地震参数及地震序列

第4章地震参数及地震序列当四川汶川发生8.0级地震后，我们在中国地震台网中心的网上或其它国内外地震相关机构的网站上都可以查到此次地震的相关信息。

下面我们来看看中国地震台网中心网站上给出的信息——“据中国地震台网测定，北京时间2008-05-12 14:28 在四川汶川县(北纬31.0,东经103.4) 发生8.0级地震。

”，还给出地震的空间位置图（见图4.1）。

你可以从中国地震台网中心（CENC）地震数据管理与服务系统的网站上获得最新和已发生地震的信息，但你想知道具体某个时间和空间的地震情况时，你就必须要了解以下一些关于地震的常见名词，如发震时间、经度、纬度、深度、震级等，这些描述地震的名词就叫地震参数，地震参数就和一个人的特征信息（姓名、年龄、性别等）一样，它描述某个特定地震的特征。

下面我们将详细介绍地震参数。

图4.1 四川汶川8.0级地震的震中位置图微观地震研究，主要在于了解地震及其活动性。

早期在地震发生后，人们被其破坏力和强烈震动所吸引，赴现场调查，从地震现场表现出的宏观现象（参考图4.2），分析了解地震的发生时刻（Time of Commencement of Earthquake）、地点和强度等具体情况，以定地震参数。

靠人的器官感觉，所及的范围是有限的，知道的情况也难以精确，特别是地震发生在人迹不能到的地区时，取不到资料，就无从法获得其参数。

自从有了地震仪器，对地震激起的弹性波动的传播，可用仪器进行记录和观测，其结果已不再受人所及范围的限制，又能更好地测定地震参数。

人们处理地震仪器记录时，利用各种震相的运动学特征和动力学特征，并结合其走时，创造了许多测定参数的方法，测得的数据称为微观地震参数，与用宏观方法测定的结果相比，更为细致、准确。

一般以发震时刻、震中地理位置（即经度(Longitude)和纬度(Latitude)）、震源深度(Depth of Focus)，以及地震大小（即震级Magnitude），这五项作为地震基本参数。

仪器观测地震，促使微观地震研究的发展，首先要求的是准确地测定地震参数，以为了解地震的第一步。

随着仪器观测技术日益进步，各地地震观测点的分布日趋严密，世界任何角落发生的地震，不论人迹能否到达，都可以根据各地观测的记录，依法求得其参数。

于是人们可以在遗漏极少的条件下，研究和比较各地的地震事件，在时间上和空间上的分布情况，以进一步研究地震发生条件等有关地震活动性方面的问题。

微观地震学，奠定了近代地震研究的基础，地震参数的测定，尤其是基础中的基础，下面分别论述有关地震参数及地震活动在时空方面的分布特征。

图4.2 唐山地震遗址我们可以通过建筑物破坏情况分析地震强度，以及用坏掉的钟表等判断地震发生的时间4.1 地震基本参数人们研究地震，首先须要知道每个地震的参数，这是很显然的。

地震是一个复杂的地面振动过程，地震在短时间就过去了，但造成了一系列的后果，很难具体分析作为依据，以测定地震参数，因此，宏观地震参数只能是粗略的，或者说是定性的。

自从有了自动记录的地震仪器后，地震时，地面运动可以如实地记录下来，仪器性能越好，记录越能代表地面振动的真实情况。

有了地震记录，人们便可对地震进行研究，从容地汇集远近各地方的情况，根据各种震相的运动学特征和动力学特征，仔细分析，然后依法测定地震参数。

这样求出的微观地震参数，显然是以客观事实为基础，是有科学依据的，其结果是比较合理可靠的。

需要指出的是微观地震参数与宏观地震参数常常是不一致的。

在测定地震参数过程中，须用到微观地震学，有关震相特征的一些符号，下面我们对此先作简要介绍。

人们使用地震仪进行地震观测，一般分作三个分向，分别记录。

在一个观测台上，常常是将两个同样的水平拾震器，分别安装在东西向和南北向，另外一个性能相似垂直向拾震器，安置在侧边，构成一个完整的拾震系统。

图4.3a表示，地震波自地下从震源出发，传到观测点S，射线与地面在观测点下形成出射角e，经过折射，出到地面，改变为视出射角 e，将地震波分为水平和垂直两两个分向。

垂直向震仪拾得垂直分向地动，两个水平向仪器则分别拾取东西与南北两个分向地动，如图4.3b所示。

在地震记录图上，人们分析震相（在地震图上显示的性质不同或传播路径不同的地震波组称为震相），对于每个可以确定的震相，都要求标明其初动的到时、振幅和周期，为求一致，以便于利用，国际间作了统一规定如下。

图4.3 地震波从地下到达观测台Sa）是从切面看水平向和垂直向；b)是水平向的两分向t：震相到时，例如t p是P波初动的到时，t s是S波初动的到时等，一般算至秒。

A：震相振幅，一般化成地动位移，以千分之一毫米(µ)计算。

因为它是矢量，有方向性，须附脚标加以说明。

各方向的脚标分别为：垂直向(Z )，分为向上(c或u)，向下（d）；水平向(H)，分为向东(E )，向西(W)，向南( S )，向北(N)；并以(c)、(E)、(N)为正(+) 向，以(d)、(W)、( S)为负（一)向。

T:震相周期，以秒计算。

α：观测点指向震中的方位角，可用P波初动的水平位移分向测定，即A E:A N=tanα。

△：震中距离，以度数或公里计。

5个基本参数为：发震时刻H；震中位置:经度λ，纬度 ；震源深度h 、地震大小M (震级) ，以上所述各项，在各地观测台的地震报告中，一般都有初步数据，供进一步研究参考。

下面谈基本参数的测定方法。

4.1.1 发震时刻、震源位置参数的测定这里共有三种参数，五个数据，主要是震中的确定。

震中位置（Epicentral location）的概念，就宏观与微观来说，是有所不同。

最早认为地震振动或破坏最烈之地是地震中心，圈一个区，谓之极震区或震中区(Epicentral region)时包括的范围很大，实际上，不知中心在何处。

近代地震学家认为，地震是由于活动断层的突然错动引起，如图4.4左所示，那么宏观所谓的震中区，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，从图4.4所示，微观震中和宏观震中是有区别的。

地震在震源处发生，当地岩石遭受大量破坏，其范围常常很大，究竟哪一点是破裂的起始点，人们还是无从知道。

由于岩石破裂，激起了地震波向外传播，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间一点辐射而出的，并可按理论推导，找出辐射的发源点，显然这就是震源。

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。

下面要谈的是微观震中的测定，须指出是微观震中的位置，有时亦可在极震区之外，从图4.4来看，是很容易理解的。

理解了什么是震源，什么是震中，我们就很容易理解震源距和震中距这两个概念，震源距——观测点或台站到震源的距离，震中距——观测点或台站到震中的距离。

震源深度即震源到地表的距离。

在地震参数中，震中的测定最为重要，情况复杂，方法亦多，且有近震与远震之分，这里我们仅通过直接三角测量法测定震中位置的原理及应用实例给大家介绍震中测定的基本原理。

图4.4 微观震中与宏观极震区示意图地震波最初从地球内的一点发出，这点就是上文中所说的震源，位于地球表面的恰又位于震源之上那点称为震中。

地震学家们在建立观测台站之后的第一件任务就是找一种方法精确地确定震中。

如果可能的话，也确定每次记录到的地震的震源。

最简单的方法是通过直接的三角测量发现震中的位置。

根据其他地区地震或者爆破研究收集的时间资料，可以画出曲线来显示P波或S波从震源传播不同距离所需的平均时间。

这些地震传播时间曲线（见图4.5）（时-距曲线）是确定地震仪到震源距离的最基本工具。

图4.5仅给出了800公里内的P波和S波时-距曲线，关于更远的或其它震相的时-距曲线可以参考如J-B走时表等更为详尽的时-距曲线关系图。

设想3个地震观测台，他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座台站的观测人员能够读到P波到达时间（即P波到时），有时也读到S波的到达时间。

因为P波传播速度比S波传播速度大约快2倍，所以这两种波传播得越远，它们的波前间隔就越宽，即它们到达同一个台站的时间间隔越大。

如果有了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（称为震中距）；也可图4.5 P波和S波的时-距曲线以由P波和S波的到时差直接从图4.5中得到震中距。

然后，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，至少是近似地相交于所要求的震中，即得到震中位置。

即使是仅知道P波的到达时间，也可以大致估算出P波的最初发射时间，即地震发震时间。

到达时间减去发震时间得出P波到达3座台站的传播时间，由传播时间和P波速度即可获得震源和台站间的距离。

同上述确定震中的方法一样，以3座台站为中心画3个圆，但是半径是与P波的传播时间成比例的。

经过发震时间及震中位置的几次调整后，这3个圆的相交将把震中限定在一个小区域内。

因此，由3个台站测得的S波及P波的到达时间（或者只有P波的到达时间），就可以确定震中的经度、纬度以及发震时间。

需要强调的一点是：这3个数据必须来自不同方位和不同距离的3座地震观测台。

如果还要估算震源深度，还需要第四个测量数据，或者是P波或S波在另一座地震记录台站的到达时间，或者是一些其他类型的P波或S波到达这3座地震台的时间。

如果地震记录台站碰巧在震源的上方，那么由P波或者S波从震源到台站的传播时间就可直接求出地震的深度。

关于确定地震时空参数的方法有很多，感兴趣的读者可以查阅地震学的有关书籍去作详细的了解，在此不作螯述。

下面给出所述原理的应用实例以便读者加深理解：4.1.2 震中定位的计算实例1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了5.7级地震。

这次地震的P波和S 波到达BKS、JAS和MIN台站时间见表4.1（格林尼治时间）：表4.1 P波、S波到达台站时间根据表4.1给出的S波与P波的到时差估算出每个台站到震中的距离（即震中距）见表4.2。

表4.2 据P波与S波的时间差值估算震中距离分别以这些震中距离为半径，以3个台为圆心可画出3个圆弧，如图4.6所示的那样。

注意这些圆弧并不精确地交于一点，但从重叠弧内插得到一个估算的震中：39.5°N，121.5°W，这些读数的误差约10千米。

现在，通过计算机程序应用复杂的统计方法，分析许多台站P波和S波记录，可以确定发生在世界任何地方地震的震源位置。

为保证精度，地震台站必须合理地均匀地围绕着震中布设，而且应该有近台和远台的均匀分布。

通过对在同一地区已知位置地震的先前记录的校对计算，可以更精确地定位震源。