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地震九讲
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第 4 章地震的产生
1988年亚美尼亚地震造成的新鲜断崖 背后是斯皮塔克城 地震学的伟大成就之一是，人们完全了解了地震波被激发的机制。在上个世纪末，一位地震学者评述地震时写道：“地震的原因还仍隐匿于朦胧之中，可能是永恒之谜，因为这些强烈震动发生的处所，远距人类观察领域之下。”许多与他同时代的人认为，火山作用是地震的首要原因，而另一些人倾向于地震源于高大山脉造成的巨大重力差。 在20世纪初地震台网建立之后，完成了地震活动的全球性监测，人们发现许多大地震发生之处远离火山和山脉。越来越多的地质学家把破坏性地震的野外考察作为他们的任务。地面断裂之大常常使他们震惊，这些断层可以从地形沿线状系统变形而被识别。上世纪末科学家已经清楚地认识，一般的地震与造成地球表层广泛变形的构造过程密切相关，这些变形也创造了山脉、裂谷、洋脊和海沟。地质学家推测，地表岩石的大规模迅速错动是强烈地动的原因。他们的推断很快发展成信心十足的论述，大多数地震发生的机制已经被发现。 今天认为天然浅震几乎都有同样成因。地球深成构造力造成地球外层大规模变形是地震的根源。沿地质断裂的突然滑移则是地震波能量辐射的直接原因。 在实验室里岩石受压能使之以不同方式“破裂”和“破坏”。在有的突发破裂中，断裂把岩石切开，两侧岩石相对滑动，多条裂纹把岩石裂成碎块。如果岩石破碎的碎块能再拼合起来，这种破坏类型称之为脆性破坏。另外一种岩石破坏中，标本的两侧不突然滑移，而是缓慢地碾磨，沿着一个倾斜断面仍粘合在一起。这种岩石的破坏不能像脆性破坏那样快速释放储存的弹性能量。 在自然界，大规模的破裂面被称为地质断层。像在实验室中见到的那样，一条断层的两侧可以逐渐地并难以察觉地互相滑过；也可以突然破裂，以地震形式释放能量。在后一情况下，断裂两侧向相反方向错动，以致一度横过断裂排列的岩石会发生变位。许多断裂非常长，有的可在地表追踪几千米。 断裂展示的特性形形色色。它们可能是仅具有很小的可见位错的清晰的裂面（图4.1）， 也可能是岩石的扩展破碎带，几十或几百米宽，这是沿断裂带不时重复运动的结果。断层一旦形成，它往往成为持续应力作用下继续变位的场所，这可由断面附近的碎裂岩泥质物所证实，断面上的大多数岩体含有曾发生岩石变位造成的丰富的破裂。断裂带中的岩石可在若干地震过程中被非常细地挫碎和剪切，使它变成一种塑性粘土物质，叫断层泥。这种物质强度小，以致弹性能量不能像在较深的脆弹性岩石中那样存储。 断层曾按它们的几何学及相对滑移方向分类。如图4.2所示，断层在三维坐标中的定位由两个角度给出：第一是断层的倾向，即断面与水平面之间形成的角度。第二是断层的走向，即出露于地表的断层线相对于正北方向的角度。
图4.1犹他州喀那布附近的切过岩层的小而清晰的正断层
图4.2地质断层的类型 斜断层(图右边)都具有水平运动(走滑断裂)和垂直运动(正断层和逆断层)两种断裂的特征 断裂可按其沿倾向和沿走向的运动方位分类。走滑断裂，有时也叫横推断层，能引起断层两侧彼此相对水平滑移。岩石平行于走向相对平行地移动，如果当我们站在这种断裂的一侧，看另一侧的运动是从左向右，这种断层运动叫右旋走滑。同样地能确定左旋走滑断层。 断层的运动可完全沿倾向发生，称为倾滑断裂。这时断裂一侧相对另一侧上下运动，其断裂运动基本平行于断层倾向，岩石在垂向发生位错，有时造成一个小而可见的岩石墙面，称之为断层崖。这类断层可划分为两个亚类：一个是正断层，是在倾滑断裂中倾斜断面上边的岩石相对断裂下边的岩石向下运动；相反地，逆断层是倾斜断面上边的岩石向上运动。逆冲断层是断层倾角很小的逆断层。断层很少是纯走滑或倾滑的，通常它们具有水平和垂向运动分量。这种断裂名为斜向断裂。有些断裂面没有能从基岩穿透上覆土壤，因为近地表的土壤吸收了差异滑移。这时只能通过挖探槽或切开隐伏断崖才能探测出断层。 大多数破坏性地震——诸如1906年旧金山地震、1988年的亚美尼亚地震和1992年加利福尼亚兰德斯地震，都是因断层岩石的突然破裂而发生的。虽然通常谈地震指的就是这些所谓的构造地震，但强烈的地面震动也可能是许多其他来源的结果。 第二种熟知的地震类型是伴随火山的喷发而发生的地震。许多人，像早期希腊哲学家那样，想象地震是与火山活动联系的。的确，在世界许多地区地震与火山相伴发生，令人印象深刻。现在我们知道，虽然火山喷发和地震都是岩石中构造力作用的结果，但他们并不一定同时发生。今天我们称与火山活动相关发生的地震为火山地震。 在大火山地震中，从地震波确定的震源机制可能与构造地震是一样的。靠近喷发的火山，岩石由于岩浆的积累和运动而变形，弹性应变能在岩石中积累起来。这些应变导致的断层破裂就像构造地震一样，但与火山并无直接关系。然而，由于地下火山通道中喷发岩浆的快速运动以及超热蒸汽和气体的激发，可使周围岩石发生颤动，称之为火山震颤。 另外一种类型的地震为，当地下洞穴或矿坑崩陷时造成一个小的“塌陷”地震。这种现象是通常所说的矿爆的变种，矿爆时采矿场诱发应力造成大量岩石爆裂飞出采矿面，产生地震波。 1974年4月23日在秘鲁沿曼塔罗河一个壮观的滑坡造成相当4.5级地震的地震波。大约1.6立方千米体积的岩石滑动了7千米，致使约450人死亡。这次滑坡并非由邻近的构造地震驱动，而是由于山体的失稳。部分重力位能在土壤和岩石的快速向下运动时转化成地震波，并被上百千米以外的地震台清楚地记录到。一台80千米以外的地震仪记录到3分钟的地动。这个摇动持续时间是与地滑的速度和范围相一致的，它在观察到的滑移7千米距离内以每小时约140千米的速度运行。 因为地震通常造成地滑，有时规模很大，很难分开原因和效果。近代史中最大地滑可能发生于1911年俄国帕米尔山中的乌索。伽里津（Galitzin），一位现代地震学的先驱，在圣彼得堡附近他的地震仪上记录到了乌索地滑造成的地震波，因此地滑发射出来的地震波传播了3 000千米。他开始以为记录了一个正常的构造地震，直到1915年派出一支调查队去研究乌索地滑，才发现这次地滑席卷了2.5立方千米岩石!
图4.3新西兰库克山1991年12月15日1 400万立方米岩石和冰雪崩塌下来之后的 情景（a)和75千米以外记录到的库克山雪崩地震图，相当于一次3.9级地震（b） 很大的陨石与大气或地球表面碰撞造成碰撞地震是一种稀少的情况。一个神奇的例子是通古斯陨石于1908年6月30日在西伯利亚一个偏僻地区进入地球大气层，在大气层快速减缓时的应力和热作用下，陨石在地球表面以上不到10千米的高度爆炸，夷平了大面积的森林。俄国和欧洲的许多地震台，有的远在5 000千米之外，都记录到了地震波。开始人们还以为是一次大的构造地震。 有一些在流体注入深井或大型水库蓄水后诱发地震的记录，虽然其机制仍被认为是由断层破裂而释放应变能。这些事例提出一个问题：在什么程度下，一口井或水库中的水会诱发那些否则要许多年后才会发生的地震? 一个良好记载的案例是麦德湖事件，它于1935年水库蓄水之后发生在科罗拉多河上胡佛水坝。在湖形成之前该区无地震活动的历史记录，但蓄水后小地震频发。当水库充水之后建立了地方性地震台，记录表明，发震次数与水库的蓄水量变化有相当密切的对应关系。 对水库水深超过100米和1立方千米体积的大型水库，这种效应最明显。然而，大多数这种大水库是无震的，世界上26个最大水库仅有5个发生无可置疑的诱发地震，包括赞比亚的喀瑞巴水坝和埃及的阿斯旺高坝。最合理的解释可能是，井或水库附近已经受构造力而产生应变，以致断裂已经几乎准备滑动，水头增加了压力，从而增加了岩石中的应力并驱动滑移；水也可使岩石弱化，降低岩石强度。 最后，人类爆炸化学炸药和核装置引起爆发地震。在近地表爆炸中，破碎地区产生的地震波向所有方向传播，当初至P波到达地面时地面会外隆，如果能量足够大，会将岩土四抛，如同采石场那样。 当然，人类和野兽有时也造成地震，尽管一般极小，例如机械地敲击地面。 让我们对构造地震成因作进一步的讨论。地球深部的作用力使地震活动区岩石产生变形，随时间增加变形渐渐变大。这种变形在很大程度上，起码在大约千年尺度上，是弹性变形。所谓弹性变形，是指加力时岩石产生体积和形状变化，当力移去时将弹回到它们的原状，就像受挤的橡皮球。这种弹性岩石运动能通过精密的系统的大地测量加以探测，以区分出弹性和非弹性(即不可逆的)变形。 为了达到这种目的，有3种主要大地测量方法。两种确定水平运动大小。第一类，用小望远镜测量地面上标志间的角度，这个过程叫三角测量。第二类叫三边测量，测量地面标志之间的距离。在现代三边测量技术中，光(有时是激光束)被从一定距离的制高点的镜子反射，用一种光电测距仪测量光的双向路径往返所用的时间（图4.4）。在路径很长时，光速随大气状况而变化。因此，在精密测量时用飞机或直升机沿视线飞行，并测量空气温度和压力以便能够校正。这些测量精度可达在20千米距离准确到约1.0厘米。
图4.4在加利福尼亚帕克费尔德用于进行大地测量的激光束对着远处的镜子 第三类测量是通过野外建立水准测线测定垂向运动的大小。这种水准测量简单地测定在地面上不同地点布设的基准点的高程。重复测量可揭示各次测量间的变化。国家测网是在国土固定位置上设置国家基准测桩。有可能的话，水准线将延至大陆边缘，以便用平均海平面作为确定陆地高程绝对变化的参照点。近年来，同步卫星也被用来作为已知参考点，利用地球表面固定点发射无线电波至卫星的走时测距。 不同的测量方法表明，在地震活动区，诸如加利福尼亚和日本，地面水平和垂直运动都达到了可观测到的量级。它们还表明在大陆的稳定区，诸如加拿大和澳大利亚的古老地块，很少发生变化，至少在最近的过去。与地震有关的区域变形测量的最重要的结果可能来自加利福尼亚。在那里他们早自1850年开始并于1906年旧金山地震后定期进行测量。其成果在现代地震发生的理论中起着关键作用。近十余年来沿圣安德烈斯断裂系的测量已有进一步改进，着眼于地震预报。测量人员用光学和激光束光电测距仪，测量了圣安德烈斯断裂两侧山顶上基准点之间的距离。应变的趋势变化特别清楚，测量表明断层存在右旋变形，而未横过主要断裂带的测线长度变化则很小。 在科学发现中常常不是记住对一事件的首次描述或某个假说的首次提出，而是记住那些使科学界信服确实发现了一些新东西的事件。现今广为接受的地震发生的断裂破裂机制的物理学原理，是由对1906年圣安德烈斯地震令人信服的研究确立的。1906年以前跨被圣安德烈斯断裂切过的区域作了两组三角测量，一组在1851～1865年，另一组在1874～1892年。美国工程师里德（Reid）注意到，到1906年的50年期间断裂对面的远点移动了3.2米，西侧向北北东方向运动。当这些测量数据与地震后测量的第三组数据比较时，发现地震前和地震后，平行于圣安德烈斯断裂的破裂，都发生了明显的水平剪切(见第8章图8.4)。 自里德的工作之后，地震学界普遍认为，天然地震是地球上部沿一地质断裂发生突然滑动而产生的。这滑移沿断面扩展，这种滑移破裂传播的速度小于周围岩石中的地震剪切波波速。存储的弹性应变能使断裂两侧岩石回跳到大致未应变的位置。这样，至少在大多数情况下，变形的区域越长、越宽，释放的能量就越多，构造地震的震级也将越大。图4.5给出地震矩与断层长度的关系。
图4.5板内大地震的地震矩与断层破裂带长度的关系 如图4.6所示，那些造成1906年地震的力画在图解中。想象这一图解是垂直地横过圣安德烈斯断裂的一排篱笆的鸟瞰图。该篱笆垂直穿过该断层，在两侧延伸许多米。用空箭头表示的构造力作用使弹性岩石应变。当它们缓慢地作功时，该线（篱笆）弯曲了，左侧相对右侧错动。这种应变作用不能无限地持续，早晚那些软弱岩石，或那些位于最大应变点的岩石要破坏。这一破裂后将接着发生弹回，或在破裂的两侧回跳。这样在图4.6中断裂两侧的岩石中的D回跳到D1和D2。图4.7示出1906年地震断层破裂之后横过断层的篱笆被错动的情况。
图4.6跨断层的篱笆当断裂弹性回跳时造成的结果 （a）构造力作用下横过断层的篱笆发生弯曲， A点和B点向相反方向移动； （b）在D点发生破裂，在断裂两侧的应变岩石弹回到D1和D2
图4.7在海滨地区跨圣安德烈斯断裂的篱笆在1906年旧金山地震时 错动了2.6米，远处的土地向右移动 自从1906年地震之后，肯定了弹性回跳作为构造地震的直接原因。像钟表的发条上得越紧一样，岩石的弹性应变越大，存储越大的能量，当断裂破裂时，储存的弹性能迅速释放，部分地成为热，部分地成为弹性波，这些波就构成地震。 岩石的垂向应变也很常见。在这种情况下，弹性回跳沿倾斜断面发生，引起地水平线沿垂向垮落并形成断层崖。大地震造成的断层崖可达好几米高，有时沿断裂走向延伸几十或几百千米。 岩石力学实验室里的试验曾阐明了地震前期应变在地球岩石中的变化。在这些实验中，将水饱和的岩石试样在高温下的流体介质中压缩。这种研究指示在局部构造力作用下地壳缓慢应变，在构造断裂邻近造成岩石中微裂隙的集中。水缓慢地扩散并充填在岩石的裂缝和孔隙之中。由于微裂隙的发展，沿断裂的高度应变区的体积增加，这个膨胀过程进一步使断裂带弱化。同时，在裂隙中的水降低了岩石的约束力，并使横过潜在断层面的摩擦力降低了，容许岩石松动，以致最终沿一个主要断裂面滑动。按这种方式变形的断裂产生弹性回跳并传播扩展。 地震的前震和余震也能通过研究主滑动附近的裂缝发育过程而得到理解。前震是沿断裂的应变和破裂物质中的微细破裂结果，而那时主断裂并没有发展，因为物理条件尚未成熟。前震中的有限滑动稍微改变了力的格局。水的运动和微裂隙的分布，终于使一个更大破裂开始了，造成主震。沿主破裂岩块的抛掷和严重摇动及局部生热，导致沿断裂的物理条件与主震以前相比有很大不同。其结果是附加的小断裂发生了，造成余震。之后，该区的应变能逐渐降低，像一个没劲的钟表，可能在许多月之后恢复稳定。 我们设想因为强震发生缓解了一条断层上的应变，在一个地区一旦余震结束将跟随而来的是平静。但主断裂往往仅是威胁一地区的复杂断裂网格中的一条。一条断裂上应变能的灾变性释放，可能增加相邻断裂的压力。近几年来袭击美国本土的最大地震表明，一个大地震对一个地区的地震活动性及地震灾害的影响是多么难以预测。 1992年6月28日星期天上午4点58分，一个强震袭击了加州荒僻的莫哈维沙漠中的兰德斯城镇(见图4.10)。其主震的面波震级为7.5。事后发现弹性回跳的大主干断裂，正是由于它的错动在南加州产生强烈摇动，使远在科罗拉多州的丹佛都有感。 震中位于兰德斯镇和尤喀河谷之间，大约在圣安德烈斯断裂带东北30千米。这个人口不多的居民点遭受了高强度的晃动。戈布罗哥（Gobrogge）先生描述了在尤喀河谷中他的保龄球道边墙被破坏时说：“那太可怕了，确实可怕，它不肯平静下来，一直持续地摇摆，从未停止。”这个地震，官方名之为兰德斯地震，与经常提到的1952年克恩地震发生在同一地区。然而因为它位于沙漠，仅有1人死亡和5人重伤。地震摧毁超过77家，有4 300户受到破坏，估计财产损失约5 000万美元。 在以后的日子里，成百的地震学家和地质学家来收集资料，目睹了断裂的明显证据。壮观的右行地表错动形成一系列走滑断层，排列成“雁列”状，每一断裂与前面另一断裂首尾相邻，坐落在前方右侧或左侧，像一个系列台阶。这一系列断层连成的主断裂已填绘在加州地质图上，但因为它们在其尾端分离达10千米，曾被认为是单独的断层。作为一条连续的深断裂的段落，个别的断裂被认为在12 000年前滑移过，但自那以后没有活动过。据此，没有设想会发生一个7.5级，囊括全部80千米的断层错动的地震。 沿断裂测量的地表滑移在兰德斯附近达2米，如图4.8和图4.9所示，沿破裂西北部错动大致5.5米。还有令人惊奇的1米高的地震陡崖，出现在沿主断裂弯转的部分段落。
图4.8莫哈维沙漠中沿埃莫森断层256千米宽的地区的一对卫星影像 该断层是兰德斯地震过程中错断的几条断裂之一。左边的影像拍摄于1991年7月27日， 地震之前11个月；右边的影像，刚好于地震后27天拍摄。地震过程中断裂造成的地裂 缝清楚可见，从左上角延伸至右下角。在这一位置横过断裂的位移约为4米
图4.9埃莫森断裂崖的新鲜断面显示1992年兰德斯地震后的滑移(称之为擦痕) 随着兰德斯地震之后发生了最不寻常的地震连锁反应。主震之后沿滑动的断层连续发生一系列余震（图4.10）。作为规律，在大的浅源地震之后，随后的日子里地震活动在更大的地区内会突然戏剧性地增加。主震之后3个小时又在以大熊湖附近为中心处发生了强震(MS=6.5)，地面被再次震颤。这次震动是距第一次断裂源约45千米西方的另一条断裂的滑移产生的。应用计算模拟考察区域断裂系的应力变化，其结果表明，兰德斯地震的断裂滑动造成了断裂上某些部位应力增加，大熊湖地震就是因此而发生的。计算还表明，兰德斯地震可能增强了南圣安德烈斯断层上的应力，加强了走滑剪切的趋势，同时降低了圣安德烈斯四周顶住周边的压力，该种力是无形的连续的。这些作用集中在一起，可能增加了本区未来发生大地震的机率。
图4.10南加州兰德斯地震后25日内的余震和断层分布图 主震以星号表示，颜色深浅的变化表明1979～1992年间区域地震引起的应力变化， 圣安德烈斯断层卡洪山口以东应力增加，以西应力减小 紧接着兰德斯主震之后的24小时内，在距震中600千米范围内地区台网测到了11个震级大于3.4的地震。按照加州和内华达地区地震发生的正常概率，这种两个大事件连续发生的机率仅为十亿分之一。这种同时发震在地质历史中是极少出现的！因此我们推测，是兰德斯地震引起了这个地震活动高潮，它直接在岩石中增加了弹性应变，或由它的地震波通过各单个断裂而在它们上面引起变化应力而造成地震活动高潮。 最难理解的是沿内华达山脉东侧，从欧文谷以南向北到长谷火山口，距兰德斯400千米的小地震发生频度的显著增加。北部距主破裂800千米的莫娜盆地、拉森山和最北头的北加州沙斯塔山，也都出现背景地震活动的显著增加。 许多加速度计被兰德斯地震触发了，它们绘出强摇摆的信号。围绕断裂源的许多地点观测表明，兰德斯地震的震中破裂可能是由南开始向北传播。在断裂北端地面变动比断裂南端强烈得多。听众可以体验同样效应，像扩音器移近时声强提高一样，学术名词叫定向聚焦，描述由波源的运动引起能量在一个方向上集中。因为破裂方向不同，其运动可比平均值更大或更小，因此地面运动强度取决于破裂的方向。 由受构造应力影响使断裂面突然滑移的力学模型，推导出地震整体大小的最有用的量度。这个量度，在第3章提到过，叫地震矩。它是1966年美国地震学家安艺（Aki）提出的。现在受到地震学家欢迎，因为它与断裂破裂过程的物理实质直接联系。根据它能推断活动断裂带的地质特性。 矩的力学概念可用一简单实验加以描述。把双手放在重的方桌两边，在水平方向上一只手推、另一只手拉。两只手分开得越宽，桌子越容易转动。换句话说，桌子旋转需要的力是随两臂的杠杆作用的增加而减少的。这两个大小相同、方向相反的力称为力偶。这个力偶的大小叫矩，其量值由两个力之一的值和它们之间的距离相乘而得到。 这个概念可以引伸到造成地质断层滑动的力的系统。在这种情况中，地震矩定义为三个量的产物：岩石的弹性刚度、施力的面积和突然滑移中断裂的位错量。这种量度的好处是，它不像基于地震波幅的量度，受到波的传递过程中岩石摩擦使能量耗散的影响。在适宜的情况下，矩能够简单地从在野外测量的地面破裂的长度和从余震深度推断的破裂深度估算出来。 地震矩可以描述从最小到最大的地震震级变化。一个2级和一个8级地震之间地震矩变化6级。1906年旧金山地震造成450多千米长的圣安德烈斯断裂，估计比1989年洛马普瑞特地震的地震矩大10倍，后者的破裂仅45千米。 一条断层破裂有一个过程，破裂从地壳岩石中地震震源处开始，沿断面在一个平面上可以向各个方位向外扩展。破裂边缘并非均匀地向外扩展，而是不平稳和不规则的，因为断裂的物理特性从一处到另一处变化着。在断面上有粗糙的部位(常称之为凹凸面)，断裂方向变化和其他构造复杂性，给断层滑移造成障碍。有时这些障碍被滑动克服打破，但有时它们能承受得住而保持不破。然后在某一瞬间，由于弹性力的再调整，破裂前锋可能绕过障碍在远侧突然再破裂，并迅速传播，使其临近点破裂。也有可能在主震结束之后一段时间障碍才破裂，结果就是发生余震。在野外观察实际的滑移和在岩石测试的实验室里小规模的模拟，肯定了沿断裂的粗糙面可以产生间歇的闭锁和释放（图4.11）。 里德在对1906年旧金山地震研究中很好地描述了地震发生的过程：“运动并非在所有的点同时发生，而是以不规则的步骤陆续发展传递，运动突然停顿和摩擦产生的震动以波动形式传播到远方。运动的突然开始和突然停顿都会产生震动。”在地震波中观察到的高频复杂性是从破裂前沿由于速度变化产生不相干不连贯波而造成的，它们的频度、幅度和相位各不相干，增加了波形的复杂性。
图4.11侧向透视断裂沿倾斜的断面向外移动 在粗糙处断裂速度可能变化或暂时停顿扩展 任何地震断裂破裂的范围，取决于全区岩石的应变历史和变化以及断裂滑动面的性质。破裂向外扩展，直到它到达某一位置，那里应力不大、岩石没有足够提供断裂进一步伸展的能量，于是断裂的扩展在该位置停止了。 当断裂向上朝着地表扩展时，它是由弹脆性岩石中储存的能量驱动的。而在1千米或2千米深度，破裂开始接触到受破裂和风化使之变弱的地带，特别是在近地表遇到已被破裂和风化作用弱化的低刚度岩石，这些易碎裂和剪切的岩石随时都能逐渐滑错开，这种物质相对来说不能有效地产生地震波。 如果破裂达到地表(仅发生于少数浅震)，它会造成可见的断层破裂。1983年10月28日爱达荷州博拉峰地震时，麋鹿猎人惊奇地看到一个近2米高的突出断崖在他们车前形成（图4.12），这是人们首次观测到该现象。他们描述道，最初是晕旋(可能是从远震源传来P波的影响)。然后，在2～3秒钟内持续感到新断崖形成和汽车的强烈摇摆。
图4.121983年博拉峰地震的断层破裂形成的断崖阶状系列 地震成因的弹性回跳原理受到世界各地地震仪记录的支持。当地表破裂并可直接测量时，记录的波与野外观察到的断层的滑动是一致的。近年来能清楚地表明断层破裂源对地震波的效应的实例，是1971年震撼加利福尼亚的圣费尔南多地震的优秀地震记录。 1971年2月9日太平洋标准时间上午6点42分，大多数人正在准备一天的工作时，一个强震袭击了洛杉矶市区，全市都强烈地感受到地震波引起的震动。由于好运，我得以和一位地震学家乘早班飞机从伯克利到洛杉矶，并驱车驶入受破坏地区，包括塞尔马城中严重破坏和地面变动的地区。当我们到达时立即看到街道边的大裂缝和位错，从一个街区延伸到另一个。我们踏上了几小时前地震产生的主断层破裂段。后来地质学家确定了沿圣加布里埃尔山麓的新鲜断裂面长达15千米。 断层位错指示逆冲和左旋走滑运动，走向随处有所变化，但平均值为北72°西，向北45°倾斜。这个逆冲意味着圣加布里埃尔山向南移动到圣费尔南多谷之上。在这个地区过去并没发现什么沿山前的逆冲断层的证据，已有的断裂与图上表示的并不吻合。 这次地震时有200多台强震加速度计被驱动，得到了极重要的记录。有几个测得的峰值加速度超过重力加速度的25%。然而最引人注意的记录是在当时已干枯的帕考义马水库的水泥堤坝附近取得的。地面水平运动最大加速度超过了重力加速度。换句话说，如果这个加速度是沿垂直方向的，可以将物体抛离地面。这个测定结果是自欧德海姆（Oldham）对1897年阿萨姆大地震的叙述以来，首次用仪器测定确证地面加速度可超过重力加速度。尽管这个峰值加速度很高，但水泥堤坝并未毁坏，附近看守者住房的烟囱也没有破坏。 帕考义马加速度仪恰巧放置在滑动的断裂面正上方的岩石上。P波从滑移的断层传播到仪器约用2.7秒钟。因为破裂的断裂可以很好地确定，地震学家有机会检验，如果地震的断裂源状况已知，能否用它来解释距震源如此近处的地面运动记录。解释的结果揭开了靠近破裂断层的地震的一些重要特征。 在帕考义马取得的波型，如图4.13所示，给出了断层破裂的历史。从地面运动一个水平组分开始，接着是不同波型出现，最后以尾波结束运动。首先是小的地面加速度持续了约1.7秒。这些无疑是直达P波最早到达帕考义马测点。紧随这个前期运动的是一直达S波，在加速度仪记录上标着S1，它的出现预示着较长周期运动的开始。如果我们假定一个合理的破裂速度，如3.0千米/秒，破裂将从震源沿倾斜的断层在约5.5秒到达靠近帕考义马水坝的一点。在记录上5.5秒和2.7秒的间隔之间，我们观察到标注着F的较长周期脉动。于是我们把具有能量的F波解释为靠近帕考义马位置的断裂岩石回跳的结果。岩石的突然变动(或地面摆动)发出S波。由于它的相对大幅度和周期，这个波对靠近断层破裂处的建筑物具有很大的破坏性。
图4.13在帕考义马水坝加速度仪记录到的1971年圣费尔南多地震 当地面破裂传播到圣加布里埃尔山时，地震进入爆发期，产生不同频率的瑞利面波。些波的地面滚动到达帕考义马约在P波到达后4.3秒，在加速度图上用R标明（图4.13）。随后，不同频率和幅度的波从相继更远的断裂剖面到达帕考义马。 帕考义马加速度图在R脉动到达之后的最终部分，包括一些具有最高振幅的高频地震波，具有最大加速度峰值。这些晚爆发的高频能量可能是从粗糙面(断面上的凹凸不平面)释放出来的，当断裂破口从深处向上延到地面时，最晚到达的波包含的高频能量，是从圣费尔南多断裂南端释放出来的。在记录上P波到达之后8秒出现最大幅度的波，可能是由一些特别强的粗糙面产生的，这种粗糙面沿破裂断面方向离起始破裂有一定距离。 有一类地震可能不是沿一条断裂简单地弹性回跳产生的，这些地震的震源在地表以下很深。从1964年起在英国的国际地震中心记录了60 000多次地震，其震源深度大于70千米，占已知深度的所有地震的22%。虽然这些深源地震在地表一般比浅震弱，但有时它们也具有破坏性。例如1977年3月4日喀尔巴阡山下一个地震在罗马尼亚布加勒斯特造成相当大的破坏，虽然其震源深度约为90千米。 最深地震的震源深度约为680千米。这些深源地震对若干地质理论的特殊影响将于第5章讨论。因为最深的地震发生处岩石经受高压和高温(约2 000℃)，研究它们对了解如此极端条件下物质性质大有助益。 现在对这些深源地震的机制仍是推测性的，不过大家一致认为，在脆性岩石中沿断裂弹性回跳这一对浅震的解释难以应用于深震。仪器地震学早期对深源地震的存在曾是有争议的。地震学家用相当长的时间才承认深源地震的存在。1922年牛津大学的教授特（Turner），当时国际地震目录编辑部的主任指出，世界地震，特别是日本的地震走时有偏差。有一些地震的地震波在某些台站到时比正常的晚，对另外一些台站到时又较早。特纳为了解释该现象设想，合理的假定是震源深度为200千米。 他的这个建议得到哈罗德·杰弗里斯男爵（Harold Jeffreys）的重视，他40余年来一直是地震学的头等理论家。杰弗里斯反对这个提法，因为在50千米以下深度的热和压力将使岩石从脆性变为柔性，岩石将流动而不是当应变增加时突然破裂。杰弗里斯建议通过研究特纳设想的深震的面波地震记录去检验特纳的观点。根据理论，震动有一定类型，诸如第2章图2.8所示，如果系统在某一点被扰动时没有在该点产生某种特殊类型震动要求的运动，那么这种扰动就不可能激发这种类型震动。据此，因为面波的运动限于表面，深源地震将不能激发面波。杰弗里斯后来回忆他如何“对特纳指出深源地震激起的面波或很小或根本缺失。这样对地震图加以考核就可以检验地震是否确实是深源的，但特纳对其已有论据，已经信心十足，以致不屑一顾。” 这个事被和达决定性地解决了，当他在东京气象组织工作的时候。1928年他发表了强有力的直接证据：日本下面震源有几十至几百千米深。不久以后，其他地震学家通过应用杰弗里斯的实验肯定了和达的结论。然而仍存在杰弗里斯的批判性反对意见：在上覆物质巨大压力下岩石中应力如何释放？如果有裂缝存在，上覆岩石的重量将使之焊接起来。如果在如此高温下发生变形，应该是塑性流动的。 地震学家开始寻找浅、深震源地震其他各方面的不同特征（图4.14）。差别之一是深震一般很少有余震。例如，1970年在哥伦比亚发生了1/4世纪里最大的深源地震，其深度为650千米，震级为7.6。这次震后，地震仪没有测到余震。在大的浅震之后，余震震源常散布在整个地震滑动断面上。相反，即使深震有少量余震，它们也仅仅分布在初始震源周围。 以上这些深、浅源地震差别意味着深震的成因可能是岩石体积的突然变化，这种矿物相变引起的体积突然变化，很像水变成冰时体积的增加。岩石的突然压缩或膨胀将产生地震波。 这个假说要求波产生于崩陷或爆炸，因此，世界各地的地震仪应测得相应的P波均为挤压或均为膨胀。然而实际深源地震记录并没有发现遵从这种一致的格式。地球上不同地带地震仪测得的P波初动方向有向上有向下，与浅震记录的P波初动没有显著差别（图4.15）。此外，深源地震不但产生P波，也产生显著的S波，而如果崩陷或爆破是仅有的脉冲产生源，不应在岩石中产生多少剪切S波。
图4.14浅源和深源地震的P-S波到时差值的不同 等值线给出一测点P和S波到时差。和达的研究表明1925年一个浅震的S-P到时差可小于10秒， 但随震中距增加而迅速增大。而1927年一个地震S-P波到时差最小也有40秒，但随距离 增长而缓慢得多。根据这点及其他证据，和达得以确定1927年地震震源深度为400千米
图4.15不同成因的P波造成地面形变不同 （a）地下崩塌造成的P波到达地球表面任何地方时初动都是地面向下运动，地下 核爆炸造成的P波到达地面任何地方都将引起地面初动向上；（b）由断裂破裂产生 的P波初动在两个相背的象限里推动地面上隆，在另外两个象限里把地面向下拉 最近对深震提出两种特定机制。第一种设想提出，水在很大程度上影响了深处高温高压下岩石的脆性和塑性。地球岩石中许多矿物含有结晶的水，它们可能在高温和高压下被释放。确实，在实验室实验中，含绿色水化矿物蛇纹石的岩石在高温高压情况下能产生脆性破裂。只要流体能透过岩石孔隙运移，就能润滑潜在的裂缝和断层，导致断裂错动的发生。 第二种流行的假说是对过去不能令人满意的矿物相变假说的修正，认为相变发生于岩石内一些透镜体边界，那里的流体赋存状态特别适于突然相变的发生。沿已有的晶粒边界，晶体的结构将迅速变化，弱化了横跨边界的束缚。 为了检验这些假说，在实验室里再造了地球深部状况，在两个金刚石的坚果破碎器状的设备里挤压很小的标本，可以产生极高压强，透明的金刚石使得可以用激光束透过金刚石加热岩石试件，也可以将任何突然的物理变化拍照下来。声学探测设备则检测任何类似地震的能量的突然释放。通过这些方法希望能解决深地震成因这个长期的谜。和达博士1993年91岁时仍保持对这一问题的兴趣，我们希望他在有生之年能看到这谜底被揭穿。 有一类特殊的震源在第二次世界大战之后受到了人们的深切关注，那就是地下或水下核试验。1946年7月24日，一个爆破核装置在太平洋中比基尼环礁附近水下被引爆了，全世界的地震台站首次记录到了核爆炸的地震波。虽然这类记录的数量很少，但这种震源位置和发震时刻均为已知的受控的人工地震在地质勘探方面立刻崭露头角。例如，把人工控制的油田勘探的地震爆破方法推广到核爆炸，可以解决涉及地球深部的构造和组成的许多问题。虽然核试验可以提供有价值的地球物理信息，但地震学与核武器试验拉上关系完全是因为另一方面的需要。 因为核爆炸产生放射性产物严重伤害生物，到50年代中叶，世界上许多人开始关心由核武器地面试验产生的大气中放射性微粒的量迅速增加。因此核装置试验程序被修改，以使大气中的放射性散落减少。水下试验也被证明是有害的，例如1954年3月美国实验的15兆吨聚变装置（代号“妙啊”（Bravo））散布的放射性微粒远远超出预期的范围，使马绍尔群岛若干居民受到高剂量放射性物质的辐射。当两周后一日本渔船，具有讽刺意味的是船名叫“幸运的龙”，载着23名受到放射性物质散落而致病的船员返回日本港口，引起了世界轰动。 1958年艾森豪威尔总统响应人们增长的呼声，建议举行关于禁止核试验条约的技术会谈。1958年7月，技术专家们在日内瓦举行历史性会谈，为在大气和地下环境普遍取消核试验条约奠定了基础。在达成这个协议时，每一方都需要能肯定对方不会欺骗自己。 科学家很快达成一致，认为“现代物理、化学和地球物理测试方法在相当距离里探测到核爆炸是可能的。这样，高当量的地表和高空核爆炸都能够在距爆炸地很远的地方毫无困难地探测到。”委员会列出若干可靠的手段确定高空和地面核爆炸，诸如声波和放射性微粒。 惟一困难的问题是探测和识别地下爆破。如果核装置在地下爆炸，它在大气层将不再产生特征信号。然而，地面下的大爆炸，不管是核的或化学的，都会产生地震波。 探测爆炸事件是否发生的主要线索将是靠地震仪探测从爆炸发出的地震波。首要应考虑的是记录到这些波。然而在美国、前苏联、中国许多地区及其他能产生核武器的国家，天然地震活动性本来就很高。这些构造地震产生的地震波也会被记录到。在地震图上，如何区分人工地震和天然地震的波呢？ 美国地下核爆炸实验大部分在内华达沙漠的偏远地区一个出名的内华达试验场（或NTS）进行。至今在这个试验场地已进行了数百次地下核爆炸。它们大多数核爆炸产生的地震波曾在世界各地被记录到。当一埋藏的核装置爆炸后，上覆岩石如此碎裂以致常形成一陷落坑。图4.16上的照片示出1969年中期在内华达试验场的一次核试验时，尘云在下陷的坑上升起。核爆破使周围岩石熔化汽化，地震的压力波向外传播，使其上岩石抬升和破碎。地下洞穴中的气体压力随后下降，在几分钟或几小时内，空洞上面的破碎岩石崩塌下来。结果，一柱状烟囱直通向地表，碎石充填于坑内。如果实验装置相对其埋深比较小，这个烟囱可能不会达到地表。如果它足够大，而其上层的确太弱不能支撑上覆重量，岩石破碎坍塌不断发生持续到地表。在后一情况，一个“陷落坑”形成于地表，从空中看类似一个大浅碟，周边有裂口和扇贝壳纹。这一洼陷能从高空飞机或卫星照像机观察到。如果一地下核爆炸需保守秘密，就要设法避免形成陷坑，一般是在深深的冲积物和软岩石中打洞试验，形成一个宽广的保护层。即使这样，“烟囱”也仍可能最终会塌落，暴露秘密实验。就算试验在地表被掩盖得不露痕迹，原始爆炸和岩石隆动会辐射出弹性波，通过地球迅速传播出去而不再回头宣告一个核地震的发生，最深的埋藏爆炸地点也掩盖不了秘密。
图4.161969年内华达州试验场一次地下核爆炸后下沉的环形口上瞬时升起的尘云 天然地震和地下爆炸之间有一个关键区别。与天然地震不同，一次爆炸在地下球体洞穴或水下是一个对称的波源，而天然地震的首次P波和S波来自震源或是岩石破裂的初始点。天然地震对地球表面的一些观测点，P波初始到达时可能为地面岩石被上推，相当于地面被挤压；而在其他观测点上，P波到达地表时可能为岩石被下拉，相当于引张。这些推和拉决定着地面初动或首次到达波的极性。核爆炸与天然地震成鲜明对照，因为爆炸驱动四周岩石向外向每个方向对称地辐射出波，在所有的地震仪上记录均应为地面被上推。原则上，这种相当清楚的图像应该明确地揭露震源的类型。然而在实际工作中，因为岩石构造复杂，一个爆炸的P波极性有时产生方向混乱，特别是小事件，与断层破裂机制差异不甚清楚。 幸运的是，极性图像并不是两类震源之间仅有的差异。因为断层破裂相当大，天然地震中波源覆盖较大地区。一爆炸中的能量释放主要集中于岩石中一点的四周。因此，天然地震的P波和S波的形态常与地下爆破产生的波形不同，对相当小的地震也是如此。 在开始研究禁止核实验条约时，需要排除的障碍是，为了使用和明确两种类型震源特征差异，必须使记录系统的精度和灵敏度有一个大的跃进。同样重要的是地震学家需要积累更多经验，把握哪一种线索最能准确无误地从地震记录上直接区分两种不同的震源。再者，可行的监测系统在每个国家里不能距试验场太远，如果它们仅设置在国界外遥远的地方，则地球的岩石构造的复杂变化的效应可能改变P波和S波初动，减弱其识别能力。这种考虑导致的结论是，在两个问题上不能讨价还价：一是必须确定有效的监视和条约控制系统；二是必须建立能均匀地记录世界的地震和地下爆炸的现代化地震观测台站。 人们认识到，除非采取这些步骤，一个全面禁止核试验条约将不可能被签署。当然另一解决方法是每一方都能自由进入其他国家的试验场检查，但在那冷战阶段现场视察不能被接受。变通的办法是谈判一个在和平时期仅禁止地面上核试验的有限的禁止核试验条约。这一有限的禁止核试验条约于1963年8月5日在莫斯科签订，成为控制核爆炸历史中的转折点，但因为地震的混淆，它明确地不包括地下核试验。 为了增强探测地下核试验的能力，许多国家开始大力改进地震记录和研究方法。受益者有美国和其他国家的地震研究所和各大学的地震研究组。最感人的是在许多国家建立了全球标准地震台网，地震研究人员可自由获得这里的记录。这个新的地震记录系统所开辟的研究机会是地震学家梦寐以求的。地震学家不再嫉妒物理实验室的高能粒子加速器或天文台的精密望远镜。最后，美国政府及地震学家到60年代装置了分布于60个国家约120个地震台站的高质量的地震仪。这些地震仪是地震研究新纪元的基础，通过它们研究在地球内部传播的地震波，直到80年代新一代数字地震仪引起新的变革。 1 974年的进展是在莫斯科签定了有限禁止核试验条约。这个协议禁止15万吨当量以上的地下核试验。地震学家继续准备未来最后一个全面性条约，它将严格限制或禁止任何国家的所有类型的核武器试验。达到这一条约的第一步是保证所有地震，甚至相当小的震级，都能被记录到，在签约国国界外也不例外。有了这个限制，地震事件可探测到3.5级，相当于1 000吨当量，比第一个投在广岛的原子弹小很多。这样大小限制，意味着每年要细查全世界5 000多天然地震，清查排除秘密的爆炸。 在努力研究之后，地震学家提出三种可取的方法去识别那两类地震。最重要的判据是地震震源深度。在本章的早些部分，我们描述了为什么断层破裂在2千米以上深度不产生显著的地震波。因此一个国家想欺骗试验条约，就要使秘密试验深度达2千米以上。作为比较，在内华达通常地下试验的埋深是约500米。深钻耗费很大，并且易于被监视卫星观察到。 第二，尽管P波极性不总是可靠根据，但波形的形态是分析震源类型的有力线索。P波波形的复杂性甚至对天然地震和不远的爆炸也有很大不同。然而，如果在爆炸之上的表层岩石迅速崩裂，这判据可能失败。 地震学家们从1966年左右开始找到一种更有效的判别准则。由于全球地震观测台的加强，地震工作者们现在可以可靠地计算和对比天然的和人工地震的各种震级。记录台并不需要靠近地震事件去取得波的振幅测量数据。新的判据利用图4.17所示的体波震级mb与地震矩震级M之间的关系。爆炸与天然地震具有相同的体波震级mb时(相同P波)，其矩震级M较小(较小的面波)。该特征经过比较许多北美和苏联的爆炸和地震的验证。把许多事件的M和mb值绘在图上时，爆炸的点落在天然地震点之下，该规律至少对mb =3.5的事件成立。
图4.17从较远地下爆炸和构造地震的地震图计算得出的地震矩震级M和另一种称为体波震级mb的比较 需要作进一步工作以提高鉴别小事件（mb=3.5）的可靠性。这样的小震震源可能是为采矿和工程目的的大型化学爆破。试验者们可能千方百计伪装小爆炸，例如利用在附近地震的时机引爆，或在软岩石覆盖下，或在大的地下岩穴中引爆等。然而，地震学家们现在有信心，他们能区别几乎所有实际情况下的小的天然或非天然地震。甚至在目前世界核大国之间的关系发生改变之后，这个问题仍然重要，因为核武器扩散到世界较小国家的危险依然存在。 |
