地震是什么关于地震的科普介绍

地震是地球表面的震动，是地球内部能量突然释放的结果，从广义角度来讲，地震可用来描述任何产生地震波的事件，无论是自然的还是人为的。

地震成因

        现代研究认为，虽然火山爆发和核爆炸可以触发一些地震，但大多数地震由断层上岩石移动引发。地震释放的能量以地震波的形式在地球上传播。

断层与地震波

        断层作用通过两种方式产生地震波：

        a.以前完好的岩石突然断裂，形成新的断层

        例如你用两个夹子反向夹住一块岩石，通过两个夹子施加反向力。岩石轻微弯曲，但不破裂。若继续用力，岩石中开始出现小裂缝并相互连接，直到一条裂缝划破了整个岩石，裂缝一侧的岩石滑过另一侧的岩石。因为发生了滑动，裂缝就变成了断层。当新断层突然形成并滑移时，断层两侧的弯曲岩石伸直或反弹，累积的弹性变形就会松弛，断层两边的岩石来回运动产生了地震波，这就是弹性回弹理论。

        b.已经存在的断层再次突然滑动。

        断层是地壳中的薄弱面。当地壳中的应力增加时，已经存在的断层会优先发生滑动，这是产生地震波的第二种方式。地震学家将压力累积、滑动和释放的循环称为粘滑行为。

        沿断层的主破裂事件产生主震。通常，在主震之前会有一些较小的地震，称为前震。这可能是由于破碎带中裂缝的发育和生长造成的，这些裂缝最终形成主要破裂面。在大地震后的几天到几个月里，受地震影响的地区会经历一系列余震。余震的发生是由于主震期间的滑动并没有完全将能量释放。主震期间的移动甚至可能会引起局部弹性变形的增加，余震的发生缓和了这些残存的不稳定。

地震中滑动的面积和位移量

        a.断层面滑动的面积取决于地震的大小

        一般来说，地震越大，滑动区域越大，位移也越大。例如，在1906年California San Francisco的San Andreas断层发生了长430千米，深15千米的破裂，滑动的区域大约是6500平方公里。在2011年Tōhoku地震，产生了300公里长，100公里宽的下滑区域。而在小地震中，滑动区域可能不到一平方公里。

        b.断层的位移量随位置而变化

        它趋向于在滑动开始的地方最大，在滑动区域的边缘逐渐消失，超过这个位置位移为零。与特大地震相关的最大观测位移可达几米到几十米。例如，1906年San Francisco地震造成了高达7米的滑移，2011年Tōhoku地震的滑移最高达30米。较小的地震，比如1994年袭击California Northridge的地震，大约滑动0.5米。尽管如此，地震还是导致房屋倒塌，管道破裂，并造成人员伤亡。人们能感觉到的最小的地震是由毫米到厘米的位移引起的。

确定地震的位置

        地震波开始产生的地方称为震源。震源深度在70公里以下的地震称为浅源地震，发生在70公里到300公里之间的地震称为中源地震，发生在300到660公里之间的地震称为深源地震。因为震源不在地球表面，我们不能直接在地图上标出它们的位置。当你在地图上看到一个表示地震位置的点时，你实际上看到的是震中，即地球表面垂直于震源上方的点。

诱发地震

        虽然大多数地震是由地球的运动引起的，人类活动也会引发地震。四种主要的活动促成了这一现象：建立水坝、钻孔并将液体注入钻井、煤矿开采和石油钻探。澳大利亚历史上最大的地震声称是由人类活动引起的：澳大利亚纽卡斯尔建在一大片煤矿区上。据报道，地震是由一个断层引起的，该断层由于采矿过程中移除了数百万吨岩石而被重新激活。

地震波

地震波的类型

        断层上的滑动所产生的能量以地震波的形式在地球上移动。地震学家根据地震波移动的位置区分两类地震波：体波通过地球内部传播，而表面波沿地球表面传播。地震学家将振动方向与传播方向一致的波为纵波（P波），振动方向与传播方向垂直的波为横波（S波）。

        表面波也有两种不同的形式：一些会导致地面侧向前后摆动(L波)，而另一些会导致地面上下波动(R波)。

        不同类型的地震波以不同的速度传播。P波移动最快，这就是为什么它们被称为初至波。横波的传播速度大约是纵波的60%，这就是为什么它们被称为次级波的原因。表面波比体波慢，所以两者基本上是在体波到达地球表面后到达的。

地震检波器

        为了探测和研究各种大小的地震，甚至是远离震中的地震，地震学家使用地震检波器，一种可以测量地震产生的地面运动的仪器。地震检波器分为机械地震仪和现代电子地震仪。具有相似的工作原理，垂直运动检波器检测地面上下运动，而水平运动检波器检测地面来回运动。

震中

        地震波以不同的速度传播，通过计算地震仪记录的P波和S波到达时间的差值可以确定震中位置，时间差取决于地震仪和震中之间的距离。

        一台地震仪上记录的时间差只能告诉我们震中和地震仪之间的距离，而不能告诉我们地震仪到震中的方向。因此计算震中到三个不同地震仪的距离，为每个观测站画一个圆圈，圆圈的半径就是观测站与震中之间的距离，震中位于三个圆的交点。

地震的大小

        地震学家提出了两种不同的表：烈度表和震级表来定义地震的大小，比较不同的地震。

修正的Mercalli烈度表

        地震烈度是指一个地点的地面震动程度。1902年，一位意大利科学家Giuseppe Mercalli设计了一个通过评估地震造成的破坏和人们对震动的感知来定义地震烈度的量表。这个量表的一个版本被称为“修正的Mercalli烈度表”，至今仍在使用。在这个表上，我们用罗马数字表示地震烈度。因为地震波在传播过程中会失去能量，所以震中附近的强度值往往是最大的，而远离震中的强度则逐渐减小。

地震震级

        a.里氏震级

        为了计算震级，地震学家首先测量地震图上最大尖峰的高度，以获得地面运动的最大振幅。在确定了震中与地震仪之间的距离后，地震学家通过调整测量值，使之与地震检波器在距离震中一定距离(参考距离)时所记录到的最大振幅相等。由于这种调整，地震学家从任何地震仪上的测量结果中获得的某一特定地震具有相同震级。换句话说，一个给定的地震只有一个震级，因此，不同于强度，震级不取决于距离震中的距离。我们用阿拉伯数字表示大小(M)。

        1935年，美国地震学家Charles Richter制定了地震震级的标准。现在被称为里氏震级(Richter Scale)。该震级是对数的，这意味着一个震级的增加代表地面运动的最大振幅增加十倍。Richter特用了100公里作为参考距离。由于距离震中100公里的地方不一定有地震检波器，他开发了一个简单的图表来调整地震检波器站与震中的距离。

        b.矩震级

        现今地震学家使用一种更准确的标度，称为矩震级，来表示地震的大小。为了计算地震的矩震级(缩写为Mw)，地震学家将几个不同地震波的振幅，断层上滑动区域的尺寸，以及发生的位移都考虑进去。同里氏震级一样，矩震级是对数的。

        为了便于讨论地震，地震学家使用熟悉的形容词来描述地震的震级。大多数人能感觉到的地震震级大于Mw4，而能造成中等破坏的地震震级大于Mw5。灾难性的2011 Tōhoku地震为Mw9.0。历史上最大的地震记录是发生在1960年的智利地震，Mw9.5。微地震(Mw1或Mw2)可以通过靠近震中的检波器检测到，震级没有明确的上限。地震学家根据已知的地球断层尺寸估计，9.5是一场地震能达到的最大震级。

地震能量释放

        一场Mw5.3的地震释放的能量相当于广岛原子弹的能量，一场Mw8.6的地震释放的能量相当于10000颗原子弹的能量，而一场Mw9.0的地震释放的能量远远超过有史以来最大的氢弹爆炸释放的能量。每增加一个震级就意味着地面运动的最大振幅增加了十倍，但能量释放却增加了32倍。

地震发生的位置

        地震并不是在全球各地都发生。通过在地图上绘制震中的分布，地震学家发现大多数地震对应于板块边界，发生在地震带上。这些地震带内的地震称为板块边界地震。在远离板块边界的地方发生的地震称为板块内地震。

板块边界的地震

        板块相对于相邻板块的移动速度为1~15厘米/年。在几十年到几百年的时间里，沿着板块边界形成的巨大压力导致了断层的突然滑动。在一个给定的板块边界上发生的断层类型取决于越过该边界的板块的相对运动。

        在一个离散的边界(洋中脊)，两个板块形成并分开。离散边界由转换断层连接的洋脊段组成，发育两种断层：沿着脊段，拉伸产生正断层，沿着转换断层形成走滑断层，这些断层上有浅源地震。

        b.大陆上的转换边界地震活动

        世界上大部分的转换断层连接着大洋中脊的部分。但是有一些，如California San Andreas fault，New Zealand Alpine fault和Turkey Anatolian faults都是穿过大陆地壳的。大陆转换断层上的大地震具有很大的破坏性，它们的震源较浅，产生的地震波在到达地面时仍然可以携带大量的能量。它们还可能位于人口中心附近。

        汇聚边界是发生不同深度地震的复杂区域。世界上大多数地震(90%和81%的最大地震)发生在40，000千米长环太平洋地震带。由于这些地震的震源很浅，弹性回弹产生的地震能量大部分到达地表。汇聚边界地震的显著例子包括：1960年智利发生Mw9.5级地震，1964年阿拉斯加Good Friday发生的Mw9.2级地震，2004年苏门答腊的Mw9.3级地震，2011日本Tōhoku的Mw9.0级地震。

        与离散或转换边界不同，汇聚边界也发生中源和深源地震。这类地震的震源在地球横截面上定义了一个地震活动性的斜坡带，称为Wadati-Benioff带，其深度为660公里。该区域的地震发生在俯冲的岩石圈内。

陆壳上的地震

        并非大陆上所有的地震都与板块边界有关。在这里，我们列举几个陆内发生地震的地质环境。

        大陆裂谷地壳的拉伸产生了正断层，在这些断层上的滑动就产生了地震。现今活跃的裂谷包括东非大裂谷、盆地和山脉省以及新墨西哥大裂谷。浅震源地震在这些地方发生，其中一些会造成重大破坏。

        b.大陆碰撞区

        2015年，尼泊尔山区发生了一次大地震。加德满都矗立了数百年的纪念碑倒塌，在整个偏远乡村，山体滑坡掩埋了社区和道路。地震在尼泊尔和喜马拉雅山脉的其他地方相当频繁，因为由于印度和亚洲的碰撞，山脉正在活跃地扩大，而这种碰撞造成的挤压导致了逆冲断层的滑动。

        地球上产生的地震能量有95%来自板块边界、碰撞或与裂缝有关的地震。其余发生在板块内部的地震称为板块内地震。所有构造板块都有内部应力场，内部应力场由它们与相邻板块的相互作用和沉积加载或卸载引起(如冰川消退)。这些应力可能足以引起沿现有断层平面的破坏，引起板内地震。几乎所有板块内地震的震源位于深度小于25公里的地方。当脆弱的断层带(其中一些是在10亿年前形成的)由于对大陆施加的压力而发生滑动时，这种地震就可能发生。

        板内地震不是均匀分布的。在北美，大多数发生在密苏里州东南部，田纳西州东部，东南部以及魁北克省南部。在1811年至1812年的冬天，密西西比河谷下的断层滑动造成了3次Mw7.0到Mw7.4的地震，震撼了这个地区。地面的位移暂时扭转了密西西比河的流向，地面运动导致小屋倒塌。

地震造成的破坏

地面震动和位移

        不同的地震波引起不同的地面震动。在一个特定地点，震动的严重程度取决于：

        a.地震的震级，因为震级越大，释放的能量就越多；

        b.到震源的距离，因为地震波穿过地球时，地震能量会减少；

        c.地表以下材料的强度，因为地震波往往会在较弱的材料中引起更多的运动。

        地震发生时，如果你在空旷的田野里，地面运动本身不会夺去你的生命。然而，如果在建筑里就没那么幸运了。当地震波通过时，道路、铁路线和管道发生弯曲或破裂。建筑物会摇摆，前后扭曲，上下摇晃，所以窗户可能会碎掉，屋顶可能会塌掉，建筑物外墙可能会倒塌到地上。大部分与地震有关的死伤都是由建筑物倒塌时掉落的碎片造成的。

山体滑坡

    地震会导致陡峭斜坡上的地面或底部有脆弱沉积物的地面垮塌，这种运动导致滑坡。

土壤液化

        1964年，一场西7.5级地震袭击了日本Niigata，一座部分建在湿沙覆盖土地上的城市。在地震过程中，建筑物的地基下沉，造成墙壁和屋顶开裂。2011年，新西兰Christchurch发生了一场地震，引起了沙子的喷发，并在地面上形成了小的锥形土丘。当沙子从地下移到地表时，附近就形成了坑状的凹陷。有些坑大到足以吞没汽车。

        以上例子说明了土壤液化的过程。当震动使湿砂粒试图更紧密地聚集在一起时，湿砂中的液化就发生了。这种运动使水中的压力增大，足以把沙粒分开。结果，原本稳定的，承重的沙子变成了沙水泥浆，无法支撑重量。如果液化砂层与地面之间出现裂缝，上覆沉积物的重量所产生的压力就会把湿砂向上挤压，挤压到地面上，形成圆锥形的土丘，称为砂火山。土壤层沉降成液化层也会破坏层理，导致地面上形成开放的裂缝和坑。

火灾

        地震时的摇晃会使有明火的灯、炉子或蜡烛倾倒，并可能导致电线断裂或电线倒塌，产生火花。已经变成废墟的地区，甚至是受损不太严重的地区，都可能被大火吞噬，特别是在满是废墟的街道阻塞了消防设备和破裂的管道使消防栓无法使用的情况下。

        例如，1906年，旧金山的大部分破坏是由于地面停止晃动后发生的火灾造成的。1923年，当一场大地震袭击东京时，炉灶里的煤点燃了由木材和纸张构成的建筑。大火迅速蔓延，使城市上空的空气变暖。随着热空气上升，冷空气从燃烧区域外涌入，产生了时速超过160公里的阵风。风助长了火焰，产生了大火风暴，烧毁了城市。

海啸

        印度洋东海岸蔚蓝的海水和棕榈树环绕的岛屿间隐藏着巽他海沟，这是地球上地震最活跃的板块边界之一。2004年12月26日上午8时前，一条长达1300公里宽100公里的逆冲断层，沿着俯冲边界形成，上冲板块向西倾斜了15米，把海底向上推了几十厘米。从这个滑移产生的弹性反弹触发了苏门答腊Mw9.3级地震，海床的上升推高了上面的海洋表面。重力使上升的水向下崩塌并向外扩散。水团的隆起和崩塌产生了几股大浪，以800公里每小时的速度向外传播，形成海啸。到2006年末为止的统计数据显示，印度洋大地震和海啸以及所造成的瘟疫灾害已经造成近30万人死亡，这可能是世界近200多年来死伤最惨重的海啸灾难。

        海啸与我们熟悉的由风引起的风暴有很大的不同。大风引起的巨浪在公海上可以达到10到30米的高度，但它们包含的水量相对较小。在海啸形成的地方，海平面最多只上升了几十厘米，但由此产生的海浪可能有几十到几百公里宽，涉及的水量很大。海啸比风暴潮宽100到1000倍，所以风暴波和海啸会产生非常不同的后果。

疾病

        一旦地震和火灾停止，疾病仍可能威胁地震灾区的生命。地面移动破坏了水和下水道管道，从而破坏了清洁水供应，使公众暴露于病原体之下。地面破裂和山体滑坡可能切断交通线路，使食品和药品无法送达灾区。这类问题的严重程度可能超出了应急服务的能力，因此通常需要几个月到几年的时间才能使受灾地区的日常生活恢复正常。

地震预测

        地震的预测取决于预测的时间尺度。根据我们目前对地震带分布和地震发生频率的了解，我们可以作出长期预测(在几十年到几百年的时间尺度上)。例如，我们可以肯定地说，下个世纪，一场地震将震动伊斯坦布尔，但不会震动加拿大中北部。然而，地震学家无法做出准确的短期预测(按小时到年的时间尺度) 。例如，我们不能说40天后San Francisco将会发生地震。然而，新技术允许地震学家在地震波袭击前几秒到几分钟向人们发出警告。

长期预测

        长期预测是估计地震在特定时间内发生的概率或可能性。地震学家将导致长期预测的研究称为地震风险评估。城市规划者利用这样的评估为一个地区设计建筑规范：要求更坚固的建筑规范对地震风险更大的地区是有意义的，因为建筑在其使用寿命中被震的可能性更大。

        地震风险评估的基本前提是：过去发生过多次地震的地区将来很可能发生地震。为了提供地震发生可能性更具体的指标，地震学家有时会指定年度概率，重现间隔是某地区连续地震发生之间的平均时间：

        年度可能性=1/重现间隔(annual probability=1/recurrence interval)

        例如，如果某一地区Mw7.0地震的重现间隔是100年，那么这种地震的年概率是1%。但由于压力在断层上随着时间的推移而积累，弹性回弹理论表明，每年发生地震的概率可能会随着时间的推移而逐渐增加。

        为了确定某一地震带内大地震的重复发生时间，地震学家必须确定该地震带内以前地震发生的时间。对于那些历史记录没有足够久远的地方，研究人员寻找地质记录中保存的大地震的证据。例如，在地层中寻找埋藏的火山沙或断裂层理的记录。每一个这样的地层都记录了地震发生的时间，其年龄可以通过对植物碎片的C同位素定年来确定。地震学家统计连续地震事件之间的年数，然后计算平均值，得到重现间隔。

地震预警系统

        短期预测，即地震将在特定的日期或在某天到某年的时间窗口内发生，是虚假的。事实上，这样的预测可能永远都不可靠。然而，短期预测的概念不应与地震预警系统的概念混淆，后者基于真实的信号，有可能挽救生命。

        早期预警系统的工作原理如下：当地震发生时，地震产生的地震波开始穿过地球。放置在震中和城市之间的地震仪将在地震波到达城市之前探测到它们。之后发射器就会向控制中心发送信号，这些信号以光速传播，在地震波发生前几秒到一分钟到达城市。信号的到达可以触发天然气管道、火车、核反应堆和电线的自动关闭。信号还可以引发警报，触发收音机、电视和手机网络的广播，提醒人们采取预防措施。

预防地震破坏和人员伤亡

        地震造成的破坏和死亡取决于许多因素，包括：震中与人口中心的距离；震源的深度；震中地区的建筑风格；斜坡的陡度，是否断裂使海底移位；受影响地区是否靠近海洋；建筑地基是在坚实的基岩上还是在脆弱的材料上；地震时，人们在室外还是室内；政府是否能够迅速提供紧急服务。为了把地震的灾难降到最低，人们可以努力建造更坚固的建筑物，并选择更安全的地点来建造。

地震工程

        1988年发生在Armenia的6.8级地震造成的死亡人数是1971年发生在California San Fernando的6.7级地震的400倍。死亡人数的对比反映了这两个地区建筑风格和质量的不同，以及建筑底层的特点。Armenia的无钢筋混凝土板建筑和砖石房屋易倒塌，而加州的结构基本上是按照建筑规范建造的，这些规范要求结构能够承受地震造成的应力。大多数建筑物都是弯曲和扭曲的，但不会倒塌压死人。

        地震工程(设计抗震建筑)可以帮助拯救生命和财产。在容易发生大地震的地区，建筑物和桥梁的建造应该有一定的弹性，这样地面震动就不会把它们震裂。此外，支撑物应该足够坚固，能够承受地板的重量。在某些情况下，建筑实践中的简单改变可以使建筑更坚固。例如，将钢索缠绕在桥的支撑柱上可以使其强度提高很多倍，将桥跨用螺栓固定在支撑柱的顶部，可以防止桥跨反弹，用螺栓把建筑物固定在地基上，在框架上增加对角支撑，避免了过度扭曲和剪切。

地震区域划分

        在地震活跃地区，城市规划者可以通过地震分区来减少灾害。分区依赖于对土地稳定性的评估，不要在松软的泥土或可能液化的湿沙覆盖的土地上和可能发生滑坡或大坝破裂可能引发洪水的陡峭悬崖的顶部或底部修建建筑。分区应该禁止在活动断层上建造关键建筑物(学校、医院、消防站、通讯中心、发电厂)，因为断层滑动可能会破坏和摧毁建筑物。

防止人员伤亡

        即使是精心准备的建筑和规划也不能避免所有的地震伤亡。简单的预防措施包括将书架和热水器用螺栓或捆扎在墙上，在橱柜上加装锁栓，知道如何切断煤气和电力，以及在哪里找到家人。学校、工厂和办公室应该举行地震准备演习，个人应该知道去哪里寻求躲避坠落物的保护。只要岩石圈板块继续移动，地震就会继续震动我们。但是我们可以通过做好准备来减少损坏或受伤的机会。

地球内部的地震研究

壳幔边界的发现

        在1909年，克罗地亚地震学家Andrija Mohorovičić指出到达距离震中200km以内的地震仪的P波平均速度是每秒6公里，到达距离震中200公里外地震仪的P波平均速度是每秒8公里。为了解释这一观察结果，他认为到达附近地震仪的P波沿一条浅层路径行进，这使得它们完全处于地壳内，传播速度相对较慢，而到达远处地震仪的p波有一部分经过了地幔，而且它们在地幔中的传播速度更高。从这个观察中Mohorovičić计算了壳幔边界，他认为该边界在陆壳处于35至40公里的深度。后来的研究表明，大陆下面的壳幔边界的深度在25到70公里之间，大洋地壳的壳幔边界在7到10公里的深度。为了纪念Mohorovičić，壳幔边界现在被称为莫霍面。

        地震学家已经确定地震波在地幔的不同深度以不同的速度传播。具体来说，是在深度约100到200公里之间在海床下，地震速度低于地幔上覆部分。这100-200公里深的地层现在被称为低速带(LVZ)。研究人员认为LVZ对应于地幔岩石经历了轻微部分融化的一层。LVZ区分了岩石圈的底部和大洋板块下的软流圈的顶部。地震学家在大陆下没有发现发育良好的LVZ。

        在大约200公里以下，在大陆和海洋之下的地幔中的地震波速度随着深度的增加而增加。地震学家解释说，速度随深度的增加意味着地幔橄榄岩的可压缩性逐渐减小，刚性增强，密度随深度增大而增大。

        深度在410公里到660公里之间，地幔中的地震波速分步骤增。一个主要的增速阶段发生在深度660千米的地方。实验表明，这种地震速度的不连续性发生在地层深处，压力使矿物中的原子重新排列成更致密的相同成分的矿物，这种现象称为相变。地震速度的不连续性是将地幔细分为上地幔(<660公里)和下地幔(>660公里) 的基础。上地幔的最下面的部分，在410到660公里之间，称为过渡带。

地核的结构

        20世纪，研究人员在世界各地的许多观测站安装了地震检波器，希望能够记录地球上任何地方的大地震产生的地震波。1914年，其中一名研究人员发现，在103度到143度之间的区间内，某一地震的P波无法到达地震仪。该区域现在被称为P波阴影区。P波阴影区的存在意味着在地球深处存在一个主要的边界，在那里地震波速突降，向下折射。地震学家通过阴影区的尺寸计算出这个边界的深度为2900千米，他们认为这就是核幔边界。

        地震学家还发现，S波无法到达103度到180度之间的地震仪观测站(S波阴影区)，这意味着横波无法穿过地核。横波不能通过液体，因此，横波不能通过核心这一事实意味着，核心，或至少部分核心，是由液体组成的。

起初，地震学家认为整个地核可能是液态铁合金。但在1936年，丹麦地震学家Inge Lehmann发现，P波穿过地核时，在地核的边界上发生反射。她认为地核包括两部分：由液态铁合金组成的外核和由固态铁合金组成的内核。内外核边界深度最终通过测量地震波穿过地球，在内外核边界反射并回归地表的时间来确定，这些测量表明边界的深度约为5155公里。

地球的现代图像

        地震学家汇编了地震波传播时间的数据，形成一种速度-深度曲线图，它显示地震波速突然变化的平均深度和平均变化量。发生重大变化的深度对应了地球中心以下的主要层和子层。

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