[拼音]：dizhen guance

[外文]：sei ological observation

用地震仪器记录天然地震或人工爆炸所产生的地震波形，并由此确定地震或爆炸事件的基本参数（发震时刻、震中经纬度、震源深度及震级等）。地震观测之前有一系列的准备工作，如地震台网的布局，台址的选定，台站房屋的设计和建筑，地震仪器的安装和调试等。仪器投入正常运转后，便可记录到传至该台的地震波形(地震图)。对地震图加以分析，识别出不同的震相（波形），测量出它们的到达时刻、振幅和周期，就可以利用地震走时表等定出地震的基本参数。将所获得的各次地震的参数编为地震目录，定期以周报、月报或年报的形式出版，成为地震观测的成果，也是地震研究的基本资料。

公元138年，我国东汉时期的科学家张衡设置在洛阳的一台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地震仪器检测到地震。1889年英国人米尔恩(J.Milne)和尤因（J.A.Ewing）安置在德国波茨坦的现代地震仪记录到了发生在日本的一次地震，获得了人类历史上第一张地震图。以后的几十年中，地震观测水平有了很大提高。20世纪60年代初期开始，美国海岸和大地测量局(USCGS)设置了包括120个分布在世界各地的标准化仪器台站，称为世界标准地震台网(WWSSN)。世界多地震的国家也陆续建立了各种尺度的地震台网。全球范围内，由国际地震学中心收集和整理来自世界各地约850个地震台的观测数据，用计算机测定地震基本参数，并编辑出版国际地震中心通报(BISC)。

1949年我国成立后，几个多地震的省份都设立了区域地震观测网，目前全国已有20多个基准台参加了国际地震中心的资料交换。

为了研究某一地区的地震活动，可布置一个区域台网，由几十个至百余个地震台组成，各台相距数公里，或几十至百余公里。各台检测到的地震信号多是用有线电或无线电方法迅速传至一个中心记录站，加以记录处理。对于某些特殊任务，例如地下核爆炸的侦察，可布设一个由几十个地震台组成的、排列形式特殊的台阵，使台阵对某个方向来的地震波特别敏感，并抑制噪声。为了研究大震的余震，或为在预期将发生地震的地区观测前震和主震，还可布设一个由10～20个地震台组成的临时台网或流动台网。各台所收到的地震信号多是用无线电方法传至一个临时记录中心加以记录，或在各无人管理的地震台上用慢速磁带记录。地震活动平息后，即可转移到其他地区进行观测。

一般认为，研究全球的地震活动应每隔1000公里左右就设置一个设备较完善的地震台。

地震信号的记录方式主要有3种：

（1）可见记录　用一个与地震仪检波器相接的特制笔尖把地震信号记录在一张不停地向前运动着的纸上。用这种方式记录，观测者可以随时看到记录到的地震波形。

（2）照相记录　把地动信号先变成电信号，再送入一个镜式灵敏电流计中，供反射光点把地动记录在照相纸上。

（3）磁带记录　把地震信号用模拟或数字方式记录在磁带上。它的优点是体积小，容量大，便于保存、复制和携带。这种记录方式为用电子计算机处理地震图提供了极大的方便。

地震观测系统中的计时工作称为时间服务。必须准确地测定地震波各个震相的到达时刻，并在记录地震波形的同时记录下来，才能对地震作进一步的研究。为此，要通过一定的装置使记录器同一个计时器相接，在地震图上记下秒号、分号和时号。以前地震台上计时是使用机械钟，现在多采用石英钟，每日误差不超过几毫秒或几十毫秒。地震台上还备有无线电接收机，按时接收无线电台或人造卫星上发来的标准时刻信号，对台上的时钟加以校准。

一般计时和计算日序都使用世界时，现在通用世界协调时(UTC)。为了监测某一地区的地震活动，并同当地生活日程一致，可以使用地方时。但国际上交换资料时应一律换算成世界时。

获得地震图后，就可依据地震波形及其到时来测定地震参数。在对地震图进行分析处理时，首先要根据波形特征和波动持续时间来判断该地震是属于地方震、近震，还是远震或极远震。其次根据面波是否发育来判断该地震是属于浅源地震，还是属于中源或深源地震。在此基础上较易于正确地识别各震相。

（1）震中位置的测定　由多年观测的数据，可把从已知地震的震中至已知地震台的距离 Δ（震中距）和各震相从震源传播到各地震台所需的时间（该震相的走时）编列成走时表或绘成一组走时曲线。当发生一个新地震时就可利用某两种波的走时差来求得震中位置。例如，P波的传播速度比S波快，因此P波同S波的到时差愈大，震中距就愈大，即地震愈远。量得了这个到时差S－P，就可以从走时表或走时曲线上查出震中距Δ 。另外，把记录到的P波的3个分量的振幅（P波最先到达，且最清楚）除以仪器的放大倍数，折算为地动位移的大小；将3个分量合成地动矢量，即可判明地震波传来的方向。有了距离和方向，即可定出震中位置。仅用一个台的数据所定的震中位置很不准确，如果用许多台的数据则精度可以提高。例如采用3个台的数据，可以求得3个震中距，以3个震中距为半径，以各台为圆心，则所作的3个圆相交于一点或近似相交于一点，这点即为震中。在较近的距离，还有其他震相可以利用，作图方法也有许多种。震中距超过1000公里时，便不能把地面视作平面，而必须考虑地面的曲度，必须用球面三角方法来计算震中位置。

上述作图方法虽然直接、简单，但对远震则很不适用，特别是方位如有微小误差，在远处就可能引起很大的误差。现在常用的方法是先假定一个大致的震中位置和震源深度，由此计算出地震波从震源传播至各地震台的走时，并与实际观测值相比较，然后对假定的震中位置和震源深度略加修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。此法能尽多地利用各台站的观测数据，所得结果较准确。

（2）发震时刻的测定　震中位置或震中距离测定之后，就可按走时表查出或用公式算出某波的走时，从观测到的该波的到时中减去此值，即得到发震时刻。

（3）震源深度的测定　如果是近震可用作图法测定。从震源到地震台的震源距离 D同S波与P波的到时差S－P成正比。其比值叫虚波速度，即在该区域内S波速度的倒数同 P波速度倒数的差。在不大的范围内其值尚稳定。倘若共有3个台观测到某地震，就可以此3台为中心，以此3台所测到的S－P乘以虚波速度为半径，画3个向下的“半球面”，此3个“半球面”相交之点即为震源。其深度可用简 面作图法求得。如为远震则不能用此法。远震发出的波有一部分P波从震?粗苯哟恋卣鹛ǎ碛幸徊糠諴波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传至地震台，名pP波。因pP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此即可计算震源深度。当这类震相辨认不清时，测定震源深度即很困难。

（4）震级的测定　地震的大小或强弱以震级表示。地震愈大，地震的震级数愈大。地震仪上所记到的地动位移振幅除同地震震级有关外，还同震中距、仪器的自然周期和放大倍数、仪器的安置方式、地震波的传播途径以及台站的地质条件等有关。传播途径和台站地质条件的影响常视为一种固定的改正值；仪器的性能和安置也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的较大幅度（及地震波的周期）以后即可计算震级。近震多是用短周期仪器记得的，测其 S波的较大振幅，除以放大倍数（折合成地动位移，以微米计），取其常用对数，再加上改正值即得近震震级，以ML表示。对远震则多是测量周期为20秒左右的面波振幅（地动位移，单位为微米）除以地震波的周期，取其常用对数，再加上与震中距有关的常数，即得面波震级，以MS表示。对深源地震因其面波不发育，计算P波或S波的水平分量的主振动振幅（地动位移，以微米计）和其周期之比，取其常用对数，再加上同震中距有关的常数而得到体波震级，用mb表示。这3种震级(ML、MS、m)的定义不同，其间有系统性差异。

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