α:观测点指向震中的方位角 方位角,可用P波初动的水 方位角 平位移分向测定,即AE:AN=tanα. △:震中距离以度数或千米计.
杰弗里斯爵士及其学生布伦根据许多地震记录于1939年 绘成的著名的走时曲线
5.2发震时刻,震源位置参数的测定 发震时刻, 发震时刻
近代地震学家认为,地震是由于活动断层的突然错动引起.那 么宏观所谓的震中区,就可能是沿地震断层线透到地面的地方, 因为这里的振动和破坏都是最重的,但这里并不是真正的震中. 按微观的概念,震中是震源在地面的投影点,微观震中和宏观 震中是有区别的.地震在震源处发生,当地岩石遭受大量破坏, 其范围常常很大,究竟哪一点是破裂的起始点,人们还是无从 知道.由于岩石破裂,激起了地震波向外传播,根据周围地震 台的观测结果,可以证明最剧烈的波动是从地震断层间一点辐 射而出的,并可按理论推导,找出辐射的发源点,显然这就是 震源.由震源直上至地面,便是震中,从理论上说,它是一个 点,其地理位置可用经纬度确定,即是仪器测定的震中或微观 震中.下面要谈的是微观震中的测定,须指出是微观震中的位 置,有时亦可在极震区之外,从下图来看,是很容易理解的.
这些年,地震观测台常用的震级包括 种新的震级 标为MS, 种新的震级, 这些年,地震观测台常用的震级包括3种新的震级,标为 , mb和Mw. 和 . 由于里氏震级所用的波形没有被限定,而且伍德 安德森地震 由于里氏震级所用的波形没有被限定,而且伍德-安德森地震 仪仅有有限的记录能力,因此在地震研究中ML不再广泛使用 不再广泛使用. 仪仅有有限的记录能力,因此在地震研究中 不再广泛使用. 由于浅源地震具有易记录到的面波, 由于浅源地震具有易记录到的面波,地震学家们选择周期近 20秒的面波的最大振幅计算震级,这样求出的震级称作面波 秒的面波的最大振幅计算震级, 秒的面波的最大振幅计算震级 震级MS,ML震级是为了用于当地地震而提出的,而MS震级 震级是为了用于当地地震而提出的, 震级 , 震级是为了用于当地地震而提出的 震级 可用于距接收台站相当遥远的地震.对于远距离的地震, 可用于距接收台站相当遥远的地震.对于远距离的地震,MS 值近似地给出当地里氏震级的补充, 值近似地给出当地里氏震级的补充,并且综合地给出中强地震 带来的潜在损失的合理估计
发震时刻确定
利用ts-tp(从地震波记录图中得到),在地震波走时表查得 相应的震中距及走时ts和tp,从到时ts减去走时ts,便是 发震时刻t0.
地震波走时曲线
s
ts-tp
震源定位
(t S t P ) = D / VSP
其中 VSP 为虚波速度:
1 / VSP = (1 / VS 1 / VP )
震中定位的计算实例
1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了5.7级地震. 这次地震的P波和S波到达BKS,JAS和MIN台站时间见表5.1 (格林尼治时间):
P波,S波到达台站时间 台站 BKS JAS MIN P波 时 15 15 15 分 46 46 45 秒 04.5 07.6 54.2 S波 时 15 15 15 分 46 46 46 秒 25.5 28.0 07.1
震源的求法(近震的时空参数) 震源的求法(近震的时空参数)
首先要说明的是:用仪器观测记录测定地 震震中位置, 无论用何种方法,凡是有记 录的观测点,必须提供两种初步数据:一 : 是震中距离△ 二是发震时刻t0. 是震中距离△,二是发震时刻 .
直接三角测量法测定震中位置
地震波最初从地球内的一点发出,这点就是通常所 说的震源,位于地球表面的恰又位于震源之上的那 点称为震中.地震学家们在建立观测台站之后的第 一件任务就是找一种方法精确地确定震中.最简单 的方法是通过直接的三角测量发现震中的位置.根 据其他地区地震或者爆破研究收集的时间资料,可 以画出曲线来显示P波或S波从震源传播不同距离所 需的平均时间.这些地震传播时间曲线(时-距曲线) 是确定地震仪到震源距离的最基本工具.下图仅给 出了800公里内的P波和S波时-距曲线.
微观地震研究,主要在于了解地震及其活动性. 微观地震研究,主要在于了解地震及其活动性.早期在 地震发生后,人们被其破坏力和强烈震动所吸引, 地震发生后,人们被其破坏力和强烈震动所吸引,赴现场调 从地震现场表现出的宏观现象分析了解地震的发生时刻, 查,从地震现场表现出的宏观现象分析了解地震的发生时刻, 地点和强度等具体情况,以定地震参数, 地点和强度等具体情况,以定地震参数,这就是一种宏观地 震研究. 震研究. 自从有了地震仪器,对地震激起的弹性波动的传播, 自从有了地震仪器,对地震激起的弹性波动的传播,可 用仪器进行记录和观测,其结果已不再受人所及范围的限制, 用仪器进行记录和观测,其结果已不再受人所及范围的限制, 又能更好地测定地震参数.人们处理地震仪器记录时, 又能更好地测定地震参数.人们处理地震仪器记录时,利用 各种震相的运动学特征和动力学特征,并结合其走时, 各种震相的运动学特征和动力学特征,并结合其走时,创造 了许多测定参数的方法,测得的数据称为微观地震参数, 了许多测定参数的方法,测得的数据称为微观地震参数,与 用宏观方法测定的结果相比,更为细致,准确. 用宏观方法测定的结果相比,更为细致,准确.一般以发震 时刻,震中地理位置(即经度和纬度,震源深度, 时刻,震中地理位置(即经度和纬度,震源深度,以及地震 大小(即震级)这五项作为地震基本参数. 大小(即震级)这五项作为地震基本参数.
第五章 地震基本参数与 时空分布
5.1 地震基本参数 5.2 震源的求法(近震时空参数) 5.3 地震的震级 5.4 地震的活动性和表现 5.5 地震序列 余震 4;据中国地震台网测定,北京时间2008-05-12 14:28 在 四川汶川县(北纬31.0,东经103.4) 发生8.0级地震."
Mw震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量,特别是对最强烈地震.例 震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量,特别是对最强烈地震. 震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量 年洛马普瑞特地震面波震级MS为 ,矩震级Mw为6.9.虽然 如,1989年洛马普瑞特地震面波震级 为7.1,矩震级 年洛马普瑞特地震面波震级 为 .虽然1906 年旧金山地震和1960年智利地震面波震级 都是 ,但是用矩震级,旧金 年智利地震面波震级MS都是 都是8.3,但是用矩震级, 年旧金山地震和 年智利地震面波震级 山地震Mw为7.9,智利地震 Mw增加到 . 增加到9.5. 山地震 为 , 增加到 地 震 释 放 能 量 与 其 他 现 象 释 放 能 量 的 对 比
经验得: 震源距:
VSP为8公里/秒左右
D = (t S t P ) * VSP
地震定位举例地震定位举例 某台站观测到地震波
确定震源的误差: 确定震源的误差:
1,时钟的偏差及记录纸速度不均匀,到时测定误差很大; 2,观测引起的随机误差; 3,所用的标准走时表(结构模型)误差引起的系统误差; 4,信噪比不高时,认错震相的起跳而带来到时误差; 5,认错震相(如:SP误认为S); 6,几乎同一时刻发生的两个地震,两个地震的震相混在一起; 7,观测台站底下的结构差异所造成的误差(台站校正加以消 除).
据P波与S波的时间差值估算震中距离 台站 BKS JAS MIN S-P/秒 21.0 20.4 12.9 震中距离/千米 190 188 105
虚波速度法定位法(石川法) 虚波速度法定位法(石川法)
以加州的3个地震台BKS,JAS和MZN为中心的弧相交于震中附近——奥拉维尔大坝 细线是一些主要断层的地表位置
查尔斯里克特(1900～1985年)——里氏震级发明者
里氏震级系统
近震震级标度M 近震震级标度 L
面波震级标度M 面波震级标度 S
体波震级标度m 体波震级标度 B和mb
因为地震的大小变化范围很大,所以用对数来压缩测 量到的地震波振幅是很方便的.震级精确的定义是 震级精确的定义是: 震级精确的定义是 里氏震级ML是地震波最大振幅以10为底的对数.地 震仪为一种被称之为伍德-安德森(Wood-Anderson) 的特殊地震仪,其记录到的振幅测量精度达到1‰毫 米,自然周期是0.8s,阻尼系数是0.8,最大放大倍数 为2800.里克特并没有指定特定的波型(或震相),因 此最大振幅可以从有最大振幅的任何波形上取得.由 于振幅随着传播距离增大而减少,里克特选择距震中 100千米的距离为标准.按着这个定义,对一个100千 米处的地震,如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的 10 峰值波振幅(即1‰毫米的 倍),则震级4.
4
用一张特殊的标度图,计算一个地震的ML的过程是很简单的: (1)用S波与P波到达的时间差,计算出距震源的距离(S-P=24 秒); (2)在地震图上测量出波运动的最大振幅(23毫米); (3)在下图左边选取适当的距离(左边)点,在右边选取适当的振 幅点,两点联一直线,从它与中央震级标度线相交点可读出ML=5.0.
地震发生在台网密的地区,确定的震源精度 高;大震被多个观测台记录,相对较精确;不过 受结构异常影响大的远处观测点的数据也加进来, 所以有时精度也会变差.
5.3 地震震级
确定地震的大小的普通单位是地震的震级
在1935年查尔斯 里克特 查尔斯里克特 查尔斯 里克特(Charles Ricer)在加州理工学院发明了测量地 震大小方法,和达也曾经用类似的方法 确定日本地震的大小.里克特提出按照 地震仪器记录到的地震波的振幅将地震 分级.这种分级系统最初只用于衡量南 加州当地的地震,现在全世界地震的研 究都使用这种分级系统.
5.1
5个地震基本参数为 个地震基本参数为: 个地震基本参数为
发震时刻: 发震时刻 H 震中位置:经度 , 震中位置 经度λ,纬度 经度 震源深度: h 震源深度 地震大小: 震级) 地震大小 M (震级 震级
观测点接收到地震波
地震学有关震相特征的规定说明 t:震相到时 震相到时,例如tp是P波初动的到时, ts是S波 震相到时 初动的到时等,一般算至秒. A:震相振幅 震相振幅,一般化成地动位移,以千分之一毫 震相振幅 米()计算.因为它是矢量,有方向性,须附脚标 加以说明,有:垂直向 (Z ),分为向上(c或u,向 下(d)水平向(H),分为向东(E ), 向西(W),向 南( S ),向北 (N);并以(c),(E),(N)为正 (+) 向,以(d),(W),( S)为负(一)向. T:震相周期 震相周期,以秒计算. 震相周期