地震觀測

公元138年，中國東漢時期的科學家張衡設置在洛陽的一台候風地動儀檢測到了一次發生在甘肅省內的地震。這是人類歷史上第一次用地震儀器檢測到地震。 ^[1] 

1889年英國人米爾恩（J.Milne）和尤因（J.A.Ewing）安置在德國波茨坦的現代地震儀記錄到了發生在日本的一次地震，獲得了人類歷史上第一張地震圖。

以後的幾十年中，地震觀測水平有了很大提高20世紀60年代初期開始，美國海岸和大地測量局（USCGS）設置了包括120個分佈在世界各地的標準化儀器台站，稱為世界標準地震台網（WWSSN）世界多地震的國家也陸續建立了各種尺度的地震台網。全球範圍內，由國際地震學中心收集和整理來自世界各地約850個地震台的觀測數據，用計算機測定地震基本參數，並編輯出版國際地震中心通報（BISC）。

1949年中華人民共和國成立後，幾個多地震的省份都設立了區域地震觀測網，全國已有20多個基準台參加了國際地震中心的資料交換。

為了研究某一地區的地震活動，可佈置一個區域台網，由幾十個至百餘個地震台組成，各台相距數公里，或幾十至百餘公里。各台檢測到的地震信號多是用有線電或無線電方法迅速傳至一箇中心記錄站，加以記錄處理。對於某些特殊任務，例如地下核爆炸的偵察，可佈設一個由幾十個地震台組成的、排列形式特殊的台陣，使台陣對某個方向來的地震波特別敏感，並抑制噪聲。為了研究大震的餘震，或為在預期將發生地震的地區觀測前震和主震，還可佈設一個由10～20個地震台組成的臨時台網或流動台網。各台所收到的地震信號多是用無線電方法傳至一個臨時記錄中心加以記錄，或在各無人管理的地震台上用慢速磁帶記錄。地震活動平息後，即可轉移到其他地區進行觀測。一般認為，研究全球的地震活動應每隔1000公里左右就設置一個設備較完善的地震台。

獲得地震圖後，就可依據地震波形及其到時來測定地震參數。在對地震圖進行分析處理時，首先要根據波形特徵和波動持續時間來判斷該地震是屬於地方震、近震，還是遠震或極遠震。其次根據面波是否發育來判斷該地震是屬於淺源地震，還是屬於中源或深源地震。在此基礎上較易於正確地識別各震相。

由多年觀測的數據，可把從已知地震的震中至已知地震台的距離 （震中距）和各震相從震源傳播到各地震台所需的時間（該震相的走時）編列成走時表或繪成一組走時曲線。當發生一個新地震時就可利用某兩種波的走時差來求得震中位置。

例如，P波的傳播速度比S波快，因此P波同S波的到時差愈大，震中距就愈大，即地震愈遠。量得了這個到時差S－P，就可以從走時表或走時曲線上查出震中距。另外，把記錄到的P波的3個分量的振幅（P波最先到達，且最清楚）除以儀器的放大倍數，折算為地動位移的大小；將3個分量合成地動矢量，即可判明地震波傳來的方向。有了距離和方向，即可定出震中位置。僅用一個台的數據所定的震中位置很不準確，如果用許多台的數據則精度可以提高。

例如採用3個台的數據，可以求得3個震中距，以3個震中距為半徑，以各台為圓心，則所作的3個圓相交於一點或近似相交於一點，這點即為震中。在較近的距離，還有其他震相可以利用，作圖方法也有許多種。震中距超過1000公里時，便不能把地面視作平面，而必須考慮地面的曲度，必須用球面三角方法來計算震中位置。

上述作圖方法雖然直接、簡單，但對遠震則很不適用，特別是方位如有微小誤差，在遠處就可能引起很大的誤差。常用的方法是先假定一個大致的震中位置和震源深度，由此計算出地震波從震源傳播至各地震台的走時，並與實際觀測值相比較，然後對假定的震中位置和震源深度略加修正，再重複上項計算，如此迭代直至誤差小到令人滿意為止。此法能盡多地利用各台站的觀測數據，所得結果較準確。

地震觀測系統中的計時工作稱為時間服務。必須準確地測定地震波各個震相的到達時刻，並在記錄地震波形的同時記錄下來，才能對地震作進一步的研究。為此，要通過一定的裝置使記錄器同一個計時器相接，在地震圖上記下秒號、分號和時號。以前地震台上計時是使用機械鐘，多采用石英鐘，每日誤差不超過幾毫秒或幾十毫秒。地震台上還備有無線電接收機，按時接收無線電台或人造衞星上發來的標準時刻信號，對台上的時鐘加以校準。

一般計時和計算日序都使用世界時，通用世界協調時（UTC）。為了監測某一地區的地震活動，並同當地生活日程一致，可以使用地方時。但國際上交換資料時應一律換算成世界時。

如果是近震可用作圖法測定。從震源到地震台的震源距離 D同S波與P波的到時差S－P成正比。其比值叫虛波速度，即在該區域內S波速度的倒數同 P波速度倒數的差。在不大的範圍內其值尚穩定。倘若共有3個台觀測到某地震，就可以此3台為中心，以此3台所測到的S－P乘以虛波速度為半徑，畫3個向下的“半球面”，此3個“半球面”相交之點即為震源。其深度可用簡單平面作圖法求得。如為遠震則不能用此法。遠震發出的波有一部分P波從震源直接傳至地震台，另有一部分P波先近乎垂直地傳至地面，經反射後再傳至地震台，名pP波。因pP波與P波的到時差是震源深度與震中距的函數，由此即可計算震源深度。當這類震相辨認不清時，測定震源深度即很困難。

地震的大小或強弱以震級表示。地震愈大，地震的震級數愈大。地震儀上所記到的地動位移振幅除同地震震級有關外，還同震中距、儀器的自然週期和放大倍數、儀器的安置方式、地震波的傳播途徑以及台站的地質條件等有關。

傳播途徑和台站地質條件的影響常視為一種固定的改正值；儀器的性能和安置也是不輕易改變的，故從地震圖上量得地震波的最大幅度（及地震波的週期）以後即可計算震級。

近震多是用短週期儀器記得的，測其 S波的最大振幅，除以放大倍數（摺合成地動位移，以微米計），取其常用對數，再加上改正值即得近震震級，以ML表示。對遠震則多是測量週期為20秒左右的面波振幅（地動位移，單位為微米）除以地震波的週期，取其常用對數，再加上與震中距有關的常數，即得面波震級，以MS表示。對深源地震因其面波不發育，計算P波或S波的水平分量的主振動振幅（地動位移，以微米計）和其週期之比，取其常用對數，再加上同震中距有關的常數而得到體波震級，用表示。這3種震級（ML、MS、）的定義不同，其間有系統性差異。

基本作用理論又叫作用現象理論。這一理論強調：○1作用是現象，作用現象的量叫作用量，力是作用速度；○2動量生成作用量；○3相對動量生成相對作用量；○4運動物自身的動量是控制其自身運動的作用量，記為A0；○5在碰撞現象中，作用物相對於受作用物運動的動量等於作用量，記為A；相對於作用物，受作用物獲得的動量增量等於實作用量，記為AT；○6受作用物的運動受初始作用量（又叫它自身的初動量，也叫控制它自身運動的初始作用量）A0和它接受外界作用獲得的實作用量AT之向量和。即，設作用物的質量是 m，它的運動初速度是v，它在外界作用中獲得的實作用量是AT，那麼，控制它運動的作用量是

A=A0+AT=mv+AT.

若它受的外力是 F，它運動和受作用的時間是t，那麼，控制它作曲線運動的作用量是

A=A0+Ft.

虛實作用理論強調：○1作用由虛作用和實作用兩部分組成。物質受作用叫實作用，空間受作用叫虛作用。佔有空間、出讓空間、躲閃、屏護等現象是虛作用，衝撞、阻擋是實作用。○2虛作用量AF等於虛度E與作用量A之積。○3實作用量AT等於實度T與作用量A之積。○4虛度是説明受作用物的軟弱、鬆散、可動、可侵、可變等狀態特徵的自然參數；實度是説明受作用物剛強、堅固、不可動、不可侵、不可變等狀態特徵的參數。○5由自然的對立統一規律所決定，虛度E和實度T之和等於1.但是，虛度和實度兩者相互對立，分別反映物體性質的正反兩個方面。○6虛作用和實作用也具有對立統一規律。因此，虛作用量AF與實作用量AT之和等於作用量；虛力FF=AF/t與實力FT=AT/t之和等於力F.

根據作用學，力學中的合力、阻力（反作用力）和力與作用學中的虛力、實力和力存在統一關係。作用在受作用面上的合力等於受作用面受的虛力，作用在受作用面上的實力等於受作用面受的阻力（作用物受的反作用力）的負值；作用面受的力在力學中與在作用學中的含義相同。在具體問題研究時，我們可以將受作用體看作是一個受作用面。

為了消除相對性問題，作用學強調物質關係變化的觀測研究。

設 m1和m2分別是兩地質體的質量，d0是兩者間的初始距離，l1和l2分別是兩者的地殼運動距離，其中，l1=v10t+a1t2/2=v10t+F1t2/2m1，l2=v20t+a2t2/2=v20t+F2t2/2m2，則有 m1與 m2間的物質關係變化量為

△φ=△m1m2r=m1m2(dt-d0)=△m1m2l

=m1m2（l2-l1）=m1m2∫0t[（v20+∫0tF2dt/m2）-（v10+∫0tF1 dt/m1）]dt

控制兩者關係變化的“力”是F=m1m2a=m1F2-m2F1.但實際上，F根本不是力，只是關係變化加速率。如果地球質量是 M，那麼，其部分m1和m2與地球間的關係距離增量分別是

△R1=R1t-R10，△R2=R2t-R20,

兩者之差等於部分與部分之間的關係增量，也等於兩者的運動距離之向量差，即

△R2-△R1=dt-d0=l2-l1=∫0t[（v20+∫0t F2dt/m2）-（v10+∫0t F1 dt/m1）]dt

由此可知，地球內的物質關係變化與巖體運動是相互統一的。

地震行為實際上就是地質體受作用面上的個質點的振動向四周傳遞而成為地震波的波動行為。而地震預測是尋找引發地震的受作用面（或受作用體）、並確定其形成的時間、預計其震動的幅度大小。

設任意兩個地質點間的距離增量是△d=dt-d0，根據物質關係理論，關係變化速度

U=（v20+∫0t F2dt/m2）-（v10+∫0t F1dt/m1）

就是地殼運動速度，該方程就是地殼運動方程。當兩地質點間距變化經歷了漫長的微變後突然發生鉅變，進而形成地震，此時，該方程就是地震運動方程。根據波動與作用間的關係

Y=∫x/ut（v+∫x/utRdt/ρ）dt

（式中，ρ表示波前質點的質量；x是ρ與波源之間的原始距離；t是波動時間；u是波的傳播速度；R 是ρ受的彈性阻力），得波前質點的波速 U與質點運動初速度 v、所受阻力R之間的關係式

U= v+∫x/utRdt/ρ.

在地震發生前，地震波前和地震波源質點的運動速度

U= v+∫ x/u t Rdt/ρ

值趨近於零，地殼處於相對穩定狀態，只有當

U =v+∫ x/u t Rdt/ρ

突然劇增到極大值時，地震才會發生。地震發生在震源，然後以被動波的形式向外傳遞。式Y=∫x/ut（v+∫x/utRdt/ρ）dt就是地震波的傳遞方程式。在地震傳遞過程中，波前面出現變形，其變形方程式是

△V=∫∫Yds=∫x/ut[（v+∫x/utRdt/ρ）dt]ds.

雖然地震總是突然發生的，但與震源有關的地殼物質和空間在地震前都會經歷從緩慢變化到急劇變化的過程。地震觀測就是觀測地震發生前後發生在各地區的物質與空間智關係變化現象。通常，地殼物質運動或地震，都遵守行為方程，即，地震質點的運動動量行為，等於它所受的一切實作用量的向量和。

作用學的變形與抗變形理論

為使地震觀測方向明確和觀測數據有實用價值，作用學建立了變形、抗變形與作用之間的關係理論。作用學認為，變形量與作用量之間存在直接關係。有何種作用，就有何種變形。地殼運動與地殼變形都受地質作用控制。地殼變形與其控制作用之間的一般關係式是

△X =∫ 0 t(F+∫ 0 t R dt)dt/m= ∫0 t EAdt/m.

式中，F為驅使地殼變形的主動作用力； R是所有因F作用而生的反向作用力之向量和； m是作用物的質量，A=Ft；E是變形巖體的虛度，反映巖體的可變性能，與實度 T相反，T=1-E反映巖體的不可變性和抗變性。

要進行地震預測，我們必須進行地震觀測。要進行地震觀測，首先必須明確地震觀測的基本任務，首先必須明確我們應該觀測什麼。根據作用學，地震觀測至少需要確定力、阻力和虛力中的兩個力和一個虛度或實度參數。即，只要能測到力、阻力和虛力三個量，我們就可以進行地震預測。因為，對地震預測最有用的是虛度和實度參數。當作用面或地質體實度很大、虛度很小時，地殼穩定不動，不發生地震；當作用面或地質體實度逐漸變小、虛度逐漸變大時，它便處於地殼運動狀態，地震便趨向發生。在實度突然變為極小值、虛度突然變為極大值的那一瞬間，便是地震發生之時。而，虛度等於虛力與力之比，實度等於阻力與力之比的負值。

○1力值的測定　在實際觀測中，地質體受的主動力不易測定，而地殼質點受的合力可以測定。即，根據牛頓定律，通過測定質量ρ、運動距離增量l、運動時間t來確定合力值。其數學表達式為

FF =ρd2l/dt2或FF=md2l/dt2.

若能通過對地質體周圍物質和空間的動態變化來確定地質體受的驅動作用合量值，就可以獲得我們所需要的虛實度參數值。即，

E=FF/F，T=1-E.

根據作用學，我們可以將所用通過地質體所在空間運動的物質相對於地質體運動的瞬間動量之合量看作是該地質體受的合力。根據力學，這個合力就等於地心引力、周圍各天體的引力、自傳慣性力、陽光照射產生的衝擊力、大氣壓力、風流衝力、大氣降水、地表水體、地下降水、河流等的作用力、它地質體運動產生的作用力等等的合量。

○2震中異常點的觀測確定　地震發生有特定地點，但這種地點並不是固定地點。因此，地震觀測必須在大區域範圍、全方位進行。通過觀測整個地表的差異運動，可以確定突發地震震中的地殼異常帶。這項工作該怎樣進行還得依賴於現代科技與當代科學家。

○3引震質量的確定　引震質量是指由相對平靜到突然運動的地質塊體的質量。如在岩漿熱力與上湧壓力作用下突然上升運動從而引發地震的地殼部分的質量就是引震質量；突然破裂、下沉運動、引發地震的深大斷裂上盤的質量也是引震質量。在地震發生前後，引震質量逐漸從地殼整體中分離出來，並獨立運動、呈現出明顯的運動異常。通過大區域、全方位地連續觀測，我們在地震即將來臨之前，可以確定其質量。引震質量位於震中區，不僅通過確定引震質量可以確定地震震中，而且，其質量的大小直接關係到震級的大小，通過引震質量的確定還可以確定震級大小。因此，觀測確定這個質量很重要。

另外，引震質量是否突然運動還受其周圍空間條件控制，觀測中掌握地殼的物質分佈狀態和其周圍的空間環境也是非常重要的。

根據觀測數據，我們可以通過繪製地殼運動等值線、分析其發展變化狀況來了解掌握地震可能發生的地點、時間與強度。根據作用學，

地震發生的時間是

t=(It-I0)/ （1-T）F；

地震的強度是

It=I0+（1+T）Ft.