0 引言

地壳中积累的应力为驱动地震破裂提供了能量，且应力大小成为未来地震震级大小的主要控制因素。地壳中的应力主要由以下因素产生：背景构造运动、构造抬升、主应力方向的变化、孔隙流体压力变化、板块碰撞和岩体侵入等。当断层面上的局部剪切应力超过断层的摩擦力时地震发生，应力水平下降。地震应力降Δσ为地震前断层面上平均剪应力σ₀与震后断层面上平均剪应力σ₁之差，即：Δσ=σ₀-σ₁（陈章立等，2008）。

应力降是可从震源谱估计得到的重要参数之一，代表了断层滑移过程中沿断层表面应力作用的一部分。如果已知历史地震的应力降分布，有助于反演地震破裂的动态过程。因为断层附近的应力和强度分布不均匀，所以滑动和应力降一般是空间的复杂函数。对数字波形记录可使用以下方法计算震源参数（Kanamori，1994；Allmann and Shearer, 2009）：①使用标度关系对震级、震源破裂面积和（或）辐射能量（Kanamori and Anderson, 1975；Andrews，1986）来估计应力降或视应力，该方法一般用于大地震或强震；②给定震源模型（Brune，1970；Madariaga，1976），通过数字波形震源谱估计的拐角频率（Boatwright，1984；Abercrombie，1995）推导应力降。需要注意的是，应力降作为地震引起的断层面上平均剪切应力的总和，被定义为一个静态参数，但在震源参数反演过程中借助震源假设模型根据地震波形计算应力降，而只有断层滑移速度足够大时才能产生地震波辐射，才能估计应力降。震源参数反演的诸多方法均假设震源模型为圆形断层面，因为单个事件的震源参数具有较大的不确定性，而对许多单个确定值的平均却被认为是有意义的，所以在震源参数反演过程中多采用多台联合反演方法。因此，应力降也代表平均静态应力降（Kanamori，1994；吴忠良等，1999）。由于在自相似的假设和Brune模型下，应力降与视应力存在成比例的线性对应关系（Singh and Ordaz, 1994；Baltay et al，2011），因此文中不再讨论视应力问题。

1 应力降计算方法

在自观测数据恢复震源谱并开展震源参数研究中，由于地震台站场地、射线路径等影响之间的耦合特征，反演计算过程较为复杂，目前大多数研究或假定Q值为常数，或不考虑地震台站场地的影响。地震事件波形中的高频部分容易受传播路径和台站场地影响，因此中小地震的震源谱计算更为复杂。传统的经验格林函数（EGF）方法将某个地震台站记录的震级较小地震的观测位移谱当作格林函数，把同一震源位置、震级较大的另一个地震的观测位移谱与之相除，以消除传播路径衰减、台站场地效应的影响。在现实观测中很难找到每个地震的EGF，因此该方法对大范围分布的中小地震震源谱计算并不适用。研究震源参数，是根据真实的地震事件波形反演震源谱进行的，将真实震源谱与理论震源谱进行拟合，即可得到相应的震源谱参数，进而得到震源参数。地震的震源谱模型是震源参数研究中首先要考虑的问题。理论震源模型可以表示为

$ S\left(f \right) = \frac{{{\mathit{\Omega }_0}}}{{1 + {{\left({\frac{f}{{{f_{\rm{c}}}}}} \right)}^n}}} $

(1)

式中，S(f)代表理论震源谱，震源谱由零频谱值Ω₀、拐角频率f_c及高频衰减系数n决定。零频谱值Ω₀反映了地震大小；拐角频率f_c反映了震源尺度大小，地震越小，f_c越大，震源谱中包含的高频成分越多；高频衰减系数n是指震源谱中大于拐角频率部分的衰减趋势，反映了断层面总体几何形态和地震传播过程（陈运泰等，2000）。Chael（1987）认为板内地震较好地符合ω平方模型（n=2），国内研究也表明ω²震源模型适合中国大陆的中小地震（赵翠萍等, 2005, 2011；华卫，2007），目前在利用震源谱计算应力降等震源参数研究中，基本采用ω²震源模型。

近年来，Shearer等（2006）提出一种不受台站项、路径项和震源项模型影响的震源谱计算方法，在实际计算中该方法收敛速度快，广泛应用于地震应力降研究（Shearer et al，2006；Allmann et al，2007；Allmann et al，2009；Yang et al，2009）。该方法通过对所有地震台站记录的同一地震位移谱进行叠加，对同一台站记录的所有地震位移谱进行叠加，对震中距基本相同的地震位移谱进行叠加，分别求得较为准确的震源项、台站项和路径项。这样做的目的是，先把震源项单独分离出来，然后在假定震源模型的基础上求取应力降。对多个台站记录的多个事件波形位移谱迭代叠加，得到稳定的震源项、路径项和台站项。对Shearer等（2006）提出的震源项分离方法的多种测试（Prieto et al，2006；Allmann et al，2007；Allmann et al，2009；Kane et al，2011）表明，选取输入/输出一致性较好的频率范围进行计算（Allmann et al，2007, 2009），并对反演得到的应力降参数平滑处理，能给出应力降的趋势性变化（Prieto et al，2006；Kane et al，2011）。而在地震台站分布不均匀且数量较少时，迭代叠加分离方法得到的应力降数值偏大（Shearer et al，2006）。李嘉琪等（2016）对多台站—多事件位移谱迭代叠加分离，求取震源项过程的解析表达式，得到单事件震源谱为3项偏离值的和，即该事件与所有事件震源项平均的偏离值、事件与所有台站间路径项平均值和所有事件同类项平均值的偏离值以及与路径项偏离形式一致的与残差项相关的偏离值。分离的震源谱与台站项无关，但会受到与多事件—多台站位置分布非均匀性相关的路径项影响。李嘉琪等（2016）的方法增加了地震应力降研究的可用资料范围，如：受沉积层影响的流动地震台观测记录，不能完全去除不同类型地震仪的仪器响应影响的固定地震台观测记录。

2 影响因素 2.1 观测台网限制

对于接近地表的地方，可以通过某些观测手段直接测量应力或应力降，对于比较深的地方，通过地震进行应力降测量几乎是唯一方法。迄今为止，地震学对于微震活动的近震源宽频带观测能力仍有限。除少数情况外，目前用于近震源观测的宽频带地震台网，在微震记录的完整性和反演震源谱高频部分的可靠性方面受到不同程度的限制。应力降测定应对不同方位地震台站的震源谱测定结果求平均，以消除震源幅射图像的影响，这就要求观测台网的布局均匀合理。

2.2 震级

应力降的标度（scaling）性质，即应力降如何随地震的尺度而变化，是地震学中一个尚未解决的问题。对于较大地震，比较一致的看法是应力降基本保持不变（Scholz，1990；Hanks，1992；Main，1996）。当然，该结论仅就平均意义而言。实际上，大地震的应力降往往有比较大的起伏（臧绍先，1984）；然而，小地震的应力降如何随地震的尺度而变化，却是一个有争议的问题，迄今由观测资料得到的结果似乎是相互矛盾的。Kanamori和Anderson（1975）指出，应力降在地震矩的较大范围内为常量，对于圆形断层模型情况下的趋势，应力降的实际值取决于断层的几何特性和其他细节。对于大震和强震，应力降Δσ的变化范围是1—10 MPa；对于较小地震，有必要用高频波确定震源大小，但高频波的强烈衰减和耗散使震源大小的测定变得困难，断层面积S和地震矩M₀的关系是否持续到非常小的震源尺度尚有争议。

另外，有些关于应力降的研究显示了震源的多重标度特征。通常以某个地震矩或矩震级为界，应力降表现出正相关或与地震大小无关。例如，赵翠萍等（2005）对新疆北天山中东段地区发生的地震研究显示，对于M_L < 4地震，应力降随地震矩增大而增大，应力降与地震强度有弱相关关系，M_L > 4时，其相关性不明显；Shi等（1998）研究认为，地震矩M₀ < 2 × 10²¹ N·m时，应力降随地震矩增大而增大，地震矩M₀ > 2 × 10²¹ N·m时，应力降和地震矩无明显依赖关系；吴忠良等（1999）对1988年澜沧—耿马地震部分余震的研究表明，小地震的应力降随地震尺度而增加，大地震的应力降保持不变的模型；啜永清等（2004）对山西地区3级以上地震进行研究发现，应力降与地震矩之间存在一定依赖关系，即应力降随地震矩的增大而增大，在较小的地震震级段这种依赖关系不复存在；胡秀敏等（2007）对广东地区中小地震分析发现应力降随震级的增大出现不同尺度的变化，对于M_L≤4.0地震，随着震级增大应力降呈增大趋势，而M_L≥4.0地震的应力降稳定在一范围内；刘丽芳等（2011）对云南地区中小地震进行分析，认为应力降与地震矩之间呈现不同尺度关系，当M₀ < 4×10¹⁴ N·m时，应力降随地震矩增大而增大，当M₀≥4×10¹⁴ N·m时，应力降与地震矩之间无明显依赖关系。

Nadeau和Johnson（1998）以及Sammis等（1999）则发现，小地震的应力降随着地震震源面积A的增加，以Δσ∝A^-0.3的方式降低。Marone等（1995）还发现，在地震断层的愈合过程中，接近同一地点重复发生的小地震，应力降随时间的推移存在系统变化。由前述可见，应力降与地震矩之间定标的关系甚为复杂。

2.3 震源深度

一些研究表明，应力降对深度的依赖关系或与地壳浅部的剪切波速度变化有关（Allmann and Shearer, 2007），或可用俯冲板块内的刚度变化来解释（Bilek and Lay, 1998）。一些地区的平均应力降随深度有明显增加（例如，东南亚的爪哇俯冲带），这种应力降随深度的增加主要在俯冲带地震中观测到（Allmann and Shearer, 2009）。神户地震余震在凹凸体周围和较深位置上应力降普遍较高（Moya et al，2000）；Hardebeck和Allegra（2009）发现，加州Hayward断层上地震应力降具有随着深度变化的分段性，其中在1—7 km范围平均应力降约为5 MPa，7—13 km范围平均应力降约为10 MPa，13 km以上平均应力降约为50 MPa，主要反映了脆性地壳内部较深处较高的应力环境。理论上，在更大深度断层承受的正应力更大，因此断层在破裂前可以支撑更大的剪切载荷，当地震发生时，大深度会释放更大的剪应力，因而在较深处可以产生更大的应力降（Hardebeck et al，1997）。但另外一些研究则认为，应力降不随震源深度增加而增加，即应力降对深度无依赖性（Jin et al，2000；Kinoshita and Ohike, 2002；Allmann and Shearer, 2007；Allmann and Shearer, 2009），如：Allmann和Shearer（2009）对全球5级以上地震的研究表明，中强地震释放的应力降不随深度增加而变大；Mori等（2003）对1994年北岭地震余震的研究，未发现应力降对深度的依赖关系；赵翠萍等（2011）发现，中国大陆深度小于20 km的地震，应力降未显示出随震源深度增加而增加的现象，当深度在20 km以上时，应力降显示出随深度增加而升高的迹象，似乎也表现出分段特征，需要指出，震源深度均为地震台网定位结果，未考虑深度误差影响。高应力降事件往往发生在地震活动丛集的深度范围，如：2000年姚安地震序列、2006年云南盐津5.1级双震序列（叶建庆等，2008）高应力降的地震多发生在6.0—11 km的深度范围（秦嘉政等，2003）等。

2.4 震源破裂类型

Allmann和Shearer（2009）指出全球m_b≥5.5地震平均应力降对震源机制的明显依赖，其中走滑型地震呈现平均应力降约10 MPa的最高应力降，而正断和逆断型地震则呈现平均值约2—3 MPa的较低应力降。该结论认为逆断层剪应力最高，而正断层最低（Mcgarr，1984；McGarr and Fletcher, 2002），与Anderson断裂的理论预测相反。Hoang-Trong P和Rouland（1993）、Wu（2001）也得到类似结论，即对于相同震级的地震，逆断层型应力降比走滑断层型地震低。中国大陆几个主要地震活动区的震源应力降与机制解类型之间的相关性较弱，随着正断层、走滑、逆断层机制的变化，应力降未显示出与机制类型相关的趋势（赵翠萍等，2011）。Mohammadioun和Serva（2001）指出，在约15 km深度处（相当于脆塑性边界），应力降随断层宽度（深度）增加而增加。逆断层应力降的增加比走滑和正断层更加显著；断层深度超过15 km，应力降未显示太大波动，应力降大小不依赖于断层长度。邓菲等（2016）使用应力降与震源机制解联合分析了2011年盈江5.8级地震序列的应力场演化特征，认为受同一构造应力场作用的区域内震源机制解类型与应力降有一定关系，与主震震源机制解接近，表示受区域构造应力场作用较强，应力降较高；震源机制解表现为与构造应力场差别较大时，应力降通常不高，可能与主震触发引起的局部构造活动有关。邓菲等（2014）在分析2008年盈江地区2次5级地震序列时即发现类似规律。应力降和绝对应力之间的关系尚不清楚，有可能是圆形破裂假设对最大地震失效了，特别是破裂长度明显大于深度破裂程度的大型走滑型地震。

2.5 地震类型

水库地震应力降明显小于同一级别的天然地震应力降（马文涛等，2013），例如三峡水库地震（华卫等，2010）、龙滩水库地震（华卫等，2012）、紫坪铺水库地震（张永久等, 2009, 2011）、小湾水库地震（邬成栋等，2010）。水库蓄水之后库区发生的地震，应力降和地震矩的线性关系更加明显，这种正相关性在以前很多水库地震研究中得到体现，如：印度Koyna水库（Mandal et al，1998）、浙江珊溪水库（钟羽云等，2004）、四川紫坪铺水库（张永久等, 2009, 2011）、小湾水库地震（邬成栋等，2010）、三峡水库（华卫等，2010）、龙滩水库（华卫等，2012）和糯扎渡水库（潘颖等，2015）。水库地震与构造地震中关于应力降与地震矩关系的一些结论类似（Abercrombie，1995；Allmann and Shearer, 2009）。地震应力降空间分布上与库水深度有较好的一致性，即深水区域应力降水平高。与同震级的构造地震相比，水库诱发地震的应力降值明显偏低，可能是水库蓄水造成地下介质孔隙压力增大或水的润滑作用，导致在较低构造应力状态下发生水库诱发地震。在4级以下水库地震与天然地震定标中，震级与应力降的关系存在明显差异。总体上，水库地震应力降小于同震级天然地震，2级左右水库地震应力降比天然地震小1个数量级（华卫等，2010）。因此，震级 < 4时，水库地震应力降小于相邻地区天然地震应力降的特征，可以作为水库地震的鉴别标准。

3 应力降实验与地震预测研究进展 3.1 岩石力学实验及数值模拟中应力降变化

Chinnery（1964）指出，地震应力降远小于地壳强度。Brace和Byerle（1966）提出粘滑作为地震的可能机制。此后一些实验室进行了大量粘滑实验，结果显示，最大应力降仍为100 MPa量级，比地震应力降大l—2个数量级。臧绍先（1984）指出，地震应力降和2种类型的岩石实验所得到的应力降均不是常数值，而是分布在几个数量级范围内，说明每个地震或岩石实验所处的物理条件不同，因而不能笼统地说地震应力降小于岩石实验所得应力降，但同时可以看出，地震应力降位于岩石应力降取值范围内，二者之间存在差异，这是把粘滑或剪切破裂作为地震机制需要说明的问题。

针对室内粘滑实验应力降远高于天然地震应力降（陈颙，1988）这一问题，陈铁民和陶振宇（1992）指出，天然地震应力降低于室内粘滑实验应力降是由围压刚度引起的。杨晓春等（1999）定量讨论了断层两侧块体宽度不等时断层的不稳定性，当断层扩展速度接近瑞雷波速时，临界剪应力变得很小，表明很小的应力降即可引发地震。岩石的突发失稳序列（粘滑错动序列）存在明显的阶段性，突发失稳序列中应力降的起伏主要受临界差应力变化控制（李建国等，1994）。近场条件下观测到的含单裂纹真实岩石试件在全应力—应变曲线上表现出明显的应力降现象（刘伟韬等，2016）。

当完整花岗岩的主破裂形成2条共扼破裂时，粘滑应力降较高，而主破裂呈现单一破裂面时，粘滑应力降较低，应变速率是影响粘滑复发间隔、应力降以及主破裂的几何分布、破裂面粗糙程度的关键因素（程旭海等，1996）。宏观裂纹的贯通速度决定峰值后应力降大小，岩体内积聚的能量大小是造成裂纹贯通速率快慢差异的内在因素，宏观断裂面是否完全贯通是应力降大小的决定因素（周辉等，2014）。

郭玲莉等（2014）通过黏滑地震模拟实验探讨了黏滑类型、应力降大小与震级的关系，黏滑型地震的应力降过程可能包含一次到多次高频振荡，对应若干次黏滑子事件，断层构造面的差异对各种黏滑模型的地震震级分布有明显影响，应力降与地震震级没有明显相关性，决定地震震级的主要因素应当是震源尺度。而粘滑过程多点错动现象对于理解震源过程的复杂性，解释现场地震震源不确定性与震源机制解的高矛盾比现象，提供了可能依据（李普春等，2013）。地震引起的同震剪应力变化不仅会造成邻近断层上地震发生时间的变化，也可能造成地震强度的变化（黄元敏等，2009）。黄元敏等（2016）研究了正应力扰动对断层黏滑失稳的影响，表明黏滑应力降和时间间隔主要受应力变化幅度的影响，与应力变化速率关系不大。剪应力扰动只是改变断层滑动的推动力，而正应力扰动则改变了断层面上凹凸体的接触状态。

蒋海昆和张流（1998）指出，从谱分析中得到的应力降不需要一定等于岩石的破裂强度减去摩擦应力。实验中导致应力降的岩样内部破裂所赖以产生的边界条件与地壳条件下岩石破坏的边界条件不一样，岩样的破裂强度是在位移自由的条件下得到的。将地震学中的谱分析技术用于岩石实验中的声发射（AE）研究必须满足以下3个前提条件：①内部破裂必须在等价于无限介质的边界条件下发生；②对岩石实验中的声发射（AE）的检测必须符合弹性远场条件；③探头的振幅频率关系应该像地震仪那样已知。

3.2 地震预测研究中应力降应用

最新研究和观测表明，地震的发生过程并不完全是随机的，地震在空间上倾向于集中，并主要集中在板块边缘。在时间上也不是随机的，而是存在丛集性。断层结构及地震的震级—频度分布的标度不变性、地震的时空丛集性、相当稳定的动力学应力降以及应力的微小扰动就能触发地震等，均说明在一定程度上地震的总体性质具有可预测性，并有一定程度的确定性（Main，1996；Turcotte，1997）。应力降与地震矩之间的定标关系甚为复杂，在震级预测方面效果不突出。

Allmann和Shearer的研究（2007）发现，在2004年12月Parkfield M_S 6地震前，震源区应力降显著高于断层上其他地区，而在M_S 6地震发生后，震源区应力降出现了显著下降变化。Hardebeck和Allegra（2009）讨论了高应力降分布与断层的闭锁段及岩石强度的关系，指出断层上高应力降分布区域代表该处介质更强或承受更高的外加剪应力等，即高应力降集中分布区域也许是中强以上地震的潜在震源成核区。郭晓燕等（2012）发现，主震往往发生在应力降比值高值区域附近；2006年文安5.1级地震前，应力降相对高值集中区主要分布在华北平原带上（陈学忠等，2011）；1995年10月24日云南武定6.5级地震序列高应力降主要分布在紧靠主震与强余震震中分布较小的范围内，多数5.0级以上强余震发生在应力降等值线变化激烈的周围地区（秦嘉政等，2001）；韦士中和李玉萍（1989）指出，京、津、唐、张地区中强地震的发生与中小地震的高应力降有关，4级左右地震的发生与小震高应力降有关，M_L > 5.0地震的发生与中等地震的高应力降有关；1982年卢龙M_L 6.2前唐山—卢龙地区高应力降地震与随后发生的M_L≥5地震在空间分布上有明显的对应关系（肖蔚文，1990）。为了分析中小地震应力降Δσ的时空分布，应研究确定各构造区域Δσ与M₀的定标关系，以便把M₀不同的中小地震应力降Δσ归算到同一M₀进行分析。在尚未确定定标关系的地区，应选择M₀相近的地震，分析其应力降Δσ的时空分布，以避免因M₀差别较大出现虚假异常。在Δσ时空分布分析基础上，可把Δσ明显增大的区域作为未来可能的大震孕震区。

目前国内外的研究普遍认为，震前应力τ₁越大，应力降Δσ越大。因此可以期望，在大震孕育过程，孕震区中小地震应力降Δσ有增大过程。但在具体应用时，必须注意应力降Δσ可能与地震大小有关。1982年卢龙地震前1年多，应力降出现升高—降低的变化过程（肖蔚文，1990）；1995年陡河地震前约1年曾发生多次应力降较高事件（张天中等，2000）；2001年四川雅江6.0级地震发生前，应力降Δσ值有所增大，6.0级地震前呈现较高应力降状态（程万正等，2003）；2006年文安5.1级地震前，华北平原带上应力降出现明显的升高—下降变化过程（陈学忠等，2011）。郭晓燕等（2012）通过计算营、海、岫地区1999年以来发生的4次较显著震群应力降，发现一个地震序列的应力降比值呈明显上升状态时，该序列是前震序列的可能性较大；2001年施甸M_S 5.9地震的前震序列平均应力降明显高于余震序列（秦嘉政等，2005）；汶川余震序列地震应力降总体表现为随时间的衰减过程，在空间上，龙门山断裂带地震活动水平与应力降具有明显的分段性，地震活动水平相对较弱的北川至青川，应力降处于高值水平，该段发生了2008年5月25日青川6.4级最大余震，此后余震序列应力降随时间变化趋于平稳（华卫等，2009）。叶建庆等（2014）对2006年云南盐津5.1级双震、2011年云南腾冲5.2级双震和2013年四川得荣与云南德钦香格里拉交界5.1级、5.9级双震的震源参数进行了综合分析，认为首次强震的应力降较低，可能受震源区存在障碍体的影响，构造应力未能在首次地震中得以完整释放，再次发震应力降值较高，表明已突破障碍体。从地震预测角度，利用首次地震的应力降大小，可以初步判定震区未来是否可能再次发震。钟羽云等（2004）计算了中国大陆18例强震的静态应力降与动态应力降比值Y，认为当Y > 0.2时，强震可能为孤立型或近孤立型的主震—余震型地震；当Y < 0.2时，强震可能为多震型或强余震丰富的主震—余震型地震。

4 结论和讨论

目前国内计算中小地震震源参数的方法主要受到地震台站场地、射线路径的影响，在震源谱计算中很难找到每个地震的经验格林函数（震源谱模型基本采用ω₂震源模型）。李嘉琪等（2016）对Shearer等（2006）的方法进行扩展，给出多台站—多事件位移谱迭代叠加分离求取震源项过程的解析表达式，得到单个事件震源谱为震源项、台站项与路径项偏离值的和，增加了研究地震应力降的可用资料范围。由地震波形反演震源谱的方法主要受观测台网布局和仪器性能的影响，是计算方法不能弥补的。大量观测数据统计表明，在平均意义上，较大地震的应力降基本保持不变；中小地震应力降显示出多重标度特征，以某个地震矩或矩震级为界，表现为正相关或与地震大小无关。应力降对震源深度和震源破裂类型也表现出有无依赖2种矛盾特性，可能与假设的圆形破裂模型对最大地震失效有关。对于震级 < 4的地震，水库地震应力降小于相邻地区天然地震的应力降。

对于室内粘滑实验应力降远高于天然地震的现象，前人做了大量岩石力学实验，发现天然地震应力降低于室内粘滑实验应力降是由围压刚度引起的，粘滑型地震模拟实验中决定震级的主要因素是震源尺度，正应力扰动只是改变了断层面上凹凸体的接触状态。基于岩石力学实验结果，认为应力降可以用于地震预测，而由于应力降与地震矩之间定标关系的复杂性，震级预测效果较差；前人发现中强地震均发生在高应力降分布区，且震前应力降存在上升过程，据此可以判定潜在震源的时间和地点及地震序列类型。

震源参数基于震源谱的零频极值和拐角频率2个特征，参数之间通常不是相互独立的，大量研究结果显示，诸多波谱参数之间存在明显相关性。从频谱图上，拐角频率一般很难测准（吴忠良，2003）；由于理论震源谱是简化的理想化模型，只有零频极值和拐角频率2个参数，自由度较低；更进一步，在由震源谱导出一些物理参数时，使用了许多经验的估计值以及经验关系。由于真实破裂过程的复杂性和不同震源模型的抽象化，很难说清参数自身的可靠性与可信度究竟多大。Beresnev（2001，2002）通过理论分析认为，拐角频率和震源半径之间的关系本质上不清楚，无法通过震源谱准确确定震源尺度。

为避免地震台站和事件分布不均匀情况下路径项对反演震源谱的不利影响，需要在地震活动区周围均匀布设地震台阵，或借助固定地震台网设计流动地震台阵。要求流动地震台站和固定地震台站的分布整体均匀，比如环形，甚至不完整的环形（环形的内外径设计要兼顾地震的震级）地震台阵也能满足计算要求。如果需要研究更小震级地震的应力降，可以布设更密集的临时地震台阵。如果仅从反演地震应力降角度出发，只需要临时地震台阵和固定地震台网构成不完整的环形条带。地震矩 M₀和应力降Δσ的测定应对不同方位的测定结果求平均，以消除震源幅射图像的影响，同样要求区域数字地震观测台网的布局较合理。因此，应进一步加密区域数字地震观测台网，并合理布局，重点沿各主要地震带两侧区域加密台网。