火山与地震：观察板块边界与地震波

这个地块展示什么

为什么有些海岸的火山排成一线，另一些地方却只有地震、没有喷发？答案主要在于板块边缘。板块是构成地球外壳的巨大岩石板。上方模型从这层外壳中截出一个地块，让你切换三种板块边界。

地块东西长 440 km，南北宽 180 km，深 150 km。它按真实比例绘制，屏幕上各方向的一个单位都代表 200 km，因此海洋只是覆盖顶部的一层薄水膜，地壳也是一条窄带。火山、栅栏柱、台站和转换断层的滑动量都经过放大，以便看清。

按下播放，模型就运行一个短周期。板块移动，红色标记处发生地震，地震波向地表的三个地震台站传播。左上方面板给出震级、能量和震后经过的时间。右下方的地震图记录各台站感受到的振动。所有台站收到 S 波后，地表会出现彩色圆圈，标出地震应当发生的位置。

板块为什么在洋脊处分离

把「边界」滑块设为「离散型」，就会出现大洋中脊。两块板块彼此远离，深处的高温地幔岩石上升填补空隙。岩石上升时，压力下降得比热量流失更快，其中一部分因而熔融。熔体聚集在海底下几千米处的薄透镜状区域，在洋脊处以熔岩形式喷出，冷却后形成约 7 km 厚的新洋壳。

洋脊处的新板块温度高、厚度薄。离开洋脊后，它逐渐冷却、增厚，所以模型中的绿色层向两端变宽。冷却也会使岩石密度增加，海底因此下沉：模型的洋脊背景深度是 2.5 km，加上 1 km 深的轴部裂谷，中心深度为 3.5 km；地块边缘深 5 km。

扩张很慢。美国地质调查局给出大西洋中脊的平均扩张速度约为每年 2.5 cm，即每 100 万年 25 km。复活节岛附近的东太平洋海隆每年扩张超过 15 cm。洋脊地震的震源浅，因为仅在地下几千米处，岩石就已经热得无法脆性破裂。

一块板块在哪里潜入另一块之下

把滑块移到「汇聚型」。现在，左边的海洋板块与右边的大陆相遇。古老的海洋板块冷而致密，大陆地壳却厚而轻，因此海洋板块在海沟处向下弯曲，沉入地幔。这就是俯冲带。模型中的板片在 70 km 范围内平滑弯曲，然后以固定的 35° 倾角下降。

板块并不是平顺地相互滑过。下沉板块的顶部与上覆板块黏住，应变不断积累，接触面最终在地震中破裂。有记录以来规模最大的地震中，有些就发生在俯冲带。更深处，板片内部仍会发生地震，因此地震学家可以绘制震源位置，追踪板片的形状。这条倾斜的地震带叫作和达－贝尼奥夫带，深度可达约 670 km。USGS 将地表至 70 km 的地震归为浅源地震，70 至 300 km 为中源地震，更深的为深源地震。

下沉板块怎样产生火山

俯冲板块并非仅仅因为变热就熔化。它带入地下的是水。海水渗入洋壳，与其中的矿物反应，将水锁在蛇纹石等晶体内部。随着板片下沉，这些矿物分解并释放水。水进入板片上方炽热的地幔楔，降低岩石开始熔融的温度。地质学家称之为加水熔融。

岩浆比周围岩石轻，因此穿过地幔楔和地壳向上移动，汇入岩浆房，最后在地表喷发。火山沿与海沟平行的方向排列，形成火山弧。教科书通常将火山弧画在板片深约 120 km 处的上方，不过一项全球研究发现，不同火山弧的对应深度约为 65 至 130 km。模型采用 120 km。在 35° 倾角下，板片在距海沟约 170 km 处达到这一深度，半座火山就立在那里。安第斯山脉和喀斯喀特山脉便以这种方式形成。

转换断层为什么先锁住再滑动

第三种设置是「转换型」。这里的板块沿垂直断层横向相互滑过。地壳既不生成，也不消失，所以没有火山，却有大量地震。加利福尼亚州的圣安德烈亚斯断层就是著名例子。USGS 将它描述为约 1,300 km 长，太平洋板块以平均每年约 5 cm 的速度擦过北美板块。

远离断层的板块始终在移动。靠近断层时，摩擦力把两侧锁在一起，于是中间的岩石像模型中的栅栏一样弯曲。周期运行时，可以看到栅栏逐渐变弯。当储存的应变超过摩擦力能够维持的限度，断层便突然滑动，弯曲的岩石回弹，每道栅栏最终都变成隔着断层错开的两段直线。这次突然回弹释放的能量就是地震。

这一概念叫作弹性回跳。哈里·菲尔丁·里德在 1906 年旧金山地震后研究了此前 50 年间圣安德烈亚斯断层沿线的地面位移，随后提出这一理论。后来的 GPS 测量大体支持它。模型将滑动量夸大了数千倍。大地震使断层移动数米，在这个比例下，其宽度会远小于一个像素。

P 波与 S 波

断层破裂时，两种波在岩石中向外传播。P 波沿传播方向压缩和拉伸岩石，就像沿着一列人向前推。S 波则使岩石横向摇动。P 波较快，总是先到，字母也由此而来：分别代表初至波和次至波。

模型中每种波在各处都采用同一速度：P 波为 6.0 km/s，S 波为 3.5 km/s。这是上部地壳的典型值。打开「查看内部」，可以看到地下两个球形波前不断扩张。地表的彩色环标出各球面到达地面的位置。

根据 S-P 时间求距离

台站知道每种波何时到达，却不知道地震何时发生。它仍然可以求出地震有多远，因为两种波的到时差随距离增加而增大。若到震源的距离为 d，那么

• P 波到时：t_P = d / v_P
• S 波到时：t_S = d / v_S
• S-P 时间：t_S - t_P = d (1/v_S - 1/v_P)

将最后一行变形，得到 d =（S-P 时间）× v_P·v_S / (v_P - v_S)。使用这里的速度，6.0 × 3.5 / (6.0 - 3.5) = 21 / 2.5 = 8.4 km/s。因此，S-P 时间每差一秒就代表 8.4 km 的距离。学校教科书和野外地质工作者将其取整为 8 km/s。这里的台站特意采用取整值，让你看到代价：所得距离会小 5%。

这一系数取决于岩石。如果 S 波速度是 P 波的 1/√3，这是常见假设，那么在 P 波速度为 6.0 km/s 时，系数为 8.2 km/s。实际地震学使用更精细的方法：根据分层地球模型建立的走时表，而非单一速度，因为波速随深度增大，有些波还会沿穿过地幔的更快路径传播。

这样求得的是到震源的距离，震源就是地下破裂开始的点。对于浅源地震，这个距离接近到震中的距离；震中是震源正上方的地表位置。

三个圆怎样找到震中

一个台站给出距离，却不给出方向。地震可能位于以它为中心的圆上的任意位置。两个台站把范围缩小到两个点，三个台站就能确定位置。

模型采用纸上作图的方式画圆：半径等于到震源的距离。由于地震发生在地下，圆会相互重叠，而不是交于一点。对每一对圆，画出通过两个交点的直线，即公共弦。三条公共弦交于同一点，这一点就是震中。当距离准确时，此法严格成立，因为每个半径的平方都比对应水平距离的平方多出相同的量，即深度²。半径本身并没有固定的差值。知道震中后，根据勾股定理便能求出深度：深度² = d² - r²，其中 r 是台站到震中的距离。

采用 8 km/s 规则时，圆略小，因此黑色十字落在离红圈数千米处，甚至可能算不出深度。移动地震位置时，读数会同时显示定位误差和深度估计值。

震级与烈度不是同一个数

震级滑块改变的是整场地震的一个数值。震级描述破裂释放了多少能量，无论在哪里测量，它都相同。这个标度是对数标度：震级每增加一级，能量约增至 31.6 倍；增加两级则为 1,000 倍。古登堡和里克特估计，辐射能量为 log₁₀ E ≈ 4.8 + 1.5 M，E 的单位是焦耳。M 为 5.8 时得到 10^13.5，约为 3.2 × 10¹³ J。

烈度则不同。它根据人的感受和破坏情况，描述某个地点地面摇晃的强弱。同一场地震在震中附近烈度高，在远处烈度低；软土地面的摇晃也可能强于附近岩石。韩国采用修订麦加利烈度表报告烈度，以 I 至 XII 的罗马数字表示。模型中的地震图能说明这一概念：离地震最近的台站记录到最大的振幅。这只是粗略的相对大小，随距离增加而减小、随震级增大而增大，并不是真实的烈度计算。

2016 年庆州地震与 2017 年浦项地震

韩国位于欧亚板块内部，远离板块边界，但周边板块传来的应力仍会到达其断层。根据韩国气象厅（KMA），2016 年 9 月 12 日庆州地震于韩国标准时间 20:32:54 发生在庆州南偏西南 8.7 km 处，深约 15 km。震级为 5.8，是 KMA 自 1978 年开始发布地震报告以来最大的一次。同日晚间 19:44:32 曾发生 5.1 级前震。最大烈度为 VI。KMA 认为起因是梁山断裂带内一条断层的水平滑动，与本模型转换型设置中的走滑运动相同。

2017 年 11 月 15 日浦项地震于韩国标准时间 14:29:31 发生在浦项北区以北 8 km 处，深约 7 km。震级为 5.4，是自 1978 年以来第二大地震，最大烈度同样为 VI。两次地震相差 0.4 级，意味着庆州地震的能量约为浦项的 10^(1.5 × 0.4) ≈ 4 倍，但它们达到的最大烈度相同。烈度取决于深度、距离和地面条件，而不只取决于释放的能量。

可以核算的数值

选择转换型设置，将地震设在中心以西 20 km、深 12 km 处。台站 B 位于中心以东 20 km、以北 70 km，因此它到震源的距离为 √(40² + 70² + 12²) = 81.5 km。

采用 8.4 km/s 求得的距离时，公共弦恰好相交于真实震中，所得深度为 12 km。采用 8 km/s 求得的距离时，交点偏离 8.5 km，圆太小，无法给出深度。

其他核算：距离 100 km 的台站在 16.7 s 后收到 P 波、28.6 s 后收到 S 波，S-P 时间为 11.9 s。乘以 8 得到 95 km。震级增加一级的能量比为 10^1.5 = 31.6，而增加 0.2 级几乎使能量翻倍（10^0.3 = 2.0）。

模型省略了什么

• 波速在各处相同。真实波速随深度增大，波的路径会弯曲，因此实际定位使用走时表。
• 圆是平面的，台站位于海平面。实际定位程序会同时拟合数十个台站的到时。
• 三种边界彼此分开。在真实地球上，转换断层通常连接不同洋脊段，板块以多种角度相交。
• 火山、栅栏和断层滑动量画得比实际大，其他部分均为真实比例。
• 熔融以正面的一条路径表示。实际岩浆经过数千年穿过裂缝和多孔岩石。

从断层面积到矩震级

震级控件不会改变所画断层的大小。要将这个数与实际破裂联系起来，地震学家使用地震矩 M₀ = μ A D。其中 μ 为剪切模量，以帕斯卡表示岩石的刚性；A 为发生滑动的断层面积，单位为平方米；D 为平均滑动量，单位为米。所得单位为 N m。虽然它与焦耳的量纲相同，但地震矩并不是以地震波形式辐射的能量。破裂过程中的大量功用于摩擦生热和破碎岩石。

举一个假设例子：μ = 300 亿 Pa，断层片长 10 km、宽 8 km，平均滑动量为 0.5 m。先换算面积：10,000 × 8,000 = 80,000,000 m²。于是 M₀ = 30 × 10⁹ × 80 × 10⁶ × 0.5 = 1.2 × 10¹⁸ N m。当矩的单位为 N m 时，USGS 给出的矩震级关系为 Mw = (2/3)[log₁₀(M₀) − 9.1]。代入可得 Mw ≈ (2/3)(18.079 − 9.1) ≈ 5.99，即约 6.0。如果矩采用 dyne cm，常数就应为 16.1，因此只照抄公式而不看单位，会得到严重错误的答案。

只把滑动量加倍，地震矩就加倍，但 Mw 仅增加 (2/3) log₁₀ 2 ≈ 0.20。把断层长度和宽度都加倍，面积增至 4 倍，震级约增加 0.40。将这个破裂例子的三个尺寸都增至 2 倍，地震矩增至 8 倍，震级约增加 0.60。震级增加 1 需要地震矩比达到 10^1.5 ≈ 31.6。显示器使用的近似辐射能量关系也有这个比值，但这不意味着地震矩和能量可以互换。

上文引用的庆州和浦项数值是 KMA 目录震级，不应不加说明地改标为 Mw。不同震级方法测量信号的不同部分。震级旨在描述震源，而非观测者的位置，但不同机构的估计可能不同，也可能随更多数据到来而修订。振幅十倍规则也不能保证每栋建筑的摇晃都增强十倍。仪器响应、波的周期和当地地面条件都很重要。

VEI 数字衡量什么

火山喷发并不采用地震震级。克里斯·纽霍尔与史蒂夫·塞尔夫于 1982 年提出火山爆发指数（VEI），利用喷出的碎屑体积、喷发柱观测及其他证据比较爆炸性喷发。碎屑统称为火山碎屑，包括火山灰和更大的碎块。这里测量的是松散喷出物体积，而不只是地下固体岩浆房的体积。

有用的体积下限是：VEI 4 为 0.1 km³，VEI 5 为 1 km³，VEI 6 为 10 km³。一个立方千米等于 10 亿 m³。如果将这个体积均匀铺在 1,000 km² 上，会形成 1 m 厚的层。这只是算术示例，并非火山灰分布预测图：风会分选颗粒，沉积物随距离增加而变薄，山谷积灰也不均匀。从 VEI 2 起，相邻体积类别通常相差 10 倍，而不是地震震级每升一级约 32 倍的能量比。最低几个类别的间距不同。

USGS 以 1980 年圣海伦斯火山喷发为 VEI 5 例子，以 1991 年皮纳图博火山喷发为 VEI 6 例子。一个整数并不编码精确的体积读数。喷发持续时间也重要：帕里库廷火山在 9 年间喷出约 1.3 km³ 火山灰和碎屑，却被归为 VEI 4，因为这段长期活动并非一次猛烈爆炸事件。仅看喷发柱高度也不够，因为含水量和大气条件会影响它的上升。

VEI 不是当地危险评分。低 VEI 的熔岩流也能摧毁沿途聚落。更大的爆炸性喷发可以把火山灰送到远离火山锥的地方，而炽热气体与碎屑的混合物会威胁附近山坡。本展的半座火山解释板片中的水如何导致岩浆形成；它没有 VEI 控件、火山灰扩散计算或疏散地图。不能根据火山锥大小预测下一次喷发。

不同尺度的东北地震与皮纳图博喷发

2011 年 3 月 11 日，东北地震使日本东北部外海的一条俯冲边界破裂。JMA 的事件摘要报告震级 9.0、深度 24 km，震源机制为逆断层，并记录最大日本气象厅震度为 7。这里的 7 属于日本震度表，不是讨论韩国时使用的十二级修订麦加利烈度表。将两种烈度表上的相同数字直接对应，并不是有效比较。

汇聚型视图有助于解释这一构造背景：板块接触面可以保持锁定，周围岩石持续变形，随后在一次大破裂中滑动。但红点只是起裂点。真实巨震会沿断层面扩展；震源不是瞬间释放一切的数学点。海底位移还可能引发海啸，它以水波传播，而不是绿色的 S 波球面。本展没有海啸计算。波前到达地块上的台站，并不表示海啸到达海岸。

皮纳图博展示了局部事件产生远方影响的另一种方式。1991 年 6 月 15 日，菲律宾发生此次最猛烈的喷发。USGS 报告近 2000 万吨二氧化硫被注入平流层，造成约 0.5°C 的暂时性全球降温。气体形成硫酸盐气溶胶液滴，散射阳光；这种较持久的气候影响并不只是火山灰遮暗天空。帕克及同事发现，1992 年年中的部分月份地表降温最高达 0.5°C，到 1994 年影响已不那么明显。时间过程很重要：这是一场暂时扰动，不是地球温度的永久下降。

这些例子也将测量与后果区分开来。东北地震的震级描述其震源，海啸则取决于海底运动和水深。皮纳图博的 VEI 描述爆炸性喷发，降温则很大程度上取决于到达平流层的硫。仅凭震级或 VEI 都无法确定伤亡、建筑损坏或气候响应。模型的控件将机制分离；真实事件则把它们与地理条件和易受灾社区结合在一起。

警报怎样赶在摇晃之前到达

地震预警检测的是已经开始的破裂，不是预测未来地震的日期。KMA 说明，它利用速度更快的 P 波，在破坏性更强的摇晃到来前发出警报。USGS ShakeAlert 同样汇集传感器数据，估计震源和预期摇晃，再将信息传给警报发布合作方。通信信号远快于地震波，但记录足够数据和送达消息仍然需要时间。

用模型波速作一个假设性的时间预算。距震源 20 km 的检测台站在 20/6 ≈ 3.3 s 后收到 P 波。假设处理和消息发送再花 4 s，用户会在发震约 7.3 s 后收到警报。距震源 100 km 的用户在 100/3.5 ≈ 28.6 s 后收到模型中的 S 波，警报与 S 波到达之间约有 21.3 s。假设的 4 s 并非对 KMA、ShakeAlert 或手机网络的承诺。

同一震源附近仅 15 km 处的用户，约 4.3 s 后就会收到 S 波，早于示例警报准备完毕。这就是近震源预警的局限：即使系统正常运行，最靠近破裂的人也可能没有提前通知。较大的震源还需要时间才能充分扩展，因此初始震级估计可能不代表最终破裂。JMA 报告，其东北地震预警在最近台站首次检测到 P 波后 8.6 s 发出。这是从检测到发布的间隔，并不保证每位居民都有 8.6 s 的预警时间。

本展的距离圆等待 S 波到达，因为它展示的是 S-P 定位方法。真实预警系统不能等破坏性波到达所有受威胁地点后才决定报警。课堂圆作图与快速业务预警解决的是相关但不同的问题。收到警报时，应遵循当地最新应急指引；这个展示不是应急信息服务。

用控件做实验

进行距离实验时，将「边界」设为「转换型」，「震中东西位置」设为 −20 km，「震源深度」设为 12 km，并启用「距离圆」。播放到 S 波到达各台站后，将台站 B 与上文计算比较：它的 S-P 间隔约为 9.7 s。乘以 8 得 77.6 km，乘以 8.4 则得到约 81.5 km 的直线距离。黑色十字是使用取整系数得到的估计，不是第二次地震。界面没有精确 8.4 解的切换开关，这个比较来自本页计算。

进行能量实验时，保持震中和深度不变，将震级从 5 提至 6。能量读数从约 2.0 × 10¹² J 变为 6.3 × 10¹³ J，约为原来的 31.6 倍。P 波和 S 波的到时不变，因为代码将波速设为与震级无关。如果地震图达到绘图上限，就不能用可见高度反推能量比。这些记录只是示意波形，不是经过校准的加速度计读数。

进行深度实验时，保持水平位置不变，增加「震源深度」。「查看内部」会显示地表下不断扩大的球面。由于台站离震源更远，两种波都更晚到达，S-P 间隔也增大。深度不会使震中向东或向西移动，不过使用取整系数得到的定位估计可能偏移。没有深度估计值，意味着近似距离使拟合出的深度平方变为负数，并不表示真实地震发生在地面之上。

最后，将「边界」从「转换型」改为「汇聚型」。控件也会把地震移到所选边界的典型位置，因此这并不是坐标不变的受控比较。比较到时前，先读取新的深度。这些练习有助于区分有意采用的模型假设与测量误差，也将可见控件与展览未模拟的功能分开。

地球剖面：弯曲星球上的同样板块

上方地块仅宽 440 km，小到看不出地球曲率。打开「地球剖面」，就能在足以显示曲率的尺度上观察板块。剖面是一个球体的切片，采用地球平均半径 6,371 km，弧宽 40 度，沿地表约为 4,450 km，深 1,000 km。各处均未拉伸：曲面中点比两端连成的直线高 384 km，这一隆起只是地球本来的形状。

剖面深处有两条界面。在 410 km 和 660 km 处，地幔矿物转变为更致密的形式，两者之间是过渡带。这些深度来自初步参考地球模型（PREM），「地球分层」展览也采用同一模型。

从左到右，剖面依次展示大洋中脊、离开洋脊并冷却增厚的海洋板块、从视野下方上升的热点地幔柱、板块向下弯曲的海沟，以及大陆。下沉板块即板片，倾角增至 50 度，随后在过渡带内变平，顶部接近 550 km，底部略高于 660 km 界面。在此模型中，板片始终位于 660 km 之上。

板片内的红点是地震。大多数位于海沟附近的浅处，少数较深。深源地震发生在下沉板片内部，这些板片比周围地幔更冷、更坚硬。实验室列表中最深的地震是 1994 年玻利维亚北部地震，矩震级 8.2、深 631 km，以及 2013 年鄂霍次克海地震，震级 8.3、深 598 km。剖面中的点只是为了展示分布规律，并非取自目录。

火山弧位于板片顶部深约 100 km 处的上方，在此模型中距海沟 231 km。板片释放的水降低上覆地幔楔的熔点，熔体以柱状向地表上升。火山本身仅高几千米，在这一尺度下小得看不见，因此用小锥体标出其位置。

实验室中的真实地震

舞台下方实验室列出 37 次地震。每次地震的数值都来自同一来源，即美国地质调查局的 ANSS 综合地震目录（ComCat）：震级及其类型、深度、经纬度、UTC 发震时间，以及目录中有 ShakeMap 时的最大烈度。列表涵盖本展所有构造类型：俯冲地震如 1960 年智利瓦尔迪维亚地震（矩震级 9.5，有记录以来最大）、1964 年阿拉斯加地震（9.2）及 2011 年东北地震（9.1）；碰撞地震如 2015 年尼泊尔廓尔喀地震（7.8）；转换型地震如 1906 年旧金山地震（7.9）及 2023 年土耳其帕扎尔哲克地震（7.8）；冰岛和阿法尔裂谷的离散型地震；以及 1995 年神户地震（6.9）等板块内部断层地震。

选择地震后，上方地块会切换为相应边界类型、深度和震级。舞台控件范围为震级 3 至 8、深度 2 至 120 km，因此 9.5 级地震会按 8 级显示，卡片也会说明。韩国地震等不在板块边界上的地震会以板内断层表示：地块借用转换型视图的横向滑动断层，读数注明它是板内地震。选择深源地震时，则打开地球剖面，在板片上标出其深度。

震级类型很重要。Mw 是由断层滑动规模计算的矩震级；Mww、Mwc 和 Mwb 是利用记录波形的不同部分求得的矩震级版本。实验室的世界地图以 Natural Earth 海岸线为底图，显示每次地震发生的位置。

一次地震，两种震级

对于韩国地震，实验室显示两列数据。韩国气象厅（KMA）给出的 2016 年庆州主震震级为 5.8、深约 15 km，2017 年浦项地震为 5.4、深约 7 km。USGS 目录则将同两次地震列为矩震级 5.4、深 13 km，以及矩震级 5.5、深 10 km。

两个机构都没有错。KMA 报告的是利用韩国近震源地震仪求得的地方震级，USGS 矩震级则来自世界各地记录到的长周期波。对于大量地震，两种标度平均上相符，但对单次地震可能相差零点几级。烈度也会因来源不同而异。庆州地震的 USGS ShakeMap 最大烈度为 6.7，写作 VII，而 KMA 报告 VI；浦项的 ShakeMap 为 6.8，同样写作 VII，KMA 仍为 VI。卡片将两者并列。因此，新闻报道、KMA 页面与 USGS 页面可能对同一事件给出不同数字，严谨比较总会注明机构和震级类型。

烈度等级与地面加速度

烈度分为 12 级，用罗马数字表示。KMA 基于修订麦加利烈度表的表格为每一级给出描述、峰值地面加速度及峰值地面速度范围。II 级起于 g 的 0.07%，V 级起于 2.56%，VI 级起于 6.86%，XI 级起于 314%。实验室中有这张表，其中英文描述采用 USGS 的修订麦加利烈度简写文本。

选择地震时，实验室会在表中点亮它的最大 ShakeMap 烈度。把 2013 年鄂霍次克海地震与规模相近的浅源地震比较。它的震级为 8.3，却深达 598 km，最大烈度仅约 4.9，因为波在到达地表前穿过了 600 km 岩石。列表中 7.5 至 8 级的浅源地震可达到烈度 8 或 9。

表旁的能量计算器采用与舞台读数相同的关系，log E = 1.5 M + 4.8。两个相差 1.0 级的地震，能量相差 10 的 1.5 次方，约 32 倍，而地震仪上的振幅相差 10 倍。

自己寻找震中

震中实验在地块下方 5 至 25 km 深处隐藏一次地震。你会看到三条已标出 P 波到时的地震图。对每个台站，调整 S-P 时间，使绿线落在第一个较大的 S 波振动上。实验室随后以台站为圆心，以 S-P 时间乘以 8.4 km/s 为半径画圆。对于模型的 P 波和 S 波速度，这个系数为 6.0 × 3.5 ÷ (6.0 − 3.5)。舞台地震图则像课堂规则一样将它取整为 8。

点击地图上三个圆最接近的位置，实验室会告诉你离真实震中有多远。圆并不交于同一点。其半径是到地下震源的直线距离，因此每个圆的半径都略大于地面上的距离。误差小于 10 km，意味着你把三条 S 波线都读到了约一秒的精度。

海啸为什么在深水中更快

海啸的波长达数百千米，远大于海洋深度。对于这样的波，速度只取决于水深：c = √(g h)，其中 g 为 9.81 m/s²，h 为水深。在深 4,000 m 的海洋中，速度为 198 m/s，即 713 km/h，接近喷气式飞机的速度，NOAA 也这样描述。在这一速度下，波约需 84 分钟穿过 1,000 km。在海岸附近 100 m 深的水中，它减速至约 113 km/h，海水随之堆高。

KMA 的韩国东海岸海啸观测表可用于检验这个想法。2024 年 1 月 1 日韩国标准时间 16:10 发生 7.6 级能登半岛地震后，首波于 17:30 到达郁陵岛，晚了 80 分钟；17:59 到束草；18:03 到墨湖；19:14 到浦项；19:45 到釜山。郁陵岛距 USGS 震中的直线距离约 560 km。由此得到平均速度约 420 km/h，相当于海啸在约 1,390 m 深的海中传播的速度。真实路径长于直线，因此实际速度更高。南部海岸的港口前方水更浅，波到达得更晚。实验室还提供 1993 年和 1983 年东海海啸的同类表格。

当预计 6.0 级或以上海底地震将给韩国海岸带来 0.5 m 至 1.0 m 的海啸时，KMA 会在地震发生后 10 分钟内发布海啸注意报；预计达到 1.0 m 或以上时则发布警报。

三种火山形态与喷发列表

实验室喷发列表有 41 次喷发，全部来自同一来源：史密森学会全球火山计划（GVP）的 Volcanoes of the World 数据库。每条记录给出 GVP 的火山形态与构造背景、山顶海拔、喷发开始日期，以及火山爆发指数（VEI）。

盾状火山如冒纳罗亚火山（4,170 m）宽广平缓，由流动性强的玄武质熔岩堆积而成。成层火山如富士山（3,776 m）是陡峭的锥体，由黏稠、富含气体的岩浆形成的熔岩层和火山灰构成，也是俯冲带上方火山弧的主要类型。破火山口是大喷发后地面塌入排空的岩浆房所留下的盆地；俄勒冈州的火山口湖就是马扎马火山约 7,700 年前喷发后形成的，GVP 列表将其记为 VEI 7。选择喷发后，地球剖面会打开，并转到该类型火山形成的位置：俯冲带对应火山弧，裂谷带对应洋脊，板内火山对应地幔柱。

VEI 由克里斯·纽霍尔和斯蒂芬·塞尔夫于 1982 年提出。低于 VEI 0 时，一次喷发抛出的灰和岩石少于 10,000 m³。VEI 1 跨越两个十倍数量级；从 VEI 2 起，每级增大十倍，因此 VEI 4 约为 0.1 km³，VEI 5 约为 1 km³（1980 年圣海伦斯火山），VEI 6 约为 10 km³（1991 年皮纳图博火山），VEI 8 至少为 1,000 km³。GVP 将始于 946 年 11 月的白头山（长白山）喷发列为 VEI 6，将始于 1812 年、结束于 1815 年的坦博拉火山喷发列为 VEI 7。始于 2021 年 12 月的洪阿汤加－洪阿哈阿帕伊火山喷发为 VEI 5。

列表还包括济州岛在 1002 年和 1007 年记录的两次喷发。它们只见于历史记载：《高丽史》（1451）和《高丽史节要》（1452）描述了这些事件。2019 年 Journal of the Geological Society of Korea 的一项研究将 1002 年记载解读为岛上四处有熔岩上涌，将 1007 年记载解读为兄弟岛附近或海底发生的海上喷发。2016 年一项对岛上最年轻火山锥进行测年的研究，没有发现年轻至 1,000 年的火山。GVP 将两者列为有报告的观测记录，未给 VEI，实验室卡片也注明日期依据历史记载。

官方指引在哪里

本展解释地震、海啸和火山的工作机制，不告诉你在灾害中该怎么做。这类指引由官方机构发布：韩国有 KMA 的地震与火山安全页面，其内容来自行政安全部，以及该部的国家灾难安全门户；美国有 USGS Earthquake Hazards Program。实验室提供这些链接，并在首行说明它是教学模型，而不是预警来源。