地震的起源

  地震的起源一直是人們關心的問題。自古以來就有很多猜測,在神話時代,多數的說法都是認為,地下有某種動物或神明移動時就發生地震。例如在台灣古老的傳說認為地震是地下土牛運動而產生的,在日本則是認為鯰魚在地下運動(圖一)。

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圖一:日本傳說

在十八世紀地質學抬頭起來,地震就從地形變動現象觀點來考慮。地震的成因很多,舉凡火山爆發、地面突然塌陷、地下核爆、山崩、隕石撞擊地面及斷層錯動等均可能引發地震。在諸多成因裡,以斷層錯動引發的地震最多,也最主要。全世界百分之九十以上的地震屬之。

 

 

板塊構造

要了解目前地球上層的構造及解釋地震發生的原因,可由板塊構造學說(Plate tectonics)來說明。板塊構造學說是二十世紀地球科學最重大的成就,所有有關地球地殼之演化,均可由板塊學說加以闡逑。
該學說認為地球地表一百公里範圍為岩石圈,代表板塊本身,而一百公里至二百公里為軟流圈,是較易變形的部份,岩石圈「浮」在軟流圈上移動(圖二)。

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圖二:地球內部構造及板塊構造運動示意圖

  板塊分為兩種類型:海洋板塊及大陸板塊(圖三),海洋板塊由密度較大的矽鎂質岩石構成,偏向基性,大陸板塊則由較輕之矽鋁質岩石構成,偏向酸性。


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圖三:海洋板塊與大陸板塊


地球內部由於熱的作用產生對流,岩漿上升處,是在地表張裂板塊,產生分離板塊邊緣(divergent boundaries),中洋脊是為代表,該地區會有許多淺的、正斷層(張裂作用)式的小地震。在中洋脊由深部岩漿加進來,所產生的是為海洋板塊,在淺部都是玄武岩,深部則為輝長岩。

海洋板塊以每年兩公分的速度向外擴張(稱為海底擴張學說),直到碰到大陸板塊邊緣,由於海洋板塊較重,會隱沒到大陸板塊之下,產生聚合板塊邊緣(convergent boundaries)。海洋板塊在擠壓過程中,會推動大陸板塊移動,產生「大陸漂移」,目前世界五大洲分佈,是由二億年前一大塊「盤古」大陸張裂開來的。聚合板塊邊緣由於兩種不同性質的板塊碰撞,不斷的在擠壓,不斷的在累積變形能量,直到超過岩石能夠忍受的程度,遂將累積之變形能量在瞬間釋放出來,發生地震。這種巨大的碰撞力量,使聚合板塊邊緣產生許多淺至深的、逆衝斷層(擠壓作用)式的大地震。海洋板塊沿著隱沒帶,俯衝下插到大陸板塊之下約七百公里,才會與周遭物質同化,因此最深的地震也可到達七百公里。台灣附近最深的地震至多到達三百公里,代表此隱沒作用較年輕,規模愈小。

除了分離板塊邊緣(中洋脊)及聚合板塊邊緣(大陸邊緣)外,尚有第三種不生也不滅的板塊運動邊緣,稱為轉形斷層(transform fault),在圍繞中洋脊附近之海底地形上,可以看到很長的裂痕,即是轉形斷層。轉形斷層上並不會累積太多的地震。

由於各個對流的運動方向及快慢並不一致,受它們帶動的板塊運動也不一致,使得鄰近的板塊間便發生互相分離,互相擠撞或互相側擦等現象。且因為板塊不斷在移動,因此不斷的在累積及釋放能量,地震遂周而復始不斷發生,稱為彈性反彈理論(Elastic Rebound Theory)。

 
由以上板塊學說大概敘述,可瞭解到板塊運動與地震息息相關,由全世界地震發生的位置,可勾劃出板塊的形貌(圖四)。全球是由七大板塊構成,有海洋板塊,也有大陸板塊,中間挾雜一些小板塊。

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圖四:世界主要板塊分布及板塊邊界的性質

  板塊內部較為剛性,因此地震發生在板塊與板塊相互作用處,即板塊邊緣。台灣地震即是在菲律賓海板塊(海洋板塊)與歐亞大陸板塊(大陸板塊)相互作用下產生(圖五)。


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圖五:台灣地體構造圖

 

 

斷層形態

地震大部分是由斷層錯動所引發,當地層錯動而造成地震時,斷層兩邊的地層做相對的運動,相對運動實際上被一個面所區隔,此區隔面稱為斷層面(fault plane)(圖六)。相對運動的形態決定斷層的類型。

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圖六:斷層描述

  斷層基本上可分為三種形態:
1.由張力造成的正斷層
 (normal fault)
2.由壓力造成的逆斷層
 (thrust fault)
3.由剪力造成的平移斷層
 (strike-slipe fault)
如(圖七)。


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圖七:斷層分類


通常斷層很少有純粹的正斷層、逆斷層或平移斷層,大部分斷層可能由正斷層(或逆斷層)與平移斷層組合而成斜滑斷層。地震發生後若能設法求的斷層的滑動形態,即可反推地殼應力的性質與分佈。

 

 

地震波

當斷層錯動反彈時,蓄積在彈性變形的岩石裡的能量,有一部份消耗在斷層面錯動的摩擦產生的熱能,有一部份消耗在碎裂岩石,有一部份則由岩石反彈產生的地震波攜帶,向四面八方傳播出去。由震源產生的地震波有兩種,一種稱為P波(Primary wave),傳播速度較快;另一種稱為S波(Secondary wave),速度較慢。這兩種震波均可在岩體內部傳遞,故又合稱為體波(又稱實體波)(Body wave)。

P波在傳播時,質點的運動方向與震波傳播的方向一致,即傳波的質點在沿著傳播的方向上交替產生壓縮與膨脹的變化,有如聲波一般(圖八)。P波可以在固體與液體中傳播。


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圖八:P波

 
S波在傳播時,質點運動的方向與震波傳播的方向垂直,即傳波質點在垂直傳播的方向上振動,而使介質扭曲(圖九)。由於此種特性,所以S波是無法在液體或氣體中傳播,因為液體或氣體無法扭曲。


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圖九:S波

  另外,S波因為質點運動方向與震波傳播方向垂直,其垂直方向又可分為上下垂直及左右垂直,上下垂直為鉛垂方向運動稱為SV波(V表示 vertical),左右垂直為水平方向運動稱為SH波(H表示 horizontal)(圖十)。


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圖十:SV波及SH波

 
體波在傳播時因為地球內部物質的層狀構造及地表界面的作用(如折射、反射的作用),又可發育出來只在地表部份傳播的表面波(Surface wave)(圖十一),其振幅隨距離地表的深度而減少。


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圖十一:表面波

表面波可分為兩種,一種為洛夫波(Love wave),其質點運動的方式有如沿著水平面的S波(SH wave),在垂直地面的方向上則沒有振動。另一種表面波稱為雷利波(Rayleigh wave),雷利波的質點振動方式是在垂直面上的橢圓運動。
 
表面波的速度較體波慢,其中雷利波又較洛夫波慢。因此地震發生後,地震儀器最早接收到的是P波,其次是S波及表面波(圖十二)。若距離不太遠時,則因各種波的速度差異不大,不易分別。


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圖十二:震波記錄

 

 

震波波相

有關地球內部構造大部分是研究體波的走時(travel time)得來的。地震波傳播的路徑可以用波線(ray)來表示。不同的波線有不同的名稱,稱為波相(phase)。

P波和S波的速度與介質的密度及彈性性質有關,地球內部的P波和S波速度通常是隨深度增加而增加,但在某些深度由於物質或物相的變化而有特別的改變(圖十三),如外核部份即由於是液體的關係而不能傳遞S波且P波速度亦劇降。


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圖十三:地球內部體波速度分布圖

  由P波及S波的波相研究,及其走時曲線(travel time curve)所表現的特徵,發現地球內部存在波速的不連續面,即地震波通過時,速度發生急劇的變化。最著名的一為莫荷不連續面(Moho discontinuity)為地殼和上部地函的分界線;二是哥登堡不連續面(Guttenburg discontinuity)為地函和地核的分界線。
 


因為速度不連續面的存在,當地震波通過時,會發生反射及折射的現象,因此在地震記錄上還可看到P波及S波的反射波和折射波等波相。而通過地球不同部份的波有不同的命名。地震波由震源出發,經過地球內部再回到地球表面,則在地函中P波或S波的波線仍以P或S表示;在外核中P波波線以K表示,而無S波存在;在內核中P波和S波波線分別以I及J表示;在地函─地核邊界上之反射點以c表示;在內核─外核邊界上的反射點以i表示。

我們可以將波線分為五類﹔1)波線僅達地函,以P,S,PP,SS,PS,PPP,…等表示。2)波線穿過地函在地函─地核邊界反射後,穿過地函再回地表,以PcP,PcS,ScS…等表示。3)波線穿過地函和外核再回地表,以PKP,PKS,SKS…等表示。4)波線穿過地函、外核,再內核─外核邊界反射,再穿過外核、地函,回到地表,以PkiKP,PKiKS,SkiKS…等表示。5)波線穿過地函、外核和內核,以PKIKP,PKIKS,PKJKP,SKJKS…等表示。

 
當震源不在地表時,震波可以自震源向下傳播也可以向上傳播。向上傳播的震波在表反射,然後再向下傳播,此自震源到地表這段波線,以p,s表示,所以波相可能有pP,sS,pPKP…等。(圖十四)


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圖十四:貫穿地球內部之波線及名稱


由於地球的內部構造非常的複雜,各層波的傳播速度不同,因而會造成折射,影響到震波的傳播。以P波為例,P波在地球內部傳播時,震央距離從發震地至1度、2度...103度仍可清楚記錄到直接P波,但從103度起,P波因為經過地核而產生折射,又因入射角的關係,折射的P波會出現在143度之外。
  所以震央距離在103度到143度之間,雖然仍能觀測到P波震相,但是在此區的P波為繞射波,能量很微弱,與其他地方相較之下,在此區間即形成陰影帶(shadow zone)(圖十五)。

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