九、强烈的脉冲：地震-3(避震防灾)

7.我们能预测“大地震”么？

地震学家能预测地震吗？答案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。在本节中，我们将探讨长期预测和地震早期预警系统的科学基础。

7.1长期预测

长期预测估计地震在特定时间内发生的概率或可能性。例如，一位地震学家可能会说：“下一次发生大地震的概率。50年内在这个州只占20%。”这句话暗示了五分之一的几率在50年后发生地震。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。因此，地震带(地震多发的地区)是地震风险高的地区。这并不意味着灾难性的地震不会发生在远离地震带的地方(它们可以而且确实发生了)，但是在任何给定的时间窗内，在这些地方发生地震的概率会更小。

为了提供地震发生可能性更具体的指标，地震学家试图为一个地区中给定大小的地震指定重复发生的时间间隔，即连续事件之间的平均时间。由于重复发生间隔的概念可能会令人困惑，因此地震学家有时会指定年度概率，即某一年发生地震的可能性：

年度可能性=1/重复时间间隔(annual probability=1/recurrence interval)

例如，如果某一地区Mw7地震的重现间隔是100年，那么这种地震的年概率是1%。请注意，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，在盆地中沉积层堆积在断层上的地方，研究人员可能会挖一条沟渠，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。

该地块显示了活动断层附近的地下沉积层，埋藏的沙火山和破碎的岩层(用数字表示)表示过去发生地震的时间

7.2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。地震检波器一旦探测到地震，发射器就会向控制中心发送信号，控制中心就会自动向城市广播紧急信号。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。

因为海啸是如此的危险，预测它的到来可以拯救成千上万的生命。在夏威夷的海啸预警中心，观测者跟踪太平洋附近的地震，并使用潮汐计、浮标和海底压力计传送的数据来确定某一特定地震是否引发了海啸。如果观察员探测到海啸，他们就会向太平洋附近的当局发出紧急警告。

浮标可以探测到公海上的海啸，这样陆地上的人就可以得到警告

8.预防地震破坏和人员伤亡

一定规模的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。

8.1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。

社区可以通过采取合理的预防措施来减轻或减少地震的后果。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，这些地板不是静态的，但在反弹后可能会下降。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。

如果这些结构设计得能承受振动，对结构的破坏就可以避免

在地震风险较大的地区，应避免某些类型的建筑。例如，混凝土砌块、未加钢筋的混凝土和未加钢筋的砖房在木结构，钢梁或钢筋混凝土建筑物在保持不变的条件下会出现裂缝和倒塌。传统的重而脆的瓦片屋顶可能会破碎并将居民埋在里面，而轻质的金属板屋顶则不会。通过抗震加固，即加固现有结构的过程，可以使不适当的结构更加安全。

8.2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。

8.3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。因此，处于地震带的社区应该制定应对灾害的应急计划。他们应该制定策略，为救援和恢复提供人员、设备和物资。生活在地震高危地区的个人也应该承担起保护自己和家园不受地震破坏的责任。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。

如果地震来了，躲在靠近墙的坚固桌子下面

9.地球内部的地震研究

地震检波器发明的几十年前，通过测量地球的质量和形状，研究人员热恩威地球由三个密度不同的同心层组成：地壳、地幔、地核。为了深化这一基本认识，定义层与层之间边界的具体深度，并描述层的特性，研究人员需要一种能让他们“看到”地球内部的工具。对地震波的研究就提供了这样一种工具。通过测量地震波传播的速度，地震学家已经能够提供地球内部更为精确的图像。

地球内部的简化图像，首次提出于19世纪。地球有地壳、地幔和地核

9.1速度的控制和地震波的弯曲

地震波在材料中传播的能力和传播速度取决于材料的几个特性：密度、刚度和压缩性。因此一组波的旅行时间，指它们从震中到地震检波器的时间。对地震波的研究揭示了以下事实：

地震波在不同类型的岩石中以不同的速度运动。例如，纵波在橄榄岩中的传播速度是每秒8公里，而砂岩中只有每秒3.5公里。因此，波从一种岩石进入另一种岩石时，会加速或减速。

地震波在橄榄岩中比在砂岩中移动得更远

P波在液体中的传播速度比在相同成分的固体中要慢。因此，纵波在岩浆中比在固体岩石中传播慢，在熔融铁合金中比在固体铁合金中传播慢。

纵波在固体铁合金中的传播速度比在成分相同的液体中(如熔融铁合金)快

P波和S波都能穿过固体，但只有P波能穿过液体

如果地震波以不同的速度在两种不同的材料中传播，它会在两种材料的边界处弹跳和弯曲。这种弹跳现象称为反射，弯曲现象称为折射。反射波从边界反射的角度总是与入射波击中边界的角度相同。但是折射波在边界处弯曲的角度既取决于边界上下材料中波速的对比，也取决于波与边界的夹角。当波从高速介质传播进入低速介质时，它们向下弯曲并远离边界。反之波向上弯曲靠近边界。

地震波的折射和反射

9.2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。他意识到的波折射穿过壳-幔边界。

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。

莫霍面的发现

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。因为地震波在液体中传播的速度比在固体中慢，所以即使是一点点的熔体也会减慢地震波的传播速度。简单地说，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。

由于地幔的物理性质随深度而变化，所以在地幔中纵波的速度随深度变化

9.3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，按照从震中开始沿地球表面曲线测量的结果，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。

阴影区和地核的发现：P波无法到达P波阴影区；S波不会到达S波阴影区；地震波在内核-内核边界反射

9.4地球的现代图像

经过艰苦的努力，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。

P波和S波的速度随地球深度的增加而变化的曲线，图中没有显示出外核中S波的速度，因为S波不能穿过铁水(液体)

近年来更详细的研究表明，我们目前所描述的类似洋葱的地球分层模型过于简单化。使用一种称为地震层析成像的技术，地震学家可以生成地震速度变化的三维图像地球内部，就像医生制作三维CT(电脑断层摄影术)扫描人体一样。层析图使地震学家能够在地幔中确定地震波传播比预期快或慢的区域，而且这些研究已经使人们认识到，在某一特定深度，地震波的速度随位置的不同而显著地变化。速度较低的区域可能代表较暖的地幔物质，而速度较高的区域可能代表较冷的地幔物质，因为当岩石变得更热更软时，它传递地震能量的速度就会变慢。暖区和冷区的出现是地幔对流的结果。地球内部确实是一个充满活力的地方!

地球的三维层析图像，地震速度较低的地区可能比其周围环境相对温暖，而速度较高的地区可能相对较冷

地球内部的概念图像：较热的地幔物质发生上升流，较冷的地幔物质下沉。板块在地表形成，然后下沉到地幔中