最近土耳其连续发生两次 7 级以上大地震，其余震在数十天后依然强烈且频繁，地震带来了数万人伤亡，上百万人无家可归。

2 月 23 日，塔吉克斯坦也发生了 7.2 级地震，震源距中国边境仅有约 82 千米。

频繁发生的大地震让一些人开始担忧地震灾害问题，同时也再次让人们把目光聚焦在一个老生常谈的问题上：

地震可以预测吗？

土耳其-叙利亚地震部分照片。图源：wikipedia

首先要回答的是，在目前的技术条件下，地震预测是不现实的。

不过，科学家们正在探索预测地震的各种方法，其中很多人认为对慢地震的研究可能有助于我们预测地震。

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什么是慢地震？

地震是由地层中断层的突然破裂或移动导致的。

在目前的板块理论中，整个地球地表的坚硬岩石圈并不是一个整体，而是破裂成 15 个主要板块以及更多次要板块；

这些板块漂浮在地幔物质之上，随着地幔物质的运动而运动，就好像漂浮在水面的木板一样。

这些板块运动时会相互碰撞或分离，无论是碰撞或分离都会给板块边界处带来巨大的压力或拉力，一般将其称为应力。

应力也会传导到板块内部，从而让板块边界或板块内部的岩层破裂形成断层，多个巨大的断层还会组成断裂带。

这就是绝大多数地震的发源地了。

板块边界处往往受到巨大应力，因而成为地震的发源地。图源：USGS

断层由断层面和断盘构成，在平时，由于断层面上摩擦力巨大，以及断层上存在的凹凸体等，将两侧的断盘牢牢锁住。

板块运动传来的巨大能量会被断层两侧的岩层通过变形吸收，这种变形被称为应变。

是的，如果从宏观来看，坚硬的岩层其实和硬质的巨大弹簧没有区别，它们也会拉长、缩短和弯曲，能量就储存在地层的应变中。

一旦能量储存超过临界值，断层就会突然快速滑动，在滑动过程中，断面两侧的断盘中的变形就会恢复变成未变形的状态；

我们可以将其想象为弯曲的弹簧被释放了，它自然就会恢复原状。

在此过程中，释放出来的能量被传导到地面上，造成了地面的震动，由此引发地震，这就是地震起源的弹性回跳假说。

地震起源的弹性回跳假说。图源：参考文献[1]

普通地震的本质就是地震断层面的快速扩展，大约为 2-3 千米/秒。

所谓地震断层面的扩展速度很好理解，我们假定断层面的破裂始于一个点；

这种破裂状态向前传播，导致断层面的其他部分也开始破裂，这个传导的速度就被称为断层面的扩展速度。

而一个大地震的断层面的破裂长度往往超过数十乃至数百千米，比如这次土耳其地震的破裂断层的总长度就超过了 360 千米。

用这个长度除以扩展速度，就是地震的“震源持续时间”，一般来讲，普通地震的震源持续时间很短，仅有十几秒到两百秒左右。

本次土耳其地震中第一次大地震的地震烈度图，图中红线处可以近似认为就是断层破裂的长度。图源：Wikipedia

2008年汶川地震中，断层破裂带在地面的投影。可以看到这一地震的断层破裂长度也很长，算下来超过300千米。图源：参考文献[2]

但是如果一个断层的扩展速度非常慢，比如只有3米/秒，甚至0.3米/秒或更低的时候，在断层破裂长度不变的时候，它们最终释放的能量与普通地震相差无几。

但由于断层扩展速度变慢，导致这种地震不仅人类无法感知，就连目前最先进的地震仪也很难测量出来，这种地震就被称为慢地震。

02

为什么会发生慢地震

总结起来可以归纳为四个原因：温度、水、岩石本身的性质和周围的压力。

要说明白这几个原因，我们需要先复习一下初中物理中学到的关于摩擦力的知识：

把一个滑块放在平面上，用水平方向的力拉动滑块，起初，滑块不会移动，但随着拉力增大，滑块会突然移动起来。

这是因为滑块受到摩擦阻力，而且在滑块未移动时，受到的是静摩擦力（其大小与静摩擦系数有关），当滑块移动时则会受到动摩擦力（其大小与动摩擦系数有关）。

滑块实验示意图（上），以及滑块实验中滑块所受摩擦力的变化情况（下）。图源：上图为作者自制，下图来自Wikipedia

在初中物理中，动摩擦系数和静摩擦系数都是固定的，因为物理中滑块与平面处于理想状态，它们充分接触了，因此摩擦系数固定。

但是在现实情况中，摩擦系数并不固定，因为两个物体无论如何都不可能完全充分接触，它们之间的接触面总是凹凸不平的。

因此真实接触面积可能最多只有总面积的 10%，而接触面积会随着条件改变而变化，因此摩擦系数 μ 总是变化的。

对两个相互接触的物体的三维模拟，可以看到二者表面都是凹凸不平的，因此真实接触面积并不大。图源：wikipedia

科学家对动摩擦系数研究后给出了一个经验公式：

μ0 是以 V0 滑动时候的摩擦系数，可以测出来，a-b 则代表物体的性质。

因为有时候物体的摩擦系数会随着滑动速率增加而减少，换句话说，相对运动的速度越快，摩擦越小（这叫速度弱化）；

比如花岗岩，这时候a-b＜0。

而有时候物体的摩擦系数会随着滑动速率增加而增加，也就是说运动速度越快，摩擦力越大（这叫速度强化），比如饱水粘土，这时候a-b＞0。而a-b=0则是二者的过渡区。

而无论是温度、水还是岩石本身的性质以及周围的压力都会影响a-b的值。

比如，当温度大于 300℃ 时，岩石之间的摩擦力就会急剧减小；

当矿物饱水的话，就会变得柔软，由此导致矿物之间摩擦力减小；有时候岩石饱水，也更容易破裂。

但是有时候却会发生相反的情况——水中溶解的硅元素会在岩石狭小缝隙处生长，填满缝隙，导致岩石摩擦力增加；

同时，周围的压力也能影响岩石的真实接触面积，以及岩石本身的性质也是需要考虑的因素。

因此，上述条件的变化都可能会导致某一地的岩层摩擦力发生改变。

由于温度、水、压力等一系列的影响，会导致在俯冲带附近出现如上图所示的情况：

在浅层（A-B）以稳定滑动为主，也就是a-b＞0；

在中间层（B-C）是地震发生带，也就是a-b＜0；

在深层（C-D）以稳定滑动为主 ，也就是a-b＞0

当某一断层是速度弱化区时，滑动一旦产生，摩擦力就会变小，且滑动越大；

摩擦力越小，结果就是这一区域的岩层一旦开始滑动，断层滑动面就会急剧扩大，地震就产生了。

而若是某一断层处于速度强化区时，随着滑动增加，摩擦力会增加，最终滑动和摩擦力达到平衡状态，这一区域处于持续的缓慢滑动中，这就是慢地震。

03

为什么说慢地震有助于地震预测？

因为根据研究，在普通地震发生之前，一般都会发生慢地震。

有科学家用花岗岩（代表a-b＜0的区域）做了一个滑动实验，发现在花岗岩中，慢地震其实也是地震过程的一部分：

切割出长度 6cm，宽度为 3cm 的立方体花岗岩，3 个块体水平放置，对两侧的块体沿着水平方向施加压力，使其夹住中间的块体；

然后给中间的块体施加一个推动的力量，中间的块体先是纹丝不动，但当推力增加超过某一界限时，中间的块体会缓慢地开始滑动；

然后很快地加速，最后发生了错动。

很明显，纹丝不动代表了未发生地震的情况，缓慢地开始滑动代表了慢地震的情况，很快的加速则代表了地震发生时的情况。

用花岗岩做滑动实验的示意图 图源：作者自制

有科学家也利用计算机程序模拟了 a-b=0 的过渡带的情况，具体是以俯冲带为对象，将俯冲带0-30km深度的断层上盘区域设定为a-b＜0区域；

30km左右为过渡带区域，断层的下盘以正常的板块俯冲速度运动。

结果发现，当上盘接近应变的临界点时，在过渡带的某处慢地震会多次发生和停止，最终，一个慢地震冲入浅部的断层上盘区域，引发大地震。

图源：参考文献[3]

还有科学家研究了在 a-b＞0 的区域中地震发生的情况，在这一区域内，由于摩擦力随速度增加，因此二者会达到平衡，所以最终这一区域会处在缓慢滑动过程中。

但在这种区域内可能会存在凹凸体，这些凹凸体是 a-b＜0 的，随着断层两盘的相对运动，最终将凹凸体卷入其中；

随着凹凸体内会不断积累应变，同时也不断有慢地震侵入凹凸体中，最终凹凸体断裂，于是地震也发生了。

凹凸体在真实条件下也是存在的，图中即为日本东北区域的凹凸体分布图 图源：参考文献[3]

总结一下就是，在这些实验的情况中，普通地震发生之前，均有慢地震的发生。

所以如果对慢地震进行仔细研究，了解了各地慢地震的波形特点及其历史特征，可能就有助于进行大地震的预测。

但是，目前我们最大的问题是，现有的地震仪很难识别慢地震。

04

为什么慢地震难以识别？

人类从 19 世纪中期就开始研究地震以及地震波，并在 19 世纪末期设计出了能记录地震波的地震仪。

自此以后一直到现代，人类记录并研究地震波有近 200 年的时间，但却一直没能发现慢地震的存在；

这是因为慢地震的地震波周期很长，普通地震仪难以发现。

如前文所述，普通地震发生时，断层破裂面的扩展速度极快，因此震源持续时间很短，这反映在地震波的形态上就是持续时间很短的波动，而慢地震的断层破裂面的扩展速度很慢，因此其波动持续时间很长，且波动很小。

普通地震地震波波形（a）到慢地震地震波波形(e)对比图 图源：参考文献[3]

而我们所说的地震仪的原理其实很简单，简单来说就相当于一架单摆，摆末端是一支铅笔，单摆会随着地震的震动而左右摇晃，同时，铅笔也会随之摆动。

在铅笔之下有一个纸卷，纸卷匀速运动（因为速度已知，纸卷长度也已知，所以时间也是已知的），那么在纸卷上就会记录下地震波随时间的变化情况。

在普通地震下，单摆的摆动很剧烈，但是在慢地震下，由于地球震动速度很慢，单摆压根反应不过来，所以在纸上记录下的几乎是一条直线。

我们用手就能复制这个实验：用手拿一个单摆，快速摆动手，单摆会剧烈摆动，这是普通地震的情况；若是极为缓慢地左右移动手，会发现单摆根本不动，这就是慢地震的情况。

普通地震（a）就如同拿着单摆快速摆动，地震仪会记下剧烈的地震波；而慢地震（b）就如同拿着单摆缓慢左右移动手，地震仪记下的就几乎是直线 图源：参考文献[3]

正是因为慢地震的这种特点，所以一直到 2000 年之前，科学家都并不了解慢地震；

直到 2001 年以后，随着环太平洋俯冲带一系列慢地震的发现，慢地震的研究才引起了人们的重视。

但在研究过程中也遇到一个大问题，那就是虽然目前的地震仪精度越来越高，但是这些地震仪本身并不是为慢地震测量而设计的。

目前的绝大部分地震仪，都只能观测持续时间 200 秒以下的地震波，超过这一时间就精度大大下降，而慢地震的地震波持续时长往往长达数千秒甚至数天。

典型的普通地震波，可以看到其持续时间基本上以秒为单位（横坐标）图源：wikipedia

而且，慢地震的地震波常常被噪音覆盖。

在自然界中，地球的自由振荡、台风等多种事件均能导致地震仪中出现低频长周期信号，这些信号在以往会被认为是噪音而被剔除掉；

但如果考虑到慢地震也会引起此种信号，那么如何从种种噪音中识别慢地震的地震波又成了一个很大的问题。

不过，随着科技进步，有些科学家正在研究利用机器学习进行滤波，有些科学家正在考虑设计新的监测设备并且建设更多监测台网。

相信在不久的将来，我们对慢地震的认识会更加深刻，或许到那时，我们就能够实现对地震的预测了。

来源：科普中国