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,东经 发生级地震。”还给出地震的空间位置图（见图）。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。四川汶川县发生毗级地震露中IStiS台陋1定北京时间2CM-05 L2 M蛙崔四川滦川县那九.山东矩1朋.中汝生3.曲酿.图 四川汶川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)，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 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。ifi?匕图 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是P波初动的到时，t是S波初动的到时等，一般算至秒。 psA：震相振幅，一般化成地动位移，以千分之一毫米(卩)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。a：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AE：AN=tana。：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:经度入，纬度9 ；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 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）（时-距曲线）是确定地震仪到震源距离的最基本工具。图仅 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。震中距（公里）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 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（格林尼治时间）：表 P波、S波到达台站时间台站P波S波时分秒时分秒BKS15461546JAS15461546MIN15451546根据表给出的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。表 据P波与S波的时间差值估算震中距离台站S-P/秒震中距离/千米BKS190JAS188MIN105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：N, 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。今天在世界的多数地区，震中定位的精度大约为10 千米，震源深度的精度大约为20千米。PACIFIC 匚MM训A |ICUOracrflw dam图 以加州的 3 个地震台 BKS、 JAS 和 MZN 为中心的弧相交于震中附近奥拉维尔大坝 细线是一些主要断层的地表位置通过相互连接的地震记录台可以获得远震的更精确的定位和地震波的测量数据。对于 地震仪之间远距离组合，这种联系可以借助于电缆或者无线接收器。它们使用统一高精度 的时钟提供时间标记，将某一地区原来分散的各台的记录转换成地震检波器的台阵组合。 对于地震分析，这种台阵的最大优点是，可以对经过相邻地震台的地震波的相关性进行分 析，并高精度地确定其变化。这种变化的梯度可以直接与理论公式计算的波的传播路径相 比较。美国国防部在60年代中期在靠近蒙大拿州的毕灵斯安装了这种大孔径地震检波器组合(LASA)。它是全球所安装的这种组合当中最大的一个，用于探测地下核爆炸。它比单一 台站具有较高保真性。LASA由525个相连接的地震检波器组成，以21个组分布在直径为 200千米的区域内。当LASA被充分使用后，于1982年关闭。在挪威、澳大利亚和阿拉斯 加类似的台阵仅用于监视远处的地震。4.1.3 震级的测定科学家们和公众询问地震的一个基本问题就是它的大小。因此，地震学家们发明了许 多简单的方法从地震记录上确定地震的大小。地震台站所用衡量地震大小的最普通单位是 地震震级。天文学家们长期以来是根据恒星的光度标准分定恒星的大小，恒星的光度标准 是依据通过望远镜看见的恒星的相对亮度确定的。在1935年查尔斯里克特(Charles Ricer) (图)在加州理工学院发明了类似的方法测量地震大小，和达也曾经用类似的方法确定日 本地震的大小。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。图查尔斯里克特（19001985年）里氏震级发明者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。地震仪为一种被称 之为伍德-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，阻尼系数是，最大放大倍数为2800。里克特并没有指定特定的波型（或震相）， 因此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100千米的距离为标准。按着这个定义，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4。上述说明了震级怎么来的，我们很容易发现，里克特是跟据特定的仪器给出震级的定 义，地震的仪器的型号非常多，这就说明用不同仪器测定的参数来计算震级需要转换。当 然，我们国家用的地震仪器不一定是伍德-安德森地震仪，这就需要将其转换为适合我们国 地震仪器的震级公式，关于震级的具体计算公式繁多，在此不作一一介绍了，希望感兴趣 的同学课下参考相关书籍。用一张特殊的标度图，计算地震的Ml的过程是很简单的：（1）用S波与P波到达的时间差，计算出距震源的距离（S-P=24秒）;（2）在地震图上测量出波运动的最大振幅（23毫米）；（3）在图左边选取适当的距离（左边）点，在右边选取适当的振幅点，两点联一直线 从它与中央震级标度线相交点可读出 ML=。IPO19小 111袒 rir| L|l lll!|liP l| p|C ID2&S：J 二 34小-_诂飞沪AmpR讥出h 1! fll|1Hi1 5D图里氏震级ml的计算实例震级本身没有任何上下限（虽然地震大小有上限）。自本世纪有了地震仪以后所记录到地颈II120019201940I9601980的地震仅有几次震 级达到级以上（图） 例如，1964年3月 27日在阿拉斯加威 廉王子海湾的大地 震的里氏震级约为。 另一方面，小断层的滑动可能产生小于 零震级的地震（即负 值）。在局部地区记 录的非常灵敏的地 震仪图 本世纪全球发生 8 级和 8 级以上地震数目的变化可探测到小于级的地震。这种地震释放的能量大约相当于一块砖头从桌子上掉到地面的能量。这些年，地震观测台常用的震级包括3种新的震级，标为MS、叫和Mw。在新闻界和 大众中仍然使用里氏震级Ml。然而，由于里氏震级所用的波形没有被限定，而且伍德-安德 森地震仪仅有有限的记录能力，因此在地震研究中ml不再广泛使用。由于浅源地震具有易 记录到的面波，地震学家们选择周期近20 秒的面波的最大振幅计算震级，这样求出的震级 称作面波震级MS，Ml震级是为了用于当地地震而提出的，而Ms震级可用于距接收台站相 当遥远的地震。对于远距离的地震，MS值近似地给出当地里氏震级的补充，并且综合地给 出中强地震带来的潜在损失的合理估计。1906年旧金山地震Ms为。ms震级不能用于深源地震，因为深源地震不能激发显著的面波。所以地震学家们发展 了第二种震级叫，它是根据P波的大小而不是根据面波的大小确定地震的震级。所有的地 震都可以清楚地读到P波的初始，因此用P波（或称体波）震级叫有很大优点，它可以提 供深源、浅源甚至远距离的任何地震的震级值。通常人们错误地认为它是衡量地震能量的，实际它没有直接地衡量震源的全部机械能 如同最强的一阵风并不是整个风暴全部能量的可靠的衡量。在寻求地震大小有物理意义的 测量中，地震学家们注意到力学的经典理论，它描述物体在力的作用下而产生的运动。一 种称之为地震矩的衡量已被广泛采纳。这种识别地震大小的方法的优点是通过分析地震图或者通过野外测量地震断层破裂的 尺寸，包括深度，就可以计算出地震矩。从任何普通的现代地震仪记录到的地震图都可以 计算出地震矩，而且该方法考虑到地震发生时出现的所有波形。由于其上述优点，现在人 们多半都计算地震的矩震级，即Mw。Mw 震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量，特别是对最强烈地震。例如， 1989 年洛马普瑞特地震面波震级Ms为，矩震级Mw为。虽然1906年旧金山地震和I960年智利 地震面波震级Ms都是，但是用矩震级，旧金山地震Mw为，智利地震Mw增加到（图）。震级允许用一个数字方便地描述地震的大小或强度。不幸的是，这个参数没有物理基 础。从上面的内容我们可以理解到，衡量地震大小的尺子震级，是有很多把的，量不 同地震的震级时要用不同的尺子，并且他们所测量的内容也不一样。下面我们就简单介绍 一下震级的测定的区别和程序。最基本的4种震级标度：地方性震级ML、体波震级（mb和mB）、面波震级Ms和矩 震级MW。前3种震级是通过测量地震波中的某个频率地震波的幅度来衡量地震的相对大小iM札h(io r tftt?.)XFIRI I h yBMWimiMMlM Z i百cw 旧舁繼讥gsjf ii WfUilrWL.a is /Tlf F l &j-18 0-11： ydiA6 曲 n 坤a;雹風id聲/lYAMHWI时 g m O *D IQO HJ0UO13D64-|-.?也$皿善MjitE rx-Mn w rci 呂电 ara#?- (&9)的 &.o u eft 仇ioo 菱帚起图 地震释放能量与其他现象释放能量的对比的一个量。Ml是用1秒左右的S波（或Lg）的振幅来量度地震的大小，mb是用1秒左右 的地震体波振幅来量度地震的大小，mB是用5秒左右的地震体波振幅来量度地震的大小， MS是用浅源地震的20秒左右的面波振幅量度地震的大小。可见用不同的震级标度测定震 级时所选用的周期范围不同，这样同一个地震，如果能同时用多种震级测定时，得到的结 果肯定也不一样。目前，地震参数的测定是分两个过程，一是计算机自动测定与人机交互快速测定，二 是最终的修订。计算机自动测定与人机交互快速测定：在地震发生后，计算机数据处理系 统会给出自动处理结果，并通过网站、手机短信的途径发布地震信息。随着地震台站数据 的不断增加，测定的地震参数也在不断地变化。最终的修订：待所有地震台站的资料收集 以后，给出最终地震震级等参数，编辑出版地震观测报告。例如对于汶川地震，中国地震 台网中心利用国家地震台网的实时观测数据，速报的震级为里氏级。随后，根据国际惯例 地震专家利用包括全球地震台网在内的更多台站资料，对这次地震的参数进行了详细测定 据此对震级进行修订，修订后震级为里氏级。美国初订矩震级为，修订矩震级为；欧洲地 中海地震台网中心初订矩震级为，修订矩震级为。地震能量地震能量是储存在地球岩石内，是应变能，后来由岩石破裂而突然释放出来。根据突 然破裂而产生的地震波能量的测量，估计全世界每年由地震释放的能量在1025尔格到 1026 尔格之间。岩石破裂后未必将所积蓄的应变能全都释放出来，而所释放的能量有多少转化 成地震波的能量传播出去，也没有固定的比例。其实，这个比例是可变的，与应变能释放 的快慢有关系。若释放得极慢，可全部变成其他形式的能量（如热能）而不产生地震波。若 释放得极快，则最多只有一半的应变能化作地震波的形式传播出去。所以地震波能与全能 之比可从 0 到 1/2，视能量释放的速度而定。岩石总应变能是不易估计的，但地震波能量可 以用振幅的平方去估算。普通所说的“地震能量”是指地震波能量而言，它比实际地震释 放出的能量可能要小二三个数量级。4.2.1 能量的积累和释放现今广为接受的地震发生的断裂破裂机制的物理学原理，是由里德（Reid）对1906年 圣安德烈斯地震的研究给出的弹性回跳理论（Theory of Elastic Rebound）。我们由此可知，地 壳物质也是弹性的，地震的发生也即地下断层的突然错动，也即断层两侧的回跳跳回 到各自的平衡位置。地震之前，震源处有应变，我们假定震前震源处的应变能为E,由于 发生了地震减少到e2。e= e1- e2就是被地震所释放的应变能。岩层中所释放出的应变能， 将会发生各种能量转换。释放的应变能E中一部分转换为地震波动的动能Es （有时包括海 啸的能量）由震源处释放出去。地震最直接的表现是地面的振动，这就是动能，它就是从 震源发出的一种波动。波动能量就是根据地表或其附近的地面震动来计算的。但是，由于 地震波在传播路程中有衰减，所以计算是很麻烦的。地震释放出的应变能中还有一部分用 于形成断层面，地表附近的情况暂且不说，深度在10公里以下的地方，由于受到3000大 气压以上的压力作用，所以要在承受巨大压力的岩石中形成断层面也是需要相当大的能量 的。另一部分变成与重力作用相反的、使地壳发生垂直运动的势能（如有下沉运动，则把 这一部分扣除）。大地震发生时可能出现地面升降，因此，随之应发生位能的变化。但是， 通常要正确估算这种变化是困难的。这是因为资料不足，而且，这种变化大致达到哪个深 度也往往不清楚。 关东大地震时也有明显的地面升降。目前对于陆地范围内的升降已 搞得相当清楚，但是，对占地球相当面积的海底的升降却不甚了解，所以，不能作出确切 的估算。当大地震发生海底时，还将会有部分能量转换为海啸动能。4.2.2 震级和能量的关系里克特（1935年）曾以logE二6 + 2M作为M和E （单位：尔格（erg）； 1焦耳S L L SJ） = 107尔格）的关系。以后，古登堡和里克特曾接连更改这类公式的系数，终于得出SSlogE 二 11.8 +1.5M（）除此之外，就两者的关系还有许多研究。大体都采用log E =a + B M（）的形式。卩的取值在左右。很显然，是中的卩大时Q就变小。表给出了由式所得的M和E 之间的关系。在核爆炸地震学中，通常用与TNT炸药等价的千吨（kt）或百万吨（Mt）来表示核爆 炸所释放的能量。1kt TNT = X 1012J，或者说，一次1百万吨（1 Mt）级的核爆炸是释放的 能量为X 1015J。作为比较，一次5 Mt级的核爆炸（如1971年阿拉斯加（Alaska）阿姆契特 加（Amchitka）的核爆炸），其能量为X1016J，相当于一次MS=级地震。1906年旧金山大地 震的地震波能量约为3X 1016J，这个能量相当于一次的核爆炸，远远大于1945年投在广岛 的原子弹（，相当于MS=级地震）。迄今记录到的最大地震是1960年智利大地震，其地震 波能量约为1019J，相当于一次2400Mt的核爆炸。关于地震释放能量与其他现象释放能量 的对比可参考图。E表4.3 M和S之间的关系MES （尔格）-2X108-1X10100X10111X10132X10143X10164X1017MES （尔格）5X10196X10207X1022X10238X1023X1024地震序列当有感地震发生后，人们就会提出一系列问题，如这次地震是孤立的么？还会有更大 的地震发生么？这些问题与我们的生产生活密切相关，特别是对大震后的应急救援和生产 恢复都起着重要的作用。要想弄清这些疑惑，就要了解地震序列的相关知识。本章我们就 给大家介绍地震序列的相关知识。随着地震学的发震，和地震资料的积累，使人们了解到地震发生，从时间上和空间上 的分布来看，地震的发生都是不均匀的，因此，每个地震活动区都是各有时、空分布特征， 表明其地震活动性。若将一个活动区内，不论地震大小，按其发生时间的先后，排列起来， 作为序列，便显示出地震活动是不连续的，在活动期后，又有平静期相间，间隔时间也不 相同。早年由于观测技术比较简陋，只有较大地震才得到人们的观测到，比较小的地震遗 漏很多，因此，各地地震序列(Earthquake sequence)的构造情况，很不清楚，常被一些大地 震掩饰，除有震期与无震期外，不知其他。后来观测技术发展了，人们逐渐知道大地震前 后，有许多不同震级的小地震，组成各种形式的序列。4.3.1 活动期间地震序列的结构在一次地震活动期间，地震发生的数目很多，其中震级最大的地震称为主震，主震发 生之前通常有不少小地震发生，这些小地震就组成了前震序列，主震之后，会有大量的地 震发生，这些地震就组成了余震序列。人们将前震、主震、余震，视为一次地震活动，称 为地震序列，各地震序列的活动时间长短不一，有些大地震可持续若干年，仍属于一次活 动，构成同一期的地震序列。余震时间较长，余震停止后便转入地震平静期，需经过较长 一段时间，才能孕育下一次地震活动期，在活动期间，地震虽然很多，但震中分布，主要 集中在主震周围百十公里之内，形成地震活动区(或震中区)。大规模的继续活动，一般不 在原地重复，其时间和空间的间隔，取决于地震地质条件。下面就有关方面分别来谈。地震序列是以前震开始的，前震一般为数不多，其与主震爆发时间和震级，未见有何 规律性的联系。人们怀疑前震事件之所以少，可能由于观测不到，若震中附近布有观测台 网，情况也许不一样。例如1964年3月28日阿拉斯加地震(M=，可以肯定的前震，只有一 次，而1964年3月5日新西兰地震(M=级)，从2月1日始至主震爆发，共发生前震50个， 后者在震中附近有分布适宜的观测台网。主震(Main Earthquake )是整个序列活动中最强的地震，一般是单发的，也有连发的，即 震级相近的大地震接连发生几次，例如 1966 年 3 月，邢台发生 级地震后，又来一个级地 震；1960 年 3 月 22 日，智利南部接连发生 8 级以上地震 3 次。值得注意的是前震 (Pre-earthquake )与主震之间常有一段活动间歇的时间，往往这段时间是作地震短临预报的关 键，如我国的海城地震。主震之后，余震(Post-earthquake)紧接着开始。余震的数目比较多，持续时间也比较长，形成有规则的序列，余震的产生问题引起人 们很多讨论，一般的认为：由于地壳不是完全的弹性体，主震不能将前此积蓄的大量弹性 应变能一下释放完全，其剩余部分就在弹性应变的恢复、调整平衡的过程中陆续以余震的 形式释放，故余震，在某种意义上可说是主震的继续。持续的时间常常是长短不一，又因 地壳岩石的组成不均匀，大破裂的周围必然有各式各样的尚未稳定的伤痕，继续破裂，渐 渐趋于平稳，因此，余震震中的分布，震级的大小，次数的多少等情况很复杂。余震活动 的形式，受震源区地质构造的影响，有一定地区性的差异，正常情况的总趋势是初期很强 烈，急剧下降而逐渐衰减。日本的大森最早得出余震的衰减率，可写成AN =()1 + ct式中N是一定时间间隔内(一小时，一天)超过某一震级的余震数，A和c是常数，t是距 离主震发生的时间。实际上是余震活动的次数循双曲线衰减，而不是按普通衰减规律，以 指数衰减。当然，单从发生的次数上考虑，不能完全代表余震活动的衰减，须与急剧下降 的震级联系起来考虑，才能比较确切地说明衰减的情况。后来宇津德治(1957)又根据大量新 的观测资料将大森公式修改写为A(1+ ct) P也没有改变其基本性质， p 很接近于1 ，以我国若干大地震的余震序列为例，除1966年邢 台地震衰减特别慢之外，其余的 P 值都在至之间。4.3.2 余震当强烈地震发生后，人们最关心的问题是还会有大地震发生么？有关强余震的研究和 我们的日常活动有着密切的联系。比如对强余震的预报是破坏性地震现场应急工作的重要 任务之一。成功的强余震预报会使处于灾难与惊恐之中的灾民保持安定的情绪对防灾救灾 起着重要的作用。下面我们就从余震的产生、余震的物理模型及解释和余震预报几个方面 来给大家介绍一下余震。从震级和能量关系公式来看，地震释放的能量是很大的。如此大量的能量，必然是长 时间在震源区地壳岩石之中积累的应变能或某种形式的位能。地壳是具有弹性的，其情况 和弹簧差不多。当一根弹簧积累位能至于不能再承受时则发生突变，将所蓄位能转化为动 能反跳出来，这时，若为地壳岩石，就是发生地震。实验证明，弹簧不能一下复原，而有 所谓弹性后效，须经过一段时间，慢慢地才回复到新的平衡位置。这套过程与地震的余震 情况颇为类似。主震一般在很短时间内即使过去，随后就是弹性调整阶段，由于地震的影 响区域相当大，其宽与长大者可至数百公里，故即使岩石的凝聚性很好也很难于短时间内 完成弹性复原。复原的迟延主要是因为物质的弹性不完全，有塑性成分，产生弹性后效， 在其作用下，震源地区的地壳形变继续在进行，人们称之为蠕动。在地震现场，常可看到 已破裂的地面又有新的微小破裂穿杂于其上，表明运动没有完全停止。蠕动使许多破坏尚 未完全完成的地点继续累积应变，到了阻抗不能承受时又发生破坏，便成第一个余震，其 他不稳地点也是如此，接二连三地重复发生，成为余震序列。余震在初期来势较猛，随后 逐渐小弱直至剩余应变不能再胜过其剩余阻抗为止。需要注意的是，在弹性复原的后期调 整过程中，原使主震发生的构造动力仍然起着一定作用，在适当的条件下，有的地点可以 积累较多的能量，发为后期的较大余震。关于余震的产生理论还有许多的物理模型及解释，下面我们在列出其中的三个：第一 种模型：认为主震后，震源区存在残留的能量E,作为余震逐渐被释放。第二种模型：认为 余震区被分为许多部分。具体的说，例如存在各种大小的小断层。伴随主震的发生，将出 现应力和破裂强度（断层的摩擦）的再分配，会到处产生局部应力增加或强度下降的部分。 这些部分如晚一些发生破裂，就是余震。第三种模型：是结合岩石的蠕变来考虑的。认为 余震的频度与由于主震而应力被解除后的岩石应变的恢复速度成比例的。这些模型都对余 震的产生做出了一定程度的解释，但也存在着自身的缺点。下面我们来看看对震后趋势的快速准确的判定在我们生活中发挥的巨大作用。2009 年4月6 日 22时 22分，安徽省合肥市肥东县粱园镇境内发生级地震，震中区震 感强烈，合肥地区普遍有感，未造成人员伤亡和其他灾情。 虽然只是一次级的小地震，但 谣言四起，引起人们群众的普遍不安和惊慌。特别是在汶川大地震之后,民间流传李四光曾 经预言中国有 4 个城市将发生大地震，现在其他 3 个城市都震了，就剩郯庐地震带。所以 这次地震虽小，却让安徽省合肥市的 300 余万人寝食不安。民间流传的所谓李四光曾预言4 个城市将会有大地震发生，事实上李四光只指出过我国的主要地震带，并不是说地震带上 某个确定的城市就一定会发生大地震。在地震发生后，省地震局专家马上对此次地震进行 了研究，研究结果认为近期震中及周边地区发生更大地震的可能性不大。并在地震发生后 两个半小时后，通过手机短信形式向当地群众告知专家的研究结果“4 月 6 日 22 时 22 分，肥东县发生级地震。据专家分析，近期震中及周边地区发生更大地震的可能性不大， 敬告广大群众不要惊慌，保持正常的工作和生活秩序。 ”据介绍，此次合肥市及地震周边地区共有 102 万手机用户接收到这一信息。结果平息了这场谣言，消除了人们的恐慌心理， 恢复了正常的生产秩序。可见弄清楚余震发生的原因及了解其相关知识，对某次地震后的趋势的快速准确的判 断，对我们日常的生产生活影响是巨大的。4.3.3 前震、余震与主震的关系前震、主震和余震作为一个地震事件来看，主震是主导的，前、余震之多少、大小都 与主震有关。人们试图总结前震活动的特征，找到预报主震的规律，这是可能的。有不少 震例表明，主震的震中位置是从前震发展过来的，例如1960 年智利地震，如图，前震先在 主震的北面发动，待主震发生后，余震才往南扩展，整个活动面积长达千余公里。一般能够观测到前震的地震不多。即使主震发生在微震观测网之内的6-7级左右的浅源地震，也有连微小地震也没有记录到的情况。1 I主震与最大前震的震级差从接近0到6以上，可见其分布范围是很大的。至于它的平均值大小，几乎是没有意义的。在时间上，有主震前几分钟才发生的例子，也有活动连续几个月直至主震发生的例子。主震带有前震的比率，存在着地区差异。若发生浅源大地震，紧接着就在震源周围发生许多余震。余震震源与主震震源是不一致的， 图 1960年智利地震主震前后33小时前 它分布在包括主震在内的某一范围内。发生余震震中分布图余震的区域叫做余震区。一般情况下，主震的震级越大，余震区就越大。当出现地震断层 时，若精确地确定许多余震的震源，就发现余震往往集中在断层附近或断层一侧。发生浅源地震时余震多。出现地震断层时，余震通常分布在深0-10公里左右的范围。 发生深震后虽然几乎观测不到余震，但有时也带有相当数量的余震。因此，不能说余震完 全是地壳内的现象。虽然兴都库什地震（1965）的深度为210公里，但观测到几百次余震余震活动的总趋势是愈来愈弱，但衰减曲线不是平滑的，而是波浪式下降的，后期发 生的大余震就是这种波浪式的突出表现（满足大森定律，见上文或式）。大余震一般紧接着 主震后不久发生，最大震级约低于主震级左右（B th定律），还有些地区，余震序列比较短, 其余震的最大震级也相对地较小，这些是根据部分地震情况总结的初步经验，对于特定的 地震还需要具体问题具体分析。此外还有异乎寻常的地震序列，称为地震群。在一个很长的序列中出现的大小不同的 地震，找不到主震（即没有震级相对较为突出的地震），只是群集的系列分布。这类活动多 发生在新老火山地区。地震群亦有大小，大者持续时间很长，每日震动以百计；最著称的 是日本松代地震群，持续两年多，每日震动最多达700 次。习题一、填空题1、 地震基本参数有发震时刻、。2、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拾震器，分别安装在和，另外一个性能相似拾震器，安置在侧边，构成一个完整的拾震系统。3、 MS震级不能用于地震，因为深源地震不能激发显著的。4、一次5 Mt级的核爆炸（如1971年阿拉斯加（Alaska）阿姆契特加（Amchitka）的核爆炸），其能量为J,相当于一次M S= 级地震。5、在一次地震活动期间，地震发生的数目很多，其中震级最大的地震称为，主震发生之前通常有不少小地震发生，这些小地震就组成了序列，主震之后，会有大量的地震发生，这些地震就组成了序列。6、 发生余震的区域叫做区。一般情况下，主震的震级 ，余震区就 。7、 我们由弹性回跳理论可知，地壳物质是弹性的，地震的发生也即地 的突然错动，也即断层两侧的回跳一一跳回到各自的。8、 在地震图上显示的不同或不同的地震波组称为。9、 震源距是指 到的距离，震中距是指到的距离。震源深度即到的距离。10、 地震波最初从地球内的一点发出，这点就叫做，位于地球表面的恰又位于该点之上那点称为。二、简答题1、谈谈描述地震的参数有哪些及其意义？2、我们从震相报告中可以获得哪些参数？3、发震时刻如何测定？4、什么是地震序列？有哪些组成？5、一个7级地震的能量有多大？相当于多少TNT炸药？若用千瓦时来衡量又是多少?6、谈谈余震是怎样产生的？