震央距

震央示意圖

震央距（英語：epicentral distance），是指震央至某一指定點的地面距離。一般地，規模相等的地震，震央距越小，地震造成的破壞越重。反之，隨著震央距的增加，地震造成的破壞逐漸減輕。由於較早年代設計的地震儀的限制，一些地震度量在觀測點的震央距超過一定範圍便開始出現誤差。在地震學中，遠震通常用°（度）作為單位，而近震則使用公里作為單位。但無論遠近，都使用Δ作為符號表示震央距。

測量方法

S－P時差法

即使某次地震的震源深度很深，它仍然可以擁有一個極短的震央距。在測量震央距較小的地震的震央距時，首先要量出P波初動的讀數，然後確認S波的到達。根據P波和S波的到時差，在走時表上查出震央距Δ的數值。

其它方法

如果震源非常遠，即震央距離大於105°時，就不能根據S－P時差法確定震央距離了，而必須採用P、PKP、PP、SKS、PS等波來確定震央距。

與地震度量的關聯

主條目：地震度量

近震規模的定義

主條目：近震規模

1935年，在沒有成熟的地震度量的背景下，兩位來自美國加州理工學院的地震學家查爾斯·弗朗西斯·芮克特和賓諾·古登堡為研究美國加州地區發生的地震，設計出近震規模的地震度量。為了使結果不為負數，芮克特定義在震央距為100公里處之觀測點地震儀記錄到的最大水平位移為1微米（這也是伍德－安德森扭力式地震儀的最高精度）的地震作為0地震。按照這個定義，如果震央距為100公里處的伍德-安德森扭力式地震儀測得的地震波振幅為1毫米的話，則規模為3。雖然芮克特等人嘗試使結果不為負數，但由於近震規模規模並沒有明確規定上限或下限，現代精密的地震儀經常記錄到規模為負數的地震。並且由於當初設計芮氏地震規模時所使用的伍德-安德森扭力式地震儀的限制，近震規模ML若大於約6.8或觀測點的震央距超過約600公里便不適用。

表面波規模的計算

主條目：表面波規模

震央距是計算表面波規模的重要參數之一。計算表面波規模的方程式為：

$M=\log _{10}\left({\frac {A}{T}}\right)_{\text{max}}+\sigma (\Delta )$

其中，A表示表面波中最大質點位移（兩個水平位移的向量和），單位為微米；T表示對應的週期，單位為秒；Δ表示震央距，單位為度；σ(Δ)是量規函數。一般地，量規函數的表達式為：

$\sigma (\Delta )=1.66\cdot \log _{10}(\Delta )+3.5$

根據GB 17740-1999，兩個水平位移必須是在相同時間或八分之一個週期內測量，如果兩個位移有不同的週期，必須使用加權總合。

$T={\frac {T_{N}A_{N}+T_{E}A_{E}}{A_{N}+A_{E}}}$

其中，A_N表示南北方向的位移，單位為微米；A_E表示東西方向的位移，單位為微米；T_N表示對應A_N的週期，單位為秒；T_E表示對應A_E的週期，單位為秒。

由此可見，不同震央距選用的地震表面波周期值均不相同。一般地，可參照下表選定周期值。

不同震央距(Δ)選用的地震表面波周期(T)值
Δ/°	T/s	Δ/°	T/s	Δ/°	T/s
2	3～6	20	9～14	70	14～22
4	4～7	25	9～16	80	16～22
6	5～8	30	10～16	90	16～22
8	6～9	40	12～18	100	16～25
10	7～10	50	12～20	110	17～25
15	8～12	60	14～20	130	18～25

表面波規模的大震速報

除計算表面波規模外，研究近距離內（Δ≤15°）體波衰減特徵及M_B與M_S更好的換算關係，是提高用體波規模M_B速報大震規模經度的有效途徑。這對於開展研究短周期儀DD-1和VGK等記錄測定體波規模M_b也是一項有意義的定量化工作。

與震央的關聯

三邊量測法示意圖。計算震央的具體做法是，分別以三個台站為圓心，以各自求得的震央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央，再換算出經緯度。

主條目：震央

20世紀以前，測定震央的方式一般為幾何中心法。20世紀開始，在地震儀等儀器技術逐步趨向於成熟後，便誕生了單台測定法和台網測定法。三者相比，由於地殼構造的不均勻性對地震射線傳播的影響，台網測定法的精確性最高，幾何中心法的精確性最低。

幾何中心法

20世紀以前，在沒有儀器記錄時，地震的震央位置都是按破壞範圍而確定的宏觀震央，它是極震區（震央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。

單台測定法

由於各種地震波在不同地區、不同深度傳播的速度都是不一樣的，波速快的或走直徑的先到達測站，其後陸續有其他波到達，這就產生了時間差。將震央距、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，便可得出震央距。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。當方位角和震央距都求出來後，便能夠輕鬆找到震央位置。這種方法便稱之為單台測定法。

台網測定法

當至少三個地震測站計算出震央距時，便可通過三邊量測法確定震央的位置。這種通過儀器測量出的震央一般稱之為微觀震央的方法被稱為台網測定法。具體做法是，分別以三個台站為圓心，以各自求得的震央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央，再換算出經緯度。

其它用途

地震分類

在地震分類上，震央距也發揮著自己獨特的作用。同一個地震在不同的距離上觀察，遠近不同，叫法也不一樣。根據震央距，地震可分為三類：

• 地方震（英語：local earthquake）：Δ＜100km
• 近震（英語：near earthquake）：100km≤Δ≤1000km
• 遠震（英語：distant earthquake）：Δ＞1000km

震相研究

震央距不同，由於受到震源、震源深度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，隨著震央距的不同，地震參數的測定也就不同。已知觀測點的震央距，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。