第8章_4 地震观测与震源参数测定-震级测量
地震是如何记录测定的
地震是如何记录测定的今年2月6日23时50分，台湾花莲发生6.5级地震，浙江省沿海部分地区有强烈震感。
民众纷纷打电话到地震局询问，得知是台湾发生了6.5级地震后又问：“是里氏震级吗？”那么，大家知道什么是“里氏震级”吗？到目前为止，世界上发生的最大地震为1960年智利里氏8.9级。
这又是为什么？要弄清楚这些问题，我们必须从认识地震仪开始。
模拟地震仪公元132年，我国东汉时期的科学家张衡发明了候风地动仪，这是世界上第一架检测地震的仪器。
候风地动仪内部中央立着一根铜质都柱，周围有八套牙机装置，外部周围铸着八条龙，按东、南、西、北、东南、东北、西南、西北八个方向布列。
牙机由一对杠杆构成，负责龙口的开合。
某处发生地震时，都柱便倒向那一方，触动牙机，使这个方向的龙张嘴吐出铜珠，落到与之对应的那个铜蟾蜍嘴里，发出“当啷”的声响，人们就知道那个方向发生了地震。
公元138年，设置在洛阳的候风地动仪检测到了一次发生在甘肃省内的地震，这是人类历史上第一次用机械装置检测到远处发生的地震。
但是地动仪无法确定发震时刻，更无法测定震级。
因此，从现代地震学的角度来看，候风地动仪并不能记录地震，不是地震仪。
第一台科学意义上的近代地震仪是意大利人切基于1875年发明的，其最根本的部分是传感地动的“摆”。
它是一個可作为标准的、惯性较大的物体（例如一个很重的铁锤）。
平常“摆”都是静止不动的，地震来时，地面和附近的房子发生振动，而“摆”不动，“摆”与地面间就产生了相对运动。
这个相对运动可以用一套杠杆装置加以放大，或变成电信号。
把这个电信号经过适当放大之后用检流计记录下来，就成为了地震信号。
从地震仪诞生以来，地震工作者便一直用它来观测地震。
通过不断的改进和完善，近代地震仪的灵敏度可以达到10万倍数量级，已经可以记录到距离台站很远的小地震。
虽然这种地震仪灵敏度很高，但动态范围不大，遇到大地震时就容易“出格”，即超过量程。
然而，地面振动的幅度跨越大约8个数量级，振动频率跨越大约6个数量级，且地球产生的脉动在5～10秒有一个峰值（图1）。
《地震震级的测量》教学设计1 教科版
《地震震级的测量》教学设计1 教科版地震震级的测量教学设计目标本教学设计旨在帮助学生了解地震震级的概念和测量方法，培养他们的科学观察和实验技能。
教学内容1. 地震震级的定义：介绍地震震级是衡量地震强度的指标。
2. 地震震级的测量方法：介绍利用地震波信息来测量震级的原理和步骤。
3. 实验演示：通过实验演示帮助学生理解地震波信息的采集和分析过程。
教学步骤步骤一：介绍地震震级的定义在课堂上通过图示和简单的语言解释地震震级的定义和意义，引发学生的兴趣和好奇心。
步骤二：介绍地震震级的测量方法通过教师讲解和示范，学生了解地震波信息的采集和分析过程。
教师可以演示使用地震测量仪器的方法，并带领学生分析实际地震波数据。
步骤三：实验演示为了更好地帮助学生理解地震波信息的采集和分析过程，设计一次实验演示。
以下是实验步骤：1. 学生组成小组，每组配备地震测量仪器和实验材料。
2. 模拟地震波：教师会安排实验材料（如弹簧、球、地震模拟器等），学生利用这些材料模拟地震波的传播。
3. 数据采集：学生使用地震测量仪器采集模拟地震波的数据。
4. 数据分析：学生根据采集到的数据进行计算，得出模拟地震波的震级。
5. 结果展示：每个小组向全班展示实验结果，并讨论数据分析的过程，以及可能存在的误差和改进方法。
教学效果评估通过以下方式对学生的研究效果进行评估：1. 回答问题：提出一些与地震震级测量相关的问答题，检查学生对于地震震级概念和测量方法的理解。
2. 实验报告：要求每个小组提交一份实验报告，包括实验设计、数据采集和分析过程以及结果讨论。
3. 课堂讨论：鼓励学生在课堂上分享实验结果和思考，以促进同学间的研究交流。
参考资料以上是《地震震级的测量》教学设计的内容和步骤，目标是帮助学生了解地震震级的概念和测量方法，并通过实验演示培养他们的科学观察和实验技能。
地震地震前兆的观测与分析
地震地震前兆的观测与分析地震是地球表面的一种自然现象，而地震前兆则是地震发生之前可以观测到的一系列现象。
正确观测和分析地震前兆对于预测地震、减轻地震灾害具有重要意义。
本文将介绍地震前兆的观测方法和分析手段。
一、地震前兆的观测方法1. 地震仪器观测地震仪器是地震前兆观测的主要工具之一。
其中最常用的是地震仪，通过地震波的记录和分析，可以探测到地震前兆的信号。
地震仪器可以分布在地震活动频繁的地区，对地震的震级、震源位置和震源机制等进行观测和记录。
2. 环境参数观测地震前兆观测还可以通过观测环境参数来获取。
例如，地下水位的变化、地磁场的异常、地壳形变、地下孔隙压力的变化等。
这些环境参数的异常波动可以被理解为地震前兆的信号，提醒人们可能即将发生地震。
3. 动物观测动物在地震发生前会展现出一些异常行为，例如鸟群的飞行轨迹变化、牲畜的异常叫声等。
这些异常行为往往与地震前兆有关，对于地震前的预警具有一定的参考意义。
二、地震前兆的分析方法1. 统计学分析通过对大量历史地震数据和前兆观测数据的统计学分析，可以获取地震前兆与地震发生的关联关系。
例如，某个特定的前兆信号出现的频率越高，与地震发生的时间越接近，那么这个前兆信号就越可能是地震的预警信号。
2. 机器学习方法随着人工智能技术的发展，机器学习被应用于地震前兆的分析中。
通过对大量前兆观测数据的训练，机器学习模型可以学习出地震前兆与地震发生之间的模式和规律。
这种方法具有较高的自动化程度和准确性。
3. 数值模拟利用计算机模拟地震前兆与地震发生的过程，可以更深入地理解地震前兆的本质。
数值模拟可以通过建立地震活动的物理模型，模拟地震前兆的产生和传播过程，为地震前兆的观测和分析提供理论依据。
三、地震前兆的意义和应用1. 地震预警通过对地震前兆的观测和分析，可以提前预警可能发生的地震，为人们采取适当的防灾减灾措施争取宝贵时间。
地震预警系统的建立可以在地震发生前几秒到几十秒内发出警报，为人们躲避危险、切断电力和气体供应等提供了关键信息。
如何评估地震的震级和震源
如何评估地震的震级和震源地震是一种地球表面地壳运动的自然现象，它带来巨大的破坏和威胁。
评估地震的震级和震源是地震学研究中的重要内容。
本文将介绍如何评估地震的震级和震源的方法和过程。
一、震级的评估地震的震级是衡量地震能量大小的指标，常用震级有里氏震级（ML）、面波震级（Mb）和体波震级（Mb）。
评估地震的震级主要依据地震记录的振幅和频率特征。
1. 收集地震记录评估地震的震级首先要获取地震记录，地震记录通常是由地震仪器（如地震仪、加速度计等）收集到的地震波数据。
地震记录中包含了地震波的振幅和频率信息。
2. 处理地震记录处理地震记录的目的是提取地震波的振幅和频率特征。
常见的处理方法包括滤波、积分和差分等。
滤波可以去除地震记录中的噪声，使地震波信号更加清晰。
积分和差分可以得到地震记录的速度和加速度信息。
3. 估算震级估算震级的方法有很多种，常用的方法包括振幅比较法、计算震源矩张量、地震矩展位法等。
振幅比较法是通过比较地震记录的振幅和标定地震记录的振幅来估算震级。
计算震源矩张量可以根据地震波速度和地震震源的面积计算地震的矩张量，进而估算震级。
二、震源的评估地震的震源是地震发生的具体位置，评估地震的震源可以帮助我们了解地震的发生机制和地震活动区的分布。
1. 收集震源数据评估地震的震源首先要收集震源数据，震源数据包括地震的发生时间、地震的位置和地震的震源机制等信息。
地震的位置可以通过地震仪器的定位系统测量得到，地震的震源机制可以通过地震波形分析和反演得到。
2. 震相的分析地震波在地球内部传播时会产生不同的震相，不同的震相对应不同的传播路径和速度。
通过分析地震波的震相可以确定地震的震源位置，常用的震相分析方法包括P波到时和S波到时的判断。
3. 反演震源机制地震的震源机制是地震波传播过程中地震源区断层滑动的几何形态和滑动方式。
通过反演地震波的极化和振幅信息可以得到地震的震源机制，反演方法有格林函数方法和正演模拟等。
甘肃地震的震源参数估计与震级计算方法
甘肃地震的震源参数估计与震级计算方法地震是自然界一种常见的地球物理现象，其产生的原因与地球板块运动、地壳构造以及岩石变形等因素密切相关。
对地震的了解和研究，对于预测地震、减少地震灾害具有重要意义。
甘肃地震是中国西北地区近年来发生的一次重大地震事件，本文将介绍甘肃地震的震源参数估计与震级计算方法。
一、地震震源参数的定义和估计方法地震震源参数是描述地震发生位置和强度的参数，主要包括震源深度、震源经纬度和震源时间。
对于震源参数的准确估计有助于我们对地震灾害的理解和评估。
1. 震源深度的估计方法震源深度是指地震发生的深度位置，其估计主要依靠地震波的传播速度和到时数据的分析。
常用的方法包括地震波形研究、射线追踪等。
2. 震源经纬度的估计方法震源经纬度是指地震的经度和纬度坐标，其估计可以通过地震台网的地震仪观测数据和定位算法进行计算。
常用的方法有P波到时差法、S波到时差法等。
3. 震源时间的估计方法震源时间是地震发生的确切时刻，其估计通常依靠地震仪网络的数据和台站观测到时的分析。
常用的方法包括震相对时法、震相绝对时法等。
二、地震震级的定义和计算方法地震震级是用于表示地震能量大小的物理量，用来衡量地震的强弱程度。
常用的地震震级计算方法包括矩震级法和能量震级法。
1. 矩震级法矩震级法是基于地震矩张量理论推导出来的计算方法，通过地震波的振幅、震源面积和矩张量等参数，计算得到地震的矩震级。
其计算公式如下：Mw = 2/3 * (log(M0) - 16.1)其中，Mw为矩震级，M0为地震矩。
2. 能量震级法能量震级法是基于地震释放的能量推导出来的计算方法，通过地震破裂面积、滑动位移和岩石弹性模量等参数，计算得到地震的能量震级。
其计算公式如下：Me = 2/3 * (log(E) - 4.8)其中，Me为能量震级，E为地震释放的总能量。
三、甘肃地震震源参数估计与震级计算实例分析以甘肃地震为例，利用地震台网的数据和相关算法，可以对该次地震的震源参数进行估计和计算。
地震监测的主要手段及方法
地震监测的主要手段及方法地震监测的主要手段及方法地震的微观异常观测人的感官无法觉察，只有用专门的仪器才能测量到的地震异常称为地震的微观异常，主要包括以下几类：测震：记录一个区域内大小地震的时空分布和特征，从而预报大地震。
人们常说的“小震闹，大震到”，就是以震报震的一种特例。
当然，需要注意的是“小震闹”并不一定导致“大震到”。
地壳形变观测：许多地震在临震前，震区的地壳形变增大，可以是平时的几倍到几十倍。
如测量断层两侧的相对垂直升降或水平位移的参数，是地震预报重要的依据。
地磁测量：地球基本磁场可以直接反映地球各种深度乃至地核的物理过程，地磁场及其变化是地球深部物理过程信息的重要来源之一。
震磁效益的研究有其理论依据和实验基础，更有震例的事实。
地电观测：地震孕育过程中，将伴随有地下介质（主要是岩石）电阻率的变化及大地电流和自然电场的变化，由于这些变化与岩石受力变形及破裂过程有关，因此提取这一信息可以预测地震。
重力观测：地球重力场是一种比较稳定的地球物理场之一，它与观测点的位置和地球内部介质密度有关。
因此，通过重力场变化可以了解到地壳的变形、岩石密度的变化，从而预测地震。
地应力观测：地震孕育不论机制如何，其实质是一个力学过程，是在一定构造背景条件下，地壳体中应力作用的结果。
观测地壳应力的变化，可以捕捉地震前兆的信息。
地下水物理和化学的动态观测：地下水动态在震前异常现象，宏观现象如水井水位上涨，水中翻花冒泡、井水变色变味等；微观现象如水化学成分改变（如水中溶解氡气量变化等），固体潮（天体引潮力引起的地下水位涨落现象——就象海水潮涨落一样）的改变等。
通过地下水动态的观测，可以直接地了解含水层受周围的影响情况和受力的情况，从而进行地震预报。
类似这样的经常性的监测手段和预报方法还有不少。
地震学家们根据多种手段观测的结果，综合考虑环境因素、构造条件和地球动力因素等，提出慎之又慎的分析预测意见。
地震的宏观异常观测人的感官能直接觉察到的地震异常现象称为地震的宏观异常。
地震监测与勘探的测绘方法与技巧
地震监测与勘探的测绘方法与技巧地震是地球表面的一种地质现象。
它在短时间内释放出的巨大能量会导致岩石的断裂和运动，从而引发振动，给人类和其他生物带来巨大的灾害。
因此，地震监测和勘探对于预测和防范地震灾害具有重要意义。
本文将探讨地震监测与勘探的测绘方法与技巧。
地震监测是对地球的震动进行实时或近实时监测和记录的过程。
它主要通过地震台网、地震仪和其他相关设备来实现。
地震台网是由多个地震台站组成的网络，分布在全球各个地区。
它们通过感应地震波并将其转换为电信号，进而记录和分析地震活动的特征和规律。
地震仪是一种专门测量地震波的仪器，可以记录地震波的振幅、频率和速度等参数。
这些设备的广泛应用使得我们可以实时了解地震的发生情况和过程。
地震勘探是指通过地震波的反射和折射特性，来获取地下地质信息和构造特征的方法。
它主要应用于石油勘探、地质调查和地下工程等领域。
地震勘探分为震源发射和地震波接收两个步骤。
在震源发射阶段，震源会释放出一系列地震波，地震波在地下介质中传播并发生反射和折射。
在地震波接收阶段，接收器会接收到反射和折射的地震波，并将其转化为电信号进行记录和分析。
在地震监测和勘探中，测绘方法和技巧是非常重要的。
首先，测绘人员需要精确确定测点和测线，以确保数据的准确性和可靠性。
其次，他们需要选择适当的仪器和设备来进行实地测量。
例如，地震监测中通常使用的地震仪可以测量地震波的振幅和频率，而地震勘探中通常使用的地震震源可以产生一系列地震波以探测地下情况。
此外，他们还需要合理设置数据采样频率和采样点数，以确保数据的充分和准确。
最后，他们需要使用合适的数据处理和分析方法来提取有用的信息。
例如，地震监测中常用的数据处理方法包括滤波、叠加和相干分析等，而地震勘探中常用的数据处理方法包括地震剖面分析和层析成像等。
除了上述测绘方法和技巧，现代地震监测与勘探还涉及到一些新技术和手段。
例如，近年来，随着激光雷达技术的发展，高精度的数字高程模型（DEM）和地形数据的获取变得更加容易。
地震预报事业单位的震源参数计算与分析方法
地震预报事业单位的震源参数计算与分析方法地震预报是一项重要的事业，预报地震的准确性关系到人们的生命财产安全。
地震预报事业单位是负责进行地震预报工作的机构，他们需要准确计算和分析地震的震源参数，以便提供准确的地震预报。
本文将介绍地震预报事业单位常用的震源参数计算与分析方法。
一、震源参数的意义与定义震源参数是描述地震活动的物理量，包括震级、震源深度、震源位置和震源机制等。
震级是评估地震能量释放大小的指标，震源深度是地震发生位置与地表之间的垂直距离，震源位置是地震发生的地理坐标，震源机制是描述地震破裂过程的地震波产生机制。
准确计算和分析这些震源参数对于地震预报的准确性至关重要。
二、震源参数的计算方法1. 震级计算方法震级是评估地震能量释放大小的指标，常用的计算方法有利用地震波形振幅的震级计算方法和利用地震波形矩的震级计算方法。
地震波形振幅的震级计算方法根据地震波形的振幅与震级之间的经验关系进行计算，而地震波形矩的震级计算方法则根据地震波形矩与震级之间的关系进行计算。
2. 震源深度计算方法震源深度是地震发生位置与地表之间的垂直距离，常用的计算方法有利用地震波形到时的震源深度计算方法和利用地壳波速结构模型的震源深度计算方法。
地震波形到时的震源深度计算方法根据地震波形到时与震源深度之间的经验关系进行计算，而利用地壳波速结构模型的震源深度计算方法则根据地壳波速结构模型进行计算。
3. 震源位置计算方法震源位置是地震发生的地理坐标，常用的计算方法有利用三台地震台的观测数据进行三角定位的震源位置计算方法和利用地震波传播速度的震源位置计算方法。
三台地震台的观测数据进行三角定位的震源位置计算方法利用三台地震台观测到的地震波到时数据进行计算，而利用地震波传播速度的震源位置计算方法则根据地震波的传播速度进行计算。
4. 震源机制计算方法震源机制是描述地震破裂过程的地震波产生机制，常用的计算方法有利用地震波形的反演方法和利用震动数据的反演方法。
地震参数
地震的基本参数:发震时刻（H）、震中位置（经度λ，纬度φ；)、震级大小M、震源深度h。
（其中时间、地点、震级亦为表述一次地震的三要素。
）地震参数的测定:①震中位置的测定:由多年观测的数据，可把从已知地震的震中至已知地震台的距离（震中距）和各震相从震源传播到各地震台所需的时间（该震相的走时）编列成走时表或绘成一组走时曲线。
当发生一个新地震时就可利用某两种波的走时差来求得震中位置。
现在常用的方法是先假定一个大致的震中位置和震源深度，由此计算出地震波从震源传播至各地震台的走时，并与实际观测值相比较，然后对假定的震中位置和震源深度略加修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。
②发震时刻的测定:震中位置或震中距离测定之后，就可按走时表查出或用公式算出某波的走时，从观测到的该波的到时中减去此值，即得到发震时刻。
③震源深度的测定:如果是近震可用作图法测定。
从震源到地震台的震源距离D同S波与P波的到时差S－P成正比。
其比值叫虚波速度，即在该区域内S波速度的倒数同P波速度倒数的差。
在不大的范围内其值尚稳定。
倘若共有3个台观测到某地震，就可以此3台为中心，以此3台所测到的S－P乘以虚波速度为半径，画3个向下的“半球面”，此3个“半球面”相交之点即为震源。
其深度可用简单平面作图法求得。
如为远震则不能用此法。
远震发出的波有一部分P波从震源直接传至地震台，另有一部分P波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传至地震台，名pP波。
因pP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此即可计算震源深度。
④震级的测定:地震的大小或强弱以震级表示。
地震愈大，地震的震级数愈大。
地震仪上所记到的地动位移振幅除同地震震级有关外，还同震中距、仪器的自然周期和放大倍数、仪器的安置方式、地震波的传播途径以及台站的地质条件等有关。
传播途径和台站地质条件的影响常视为一种固定的改正值；仪器的性能和安置也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的最大幅度（及地震波的周期）以后即可计算震级。
《地震震级的测量》教学设计1 教科版
《地震震级的测量》教学设计1 教科版地震震级的测量教学设计1 教科版一、教学目标1. 了解地震震级的概念和重要性。
2. 学会使用地震仪器测量地震震级。
3. 掌握地震震级的计算方法和应用。
二、教学内容1. 地震震级的定义和意义。
2. 地震仪器的种类和原理。
3. 地震震级的测量方法和步骤。
4. 地震震级的计算公式和应用案例。
三、教学过程1.导入（10分钟）通过展示一些地震引发的破坏图片或视频，引发学生对地震的兴趣并思考地震对人类社会的影响。
2.理论讲解（20分钟）简单介绍地震震级的定义和概念，重点强调地震震级对了解地震的强度和破坏程度的重要性。
3.仪器使用（30分钟）分发地震仪器，并讲解不同地震仪器的原理和使用方法。
组织学生亲自操作地震仪器，模拟地震测量过程。
4.测量实验（40分钟）在指定的地点进行地震震级测量实验。
学生按照指导手册中的步骤和要求，使用地震仪器测量地震震级，并记录实验数据。
5.结果分析（20分钟）学生根据实验数据计算地震震级，并对结果进行分析和讨论。
引导学生思考不同地震震级对人类生活和建筑物安全的影响。
6.知识巩固（10分钟）通过小组讨论或问答方式，复地震震级的计算公式和应用案例。
7.作业布置（5分钟）布置练题，要求学生继续独立计算地震震级，并思考地震预警系统的原理和作用。
四、教学评价1. 观察学生在实验过程中的操作情况，评价其仪器使用的熟练程度。
2. 评价学生对地震震级概念的理解和计算能力。
3. 参考学生对地震震级应用案例的分析和思考程度。
五、教学资源1. 地震震级测量实验指导手册。
2. 地震仪器和相关设备。
3. 地震震级计算公式和实际案例资料。
六、教学反思为了提高地震震级教学的效果，可以进一步加强实践环节，增加学生的参与度。
同时，在教学中注意让学生了解地震安全知识和应急措施，培养其地震科学素养和应对能力。
地震勘探PPT课件可修改全文
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浅层折射波地震勘探原理
设有两层介质，上层波速为Vl。下层为V2，且V2＞V1、 当入射波以临界角i(i＝arcsin(V1/V2))入射到界面时，透 射波将沿分界面以速度V2滑行。这种滑行波沿界面传播时， 必然引起界面上各质点的振动，根据惠更斯原理，滑行波 所经过的界面上的各点，都可看作是一个新的振源。由于 上下介质质点存在弹性联系，因此滑行波沿界面传播时， 在上覆介质中的质点也发生振动、并以波的形式返回地面， 这种波称为折射波(有时又叫首波)。
六、叠加原理 若有几个波源产生的波在同一介质中传播，且这几个 波在空间某点相遇，那么相遇处质点振动会是各个波所引 起的分振动的合成，介质中的某质点在任一时刻的位移便 是各个波在该点所引起的分失量的和。换言之，每个波都 独立地保持自己原有的特性（频率、振幅、振动方向等） 对该点的振动给出自己的一份贡献，即波传播是独立的， 这种特性称之为叠加原理。
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地震勘探的基本原理
上述等式反映了在弹性分界面上入射波、反射波和透 射波之间的运动学关系，很显然有入射角等于反射角、透 射角的大小决定于介质V2的波速，且在一个界面上对入射、 反射和透射波都具有相同的射线参数P。这个定律称为斯奈 尔定律，亦称为反射和折射定律。
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地震勘探的基本原理
振动：对地震波的振动，可以用振动图来描述，所谓 振动图是指在某一确定距离处，观察该处质点的位移随时 间的变化规律的图形。振动图是表示介质中某一质点的位 移与时间的关系曲线。在地震记录中的每一道记录都是地 震波到达该检波点的振动图。
数字化地震数据与震源参数的测定
Reprint 479數字化地震數據與震源參數的測定：廣東河源地震的震例分析黃秀霞、梁延剛華南地震，2002，第22卷，第1期，p.p. 57 - 63數字化㆞震數據與震源參數的測定:廣東河源㆞震的震例分析黃秀霞 梁延剛(香港㆝文台)摘要 以發生在廣東省河源㆞區的㆞震為例，展示如何利用數字化㆞震數據進行波譜分析及震源參數估算，並對該區的㆞震破裂模式作了初步的分析。
利用㆖述結果，建立了㆞震矩與震級的關係式，以便利用震級來估算矩震級。
0M L M L M w M 關鍵詞： 波譜分析; ㆞震矩; 矩震級; 應力降; 震源半徑 ㆗圖分類號： P315.61 文章標識碼： A文章編號： 1001-8662 (2002) 01-05-071. 引言香港㆝文台於1997年建立了㆒個設有8個遙測㆞震觀測站的數字化㆞震監測台網(圖1)。
台網運用數字化及實時傳送等技術，增強㆞震數據的處理及分析效能﹝林鴻鋆等，1998﹞(1)。
台網㆗心的電腦系統有方便易用的分析軟件，除了可用以分析震波的各種震相，以便計算震級和震㆗的位置外，還能通過㆞震波譜分析估算描述㆞震動力學的震源參數，例如㆞震矩、矩震級、震源半徑及應力降等。
這些參數對研究㆞震震源的特徵提供了資料。
本文以㆝文台㆞震監測台網記錄的發生在廣東省河源㆞區的㆞震為例，展示如何利用數字化㆞震數據作波譜分析及估算震源參數，並以計算結果建立㆞震矩與震級的關係式，從而利用震級來估算矩震級。
本文亦對河源㆞區的震源特性例如破裂模式等作了初步的分析。
0M L M L M w M圖1 香港數字化㆞震監測台網2. 數據及方法2.1 數據廣東省河源㆞區在1999年3月25日及8月20日分別發生了兩次強度達里氏4級以㆖的㆞震。
這兩次㆞震的震㆗距離香港㆝文台約160km，㆝文台亦接到多名香港市民報告，表示感覺到輕微震動。
由香港㆝文台的數字化㆞震監測台網分析得知，3月25日的震級為 4.8，8月20日的震級為 4.7，與廣東省㆞震局的資料接近﹝徐起浩等，1999及2000﹞L M L M (2)(3)。
震级与测震
我们是怎么知道地震大小的在地震后的几分钟之内，我们就能够通过各种媒体得知地震的震级以及位置、震源深度等参数。
那么东西都是从哪里来的呢，而不同的机构得到的数据会有不同，又是为什么呢？地震波——来自地下的信使当一个地震发生后，人们最迫切想知道的就是它发生的位置和大小，这也是指导随后救灾行动的重要数据。
但是，地震发生在地下，看不见摸不着，只能感受到它的巨大威力：大地剧烈的颤动。
颤动的原因就是地震波，它是地震活动激发的机械波，从地震破裂的地方传向四面八方，不仅带来的巨大的破坏，也带来了地震的信息。
我们用地震仪记录下来地震波的样式，通过一系列的处理，就能知道地震的位置和大小。
地震波有好几种类型，分别为P波、S波和面波，分别有不同的速度。
其中P波最快，S波次之，面波最慢。
地震可以同时激发P波和S波，但由于二者速度不同，到达某一个地震台的时间也就不同，P波先到达，而S波后到达。
P波和S波在地壳中传播速度是已知的，二者到达地震台的时间之差也可以测量得到，通过比对地震走时曲线就能得到台站和震中的距离，那么地震肯定发生在以台站为中心、距离为半径的圆上。
三个台站记录到地震波以后，就可以在地图上画三个圆，三个圆的交点就是地震发生的位置了。
震源深度深度也是根据地震波的时差确定的，但不是P、S波。
我们知道，波在两种不同介质的界面会发生反射或折射，其路径就会改变。
以P波为例，地震激发的P波向着四面八方传播，一部分就会很快到达地表，发生反射再次进入地下，称为反射波。
另外一部分一直在地下传播，称为直达波。
由于地球的密度从地表到深处是逐渐升高的，会导致地震波折射，行走的路径发生弯曲。
最终反射波和都会到达同一个台站并被记录下了。
但是，由于二者的路径不同，到达台站的时间也不相同，直达波先到达，反射波后到达。
根据时间差，通过计算或比对图表，就可以知道地震发生的深度了。
需要说明的是，在实际地震定位，尤其是精确定位的过程中，并不是简单地测量时差或比对图表，更牵涉到大量的模拟计算，要用到很多个台站的地震波数据，当然也少不了人的经验。
地震震级鉴定方法
地震震级鉴定方法地震是自然界中一种常见的灾害现象，地震震级的鉴定对于及时了解地震的破坏程度以及采取相应的救援和防护措施有着重要的意义。
地震震级的鉴定方法可以分为直接鉴定和间接鉴定两种。
直接鉴定方法是通过观测到的地震波形数据进行分析和计算，得出地震的震级。
常见的直接鉴定方法有波形叠加法和绝对能量法。
波形叠加法是通过将多个台站记录的地震波形叠加在一起，来增强地震信号的幅度，从而得出地震的震级。
具体步骤是将不同台站的地震波形按照到震中的距离进行时间校正，并对波形进行振幅调整，然后将它们叠加在一起。
这样做的目的是利用多个台站的观测数据来增强地震信号，提高鉴定地震震级的准确性。
绝对能量法是通过分析地震波形的能量来鉴定地震的震级。
地震波形的能量与地震震级之间存在一定的关系，一般来说，震级越大，地震波形的能量越大。
利用绝对能量法进行地震震级的鉴定主要是通过计算地震波形的绝对能量，然后将其与已知震级的地震波形的能量进行比较，从而得出未知地震的震级。
间接鉴定方法主要是通过地震破坏等级和震中距离的关系来推测地震的震级。
常见的间接鉴定方法有烈度法和破裂长度法。
烈度法是通过地震对建筑物和地面的破坏程度进行评估，从而推测地震的震级。
烈度法较为直观，一般人可以根据自己的观察经验和感受来判断地震的烈度。
评估地震的烈度可以根据建筑物的倾斜程度、裂缝的数量和宽度等指标来进行，然后将其与已知震级的地震进行比较，从而推测未知地震的震级。
破裂长度法是通过地震破裂带的长度来推测地震的震级。
地震破裂带是由地震震源区域断裂带的一部分，其长度与地震的震级之间存在一定的关系。
一般来说，断裂带越长，地震的震级越大。
通过测量地震断裂带的长度，然后将其与已知震级的地震的断裂带长度进行比较，从而推测未知地震的震级。
综上所述，地震震级的鉴定方法可以分为直接鉴定和间接鉴定两种。
直接鉴定方法主要是通过观测到的地震波形数据进行分析和计算，得出地震的震级；间接鉴定方法主要是通过地震破坏等级和震中距离的关系来推测地震的震级。
如何进行地震震源参数测量与分析
如何进行地震震源参数测量与分析地震是地球内部能量释放的一种自然现象，它对人类和自然环境都有重大影响。
研究地震震源参数对于预测地震、减轻地震灾害具有重要意义。
本文将介绍如何进行地震震源参数的测量与分析。
首先，了解什么是地震震源参数。
地震震源参数是指描述地震事件发生的时间、震中坐标、震源深度、震级和震源机制等参数。
这些参数对于地震学家来说是非常重要的，因为它们能够揭示地震的发生机理和传播规律。
测量地震震源参数的第一步是确定地震的震中坐标和震源深度。
为了准确测量震中坐标，我们通常需要利用多台地震仪进行三角测量。
这些地震仪会记录到地震波在不同地点的到达时间，通过比对这些数据，我们可以计算出震中坐标。
而震源深度则是通过分析地震波的传播速度以及到达时间差来得出的。
接下来，我们需要计算地震的震级。
震级是地震发生能量的度量，常用的震级有里氏震级和体波震级。
里氏震级是根据地震的震源释放的能量来计算的，而体波震级则是通过分析地震波传播过程中的振幅和频率来计算的。
这些计算需要借助于地震仪器和测量设备，如加速度计和振动传感器。
除了震级，地震震源参数还包括震源机制。
震源机制是描述地震发生时岩石断裂的方式和方向的参数。
通过研究地震波形和振幅的变化，我们可以推测出地震产生的应力状态、断层类型以及断层面的方向。
这对于我们理解地壳运动和地震的发生机制非常重要。
对于地震震源参数的分析，可以采用很多方法。
其中一种常用的方法是利用地震仪记录的地震波形数据进行分析。
我们可以通过分析地震波形的振幅、频率和持续时间来推断地震的震级和震源深度。
此外，还可以利用地震波的传播路径和速度，来确定地震的震中坐标。
另一种常用的方法是利用地震台网数据进行分析。
地震台网是由许多地震仪构成的网络，可以同时监测到全球范围内的地震活动。
通过对多个地震站的数据进行比对和分析，我们可以推测出地震的震源参数。
这种方法可以提高测定的准确性和可靠性。
在进行地震震源参数测量和分析时，还需要考虑到一些误差和不确定性。
地震观测制度
地震观测制度地震是一种自然现象，是地壳发生破裂或地下岩石发生快速位移时释放出的能量。
地震带来的地震波会对人类社会造成重大破坏和人员伤亡。
为了更好地了解地震活动并采取适当的防护措施，各国都建立了地震观测制度。
地震观测制度包括地震仪器的安装和运行、数据收集和分析、地震预警系统的建立等多个环节。
这些环节的协同工作，为科学家、政府和公众提供有关地震活动的重要信息。
首先，地震观测制度重要的一环是地震仪器的安装和运行。
地震仪器通常由地震监测机构负责安装在地下的不同深度和位置，以便准确地记录地震波。
地震仪器包括地震计、加速度计和地震短周期仪等。
它们能够测量地震波的振幅、频率、传播速度等参数，为科学家提供了地震活动的原始数据。
其次，地震观测制度需要进行数据的收集和分析。
地震监测机构负责收集仪器产生的数据，并将其传输到地震监测中心进行分析。
这些数据包含了地震波的行程时间、振动特征以及地震的震源位置等重要信息。
通过对这些数据的分析，科学家可以了解地震的强度、震级以及可能产生的破坏规模等。
这些分析结果对于制定地震应急响应计划和建立地震预警系统至关重要。
另外，地震观测制度还包括地震预警系统的建立。
地震预警系统利用地震波的传播速度，可以提前几秒到几十秒时间发出地震预警，让人们有足够的时间进行避难。
地震预警系统通过接收地震仪器传输的数据，并进行实时分析，能够迅速判断地震的来源和强度。
一旦地震波传播的速度超过预定的阈值，系统将立即发出警报，通过手机、电视、广播等渠道向公众发送地震预警信息。
地震观测制度的建立对于减少地震灾害的影响具有重要的意义。
它可以帮助人们更好地了解地震活动的规律，提高公众对地震的认知和防范能力。
同时，地震观测制度也为科学家提供了研究地震的重要工具和数据来源，有助于提升地震预测和预警的准确性。
然而，地震观测制度的建立还面临一些挑战。
首先，地震仪器安装需要大量的经费和人力资源。
其次，地震波的传播和振动特征会受到地质环境的影响，因此需要不断对仪器进行维护和校准，以减少测量误差。
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震级本身没有任何上下限（虽然地震大小有 上限）。自本世纪有了地震仪以后所记录到的地 震仅有几次震级达到8.5级以上（下页图）。例如， 1964年3月27日在阿拉斯加威廉王子海湾的大地震 的里氏震级约为8.6。另一方面，小断层的滑动可 能产生小于零震级的地震（即负值）。
2)矩震级的优缺点 A. 优点：物理概念清晰，不再饱和，与Chandler Wobble 的相关性更好，与A的关系更为线性。 B. 缺点： 难测，繁，小震无法测定； 模型单一，不全面，仅剪切源。
处在研究阶段的震级
• 持续时间震级MD • 矩震级MW
• 幔震级Mm
• 能量震级Me • 短周期P波震级
虽存在主序列，说明基本相似；但是谱很不相似的地震 也确实存在。
b.振幅随震中距衰减相同，且忽略源深的假定(公式无h)
实际上不同地区标定函数不相同。
这些问题，本质上由于复杂的地震过程不可能用简单的一个 标量来表示。
c.相应的补救： 对围绕震中的台站求平均震级，消除方位影响； 各台站加一项台站修正项(的函数)，消除区域构造 的不均匀效应。
对同一地震采用不同的震级标度测量， 测量值是不同的。为了统一，在各种震级标 度间建立了用于换算的一系列经验性公式。 对于特大型地震，用里氏系列的震级标 度测量将出现“饱和”问题。 用震级描述地震的大小或强度非常方便， 但是这个参数没有物理意义。
(4) ML,MS和mb的不统一与统一震级M和m的提出
式中，A为地震记录的最大面波振幅的地动位 移（μm，一般取瑞利波两个水平分量最大合成位 移），T为相应周期（秒）。
A mb log( ) max Q(, h) T
式中，A/T为记录的最大体波振幅（μm）及相应 周期（秒），Q(Δ,h)为震级起算函数，也称量规函 数，是震中距Δ和震源深度h的函数。
2)地震矩(Seismic Moment)
※地震矩是由受构造应力影响使断裂面突然滑移的力学模型， 推导出来的地震整体大小的量度。它是1966年美国地震学家安 艺（Aki）提出的。 ※ 现在受到地震学界欢迎，因为它与断裂破裂过程的物理实 质直接联系。根据它能推断活动断裂带的地质特性。 ※ 地震矩定义为岩石的弹性刚度、施力的面积和突然滑移中 断裂的位错量三者的乘积。这种量度的好处是，它不像基于地 震波幅的量度，受到波的传递过程中岩石摩擦使能量耗散的影 响。在适宜的情况下，地震矩能够简单地从在野外测量的地面 破裂的长度和从余震深度推断的破裂深度估算出来。 ※ 地震矩可以描述从最小到最大的地震震级变化。
按震级大小可把地震划分为以下几类：
弱震：震级小于3级。如果震源不是很浅，这种地震一
般不易觉察。
有感地震：震级等于或大于3级、小于或等于4.5级。这 种地震能够感觉到，但一般不会造成破坏。
中强震：震级大于4.5级、小于6级。属于可造成破坏的 地震，但破坏轻重还与震源深度、震中距等多种 因素有关。 强震：等于或大于6级。
第八章地震观测与震源参数测定
地震观测发展与地震仪原理
地震台网与地震台选址和架设的一般原则
震相分析 地震基本参数的测定—地震定位 地震基本参数的测定—震级测量 P波初动测定震源机制 地震活动性分析 地震预测问题的讨论
五、地震基本参数的测定—震级测量
震级是表示地震大小的等级。依据释放能量多少，地震 分为不同震级，震级越高，释放能量越多，破坏力越大。 世界上常用“里氏震级”标准区分地震震级。 “里氏震级”最初由地震学家查尔斯· 里克特（Charles Ricer）（下页图）1935年在美国加州理工学院发明的。里克 特提出按照地震仪器探测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的大小， 现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。
(7)关于震级和地震矩的讨论 1)里氏震级的意义、优点和缺点 A. 意义、优点 a.测量方法简便； b.提供了客观的一种分类，深化了研究，测量方法简便； c.对地震本身的强弱作了客观的量度。 B. 缺点及补救措施 其理论定义暗含的假定与实际情况不符
a.源谱相似，且是球对称辐射假定(公式不含方位角)
2012年春
(1) 里氏震级 （加州地震台网）
•各次地震的振幅变化曲线大 体彼此平行
•任何两次大小不等的事件， 它们的最大振幅对数之差与 震中距无关 •引入震级的概念
•提出计算震级的公式
E∝(A/T)2
2
对于两次不同强度 地震，震源深度相 同，同一震中距
A1 E1 T1 E0 A0 T 0
一种被称之为伍德-安德森（Wood-Anderson）的特 殊地震仪记录到的振幅测量精度达到1‰毫米。里克特没 有指定特殊的波型，因此最大振幅可以从有最高振幅的任 何波形上取得。
由于一般振幅随着距离增大而减少，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100千米外的地震，如果伍德-安 德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1‰毫米的 10000倍）,则震级4。
从地震波记录可独立地测出M0，代入G－R的震级 能量的统计公式，可得到折算的MW ： 对于应力完全释放的大震，所释放的应变能为：
W0 5 105 M 0
G—R能级公式：
要由M0计算MW的原因在于： M0已是地震波辐射源的强度的定量标志，但是震级已 积累了许多资料，许多论文已引用，故折算成MW。 M0难测，中小震更难，甚至目前无法测准，所以要折 算成震级。
• 宽频带P波震级
• 短周期PKP震级 • Lg波震级
• 大地震震级
• 海啸震级Mt
强震加速度及加速度地震仪
• 近震、强震记录的需要 • 工程地震的需要 • 地震信息的完整
M L log A R()
式中，A为与地震记录最大振幅相应的地动位移(单位 μm), 应取两个水平分量最大振幅的几何平均值计算，不 过实用中常取两个水平分量最大振幅的算术平均值；
R ( )称为量规函数，与震中距
有正变关系，还与
记录仪类型有关。
A M S log( ) max c1 log( ) c 2 T
(3)推广
2）体波震级(Body Wave Magnitude) 为了标定深震，采用 mb＝log10(A/T)－B'(,h)＋S
其中：
S是台站校正；
B' (,h)＝log10(A0/T0)（A0、T0—零级地震的地动振幅及周期）
A和T是P或PP的水平或垂向最大地动位移和周期， 也可以 是S波的水平向(即SH)最大地动位移和周期。
在局部地区记录的非常灵敏的地震仪可探测 到小于-2.0级的地震。这种地震释放的能量大约相 当于一块砖头从桌子上掉到地面的能量。
本 以世 上纪 地全 震球 数发 目生 的 级 变 和 化 级 8 8
2012年春
ML、MS和mb三种震级都属里氏震级系统
• 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。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震级MS，ML震级是为了用 于当地地震而提出的，而MS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，MS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。 • MS震级不能用于深源地震，因为深源地震不能激发显著的面波。所 以地震学家们发展了第二种震级，mb，它是根据P波的大小而不是根 据面波的大小确定地震的震级。所有的地震都可以清楚地读到P波的 初始，因此用P波震级mb有很大优点，它可以提供深源、浅源甚至远 距离的任何地震的震级值。
3)矩震级MW
这种识别地震大小的方法的优点是通过分析地震图 或者通过野外测量地震断层破裂的尺寸，包括深度， 就可以计算出地震矩。从任何普通的现代地震仪记录 到的地震图都可以计算出地震矩，而且该方法考虑到 地震发生时出现的所有波形。由于其上述优点，现在 人们多半都计算地震的矩震级，记为Mw。 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。
• 伍德—安德森标准地震 仪在震中距等于100km
处，A0＝10-3mm，则此
次地震的震级为零级。
• 尽管如此平移标定曲线 来定义ML＝0 ，目前依 然测到了负震级。
(2)地方震级
2) 意义
客观量度地震大小；
简便； 提供了分类方法，深化了研究，它是描绘地震的第一
个物理量。
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。 精确的定义是：里氏震级ML是最大地震波振幅以10 为底的对数。
49能量的经验关系 非常简化的考虑： 简谐波的能量与其振幅的平方成正比，E∝A2， logE∝2logA＝2M＋2B() 总可以认为： logE＝aM＋b (G-R公式，即能级公式） 对大量的地震，分别独立地估计E和实测M，经统计得出： logE＝1.5M＋11.8
A0—一标准地震在某一确定震中距处产生的最大振幅， A—待定震级的地震记录的最大振幅
log10A0—为量规函数(Calibration Function) 其中A0的规定是：采用Wood-Anderson地震仪 （T0=0.8sec，D=0.8， V=2800），地震记录水平分量的 最大振幅值。
零级地震的规定
1)问题：尽管努力凑合标定曲线(各台不同的)，但同一台 记录所测定的，同一个地震的三个震级不相同。
44
经统计，得出： mb＝0.63MS＋2.5 MS＝1.27(ML－1)－0.016ML2 利用这一结果可得由实测MS推算的体波震级Mb； 以及由实测mb推算的面波震级MS mb＝0.63MS＋2.5 Ms＝1.59mb－3.97 事实上，两者依然不统一。 3)统一震级的定义