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怎样描述一个地震
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××地震台网测定，××年×月×日×时×分，在××地方（附以经纬度），发生了×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2~3千米/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。
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、震源深度与震源距的关系符合勾股定理。
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60~300千米之间的地震，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，只有东北的东部，以及台湾以东海域有深震或中源地震。
世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。
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mb。
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（近震震级ML）保持一致。
如研究测定远震面波震级Ms的办法时，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12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Mw排序，这次特大地震为20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？
20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M0出发，又提出一种新的震级标度：
矩震级Mw。
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
和剪切模量μ的乘积定义地震矩：
。
显然，这是对断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=2/3LogM0－6.033
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Ⅻ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1999年国家质量技术监督局批准发布，现正施用的《中国地震烈度表》有关宏观标志部分。
由表可见，用此表评定地震烈度时，Ⅰ~Ⅴ度以地面上人的感觉和其他震害现象中悬挂物、器皿等不稳定物的表现为主；Ⅵ~Ⅹ度以房屋震害和其他震害中的地表破坏为主；Ⅺ~Ⅻ度以地表震害现象为主，因为Ⅹ度，未经抗震设防的一般房屋大多数倒塌，烈度再高，用房屋震害已经不易区分了。
表中所说的人都是地面上的人，如果在高楼上，通常会感觉更明显，评定时，要适当扣除这些影响。
《中国地震烈度表》还给出了反映房屋震害程度的平均震害指数，与反映地面运动强度的水平峰值加速度和水平峰值速度。
虽然科学家总希望将烈度评定走向定量化，但至今实际的烈度评定还是以宏观现象的综合评定为主，况且这些量的测定与计算更专业一些，在科普讲座里就略去这几栏。
表2-1中国地震烈度表（宏观指标部分）
烈度
在地面上人的感觉
房屋震害现象
其他震害现象
Ⅰ
无感
Ⅱ
室内个别静止中人有感觉
Ⅲ
室内少数静止中人有感觉
门、窗轻微作响
悬挂物微动
Ⅳ
室内多数人、室外少数人有感觉，少数人梦中惊醒
门、窗作响
悬挂物明显摆动，器皿作响
Ⅴ
室内普遍、室外多数人有感觉，多数人梦中惊醒
门窗、屋顶、屋架颤动作响，灰土掉落，抹灰出现微细裂缝，有檐瓦掉落，个别屋顶烟囱掉砖
不稳定器物摇动或翻倒
Ⅵ
多数人站立不稳，少数人惊逃户外
损坏——墙体出现裂缝，檐瓦掉落，少数屋顶烟囱裂缝、掉落
河岸和松软土出现裂缝，饱和砂层出现喷砂冒水；有的独立砖烟囱轻度裂缝
Ⅶ
大多数人惊逃户外，骑自行车的人有感觉，行驶中的汽车驾乘人员有感觉
轻度破坏——局部破坏、开裂，小修或不需要修理可继续使用
河岸出现坍方；饱和砂层常见喷砂冒水，松软土地上地裂缝较多；大多数独立砖烟囱中等破坏
续表2-1
烈度
在地面上人的感觉
房屋震害现象
其他震害现象
Ⅷ
多数人摇晃颠簸，行走困难
中等破坏——结构破坏，需要修复才能使用
干硬土上亦出现裂缝；大多数独立砖烟囱严重破坏；树梢折断；房屋破坏导致人畜伤亡
IX
行动的人摔倒
严重破坏——结构严重破坏,局部倒塌,修复困难
干硬土上出现许多地方有裂缝；基岩可能出现裂缝、错动；滑坡坍方常见；独立烟囱许多倒塌
X
骑自行车的人会摔倒，处不稳定状态的人会摔离原地，有抛起感
大多数倒塌
山崩和地震断裂出现；基岩上拱桥破坏；大多数独立烟囱从根部破坏或倒毁
XI
普遍倒塌
地震断裂延续很长；大量山崩滑坡
XII
地面剧烈变化，山河改观
注：
表中数量词：
个别为10%以下；“少数”为10%～15%；“多数”为50～70%；“大多数”为70%～90%；普遍为90%以上。
地震烈度与震级的关系一次强震发生，不同的地方人的感觉、物体的反应、建筑物以及地表的破坏程度是不同的。
也就是说，不同地点的地震烈度值是不等的。
震中附近总是地震破坏最重、影响最强烈的地方，这里的烈度值被称为震中烈度。
震中烈度也可用来描述一个地震的大小。
震级与烈度是从不同的角度来描述地震大小的两个量。
打一个比喻，一个灯泡亮不亮？
首先与它的功率有关，100瓦的总比40
瓦的亮。
可是，在电灯下工作，会发现，同样功率的灯泡下，灯泡正对的下方最亮，离它的距离越远，亮度越弱。
在这个比喻里，灯泡的功率相当于地震的震级，桌面上各点的亮度相当于地面各点的烈度，灯泡正对下方的亮度相当震中烈度。
描述电灯下亮度衰减的等值线应该是一圈圈同心圆。
而地震由于不是点源，往往是一条断层，等烈度线，又叫等震线往往是逐渐稀疏的一圈圈椭圆。
在实际震例中，由于传播介质不均匀，地基影响也比较明显，地震断层又有倾角且可能比较复杂等多种因素影响，实际等震线有可能并非都是一圈圈椭圆。
图2-2和图2-3给出了1976年唐山7.8级和1973年炉霍7.6级两个震例的等震线。
我国大陆西部的大震，发震断裂明显，居民点稀疏，调查得到的等震线大多类似炉霍地震，很接近椭圆形的等震线。
而华北平原的一些强震，发震断层往往出露不是太好，居民点十分密集，地基等局部影响因素又多，调查出来的等震线常常与唐山地震的一样，很不规则。
图2-21976年唐山地震的等震线
图2-31973年炉霍地震的等震线
不熟悉的读者也许会觉得用这种等震线表示地震烈度随着距离增加而衰减比较抽象，下面给出几张唐山地震在几个不同地方造成不同程度破坏的照片，具体说明地震烈度随着距离增加而衰减。
图2-4是位于唐山7.8级地震的震中Ⅺ度区的唐山市的破坏照片，房屋基本上倒平了。
图2-5是唐山地震Ⅷ区——天津市解放南路一栋二层砖房的破坏情况。
天津距唐山100多千米，破坏已经轻得多了。
北京距唐山150多千米，造成的破坏更轻了,图2-6是北京市崇文门附近一座教堂顶部的两个十字架一个向东歪斜（左），另一个坠落（右）的照片。
图2-7展现的北京百货大楼的破坏也较轻。
唐山地震对北京的影响为Ⅵ度。
图2-4唐山地震市区几乎倒平的照片之一（Ⅺ度区）
图2-5唐山地震时，天津市解放南路一栋二层砖房的破坏情况（Ⅷ区）
图2-6唐山地震时，北京市崇文门附近一座教堂顶部的两个
十字架歪斜（左）与坠落（右）的情景（Ⅵ度区）
图2-7唐山地震时，北京百货大楼的破坏情况（Ⅵ度区）
一般，震级高的地震，震中烈度值也高。
20世纪70年代，我国编制第二代地震烈度区划图时，曾根据1900年以来中国大陆152次15~45千米深的地震资料得到震级与震中烈度的下述统计关系：
M=0.66Io+0.98
按此统计关系，也可给出以下大致的对应表（表2-2）。
表2-2震级与震中烈度的对应关系
M
5
5.7
6.3
7
7.7
Io
Ⅵ
Ⅶ
Ⅷ
Ⅸ
Ⅹ
上述统计关系只适用于浅震，因为统计时只选用了震源深度在15~45千米范围内的152次地震资料，且在这个深度范围里忽略了震源深度的影响。
但是，震源深度差异明显时，对于地震烈度分布会有显著影响，例如，1999年4月8日吉林珲春－汪清一带发生7.2级深震，震源深度为540千米。
震中区没有任何破坏，震中烈度仅Ⅳ度，而有感范围达45万平方千米。
震中烈度如此之低，有感范围又是那样的大，与浅震有明显差别。
2.3震源机制及其他震源参数
前面讲的地震三要素：
发震时间、震源位置（震中位置和震源深度）与震级是最基本的震源参数，也是一旦发生强震，人们首先关心的地震参数。
但是，细心的读者接下来就会问，这次地震的断层是怎样的产状？
如何错动？
又有什么力学特征？
这就必须引出震源机制及描述震源破裂过程的其他参数。
因为以前的地震仪以模拟记录为主，测定这些参数比较困难，在公众中介绍和讨论比较少。
近年我国大规模实施数字化地震台网建设，将来提供的地震目录将包括这些新参数。
因此，这里也想介绍一些这方面的知识。
由于这部分内容专业性较强，这里只能比较简要地介绍一些有关震源机制及某些容易讲清楚的震源参数的基本知识。
震源机制在第一讲介绍断层的概念时，已说过，在地质学里习惯用断层面的走向、倾向和倾角来描述一条断层产状，通常由现场考察来确定。
地震学家往往根据各地震台记录的P波（纵波）初动符号，即这些地震台记录的第一个地震波是向上还是向下的分布规律确定包括地震断层在内的两个相互垂直的平面的走向、倾向和倾角，同时还给出主压应力、主张应力和中等应力轴的方位角（与正北方向的夹角）及倾角（与地面的夹角），以及可能的滑动角（在断层面里，滑动方向与断层走向的夹角）。
这些结果就是把震源看成点源时，所能得到的震源机制解。
由于是用P波初动资料求解的，也叫P波初动解。
这里需要解释的是，从震源传播出来的地震波，按质点振动方向可分成两类：
有一类质点振动方向与传播方向一致的地震波叫做纵波，另一类质点振动方向与传播方向相垂直的叫做横波。
由于纵波在各种岩层中的传播速度总是显著高于横波，各地震台的地震记录上总是纵波先到，横波其次。
按照英语“初至”与“次到”单词的第一个字母，分别被称为P波和S波。
还需要说明的是，仅仅依靠P波初动符号求出的震源机制是两个互相垂直的平面，其中包括一个地震的断层面和另一个辅助面，统称为这个地震的两个节面。
要想在这两个节面中确定哪一个是真正的地震断层面，必须使用S波（横波）等其他地震波资料，或参考余震分布方向、等震线长轴等其他资料。
地震断层的运动学参数站在比较远的地方看震源，特别是粗略地研究震源，可以把它看作点源。
但走近了看，并要仔细研究震源，则不能忽略其尺度，而且，其内部也不是同时破裂的，断层面上的破裂有一个逐步扩大或称为传播的过程。
因此，需要关注断层尺度、断层面的破裂是怎样传播的以及它的传播速度。
关于断层尺度，若采用矩形模型，一般以矩形断层的长度L和宽度W为参数；若采用圆形模型，以圆半径a为尺度参数。
断层面上的破裂可能从某一端开始，逐渐传播到另一端，称为单侧破裂；也可能从中间某处先破裂，然后向两端传播，称为双侧破裂。
断层长度L、宽度W或半径a，断层破裂传播方向和传播速度Vf，以及由此得到的断层面积等和破裂的运动学过程有关的参数都是地震断层的运动学参数。
震源力学参数错距U（最大错距Um和平均错距
）和地震矩M0反映了断层形成前后震源状态的变化，可以把它们称为震源的静力学参数；地震能量E、地震波能量Es、和视应力
，与地震发生的动力学过程有关，属震源动力学参数。
有关地震矩M0和地震波能量Es的概念在前面已经介绍过，这里就不再重复了。
错距U（最大错距Um和平均错距
）地震前后断层错开的距离就是错距U，其中最大的就是最大错距Um，沿断层各处错距的平均值为平均错距
。
应力降Δσ断层处地震前的剪应力σ0，与地震后的剪应力σ1的差为这次地震的应力降Δσ。
地震能量E地震时断层错动释放的总能量称为地震能量E。
以地震波形式传播的能量，即地震波能量Es，只是地震能量的一部分。
地震波能量Es在地震能量E中所占比例，称之为地震效率η。
除地震波能量Es外，地震能量还包括克服摩擦所做的功，产生新断层面所消耗的能量等。
视应力
地震学中定义地震错动过程中平均应力
与地震效率η之积为视应力
：
=η
。
平均应力
为断层处地震前的剪应力σ0，与地震后的剪应力σ1的平均值。
由于地震效率η≤1，可把视应力
看成平均应力
的下限。
考虑到地震效率η的定义，视应力
也等于
由于有了数字化台网，可由地震波形资料分析和反演得到地震波能量Es和地震矩M0，从而计算视应力
。
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