震源簡介
靜力學是力學的一個分支，它主要研究物體在力的作用下處於平衡的規律，以及如何建立各種力系的平衡條件。平衡是物體機械運動的特殊形式，嚴格地說，物體相對於慣性參照系處於靜止或作勻速直線運動的狀態，即加速度為零的狀態都稱為平衡。對於一般工程問題，平衡狀態是以地球為參照系確定的。靜力學還研究力系的簡化和物體受力分析的基本方法。
發展簡史
靜力學一詞是法國數學、力學家P．伐里農於1725年引入的。從現存的古代建築，可以推測當時的建築者已使用了某些由經驗得來的力學知識，並且為了舉高和搬運重物，已經能運用一些簡單機械(例如槓桿、滑輪和斜面等)。靜力學是從公元前三世紀開始發展，到公元16世紀伽利略奠定動力學基礎為止。這期間經歷了西歐奴隸社會後期，封建時期和文藝復興初期。因農業、建築業的要求，以及同貿易發展有關的精密衡量的需要，推動了力學的發展。人們在使用簡單的工具和機械的基礎上，逐漸總結出力學的概念和公理。例如，從滑輪和槓桿得出力矩的概念；從斜面得出力的平行四邊形法則等。阿基米德是使靜力學成為一門真正科學的奠基者。在他的關於平面圖形的平衡和重心的著作中，創立了槓桿理論，並且奠定了靜力學的主要原理。
阿基米德得出的槓桿平衡條件是：若槓桿兩臂的長度同其上的物體的重量成反比，則此二物體必處於平衡狀態。阿基米德是第一個使用嚴密推理來求出平行四邊形、三角形和梯形物體的重心位置的人，他還套用近似法，求出了拋物線段的重心。著名的義大利藝術家、物理學家和工程師達·芬奇是文藝復興時期首先跳出中世紀煩瑣科學人們中的一個，他認為實驗和運用數學解決力學問題有巨大意義。他套用力矩法解釋了滑輪的工作原理；套用虛位移原理的概念來分析起重機構中的滑輪和槓桿系統；在他的一份草稿中，他還分析了鉛垂力奇力的分解；研究了物體的斜面運動和滑動摩擦阻力，首先得出了滑動摩擦阻力同物體的摩擦接觸面的大小無關的結論。對物體在斜面上的力學問題的研究，最有功績的是斯蒂文，他得出並論證了力的平行四邊形法則。
靜力學一直到伐里農提出了著名的伐里農定理後才完備起來。他和潘索多邊形原理是圖解靜力學的基礎。分析靜力學是義大利數學家、力學家J．L．拉格朗日提出來的，他在大型著作《分析力學》中，根據虛位移原理，用嚴格的分析方法敘述了整個力學理論。虛位移原理早在1717年已由伯努利指出，而套用這個原理解決力學問題的方法的進一步發展和對它的數學研究卻是拉格朗日的功績。我國古代科學家對靜力學有著重大的貢獻．春秋戰國時期偉大的哲學家墨翟（公元前５世紀至４世紀）在他的代表作《墨經》中，對槓桿、輪軸和斜面作了分析，並明確指出“衡……長重者下，短輕者上”，提出了槓桿的平衡原理。靜力學的基本物理量有三個：力、力偶、力矩。力的概念是靜力學的基本概念之一。經驗證明，力對已知物體的作用效果決定於：力的大小(即力的強度)；力的方向；力的作用點。通常稱它們為力的三要素。力的三要素可以用一個有向的線段即矢量表示。
凡大小相等方向相反且作用線不在一直線上的兩個力稱為力偶，它是一個自由矢量，其大小為力乘以二力作用線間的距離，即力臂，方向由右手螺鏇定則確定並垂直於二力所構成的平面。力作用於物體的效應分為外效應和內效應。外效應是指力使整個物體對外界參照系的運動變化；內效應是指力使物體內各部分相互之間的變化。對剛體則不必考慮內效應。靜力學只研究最簡單的運動狀態即平衡。如果兩個力系分別作用於剛體時所產生的外效應相同，則稱這兩個力系是等效力系。若一力同另一力系等效，則這個力稱為這一力系的合力。靜力學的全部內容是以幾條公理為基礎推理出來的。這些公理是人類在長期的生產實踐中積累起來的關於力的知識的總結，它反映了作用在剛體上的力的最簡單最基本的屬性。
這些公理的正確性是可以通過實驗來驗證的，但不能用更基本的原理來證明。靜力學，按研究對象的不同，可分為質點靜力學、剛體靜力學、流體靜力學等；按研究的方法可分為幾何靜力學（或初等靜力學）和分析靜力學。幾何靜力學可以用解析法，即通過平衡條件式用代數的方法求解未知約束反作用力；也可以用圖解法，即以力的多邊形原理和伐里農——潘索提出的索多邊形原理為基礎，用幾何作圖的方法來研究靜力學問題。分析靜力學是拉格朗日提出來的，它以虛位移原理為基礎，以分析的方法為主要研究手段。他建立了任意力學系統平衡的一般準則，因此，分析靜力學的方法是一種更為普遍的方法。靜力學在工程技術中有著廣泛的套用。例如對房屋、橋樑的受力分析，有效載荷的分析計算等。
機制原理
震源對地震震源的研究開始於20世紀初葉。1910年提出的彈性回跳理論，首次明確表述了地震斷層成因的概念（見地震成因）。在地震學的早期研究中，人們就已注意到P波到達時地面的初始振動有時是向上的,有時是向下的。20世紀的10～20年代，許多地震學者在日本和歐洲的部分地區幾乎同時發現，同一次地震在不同地點的台站記錄,所得的P波初動方向具有四象限分布。日本的中野廣最早提出了震源的單力偶力系，第一次把斷層的彈性回跳理論和 P波初動的四象限分布聯繫起來。此後，本多弘吉又提出雙力偶力系，事實證明它比單力偶力系更接近實際。美國的拜爾利(P.Byerly)發展了最初的震源機制求解法,1938年第一次利用P波初動求出完整的地震斷層面解。
斷層面的確定，P波四象限分布 地表垂直向地震儀記錄P震相的初始振動方向。向上的記為正號；向下的，記為負號。正號P波是壓縮波,因為這種波的到達使台站受到來自地下的一個突然擠壓，台基介質體積發生一微量的縮小。負號P波是膨脹波,因為它使台站受到一個突然拉伸，介質體積發生一微量膨脹。
每個台站記錄的某一特定 P波震相都可同震源處發出的一根地震射線相對應。圖1[P波四象限分布示意圖]右部給出假定地殼均勻時一些地震射線的例子。今以震源F為球心，作一足夠小的球面S，小到球內射線彎曲可忽略不計。這個小球面稱為震源球
震源事實上，對地表P波水平位移也觀測到指向震中和背向震中的象限分布特點如圖2[1927年日本本州7.5級地震引起的P波初動地動位移]。
單力偶和雙力偶模型 地震學家曾用作用於震源處的一些集中力系來解釋震源輻射地震波的特徵（圖3[ 作用於震源的集中力系模式]）。理論計算證明，圖3[ 作用於震源的集中力系模式]的c和d的力系輻射的遠場地震波是相同的。而a和b的單力偶力系輻射的P波，其振幅和初動方向隨方位的分布有相同的特點。50年代前後曾有一場爭論，即單力偶和雙力偶哪一種能反映真實的震源過程。深入研究的結果否定了單力偶模型而接受了雙力偶模型。這主要是因為儘管二者 P波的輻射圖像一樣，但二者S波的輻射圖像則不同，而S波的觀測結果是支持雙力偶模型的。
震源根據地震波觀測按雙力偶點源模式求解震源的基本參數時，除了給出二節面（或其法線矢量）的空間方位外，還常給出所謂P、B、T軸的空間方位。B軸即是二節面的交線，又稱零軸，因為該軸線上質點位移為零，也有記為N軸的。P軸和T軸都位於同B軸垂直的平面內，且各與二節面的夾角相等，P軸位於膨脹波象限，而T軸位於壓縮波象限。P軸和T軸可分別看成是同雙力偶等效的雙偶極力系的壓力軸和張力軸。
常常需要將觀測符號在震源球面上的分布、節面或各力軸與震源球面的交線或交點用圖表示出來。由於不好直接在球面上作圖，需用平面作圖來代替，於是出現了多種將球面上的點同平面上的點一一對應起來的投影方法。最常用的是伍爾夫網和施密特網（圖5[ 震源球面常用的投影網]）。二者所取的投影平面都是某個過球心的大圓面。伍爾夫網又叫等角投影網或赤平極射投影網，球面上的正交曲線族投影到平面上後仍保持正交。施密特網又叫等面積投影網，球面上面積相等的區域在平面上的投影面積仍相等。圖5[ 震源球面常用的投影網]中兩個圖網的左右兩部分分別是球面上不同正交曲線族在平面上的投影。圖6[ 中國唐山地震主震節面解在伍爾夫網上的表示]是1976年7月28日中國唐山大地震的P波初動符號和震源機制解答參數用伍爾夫網表示的結果。
S波的利用 點源輻射的遠場S波位移矢量是在垂直於地震射線的平面內偏振的。根據 S波觀測研究震源機制時常常利用S波的偏振角ε，其定義為：
ε=arctg(H/V),這裡H和V分別是入射S波的SH和SV分量（圖7[S波偏振角示意圖]）。將實際地震圖上的 S波記錄經過儀器和地表
震源斷層面的鑑別 按照點源模型，根據遠場P波和S波的觀測只能定出地震的兩個節面，而不能判定其中哪一個是實際的斷層面。為鑑別哪個是斷層面，還需要補充其他有關震源的信息，如地表破裂資料、餘震空間分布特徵、極震區等震線的形狀等。一般只有對較大的地震才能獲得這類資料。
由地震波觀測鑑別斷層面時，需要考慮破裂傳播的效應，斷層面的破裂是從一個很小的區域首先開始的,並以有限的破裂傳播速度（小於橫波傳播速度）擴展到整個斷層面。根據地震波初至到時測定的震源位置就是破裂起始點的位置。
破裂傳播效應對輻射地震波的振幅和周期都有影響。對振幅的影響是使P波和S波的輻射玫瑰圖不再像圖4[P波和S波的輻射花樣圖]中雙力偶那樣具有對稱性，而是如圖8[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]所示。圖8[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]是矩形斷層單側破裂（即破裂從斷層一端開始後朝一個方向擴展）震源的遠場 P波和 S波的輻射圖案。由圖[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]可見，S波更容易反映出破裂傳播的效應，即在破裂前進的方向上,S波的振幅大大增強了。破裂傳播對地震波周期的影響是地震波的記錄上反映出都卜勒效應：即在破裂前進的方向 上，波的高頻成分增強，使地動脈衝的時間寬度變窄；而在相反的方向上，波的頻率變得較低，地動脈衝時間寬度變寬。
有時能從實際地震波記錄中分辨出上述振幅和周期（或頻譜）隨方位變化的不對稱性，由此可鑑別出哪個節面是斷層面，並求出破裂傳播長度和傳播速度等參數。
震源震源的彈性位錯理論 歷史上對震源的研究是沿兩條途徑發展起來的。一條途徑是企圖用在震源處作用的體力系來描述震源，另一條途徑是用震源處某個面的兩側發生位移或應變的間斷來描述震源。1958年，加拿大的斯特凱蒂(J.A.Steketee)在前人工作的基礎上提出了震源的三維彈性位錯理論，將這兩種描述方法統一了起來。以後，許多地震學家發展和套用了這一理論。
該理論的重要結果之一是：證明了在產生位移或應變場方面位移位錯和雙力偶力系的等價性，從而肯定了震源的雙力偶點源模型的合理性，並最後結束了前述關於單力偶與雙力偶點源模型的爭論。設在均勻各向同性彈性介質中有某一小面元d∑,在其兩側的介質分別發生了(和(的位移，則穿過該面發生的位移躍變 (即位錯)為：Δ=(-( 。彈性位錯理論證明，該位錯在引起周圍介質的位移場方面同在小面元處作用著一個雙力偶力系的效果等價，而雙力偶中一個力偶的力偶矩為：dM0=μΔd∑ ，式中μ是彈性介質的剪下模量。對於實際地震，斷層面有一個有限的 尺度。設斷層面總面積為A，若引入斷層面上的平均位錯[444-01]則可得出一個描述地震大小的物理量──地震矩M0，其表達式為：[444-02]當觀測點離震源很遠時，可將震源近似地看成為點源，這時地震矩的大小就表示同此點源等價的雙力偶中一個力偶的力偶矩的大小。
測定方法
震源地震波分為體波和面波，這兩種波在地殼內的傳遞速度是不一樣的，在地震記錄儀上，這兩種波有一個時間差，根據時間差可以計算出震源到地震記錄儀的距離，以地震記錄儀為圓心，以算出的距離為半徑，在專用地圖上畫圓，震源就在這個圓上；再利用設定在其他地區的地震記錄儀，又可以確定一個圓，這兩個圓應該有兩個交點，震源的位置就在這兩點之中的一個；再利用另外設定的第三台地震記錄儀，就可以確定震源的確切位置了。
也可以利用兩台地震記錄儀完成震源的測定：第一台地震記錄儀判定震源到地震記錄儀的方向，可以在地圖上畫出一條直線；另外設定的一台地震記錄儀亦可以畫出一條直線，這兩條直線的交點就是震源。
還可以利用一台地震記錄儀判斷震源的位置：根據體波和面波的時間差，算出震源的距離，根據地震記錄儀第一筆的筆畫方向，判定震源的方向，有了方向和距離，就可以斷定震源的位置。
震源參數
隨著對震源力學過程研究的深入，描述震源模型所需用的參數也逐漸增多。基於地震震源的斷層模型，目前常
震源此外，有人不用上表中的走向這個參數，而改用傾向，即斷層面向上的法線之水平投影的方向。位錯矢量與走向一致的斷層稱為走滑斷層；位錯矢量與傾向一致的斷層稱為傾滑斷層。傾滑斷層又分為逆斷層（上盤向上運動）和正斷層（上盤向下運 動）。有些斷層介於走滑與傾滑之間，但以一種方式為主。當人站在斷層一側，而另一側是向右運動時，稱斷層運動是右鏇的；若另一側是向左運動，則稱斷層運動是左鏇的。
從地震波記錄測定或估計震源參數時，除利用體波記錄外，也可利用面波記錄。一般採用波譜分析或理論地震圖方法進行分析。用波譜分析法時，一般是先求出震源參數同理論震源波譜的某些特徵量之間的聯繫，然後用傅立葉分析法從地震記錄求出觀測的震源波譜和相應的特徵量，再根據上述聯繫推算震源參數。用理論地震圖方法時，可用嘗試法先假定一些震源參數，並選定地球結構參數，然後計算出觀測點的理論地震圖，再同該點的觀測地震圖對比，根據二者是否符合再確定實際的震源參數。也可利用適當的最最佳化的反演方法，直接求出與觀測量擬合最好的震源參數，而不要反覆嘗試了。
相關知識
震源震中：震源上方正對著的地面稱為震中。震中及其附近的地方稱為震中區，也稱極震區。震中到地面上任一點的距離叫震中距離（簡稱震中距）。震中距在100公里以內的稱為地方震；在1000公里以內稱為近震；大於1000公里稱為遠震。
地震波：地震時，在地球內部出現的彈性波叫作地震波。這就像把石子投入水中，水波會向四周一圈一圈地擴散一樣。
地震波主要包含縱波和橫波。振動方向與傳播方向一致的波為縱波（P波）。來自地下的縱波引起地面上下顛簸振動。振動方向與傳播方向垂直的波為橫波（S波）。來自地下的橫波能引起地面的水平晃動。橫波是地震時造成建築物破壞的主要原因。
由於縱波在地球內部傳播速度大於橫波，所以地震時，縱波總是先到達地表，而橫波總落後一步。這樣，發生較大的近震時，一般人們先感到上下顛簸，過數秒到十幾秒後才感到有很強的水平晃動。這一點非常重要，因為縱波給我們一個警告，告訴我們造成建築物破壞的橫波馬上要到了，快點作出防備。
1976年唐山大地震時，一位住在樓房裡的幹部突然被地震驚醒。由於這位幹部平時懂點地震知識，所以當他感到地震顛簸時，迅速鑽到桌子底下，五、六秒種後，房頂塌落。直到中午，他被救出後，深深感到要不是自己果斷鑽到桌子底下，早就沒命了。他說是地震知識救了他的命。
