地震，这个人类一直以来面临的严重的突发性灾难，披着层层神秘面纱，神出鬼没，给人类造成了巨大的人员伤亡和经济损失。面对这个头号杀手，人们当然不会坐以待毙，几千年来，与它进行着顽强地斗争，也逐渐揭开了它的狰狞面目。
当听到“发生地震啦~~~”，第一反应是不是要问“什么时候？发生在哪？有多大？”区区几句，就简单地描述了人们关心的地震的最基本的三个属性，即“时、空、强”，俗称地震的三要素。“时”指地震发生的时间，告诉你“发生地震啦”；“空”指地震发生的地点，告诉你“地震发生在哪”；“强”指地震的震级大小，告诉你“地震有多大”。
在深入认识地震的“时、空、强”三要素时，还有些相近的概念需要区分。首先，从震源说起，震源就是地震发生时地下岩石断层发生破裂或者错动的地方。对于大地震而言，断层破裂或者错动长度甚至长达数百公里，这时把断层破裂或者错动的初始点称之为震源。震源在地面上的投影点，称之为震中。震中有微观震中和宏观震中之别，前者指用地震仪记录而交汇出的震中，故又名仪器震中；后者指地震灾害考察中，地面破环最为严重的地方。对多数地震，两者往往存在差异。我们这里说的地震震中的确定，即地震定位都是指确定微观震中。震中到震源的垂直距离称为震源深度。地面上某点到震中的距离叫做该点的震中距，到震源的距离叫做该点的震源距；从该点指北方向起，依顺时针方向到该点与震中连线的夹角叫该点的方位角。相对某点来说，震中矩在100 km以内的地震称为地方震，在100 km到1000 km的地震称为近震，大于1000km的地震称为远震。图1可以清楚地分清这些概念。
图1.描述地震的基本概念
谈及地震，就要提到地震学家们研究地震信息的金钥匙——地震波。地震波是由于地震发生，从震源向四处传播的震动，分为体波和面波。体波是指可以在地球内部三维空间中向任何方向传播的地震波，包含纵波和横波。纵波又名初至波，用P表示，在波传播过程中，波阵面上的质点位移与波传播的方向一致，属于胀缩波，即传播介质体积变化而形状不变。横波，用S表示，在波传播过程中，波阵面上的质点位移与波传播的方向垂直，属于剪切波，即传播介质体积不变而形状变化。P波在地球内部传播的速度大于S波，所以地震时，理论上首先感受到的是P波引起的震动，过数秒或者更久才能感受到S波引起的震动。P波速度，对于地方震，大约为6km/s，对于近震，大约为8km/s，再远一些，大约为10km/s；而S波对近震来说大约为3～4km/s。面波指只能在地表附近存在，而且只沿着地表附近传播，在垂直地面的方向不传播。面波分为很多种，常见的主要有瑞利波（Rayleigh wave）和洛夫波（Love wave）。面波的传播速度比横波还小，但由于能量随距离的衰减较慢，振幅一般比体波大，也更具破坏力，灾害也主要是它造成的。
有了地震波，我们可以继续深入认识下地震的另一个要素——震级了。震级是地震强度大小的一种度量，这里用M表示，它描述地震震源辐射地震波能量的强度，可以通过地震波波动造成的地动位移的最大振幅值来获得。通常，M越大时，地震所释放的能量也越大，即震级M基本反映了地震本身的大小。
地震震级的定义有好几种，如里氏震级，面波震级，体波震级等，但都是在一定的经验下，定义震级与地震波最大振幅与相应周期的比值的自然对数成正比，因此，他们是一致的。在记录了地震波全波形之后，如果经验中的一些参数都是知道的，那就可以直观地定出地震的震级大小。还有一种地震震级值得一提，即矩震级，用Mw表示，它是在一定的地震破裂模型下，计算地震矩，根据地震矩与地震释放能量的关系，从而定义出地震震级。这种定义方法更能体现出震级作为地震大小的量度的物理意义。对于不是很大的地震，几种震级的数值很相近，但是对于大地震，因为破裂规模宏大，破裂时间长，破裂长度达数百近千公里，地震波长周期波幅会增强，但是最大波幅不会明显增大，亦即根据最大波幅来定义的地震震级不会明显甚至不会增大，M最大没有超过8.9级，这时距震级与它们就有些差别，但是更能描述地震的大小了。如汶川地震M=8.1，而Mw=7.9，相差了0.2。而地震震级相差1，能量相差达30倍之巨。
现在我们来看看地震震中和震级的快速确定。
快速确定地震震中和震级具有十分重要的实际意义。当大地震发生之后，如果能够在10s内或者更短的时间做出地震的三要素，那么将可避免很多地震引起的灾害。地震波中P波传播最快，面波传播最慢，但是破坏能力最强。如果能在接收到P波之后，尽快给地震定位和定级，给面波还没到的地区发出预警，极有意义。以汶川地震为例，如图2，汶川地震发生之后，如果能够在10s内得到大概的地震信息，那么给全国发出初步预警，成都地区将有20s左右的时间做准备，许多灾害将可以避免；而其他地区，如武汉，合肥，北京，上海将不会再有恐慌感，人们心里可以早早做好准备。预警时间越短，可以做得事情越多，如火车停车，高危险作业停工，避灾场所的选取等等。另一个重要意义在于抗震救灾，即地震灾害不可避免地形成之后，能不能尽快评估出灾害程度以及分布，从而进行更有效的科学救灾。
图2. 汶川地震破裂过程和早期预警示意图
地震定位的基本原理我们用传统的多台站图解法加以说明。在一定条件下，地震台接受到地震波P波和S波之后，由于P波和S波的速度差是一定的，根据P波、S波的到时差，根据简单的计算，可以得到震源到台站的距离。如图3，对于一个台站，震源位于以台站为球心，震源与台站的距离为半径的地下半球面上。用另一个台站同样得到另一个半球面，两个半球面的交线就是震源轨迹线，它在地面的投影就是震中轨迹线，再用第三个台站，同样得到另一条震中轨迹线，两者的交点就是震中位置。
图3. 传统多台站地震定位法
现在常用的线性地震定位方法大都是基于1912年Geiger提出的经典方法，在不断的改进和提出的新方法中，精度的追求只是一个方面，在考虑地震之后的减灾和救灾工作时，快速定位定级显得至关重要。
地震波某一种波信号的振幅具有从起始点由零逐渐增加到某一最大值，随后又逐渐衰减的特征。当接收到P波波形时，用一渐变信号模型来定量地描述P波段数据，经过一定的数据处理，使得这一模型相应时间段内能够吻合接收到的P波波形，从而得到模型的整个P波的包络信息，用这个包络信息就可以反演出地震的震中距。再结合P波初动的幅值和极性，利用三分量的数据，做偏振处理，得到震中方位角。从而确定震中的位置。从理论上来说，这个方法在得到P波1s的波形信息之后就足以反演得到震中。误差上，震中距在20km左右，方位角在20°左右。随着P的信号的相继到来，可以修正模型，使结果更为可靠。
地震震级的确定则比较困难，因为地震预警时间极短，破坏性地震的成型和发展又非常复杂，有时破裂长度长达数百上千公里，在一定时间内破裂都尚未完成。这样，在破裂尚未结束前的P波有限信息是否能携带整个地震的信息，能否反映地震的整个过程？这个问题关系到现在要和只要使用P波进行确定地震震级的可靠性。这个难题国外不少学者进行了深入研究，目前采用较多的是由Nakamura提出并由Allen和Kanamori等人发展的“卓越周期法”。地震的卓越周期是指地震波在某介质中传播时，由于不同性质界面多次反射的结果，使得某一周期的地震波强度得到增强，而其余周期的地震波被削弱，即地震波的震动周期和介质的固有周期相同，产生了波的共振，这个周期就叫卓越周期。在大量的观测中发现，地震体波和面波的振幅最大值所在周期——卓越周期随震级增大而增大。卓越周期方法就是基于P波3-4s内平均卓越周期估计震级的经验方法。此方法大致符合大震包含较多的低频成分而小震包含较多的高频成分的规律，只是离散性比较大，震级误差也比较大。现在的应用结果表明，该方法依靠振幅相对较小的P波段单一的周期参数，是难以得到较理想稳定的地震震级，这主要是因为地震记录实在太复杂，单一周期不可能反映地震波的全部特征，但是在一定程度上能反映地震的大小。对地震预警，在破坏性与否的阈值中有很大的指导意义。
地震的快速定位定级是破坏性地震发生之后，潜在破坏性地震波到来之前的地震预警的关键技术，该方法的有效应用，必定为减轻地震损失、降低地震此生灾害、减轻人员伤亡做出重要的贡献。随着地震监测事业以及相关现代技术的发展，随着我国城市化进程的加速，在我国建设一个预警实验系统，进而建设一个现代化的预警系统，对于有效探索防震减灾新途径非常有利。
参考文献
徐果明，周惠兰编著，地震学原理[M].北京：地震出版社，1991.
黄嫒，杨建思.用于地震预警系统中的快速地震定位方法综述，国际地震动态，2006
周彦文，刘希强等. 基于单台P波记录的快速自动地震定位方法研究，地震研究，2010，33（2）：183-188
马强.地震预警技术研究及应用，学位论文，2008
田玥，陈晓非.地震定位研究综述，地球物理学进展，2002，17（1）：1-9
Nakamura Y. On the urgent earthquake detection and alarm system(UrEDAS). Proc. 9th of World Conference on Earthquake Engineering, 1988, 7:673-678, Aug 2-9, 1988, Tokyo-Kyoto, Japan
Allen R M, H Kanamori. The potential for earthquake early warning in Southern California. Science, 2003, 300:786-789
Odaka T, K Ashiya, S Tsukada, et al. A new method of quickly estimating epicentral distance and magnitude from a single seismic record. Bull Seism Soc Am, 2003, 93:526-532
Tsukada S, Odaka T. A new method of estimating epicentral distance and magnitude for early detection(2). Application of JMA data, 2003
（谢祖军、单斌供稿）
