（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
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