在地表传播时,介质的运动方向与波传播方向垂直(如下图示)。面波的振幅随着深度增加会剧烈减少。

面波的介质运动方向以及波传播方向

基阶 Love 波(上)和 Rayleigh 波(下)的介质运动方向(假设面波沿着页面从左向右传播)。 引自《Introduction to Seismology》(第三版)图 8.5。

面波频散

不同频率的面波传播速度不同,即频散(dispersion)。面波的传播速度与频率的函数关系称为频散曲线(dispersion curve)。面波有两种传播速度:

  • 相速度(phase velocity):波峰或波谷的传播速度,常用 \(c\) 表示

  • 群速度(group velocity):波包的传播速度,常用 \(U\) 表示

下图是全球一维模型 PREM 的理论面波频散曲线。对于地球而言,面波的相速度一般随着周期的增加而增加,并且群速度一般比相速度小。

面波理论频散曲线

基阶 Love 波(左)和 Rayleigh 波(右)的理论频散曲线(来自 Preliminary Reference Earth Model (PREM))。 修改自《Introduction to Seismology》(第三版)图 8.8。

下图是大陆和大洋下传播面波的群速度频散曲线,横坐标采用了对数,这为了更好地显示短周期的频散。可以看出大陆和大洋路径的面波群速度有以下区别:

  • 大陆路径的面波频散比海洋路径弱,即频散曲线更平缓。例如,大洋路径的 Rayleigh 波在 10-20 秒周期内,频散极强,群速度从 1 km/s 骤增至 3.5 km/s;而大陆路径的 Rayleigh 波在 3-50 秒周期内,群速度也只从 2 km/s 增加至约 3.8 km/s。这主要是因为大洋地壳厚度比大陆地壳厚度小很多,前者约为 5-8 公里,后者约为 25-50 公里,大陆高山区地壳还会更厚。

  • 大陆路径的面波频散比海洋路径更持久,即群速度随周期而变化的周期区间更大。例如,大洋路径的 Love 波在 10 秒周期后,群速度几乎保持不变,大约 4.5 km/s;而大陆路径的 Love 波的频散一直持续到约 100 秒周期。

大陆和大洋的面波群速度

大陆和大洋的面波群速度。修改自《An Introduction to the Theory of Seismology》(第四版)图 11.1。