目录介绍：

• 1、地震烈度区划
• 2、地震等震线图是什么确定的
• 3、地震的有关概念
• 4、等震线是什么？
• 5、关于地震地质工作问题
• 6、什么是烈度分布图？什么是烈度异常区？

地震烈度区划

（一）等震线图

在地震烈度调查中，根据人对地震的感觉、家具及物品振动的情况、房屋及建筑物受破坏的程度和地面的破坏现象等划分出当地的地震烈度。把各调查点标记在地图上，连接相同烈度点构成封闭的等震线，组成等震线图。该图可根据最高烈度区确定宏观震中位置、根据震级和震中烈度估计震源深度、了解一次地震中各地地面烈度的变化等。

（二）地震烈度区划

对大区域的地震基本烈度进行鉴定划分称为地震烈度区划。表现全国或一个地区地震烈度区划的地图称为地震烈度区划图。该图主要根据地震地质构造和历史地震进行分析编制。地震地质构造分析显示：①强震多发生在活动性断裂构造上，包括断裂带曲折最突出的部位（拐点）外侧、活动断裂带两端、两条活动断裂带相会而不相交的地方、断裂带中断部位。②强震还常发生在新生代形成的断陷盆地内，如 1966年河北邢台地震。历史地震分析的作用在于了解当地地震活动期、震级和频度、总结地震的时间分布规律、预测未来地震的震级等，利用历史地震资料结合当地地质构造进行综合分析可以推测地震的危险地段、区划出不同震级及地震范围、震中的分布地点等。

实际上，地震烈度区划也有中长期地震预报的作用。

地震等震线图是什么确定的

等烈度线图通常也叫等震线图，人们用它来表示一次地震烈度的分布情况。等烈度线是在同一次地震影响下，破坏程度相同的各点的连线。地震等烈度线图可以反映出一次地震的区域烈度分布、震中位置、推断发震断层的方向。等烈度线图是根据烈度划分标准对现场进行调查后绘制的。

地震的有关概念

（一）震源、震中、震中距

地震时，地下深处发生地震的地区称为震源（seismic focus），它是地震能量积聚和释放的地方。实际上震源是具有一定空间范围的区间，称为震源区。震源在地表的垂直投影叫震中（epicentre）。震中也是有一定范围的，称为震中区，它是地震破坏最强的地区。从震中到震源的距离叫震源深度（focus depth），从震中到任一地震台站的地面距离叫震中距（epicentral distance），从震源到地面任一地震台站的距离叫震源距（图8-28）。

图8-28 震源、震中、震中距示意图

按震源深度可把地震分为浅源、中源和深源三种类型。浅源地震（0～70 km）分布最广，占地震总数 72.5%，其中大部分的震源深度在 30 km 以内；中源地震（70～300 km）占地震总数的23.5%；深源地震（300～720 km）较少，只占地震总数的4%。目前已知的最大发震深度为720 km。我国绝大多数地震是浅源地震，中源及深源地震仅见于西南的喜马拉雅山及东北的延边、鸡西等地。

（二）地震波及其记录

地震时，震源区积聚的能量以弹性波的形式释放出来，向四面八方辐射传播，这就是地震波（seismic waves）。地震波按传播方式分为体波和面波。体波（body waves）意指在地球内部（即物体内部）传播的地震波，它包括纵波和横波，是直接从震源发射出来的。纵波（P-waves）是一种压缩波，简称P波；其特征是质点振动方向与传播方向一致，且振幅较小、周期短、传播速度较快（在地壳中平均传播速度为5～6 km/s）。横波（S-waves）是一种剪切波，简称S波；其特征是质点振动方向与传播方向垂直，且振幅较大、周期较长、传播速度较慢（在地壳中平均传播速度为3～4 km/s），只能在固体中传播。面波（surface waves）不是从震源发生的，而是由纵波和横波辐射到达地面时激发出的只沿地球表面传播的地震波；其特征是振幅大、周期长、传播速度比横波还慢，对地面的破坏作用最强。面波按质点振动特征不同分为勒夫波和瑞利波两种。勒夫波（Love waves）的质点振动平行于地面且垂直于传播方向，类似于横波的振动，它是地震横波在地面干涉叠加形成的，结果导致地面发生一种蛇行状前进的波动（此种面波由学者Love最早发现，简称L波）。瑞利波（Rayleigh waves）的质点振动类似于水波浪，其质点在垂直于地面、平行于传播方向的平面内作圆周运动，它是地震横波和纵波在地面相互叠加形成的，一般只存在于震中以外的地区（此种面波由学者Rayleigh最早发现，简称R波）。

图8-29 地震记录仪装置原理

（引自杨桥，2004）

a—记录水平振动的装置；b—记录垂直振动的装置

地震波可用地震仪在地震台站进行记录。近代地震仪一般都是根据摆的原理设计的，主要是利用重物体的惯性，使它成为不随地面振动而运动的点，从而把地面的振动记录下来（图8-29）。地震仪主要由两部分组成，一部分是只接受振动而不作记录的装置，称为拾震器；另一部分是将接受到的振动按时间先后连续记录下来并绘制成图的记录装置，称为记录器。拾震器中悬挂着一个重量较大的摆锤（上附有指针或笔），地震时摆锤因受惯性力支配而保持不动，框架以及记录器则随地面振动而运动，运动的轨迹由记录器自动记录下来，称为地震波谱。地震波谱中曲线的起伏幅度相当于地面振动的幅度，它主要取决于地震能量的大小。现代地震仪由于采用了电磁感应、光电记录、数字化等先进技术，其灵敏度与精度已大为提高，但工作原理仍与上述基本相同。

由于纵波速度大于横波速度，因而发生地震时，总是纵波首先到达地震台，横波随后到达，然后是振动幅度较大的面波到达（图8-30a）。纵波与横波到达同一地震台的时间差，与震源距（或震中距）的距离成正比，即离震中越远，时差越大。由此规律，如果我们从地震波谱图上知道了纵、横波到达某一地震台的时差，便可计算出该地震台的震源距（或震中距）（图8-30b）。如果有三个以上不在一条直线上的地震台，便可根据各台站的纵、横波时差推算各自的震源距（或震中距），再用三点（或多点）交会法求出震中位置。

图8-30 地震波谱与体波的传播时差

（引自杨桥，2004）

a—地震波谱记录；b—纵波、横波的传播时差与震中距的关系

（三）震级和烈度

地震震级和地震烈度是描述地震强度的两种不同的方法。

1.震级（magnitude）

震级是指地震能量大小的等级。一次地震只有一个震级，以这次地震中的主震震级为代表。现在国际上通用的震级计算的基本原理最早是由美国地震学家里希特（C.F.Richter） 1935年提出的。里希特认为，发生地震时从震源释放出来的弹性波能量越大，震级就越大；弹性波能量可用其振幅大小来衡量，因此，震级可用地震仪上记录到的最大振幅来测定。里希特最初计算震级的方法是：在震中距为100 km处，用标准地震仪（周期0.8 s，阻尼比0.8，放大倍数2800倍）所记录到的地震波最大振幅的对数值。其表达式为：

M＝ logA

式中：A为最大振幅，单位为μm；M为震级，或称里氏震级。

里希特最初的震级计算方法后来得到了进一步的发展。目前，国际上主要有四种震级计算和表达方式：近震震级（ML）、面波震级（MS）、体波震级（Mb，MB）和矩震级（MW）。

近震震级（ML）或称地方性震级，基本上是根据里希特最早提出的原理测定。地震仪离震中应不大于600 km，主要测定的是S波或面波的最大振幅，适应的震级范围界于2～6级，最大到6.8级，否则就误差较大，出现所谓的震级饱和现象（即测定的震级不随地震能量的增大而相应增大）。

面波震级（MS）主要测定的是面波中瑞利波的振幅，它适用于远震（震中距 ＞1000 km）和震级较大的地震（5～8 级）。面波震级的计算在达到7.25 级时开始出现饱和现象，在8.0～8.5级时达到完全饱和。因此，它在测定大地震时存在较大误差。

体波震级（Mb，MB）主要用于深源地震且震级不大的情况。因为震级不大的深源地震的面波一般不强。体波震级主要是测定P波的振幅，适用于小于6.5级的深源地震，否则也出现震级饱和现象。

矩震级（MW）的概念及计算方法是由地震学家金森博雄等在20世纪70年代晚期提出的（H.Kanamori，1977；T.C.Hanks and H.Kanamori，1979）。矩震级是利用地震矩的大小确定震级。地震矩是一个描述地震发生时的力学强度的物理量（类似于力矩的概念），它由地震断层的破裂面积、平均错动量及岩石的剪切模量的乘积来确定。地震矩及矩震级可通过地震波谱的综合反演求得，或通过地震的破裂特征（地震断层规模、震源深度、错动量及岩石力学性质等）求得。与前述三种传统上使用的震级标度（ML，MS 和Mb，MB）相比，矩震级具有明显的优点：它与发震的力学参量的绝对大小相联系，具有明确的物理意义；不存在震级饱和问题，无论是大震还是小震，浅震还是深震均可适用。因此，目前国际地震学界推荐矩震级为优先使用的震级标度。

从理论上说，一次地震的能量是一定的，用不同的震级标度应得到相同的震级值。但实际上并非如此。一般来说，对于较小的地震（＜6.5级），上述四种震级标度的误差并不大。对于较大的地震，过去通常采用面波震级标度。但当震级达到8级以上时，面波震级由于饱和问题而会明显地低估震级大小。所以，过去世界上的一些大地震的面波震级，现在用矩震级重新标度时数值会变大。

震级（M）和震源发出的总能量（E）之间的关系为：

lgE ＝4.8 ＋1.5M（其中E 的单位为J）

应用这个关系式，可求得不同震级的相应地震总能量，如表8-1所示。

一次强烈地震所释放出的总能量是十分巨大的。例如，一次7级地震相当于近30个2×104 t级原子弹的能量，一次8.5级地震的能量相当于100×104 kW的大型发电厂连续10年发电量的总和。震级和能量不是简单的比例关系，而是对数关系，震级相差1 级，能量约相差32倍。小于2级的地震，人们感觉不到，称为微震；2～4 级称为有感地震；5级以上的地震开始引起不同程度的破坏，称强震；7级以上的地震称为大震。自20世纪有精确仪器记录以来，世界上记录到的最为强烈的地震已达9～9.5级（MW），它们大多发生于靠近大陆边缘的海沟附近。如1960年5月22日在南美智利西海岸发生的9.5级地震（原定为MS 8.9级），1964年3月28日美国阿拉斯加9.2级地震，2004年12月26日印度尼西亚苏门答腊岛9.1级地震，2011年3月11日日本本州岛宫城县东侧近海9.0级地震等。

表8-1 各级地震的能量

2.烈度（intensity）

烈度是指地震对地面和建筑物的影响或破坏程度。地震烈度往往与地震震级、震中距及震源深度直接有关。一般来讲，震级越大，震中区烈度越大；对同一次地震，离震中区越近，烈度越大，离震中区越远，烈度越小；对相同震级的地震，震源深度越浅，地表烈度越大，震源深度越深，地表烈度越小。另外，震区的地质构造对地震烈度也有明显影响，如一般在断裂构造发育的地带或古河道通过的地段烈度较大，地质基础坚实的地区烈度较小。此外，建筑地基的稳固程度、房屋建筑的结构特征等也影响烈度的大小。

判断烈度大小主要是根据人的感觉、家具及物品的震动情况、地面建筑物和地形的破坏程度等因素综合考虑确定的。按照它们的强弱分为若干等级，并用数字依序表示即成为烈度表。现在世界上一般采用12度烈度表（表8-2）。地震发生后，通过对地震区的宏观调查，并在地形图上注明地震时各地的烈度，然后把烈度相同的地点用曲线连接起来，便可构成等震线图（图8-28）。等震线通常为封闭曲线，环绕震中大致呈同心圈式分布。

表8-2 简缩烈度表

续表

等震线是什么？

地震后，在地图上把地面震度相似的各点连接起来的曲线，叫

等震线

画有等震线的地图称作等震线图，借由等震线图，可以观察一次地震各地区的破坏和地震能量传布的情形。

关于地震地质工作问题

李四光

(一九六五年十二月)

地震现象在我国较为普遍,尤其在某些山岳地带,有史以来,一般是地震强烈的地区。在这些地区的许多地点,现在还陆续发生烈度不等的地震。要在这些地区进行厂矿、水电、交通乃至住宅等建设,都涉及到安全问题。为了力求避免或减少地震的破坏作用,选定最有利的或者遭到这种自然灾害可能性最少的地区进行建设,就必须大力加强地震地质工作,并努力把这项工作做到所有建设工作的前面去,因为这是一项选择建设基地的工作,是一项开路的工作。

目前,对地震问题的研究,存在着各种不同的观点,解决问题的办法也是各式各样的。就地震烈度区划来说,传统的办法是:根据微观的和宏观的地震资料以及历史地震记录,用一个套一个的圈圈来划分地震烈度,即绘出等震线图。一般等震线呈椭圆形或圆形,好像投石到水中所激起的一圈一圈的波浪一样。地表烈度中心,称为外震中心(简称为震中),是地震的震源在地球表面的投影点。这种等震线图,意味着两个等震线圈之间的环形地带以内地震烈度是相等的,在震中地区,地震烈度最大。为了安全起见,这个最大的烈度,往往被认为代表一个相当广阔地区的地震烈度。如某地区现代或历史上的地震烈度曾达七度以上,整个地区就被认为均超出七度。这种传统的办法太粗了,不能有效地解决实际问题,同时给基本建设工作以很大的限制。

在我国,许多地震的产生,是由于地质构造运动而引起的,是由于地下岩层发生比较剧烈的破坏性变动所产生的能量,通过岩层的波动,向上下四周传播,直至达到地表的各点。这种地震波的传播,由于在一定程度上不能不受到岩相和地质构造的约制,在地下某一点发生的震动,就不一定像在均匀介质中那样,四面八方都是等同的。实践证明,震源的深度,在几公里至十几公里乃至二三十公里的深度范围以内的浅震,往往与某些断裂带或者破碎岩带的活动有关。这样发生的地震,有时沿某些断裂带特别频繁,特别强烈,而在邻近的某些地方则比较微弱。这就是说,即使在所谓强烈的地震区中,也可能有地震较弱的地带。这种看法是比较切合实际的。

因此,为了查明强烈地震带的分布规律和每个地震带可能达到的烈度和频率,来解决生产实践问题,就应该从地质构造的角度来研究地震问题,把构造地质工作和地震工作密切地结合起来,按照一定的程序,开展这项工作。

首先,要对有关地区详尽地进行地质构造工作,特别要查明出露地表的具有活动性的断裂带的性质、分布规律和延伸的范围。同时,要尽量收集历史地震资料,加以综合分析,并根据这些地震资料和震中分布,研究构造体系和地震的关系。

第二,围绕现今还在活动的断裂带,进行精密大地测量和微量位移测量,并设置地震观测网,进行微观的和宏观的地震观测工作。

第三,对上述观测的资料,进行综合分析,分析现今地应力分布的情况和活动方式,从而明确它们和当地地震的关系,并确定震源的所在和它们分布的范围。这样,就有可能进一步推测今后地震发展的趋势。

通过上述步骤,我们也有可能在烈震地区,找到比较稳定的地带或“安全岛”,为基建设计提供资料。

地震地质工作是一项新的工作,我们还缺乏经验。今后一定要在毛泽东思想指导下,通过不断实践,认真总结经验教训,不断提高我们的认识水平,逐步地更确切地掌握某些地区地震发生的规律,为社会主义建设服务。

(引自《中国地质》,1965年,第12期)

什么是烈度分布图？什么是烈度异常区？

烈度分布图又叫做等震线图。震后调查结束后，将各烈度评定点的结果标示在适当比例尺的地图上，然后由高到低把烈度相同点的外包线（即等震线）勾画出来，便构成地震烈度分布图。

震中区的烈度称为震中烈度，唐山、汶川地震的震中烈度都达到Ⅺ度。一般而言，震中地区烈度最高，随着震中距加大，烈度逐渐减小。但是也存在局部地区的烈度高于或低于周边烈度的现象，如果这种烈度异常点连片出现，则可划分出一个局部的烈度异常区。

造成烈度异常的原因往往是场地条件：软弱场地易加重震害，形成高烈度异常区；坚硬场地则可减小震害，形成低烈度异常区。这就是地震破坏程度并非随震中距的加大而一致减小的原因。