日本本州岛位于汇聚型板块边界附近，太平洋板块在这里缓慢沉入地幔。这种移动每年发生约8厘米。有时靠近边界的岩石会安静而微妙地弯曲。在2011年3月11日下午三点左右，在距日本海岸以东130公里，约24公里的地下，岩石‘咔嚓’发生断裂，日本向东倾斜了几米，海底的一部分垂直上升了几厘米，形成了一场灾难。
当变形发生时，岩石会弹性地弯曲，最终破裂，在断层上突然发生滑动和振动，如同折断一根棍子一样
3月11日的地震被命名为Tōhoku地震。在受地震影响的地区，建筑物扭曲和摇晃，它们的天花板和外墙倒塌形成大量碎片。此外，天然气管道破裂，将可燃气体排放到空气中。有些气体被点燃时发出阵阵火焰。与此同时，海底的突然移动推动了海洋的表面。它的运动产生了海啸，一种独特的、非常宽广的波。当海浪接近海岸时，它的高度超过10米。洪水淹没了海堤，摧毁了内陆几公里远的地貌。
2011年日本Tōhoku地震和海啸
2.什么引起地震？古代文化为地震活动提供了各种各样的解释，其中大多数都与神秘的地下动物有关。现代研究认为，虽然火山爆发和核爆炸可以触发一些地震，但大多数地震由断层上岩石移动引发，断层是一个发生滑动的断裂面。地震释放的能量以地震波的形式在地球上传播。
2.1断层是如何产生地震波的？断层作用通过两种方式产生地震波：1)以前完好的岩石突然断裂，形成新的断层；2)已经存在的断层再次突然滑动。为了描绘这些过程的第一个过程，想象你用两个夹子反向夹住一块砖。现在，对其中一个夹子施加轻微向上的推力，对另一个夹子施加轻微向下的推力。岩石轻微弯曲，但不破裂。如果你停止用力，岩石会恢复到原来的形状。若继续用力，随着时间的推移，岩石中开始出现小裂缝。随着不断的挤压，裂缝开始相互连接，直到一条裂缝划破了整个岩石，裂缝一侧的岩石滑过另一侧的岩石。因为发生了滑动，裂缝就变成了断层。发生弯曲和弹性变形累积的岩石部分，比断层本身更宽。当新断层突然形成并滑移时，断层两侧的弯曲岩石伸直或反弹，累积的弹性变形就会松弛，应力减小。
裂缝形成时释放的能量产生振动(地震波)
当松驰发生时，岩石并不能平滑地移动回原来的形状，它像弹跳的弹簧一样来回发出“嘣”的声音。正是断层两边的岩石来回运动产生了地震波，这就是弹性回弹理论。断层是地壳中的薄弱面。当地壳中的应力增加时，已经存在的断层会优先发生滑动。由于这个原因，许多地震发生时，突然滑移发生在一个预先存在的断层上，这是产生地震波的第二种方式。地震学家将压力累积、滑动和释放的循环称为粘滑行为。
沿断层的主破裂事件产生主震。通常，在主震之前会有一些较小的地震，称为前震。这可能是由于破碎带中裂缝的发育和生长造成的，这些裂缝最终形成主要破裂面。在大地震后的几天到几个月里，受地震影响的地区会经历一系列余震。余震的发生是由于主震期间的滑动并没有完全放松断层附近岩石的弹性变形，事实上，主震期间的移动可能会引起局部弹性变形的增加。余震的发生缓和了这些残存的不稳定。
2.2地震中滑动的面积和数量地震时断层面滑动的面积有多大？答案取决于地震的大小：一般来说，地震越大，滑动区域越大，位移也越大。例如，在1906年California San Francisco的San Andreas断层发生了长430千米，深15千米的破裂，滑动的区域大约是6500平方公里。在2011年Tōhoku地震，产生了300公里长，100公里宽的下滑区域。而在小地震中，滑动区域可能不到一平方公里。
断层的位移量随位置而变化：它趋向于在滑动开始的地方最大，在滑动区域的边缘逐渐消失，超过这个位置位移为零。与特大地震相关的最大观测位移可达几米到几十米。例如，1906年San Francisco地震造成了高达7米的滑移，2011年Tōhoku地震的滑移最高达30米。较小的地震，比如1994年袭击California Northridge的地震，大约滑动0.5米。尽管如此，地震还是导致房屋倒塌，管道破裂，并造成人员伤亡。人们能感觉到的最小的地震是由毫米到厘米的位移引起的。
1906年San Francisco地震时，横跨San Andreas断层的木栅栏发生位移
2.3确定地震的位置地震波开始产生的地方称为震源。震源深度在70公里以下的地震称为浅源地震，发生在70公里到300公里之间的地震称为中源地震，发生在300到660公里之间的地震称为深源地震。因为震源不在地球表面，我们不能直接在地图上标出它们的位置。当你在地图上看到一个表示地震位置的点时，你实际上看到的是震中，即地球表面垂直于震源上方的点。
震源是断层上滑动和地震波开始的点，震中是地球表面上正对着震源的点
3.地震波3.1不同类型的地震波断层上的滑动所产生的能量以地震波的形式在地球上移动。地震学家根据地震波移动的位置区分两类地震波：体波通过地球内部，而表面波沿地球表面传播。当波穿过岩石时，岩石矿物中使原子聚集在一起的化学键会弹性地拉伸和弯曲。
体波使岩石以两种不同的方式振动。地震学家将引起前后振动的波称为压缩波，这种波与波本身移动的方向平行。当压缩波穿过一种物质时，它首先收缩，然后膨胀。要观察这种运动的实际效果，可以推弹簧的末端，把线圈压缩在一起，然后观察收缩的脉冲沿着弹簧的长度移动。
压缩波可以通过推拉弹簧的末端而产生。P波是压缩纵波，振动方向与波运动方向平行
引起垂直于波运动方向的上下振动的体波称为横波(S波)，要想看到剪切波的运动，可以把绳子的末端反复上下拉动，然后观察上下运动是如何沿着绳子移动的。
上下移动绳子的末端就能产生横波。横波是剪切体波，振动方向与波的运动方向垂直
表面波也有两种不同的形式：有些会导致地面上下波动(R波)，而另一些会导致地面侧向前后摆动(L波)。
地震学家给我们刚才描述的不同类型的地震波命名：P波是纵波体波；S波是剪切体波；R波是引起地面上下波动的表面波；L波是引起地面前后波动的表面波。
不同类型的地震波以不同的速度传播。P波移动最快，这就是为什么它们被称为初至波。横波的传播速度大约是纵波的60%，这就是为什么它们被称为次级波的原因。表面波比体波慢，所以两者基本上是在体波到达地球表面后到达的。
3.2利用地震检波器记录地震为了探测和研究各种大小的地震，甚至是远离震中的地震，地震学家使用地震检波器，一种可以测量地震产生的地面运动的仪器，即使这种运动是非常微小的。地震检波器有两种配置方式：垂直运动检波器检测地面上下运动，而水平运动检波器检测地面来回运动。
机械地震仪的核心是由悬挂在弹簧上的重物组成的。当地面稳定，圆筒转动时，笔在纸上划出一条直线，但当地震波到达并导致地面移动时，笔在纸上描画出一条表示地面运动的波浪线。
现代电子地震仪的工作原理与此相同，但其重量是一块相对于线圈移动的磁铁，从而产生可以数字化记录的电信号。这种地震仪可以记录小到百万分之一毫米(只有原子直径的10倍)的地面运动。面对监测范围和精度的提升需求，新式地震加速度计应用而生。速度型地震仪在内部摆体完全静止时，速度型地震计基本不会有响应，加速度计却能够检测到摆体的某些运动倾向，也就是加速度状态。
垂直运动地震仪记录地面上下运动，水平运动地震仪记录来回地震动
3.3找到震中如何找到地震震中的位置？我们首先计算地震仪记录的纵波到达时间和横波到达时间的差值。因为地震波以不同的速度传播，时间差取决于地震仪和震中之间的距离。在一台地震仪上记录的时间差只能告诉我们震中和地震仪之间的距离，而不能告诉我们地震仪到震中的方向。因此，为了确定震中的位置，我们必须计算震中到三个不同地震台的距离。然后我们可以在地图上为每个观测站画一个圆圈，这样圆圈的半径就是观测站与震中之间的距离。震中位于三个圆的交点，这是唯一一个与三个测点都有适当距离的点。
不同类型的地震波以不同的速度传播。传播时间越长，纵波和横波到达的时间差也就越大，这个差值叫做S-P时间
在一张图上表达S波和P波到达的不同时间，S-P时间代表的距离由红线段间的垂直线段表示，三圆交点为震中
4.确定地震的大小在一场地震中，当体波穿过固体地面到达地面时，以及当沿地面表面移动的表面波经过时，地面都会震动。在一个特定的地点，有些地震是“大”的，因为它们会剧烈地震动地面;而有些地震是“小”的，因为它们几乎无法被感觉到。地震学家提出了两种不同的表：烈度表和震级表来定义地震的大小，这样我们就可以比较不同的地震。
4.1修正的Mercalli烈度表地震烈度是指一个地点的地面震动程度。1902年，一位意大利科学家Giuseppe Mercalli设计了一个通过评估地震造成的破坏和人们对震动的感知来定义地震烈度的量表。这个量表的一个版本被称为“修正的Mercalli烈度表”，至今仍在使用。在这个表上，我们用罗马数字表示地震烈度。因为地震波在传播过程中会失去能量，所以震中附近的强度值往往是最大的，而远离震中的强度则逐渐减小。地震学家可以绘制一幅地图来显示地震强度在不同地区的变化。
1886年在South Carolina Charleston地震的修正Mercalli烈度等高线
4.2地震震级标度当你在新闻中听到地震灾害的报道时，你可能会遇到这样的短语，“昨天这个城市发生了7.2级地震。”这个短语是什么意思？地震震级是一个数字，表示地震释放的总能量，由地震检波器记录的地面震动的振幅测量确定。为了计算震级，地震学家首先测量地震图上最大尖峰的高度，以获得地面运动的最大振幅。在确定了震中与地震仪之间的距离后，地震学家通过调整测量值，使之与地震检波器在距离震中一定距离(参考距离)时所记录到的最大振幅相等。由于这种调整，地震学家从任何地震仪上的测量结果中获得的某一特定地震具有相同震级。换句话说，一个给定的地震只有一个震级，因此，不同于强度，震级不取决于距离震中的距离。我们用阿拉伯数字表示大小(M)。
1935年，美国地震学家Charles Richter制定了地震震级的标准。现在被称为里氏等级(Richter Scale)。该震级是对数的，这意味着一个震级的增加代表地面运动的最大振幅增加十倍。Richter特用了100公里作为参考距离。由于距离震中100公里的地方不一定有地震检波器，他开发了一个简单的图表来调整地震检波器站与震中的距离。
首先测量最大波的振幅，然后计算S-P时间，最后连接A轴上的S-P时间和C轴上的振幅，在B轴读出里氏震级
现今地震学家使用一种更准确的标度，称为矩震级，来表示地震的大小。为了计算地震的矩震级(缩写为Mw)，地震学家将几个不同地震波的振幅，断层上滑动区域的尺寸，以及发生的位移都考虑进去。同里氏震级一样，矩震级是对数的。
为了便于讨论地震，地震学家使用熟悉的形容词来描述地震的震级。大多数人能感觉到的地震震级大于Mw4，而能造成中等破坏的地震震级大于Mw5。灾难性的2011 Tōhoku地震为Mw9.0。历史上最大的地震记录是发生在1960年的智利地震，Mw9.5。微地震(Mw1或Mw2)可以通过靠近震中的检波器检测到，震级没有明确的上限。地震学家根据已知的地球断层尺寸估计，9.5是一场地震能达到的最大震级。
描述地震的形容词
4.3地震能量释放为了了解地震所释放的能量，地震学家将地震与其他能量释放事件进行了比较。一场Mw5.3的地震释放的能量相当于广岛原子弹的能量，而一场Mw9.0的地震释放的能量远远超过有史以来最大的氢弹爆炸释放的能量。值得注意的是，虽然每增加一个震级就意味着地面运动的最大振幅增加了十倍，但能量释放却增加了32倍。幸运的是，大地震比小地震发生的频率要低得多。
地震释放的能量随着震级的增加而急剧增加。大地震释放的能量远远超过最大的核弹
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