发震时刻确定和震中距离测定

. 震中距离的测定

一．地震的分类和震中距

1。地方震：震中距小于100千米的地震。

2。近震：震中距为100～1000千米的地震。

3。远震：震中距大于1000千米的地震。按照震源深度的不同，地震可划分为如下几类：

地球上发生地震的地方有深有浅，从地下几千米至数百千米，均有地震发生。同样大小的地震，震源越浅，所造成的影响或破坏越重。

浅源地震

震源深度小于60千米的地震；也称为正常深度地震。世界上大多数地震都是浅源地震。我国绝大多数地震为浅源地震。

中源地震

震源深度为60～300千米的地震。

深源地震

震源震源深度大于300千米的地震。目前世界上记录到的最深的地震，震源深度约为700多千米。有时也将中源地震和深源地震统称为深震。

地方震

震中距小于100千米的地震。

四川省发生里氏7.8级强烈地震

近震

震中距为100～1000千米的地震。远震

震中距大于1000千米的地震。同样大小的地震，在震中距越小的地方，影响或破坏越重。

地震波

地震发生在地下深处，地表为什么会振动？这是震源地方的岩石破裂时产生的弹性波，在地球内部和地球表面传播的结果；就像在水中投入石子，水波会向四周扩散一样。这种发生于震源，并向四外传播的弹性波，称为地震波。地震波是由好几种波组成的。经历过地震都知道，地震来临的时候，往往是先感到上下颠动，然后才是前后或左右晃动。这是为什么呢？因为震源同时发出两种类型的地震波。其中引起上下颠动的那种波振动比较弱，但度比较快；引起晃动的那种波振动比较强，但速度比较慢；所以你就会感到先颠后晃，而且晃总比颠来得明显。那个跑在前面的叫纵波，跑在后面的叫模波；它们在传播过程中遇到各种复杂情况，还会形成其它的波。所以，地震波的组成是很复杂的。地震波从震源发出后，随着传播距离越来越远，振动也会越来越减弱。就像声音在空气中传播，越远声音就越小一样。

二：发震时刻、震源位置参数的测定

宏观与微观的震中位置（Epicentral location）概念有所不同。最早在地震振动或破坏最强烈的地方圈一个区，称为极震区或震中区(Epicentral region)；有时包括的范围很大。近代地震学认为，地震是由于活动断层的突然错动引起，那么宏观上所谓的震中区，就可能是沿地震断层线透到地面的地方，因为这里的振动和破坏都是最重的。但这里并不是真正的震中。

按微观的概念，震中是震源在地面的投影点。地震发生，当地岩石遭受大规模破坏，其范围常常很大，究竟哪一点是破裂的起始点呢？岩石破裂激起的地震波向外传播，根据周围地震台的观测结果，可以证明最剧烈的波动是从地震断层上一点辐射出的，并可找出辐射的发源点，这就是震源。由震源直上至地面，便是震中。从理论上说，它是一个点，其地理位置可用经纬度确定，即是仪器测定的震中或微观震中。

微观震中的位置，有时亦可在极震区之外。这主要是因为微观震中是利用仪器测定出来的，而极震区是通过对地震现场调查，圈划出的破坏最厉害的地方。后者受地震动大小、场地条件和建筑物本身的抗震能力有关，是一个区域。

交切法确定近震震中的基本原理

设想有3个地震观测台，它们记录到同一个地震事件，而且各台站位于震源的不同方位上。这3个台站的观测人员能够读到P波到达时间（即P波到时），也读到S波的到达时间。有了P波和S波的到达时间，从这两种波到达同一台站的时间间隔将可以直接求得震源到该记录台的距离。以每个地震台为圆心，并以其震中距为半径画圆。这样我

们可以画出3个圆，这3个圆将相交于一点，至少是近似地相交于一点，该点即震中位置。

P波

时分秒时

S波

分秒

BKS

JAS MIN

15

15 15

46

46 45

04.5

07.6 54.2

15

15 15

46

46 46

25.5

28.0 07.1

2. 矩震级MW实质上是用地震矩来描述地震的大小。

其中地震矩M0的定义为断层介质的剪切模量μ、震源破裂面的面积S和震源破裂面上的平均位错D三者的乘积，即 M0=μSD。所以它反映了地震断层形变的规模，是目前量度地震大小最好的物理量。

一般来说，地震越大，振动持续时间越长；根据地震大小和其振动的持续时间关系，提出了持续时间震级 MD。还有一些其它的震级标度，目前这些震级标度还没有形成国际标准，只在某些地震机构得到应用，例如 Lg波震级mbLg，利用海啸强度估计的震级Mt，用地震波能量估计的震级 Me等。

3.据P波与S波的时间差值估算震中距离

地震震级地震台站用来衡量地震大小的最普通单位是地震震级。在1935年查尔斯· 里克特（Charles Ricer）在加州理工学院发明了类似于天文学以星等定星的亮度的方法测量。里克特提出按照地震仪器记录到的地震波的振幅将地震分级。这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。

因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的地震波振幅是很方便的。震级精确的定义是：里氏震级ML是地震波最大振幅以10为底的对数。这里地震仪是一种被称为伍德-安德森（ Wood-Anderson）的特殊地震仪，其记录到的振幅测量精度达到1‰毫米，自然周期是0.8s，阻尼系数是0.8，最大放大倍数为2800。最大振幅可以从

有最大振幅的任何波形上取得。由于振幅随着传播距离增大而减少，里克特选择距震中1 00千米的距离为标准。按这个定义，对一个100千米处的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1‰毫米的104倍），则震级为4。

里克特的方法适于浅源地震（震中距小于 600公里）。当测定的地震不是浅源或不是近震的时候就得考虑用其它的方法来测定。由于体波的衰减要快于面波，故当震中距大

于600公里后，地震波记录图上的主要成份为周期是20s左右的面波，不再是体波S波了，于是对于远震引入了面波震级MS，即用面波振幅计算地震震级。当震源深度较深时，面波不发育，地震学家们提出了用体波P、S、 PP等的最大振幅测定震级，称为体波震级。以上的三种震级实质上属于里克特-古登堡震级系统，有些地方简称为里氏震级系统。

4.余震预测

主震后几天甚至几个月，余震让人们守着已成废墟的家园，在等待中煎熬，有的余震甚至在数年后还会骚扰人类。尽管强度不大，但它的威力会由于反复来袭而叠加。有时，主震不足以震塌的建筑，在余震作用下也相当危险。2010年是1976年7月28日唐山7.

8 级地震34周年，截止到2010年7月29日唐山余震区共发生4级以上余震900多次。

三．发震时刻和震源位置的测定方法

地震定位意指根据地震台站观测的震相到时数据，确定地震的基本参数（震源位置、发

震时刻、震级）。严格来说，地震定位同时需要还给出对解的评价。地震定位是地震学中最经典、最基本的问题，它在地球内部结构、区域地震活动性、地震构造研究中具有不可替代的作用。快速准确的地震定位还对震后的减灾、救灾工作具有至关重要的作用。

（1）发震时刻的确定

个系上台站初到P波定位来计算

发震时刻指地震发生的时刻。发震时刻可利用单台或多台资料进行确定。通常利用区域台网的多台资料确定的结果较为准确。

1、用走时表确定发震时刻利用走时表法确定发震时刻的公式为发震时刻=初至震相的到时–初至震相的走时其中初至震相到时可从地震记录图上直接获取，初至震相的走时值则可用TS 与TP 的到时差值查走时表得到。为消除误差，通常将各台定出的发震时刻取均值，作为最终定出的发震时刻值。此种方法适用于任何地震。对于地方震使用直达波到时差TS-TP 查走时表得tP；对于近震，用首波走时差Tsn-Tpn 查走时表得tpn；对于远震用地幔折射波的到时差TS-TP 查走时表得ｔｐ；对于极远震用地表反射波PP?与地核穿透波PKP1 间的到时差查走时表得tPKP1。值得特别指出的是，对于5°～16°影区内的地震，由于无法准确定出S 震相，因此，常用短周期面波Lg2 与初至P 波的到时差查走时表得tP 值。使用走时表法定发震时刻时，应先定出震中距及震源深度值，再确定初至波的走时，这一点对于远震显得更加重要。

2、用和达直线法确定发震时刻和达直线法是经典的方法。它适用于利用区域台网资料测定地方震及近震的发震时刻。其原理方程为：TP=(TS-TP)／(k-1)+T （2.2.1）0 式中，TP、TS 分别为纵横波的到时，可以是直达波、反射波或首波；T0 为发震时刻，k 为波速比(k=vP／vS)。和达直线的含义是波的到时差TS-TP 与初至波到时TP 呈线性关系。由它们构成的直线的斜率为k，直线在TP 轴上的截距为发震时刻T0。由式(2.2.1)不难看出，当已知各台的纵横波到时之后，便可通过解方程组的方法确定发震时刻T0 及波速比k。

（2）震中位置的确定

1、利用单台三分向记录确定震中位置利用单台三分向记录确定震中位置的原理就是根据纵波初动确定出震中方位角，根据震相到时（走时表等）确定出震中距，根据震中方位角及震中距确定震中位置。当有 1 个以上台获得了初动清晰、P 及S 震相准确的地震记录时，便可用该方法确定震中位置。(1)利用P 波三分向初动确定震中方位角震中方位角是指过地震台站的子午线与地震台站到震中连线间的夹角，沿顺时针方向量

取为正。P 波的质点振动方向与波射线重合，因此Ｐ波的初动方向能表明震源的方位。Ｐ波在两水平方向的初动决定地震波射线的位置，?其垂直向的初动决定地震波射线的方向。当垂直向初动向上时，质点初始振动的方向背向震中；当垂直初动向下时，质点初始振动的方向指向震中。