地震
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地震是地球表層或表層下的振動所造成的地面震動[1]，可由自然現象如地殼運動、火山活動及隕石撞擊引起，亦可由人為活動如地下核試驗造成[2]，不過歷史上主要的災害性地震都由地殼的突然運動所造成。地震的影響力涵蓋岩石圈及水圈──當地震發生時，可能會連帶引發地表斷裂、大地震動、土壤液化、山崩、餘震、海嘯、甚至是火山活動，並影響人類的生存及活動[1]。
地震產生的原因是因為地殼在板塊運動過程中，互相碰撞累積應力，當地殼無法繼續累積應力時，地殼會破裂，釋放出地震波，使地面發生震動，地震可由地震儀透過對地震波的觀察來量測，地震規模表示地震所釋放出來的能量大小，地震震度指地震在該地點造成的震動程度，地震的發生處稱為震源，其投影至地表的位置為震央。 並非世界上所有的地區都會發生地震。地震與火山分布一樣，主要集中在板塊相互作用的地區。目前世界上主要分為三個頻繁發生地震的「地震帶」：環太平洋地震帶（佔80%）、從地中海一路向東延伸至喜馬拉雅山區和印尼的歐亞地震帶、位於各大洋中洋脊的中洋脊地震帶。並不是所有地震都發生在以上三個地震帶，另外有小部分大地震發生在板塊內部，主要集中在大的活動斷層帶及其附近地區，例如1976年的中華人民共和國河北唐山大地震。[3]
歷史記錄中傷亡最嚴重的地震是1556年1月23日發生在中國明朝陝西的嘉靖大地震，現代考證當年死亡45萬人。[4]1920年甘肅海原大地震（今寧夏回族自治區中衛市海原縣）、1303年山西洪洞趙城地震、1688年山東臨沂大地震、四川汶川大地震都造成了數萬至數十萬人死亡。
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地震的原因
構造地震
由於地殼運動引起地殼岩層斷裂錯動而發生的地殼震動，稱為地震。由於地球不停地運動變化，從而從地殼內部產生巨大地應力作用。在地應力長期緩慢的作用下，造成地殼的岩層發生彎曲變形，當地應力超過岩石本身能承受的強度時便會使岩層斷裂錯動，其巨大的能量突然釋放，形成構造地震，世界上絕大多數地震都屬於構造地震。全世界百分之九十的地震都屬於此類型。因為岩層受到二地殼之間互相推擠的力量，岩層因受力而產生形變，直到地應力大於岩層本身所能承受的力時，岩層發生斷裂放出地震波，造成地震。 著名的「彈性反彈理論（Elastic Rebound Theory）」即是說明此現象。
火山地震
由於火山活動時岩漿噴發衝擊或熱力作用而引起的地震，稱為火山地震。火山地震數量較小，數量約占地震總數的7%左右[來源請求]。地震和火山通常存在關聯。火山爆發可能會激發地震，而發生在火山附近的地震也可能引起火山爆發。一般而言，影響範圍不大。在地底的壓力過大所造成的火山爆發，岩漿上湧所造成的地面震動。
陷落地震
由於地下水溶解可溶性岩石（如石灰岩），或由於地下採礦形成的巨大空洞，造成地層崩塌陷落而引發的地震，稱為陷落地震。這類地震約占地震總數的3%左右[來源請求]，規模也都比較小。
誘發地震
在特定的地區因某種地殼外界因素誘發而引起的地震，稱為誘發地震。這些外界因素可以是地下核爆炸、隕石墜落、油井灌水等，其中最常見的是水庫誘發地震。水庫蓄水後改變了地面的應力狀態，且庫水滲透到已有的斷層中，起到潤滑和腐蝕作用，促使斷層產生滑動[5]。但是，並不是所有的水庫蓄水後都會發生水庫地震，只有當庫區存在活動斷裂、岩性剛硬等條件，才有誘發的可能性。
氣候暖化跟地震的關聯
全球氣候暖化使高緯度地區的冰川加速溶解，並相應的使全球海平面上升。對於高緯度地區而言，冰川的溶解使地殼上覆之重量減小，並導致地殼回彈。在地殼回彈的過程中，地殼內應力的分布也相應的發生改變，導致原有的斷層系統重新活化，並產生地震。此類地震多發生於板塊內部地區，並且大多數皆發生於高緯度地區。1989年發生於魁北克的Mw6.3地震即為其中一例[6]。
人工地震
以人為採用強力炸藥直接破壞地殼，藉以測得相關研究數據，或進行礦藏開採，武器測試等活動。例如2017年發生在朝鮮民主主義人民共和國的Mw6.3地震，便是進行核子試驗所造成的。
地震波
根據彈性回跳理論，造成地震的原因是岩石中斷層的破裂。當斷層破裂時，兩側的岩體會相對移動並釋放出累積的能量。雖然其中大部分的能量都在克服摩擦力中損失為熱能，但是剩下的部分則轉換為動能，並以彈性波的形式散發出去，這些波稱為地震波。地震波是地震的直接表現，因此，研究地震波的到來時間、大小、振動方式等，就可以了解一個地震的發生時間、大小、發生機制等，進而研究地震。[3]
在地球物理學上，由於地震波具備物理上實體波的特性，因此，地震波在穿越不同介質時，便有機會發生折射、反射及全反射。當許多波疊加在一起時，還有機會發生共振，並產生駐波。換句話說，研究地震波，除了了解地震本身外，還可以一窺地球內部堂奧。因為地球很大，挖深井等直接方法研究內部構造效果有限，因此分析地震波是目前人類最常用的地球物理方法。[3]
地震波是地震震源瞬間散發能量初方式，當地球物質在實體波經過時，可能以三維方式（上下、左右、前後）震動。如果不同質點間的震動方向屬於（相對於波速方向的）前後震動，代表震波以前後壓縮、縱波的方式向外傳遞，這種一密一疏的震波稱為「Ｐ波」。P代表主要（Primary）或壓縮（Pressure）。由於Ｐ波的傳播來自於在傳播方向上施加壓力，而地球內部幾乎不可壓縮，因此P波很容易通過介質傳遞能量。事實上，Ｐ波是所有地震波裡最快的波，因此也會是地震儀第一個記錄到的波。因為壓縮力在固體、液體中都能存在，因此Ｐ波能在固體和液體中傳播。[3][7]
還有一種實體波到來的較晚，稱為「S波」。S波中的S代表次要（Secondary）或剪力（Shear）。在S波的行進過程中，不同於P波，質點會在上下或左右方向震動、以橫波的方式前進。因為液體無法忍受剪切，所以S波不能通過液體（例如外地核），Ｐ波則可。Ｓ波的波速約為Ｐ波的0.58倍，振幅約為P波的1.4倍。由於當地震波從地底來到地表時，S波的震動方向平行於地表的分量較多，較容易水平拉扯建築物，而一般建築垂直耐震能力較強，水平耐震能力較弱，故S波經常是造成地震破壞的主因。[3]
由於接近地表的地層地震波速率較低[8]。因此，再進地表處發生的地震，很容易把能量送進地表的低速層內，這些蓄積的能量波稱為「陷波」。當累積的陷波彼此干涉，倘若發生建設性干涉，便有機會使地層共振，使能量沿地表傳播。表面波傳遞速度較S波慢一些。P波及S波干涉的表面波為雷利波（Rayleigh Wave），又稱為地滾波，粒子運動方式類似海浪，在垂直面上，粒子呈逆時針橢圓形振動，震動振幅一樣會隨深度增加而減少。由S波相互干涉的表面波為洛夫波（Love Wave），振動只發生在水平方向上，沒有垂直分量，差別是側向震動振幅會隨深度增加而減少。[3][9][10]
在近距離地震紀錄（小於200公里）中，在S波後方的波包並非表面波，而是尾波。地球內部雖然大致是均勻的，但小部分有不均勻的質點分布，越靠近地表越多（例如斷層或岩石裂痕）。當震波向外傳播時，這些不均勻或散射質點或與震波作用，產生散射現象。此散射波在紀錄中會形成尾波。尾波的長短與震波耗散為熱能的程度有關。例如月球因為剛性較低，耗散低，故尾波時間長。尾波如同地震圖上異質性所留下的「指紋」，研究尾波，可以促進對一地地質結構之了解。[3][11]
地震度量
目前衡量地震規模的標準主要有規模（Magnitude）和震度（Seismic intensity）兩種。
規模
地震大小的一種度量，根據地震釋放能量多少來劃分。目前國際上一般採用美國地震學家查爾斯·弗朗西斯·芮克特和賓諾·古登堡於1935年共同提出的規模劃分法，即現在通常所說的芮氏地震規模。芮氏規模是地震波最大振幅以10為底的對數，並選擇距震央100公里的距離為標準。芮氏規模每增大一級，釋放的能量約增加31.6倍，相隔二級的規模其能量相差1000倍。由於芮氏地震規模在超過ML7以上會發生飽和現象，並且不適合用來測量遠距地震的規模，因此科學界現多使用地震矩規模描述中型到大型地震的地震規模[12]。
小於芮氏規模2.5的地震，人們一般不易感覺到，稱為小震或微震；芮氏規模2.5-5.0的地震，震央附近的人會有不同程度的感覺，稱為有感地震，全世界每年大約發生十幾萬次；大於芮氏規模5.0的地震，會造成建築物不同程度的損壞，稱為破壞性地震。芮氏規模4.5以上的地震通常可以在全球範圍內監測到。有記錄以來，歷史上最大的地震是發生在1960年5月22日19時11分南美洲的智利，經過重新分析該地震的波形，科學家認為該地震的地震矩規模達Mw 9.5。
震度
指地震對地面所造成的破壞和影響程度，由地震時地面建築物受破壞的程度、地形地貌改變、人的感覺等宏觀現象來判定。地震震度源自和應用於十度的羅西福瑞分級（Rossi-Forel scale），由義大利火山學家朱塞佩·麥卡利（Giuseppe Mercalli）在1883年及1902年修訂。後來多次被多位地理學家、地震學家和物理學家修訂，成為今天的修訂麥卡利地震震度（Modified Mercalli Scale）。「麥卡利地震震度」從感覺不到至全部損毀分為1（無感）至12度（全面破壞），6度或以上才會造成破壞[13]。
每次地震的規模數值只有一個，但震度則視乎該地點與震央的距離，震源的深度，震源與該地點之間和該地點本身的土壤結構，以及造成地震的斷層運動種類等因素而有強弱的變化。然而，一般說來震度會隨距離震央的距離而成指數比的下降。
地震帶
地震的地理分布受一定的地質條件控制，具有一定的規律。地震大多分布在地殼不穩定的部位，特別是板塊之間的消亡邊界，形成地震活動活躍的地震帶。全世界主要有三個地震帶：
- 環太平洋地震帶：包括南、北美洲太平洋沿岸，阿留申群島、堪察加半島，千島群島、日本列島，經台灣再到菲律賓轉向東南直至紐西蘭，是地球上地震最活躍的地區，集中了世界80%以上的地震。本帶是在太平洋板塊和北美洲板塊、歐亞板塊、印度洋板塊的消亡邊界，南極洲板塊和美洲板塊的消亡邊界上。
- 歐亞地震帶：大致從印度尼西亞西部，緬甸經中國橫斷山脈，喜馬拉雅山脈，越過帕米爾高原，經中亞細亞到達地中海及其沿岸。本帶是在歐亞板塊和非洲板塊、印度洋板塊的消亡邊界上。本地震帶約集中全世界15%的地震。
- 中洋脊地震帶：包含延綿世界三大洋（即太平洋、大西洋和印度洋）和北極海的中洋脊。中洋脊地震帶僅含全球約5%的地震，此地震帶的地震幾乎都是淺層地震。[3]
地震災害
地震是地球上主要的自然災害之一。 地震產生的地震波可直接造成建築物的破壞甚至倒塌；破壞地面，產生地面裂縫，塌陷等；發生在山區還可能引起山體滑坡，雪崩等；而發生在海底的地震則可能引起海嘯。餘震會使破壞更加嚴重。地震引發的次生災害主要有建築物倒塌，山體滑坡，土壤液化，海嘯以及管道破裂等引起的火災，水災和毒氣洩漏等。此外當傷亡人員屍體不能及時清理，或污穢物污染了飲用水時。
主要地震
歷史記錄中傷亡最嚴重的地震是1556年1月23日發生在中國陝西的嘉靖大地震，有超過83萬人喪生[15]。當時這一地區的人大多住在黃土山崖里挖出的窯洞里，地震使得許多窯洞坍塌造成大量傷亡。1976年發生在中國唐山的唐山大地震死亡了大約242,769到655,237人[16]，被認為是20世紀死亡人數最多的大地震[17]。
1960年5月22日的智利大地震是地震儀測得規模最高的地震，地震矩規模達Mw 9.5[18]。該地震釋放的能量大約是規模第二高的1964年耶穌受難日地震的兩倍[19][20]。規模最高的10大地震都是大型逆衝區地震，其中2004年印度洋大地震由於引發後續的海嘯，是歷史上死亡人數最多的地震之一，共30萬人死亡。
地震測報
早在中國東漢時期，張衡就發明了地動儀，並於134年記錄到隴西大地震，但只是對地震發生後的一種記錄儀器，並不能對地震有任何預測。長期以來，人類一直嘗試著預報地震，以便在地震發生之前做好準備，減小地震災害損失。一般認為科學的地震預報應對一次地震發生的時間、地點和規模作出較為準確的判斷。但由於地球內部活動的複雜性以及人類對此缺乏有效監測手段和預報模型，時至今日，地震預報技術尚不完善，成功的例子很少，地震預報仍是當今世界科學的一大難題。
中國首次成功預報的地震是1975年2月4日發生在中國遼寧海城的芮氏7.3地震。由於頻繁的前震與地震先兆，中國的地震部門在震前數小時正式發布了臨震預報，當地政府及時採取了防護措施，疏散了大量居民。據信這次成功的預報避免了數萬人的傷亡[21][22]。
在中國1976年7月28日凌晨，發生在中國河北唐山的大地震中，震前存在不同預報意見，沒有形成官方預報，但鄰近的青龍縣在其範圍內發布了預報，使全縣的47萬受這次地震影響的人群中，死亡比例遠遠低於受此次地震影響的其他地區[23][24]。
目前全球範圍內已經建立了比較廣泛的地震監測台網，科學家們還通過超深鑽井等手段獲取更多的地球內部信息。但是人類地震預報的水平還僅限於通過歷史地震活動的研究，對地震活動做出粗略的中長期預報。在短期和臨震預報方面主要還是依靠傳統的地震前兆觀測和監測。
地震前兆
地震目前仍無法準確預測發生時間，但通常地震發生之前都會有一些自然現象，特別是較大的地震發生之前的各類異常現象。分為宏觀前兆和微觀前兆。前者可以由人的感覺器官直接覺察，如動植物、地下水等的異常以及地光、地鳴等。後者不能被人的感覺器官直接覺察，需用專業儀器才能測出，如地形變、地磁場、重力場、地溫梯度、地應力的異常與氡氣異常等。對地震前兆的觀察和監測仍是地震臨短期預報的重要手段。
地震防止
- 建築物在設計與建造時，有效的防震設計，可有效的防止生命財產的損失。
- 地震發生時，關鍵是保持清醒的頭腦，正確的防護對於保證生命安全，減少人員傷亡是至關重要的。通常可能造成危險的是比較強烈的近震。近震常以上下顛簸開始，振動較為明顯，應迅速逃生。逃生應遵循就近躲避的原則，注意保護頭部。
- 關閉煤氣，可暫時躲避在堅實的家具下，注意避開外牆體，玻璃窗等薄弱部位，並且可以使用枕頭、被子等物，或直接用雙手保護頭部。躲避在堅固的家具下能防護掉落物。主震過後，應迅速撤至戶外，高層人員應儘量避免乘坐電梯。在室外可跑向比較開闊的空曠地區躲避，避免聚集在高層建築及高壓輸電線下方。如在山區還要注意山崩和滾石，可尋找地勢較高處躲避。地震中被埋在廢墟下的人員，若環境和體力許可，應設法逃生。如無力脫險自救，應儘量減少體力消耗，等待救援人員到來。
常見名詞
參見
參考文獻
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來源
外部連結
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