震央距

震央距（英语：epicentral distance），是指震央至某一指定点的地面距离^[1]。一般地，规模相等的地震，震央距越小，地震造成的破坏越重。反之，随着震央距的增加，地震造成的破坏逐渐减轻^[2]。由于较早年代设计的地震仪的限制，一些地震度量在观测点的震央距超过一定范围便开始出现误差^{[注 1]}。在地震学中，远震通常用°（度）作为单位^{[注 2]}，而近震则使用公里作为单位。但无论远近，都使用Δ作为符号表示震央距。

测量方法

S－P时差法

即使某次地震的震源深度很深，它仍然可以拥有一个极短的震央距^[5]。在测量震央距较小的地震的震央距时，首先要量出P波初动的读数，然后确认S波的到达^{[注 3]}。根据P波和S波的到时差，在走时表上查出震央距Δ的数值^[6]。

其它方法

如果震源非常远，即震央距离大于105°^{[注 4]}时，就不能根据S－P时差法确定震央距离了，而必须采用P、PKP、PP、SKS、PS等波来确定震央距^[6]。

与地震度量的关联

近震震级的定义

1935年，在没有成熟的地震度量的背景下，两位来自美国加州理工学院的地震学家查尔斯·弗朗西斯·里克特和宾诺·古登堡为研究美国加州地区发生的地震，设计出近震震级的地震度量^{[注 5]}。为了使结果不为负数，里克特定义在震央距为100公里处之观测点地震仪记录到的最大水平位移为1微米（这也是伍德－安德森扭力式地震仪的最高精度）的地震作为0级地震。按照这个定义，如果震央距为100公里处的伍德-安德森扭力式地震仪测得的地震波振幅为1毫米^{[注 6]}的话，则震级为3级。虽然里克特等人尝试使结果不为负数，但由于近震震级规模并没有明确规定上限或下限，现代精密的地震仪经常记录到震级为负数的地震^[7]。并且由于当初设计里氏地震震级时所使用的伍德-安德森扭力式地震仪的限制，近震规模ML若大于约6.8或观测点的震央距超过约600公里便不适用^[8]。

面波震级的计算

震央距是计算面波震级的重要参数之一。计算面波震级的方程式为：

$M=\log _{10}\left({\frac {A}{T}}\right)_{\text{max}}+\sigma (\Delta )$

其中，A表示面波中最大质点位移（两个水平位移的向量和），单位为微米；T表示对应的周期，单位为秒；Δ表示震央距，单位为度；σ(Δ)是量规函数。一般地，量规函数的表达式为：

$\sigma (\Delta )=1.66\cdot \log _{10}(\Delta )+3.5$

根据GB 17740-1999，两个水平位移必须是在相同时间或八分之一个周期内测量，如果两个位移有不同的周期，必须使用加权总合^[9]。

$T={\frac {T_{N}A_{N}+T_{E}A_{E}}{A_{N}+A_{E}}}$

其中，A_N表示南北方向的位移，单位为微米；A_E表示东西方向的位移，单位为微米；T_N表示对应A_N的周期，单位为秒；T_E表示对应A_E的周期，单位为秒^[10]^[11]。

由此可见，不同震央距选用的地震面波周期值均不相同。一般地，可参照下表选定周期值^[9]。

不同震央距(Δ)选用的地震面波周期(T)值
Δ/°	T/s	Δ/°	T/s	Δ/°	T/s
2	3～6	20	9～14	70	14～22
4	4～7	25	9～16	80	16～22
6	5～8	30	10～16	90	16～22
8	6～9	40	12～18	100	16～25
10	7～10	50	12～20	110	17～25
15	8～12	60	14～20	130	18～25

面波震级的大震速报

除计算面波震级外，研究近距离内（Δ≤15°）体波衰减特征及M_B与M_S更好的换算关系，是提高用体波震级M_B速报大震震级经度的有效途径。这对于开展研究短周期仪DD-1和VGK等记录测定体波震级M_b也是一项有意义的定量化工作^[12]。

与震央的关联

三边量测法（英语：Trilateration）示意图。计算震央的具体做法是，分别以三个台站为圆心，以各自求得的震央距按相应比例作半径在地图上画圆。然后，将每两个圆的交点连接，三条弦的交点即为所求得的震央，再换算出经纬度。

20世纪以前，测定震央的方式一般为几何中心法。20世纪开始，在地震仪等仪器技术逐步趋向于成熟后，便诞生了单台测定法和台网测定法。三者相比，由于地壳构造的不均匀性对地震射线传播的影响，台网测定法的精确性最高^{[注 7]}，几何中心法的精确性最低^[1]^[13]。

几何中心法

20世纪以前，在没有仪器记录时，地震的震央位置都是按破坏范围而确定的宏观震央，它是极震区（震央附近破坏最严重的地区）的几何中心。由于无法确定极震区的精确范围，通常会造成误差^[14]。

单台测定法

由于各种地震波在不同地区、不同深度传播的速度都是不一样的，波速快的或走直径的^{[注 8]}先到达测站，其后陆续有其他波到达，这就产生了时间差。将震央距、震源深度和记录到的各种波的时间差，就可以编成适合各地使用的时距曲线及走时表。在某地发生地震时，分析员从地震记录图上量出该地震事件的各种波^{[注 9]}的时间差，对照已编好的走时表或套用公式计算，便可得出震央距。随后便需要确定方位角。将两个水平方向的初动振幅化为地动位移，用三角函数便可求出方位角。当方位角和震央距都求出来后，便能够轻松找到震央位置^[13]。这种方法便称之为单台测定法^{[注 10]}。

台网测定法

当至少三个地震测站计算出震央距时，便可通过三边量测法（英语：Trilateration）确定震央的位置^[15]。这种通过仪器测量出的震央一般称之为微观震央的方法被称为台网测定法^[1]^{[注 11]}。具体做法是，分别以三个台站为圆心，以各自求得的震央距按相应比例作半径在地图上画圆。然后，将每两个圆的交点连接，三条弦的交点即为所求得的震央，再换算出经纬度^[13]。

其它用途

地震分类

在地震分类上，震央距也发挥着自己独特的作用。同一个地震在不同的距离上观察，远近不同，叫法也不一样。根据震央距，地震可分为三类^[6]：

地方震（英语：local earthquake）：Δ＜100km
近震（英语：near earthquake）：100km≤Δ≤1000km
远震（英语：distant earthquake）：Δ＞1000km

震相研究

震央距不同，由于受到震源、震源深度及地震射线的传播综合影响，反映在地震记录图上震相表现的形态亦不相同。因此，随着震央距的不同，地震参数的测定也就不同。已知观测点的震央距，就可以较为轻松地分辨复杂而各异的震相，一般根据记录图上地震记录的总情况加以判断。地震的大小、远近、深远各有明显的特征。震源越近，震动的持续时间越短；震源越远，则持续时间越长^[6]。

注释

^ 如近震震级在观测点的震央距超过约600公里便不适用^[3]^[4]。
^ 一般地，1°＝111.1公里。
^ S波在长周期水平向仪器上是第二个比较清楚的震相，而在短周期垂直向仪器上则不太明显。
^ 或11666.7公里左右。
^ 这个地震度量也称为“里氏地震震级”。
^ 即10³微米。
^ 尤其是发生在地震台网范围内的事件。
^ 即直达波。
^ 常用P波和S波。
^ 亦有学者称之为“方位角法”^[13]。
^ 亦有学者称之为“交切法”或“几何法”^[13]。

参考文献

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[5] 如近震震级在观测点的震央距超过约600公里便不适用^[3]^[4]。

[6] 一般地，1°＝111.1公里。

[8] S波在长周期水平向仪器上是第二个比较清楚的震相，而在短周期垂直向仪器上则不太明显。

[10] 或11666.7公里左右。

[11] 这个地震度量也称为“里氏地震震级”。

[12] 即10³微米。

[19] 尤其是发生在地震台网范围内的事件。

[22] 即直达波。

[23] 常用P波和S波。

[24] 亦有学者称之为“方位角法”^[13]。

[26] 亦有学者称之为“交切法”或“几何法”^[13]。

[yzd-1] 1.0 ^1.1 ^1.2 阎志德. 地震参数的测定. 山西地震. 1981, 4: 3–4.

[2] 宇津德治. 烈度一震中距一震级之间的关系. 地震学会讲演予稿集. 1983, 2: 206 （日语）.

[3] Measuring the Size of an Earthquake. United States Geological Survey. [2017-10-18]. （原始内容存档于2017-11-08）.

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