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表面波

陷在近地表地層內,沿著地表面前進的震波。接近地表地層如平原區沖積層,傳波速度較低,震波進入後因全反射而成為陷波。當累積的陷波愈來愈多時,互相干涉使地層產生共振,能量匯聚並沿著地表往外傳遞,就成為表面波。表面波之振幅以近地表最大,隨著深度呈指數衰減。震源愈近地表,愈容易產生表面波。
地下構造中每個地層都有可能陷住一部分的波,只是近地表低速層之陷波作用較為顯著,這些陷波合在一起,成為沿地表傳遞的表面波波包。表面波波包中不同的頻率反映出不同地層的共振,頻率愈低通常牽涉到的深度愈深,速度也就愈大。表面波的波包中,不同頻率的成分有不同的速度,稱為頻散。頻散現象是表面波的特徵,分析表面波的頻散現象,可以逆推出不同深度的震波速度,是表面波研究最有用的部分。數十或數百秒振動週期的表面波可以分析上部地函構造,例如軟流圈的低速帶可由表面波研究發現。
表面波分為雷利波(Rayleigh wave)及洛夫波(Love wave)。震波入射到界面時,質點運動可分解成3個方向的分量:前後振動之P分量,在入射面之SV分量,及垂直入射面之SH分量。因P分量與SV分量都在入射面上,故二者之能量會糾纏在一起,成為P-SV之振動方式,如此形成的表面波稱為雷利波,雷利波只在垂直及徑向之方向上振動,傳波質點之運動軌跡為橢圓,垂直向地震儀收到的表面波都是雷利波,在震波測勘法中稱為地面波。SH分量則因垂直入射面,與其他兩個分量不相干,可以獨立出來振動及傳遞,傳波質點之運動軌跡為剪切,其形成之表面波稱為洛夫波,在與入射面垂直之切線方向,才收得到洛夫波。洛夫波只含有S波的特性,與P波無關,振動方式較為單純。
因表面波沿地表呈兩度空間擴散的方式傳播,相較於體波在三度空間傳遞,其衰減程度要慢一些,故遠距離時,表面波能量會大於體波,在大於1,000公里的遠距離地震紀錄很容易出現,跟在S波的後面。與體波比較,表面波振福大,頻率低,速度慢。通常是震源深度5倍以上之距離,且層狀構造明顯處,表面波才長得出來,在長週期地震儀紀錄上很明顯。
表面波研究適合用在數千公里範圍的地下構造,臺灣東邊的菲律賓海板塊有過詳細的表面波分析,由獲得的速度構造,探討板塊運動之演化。近年來,利用較短週期的表面波也研究盆地及平原地區之淺部低速度層構造,如臺北盆地。近年來,利用微地動產生的表面波,探測淺層數十或數百公尺深的S波速度構造,已成功的應用在都會區的場址安全調查上。
超大地震發生後,震波可以流竄到整個地球,甚至造成地球共振,產生振動週期長達數小時的表面波,稱為自由震盪(free oscillation)。自由震盪反映出地球內部整體構造,尤其是下部地函或地核,是探討地球核心的利器。

撰稿者:王乾盈
最後修訂日期:98年09月24日
參考資料:
1 Sheriff, R. E. 1992. Encyclopedic dictionary of applied geophysics. Tulsa, Okla.: Society of Exploration Geophysicists.
2 Lay, Thorne and Terry C. Wallace, eds. 1995. Modern Global Seismology. San Diego: Academic Press.
3 Shearer, Peter M. 1999. Introduction to Seismology. Cambridge, New York: Cambridge University Press.
4 4. Lowrie, W. 1997. Fundamentals of Geophysics. New York: Cambridge University Press.