地震是如何记录测定的

钟羽云

今年2月6日23时50分，台湾花莲发生6.5级地震，浙江省沿海部分地区有强烈震感。民众纷纷打电话到地震局询问，得知是台湾发生了6.5级地震后又问：“是里氏震级吗？”那么，大家知道什么是“里氏震级”吗？到目前为止，世界上发生的最大地震为1960年智利里氏8.9级。这又是为什么？要弄清楚这些问题，我们必须从认识地震仪开始。

模拟地震仪

公元132年，我国东汉时期的科学家张衡发明了候风地动仪，这是世界上第一架检测地震的仪器。候风地动仪内部中央立着一根铜质都柱，周围有八套牙机装置，外部周围铸着八条龙，按东、南、西、北、东南、东北、西南、西北八个方向布列。牙机由一对杠杆构成，负责龙口的开合。某处发生地震时，都柱便倒向那一方，触动牙机，使这个方向的龙张嘴吐出铜珠，落到与之对应的那个铜蟾蜍嘴里，发出“当啷”的声响，人们就知道那个方向发生了地震。

公元138年，设置在洛阳的候风地动仪检测到了一次发生在甘肃省内的地震，这是人类历史上第一次用机械装置检测到远处发生的地震。但是地动仪无法确定发震时刻，更无法测定震级。因此，从现代地震学的角度来看，候风地动仪并不能记录地震，不是地震仪。

第一台科学意义上的近代地震仪是意大利人切基于1875年发明的，其最根本的部分是传感地动的“摆”。它是一個可作为标准的、惯性较大的物体（例如一个很重的铁锤）。平常“摆”都是静止不动的，地震来时，地面和附近的房子发生振动，而“摆”不动，“摆”与地面间就产生了相对运动。这个相对运动可以用一套杠杆装置加以放大，或变成电信号。把这个电信号经过适当放大之后用检流计记录下来，就成为了地震信号。

从地震仪诞生以来，地震工作者便一直用它来观测地震。通过不断的改进和完善，近代地震仪的灵敏度可以达到10万倍数量级，已经可以记录到距离台站很远的小地震。虽然这种地震仪灵敏度很高，但动态范围不大，遇到大地震时就容易“出格”，即超过量程。然而，地面振动的幅度跨越大约8个数量级，振动频率跨越大约6个数量级，且地球产生的脉动在5～10秒有一个峰值（图1）。受到仪器制作技术的限制，地震学家只好在远距离记录大地震的低频率成分（大地震-远距离-低频率）或者在近距离记录小地震的高频率成分（小地震-近距离-高频率）。地震学家最终采用分别在0.01～0.1赫兹（长周期地震仪）和1～10赫兹（短周期地震仪）两个频率范围内来测量地面振动，以避开地球脉动“噪声”（图2）。地震工程师则主要关注引起建筑物破坏的近场强地面运动，他们着重于在近距离用低放大倍数的强震仪记录1～10赫兹的强地面运动。这就是为什么模拟地震观测时期记录地震的仪器含有短周期地震仪、长周期地震仪和强震仪的原因。

数字地震观测系统

为了克服动态范围小和频带窄的缺点，使地震仪既轻又小以便安装，地震学家做出了巨大的努力，并且取得了进展。一方面，通过对电路的改进，地震学家制成了反馈式电磁地震仪，使地震仪的频带展宽了。另一方面，随着微电子技术的发展，从20世纪70年代起，地震学家采用信号数字化的记录方式，制造出了用数字记录的地震仪。

与模拟记录相比，数字记录方式的信号质量提高了，动态范围变大了。模拟地震仪的动态范围只有50分贝左右，而数字地震仪的动态范围一般可以确保在90分贝以上。数字地震仪具有频带宽、分辨率高、动态范围大以及易于与计算机连接处理的优点，因此20世纪末开始，我国地震台网普遍采用数字地震仪。

地震参数及测定

最常用的地震参数是发震时刻、发震地点和震级，即我们经常说的地震三要素。这些参数是通过地震发生时产生的地震波信息测定的。

我们最熟悉的波动是水波。假如我们向池塘里扔一块石头，水面就会被扰乱。这个扰动由水粒的简单前后运动连续地传下去，从一个水粒把运动传给更前面的水粒。这样，以石头入水处为中心就会有波纹向外扩展。水波携带石头击打水面的能量向池边运移的现象，就能很好理解地震波的形成与传播原理了。

地震发生时，震源区的介质发生急速破裂和运动。这种扰动构成一个波源，波动向地球内部及表层各处传播开去，形成了地球连续介质中的弹性波，我们感受到的摇动就是由地震波能量产生的岩石震动。一般来说，具有不同振动性质和不同传播途径的地震波可以通过其到时、波形、振幅、周期和质点运动方式等特征进行识别。

测定地震参数时，我们首先要对地震波进行分析，根据地震波特征分别判别出纵波、横波、面波的到时、振幅等信息。然后，再根据纵波、横波的传播速度不同，通过它们的到时差计算出地震仪离震源的距离。接着，以该距离为半径、以地震仪为圆心画圆，就可以知道震中必定位于该圆周的某处。如果同时有3台以上的仪器记录到了该地震，则3个圆的交点处即是地震震中位置。实际上，地震发生在地表下的一定深处，要准确测定一个地震的震中位置和震源深度，最少需要4个地震台的记录资料。最后，根据测量出的地震波最大振幅，通过一定的计算，就可以测定出该次地震的震级了。

震级是用来描述地震大小（准确地说是地震释放的能量大小）的量度。早期，人们主要用地震造成的破坏程度来度量地震大小，这种度量就像是用炸弹造成的破坏程度来度量一颗炸弹的TNT当量。20世纪30年代，美国加州理工学院的地震学家里克特和古登堡共同制定了里氏地震规模。他们使用地面运动振幅的对数来标度震级的大小，用“标准”地震仪（一种特定的短周期地震仪），规定在距离震中100千米处观测点的地震仪记录到的地动位移最大振幅为10-3毫米的地震，相应震级为0级。

由于地球内部物质不均一，地震波传播中会产生一系列的折射、反射现象，产生频率成分丰富、特征各不相同的地震波，因此地震学家针对不同特征的地震波提出了不同的震级。常用的震级有：近震震级ML、面波震级Ms和体波震级Mb，这3种震级标度实质上都属于里克特-古登堡震级系统，也是我们通常所说的里氏震级系统。其它的震级标度都是以此为基础发展起来的。目前，人类记录到的最大地震为1960年智利发生的里氏8.9级地震。因为当面波震级达到8.5级时，会出现“震级饱和”现象（即当地震继续增大时，测量出来的震级数值不再增大）。

1979年，美国地震学家汤马斯·汉克斯和金森博雄提出了更能直接反应地震过程物理性质的矩震级Mw标度。这是一个绝对力学标度，避免了震级饱和现象，因此得到了越来越广泛的应用。目前，美国地质调查局网站上公布的地震参数就提供Mw标度。我国2017年修订颁布的《地震震级的规定》国家标准中，也增加了矩震级Mw的测定方法，并将矩震级Mw作为对外发布的首选震级。如果使用矩震级Mw标度，则1960年智利地震的震级为Mw9.5级，与面波震级Ms标度的8.9级，在数字上相差了0.6，原因是使用了两种不同的震级标度。

长期以来，地震学家一直相信这些震级之间是可以相互“换算”的，即“一个地震只能有一个震级”。但是这种统一是不可能的，因为地震具有复杂的频谱结构，而每种特定的震级都是针对一个特定的频段测得的。直到德国地震学家杜达把地震分成了“蓝地震”（即以高频为主的地震）和“红地震”（即以低频为主的地震），人们持续了近半个世纪的努力才得以终结。这也标志着人类对地震的认识又跨出了一大步。

在天上“看”地震的“张衡一号”

今年2月2日15时51分，我国首颗自主研发的地震电磁监测试验卫星“张衡一号”在酒泉卫星发射中心成功发射。“张衡一号”试验卫星的成功发射，表明我国具备了全疆域和全球三维地球物理场动态监测的能力，也使我国成为目前唯一拥有在轨运行的多载荷、高精度地震监测卫星的国家。

作为我国全新研制的科学试验卫星，“张衡一号”主要用于地球物理场探测和研究，是我国首颗用于观测与地震活动相关电磁信息的卫星。该试验卫星总重量约730千克，外形为边长约1.4米的立方体，设计寿命为5年，将运行于距地高度约500千米的太阳同步轨道。“张衡一号”试验卫星由平台舱、载荷舱、太阳翼等构成，搭载了3种类型的8台有效载荷，分别为探测空间电磁场的高精度磁强计、感应式磁力仪和电场探测仪;探测电离层等离子体的朗缪尔探针、等离子体分析仪、GNSS掩星接收机和三频信标机;探测高能粒子的高能粒子探测器。

“张衡一号”试验卫星实现每5天一次对地球上同一地点的重访，观测区域可覆盖地球南北纬65度内的区域，重点观测区域覆盖我国陆地全境和陆地周边约1000千米区域以及全球两个主要地震带。“张衡一号”试验卫星在轨运行的5年间，将以标准手段对全球7级以上、中国6级以上的地震进行电磁信息分析研究。通过大量的数据积累和震例分析，有望找到其中规律，为地震监测研究提供有价值的前兆信息，以填补我国从空间电磁环境方面开展地震学、地质学等相关研究的空白。

我们知道，地震是地球内部的活动，那么“张衡一号”试验卫星如何在天上“看”地震？

地震是由地壳运动产生的一种自然现象。地壳运动能切割地球磁力线，造成磁力线扭曲，或通过“摩擦起电”产生电磁辐射。一旦发生强烈地震，地球内部的电磁信息就会出现异常。研究表明，电磁辐射在向外传播的过程中，高频电磁波到达地表就被吸收了，而低频电磁波却可以一直向上传播，进入地面和大气层，从而被卫星接收到。因此，“张衡一号”试验卫星实际上就是在距地高度约500千米的太阳同步轨道上，接收电磁波往上传播之后带来的电磁辐射，以及由此造成的等离子体的变化状态，从而为地震机理研究、空间环境监测和地球系统科学研究提供天基平台和新的技术手段，为研究地震电磁电离层信息特征及机理提供新的途径，也將进一步推进我国立体地震观测体系的建设。

由此可见，“张衡一号”试验卫星肩负着三大科学目标。一是研究地震电磁电离层信息特征及机理，研发地震电磁电离层前兆信息提取方法;二是初步建立全球电离层和地磁场模型，研究地球系统各圈层的相互作用及其效应;三是推进空间天气预警、通信导航环境监测以及电离层物理和地球物理的科学研究。