三、P波的四象限分布 在地震学的早期研究中，人们就 已注意到P波到达时地面的初始振动有 时是向上的,有时是向下的。20世纪的 10～20年代，许多地震学者在日本和 欧洲的部分地区几 乎同时发现，同一 次地震在不同地点 的台站记录,所得的 P波初动方向具有四 象限分布特征。
地表垂直向地震仪记录P震相的初始 振动方向:向上的,记为正号；向下的，记 为负号。正号P波是压缩波,因为这种波的 到达使台站受到来自地下的一个突然挤压， 台基介质体积发
十一、求解方法
1、P波初动法 2、P波S波振幅比方法 （根据震源理论，在均匀各向同性介质 中，双力偶震源幅射的远场地震波位移 分量表达式，利用振幅的相对大小，可 算出P、T、B轴方位）3、其它方法（例 如在频率域分析P波或S的振幅谱低频幅 值等）

M
上式表述的是双力偶震源辐射的远场地震波位移在观测点 P(r ,θ,Φ)处的分量表达式,ρ为岩石密度,r表达位移的点至震源 的距离, 是双力偶中一个力偶强度随时间的微商 M P波与S波振幅比反演震源机制的方法 振幅比的幅射花样随空间方位的变化比单种波的辐射花样要强 烈得多.从此意义来说,只要有正确的观测振幅比,且观测值归算 至震源球面上后的位置正确的话,振幅比观测对震源机制参数有 较强的约束力.但用振幅比测定震源机制解时,只能求出两节面 的空间位置,不能确定可能断层面的运动特性,还须借助至少一 个P波初动.
近震震源球示意图
远震震源球示意图
只要记录足够多，且台站对应点在震源 球面上的分布范围足够广，则总可找到两个 互相垂直的大圆面将震源球面上的正、负号 分成四个部分,即四象限, 这两个互相垂直的 大圆面称为 P波初动的节面，节面与地面的 交线称为节线，节面上P 波初动位移为零。二节面 之一 (AA′)与地震的断 层面一致，而另一个面
生一微量的缩小。负 号P波是膨胀波,因为 它使台站受到一个突
然拉伸，介质体积发
生一微量膨胀。
四、震源球
由于地球介质不均匀而使地震射线发生弯曲， 射线与地面交点（观测点）为S，这就使得测到初 动方向的观测点所测到初动符号的分布与真正震 源产生不符，为消除射线弯曲造成的影响，引入 震源球。以震源F为球心，作一足够小的球面，小 到球内射线弯曲可忽略不计（即此小球内的介质 是均匀的），这个小球面称为震源球。每个台站 记录的P波震相都可同震源处发出的一根地震射线 相对应。从每个台站沿地震射线回溯到震源，都 可在震源球面上找到一个对应点S’。将每个台站记 录的 P波可能受到的变换作了适当校正之后将初 动方向标到震源球面上去。
当断层错动面与最大主应力方向之间的夹角等于45°时， 达最大值 ，由此说明，与断层错动面成45°夹角 部位的岩体受着最大应力的作用，所以在此部位上P波 初动振幅最大。
2

深入研究的结果否定了 单力偶模型而接受了双 力偶模型。这主要是因 为尽管二者 P波的辐射 图像一样，但二者S波 的辐射图像则不同，而 S波的观测结果是支持 双力偶模型的。
滑动角：以断层走向为基础，向上为正，向下为负。 -180°— +180°滑动方向指断层上盘相对于下盘的运动。 =0左旋，=180右旋，=+90逆，=-90正


当人站在断层一侧，而另一侧是向右运动时，称断 层运动是右旋的；若另一侧是向左运动，则称断层 运动是左旋的。
九、震源机制解 利用双力偶点源模型，根据地震波观测，求震源模型 参数的结果，通常称为震源机制解。
断层面的鉴别 按照点源模型，根据远场P波和S波的 观测只能定出地震的两个节面，而不能判定其中哪一个是 实际的断层面。为鉴别哪个是断层面，还需要补充其他有 关震源的信息，如地表破裂资料、余震空间分布特征、极 震区等震线的形状等。一般只有对较大的地震才能获得这 类资料。
由地震波观测鉴别断层面时，需要考虑破裂传播的 效应,断层面的破裂是从一个很小的区域首先开始的,并 以有限的破裂传播速度（小于横波传播速度）扩展到整 个断层面。根据地震波初至到时测定的震源位置就是破 裂起始点的位置。破裂传播效应对辐射地震波的振幅和 周期都有影响。对振幅的影响是使P波和S波的辐射玫瑰 图不再具有对称性,而是如图单侧破裂传播
七、震源模型参数 根据地震波观测按双力偶点源模式求解震源的 基本参数时，除了给出二节面的空间方位外，还常 给出所谓P、B、T轴的空间方位。P为压力轴，T为 张力轴,B轴即是二节面的交线，又称零轴，因为该 轴线上质点位移为零， 也有记为N轴的。P轴和T 轴都位于同B轴垂直的平 面内，P轴位于膨胀波象 限，而T轴位于压缩波象 限。P轴和T轴可分别看成 是同双力偶等效的双偶极 力系的压力轴和张力轴。
点源模型只是震源模型的一种,其 它的震源模型还有有限移动源模 型与位错源模型等 由于地震学的震源理论与事实证 明双力偶力系比较接近实际,因此 现在比较常用的震源模型为双力 偶力系点源模型.

六、地震波的辐射玫瑰图 以到原点的距离长短来表示震源球面上地 震波振幅的强弱,则可构成地震波的辐射玫瑰 图。根据弹性力学的理论可知，断层错动面位 于岩体内受剪切应力最大的平面上。剪切应力 的表达式为: 1 3 sin 2 式中 1 为最大主应力 3 为最小主应力。
十、震源机制参数的表达 常常需要将观测符号在震源球面上的分布、节 面或各力轴与震源球面的交线或交点用图表示出来 由于不好直接在球面上作图，需用平面作图来代替 于是出现了多种将球面上的点同平面上的点一一对 应起来的投影方法。最常用的是伍尔夫网和施密特 网，二者所取的投影平面都是某个过球心的大圆面 。伍尔夫网又叫等角投影网或赤平极射投影网，， 球面上的正交曲线族投影到平面上后仍保持正交。 施密特网又叫等面积投影网，球面上面积相等的区 域在平面上的投影面积仍相等。
震源机制解
一、震源 二、震源机制 三、P波的四象限分布 四、震源球 五பைடு நூலகம்震源模型 六、地震波的辐射玫瑰图 七、震源参数 八、地震断层的描述 九、震源机制解 十、震源机制参数的表达 十一、求解方法 十二、具体实例
一、震源 地震波发源的地方，叫作震源。在 地震学中是指地震在地下发源的地方。 二、震源机制 是地震震源处地球介质的运动方式。 震源机制研究的内容包括，确定地震断 层面的方位和岩体的错动方向，研究震 源处岩体的破裂和运动特征，以及这些 特征和地震波之间的关系。即研究地震 发生时的力学机制和震源断层的运动模 型。
S波更容易反映出破裂传播的效应,即在破 裂前进的方向上,S波的振幅大大增强了。在破 裂前进的方向上，波的高频成分增强，使地动 脉冲的时间宽度变窄；而在相反的方向上，波 的频率变得较低，地动脉冲时间宽度变宽。有 时能从实际地震波记录中分辨出上述振幅和周 期（或频谱）随方位变化的不对称性，由此可 鉴别出哪个节面是断层面，并求出破裂传播长 度和传播速度等参数。
(BB′)称为辅助面。
五、震源模型 点源模型：1923年中野广首先提出了震源的单力 偶力系，即在地震瞬间，震源处突然作用一个力偶， 使断层两盘发生相对运动，扰动周围介质，辐射出地 震波，用作用于震源处的一些集中力系来解释震源辐 射地震波的特征，
此后，本多弘吉又提出双力偶力系，若在 一个小的平面断层上发生一个突然的纯剪切错 动，则会产生地震波幅射，这样的剪切错动震 源产生的远场地震波与在震源处突然有一个双 力偶的作用产生的地震波相同。地震学的震源 理论与事实均证明它比单力偶力系更接近实际

十二、具体实例
汶川主震和余震分布及震源机制解（据美国地质调查局，2008.5.13）
甘肃岷县、临潭间,震级Ms5.2
20080222 131.49
17:20:06.8 48.52 4.6 俄罗斯
20080403 15:33:39.6 46.92 3.8 集贤
131.35
P T
谢 谢！
八、地震断层的描述
正断层定义：上盘下降，下盘上升
拉伸过程中产生 逆断层定义：上盘上升，下盘下降 挤压过程中产生 走滑断层：断层两盘基本无上下相对运动，而沿 着断层面在水平方向发生相对位移，纯水平作用 力产生

走向:由正北至断层线顺时针量取的角度，（左脚 在下盘，右脚在上盘）0°-360° 倾向:即断层面向上的法线之水平投影的方向, 倾角:断层面与地平面间的夹角0°—90°