出品：科普中國

作者：地星引力

監制：中國科普博覽

最近土耳其連續發生兩次7級以上大地震，其余震在數十天后依然強烈且頻繁，地震帶來了數萬人傷亡，上百萬人無家可歸。2月23日，塔吉克斯坦也發生了7.2級地震，震源距中國邊境僅有約82千米。

頻繁發生的大地震讓一些人開始擔憂地震災害問題，同時也再次讓人們把目光聚焦在一個老生常談的問題上——地震可以預測嗎？

土耳其-敘利亞地震部分照片

（圖片來源：wikipedia）

首先要回答的是，在目前的技術條件下，地震預測是不現實的。不過，科學家們正在探索預測地震的各種方法，其中很多人認為對慢地震的研究可能有助于我們預測地震。

一、什么是慢地震？

地震是由地層中斷層的突然破裂或移動導致的。在目前的板塊理論中，整個地球地表的堅硬巖石圈并不是一個整體，而是破裂成15個主要板塊以及更多次要板塊，這些板塊漂浮在地幔物質之上，隨著地幔物質的運動而運動，就好像漂浮在水面的木板一樣。

這些板塊運動時會相互碰撞或分離，無論是碰撞或分離都會給板塊邊界處帶來巨大的壓力或拉力，一般將其稱為應力，應力也會傳導到板塊內部，從而讓板塊邊界或板塊內部的巖層破裂形成斷層，多個巨大的斷層還會組成斷裂帶。這就是絕大多數地震的發源地了。

板塊邊界處往往受到巨大應力，因而成為地震的發源地

（圖片來源：USGS）

斷層由斷層面和斷盤構成，在平時，由于斷層面上摩擦力巨大，以及斷層上存在的凹凸體等，將兩側的斷盤牢牢鎖住。板塊運動傳來的巨大能量會被斷層兩側的巖層通過變形吸收，這種變形被稱為應變——是的，如果從宏觀來看，堅硬的巖層其實和硬質的巨大彈簧沒有區別，它們也會拉長、縮短和彎曲，能量就儲存在地層的應變中。

一旦能量儲存超過臨界值，斷層就會突然快速滑動，在滑動過程中，斷面兩側的斷盤中的變形就會恢復變成未變形的狀態，我們可以將其想象為彎曲的彈簧被釋放了，它自然就會恢復原狀，在此過程中，釋放出來的能量被傳導到地面上，造成了地面的震動，由此引發地震，這就是地震起源的彈性回跳假說。

地震起源的彈性回跳假說

（圖片來源：參考文獻1）

普通地震的本質就是地震斷層面的快速擴展，大約為2-3千米/秒。所謂地震斷層面的擴展速度很好理解，我們假定斷層面的破裂始于一個點，這種破裂狀態向前傳播，導致斷層面的其他部分也開始破裂，這個傳導的速度就被稱為斷層面的擴展速度。

而一個大地震的斷層面的破裂長度往往超過數十乃至數百千米，比如這次土耳其地震的破裂斷層的總長度就超過了360千米。用這個長度除以擴展速度，就是地震的“震源持續時間”，一般來講，普通地震的震源持續時間很短，僅有十幾秒到兩百秒左右。

本次土耳其地震中第一次大地震的地震烈度圖

圖中紅線處可以近似認為就是斷層破裂的長度

（圖片來源：Wikipedia）

2008年汶川地震中，斷層破裂帶在地面的投影

可以看到這一地震的斷層破裂長度也很長，算下來超過300千米

（圖片來源：參考文獻2）

但是如果一個斷層的擴展速度非常慢，比如只有3米/秒，甚至0.3米/秒或更低的時候，在斷層破裂長度不變的時候，它們最終釋放的能量與普通地震相差無幾，但由于斷層擴展速度變慢，導致這種地震不僅人類無法感知，就連目前最先進的地震儀也很難測量出來，這種地震就被稱為慢地震。

二、為什么會發生慢地震

總結起來可以歸納為四個原因：溫度、水、巖石本身的性質和周圍的壓力。

要說明白這幾個原因，我們需要先復習一下初中物理中學到的關于摩擦力的知識：把一個滑塊放在平面上，用水平方向的力拉動滑塊，起初，滑塊不會移動，但隨著拉力增大，滑塊會突然移動起來。這是因為滑塊受到摩擦阻力，而且在滑塊未移動時，受到的是靜摩擦力（其大小與靜摩擦系數有關），當滑塊移動時則會受到動摩擦力（其大小與動摩擦系數有關）。

滑塊實驗示意圖（上）

以及滑塊實驗中滑塊所受摩擦力的變化情況（下）

（圖片來源：上圖為作者自制，下圖來自Wikipedia）

在初中物理中，動摩擦系數和靜摩擦系數都是固定的，因為物理中滑塊與平面處于理想狀態，它們充分接觸了，因此摩擦系數固定。但是在現實情況中，摩擦系數并不固定，因為兩個物體無論如何都不可能完全充分接觸，它們之間的接觸面總是凹凸不平的，因此真實接觸面積可能最多只有總面積的10%，而接觸面積會隨著條件改變而變化，因此摩擦系數μ總是變化的。

對兩個相互接觸的物體的三維模擬，可以看到二者表面都是凹凸不平的，因此真實接觸面積并不大

（圖片來源：wikipedia）

科學家對動摩擦系數研究后給出了一個經驗公式：

μ0是以V0滑動時候的摩擦系數，可以測出來，a-b則代表物體的性質，因為有時候物體的摩擦系數會隨著滑動速率增加而減少，換句話說，相對運動的速度越快，摩擦越小（這叫速度弱化），比如花崗巖，這時候a-b＜0。而有時候物體的摩擦系數會隨著滑動速率增加而增加，也就是說運動速度越快，摩擦力越大（這叫速度強化），比如飽水粘土，這時候a-b＞0。而a-b=0則是二者的過渡區。

而無論是溫度、水還是巖石本身的性質以及周圍的壓力都會影響a-b的值。比如，當溫度大于300℃時，巖石之間的摩擦力就會急劇減小；當礦物飽水的話，就會變得柔軟，由此導致礦物之間摩擦力減小；有時候巖石飽水，也更容易破裂。

但是有時候卻會發生相反的情況——水中溶解的硅元素會在巖石狹小縫隙處生長，填滿縫隙，導致巖石摩擦力增加；同時，周圍的壓力也能影響巖石的真實接觸面積，以及巖石本身的性質也是需要考慮的因素。因此，上述條件的變化都可能會導致某一地的巖層摩擦力發生改變。

由于溫度、水、壓力等一系列的影響，

會導致在俯沖帶附近出現如上圖所示的情況：

在淺層（A-B）以穩定滑動為主，也就是a-b＞0；

在中間層（B-C）是地震發生帶，也就是a-b＜0；

在深層（C-D）以穩定滑動為主 ，也就是a-b＞0

（圖片來源：參考文獻3）

當某一斷層是速度弱化區時，滑動一旦產生，摩擦力就會變小，且滑動越大，摩擦力越小，結果就是這一區域的巖層一旦開始滑動，斷層滑動面就會急劇擴大，地震就產生了。

而若是某一斷層處于速度強化區時，隨著滑動增加，摩擦力會增加，最終滑動和摩擦力達到平衡狀態，這一區域處于持續的緩慢滑動中，這就是慢地震。

三、為什么說慢地震有助于地震預測？

因為根據研究，在普通地震發生之前，一般都會發生慢地震。

有科學家用花崗巖（代表a-b＜0的區域）做了一個滑動實驗，發現在花崗巖中，慢地震其實也是地震過程的一部分：

切割出長度6cm，寬度為3cm的立方體花崗巖，3個塊體水平放置，對兩側的塊體沿著水平方向施加壓力，使其夾住中間的塊體，然后給中間的塊體施加一個推動的力量，中間的塊體先是紋絲不動，但當推力增加超過某一界限時，中間的塊體會緩慢地開始滑動，然后很快地加速，最后發生了錯動。

很明顯，紋絲不動代表了未發生地震的情況，緩慢地開始滑動代表了慢地震的情況，很快的加速則代表了地震發生時的情況。

用花崗巖做滑動實驗的示意圖

（圖片來源：作者自制）

有科學家也利用計算機程序模擬了a-b=0的過渡帶的情況，具體是以俯沖帶為對象，將俯沖帶0-30km深度的斷層上盤區域設定為a-b＜0區域，30km左右為過渡帶區域，斷層的下盤以正常的板塊俯沖速度運動。

結果發現，當上盤接近應變的臨界點時，在過渡帶的某處慢地震會多次發生和停止，最終，一個慢地震沖入淺部的斷層上盤區域，引發大地震。

（圖片來源：參考文獻3）

還有科學家研究了在a-b＞0的區域中地震發生的情況，在這一區域內，由于摩擦力隨速度增加，因此二者會達到平衡，所以最終這一區域會處在緩慢滑動過程中。但在這種區域內可能會存在凹凸體，這些凹凸體是a-b＜0的，隨著斷層兩盤的相對運動，最終將凹凸體卷入其中，隨著凹凸體內會不斷積累應變，同時也不斷有慢地震侵入凹凸體中，最終凹凸體斷裂，于是地震也發生了。

凹凸體在真實條件下也是存在的

圖中即為日本東北區域的凹凸體分布圖

（圖片來源：參考文獻3）

總結一下就是，在這些實驗的情況中，普通地震發生之前，均有慢地震的發生。所以如果對慢地震進行仔細研究，了解了各地慢地震的波形特點及其歷史特征，可能就有助于進行大地震的預測。但是，目前我們最大的問題是，現有的地震儀很難識別慢地震。

四、為什么慢地震難以識別？

人類從19世紀中期就開始研究地震以及地震波，并在19世紀末期設計出了能記錄地震波的地震儀，自此以后一直到現代，人類記錄并研究地震波有近200年的時間，但卻一直沒能發現慢地震的存在，這是因為慢地震的地震波周期很長，普通地震儀難以發現。

如前文所述，普通地震發生時，斷層破裂面的擴展速度極快，因此震源持續時間很短，這反映在地震波的形態上就是持續時間很短的波動，而慢地震的斷層破裂面的擴展速度很慢，因此其波動持續時間很長，且波動很小。

普通地震地震波波形（a）到慢地震地震波波形(e)對比圖

（圖片來源：參考文獻3）

而我們所說的地震儀的原理其實很簡單，簡單來說就相當于一架單擺，擺末端是一支鉛筆，單擺會隨著地震的震動而左右搖晃，同時，鉛筆也會隨之擺動。在鉛筆之下有一個紙卷，紙卷勻速運動（因為速度已知，紙卷長度也已知，所以時間也是已知的），那么在紙卷上就會記錄下地震波隨時間的變化情況。

在普通地震下，單擺的擺動很劇烈，但是在慢地震下，由于地球震動速度很慢，單擺壓根反應不過來，所以在紙上記錄下的幾乎是一條直線。我們用手就能復制這個實驗：用手拿一個單擺，快速擺動手，單擺會劇烈擺動，這是普通地震的情況；若是極為緩慢地左右移動手，會發現單擺根本不動，這就是慢地震的情況。

普通地震（a）就如同拿著單擺快速擺動，地震儀會記下劇烈的地震波；

而慢地震（b）就如同拿著單擺緩慢左右移動手，地震儀記下的就幾乎是直線

（圖片來源：參考文獻3）

正是因為慢地震的這種特點，所以一直到2000年之前，科學家都并不了解慢地震，直到2001年以后，隨著環太平洋俯沖帶一系列慢地震的發現，慢地震的研究才引起了人們的重視。

但在研究過程中也遇到一個大問題，那就是雖然目前的地震儀精度越來越高，但是這些地震儀本身并不是為慢地震測量而設計的，目前的絕大部分地震儀，都只能觀測持續時間200秒以下的地震波，超過這一時間就精度大大下降，而慢地震的地震波持續時長往往長達數千秒甚至數天。

典型的普通地震波，可以看到其持續時間基本上以秒為單位（橫坐標）

（圖片來源：wikipedia）

而且，慢地震的地震波常常被噪音覆蓋。在自然界中，地球的自由振蕩、臺風等多種事件均能導致地震儀中出現低頻長周期信號，這些信號在以往會被認為是噪音而被剔除掉，但如果考慮到慢地震也會引起此種信號，那么如何從種種噪音中識別慢地震的地震波又成了一個很大的問題。

不過，隨著科技進步，有些科學家正在研究利用機器學習進行濾波，有些科學家正在考慮設計新的監測設備并且建設更多監測臺網，相信在不久的將來，我們對慢地震的認識會更加深刻，或許到那時，我們就能夠實現對地震的預測了。

編輯：孫晨宇

參考文獻：

[1]（美）塞思·斯坦，（美）邁克爾·維瑟遜著. 地震學、震源及地球結構概論. 北京：科學出版社, 2020.03.

[2] 王衛民, 趙連鋒, 李娟, 等. 四川汶川 8.0 級地震震源過程[J]. 地球物理學報, 2008, 51(5): 1403-1410.

[3] (日)川崎一郎著 陳會忠等譯.何謂慢地震：探索巨大地震預報的可能性 [M]. 北京:地震出版社, 2013.

[4] 周聰. 地震前兆性慢滑移事件研究[D].中國地震局地質研究所,2021.DOI:10.27489/d.

來源: 中國科普博覽

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