Pokazuje to dobitnie rysunek 1, na którym przedstawione zostały epicentra wybranych trzęsień ziemi z lat 1977-1994. Wyraźnie widać, że układają się one w stosunkowo wąskie strefy. Pierwsza strefa, wokółpacyficzna - to miejsce najczęstszych, najsilniejszych i najgłębszych trzęsień ziemi (tzw. "pierścień ognia"). Druga strefa to tak zwany pas transkontynentalny, ciągnący się od południowo-wschodniej Azji poprzez Tybet i Himalaje do basenu Morza Śródziemnego. W "erze sejsmografów" okazało się, że trzęsienia ziemi występują również na oceanach. Są one tam jednak znacznie słabsze, płytsze i koncentrują się w bardzo wąskich strefach, w osiowych częściach grzbietów oceanicznych - wielkiego podmorskiego łańcucha górskiego o długości ok. 40000 km.

Rys. 1. Mapa sejsmiczności Ziemi. Kropki oznaczają epicentra wybranych trzęsień ziemi z lat 1977-1994 (na podstawie katalogów PDE i ISC). Strefy sejsmiczne wyznaczają krawędzie płyt litosferycznych i są miejscem najczęstszych i najsilniejszych trzęsień ziemi. Wnętrza płyt są zwykle obszarami asejsmicznymi, na których trzęsienia nie występują, a jeśli występują, to słabe i bardzo rzadko. Oznaczenia mniejszych płyt litosferycznych: Ar. - Arabska; Bir. - płyta Birmy; Fil. - Filipińska; Kar. - Karaibska; Kok. - Kokosowa; Sc. - płyta Scotia. Kółkami oznaczone są miejsca, dla których modele zostały przedstawione na rysunku 3.

Trzęsienia ziemi, szczególnie te najsilniejsze, występują na obrzeżach płyt litosferycznych i są wynikiem przemieszczania się płyt względem siebie. Źródłem tego ruchu, swego rodzaju napędem dla płyt, są procesy konwekcyjne zachodzące głęboko we wnętrzu Ziemi. Pod wpływem przemieszczania się w strefach kontaktu płyt następuje gromadzenie naprężeń w sztywnej litosferze, a do trzęsienia ziemi dochodzi, gdy naprężenia przekroczą wytrzymałość ośrodka skalnego. Poza zniszczeniami w obszarze epicentralnym, trzęsienia ziemi generują fale sejsmiczne (fale sprężyste), które rozchodzą się w ośrodku sprężystym, a swą nazwę zawdzięczają temu, że są generowane przez wstrząsy (z greckiego: - seismos). Z fal sejsmicznych najszybsze są objętościowe fale podłużne i fale poprzeczne (z łaciny: primae i secundae), poprzedzające nadejścia fal powierzchniowych.

Fale powierzchniowe mają największą amplitudę i silną dyspersję, czyli zależność prędkości fali od okresu. Powoduje to, że fale o różnych częstościach docierają do detektora z różnymi opóźnieniami. Krótsze fale powierzchniowe płycej penetrują wnętrze Ziemi - tu prędkości fal są mniejsze i czas przebiegu jest dłuższy. Fale dłuższe zaś głębiej penetrują wnętrze Ziemi - tam prędkości fal są większe, a czas przebiegu jest mniejszy. Zjawisko to dobrze ilustruje rysunek 2, który przedstawia sejsmogram filipińskiego trzęsienia ziemi zarejestrowanego przez stację sieci Wydziału Fizyki UW "13 BB star" w północnej Polsce. Jest to zapis sejsmografu szerokopasmowego, tzn. takiego, który obejmuje pełny zakres okresów fal sejsmicznych (o okresie od 0,01 s do 120 s). Taki zakres pozwala jednocześnie rejestrować "krótkie" fale objętościowe i "długie" fale powierzchniowe Rayleigha. W tym przypadku charakterystyczne okresy fal i wynoszą odpowiednio 6 s i 8 s. Ciąg fal powierzchniowych charakteryzuje się okresami zmieniającymi się od 70 s do 15 s.

Rys. 2. Sejsmogram trzęsienia ziemi zarejestrowanego przez szerokopasmowy sejsmograf sieci "13 BB star" w północnej Polsce. Trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,1 wystąpiło 15 października 2013 r. na Filipinach. Współrzędne epicentrum: a ognisko znajdowało się na głębokości 7 km. Widoczne są wystąpienia fal objętościowych i o okresach odpowiednio 6 s i 8 s. Fale powierzchniowe wykazują dyspersję, a na sejsmogramie zaznaczone zostały trzy wybrane okresy: 70 s, 30 s i 15 s.

W wyniku rejestracji setek tysięcy trzęsień ziemi przez tysiące stacji sejsmologicznych na całym świecie powstał zbiór danych w postaci milionów sejsmogramów fal powierzchniowych. Fale przebiegają po różnych trasach, co pozwala odtworzyć trójwymiarowy model (3D) rozkładu prędkości w górnym płaszczu Ziemi. Metoda ta nosi nazwę tomografii sejsmicznej, a jej idea jest podobna do tomografii w medycynie.

Modele zależności prędkości fal od głębokości pokazują duże zróżnicowanie struktury do głębokości 400 km, w tym warstwę obniżonych prędkości. Poniżej stosunkowo cienkiej kontynentalnej i oceanicznej skorupy ziemskiej (skały osadowe, granity, bazalty, gabra), tj. poniżej granicy Moho, występuje skalny płaszcz, zbudowany głównie z krzemianów (oliwiny, perydotyty, dunity). Litosfera (z greckiego: - litos, sztywny) jest sztywną, zewnętrzną sferą Ziemi, w skład której wchodzi skorupa ziemska i sztywna część górnego płaszcza. Sztywna litosfera jest podścielona elastyczną astenosferą (z greckiego: - astenos, słaby), która charakteryzuje się znaczną plastycznością i warstwą obniżonych prędkości fal w stosunku do wyżej leżącej litosfery. Różnica własności skał płaszcza (sztywny/elastyczny) wynika ze wzrostu temperatury z głębokością. Temperatura jest też czynnikiem decydującym o tym, na jakiej głębokości znajduje się granica między litosferą i astenosferą (z angielskiego: LAB - lithosphere-asthenosphere boundary). Granicę LAB badamy za pomocą fal sejsmicznych. Ośrodek o prędkościach większych jest interpretowany jako chłodniejszy (litosfera), a ośrodek o prędkościach mniejszych jako cieplejszy (astenosfera).

Rozkłady prędkości fal do głębokości 400 km wykazują ogromne zróżnicowanie w zależności od miejsca na kuli ziemskiej. Przykłady rozkładów prędkości obejmujących układ litosfera-astenosfera są przedstawione na rysunku 3. Głębokość LAB zmienia się w szerokim zakresie od około 30 km do około 220 km. Najcieńsza litosfera występuje w osiowych strefach grzbietów śródoceanicznych, a jej grubość wynosi zaledwie 30-50 km (rys. 3 a, b). W leżącej niżej astenosferze spadek prędkości osiąga nawet 0,5 km/s. Obszary starych oceanów charakteryzują się grubszą litosferą, około 80 km (rys. 3 c). Zdecydowanie grubsza jest litosfera kontynentalna, gdzie jej grubość osiąga 120-170 km (rys. 3 d, e), a kontynentalne obszary prekambryjskie, w wieku miliarda lat i więcej, mają litosferę o grubości nawet do 200-220 km (rys. 3 f, g, h).

Modele na podstawie http://ciei.colorado.edu/~nshapiro/MODEL/plot_forms.html#1dprofile

Rys. 3. Modele budowy górnego płaszcza Ziemi do głębokości 400 km. Czarne linie pokazują korytarz akceptowanych wartości Rozkłady prędkości dla różnych regionów Ziemi (ich lokalizacja jest pokazana na rys. 1), kolejno dla skorupy ziemskiej (kontynentalnej i oceanicznej), dolnej litosfery (zaznaczonej na szaro) i astenosfery. Głębokość LAB zmienia się od 30 km do 220 km. Linia przerywana pokazuje prędkość wg modelu.

Co powoduje, że struktura litosfery jest tak bardzo zróżnicowana? Czy układ litosfera-astenosfera jest układem statycznym, czy dynamicznym? Odpowiedzi na te pytania to temat na kolejny artykuł.