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1、第二讲 怎样描述一个地震？2.1 常见的地震三要素当某地发生了灾害性地震，大家经常可以从新闻媒体看到这样的报道：“据XX地震台网测定，XX年X月X0X时X分，在 XX地方（附以经纬度），发生了X级地震。”不管什么媒体，无论电视台、广播电台，还是报纸，也不管这次地震伤亡与经济损失 有多大，只要报道，就一定会包括这次地震的时间、地点与震级。这就是描述一个地震最常见的三要素。发震时刻 地震发生的准确时间就是发震时刻。为了地震应急、救援和向公众通报震情，关于地震时间，只需要告诉大家，地 震发生在哪一天几点几分就行了。可是对于某些科学研究来说，这就不够了。现在地震台网测定发震时间可以精确到0.1秒，有的
2、 还可给出更精确的结果。地震台网测定的发震时刻是地震断层开始破裂的时间。震源从开始破裂到整个断层破裂是有过程的。破裂 的传播速度一般为23 千米/秒。这样，一个强震的破裂长度一般为几十到几百千米，需要十几秒、几十秒或稍长的时间才能完成破 裂过程。对于一般的工作和普通老百姓来说，不必在意这十几秒或几十秒的破裂过程，还是可从宏观上认为，地震断层的破裂是瞬 间完成的，给出精确到分钟的发震时间也就够了。震源和震中 地震发生的地方叫做震源。地震发生在地下，震源往往有一定的深度，叫做震源深度。而破坏和灾害总是在地表。 震源在地面上正对的地方，或者说，震源向地面的垂直投影被称为震中。这里往往是破坏最重的地方
3、。某观测点与震中的距离叫震中距，与震源的距离叫震源距。震源、震中与观测点的关系，可从图2-1上一目了然，它们的连线 构成一个直角三角形。震中距22、震源深度与震源距的关系符合勾股定理。23二 fc图2-1震源、震中与观测点的关系图当人们对于地球内部速度结构及地震波传播途径有了基本了解，就可以利用各地震台记录地震波到达时间反过来推算，求得发 震时刻、震中位置和震源深度。另一方面，一次强震发生后，科学家们通过现场考察，根据破坏程度的比较也能确定震中位置。为 了便于区别，通常把地震台网测定的震中叫做微观震中，而把宏观考察确定的震中叫做宏观震中。这两者在多数情况下，大体一致, 有时会有明显差异。为什么
4、会有差异呢？首先，它们的定义就略有不同。地震台网测定的微观震中是震源开始破裂的地方在地面的 投影。宏观震中是地面上破坏最重的地方。开始破裂不一定是破裂最大的地方，它在地面的投影与破坏最重的地方有一些距离应该 是可以理解的。其次，微观震中和宏观震中的确定都可能有误差。按震源深浅不同，也可把地震分为三类：浅源地震，中源地震和深源地震。浅源地震震源深度小于60千米的地震，属浅源地震。中源地震 震源深度在60300千米之间的地震，属中源地震。深源地震震源深度超过300千米的地震，属深源地震。到现在为止，记录到的最深地震的震源深度达720千米。世界上约95%的地震属浅源地震。我国的地震也大多为浅源地震，
5、只有东北的东部，以及台湾以东海域有深震或中源地震。世2425界上中源和深源地震的分布，将在第三讲介绍。按震中距又可分出地方震、近震和远震。地方震 震中距在100千米以内的地震称为地方震。近震 震中距超出100千米却又在1000千米以内的地震叫做近震。远震 震中距在1000千米以外的地震属远震。直下型地震 对于城市的防震减灾工作来说，最担心的是震中就在本市，或者说震源就在城市地底下的地震。日本人把这样的 地震叫做直下型地震。震级 震级是用某种地震波测定地震大小的一种标度。它反映了地震波能量的大小。读者也许已注意到新闻媒体，尤其是国外的新闻媒体在报道一次地震的震级时，往往要注明是里氏震级。细心的读
6、者可能还曾 注意到不同国家，甚至同一国家不同单位、不同地震台站测定的同一次地震的震级常常不相等。什么是里氏震级？为什么会有这些 差异？为了让大家能更好地弄清这些问题，先简要地回顾一下震级概念的沿革，大致地介绍这些震级是怎么测定的。早在20 世纪 30 年代美国地震学家里克特在研究南加州地震时发现，用仪器参数调得一致的同一种地震仪（当时用的是伍德 安德生地震仪）记录同一地震，记录的最大振幅取对数后随距离有很好的衰减规律。大小不同的地震的这种衰减曲线在高低不同的 位置上，大体平行。这样，他定义在震中距100 千米的地震台的伍德安德生地震仪记录的地震波水平分量最大振幅换算的地动位 移为1 微米的地震
7、为零级地震。记录的最大振幅每增大10倍，震级增大1 级。不同距离上这种地震仪记录的最大振幅则可按衰减 规律折算震级值。这就是原创的里氏震级。由于它适用近震，也叫近震震级 ML。很明显，这样定义的震级有局限性。它只适用于近震，远震怎么办？它只能用指定的伍德安德生地震仪，装备着其他型号的 地震仪的地震台怎么定震级？为了克服这些局限性，得到能广泛适用的统一震级，几代地震学家做了很多努力。致。如研究测定远震面波震级 Ms 的27因为远震记录的面波很发育，为了测定远震的震级，发展了面波震级Ms。对于很深的远震来说，面波不发育，又推出了体波震级m。尽管推出这些新的震级标度时，都尽量考虑了与初始的里氏震级（
8、近震震级M）保持 bL 办法时，同时用近台资料测定近震震级ML，力求两者一致。但是，实际上很难做到完全一致，因为不同震级标度选用不同的地震波 的最大振幅，而每一个地震各种地震波最大振幅所占比例并不相同。就好像公安人员分别根据嫌犯的脚印、腿长、或手长估计他的 身高也不一定完全相等。因为，虽然高个子一般脚大，腿长，手也长，但并没有固定的比例。关于使用不同仪器的记录，人们最容易想到的是，除以相应的放大倍数，都换算成地动位移不就行了嘛！应注意的是，不同仪 器不仅放大倍数不同，而且频带宽也不同。频带宽不同的地震仪在同一地点记录同一地震的最大振幅可能不是同样的地震波，至少 不是周期相同的地震波。因此，不可
9、能通过换算地动位移做到完全统一。至于不同台站即使使用同样的地震仪测定同样的震级标度， 也可能不等，那可能是受台基效应，或相对于震源的方向性等因素的影响。所谓台基效应是指台站地基的岩性会影响记录振幅的大 小，例如，同样的仪器放在土层上记录的振幅会比放在花岗岩上的大得多。由于台基的影响基本恒定，工作时间长了，可以统计求 得台基校正值，予以校正。由于震源错动是有方向性的，在不同方位同样距离的台站上，同样的仪器记录的同一种地震波的大小也 不会相同。关于这一点，有关震源机制的研究已经能够勾画出几种主要地震波的辐射花样。即使不去深究这些辐射花样，仅仅直观 地想一想，一个断层错动的震源激发出的地震波会不会均
10、匀地向四周传播开去，沿着断层错动的方向与垂直错动的方向同样距离的 地震波强度会一样吗？答案显然是否定的。一时想不通的读者可以想一想这样的例子，一块石头垂直掉在平静的湖面，水波必将一 圈圈均匀地向四周传播开去。如果这块石头像小孩打水漂那样斜着打击水面，水波就不会一圈圈均匀地向四周传播。震源断层错动 比打水漂还要复杂，地震波传播出去的花样也会更复杂一些。不同方位上的台站测定的震级有差异也应该可以理解。对于一个地震 台来说，不同地震在不同方位，无法确定固有的方位校正。但对于一个强震来说，如果四周各方位都有地震台，通过求平均有可能 消除单个台站的方向影响。当然，求平均还会消除一些其他随机因素的影响。可
11、是，不同国家，不同单位掌握着由不同台站组成的 不同台网，由不同台站的测定值求得的平均值也就会有一定的差异。哪一个台网相对于所测定地震的分布最合理，如各方位上都有 地震台，它所占有的地震台站数量最多，所用仪器质量及工作状态最好，它测定的震级值也就最可信。震级Ms与地震释放的地震波能量E有一定的统计关系:LogE=1.5Ms+11.8其中能量 E 的单位是尔格。按这样的统计关系，震级每相差 1 级，能量约差 31 倍。为了让大家有一些量的感觉，举两个例子： 1次5.5级地震释放的地震波能量相当于2万吨TNT炸药，即大致相当于二次世界大战时，在日本广岛投掷的1枚原子弹释放的地 震波能量；一块砖头从桌
12、子上掉到地面上的能量相当于1 次-2.0级地震。这里震级出现负数，读者不要感到奇怪。负数震级只是说 明这样的地震比零级地震还小，就好像气温出现负数，表示天气比零度还冷一样。震级为-2.0意味着，这样的地震造成的地面震动 只有零级地震的 1%。上述几种震级都是选择某种地震波，或在各种地震波中寻找最大振幅来度量地震的大小。它们与地震波能量之间是统计关系， 并非直接从地震释放的能量或其震源力学过程定义的参数。2004年1 2月26日印尼苏门答腊以西海域9. 0级地震，引发海啸，冲击了印尼、斯里兰卡、印度、泰国、孟加拉国、马尔代夫 索马里、马来西亚、缅甸、坦桑尼亚、塞舌尔、肯尼亚等印度洋及其沿岸十几个
13、国家，死亡人数超过 28 万。世界各大媒体争相报 道，各著名地震研究机构纷纷发表评论，其中很引人注目的一条消息来自美国地质调查局：按照矩震级M排序，这次特大地震为20 w世纪以来，名列1960年智利9.5级，1964年阿拉斯加威廉王子海湾9.2级，1957年阿拉斯加安德列诺夫岛 9.1 级地震之后，与1952年勘察加9.0级地震并列第四。当时就有许多读者向地震部门询问，什么是矩震级？为什么特大地震要按矩震级Mw排序？w20世纪六七十年代，有科学家在研究全球各级地震年频度与面波震级Ms的直线关系时发现，面波震级Ms超过8.6的地震明显 偏少。他们认为，当面波震级Ms超过8.6以后，尽管地表出现更
14、长的破裂，显示出地震有更大的规模，但测定的面波震级Ms值却 很难增加了，出现所谓震级饱和问题。于是，从反映地震断层错动的一个力学量：地震矩M出发，又提出一种新的震级标度：矩震 0级 Mw。31在力学里，矩的概念是用来讨论物体转动问题的。例如，用双手放在桌子的两边，在水平方向上一只手向前推，另一只手向后 拉，桌子就可能转动。桌子是否转得动以及转动量的大小不仅与这对力的大小，而且与这对力的距离有关。这对大小相等，方向相30 反的力，叫做力偶。衡量这对力偶对于转动作用大小的是力偶矩，其量值等于其中一个力的值与它们之间的距离之乘积。这个概念被引伸到断层位错问题，可用断层面积S、断层面的平均位错量D和剪
15、切模量口的乘积定义地震矩：M =卩DS。显然，这是对断 0层错动引起的地震强度的直接测量。为从地震矩出发，又能和以往的震级可比拟，将矩震级定义为：MW=2/3LogM06.033 为测定地震矩及矩震级，可用宏观的方法，直接从野外测量断层的平均位错和破裂长度，从等震线的衰减或余震推断震源深度， 从而估计断层面积。也可用微观的方法，由地震波记录反演计算这些量。这样，由地震矩引出的矩震级与震源断层错动的力学过程有关，物理意义清楚。不像前面的几种震级标度那样，仅仅是抓住某一种地震波的最大振幅来标度地震的大小，而与地震波能量的关系只是一种统计关系，涨落是在所难免的。更何况地震波能量也只 是地震释放总能量
16、的一部分。又由于最常用的面波震级达8.6以后又有饱和问题，衡量特大地震的大小当然得用矩震级了。2.2 地震烈度及其与震级的关系地震烈度 地震烈度是依据地震对地面影响的强烈程度衡量地震大小的一种标度。一般是经现场考察，根据人的感觉，物体的反应，建筑物的破坏，以及地面现象的改观程度来判定的。除日本等少数国家外，国际上普遍采用12度划分法，即从人毫无感觉， 物体没有任何反应到全毁，将地震烈度表划分成I度到刈度。地震烈度表 通常以表列的形式给出不同烈度值相应的各项宏观标志，这种表称为地震烈度表。它是评定地震烈度的标准。也就是说，地震工作者到地震现场的一个地方考察，就是根据此处各种宏观现象，由国家批准发布的地震烈度表的标志综合判定该地 点的地震烈度值。世界各国都有自己的烈度表，为了便于对比和交流，制订与修改时，已注意尽可能接轨。表 2-1 给出了 199
