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地震九讲
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第 6 章地球内部的图像
1992年发表的地球100千米深度层析成像结果 层析成像结果叠印在地理图上，灰色区为较热较轻的岩石，深灰色区为较冷较重的岩石 在古代，地心被描绘为地狱之火和火山喷发的神秘世界。牛顿的著作发表之后，机械论观点渐渐占了上风，早期的地球物理学家已开始从地表岩石的性质对未知的地球内部作出理论推测。特别是牛顿的重力原理，对推测地球内部起了关键作用，因为它提供了测定地球密度的一种途径。把整个地球内部的平均性质与已知岩石的密度比较，可以得到对地球组成情况的初步近似估计。早在1798年，英国的卡文迪什（Cavendish）勋爵就测量了由两组铅球对一扭动棒的吸引产生的扭矩，并由此确定地球的平均密度为5.45克/立方米厘米，约为普通岩石的两倍。差异如此之大，表明在地球内部决没有空洞，那里的物质必定是非常致密的。 另外一个有关地球内部状态的重要线索是由日月引力造成的海洋潮汐提供的。如果地球内部差不多都是液体的话，地球的岩石表面将像大洋潮汐一样涨落，其结果是在海岸边会看不到潮的涨落。1887年一个优秀的地球物理学家乔治·达尔文（George Darwin）（查理士·达尔文的次子)从主要海港的潮的高度得出结论：“认为地球内部是流体的地质假说不可取”。他推理地球深部的总体刚度虽然不像钢那样大，但仍是相当可观的。经过进一步精心推敲，地球物理学家们作出了简单曲线，估计从地表到地心巨增的压力对密度的影响。1897年发表了一个关于地球深内部的简单模型：它具有密度为3.2克/立方米厘米的外壳，近似岩浆岩，中心核的密度为8.2克/立方米厘米，比铁陨石的密度小10%。为了符合地球的总体平均密度为5.45克/立方米厘米 (现代数值为5.52克/立方米厘米)，中心核必须具有约4 500千米的半径(地球的半径为6 370千米)。1902年柏林发表的地球内部略图见图6.1。
图6.11902年在柏林发表的一张地球内部略图 这个地球的早期模型具有固体地壳、弹性地幔和固态核 这些早期地球物理工作依靠的论据虽然很有力，但还是粗略的。因为地球内部特性的定量变化没有详细的结果，所以就给各种不同的观点留下了辩论的余地。那些相信地球内部主要是流体的人和那些如乔治·达尔文那样认为主要是固体的人在两种观点的争论中当时都不会成为胜利者。如图6.1所示的推测性地球模型，在19世纪末还没有被认为是不能容忍的。密度、潮汐和地球形状的数学分析给出了一个稍稍有些扁的星球的图像：固体地壳(可能相当厚)浮在弹性或塑性的基底上，在这一基底之下是高密度的核，半径有几千千米，可以是固体或液体。 在20世纪，地球物理学家取得了完整得多的地球内部的详细图像，他们几乎完全只依靠一种工具——地震波的分析。通过分析来自全球的地震波，他们不但能够确定已经预期存在的构造的边界和组成，还发现了意想不到的构造（图6.2）。例如19世纪地球物理学家粗略地推断地核为液体，但现在发现其中还存在一个固态内核。
图6.2由地震研究揭示的地球总体构造的现代剖面 事实上，没有一种地质研究技术能与记录地震波探测地球相比。然而地震学采用的是什么方法，它们的优点与缺点是什么，并未广泛地为人们所知。基本问题是：我们如何应用地震波去透视地球内部?寻求答案的第一步是研究地震记录图。 图6.3是瑞典基律纳地震台记录的1969年3月31日6 500余千米以外日本海下发生的一个地震的地震波曲线图。外行人看到的不过是3组曲曲弯弯的线，标着E、N、Z，分别指示地面运动的3个方向：东西向、南北向和上下。仔细看一下可以看见记录上有标号，相邻两个标号间经过的时间为1分钟，地震学家的任务就是运用多年的经验来分析解释这些曲线。
图6.3瑞典基律纳地震台中等周期地震仪记录的深源地震地震图 与深源地震有关的记录特点是：没有面波，并且反射pP波的初动是向上的，与P波相反（时标为1分钟） 对这些曲线的充分解释取决于正确地辨认不同类型的地震波——P波、S波和面波，并粗略地确定这些不同的波在地球内部传播的路径。例如，图6.3中南北分量上标注的ScS波，有经验的地震学家辨认这个波时，首先看它的到达位于第一个S波之后，因而会判定它是S类型的波，是由分隔不同弹性性质的岩石内部界面上反射回来的。由于此波以一个清楚的波峰和一个清楚的波谷形式到达，紧随其后几乎没有什么运动，我们可以据此推断反射界面很薄、两侧岩性反差很大。因为，如果波是由两种岩性逐渐过渡的厚的界面反射回来的话，波的初始将是弱而模糊的，其能量将拖长在几秒钟内陆续到达(进而，也可推论日本这次地震的破裂过程必然相当简单；如果断裂由许多个破裂造成，后续破裂的波必然叠加畸变第一个ScS波，使波形变得复杂)。一般来说，对到达的所有波的解释都必须建立在观测地震学家积累的广博知识和丰富经验之上。观测地震学家像大侦探一样工作，工作中主要依靠有关穿过地球弹性岩石的地震波运动方面的知识和地震震源断裂的理论模型。 地震学家们辨认波的时候，需要以不同波型速度的比较和不同类型波动造成的独特的地面运动方向为依据。他们一旦知道地震的位置，便可以运用这一信息进一步辨认这些波。从图6.3基律纳台地震图上的P波动和S波动可以看出，因为压张性的P波比剪切性S波传播得快，所以它从日本的震源到达瑞典台站比S波到达早8分钟。这个时间差与过去半个世纪建成的经验性地震波走时表上预测的相符。我们还可看出，P波动在地面运动的垂向分量中最清楚，S波动在两个水平分量上最大。 因为P波在基律纳台以很陡的角度出射，所以主要在垂直方向上推拉岩石。相反，S波主要是岩石的横向运动，在南北水平方向上振幅最大。由于从基律纳到日本是近东西而非南北向，S波的能量如理论上所预测的被分配到不同分量，其最大振幅发生于南北方向，垂直于S波传来的方向。 因为不同P波和S波可沿许多可能路径中的一条通过地球内部，所以地震工作者需要用一个符号系统去表示不同的路径。这些路径符号在标注不同地震波震相时已在基律纳地震台所记录的地震图中使用过。不同的波按它们的类型和在地球内遇到过的不同的主要界面加以分类。 按照波的传播路径，对各种波用最简单的符号进行定义，见图6.4。把地震波射线想象为光线，传播时沿曲线路径传播。像光线落在水面上受反射和折射一样，地震波射线也遵从同样规律。然而与光线不同的是，在地球表面和地下界面P波和S波的反射和折射一般产生一族复合地震波(见第2章)。
图6.4通过地球内部的典型地震波射线 直接从震源传播到地震仪、完全位于地幔内没有反射的射线用简单的P或S符号标注。位于外核的任何P波段落标为K(来自德文Kern wellen——核波)，内核的任何P型波段落标以Ⅰ。在这一命名方案中，以PKIKP符号为例，它代表一P波通过地幔、外核、内核再经过外核、地幔到达地表。 外核是流体的，不能传播S波，因此没有与K波相应的S波。穿过内核的S波用符号J表示。确认这种S波，可以证明内核是固态的，但应记住，它们需要从外核的P波变为S波，然后再变成P波才能通过液态的外核回到地面。为此我们必须寻找微弱的PKJKP波 —— 一个至今仍在继续着的迷人的搜索。 地震波在地球表面反射时也增殖。正如图6.4中所画的那样，经地表反射后由两段P波组成的波用PP表示，由3段P波组成的波用PPP表示等。同样方式，也有SS，SSS等，用以表示经地表面反射的S波。因为地震波通过固态岩石在岩石界面可以由一种类型转换成另一种，所以也需有一种混合波的表示，我们把在地幔中传播的第一程称为S波，第二程为P波的波称为SP波。一些直接了当的波的名称，诸如PSP和SKS在图6.4中可以看到解释。当波在一内部界面上反射时，插入适当的小写字母，例如PcP表示通过地幔的P波在地幔和外核之间的边界上反射了，字母i表示在内核边界的反射。 反射的P波和S波可以作为地球内部清晰界面的有效探测器。一个奇特的事例是与反射波PKPPKP（简称P′P′）有关的发现。通常P′P′型的波从一个震源发出，运行很长的路程到地球的另一面并反射回到同一半球，要两次通过地核。1968年亚当斯（Adams）在新西兰地震观测台观察到比通常P′P′波稍早一点到达的小波。亚当斯把它们解释为P′P′波的前导波。这些波并未完全到达地球的另一表面，而是从上地幔中的一个不连续界面反射回来的。 P′P′型的波对探测地球的构造特别有用。它们的路径如此之长，以致要在由断层滑移产生出来约39分钟后才能到达地震仪，这时震源发出的其他波早已到达观测台，因此仪器记录背景是平静的。 1970年10月14日俄国在新泽木拉亚的地下核试验提供了一个多重远距离反射特别突出的实例：P′P′波通过地球的核，在南极下边反射并返回北半球。在图6.5显示的地震记录中，反射信号P′P′是地震图上最突出的特征。在主要的P′P′波反射到达前约20秒，一串很小的波开始出现，可解释为是来自南极表面以下80千米深处的岩石界面的反射。这些先导波因此被确定为P′80P′。
图6.5加利福尼亚詹姆斯敦台记录的1970年10月14日俄国新泽木拉亚岛地下核试验的地震图 大的P′P′波形是从南极之下地球另一边地表反射形成的。它的前边有从大陆面下80千米深的一个构造反射 的回波P′80P′。此前两分钟记录的是从地表下约650千米的界面反射回来的P波 继续从右向左观看地震图时，先看到一分半多钟无关紧要的波，它们是由地球的背景微震噪音产生的连续轻微摇晃。突然，几乎是在第一个P′80P′波正好2分钟之前出现了一对漂亮的震相：两个尖峰，中间隔几秒，清楚地突出于微动背景之上。这些陡峭脉动与南极地表之下650千米深处一个界面反射射线的预期到达时间很一致， 因此把它们标定为P′650P′。一对P′650P′震相的出现意味着从650千米界面反射的射线有两条相差不大的路径，一条可能进入了固体内核中某过渡层，而另一射线没有进入内核即反射了。 在介绍如何标注曾经被深部构造反射和折射的地震波的符号时，我们已提前谈到了很复杂的问题，即把车放在了马之前。现在我们必须回到基本问题上：已知图6.3所示的波形曲线，究竟应该如何应用观察到的不同脉动去推断它们透射过的或从其反射的构造？为此，首先要了解地震波传播不同距离经历的时间。这个概念已于第5章有关地壳探测部分做了一些讨论。该方法得以使地震研究获得一系列巨大的地质成就。 让我们从全球各地的一系列地震开始讲起。如果这些地震的震源及其发震时间为已知，地震图上的时标能让我们确定能量从震源传到地球表面特定地理位置地震仪所经过的时间（称为走时）。然后可以把这个走时作为距离的函数加以标绘。当处理通过地壳的波时，它们运行的距离都不长，把与走时相对应的运行距离按千米计算比较方便。然而，当考虑绕地球表面的距离时，量度台站和震源在地心的夹角，以角距离来表达更方便。这样，一个正好沿地球直径传播的地震波的震中距为180度。日本地震与基律纳台的距离为63度。1度角距离相当地表110千米。 当把已知的许多地震波的走时及震源与记录地震台间的距离点在图上时，得到许多个零散的点并渐渐显现出平均曲线（图6.6）。利用这一结果可从世界各地许多地震台记录的新发生地震的P波和S波到时确定震中位置。定位过程已于第3章描述过。这些改进了的震源位置可用于进一步改进走时表，用改进的走时表又反过来可以更准确地确定震中位置，如此继续下去。走时校正的全过程现今已由计算机自动操作了。
图6.6从穿过地幔的P波走时作出的地震走时曲线 标着Pc的虚线相当于绕射到液体地核影区的P波 这种工作已进行了几乎一个世纪，现在P波和S波穿过地球的平均走时仅有约1秒的离散。目前主要精力用于确定世界不同地区走时曲线存在的个别显著差异，这些差异反映了地球内部的物理性质与球对称模型的偏离。这些偏离可能很重要，例如波通过俯冲带传播时，P波和S波走时都可与走时表值差5秒或更多。 图6.7是最著名的全球平均地震走时表，它是30年代末期由本世纪最杰出的两个地震学家杰弗里斯爵士和布伦（Bullen）教授制定的。地震学界使用该表50多年，一直用它做标准，确定实测地震波和标准模型的偏差。
图6.7杰弗里斯爵士及其学生布伦根据许多地震记录于1939年 绘成的著名的走时曲线(作者略加修正) 地震学历史中探测工作最辉煌的成就之一是英国地质学家奥尔德姆（图6.8）发现地球的核。他于1906年将其成果发表于一篇著名的论文中。奥尔德姆的发现很好地阐明了地震学家怎样利用杰弗里斯和布伦给出的那些已知走时曲线，来推断地球内部的结构。
图6.8地核的发现者——奥尔德姆(1858〖～1936年) 按照上述概括的处理方式，奥尔德姆从几个已知地震震源标绘出P波和S波的走时。他称这些波为“第一相”和“第二相”。奥尔德姆收集的震源资料可以提供从20度到几乎160度的距离的波的走时，图6.9就是他原著（1906）中绘制的图，走时曲线图的比例尺比图6.7的比例尺压缩了许多。
图6.9奥尔德姆绘制的P波和S波走时曲线(a)和简单的穿过两层 地球模型的波的路径(b)（据奥尔德姆1906年著作） 奥尔德姆注意到走时曲线的两个重要间断：第一个位于约130度距离处，我们现今定为P波的“第一相”到达了，与曲线较早部分的趋势相比，130度以后的到时平均延迟了约半分钟。第二个间断出现在现今定为S波的“第二相”的曲线中，它只能被跟踪约120度，比这个距离更远的S波到时要迟10分钟或更长。为了解释这一延迟，奥尔德姆假设这些S波穿过了地球中心的核，在核里，S波以明显较慢的速度传播——约为穿过周围壳层的速度的一半。他的论据可从图6.9得以清楚地理解。他说：“一直到120度距离的波都没有穿过地核，在150度距离上波速明显减小，表明在这个距离出露的波曾深深地穿入过地核。因为120度的弦能达到的最大深度是地球半径的一半，可以认为中心核大小不超过地球半径R的0.4倍。” 我们现在知道，按奥尔德姆对波型的辨认解释会有一定困难，并且其计算仅仅是粗略的。例如奥尔德姆画的射线路径是直线的，然而，因为岩石的弹性模量在地球内随深度而增加，射线实际上是沿凸向中心的弧形路径运行的。什么是奥尔德姆论点的关键验证？如果有一个奥尔德姆预言的那种类型的核，那么地震产生的P波和S波应从它表面反射回来。确实，我们已经注意到在图6.3的基律纳台地震图上存在这类(ScS)反射。更广泛的地震波反射波观察使德国的古登堡（Gutenberg）教授(1889～1960年)比奥尔德姆拥有更大量的地震记录，他于1914年首次给出地核深度为2 900千米的相当准确的估计。古登堡的估计经历了时间的考验，现代对地核深度的估计与这一数值仅有几千米的误差。 随着对地核认识的深入，地质学家首先发问，穿过地核的波出现延迟是因为地核物质是流体而产生的呢，还是因为高温高压条件下软化的岩石衰减了波的能量而产生的。在30年代开始明确，当震中距大于约105度时，从地球另一侧传来的地震波难以被观察到。远震的直达P波超过这个距离后就变弱，其到时比图6.7中P走时曲线的简单延伸预期的晚3分钟左右。此外，在走时表外推到105度以外距离时，在预期的时间也观测不到S波。由于S波是不能在流体中传播的，因此我们想象地核对直达S波的对极射线起着屏蔽作用。 所有这些观测到的P波和S波的特征都可以用一个假定解释：地核深部岩石在高于5 000℃高温条件下是熔融的流体。从这一早期工作起，关于S波可能穿过地核运行的问题曾被探索了许多次，但一无所获。所有的地震学证据都否认地核能传播S波。以后又进行过地球整体响应月球和太阳吸引产生的潮汐反应以及大地震后地球作为一个整体的自由振荡的研究，现在可以肯定，地核的外层是流体。 另一个应用地震波探索地球构造的有趣故事讲的是一位丹麦地震学家——英格·莱曼（Inge Lehmann）（图6.10）的发现。英格·莱曼于1936年首次发表证据说，在外核之内有一月亮大小的内核。莱曼曾在丹麦第一所男女合校上学，该校是尼尔斯·波尔（Niels Bohr）的一个伯母创建并维持的。当时不寻常的是她被鼓励献身科学事业，像她后来回忆的那样，在她的学校里“没有人认为男女之间智力有差别，而以后我理解到在社会中一般对妇女的态度并非如此时感到失望”。从哥本哈根大学数学和物理学专业毕业之后，她于1925年开始从事地震学工作，1928年她被任命为哥本哈根皇家丹麦大地测量研究所地震学部主任，并一直担任这一职务到1953年退休。 哥本哈根的位置适合于记录太平洋地震带上大地震产生的通过地球核心的地震波。莱曼利用这个优势获得了读取具有这些波的地震图的可观经验，并巧妙地应用科学方法取得了决定性成果。 当她研究记录太平洋地震的地震图时，发现不能用地球内部一般的模型解释地震波。这种波的一个例子在图6.11中以箭头标示。莱曼认为如果该波是从小的地球内核反射出来的，其到时就能够得到解释。 莱曼提出了几个步骤以论证支持她的结论。她首先设想了一个由单一地核和地幔组成的简单的两壳模型，接着进一步设想P波以恒速10千米/秒通过地幔，以8千米/秒穿过地核。这些速度是两区速度的合理平均值。然后她引入一个小的中心核，也具有恒定P波速度。她的简化假定允许她把地震射线看作直线(弦)，像奥尔德姆做的那样，这使她可用初等三角去计算这个模型的理论走时。她假设早至核波是从一假设的内核反射的，然后她连续进行计算，发现可以找到合理的内核半径，使早至核波观测到时与模型预期走时相一致，这个内核的半径约为1 500千米。反射的波在震中距小于142度的地震观测台出现，预测的走时与实际观察到的接近。莱曼把这些结果发表在题为《P′》的论文中，这是地震学中题目最短的论文之一。她在文章中小心地陈述，但并没有“证明”内核的存在，却提出了一个很可能是正确的模型。
图6.10地球内核的发现者——英格·莱曼(1888～1993年)
图6.11英格·莱曼的论文中引用的两幅俄国地震台记录的新西兰1929年6月16日 地震图（a）和穿过简单3层地球模型的简化的波的路径（b） 图（a）是英格·莱曼1936年论文中引用的，地核波到时以箭头标示。莱曼提出最早的 地核波是从内核反射出来的，如（b）中的5号波那样 直到60年代早期人们还不清楚，内核的边界是清晰的界面还是散布100多千米的过渡带。波反射的一个基本性质是：由缓慢过渡的边界返回的波能量低、波形宽而不清楚，特别是在高角度入射时更是如此。当时标准的杰弗里斯布伦走时曲线是在假定存在过渡带的情况下计算的，这些曲线预测在离震源不到110度的距离看不到PKP波，因为在那种高角度入射时，地震波将在过渡带失掉能量变得太弱而达不到地表。 1963年，我和学生玛丽·欧尼尔（Mary O′Neill）从事伯克利台网地震仪记录的地核波研究时，观测到P波能到达震源距少于110度的距离，这恰是那些当时的走时曲线认为不可能有地核波的距离。此外，那些波脉动持续时间很短，表明它们的波长只有5千米那么短，而通常这类波长是10～100千米。其结果是，我们看到了从内核上一清晰的、厚不到5千米的界面反射回来的波。观测到的这些波的走时表明，反射面位于地球核心1 216千米半径处。 对核波作了上述研究之后，如果还有人仍然对于内核与外核间存在清晰边界心存疑虑的话，那么70年代人工地震的证据可以完全令他们心悦诚服了。在这个世纪，蒙大拿州布设的一个地震台阵记录到了内华达州地下核试验的爆破，其角距离仅为10度。这些地震仪能捕捉到从地球深部很高角度入射的反射波，产生如图6.12那样的地震图。这些波的到时相当于预期的PcP波和PKiKP波。无疑它们是地震回波，是从外核(PcP)或内核(PKiKP)边界很陡地反弹回来的。由此可以直接得到两个结论：一，两个核的表面是清晰的；二，它们的半径在杰弗里斯布伦表所预测的几千米半径误差范围内。
(a) (b) 图6.121968年1月19日在内华达进行的代号为“无暇”的地下核试验在蒙大拿州 地震图上的记录曲线（a）及其说明示意图（b） 垂直比例尺表示地面运动的大小；200纳米仅是紫光波长的一半； 从外核及内核反弹回来的回波（PcP和PKiKP）角度仅为10度 外地核边界性质第二方面证据的获得是地震学中最突出的成果之一。如果外核边界是清晰的，穿过液态外核的P波到达地核的对边时，部分能量应该以适当角度弹射回到流体中。它们被反射回来后再次在外核中传播，直到再次遇到核幔边界并又一次被弹射回来。每次弹回，一些能量反射回到液体中，另一些折射入地幔。能否找到它们传到地面的路径，并被地震仪记录下来？现代高灵敏度的地震仪安置于安静的地点，探测那些被束缚于地核内反射多次、最后才折射到地面的微小信号。这些波用P4KP和P7KP符号表示，符号中4K及7K表示P波在地核里被反射3次和6次。其传播路径由计算机按地球实际模型计算，结果如图6.13所示。
图6.13在地球液态外核内P波多重反射计算结果 该图描绘了A点一地震事件产生的7段核内反射波路径。它在到达地面， 例如在到B站之前，在核内被反弹了6次 因为脑海中时刻牢记着如图6.13这一图像，在1973年的一天我终于等到了这可贵的一刻。当我扫描一张加利福尼亚州詹姆斯顿地震台的地震图时（其上记录的是前苏联新地岛武器试验场的一次地下核试验，图6.14），预测P7KP波到达的精确时间，我无可置疑地看到了波的脉动群，突出地显现在微震背景噪音之中。在那以前，这种地震波很少被明确地辨认出来，现在，这种异乎寻常的地震波形已可在许多地震图上观察到。在流体核内曾最多记录到13次反射。
图6.14加利福尼亚詹姆斯顿地震台记录到的前苏联1970年新地地下核试验的地震图 从图上可以见到微弱的P4KP波反射 由此我们可以得出有关地球深部物理性质的一些重要结论：第一，P波在液态地核中的衰减很小，因为它们能被多次反射并在外核内传播而不被衰减掉。这个低衰减表明外核的岩石可能是一种铁的合金，没有固体地幔的粘性固态特性。第二，波的起始甚至在许多次反射之后仍保持清晰，这也表明反射界面不是扩展到相当厚度的过渡带，地幔地核界面必定是一清晰的间断面。第三，地幔地核边界即使是清晰的，半径变化也不会很大。如果地核内面上有任何波状起伏或不平整，也必然很小，否则，当相继的P7KP波发生时，它们将散射并与那些按光滑地核边界预测的到达时间不同。据此论据，我们可推断在幔核界面底下的任何崎岖不平如果确实存在的话，其厚度也不会大于10千米，在地球内部如此深地带有这样的光滑面是相当显著的特征，不要忘记那是对流运动着的很热的塑性地幔岩石和液态地核的接触界面。 在实现他们开创性工作的过程中，奥尔德姆和莱曼解决了科学中所谓的“正演问题”。按专门术语描述就是，他们提出地球的初始假定模型，限定内边界的半径，并假定可能的地震波速度，然后用简单的公式，如“速度等于距离除以时间”，去预测理论走时，预测值可以和观测走时比较。这种类型的问题被称之为正演问题。是因为首先假定了地球内部的性质为已知，然后从这些性质去预测何时能在地球表面观察到这些波。在他们论证的第二阶段，采用试错法去改进模型以提高与观测结果之间的吻合程度。 事实上，地球深内部的遥测问题必须用“正演”和“反演”两种方法加以论证解决。地震学家一开始往往先用观测走时给出距离，并由此推导出速度分布以及地质构造。这种类型的问题是“反演问题”。从医药到工业工程等，在许多科学领域都会遇到此类问题，构成了现代科学工作中极吸引人的部分。 一个典型的例子是对地震断裂源的研究。如果已知沿一活断层分布有粗糙障碍区，经过简单计算就可给出在地表的地震图。但事实上我们并不直接知道粗糙面，必须从地面强震仪记录的地震波形作反推。这一问题我们将在第8章讨论。 用于确定地球内部深部构造的基本方法是，解释像图6.7那样被测量到的地震波走时曲线，求得通过地球的平均地震波速度。球对称的地球模型被作为一阶近似模型，这一模型假定P波和S波的速度仅是深度的函数，从而大大简化了计算。该方法应用30年代确立的有效的数值方法计算，从走时曲线求出作为半径（r）函数的P波或S波速度v(r)的变化。其数学方法与光学或声学中的反演方法相似。图6.15给出最近数值反演得到的P波和S波速度随深度变化的曲线。因为这些速度与它们穿过的岩石的密度和弹性性质呈定量相关，图6.15中的曲线提供了推断在地球内部任何深度上的岩石类型的可靠方法。
图6.15地球内岩石平均密度和穿过它们运行的P波和S波速度随深度的变化曲线 速度的突然变化清楚地限定了地球内部的总体构造，速度随深度的逐渐变化则揭示了地幔里的精细结构。地幔包括从地壳底面到约2 900千米深的液态地核边界之间的巨大壳层，可划分为两大区。上地幔向下延伸到约670千米，其特征为传播于其中的P波和S波的平均速度随深度相当快地变化。其下界P′650P′波的反射界面已于图6.5中讨论过，这部分地幔包括岩石圈和软流圈。它们非常重要，因为岩石圈的底面将上覆的包括构造板块的刚性部分与地幔的较活动的流体部分分开。 下地幔构成了地球的大部分。P波和S波速度曲线显示，地震波在下地幔内的平均速度随深度逐渐增加。这种P波和S波速度的增加基本可以用随深度越来越大上覆岩石压力也越来越大加以解释。下地幔含有致密的硅酸岩，并且因为S波和P波能穿过下地幔绝大部分，所以我们可以清楚地知道地幔是固体的并且刚度很大，至少在短时间载荷下如此。然而地幔岩石在百万年漫长时间中还是在慢慢流动的，因为它们具有粘性特性，在这种深度由于高温更使粘性增强。 仔细观察在不同地理区穿过地幔的地震波的走时可以发现，它们与上述简单图像有两点显著的偏离。第一，相同传播距离但不同路径的波的走时与平均走时有10%～15%的变化。这一走时差表明地幔并不完全均匀，而是包含着团块。不均匀性在上地幔特别显著，但在更大深度也存在。第二，在核幔边界上一条100～200千米宽的带内存在一地震波速度异常区，该区波速与假定地幔向下一直到边界都是均匀连续所预期的波速有明显差别。因为这个薄的过渡层如此接近流体地核，如果揭示了它的物理性质，将会为阐明固态地幔和液态地核岩石之间的相互作用问题提供关键信息。 自从1960年5月智利大地震后，人们知道了很大的地震有足够的能量动摇整个地球，造成的运动状态可以用地震仪感测到。现今推断地球内部性质的重要方法之一就是观测和分析由大地震激发的地球的自由振荡特征。 我还清楚地记得自己搜索1960年智利地震激起地球自由振荡基本频率时的兴奋时刻。我的方法是从数学上分析在意大利特里斯特附近的极长周期摆记录的地震图中隐藏着的振动。我测定的最长振荡周期是44.0和54.0分，对应图6.16第一列中绘的全球运动。但我也发现了运动的许多谐波，诸如那些在第二列中所表示的。这些地球振荡谐波的发生就像一根吉它弦被拨动时产生的音乐谐波。人们早已知道可从弹性体的物理性质直接计算得出一根弹性弦或一振动的钟的共振频率，类似的，如果我们已知地球内部的物理弹性特征，如同可以知道铜钟的密度和弹性一样，就可以计算出大地震之后预期的共振频率和振幅。然而我们面临的问题与此正演问题相反：我们试图从观察到的振动入手，建立一个与观测到的实际情况一致的地球构造和弹性模型，该模型应能得到与观测到的频率一致的振荡频率。
图6.16地球整体振荡可能是T型或S型 T型振荡完全由地球岩石的水平运动引起，S型振荡由地球径向位移和水平位移共同引起 虽然这个反演问题很难实现，因为可供选择的工作模型太多了，但工作仍然取得了进展。每次大地震引起地球自由振荡后，全球地震台网都对其进行测量并取得富有成果的收获。1960年地球振荡的测量结果甚至被用于验证过去从P波和S波走时提出的地球内部的总体构造。 对整个地球振动的测量使我们能对地球深内部岩石的性质获得另一重要认识。因为振动在许多小时后才慢慢消失，它们可用于测量地球内部岩石的阻尼性质，这些阻尼值又提供了对不同深度岩石粘滞系数的估计。这些粘性的可靠测定将对驱动地球表面构造的地幔对流运动的模拟有所帮助。 我们已经看到了地震是如何被用来探测地球深部构造：地幔和外、内地核（表6.1）。由此得到的地球图像如图6.2所示，是具有同心壳的球对称构造。虽然它是简化的，但该图是理解地球的历史和演化的必要基础。如同在第5章中讨论过的，地球的表面和地壳当然绝非是径向对称的，也就是说沿通过地壳的不同截面它们具有不同特性。因为这个原因和其他原因，我们可以预期或许在很深处岩石性质也有横向变化。为了获得地球内部完整的结构图，我们需要从二维过渡到全球三维图像。 表6.1地球内部的主要壳层
在过去的10年里，在解释横向变化，特别是上地幔里和围绕地核的横向变化中取得了突出进展。地质学家们甚至发现了地球内核的非对称性迹象。这些激动人心的发展已使奥尔德姆、米里内、杰弗里斯、古登堡和莱曼这些早期地球物理学家们的梦想成真，是通过环球适当布设的地震台网的合作使之得以实现的。这样一个数字仪器台网至少在全球陆地表面已大部分到位了，它能够以宽频记录到全球大于6级的地震。 一种学科的发展常借助于其他科学领域的工艺和分析技术，在应用地震去探测地球的深内部时也是如此。我们所用到的强有力的新探索方法叫层析技术，它曾首先在医学上用于观察人体，在工程上用以研究物质内部的缺陷。在现代医学中，医生们用这个技术去取得体内异常生长的图像，并把它命名为CAT扫描，指的是“计算机化的轴层析技术”。传感器放在人体的一侧，X射线或其他粒子源放在另一侧，接收到的强度反映了人体内密度变化或人体组织吸收影响射线的方式。相似地，在地球物理中地震产生波，这些波通过地球内部之后由地球表面的地震台观测。 在准备为侦探器官异常变化扫描人体时，医学层析者会把源和探测仪精心布设在器官周围。与医学同行不同，地震学家不能控制探测的源，他们必须利用那些发生在地球上有限地区的大地震。不过，这两种技术基本上很相似。两种情况都是波从源到接收器通过其间的构造传播，从波的性质去再造内部构造的数学影像。地震学家获得了深深穿透的P波和S波及在地球表面沿不同途径传播的面波。 医用普通X射线仅能在胶片上获得人体器官的两维投影，重叠的构造使解释发生困难；而在CAT扫描中，X射线沿不同路径射入穿过目标器官，人体内部切片以适当方式加在一起就构成一张三维构造的影像。地球物理层析应用相似的方法去显示地球内部的三维非均匀性。具体操作时，我们要考察许多震源，选择那些路径穿过被研究的异常地质构造区的射线（图6.17）。高速计算机能对取自全球地震台的大量地震波数据进行对比运算，这些数据不是来自一个地震，而是来自许多地震；不仅有P波、S波，还有其反射波，诸如PP，SS和ScS，所有这些都能在一个统一的数学和统计的联合分析中加以考虑。
图6.17利用传播路径通过下地幔中特定区域的地震射线对该区进行层析扫描 层析技术在地球内部的应用还在另一方面与医学应用有显著差别，即测量什么物理量。在大多数医学人体扫描中，异常的组织构造比正常的组织吸收更多的X射线或其他辐射，因此测量的是对波的吸收。而在地震的情况下，固然异常构造可能吸收较多能量使波进一步减弱，但在应用中还难以利用这一衰减特性进行分析，代之的是测量地震波沿其路径的速度变化。其结果是把地球地幔里的构造描述为“快”和“慢”地质构造。对于仅沿其半径变化的地球，通过对大量交叉的地震波路径网的分析，可以指出单个路径在何处偏离平均速度。这个方法的优点在于：如果仅沿一根射线路径测到了对平均岩石速度的偏离，则无法确定它究竟是在沿路径的哪个段落发生的。然而，如果一条射线路径与另外一射线路径交叉，而另一射线的传播时间又具有同样的与预期值的偏离时，则这两个波路径交叉处可能就是异常地区。 三维层析也可用面波频散来进行。图6.7中也给出了瑞利波和勒夫波的平均速度曲线。因为这些波绕地球表面传播，它们的曲线代表了波在震源与台站之间大圆路径上传播的平均速度。 当面波速度被测定之后，我们发现沿一条大圆路径传播的面波速度和沿另一条大圆路径传播的面波速度是不同的，这表明至少地球外部的构造从一个地区到另一地区有显著不同的特征。在第5章中已说明如何用面波的频散曲线来推断大洋地壳的平均厚度比大陆块地壳要薄。用新一代数字化地震仪能够记录到更长的波长，这就可能通过比较绕全球沿许多相交路径传播的面波去估计地幔中的详细构造变化。 这种层析研究结果给出的地球内部图像显示，有一些地区地震波传播速度比平均值快或慢。地球深内部探测的最有争议的问题之一是地幔的对流运动，这些层析图像对解答此难题给予了启示。 早期模型假设地球内部有的部分是流体或是塑性的，这自然导致推测地幔粘性岩石中存在很慢的环流，类似一锅沸腾的油造成的对流。在地球内部，地幔深处的热以横跨上千千米的对流环的形式向上传递，通过这些环，热的粘性岩石将从热的深部向冷的表层作环形流动。因为浮力将使轻的岩石（不管它们是流体或固体）流向地表，所以一般认为地壳中的硅酸盐岩石平均密度比基底中的岩石(可能富铁质)密度小。这一推断最终被地震研究证明是正确的，并为在维苏威和克劳亚一类火山的熔岩湖的观察所确认，在那里粘性熔岩表面常固结成一个壳。 这种在地球上部的大而缓慢搅动的对流环的概念在20世纪前半期失宠了，虽然它仍被用于地核的描述。S波易于穿过地幔说明地幔不是流体，而以前认为只有流体内才有对流。最近科学家开始重新考虑在地球表层及其以下岩石（虽然是固体，但具有塑性）里存在很慢对流的可能性。出现这种有关内部运动信念的反复的关键原因是从地震波取得了新证据。 因为冷却的岩石收缩了，所以密度比平均值大，地震波在其中传播较快。层析研究能勾画出不同波速的区域，这样它们就能揭示出大的地幔对流环中向上运动的较暖岩石和向下运动的较冷岩石。其结果是，三维层析影像首次对大陆和海洋之下、大洋中脊和岛弧之下提供了地球过去及现今动力学的证据。 为了从层析结果中提取最大量信息，科学家必须以富于想象力的方式展示速度变化。他们必须能适当地将异常区的全部三维形态和大小特征以及波速的变化都用形象易懂的图像表达。现在已发展了许多这类创新的彩色绘图方案和形形色色的透视方法。突出的例子有最近基于全球数字化成对台站之间地震面波测量的结果。 彩图6.18（见插页）是从迄今有限数量研究作出的彩色图像中选出的一幅三维深部变化图。因为这个课题是现今研究的热门，还因为层析方法已居主导地位，在未来的10年中，必然还会有许多新的实例。本例引自现在圣他巴布拉的加利福尼亚大学的谷本教授发表的著作。他独自以及和同事们一起收集了全球宽频带地震仪记录的面波数据约18 000个。他把上地幔到500千米深层分成10 000个小块体，即体积单元，进而确定S波在每一体积单元内的波速与平均值的偏离。这些速度偏离包含了1 000个初始未知参数，用现代计算机工作站从测定的面波能很容易地计算出这些参数和各单元速度值。这个方法能提供异常带分布图，分辨能力横向上约为7 000千米，垂向上为100千米。
图6.18 利用麦卡托投影绘出地410千米以上地球速度分布的三维图像 红色区域为S波低速区(热的岩石);蓝色区域为S波高速区(相对冷的岩石);太平洋洋盆边缘较热岩石清晰可见 彩图6.18（见插页）中三维变化的图像通过特殊的彩色绘制后变得清晰可见。与平均S波速度具有同等大小偏离的三维区域的表面，以同一彩色绘制在麦卡托投影图上。红色表示S波速度低于平均速度1.1%，蓝色表示高于平均速度1.9%。如此处理后立即可看出速度异常与构造的相关关系。低速(红色)带大致环绕太平洋，速度的降低是由地幔上层400千米中超乎寻常热的岩石造成的。夏威夷群岛之下也存在相当热的软流层。成鲜明反差的是古老前寒武纪地盾，加拿大、澳大利亚和南美洲下面深至400千米的大片岩石波速均高于平均地震波速。这个差别表明在最老的大陆块体下的上地幔岩石比其他地区的岩石冷。 无论怎样高度评价三维层析方法透视地球内部获得地质科学发现的重要意义大概也不会过分。过去的地球物理性质模型仅限于球对称的情况，现在这一约束已被打破，最明显的进展实例是渐渐能描绘地球内部的大型对流环。虽然板块构造原理对许多主要地质现象提供了解释，包括全球地震和火山的分布等，但缺少一部驱动机。为什么板块会形成它们现在这个样子？为什么它们会沿现在这样的方向运动？为什么会具有现在的速度？早期人们曾试图用地幔对流作为一个驱动机制，但仅有简单的一维或粗略的二维模型，例如，假设岩石在一个从大洋中脊到下插俯冲板片间的单一垂直面中流动。然而看一眼图5.11中的世界板块构造就可知道，它们有各自不同的大小和运动方向。 通过分析大量地震震源发射的浩瀚数量的波的传播路径，人们已经认识到对流层在地幔中的大小和位置是变化的。热物质和冷物质在横向上彼此相对运动。运动着的板块中心并不总是恰好位于对流环正上方，地幔中的冷却岩石并不一定沿简单的层流流回深处。 层析方法还开始回答了地球地幔物质对流环流是全地幔对流还是分层地幔对流的问题，即物质是不间断地从地核边界直抵岩石圈，还是在软流圈底地球表面以下670千米有一分隔界面，把其下部地幔中较大尺度的对流运动与其上部的较小对流层分隔开来。这种研究的前途是光明的。为了进一步提高层析分辨能力，需要在全球设置更多的宽频带数字化地震仪，特别是在深海地区，在那里现今还无记录台站。完全能够预期，在未来10年里我们能更好地认识地球内部的流动图像。 |
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