地震博览

为什么智利地震死亡人口较少？

Chen Yong — Sun, 07 Mar 2010 00:30:07 +0800

汶川7.8级（M_W）地震死人9万，海地7.3级（M_W）死人25万，智利8.8级地震（M_W）发生2天了，死人不足千人，为什么？

一、智利地震发生在近海，距智利大陆有一定距离

智利地震的震中位置：35.846°S, 72.719°W，深度：35 km, 近海地震，离智利大陆有一定距离，例如离Chillan，100 km, 离Concepcion，115 km, 离首都SANTIAGO，325 km。一般来说，100km外，烈度减少2度，200km外，烈度可减少3度。如果这次地震震中烈度为XI度的话，智利陆地上许多大城市遭受的最大的地震破坏约为IX度左右。全国都处于IX度和VIII度破坏区，既无特高烈度，也无低烈度。

智利面积近76万平方公里（其中陆地面积756253平方公里，岛屿面积373平方公里）。南北长4352公里，东西最窄96.8公里、最宽362.3公里，是世界上地形最狭长的国家。这次地震发生在南美板块俯冲带上，智利领土狭长方向与南美板块俯冲带平行，因此，这次地震与过去的历史上的智利地震一样，烈度有限，破坏区域特别大。

将这次智利地震与2008年的汶川8级地震进行比较，就可以了解到这次智利地震的特点。如果把XI度和 X度区叫做极端烈度区；把 IX度和VIII 度叫做高烈度区，而把VII度和 VI度区叫做一般烈度区的话。汶川地震三种烈度区都有。极端烈度区沿北东方向分布。而这次智利地震，极端烈度区在近海海中。仅从智利陆地国土来看，全国都处于高烈度区，既没有极端烈度区，也没有一般烈度区。什么是高烈度区？汶川地震时，绵阳、德阳、什邡、安县、绵竹等市县遭到的就是IX 度和VIII度的破坏，相当于高烈度地区。

汶川地震烈度分布图：XI 度区： 2419平方公里；X度区：3144平方公里； IX度区：7738平方公里；VIII度区：27786平方公里；VII度区：84449平方公里

二、久经地震考验的国家

近500年来，智利曾发生过大约50次较大的地震和20次海啸。1960年，全球最大的9.5级地震，就发生在智利。智利每年因地震造成的经济损失至少达１亿美元以上。

由于智利经济比较发达（人均GDP约为10400美元），政局比较稳定，历年地震频发，因此对建筑物的抗震性能十分注意。智利在房屋抗震方面积累了许多的经验，智利的新建筑，都要考虑建筑规范。

经常参加国际学术活动会发现，智利有不少优秀的地震学家，智利在制定建筑规范和应急预案时有不少地震学家参加。2010年2月27日智利地震后，尽管地震对一些建筑物造成损坏，导致大部分地区电力和通讯中断，但如圣地亚哥等城市和市民都比较平静。据媒体报道，地震后，圣地亚哥等城市的银行还在营业，出租车还在运营，并未涨价。

智利现有人口1660万，首都圣地亚哥人口约600万，全国的人口分布密度较小。以上几个原因，造成了智利地震大，但地震死亡人数较少的现象。即使是1960年9.5级的超大地震，USGS估计死亡人数在2200人左右。

三、零级海啸不足畏

海啸的浪高是海啸的最重要的特征。我们经常用在海岸上观测到的海啸浪高的对数作为海啸大小的度量，叫做海啸的等级（magnitude）。如果用H（单位为米）代表海啸的浪高，则海啸的等级m为

m = log₂H

大约10次8级以上海洋中的地震，只有1次能产生海啸。

浪高1米的为0级海啸，2米为1级海啸，4米为2级海啸，8米为3级海啸，16米为4级海啸，以此外推。1960年智利近海9.5级地震冲向智利海岸，海浪高达16米，我们称该地震引发了4级海啸。这次地震激发的浪高不足1米，最多算是零级，智利如此，其他地方也如此，不足畏惧。

意大利地震

Chen Meng — Mon, 04 May 2009 23:24:29 +0800

意大利当地时间：2009年4月6号星期一凌晨03:32:39（北京时间2009年4月6号星期一上午09:32:39），意大利中部的阿布鲁佐地区发生了6.3级地震。震中位于罗马西北部85 km 处的拉奎拉市（42.334°N, 13.334°E），深度为8.8 km。 拉奎拉市建于13世纪，其名字在意大利语解作“鹰”。市内街道狭窄，布满巴洛克和文艺复兴时期的建筑，人口约7万，是著名的“文化之城”。 此次地震给拉奎拉市带来了严重的灾难，共造成294人遇难，近2000人受伤，10000多座房屋损毁（包括卡拉卡拉圣浴和圣玛丽亚大教堂等名胜古迹），40000多人无家可归，经济损失超过数十亿欧元。

图一拉奎拉市地理位置

图二地震后的拉奎拉市

图三震源机制解

震后美国地质调查局（USGS）给出了震源机制解（图三），由图可知这次地震为正断层地震。正断层地震一般在张性构造应力背景下形成，出现在发散板块边界，例如洋中脊和大陆裂谷。但是意大利位于非洲板块与欧亚板块的碰撞带，处在挤压构造应力背景下，为什么也会出现正断层地震呢？

图四正断层示意图

其实意大利地质构造相当复杂，非洲板块和欧亚板块在这里强烈碰撞，形成了许多微小板块。这些微小板块相互运动，形成了不同类型的地震。虽然该地区处在挤压环境的大背景下，但在区域水平上，伊特鲁里亚海（Tyrrhenian sea）的弧后扩张才是该地区构造运动的主要驱动力。由图五可以看到该地区的扩张方向，恰好与本次地震断层的走向相垂直。可见正是伊特鲁里亚海的弧后扩张使亚平宁山脉重新活动，形成正断层地震。

图五伊特鲁里亚海弧后扩张示意图

那么弧后扩张又是怎样产生的呢？关于弧后扩张的动力机制，各家的看法还不一致。一些学者认为大洋岩石圈的主动拆沉作用引起热地幔上涌，引起次一级的地幔对流，导致弧后扩张。

图六次级地幔对流导致弧后扩张示意图

另一种可能的解释是Slab rollback，即俯冲板块的消减速度比洋中脊扩张速度快，导致弧后盆地向海沟方向伸展，形成弧后扩张。

图七 Slab rollback示意图

参考资料：

1.Tectonics of the Italian Earthquake,Chris Rowan

2. More tectonics of the Italian earthquake,Kim Hannula

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参加EGU(欧洲地球科学联合会) 花絮

Huang Fu-qiong — Thu, 30 Apr 2009 14:48:39 +0800

1.EGU胜过AGU

2009年EGU（欧洲地球科学联合会）年会的主题是“地球着火了和日新月异的地球科学”。虽然EGU和AGU（美国地球物理协会）着重点不同，但在很多方面EGU胜过AGU。

不管是会场设计、会场设备还是会议的组织形式，EGU都有独到之处，相比AGU显得更加人性化，给远道而来的与会人员提供了很多的方便。从科学主题上，EGU更关注全球变化，因此学科交叉和关于地球表面过程的相互关系是讨论的重点。

2.会场人性化

【图1】EGU的会场处处显示出了很人性化的气息。比如，处处都安排了椅子，你累了就可以找到坐下来休息一会的地方。

【图2】每一个Poster的地方都配了一把椅子，你即使是张贴报告，在没有人来的时候，你可以坐下来歇息一下。在Poster的旁边，都配备了电源插。在你需要临时给计算机、照相机、手机等等任何一个需要充电的设备带来生命的时候，不需要东奔西走地找电源。这是我参加过的所有国际会议中最最方便的一个。在每一个Poster的旁边，除了上述的方便以外，还有一个可供放置计算机等物品的小桌子。你可以很方便地放置你随身携带的东西。

还有，在这个EGU会议大厅内，你随时可以有线、无线上网，没有任何障碍。

每日信息小报（EGU Today）可以帮助你了解每日会议重点关注的专题。省去你查找的繁琐。处处设立的计算机和打印机为与会者浏览打印自己感兴趣的专题报告提供了随时随地的方便。

【图3】每天的Poster都设立在了口头报告之后，你可以在不影响参加口头报告的情况下，用Poster的方式展示自己的研究。而且，在Poster展示规定的活动期间内，你可以尽情享用会议提供的美酒！

这说明欧洲人不仅很在乎科学的严谨，更是以人为本。比如，关于减灾的目的不是减掉多少经济损失，而是减少了多少人员死亡。于是灾害的评估指标就变成了以夜空中观察到的灯光强度（见April 20: medal lecture:）。

3.风景

1）美丽的蓝色多瑙河

维也纳的风景以蓝色多瑙河的风流韵事著称。所以，到了维也纳一定要去看看多瑙河，这是我到访维也纳的一个任务之一。

从会议中心出门，右拐，进入人行道之后，顺着人行道的引导就可以轻松走上多瑙河大桥了。多瑙河大桥是连接维也纳国际会议中心和城市中心的要道。在大桥上，你可以看到夕阳余晖下，多瑙河波光粼粼的美丽景色。

【图4】多瑙河大桥横跨东西，东边是国际会议中心，西边是维也纳城市中心。

【图5】在夕阳的余晖下，波光粼粼的多瑙河潜藏着浪漫而神秘的久远故事。

2）中国小佛请进了西方的教堂

好不容易找到一个机会去游览一下市中区。结果，见到的第一个教堂里就看到了“小佛”2个红色的字样印在了教堂的正门上边。很好奇。远远地拍摄了下来。

【图6】中国小佛请进了西方的教堂，或许为的是东西方文化的有机融合？

4.一场讨论

国际学术交流中，交流的方式除了公开的口头报告和张贴以外，就是一种以某一个具有争议性的主题为中心的讨论。讨论的方式通常是邀请几个观点完全不同的人来分别阐述，并展开讨论。这是大家感兴趣都可以参加的活动。此次EGU设立了一个专门的Session来讨论语气候及灾害的相关问题。

实际上，讨论还可以在科学家之间的私下进行。比如，你的工作正好迎合了某些科学家的兴趣或者胃口，他/她就会找到一个你自由的机会来和你进行讨论。这是作为科学家个人来说最大的收获，因为你的研究有人感兴趣并试图了解更多。

我这次开会除了参加会议的公开讨论以外，就是和科学家之间的个人讨论。

希腊地震预报方法是在地震电磁学里几个名字打头的V、A和N字母组成的VAN方法。此次会议中，名字打头为N的科学家出现在了会场。他邀请北大黄清华教授一起共进晚餐，结果黄清华教授又邀请了我、一位在美国NASA的工作人员和一位日本同行服部克巳。最后共进晚餐的人数就达到了8人。自然，一群搞地震预报的家伙在一起了，自然要以地震预报的话题为主。

VAN之N此次没有讨论电磁学方法的相关问题，而是专心地听着Dimeter Ouzounov高谈空间观测到的汶川地震的前兆现象。

【图7】一群地震预报爱好者在Augustinerkiller餐厅享受了经典的维也纳烤猪以后，也没有忘记拍一张合影。左侧第一个即为VAN之N。第二个为Dimetar Ouzounov。

5.一个让你启发的报告

杰出青年的报告吸引了我，想看看EGU杰出青年的杰出程度。第二天的报告日程中就安排了一个，结合我的本职工作，longterm waether forecasts put to the test: How accurate is a prediction?是我想听的。气象预测一直被认为比地震预ce作的更好，或许气象预测的方法中能有可以借鉴给地震预报的地方。到了会议大厅的现场，第一印象是黑压压的人挤满了会议大厅。报告中如何提高模型的预测精度以及多从有效模型组合的方法，对我们未来提高地震多种途径预测精度的综合预报思想是很有启发的。

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汶川地震是由水库蓄水引起的吗?

Chen Yong — Fri, 03 Apr 2009 09:11:44 +0800

汶川地震是由水库蓄水引起的吗？

陈颙（中科院院士，中国地震局地球物理研究所）

《科学》(Science)杂志2009年1月16日的“本周新闻”发表了一篇报道, 题目是“四川大地震的人为诱因?”, 文中介绍了“紫坪铺水库可能诱发了四川汶川地震”的说法[1]. 在汶川地震发生半年之后, 类似的报道(如英国Telegraph网站[2]、美国的纽约时报[3]等)在国外突然多了起来。

紫坪铺水库是四川岷江上的一座大型水利枢纽, 位于都江堰上游约6 km处, 距成都市约60 km; 2001年3月正式开工, 2005年9月下闸蓄水, 2006年全部建成. 紫坪铺水库总库容11.12亿立方米, 混凝土面板堆石坝最大坝高156 m, 为国内仅有的几座同类型高坝之一. 紫坪铺水库距2008年5月12日汶川8级大地震震中的距离大约十几公里, 汶川地震是不是由紫坪铺水库的蓄水引起的?

由于水库蓄水而引发的库区附近地震活动性(地震的次数和地震的震级)的明显增高, 称为水库诱发地震, 或简称水库地震. 水库诱发地震研究最早始于1931年的希腊马拉松水库. 从那时起, 人们就意识到, 人类工程活动如注水和修建水库等均可诱发地震. 水库蓄水诱发的地震多为中小地震, 对水库不会产生大的破坏. 在全球约有18座水库诱发产生破坏性的水库地震, 诱发地震的最大震级为6.4.

通过对国内外100多起水库诱发地震的统计和归纳, 水库诱发地震大致有以下5个特点:

(1) 水库地震的震中仅分布在水库及其周围, 一般位于水库及其附近 5 km范围内, 震源深度大多在5 km内, 少有超过10 km. 汶川地震, 无论是地震破裂的起始点(微观震中)还是地震破裂延伸方向的距离远远大于5 km. 紫坪铺水库位于地震活动性很高的地区. 在未建水库前, 从历史记录来看, 附近至少发生过5次较大的地震: 1657年汶川6?级地震, 距坝30 km; 1748年汶川5?级地震, 距坝30 km; 1787年12月灌县4?级地震, 距坝5 km; 1970年2月大邑西6.2级地震, 距坝55 km; 1970年3月芦山长石坝4.7级地震, 距坝51 km. 为了监测水库建设过程的地震活动情况, 蓄水前, 四川省地震局建设的紫坪铺水库数字遥测地震台网于2004年8月16日正式采集地震信息, 2005年6月27日通过验收, 正式工作[4]. 从四川省地震局水库地震研究所统计的紫坪铺库区多年地震活动性的资料可以看到, 紫坪铺水库蓄水以后, 水位虽有变化, 但是频度和震级都没有显着的变化. 所以从蓄水前后地震监测资料的对比来分析, 从2005年10月1日下闸蓄水到2008年4月的2年7个月时间内, 紫坪铺水库的库盆和临近地区的地震活动, 其发生的地域、地震的频度以及强度都处在本地区多年地震活动正常的变动范围以内. 在紫坪铺水库蓄水后并没有监测到水库及其附近地区地震活动性明显增强的现象.

(2) 水库诱发地震震级一般较小. 目前世界上已记录到的最大的水库诱发地震为6.4级, 于1967年12月发生在印度Koyna水库. 它发生于比较稳定的德干高原地区内. 主震的震中位置在大坝南3 km. Koyna水库坝高103 m, 1962年开始蓄水, 以后3年内发生了约450次地震. 从全球来看, 绝大多数水库诱发地震的震级小于里氏5级, 属于弱震或微震, 约占水库诱发地震总数的80%以上. 而5.0~5.9级的中等强度地震10例, 6.0~6.4级强度地震仅4例, 分别是印度Koyna水库6.4级, 希腊Kremasta水库6.2级, 中国新丰江水库6.1级, 赞比亚与津巴布韦交界处的Kariba水库6.1级(表1). 汶川地震的震级为8.0, 该地震释放的能量比历史上最大的水库地震的能量大200多倍.

(3) 水库诱发地震比例较小. 全世界已建大中型水库约有1万多座. 但已诱发水库地震的仅101座[6], 它们仅占世界大坝会议已登记的1万多座大、中型水库总数的1%左右.

(4) 水库地震具有前震-主震-余震的系列特征. 水库地震一般发生于水库蓄水之初, 出现一些小地震(前震), 以后逐渐增多, 强度加大, 最大地震(主震)出现在蓄水首次达最高水位时间附近(从表1可以清楚地看到这个特征), 然后再逐渐减弱(余震). 所有的水库地震都具有这种前震-主震-余震特征, 目前尚未发现例外. 与此相反, 天然地震(此处指与蓄水无关的构造地震)绝大部分不具备前震- 主震-余震序列特征, 全球地震统计表明, 具有前震的大地震占大地震总数的比例不到10%[7]. 2008年汶川大地震既不是发生在紫坪铺水库蓄水的初期(2005年蓄水), 也不是发生在水库较高水位的情况下(目前正值汛前, 正是水库水位较低的时段). 尤其重要的是, 汶川地震没有前震, 不属于前震-主震-余震的系列.

汶川地震与过去发生的水库地震, 从现象学的对比, 有明显的不同. 汶川大地震从震级大小、地震位置分布和地震序列等方面上都不符合水库诱发地震的基本特点.

表1 世界一些主要的水库诱发地震表[4,5]

水库(国家)	坝高/m	库容(108 m3)	蓄水时间	初震时间	最大诱发地震时间	震级Ms
Koyna(印度)	103	27.8	1962-06	1963-10	1967-12	6.4
新丰江(中国)	105	115	1959-10	1959-11	1962-03	6.1
Kinnersani(印度)	61.8		1965	1965	1969-04	5.3
齐尔克依(前苏联)	233	27.8	1974-07		1974-12	5.1
Marathon(希腊)	63	0.4	1929-10	1931	1938	5.0
Kremasta(希腊)	165	47.5	1965-07	1965-12	1966-02	6.2
Monteynard(法国)	155	2.75	1962-04	1963-04	1963-04	5.0
铜街子(中国)	74	3	1992-04	1992-04	1994-12	5.5
Bajina Basta(南斯拉夫)	89	3.4	1967-06	1967-07	1967-07	5.0
Kariba(赞比亚)	123	1750	1958-12	1959-06	1963-09	6.1
Aswan(埃及)	111	1640	1968		1981-11	5.6
Oriville(美国)	235	4.4	1967-11		1975-08	5.5
Volia Grande(巴西)	56	23	1973		1973	5.0

(5) 汶川地震是断层逆冲运动造成的, 迄今尚未发现过逆冲型的水库地震.

上面从大多数水库地震的特点, 从现象学的角度, 与汶川地震进行了对比. 下面再从“蓄水”和“地震”两者关系进行力学分析.

地震是断层的突然运动造成的. 一般来说, 断层面都是倾斜的, 倾斜断层面上面的岩体叫做断层的上盘, 下面的则叫做下盘. 地震时, 断层面的运动大致有三种情况: 上盘与下盘发生相对水平运动, 这种断层称为走向滑动断层; 上盘向上、下盘向下运动, 这种断层称为逆断层或逆冲断层; 上盘向下、下盘向上, 这种断层称为正断层.

水库蓄水作为施加在地面的载荷, 在地下深处将会出现附加水平方向的拉力, 这个附加的拉力有助于走向滑动断层和正断层的运动, 所以水库诱发地震多是走向滑动或是正断层型的. 汶川地震断层面的运动属于逆冲断层, 只有在地下强大的水平方向压力(而非拉力)作用下, 才能出现上盘向上、下盘向下的逆冲断层型的断层运动[8]. 逆冲型的断层在海洋的俯冲带很多, 但在大陆极为少见. 发生在大陆地区的汶川地震具有和海洋俯冲带地震一样的逆冲特点, 这是汶川地震和绝大多数大陆地震不同的地方, 也是研究汶川地震对于理解大陆动力学的重要意义[9].

徐光宇等[5] 收集和分析了所有研究过的全球水库诱发地震的震源机制, 发现水库诱发地震震源机制主要为走向滑动型和正断型两种, 且前者多于后者, 至今尚未发现逆冲型的水库地震. 逆冲型的水库地震在《世界水库诱发地震研究文集》[5]中有两处, 分别说明如下: 1967年印度Koyna 6.3级诱发地震主震震源机制为走滑型的, 其后一些4级左右的余震有个别是逆冲型的; 1977年美国南卡罗来纳的Monticello水库(4亿立方米的中小水库)蓄水后发生的2.6~2.8级地震. 这些地震的震级很小, 将诱发的2.8级地震和蓄水之前的正常地震区别开来, 并不是一件容易的事情. 除以上两个特别的情况外, 世界上水库诱发的地震(特别是主震)尚无逆冲型的例子.

水库蓄水和诱发地震是一个十分复杂的问题, 虽然已有许多的研究论文和报道[10~13], 但相当多问题都需要不断深入的研究. 本文没有讨论水库蓄水和诱发地震的普遍情况, 而是讨论汶川地震和紫坪铺水库这一特定的问题. 我们的初步结论是: 从现象学和力学分析上, 汶川地震与一般的水库地震有很大的不同, 汶川地震不是蓄水引起的水库地震.

致谢：感谢倪四道、李宜晋和易桂喜等同志对本文提出的宝贵意见和给予的帮助.

本文发表于中国科学D辑：地球科学 2009年第39卷第3期：257~259，论文下载请点击这里

参考文献

Richard A Kerr, Richard Stone. A human trigger for the great quake of Sichuan? Science, 2009, 323(5912): 322
Malcolm Moore. Chinese earthquake may have been man-made, say scientists. February 3, 2009. http: //www.telegraph.co.uk
Sharon Lafraniere. Possible link between dam and China quake. The New York Times, February 5, 2009. http: //www.nytimes.com
胡先明. 紫坪铺水库蓄水前天然地震活动. 四川地震, 2007, 2: 16—21
徐光宇, 等, 编译. 世界水库诱发地震研究文集. 昆明: 云南科技出版社, 2006
丁原章. 水库和地震. 北京: 地震出版社, 1989
陈颙. 用震源机制一致性作为描述地震活动性的新参数. 地球物理学报, 1978, 21(2): 21—43
陈颙, 黄庭芳. 岩石物理学. 北京: 北京大学出版社, 2001
Chen Yong, Li Li, Li Juan, et al. Wenchuan earthquake: Way of thinking is changed. Episodes, 2008, 31(4): 374—377
王墩, 姚运生, 薛军蓉, 等. 三峡水库重点监视区蓄水前后震源机制研究. 大地测量与地球动力学, 2007, 27(5): 103—107
嵇少丞. 汶川大地震与紫坪铺水库有关吗？南方周末, 2009年2月11日. http://www.infzm.com/content/23528
雷兴林, 马胜利, 闻学泽, 等. 地表水体对断层应力与地震时空分布影响的综合分析—以紫坪铺水库为例. 地震地质, 2008, 30(4): 1046—1064
Amsel. 紫坪铺水库是“四川大地震的人为诱因”? Science采访了个“大忽悠”. 新语丝, 2009年1月29日. http: //xys.xlogit.com/xys/ebooks/others/science/misc/wenchuan518.txt

如何确定地震深度？试试远震P波

Wei Sheng-ji — Tue, 31 Mar 2009 13:10:32 +0800

地震每天都在地球上发生，大大小小，从洋中脊、俯冲带到大陆地壳。那么，我们对这些地震的了解有多少呢？地震有哪些基本的参数？一般而言，对于中小地震，其基本参数包括：震源机制–即发震断层可能的几何形态和错动方向，震源的位置（经纬度，深度）?，以及震级等。我们在这里主要介绍一种确定地震深度的方法。

如果我们假设地震是在地球中某一点发生的，那么地震波从该点传播致地震仪所需要的时间是和震源到台站的距离成某种正比例关系的，如果我们对地球的结构（地震波速度）有一定的了解，那么，根据地震仪上记录到的地震波的到时，就可以反推地震发生的位置。这就是传统地震定位法的基本原理。

对于一个地震而言，其空间参数包括经纬度和深度，而对于利用区域（regoinal，一般而言是指震中距小于1400公里）数据进行绝对地震定位的方法，所定出的地震深度和发震时刻紧密相关，地震深度的不确定性和发震时刻的不确地震每天都在地球上发生，大大小小，从洋中脊、俯冲带到大陆地壳。那么，我们对这些地震的了解有多少呢？地震有哪些基本的参数？一般而言，对于中小地震，其基本参数包括：震源机制–即发震断层可能的几何形态和错动方向，震源的位置（经纬度，深度）?，以及震级等。我们在这里主要介绍一种确定地震深度的方法。

对于一个地震而言，其空间参数包括经纬度和深度，而对于利用区域（regoinal，一般而言是指震中距小于1400公里）数据进行绝对地震定位的方法，所定出的地震深度和发震时刻紧密相关，地震深度的不确定性和发震时刻的不确定性是成正比关系的。目前全球绝大多数的地震仪都是位于地表或是在几十至几百米深的井下，而绝大多数的非俯冲带地震是发生在几公里至十几公里的深度，对于这样的深度而言，近震距离上的地震仪可以看作是分布在震源上方的某一个二维平面之内，依靠这样的二维分布，当地震台足够多的时候，我们可以很好地确定地震的水平位置（经纬度），而对于地震深度（第三维），除非有正好在震源上方的地震记录，否则很难精确地确定。我们可以这样理解，由于震源深度增加或减小导致的体波到时变化在某种程度上可以通过采用不同的发震时刻来弥补，即深度增加（减小）对应更早（迟）的发震时刻，也就是说不同的h（震源深度）和t0（发震时刻）对可以同样好的解释直达波的到时。这种震源深度和发震时刻之间的这种关系导致了无法精确确定震源深度和发震时刻。定性是成正比关系的。目前全球绝大多数的地震仪都是位于地表或是在几十至几百米深的井下，而绝大多数的非俯冲带地震是发生在几公里至十几公里的深度，对于这样的深度而言，近震距离上的地震仪可以看作是分布在震源上方的某一个二维平面之内，依靠这样的二维分布，当地震台足够多的时候，我们可以很好地确定地震的水平位置（经纬度），而对于地震深度（第三维），除非有正好在震源上方的地震记录，否则很难精确地确定。我们可以这样理解，由于震源深度增加或减小导致的体波到时变化在某种程度上可以通过采用不同的发震时刻来弥补，即深度增加（减小）对应更早（迟）的发震时刻，也就是说不同的h（震源深度）和t0（发震时刻）对可以同样好的解释直达波的到时。这种震源深度和发震时刻之间的这种关系导致了无法精确确定震源深度和发震时刻。

如何来克服这种困难呢？既然近震数据做不到，那么，让我们把目光放得更远一点，来看看用远震记录是否能做得到。所谓远震记录，是指震中距在30度至90度（1度=111.2km）之间的地震记录。

有人就会问了，用距离很近的高信噪比记录尚不能很好的约束震源的深度，远震的记录够清晰吗？可以用来确定震源深度吗？

我们来看一个例子，图1是2003年8月16日赤峰地震（Mw＝5.2）的近震和远震记录，a是388公里远的SNY台的记录，b是震中距为52.4度（5821公里）的COLA台，这些都是未经过滤波的宽频带速度记录，可以看出a记录的信噪比要远高于b，在b上直达p波的初动依稀可辨，但不是那么清晰。如果我们对b做一次带通滤波，滤波频带为0.7~2.0Hz，则得到c，可以明显看出，P波信号的信噪比得到了一定提高。

图 1 不同震中距上的地震记录，A为SNY台站对2003/08/16地震的记录，震中距为388公里，T1为P波初到的时间，这是未经过滤波和去仪器响应的原始地震记录。B为COLA台对同一个地震的记录，震中距52.4度，未经过滤波和去仪器响应。C为COLA台经过0.7~2.0Hz滤波之后的地震图。

为什么滤波之后的地震记录的信噪比得到了提高呢？首先我们要知道，地震仪对地面震动十分敏感。它们能记录到由海洋中巨大风暴和海浪对海岸拍打而引起的震动，以及车辆行驶和人们的活动引起的地面震动。这些背景干扰被称之为微震脉冲。即使在安静的日子里，它们产生的抖动也被绘在地震记录上。这些背景干扰的频谱具有一定的特征，在6和10 秒附近有两个峰（图2），就是说背景噪音在这两个周期附近的能量比较大；因此，避开噪音峰值的频段进行滤波就可适当提高地震记录的信噪比。

图2 背景微震脉冲频谱，其中红色（垂直向）、黄色和蓝色（水平向）为洋底地震噪音记录的频谱，黑色虚线则为大陆上背景微震脉冲频谱的上下限。可以看出在6秒和10秒附近存在两个峰值。【图片来源：www.whoi.edu】

前面讲到了利用滤波的方法提高信噪比，显而易见地，地震的震级也会对信噪比有影响，一般而言，M>4.5的地震信号（地震图）即使未经任何处理还是可以在远震距离上用肉眼识别出来，地球物理工作者们常常利用远震的记录来研究源区和台站下方的地球结构，主要是因为在这个震中距上，地震射线在源区和台站下方几乎是沿着垂直方向传播的，而根据人们目前对地球内部的了解，发现相比于下地幔，上地幔和地壳结构是很复杂的，几乎垂直传播的地震波尽量少地经过这些区域，不大受上地幔和各种界面反射和折射波的影响。更为关键的一点是，远震地震波在源区几乎是垂直传播的这种特性可以很好地用于确定震源深度。地震所辐射出的P波能量，一部分以很小的离源角(见图3)向下传播，在某方位角上被地震仪记录，为直达P波；还有一部分P波能量向上传播，在地球表面被反射回来后经过和P波同样的路径传播至地震仪，该震相称为为pP波；另外，向上辐射的S波也会在地球表面反射并转换为P波，该震相则称为sP波。

从图3可以看出，这三个震相在震源之下所走的路径完全相同，唯一不同的是pP和sP波多走了一段路，就是震源深度两倍的这段距离，如果我们能够在地震图上辨别出这些震相，那么通过测量或比较这些震相之间的到时差就可以将其用于确定地震的深度。这里我们给出了一个具体的正演例子（图3）。我们用某一个全球层状速度结构模型，将假想地震放在25km的深度，从正演计算出的地震图上我们可以清晰地看到这三个震相，最先到的是直达P波；其次是pP波，即P波在源区自由表面的反射波；最后是sP波，也即在源区向上走的s波在自由表面转换成的P波。值得提出的是，这些都是经过滤波的速度记录，滤波频段为0.7~2.0Hz，之所以采用这个滤波频段是由于在后面我们要将理论地震图和实际的地震记录进行比较，如前提及，这个波段的滤波可以得到更清晰的地震记录，更便于比较。当计算出一系列深度的理论地震图后，我们可以更直观地看到震源的深度对这些震相相对到时的影响。

图3 P波，sP，pP波的示意图，以及远震距离上滤波后（0.7~2.0Hz）的理论地震图。

图4中的黑色地震图是2003/08/16赤峰地震在VOS台的记录，通过比较我们可以看出，25km是一个比较合理的地震深度估计。图5是更多的比较，也可以验证其一致性。当然，用这种方法对地震深度的估计会受到正演所用速度结构模型的影响，因为这里所用的简单一维速度结构模型和真实地球之间是存在差异的，看看地球表面起伏的山峦，深邃的瀚海，我们不禁会问：地球的内部结构到底是什么样子的呢？是不是和地球的表面一样？是不是地球上所有的地方都会有地震发生？

图4 震源深度测试，图中红色为震源位于不同深度时的理论地震图，方位角和震中距对应于VOS台站（震中距33度，方位角303度），黑色为VOS台站的记录。理论地震图和数据均为带通滤波后的速度记录，滤波频段为0.7～2.0Hz。

图5 远震体波理论地震图与观测地震图的比较，红色为理论地震图，黑色为观测地震图，左边文字为台站名，采用互相关法对齐直达P波，数字为该台站理论地震图与观测地震图之间的相关系数，相关窗取为P波初动前0.5s至之后4s.

欲知后事如何，且听下回分解！

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自然灾害图片精选：第52届世界新闻摄影大赛（荷赛）获奖照片

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回首2008，灾害肆虐，南方雨雪冰冻、汶川特大地震……。不需繁琐的文字，让这些令人心痛、感动的图片来唤醒我们的记忆吧。

第52届世界新闻摄影大赛（荷赛）获奖照片精选

突发新闻单幅一等奖：走出北川，救援部队用担架将地震幸存者抬出。摄于中国四川北川县，5月14日。杭州日报记者陈庆港。

新闻突发类组照二等奖：四川地震，摄影师中国人Bo Bor为路透社拍摄的作品。

新闻单幅二等奖：四川大地震幸存者四川大地震幸存者。摄于中国四川北川县，5月20日。《深圳晚报》中国摄影师赵青。

一般新闻组照三等奖：缅甸飓风过后。摄于5月。法新社法国摄影师 Olivier Laban-Mattei。

自然类单幅一等奖：火山爆发智利摄影师Carlos Gutierrez。智利的Chaiten火山爆发。

荷赛自然类单幅二等奖：沙尘暴美国摄影师jeremy Lock。沙尘暴袭击法军驻吉布提的训练营地。

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