提示：此條目頁的主題不是震央。震源（英語：hypocenter[註 1]），宏觀上是指地震能量大量釋放之處，而微觀上是指首先發生地震波的地方，通常指地下岩層斷裂錯動的地區[2]。在測震領域中，常將震源看作是一個理想化的面源或點源[3]。其對應的震源深度——即震源垂直向上到地表的距離——也是最重要的地震基本參數之一。震級相同的地震，震源越深，影響範圍越大，地表破壞越小；震源越淺，影響範圍越小，地表破壞越大[4]。一般地，使用米（m）或千米（km）作為震源深度的單位，用拉丁字母h作為符號表示震源深度。淺源地震的深度誤差約為深度值的10%左右。震源愈深，相對誤差愈小[5]。
研究歷史
1910年，美國地震學家里德發表彈性回跳理論，作出地震發震原因的假設，給出了地震和地球物質破壞的假說，提出了斷層破裂和震源的概念[6]。美國學者特納則於1922年證明了某些地震的震源深度可以大於通常地震的震源深度，提出了深源地震的概念[7]。1930年代節線的發展進一步推動了對震源的研究[8]。日本地震學家和達清夫利用十幾年時間對日本海海域的深源地震展開了調查，於1935年完成深源地震圖像的製作，對日本海深源地震分布進行了歸納總結，證明了深源地震的存在[9][10]。隨後，和達清夫和胡戈·班尼奧夫各自通過獨立研究發現了和達－貝尼奧夫帶，獲知了觸發深層地震的原因[11][12]。1938年，美國學者拜爾利發展了震源機制求解法，首次用P波初動求出了完整的地震斷層面解[6]。
其後，對震源的研究進入了為期三十餘年的瓶頸期[13]。發展緩慢的原因大致可歸結為兩方面：一是地球內部結構研究對國民經濟和社會發展關係重大，自然資源的勘探和地下核爆炸的偵查困難較多；二是震源研究難度較大，它的研究主要依賴於反映地震的動力學特性的地震波波形，地震波波形受到震源過程、傳播介質以及儀器等各方面的影響[14][15]。
1950年，可控震源在美國首次出現，並於1957年投入實際應用[16]。1954年，蘇聯方面啟動了對地下核爆炸引起地殼構造變動過程的研究[17]。1957年9月19日，美國在內華達試驗場進行了第一次地下核試驗[18]。同年9月，在多倫多國際大地測量學與地球物理學聯合會（IUGG）的大會上，地球物理學家布倫（K. E. Bullen）作了題為《我們原子時代的地震學》的報告，公開發布了對該次核試驗核爆地震震源的研究結果，引起了地球物理學界和社會公眾的極大反響[18][19]。
20世紀60年代之後，震源研究進入快速發展期[13]。1961年以後，可控震源作為通用地震勘探工具開始在石油勘探等領域廣泛使用[16]。蘇聯聯合地震觀測台網亦從當年起率先投入地下核試驗監測工作[20]。1960年代中期，許多研究機構擴充了地震學方向的物質破裂物理學室內實驗隊伍 ，並將研究方向放在了對剪切破壞條件下微裂隙和宏觀裂隙的形成過程及伴隨此過程的樣品與模型物理—力學性質的變化過程研究上[8]。同時，野外預報研究也取得了進展，並確認了地球各不同地區中發現的部分前兆具有與地震能量有關的類似的時間過程[8]。1960年代末，日本學者笠原慶一提出了發震孕育時間的概念[21]。1970年代，中國地球物理學家傅承義提出了「紅腫」假說，他認為地震發生前有一個形如「紅腫區」的孕育區[13]。同一時期，中國科學院也在其地球物理研究所下設置了震源物理研究室，這是中國大陸首個震源物理研究的專門機構[13]。蘇聯研究人員其後提出了孕震期間和未來震源周圍區域的概念，發展和完善了震源物理學科[13]。蘇聯亦於1970年代末成立了蘇聯科學院地球物理研究所震源物理研究集體，作為震源物理研討研究的學術專門團體[13]。
21世紀初，美國開始在加利福尼亞州等州和地中海地區、日本等地布設了稀疏寬帶台網，這是一般數字台陣在震源物理方面的較早應用[22]。德格雷德和帕西亞諾姆利用該台網的記錄，採用時間域反演方法，推導取得了地震序列的地震矩張量數據，對此前震源物理張量解的研究方法進行了平行實驗，並了解了震源過程子破裂的部分細節[22][23]。
測定方法
測定震源，首先需要測定震中。在20世紀以前，測定震中的方式一般為幾何中心法。隨着地震學的發展，在地震儀等儀器技術逐步趨向於成熟後，便誕生了方位角法（單台測定法）和台網測定法。測定震中位置後，再測定震源深度h即可測出震源位置。使用石川法、和達法和走時表法等可以測定和計算震源深度[24]。
測定近震震源位置和遠震震源位置的方法不盡相同，且各有很多方法。但是基本可分為兩類：一類是根據方位角測定震中[註 2]，另一類是根據走時測定震中。在實際觀測中，地震區單台記錄到某些微弱的地方性地震和一些近震，但其他地區的地震台往往沒有記錄地不夠精確甚至沒有記錄到。因此，必須謀求單台測定震源位置的方法，以便及時掌握當地地震活動的動態。同時，一個較大規模的地震發生後，雖然根據本台的記錄可以判斷該地震的遠近，但卻不知道具體發生的地方，一般需要靠台網多台測定後，才能知道震中位置[24]。
20世紀以前，在沒有儀器記錄時，地震的震中位置都是按破壞範圍而確定的宏觀震中，它是極震區（震中附近破壞最嚴重的地區）的幾何中心。由於無法確定極震區的精確範圍，通常會造成誤差[25]。
由於各種地震波在不同地區、不同深度傳播的速度都不同，波速快的或走直徑的[註 3]先到達測站，其後陸續有其他波到達，這就產生了時間差。將震中距、震源深度和記錄到的各種波的時間差，就可以編成適合各地使用的時距曲線及走時表。在某地發生地震時，分析員從地震記錄圖上量出該地震事件的各種波[註 4]的時間差，對照已編好的走時表或套用公式計算，便可得出震中距。隨後便需要確定方位角。將兩個水平方向的初動振幅化為地動位移，用三角函數便可求出方位角。當方位角和震中距都求出來後，便能夠容易地找到震中位置。這種方法便稱之為單台測定法[26]。
當至少三個地震測站計算出震中距時，便可通過三邊量測法確定震中的位置[27]。這種通過儀器測量出的震中一般稱之為微觀震中的方法被稱為台網測定法[24][註 5]。具體做法是，分別以三個台站為圓心，以各自求得的震中距按相應比例作半徑在地圖上畫圓。然後，將每兩個圓的交點連接，三條弦的交點即為所求得的震中，再換算出經緯度[26]。交切法初定的震中精度往往不高。其誤差最好的情況為±0.3°，一般可達1°，所以必須要對其進行進一步修訂[24]。
以地震台為圓心O、震源距離D為半徑R構成一個球面，此球面在地面的截線就是同樣的一個圓。三個圓相交可作出三條弦，三條弦的交點就是震中。過震中和任一地震台引線，作通過震中於台引線的垂線弦，則弦長的一半即為震源深度h[24]。然而，這種方法被認為誤差較大[28]。
和達球面方程相應的球面稱為和達球面。球心在地面上，球面與地面相交的圓，稱為和達圓。各個地震台組合的和達圓的公共弦交點就是震中。過震中而垂直於過震中的半徑的弦的二分之一為震源深度h[24]。然而，這種方法被認為誤差較大[28]。
若已知不同深度的走時表，則用各地震台記到的波的到時和震中距，分別作出實驗走時曲線，並與地區走時表對比。若各震相都落在某一深度的走時曲線上，則該深度即為所求的震源深度[24]。
由於地震滑動中心的位置，既受到斷層整體大小的影響，又受到斷層滑動（或應力）小尺度變化的影響，對地面運動產生了很大影響。因此，大地震的地面運動強烈地依賴於一個更趨向於局部性的方向性效應，即震源的位置可能會受到高滑動區域的影響[29]。有限斷層震源模型是由日本學者小次郎入倉於2000年所提出的一種測定震源的模型。這種模型參數分為2類，分別為用來表徵震源區宏觀特徵的全局震源參數和用來表示斷層面上的不均勻性或粗糙度的局部震源參數。該模型首先根據地震構造背景和活動性調查等資料，確定出活斷層的空間方位和滑動類型。其次，根據地震危險性評價判定的矩震級，根據經驗關係是確定各種參數的值。在斷層破裂面上劃分1 km×1 km的網格，對每個網格賦予相對的滑動值。再將斷層破裂面離散為2M×2N個網格，然後進行插值和平滑。最後，用傅氏變換將上述模型從空間域變化至波數域[30]。
相關研究
測定震源參數並提高其測量的精確度，是近代地震學研究的基本問題之一。因此，測定地震的基本參數一直是測震工作者日常從事並奮力精確化的課題。隨着應用數學和電子計算機的發展並應用於地震學領域，以及地震學本身觀測系統的改觀，使得精確測定地震基本參數的工作有了重大進展[24]。
- 按照震源深度的不同，通常可把地震分為三類：
- 淺源地震：震源深度小於60千米的地震。
- 中源地震：震源深度在60千米到300千米範圍內的地震。
- 深源地震：震源深度大於300千米的地震。
由於受到震源、震源深度、震中距及地震射線的傳播綜合影響，反映在地震記錄圖上震相表現的形態亦不相同。因此，隨着震中距的不同，地震參數的測定也就不同。已知觀測點的震中距，就可以較為輕鬆地分辨複雜而各異的震相，一般根據記錄圖上地震記錄的總情況加以判斷。地震的大小、遠近、深遠各有明顯的特徵。震源越近，震動的持續時間越短；震源越遠，則持續時間越長[35]。
在震相研究中，震源機制解是用地球物理學方法判別斷層類型和地震發震機制的一種方法。一次地震發生後，通過對不同的地震台站所接受到的地震波信號進行數學分析，即可求出其震源機制解。震源機制解不僅可以使人了解斷層的類型（是正斷層、逆斷層還是走滑斷層），而且可以揭示斷層在地震前後具體的運動情況[36][37]。
參見
注釋
參考文獻
外部連結
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