五大连池地震火山监测站面波震级偏差研究
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同方 位 的 地 震 台测 定 的 震 级 会 有 一 定 的 差 异 ， 而 笔 者 在 近几 年 的监 测 工 作 中 ，发 现本 站 所 测 Ｍ 震级 与 国家地 震 台 网 中心 测定 震 级 有 一定 偏 差 ，而 目前 对 于 单 个 地震 台 ，一 般 采 用 计 算 台 站 校 正 值 的方 法 来 消 除 这种 差 异 ，本 地 震 火 山 监 测 站 自区域 数 字 化 台 网建 立 起 来 ，已经 积 累 了大 量 的地 震 数 据 ，为计 算 本 站 面波 震 级 台站
原 始 的直 方 图更 加 的接 近正 态 分 布 ，因此 ，利 用此 台站 校正值 校正 是成 功 的 。
由以 ｆ台站 校 正 值 与标 准误 差 公 式 计算 的
３ Ｎ
高
亮 ，等 ：五 大 连 池地 震 火 山 监 测 站 面 波 震 级 偏 差 研 究
５ ５
过 程 中 能 量 的 吸 收 差 异 ，造 成 我 台震 级 偏 差 ，
高 亮 ，张 守 国 ， 闫 峰 ，邓 阳
（． 大 连池 地 震 火 山监 测 站 ，黑 龙 江 １五 五大连池 １４ ５ ；２ 黑龙 江 省 地震 局 ，黑龙 江 ６ １５ ． 哈尔滨 １０９ ） ５ ０ ０
摘 要 ：通 过 利 用 五 大 连 池 地 震 火 山 监 测 站 近几 年 观 测 资 料 ，以 中 国 地 震 台 网 中 心震 级为 标 准 ，计 算 出 本 站 面 波 震 级 校 正 值 ，并 从 震 中距 、深 度 两方 面分 析 了偏 差情 况 。
深 度 ｈ（ ｍ） ｋ
图 ４ 震 级 偏 差 随 深 度 分 布 示 意 图
Ｆ ｇ４ Ｄｉｇ ａ ｏ ｇ ｉ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｓ ａ ｔｒ ｄ ｉ． ａ ｒ ｍ ｆｍａ ｎ ｔ ｅ ｄ ｖ ａｉ ｃ ｔ ｅ ｗｉ ｕ ｏ ｅ ｔ ｈ
很 明显 ，从 图 中 拟合 直线 可 发现 ：随着 震 中距 的变 大 ，其 震 级偏 差存 在 一 定 的倾 向性 变
深 源地 震 由于数 据 个 数有 限 ，无 法 给 出适 当结
论 ，待数 据个 数充 足 时可继 续加 以探 讨 。
参 考文献 ：
台 网 中 心 面波 震 级 平 均 偏低 ００ ６ ，其 校 正值 ．５ ３
为一 ． ６ 。 ０ ５ ３ ０
［］中国地震局监测预报司． １ 地震学与地震观测 ［ ． Ｍ］北
日
台 网 中心 所 求震 级是 采 取 ¨ 了多 台震 级 平 均叭 舶 舢 。 的方 法 ，从 而 消 除 了 震 中距 长 短 造 成 的吸 收 差 异 影 响 ，而 对 于 单 台震 级 测 定 ，随震 中距 的 加 大 ，
这 种 能 量 的 吸 收差 异 表 现 的 尤 为 明显 ，因 此 造
式 中
为 五 大连 池 地震 火 山监 测 站 面波
由 以上 方 法 ，计 算 的五 大连 池 面波 震级 偏
差分布 如表 ２所示 。震 级频 度分 布如 图 １ 示 。 所
震 级 ，眠 为 国家 台 网 中心 面波 震级 。 则其 多个震 例偏 差 平均 值 ：
表２ Ｍ 震级 偏 差 统 计 表
零 级 地 震 起 算 函数 ，Ｃ为 台 站 校 对 正 值 ，Ｄ 为 震 源 校 正 值 。一 般 震 级 差 异极 小情 况 下 ，Ｃ与 Ｄ 取 零 ， 是仿 真 中长 周 期 （ Ｋ）地 震 记 录面 Ｓ
波 水 平 向最 大 地 动 位 移 ， 是 相 应 周 期 。对 于
异 等 等 均 会造 成 各 种 不 可 避 免 的 误 差 ，导 致 不
成 了 以上 随 着震 中距 变 大 ，震 级 偏 差 的 倾 向性
变化。
基 于 以上 情 况 ，我 们 按 图 ３所 示 ，将 震 中 距 分 了三个 档 次 ，分 别 求 取 其 平 均 偏 差 ，其 分 类 如 表 ３所 示 ，可 以在 实 际 工 作 中 ，按 不 同 震 中距 校 正本 台面 波 震 级 ，以 期 达 到 较佳 的 校 正
ｅ ｉｅ ｔｒｄ ｐ ｈ ｐｃ ｎｅ ｅ ｔ
化 ，随 着 震 中距 的变 大 ，拟 合 直 线 逐 渐 上 扬 ，
自震 中距 为 ０８ １ ４１ 起 ，其 震 级 偏 差 大 多 表 ．ｘ ０ｋ Ｉ Ｔ 现 为 正 偏差 ，且 逐 渐 走 高 ，即 本 台所 测 震 级 当
震 中 距偏 大时 ，较 国家 台 网 中 心震 级 小 ，且 随
式 （ ） 中 叮（ ＝ ．６ｏ （ ＋ ．＋ １ Ａ） １ １ｇ Ａ） ３５ Ｃ（ｏ △＜ ６ ＜ １０ ） ３ 。 为量 规 函数 ，是 以 白家疃 地震 台为 基 准 的
得 震 源 能 量 辐射 在 各 个 方 向不 均 匀 。 另外 ，观
测 仪 器 、观测 方 法 、地 震 波传 播 路径 、台基 差
０ 引言
在震 级 的测 量 中 ，对 于 同 一 个 地震 ，由 于 地 壳 介 质 的不 均 匀 性 和 震 源 机 制 的 差异 等 ，使
级 计 算 公 式是 使 用 郭 履 灿 等 人 提 出 的 面波 计 算
公 式 ： ］
Ｍｓｌ（ ／ ） ｃ Ａ） ＝ｇＡ Ｔ ￣＋ｒ （ （） １
征：
；
ｌ
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冀
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１
Baidu Nhomakorabea
１２
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２
震 中 距 Ａ（ ｔ【 ｋｒ ）
京 ：地震出版社 ， ０７ １ ２０ ，ｌ．
（ ）在 震 中距 方 面 ，面 波震 级 偏 差 与 震 中 ２ 距 表 现 出一 定 的倾 向性 ，随 着震 中距 变 大 ，震
［］李少云，许国娥，史大升，等・ ２ 合肥地震台面波震 级误差与台站校正值的研究［］地震地磁观测与研 Ｊ・
３１ 不 同震 中距 的震级 偏差 ．
研究 中 ，我们 将 震 源经 纬度 转 换 为震 中距 ，
同 时将 震 中距 所 对 应 的震 级 偏 差 并 利 用 最 小 二 ３２ 不 同深度 的 震级偏 差 ．
乘法 进行 拟合 ，得 到 了 图 ３ 。
类 似 上述 分 析方 法 ，我 们 将 震 级 偏 差 与其 震 源深 度 绘 制成 散 点 （ ４ ，并 观 察 其 分 布特 图 ）
图 １ Ｍ 级偏 差 频 度 图 震
Ｆ ｌｌ Ｆ ｅ ｕ ｎ ｙ ｉｇ ａ ｏ ｓ ｒ ｃ ａ ｅｍａ ｎ ｔ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｉ ｒ ｑ ｅ ｃ ａ ｒ ｍ ｆ ｕ ｆ ｅｗ ｖ ｇ ｉ ｅｄ ｖ ａｉ ｄ ａ ｕ ｏ
可 以看 出通过 校 正 之后 ， 台站震 级偏 差 分 布 较
图 ２ Ｍ 校 正 之 后 的 偏 差 分 布 图
Ｆｇ２ Ｍａ ｎｔｄ ｅ ｉｔ ｎｄａ ｒｍ ｆ ｒｃ ｒｅ ｔ ｎ （ ） ｉ． ｇ ｉ ｅｄ ｖａｉ ｉｇａ ａｔ ｏｒｃｉ ｕ ｏ ｅ ｏ Ｍｓ 表 ３ 不 同震 中距 的 平均 偏 差 计 算 结果
效果。
３ 偏 差 分 析
地震 （ １。 表 ）
校正 值 提供 了数 据依 据 。
１ 震 级 原 理 与 资 料 选 取
对 于浅 源 地 震 面波 震 级 Ｍ ，最 初 的 面波 计
由表 １可 以看 出 ，本 站 Ｍ 级与 国家 台 网 震
中 心 震级 存 在 偏 差 ，因此 我 们 可 以根 据 以上 偏 差 ，以 国家 台 网 中心震 级 为 标 准 ，计 算 震 级 偏
第２ ８卷 第 ３期
２１ ０ ２年 ９月
防
灾
减
灾
学
报
Ｖｏ ＿８ Ｎｏ． ｌ２ ３ Ｓ ｐ．２ ２ ｅ ０１
Ｊ ＯＵＲＮＡＬ ＯＦ Ｄ Ｓ Ｔ Ｒ Ｉ ＡＳ ＥＲ Ｐ ＥＶＥ Ｉ ＮＴ ＯＮ ＡＮＤ ＤＵＣＴ ＯＮ ＲＥ Ｉ
五大连池地震火 山监测站面 波震级偏 差研 究
观 察 图 ４，可 以 发 现 震 源 深 度 小 于 或 等 于
３ ｋ 时 ，其 震 级 偏 差 在 偏 差 Ｏ上 下 均 匀 分 布 ， ３ｍ 没 有 明显 的趋 向性 变化 ，即说 明对 于浅 源地 震 ，
深 度 对 震 级偏 差 校 正 影 响 不 大 ，对 于 中深 源 地 震 ， 由于 上 图 中样 本 数 目不 够 ，因此 无 法 进 行 深 入 探 讨 。上 图 中仅 有 的 ４个 中深 源地 震 普 遍
ｘ１ ０
图 ３ 震 级 偏 差 随震 中距 变化 示 意 图
Ｆ ｇ３ Ｄ ａ ｒ ｍ ｆｍａ ｎ ｔ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｖ ｒ ｄ ｗｉ ｉ ． ｉ ｇ ａ ｏ ｇ ｉ ｅ ｄ ｖａ ｉ ａ ｉ ｔ ｕ ｏ ｅ ｈ ｅ ｉ ｅ ｔ ｒｄｓａ ｃ ｐ ｃ ｎｅ ｉｔｎ ｅ
台站校 正值 与标准 误差 值分 别为 ：
＝ 一
０． ６ ０５ ３：
Ｓ ． ８ ５； ＝Ｏ ２ ２
利 用 得 到 的 台站 校 正 值 对前 述 震 级 进 行 校
正 ，并 得 到校正 之后 的平 均误 差为 ：
＝ 一
０ ０ ０１： ．０
Ｓ＝ ２８ ４； Ｏ． ２
校正 之 后 的偏差 分 布 如 图 ２所 示 ，从 图 中
台站 校正 值 ｃ利 用 所研 究 台站 积 累 多个 震 例 求
其 平均值 即可 。
从 本 站 近 几 年 观 测 资 料 中 ，选 取 了 ３ ０个 ０
面 波 发 育 良好 、且 震 相清 晰 的地 震 ，仿 真 中长
周 期 并 重新 仔 细 标 注 计算 面 波震 级 后 与 国家 台 网中 心 目录对 应 并 制 表 ，下 表 为所 制 表 的部 分
震 中距 距 离 变 大 ，偏 小 趋 势加 大 。上 述 情 况 说 明 ， 由于地 下 介 质 不 均 匀 性造 成 的地 震 波传 播
５ ６
防 灾
减
灾
学
报
２ 卷 ８
震 级 偏 小 ，其 原 因应该 是 随着 深 度 增 加 ，面波
能量 衰 减 迅速 ，其 反 映 在单 台记 录 地震 图 中 幅 度 衰 减较 大 ，因此 造成 所测 震级 偏小 。
关 ，在 实 际工 作 中可 以采 取 按 震 中距 长 短分 段 校正 ，以期达 到较 佳 的校正效 果 。
（ ）在 震 源 深 度 方 面 ，在 浅 源 地 震 中 ，震 ３
例 面 波 震 级 偏 差 随深 度 分 布 未 表 现 出相 关 性 ，
４ 结 论
通过 以上 分析 得到 以下 几点 结论 ： （ ）五大 连池 地震 火 山面波 震 级 Ｍ 较 国家 １ ｓ
关 键 词 ：面 波 ；震 级 ；校 正 值 中 图 分 类 号 ：Ｐ １ ． ；Ｐ １ ． ３ ５３ ３ ７６ 文 献 标 志 码 ：Ａ 文章 编 号 ： １ ７ — ５ ５ （ ０ ２ ３ ０ ５ — ４ ６ ４ ８ ６ ２ １ ）０ — ０ ３ ０
里 氏震 级 在 远震 的应 用 与 推 广 ，我 国 的 面 波震
分析 工 作 。
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减
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学
报
２ 卷 ８
：
２ 台站 校 正 值 求取
偏差 计算 使 用 以下 方法 ：
对 于 个震 例偏差
Ｃ Ｍｓ ＝ 一 （） ２
５
∑Ｇ
ｉ ｌ ＝
（） ３
即为 台站校正 值
其标 准误 差 ：
耋 － （） （ ＿ Ｃ
（ ４ ）
差平 均值 。
算公 式是 由古 登 堡在 １４ ９ ５年提 出的 ，实 质上 是
收 稿 日期 ：２ １ — ３ ２ ０２ ０ － ５
修 订 Ｅ 期 ：２ １ — ５ ２ ｌ ０２０—０
作 者 简 介 ：高 亮 （９ ２ ）男 ，湖 北 省 监 利 县 人 ，２ ０ １８－ ０ ９年 毕 业 于 中 国地 质 大学 ，硕 士 研 究 生 ，助 理 工 程 师 ，现 主 要 从 事 地 震 监 测 与
原 始 的直 方 图更 加 的接 近正 态 分 布 ，因此 ，利 用此 台站 校正值 校正 是成 功 的 。
由以 ｆ台站 校 正 值 与标 准误 差 公 式 计算 的
３ Ｎ
高
亮 ，等 ：五 大 连 池地 震 火 山 监 测 站 面 波 震 级 偏 差 研 究
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过 程 中 能 量 的 吸 收 差 异 ，造 成 我 台震 级 偏 差 ，
高 亮 ，张 守 国 ， 闫 峰 ，邓 阳
（． 大 连池 地 震 火 山监 测 站 ，黑 龙 江 １五 五大连池 １４ ５ ；２ 黑龙 江 省 地震 局 ，黑龙 江 ６ １５ ． 哈尔滨 １０９ ） ５ ０ ０
摘 要 ：通 过 利 用 五 大 连 池 地 震 火 山 监 测 站 近几 年 观 测 资 料 ，以 中 国 地 震 台 网 中 心震 级为 标 准 ，计 算 出 本 站 面 波 震 级 校 正 值 ，并 从 震 中距 、深 度 两方 面分 析 了偏 差情 况 。
深 度 ｈ（ ｍ） ｋ
图 ４ 震 级 偏 差 随 深 度 分 布 示 意 图
Ｆ ｇ４ Ｄｉｇ ａ ｏ ｇ ｉ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｓ ａ ｔｒ ｄ ｉ． ａ ｒ ｍ ｆｍａ ｎ ｔ ｅ ｄ ｖ ａｉ ｃ ｔ ｅ ｗｉ ｕ ｏ ｅ ｔ ｈ
很 明显 ，从 图 中 拟合 直线 可 发现 ：随着 震 中距 的变 大 ，其 震 级偏 差存 在 一 定 的倾 向性 变
深 源地 震 由于数 据 个 数有 限 ，无 法 给 出适 当结
论 ，待数 据个 数充 足 时可继 续加 以探 讨 。
参 考文献 ：
台 网 中 心 面波 震 级 平 均 偏低 ００ ６ ，其 校 正值 ．５ ３
为一 ． ６ 。 ０ ５ ３ ０
［］中国地震局监测预报司． １ 地震学与地震观测 ［ ． Ｍ］北
日
台 网 中心 所 求震 级是 采 取 ¨ 了多 台震 级 平 均叭 舶 舢 。 的方 法 ，从 而 消 除 了 震 中距 长 短 造 成 的吸 收 差 异 影 响 ，而 对 于 单 台震 级 测 定 ，随震 中距 的 加 大 ，
这 种 能 量 的 吸 收差 异 表 现 的 尤 为 明显 ，因 此 造
式 中
为 五 大连 池 地震 火 山监 测 站 面波
由 以上 方 法 ，计 算 的五 大连 池 面波 震级 偏
差分布 如表 ２所示 。震 级频 度分 布如 图 １ 示 。 所
震 级 ，眠 为 国家 台 网 中心 面波 震级 。 则其 多个震 例偏 差 平均 值 ：
表２ Ｍ 震级 偏 差 统 计 表
零 级 地 震 起 算 函数 ，Ｃ为 台 站 校 对 正 值 ，Ｄ 为 震 源 校 正 值 。一 般 震 级 差 异极 小情 况 下 ，Ｃ与 Ｄ 取 零 ， 是仿 真 中长 周 期 （ Ｋ）地 震 记 录面 Ｓ
波 水 平 向最 大 地 动 位 移 ， 是 相 应 周 期 。对 于
异 等 等 均 会造 成 各 种 不 可 避 免 的 误 差 ，导 致 不
成 了 以上 随 着震 中距 变 大 ，震 级 偏 差 的 倾 向性
变化。
基 于 以上 情 况 ，我 们 按 图 ３所 示 ，将 震 中 距 分 了三个 档 次 ，分 别 求 取 其 平 均 偏 差 ，其 分 类 如 表 ３所 示 ，可 以在 实 际 工 作 中 ，按 不 同 震 中距 校 正本 台面 波 震 级 ，以 期 达 到 较佳 的 校 正
ｅ ｉｅ ｔｒｄ ｐ ｈ ｐｃ ｎｅ ｅ ｔ
化 ，随 着 震 中距 的变 大 ，拟 合 直 线 逐 渐 上 扬 ，
自震 中距 为 ０８ １ ４１ 起 ，其 震 级 偏 差 大 多 表 ．ｘ ０ｋ Ｉ Ｔ 现 为 正 偏差 ，且 逐 渐 走 高 ，即 本 台所 测 震 级 当
震 中 距偏 大时 ，较 国家 台 网 中 心震 级 小 ，且 随
式 （ ） 中 叮（ ＝ ．６ｏ （ ＋ ．＋ １ Ａ） １ １ｇ Ａ） ３５ Ｃ（ｏ △＜ ６ ＜ １０ ） ３ 。 为量 规 函数 ，是 以 白家疃 地震 台为 基 准 的
得 震 源 能 量 辐射 在 各 个 方 向不 均 匀 。 另外 ，观
测 仪 器 、观测 方 法 、地 震 波传 播 路径 、台基 差
０ 引言
在震 级 的测 量 中 ，对 于 同 一 个 地震 ，由 于 地 壳 介 质 的不 均 匀 性 和 震 源 机 制 的 差异 等 ，使
级 计 算 公 式是 使 用 郭 履 灿 等 人 提 出 的 面波 计 算
公 式 ： ］
Ｍｓｌ（ ／ ） ｃ Ａ） ＝ｇＡ Ｔ ￣＋ｒ （ （） １
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Baidu Nhomakorabea
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震 中 距 Ａ（ ｔ【 ｋｒ ）
京 ：地震出版社 ， ０７ １ ２０ ，ｌ．
（ ）在 震 中距 方 面 ，面 波震 级 偏 差 与 震 中 ２ 距 表 现 出一 定 的倾 向性 ，随 着震 中距 变 大 ，震
［］李少云，许国娥，史大升，等・ ２ 合肥地震台面波震 级误差与台站校正值的研究［］地震地磁观测与研 Ｊ・
３１ 不 同震 中距 的震级 偏差 ．
研究 中 ，我们 将 震 源经 纬度 转 换 为震 中距 ，
同 时将 震 中距 所 对 应 的震 级 偏 差 并 利 用 最 小 二 ３２ 不 同深度 的 震级偏 差 ．
乘法 进行 拟合 ，得 到 了 图 ３ 。
类 似 上述 分 析方 法 ，我 们 将 震 级 偏 差 与其 震 源深 度 绘 制成 散 点 （ ４ ，并 观 察 其 分 布特 图 ）
图 １ Ｍ 级偏 差 频 度 图 震
Ｆ ｌｌ Ｆ ｅ ｕ ｎ ｙ ｉｇ ａ ｏ ｓ ｒ ｃ ａ ｅｍａ ｎ ｔ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｉ ｒ ｑ ｅ ｃ ａ ｒ ｍ ｆ ｕ ｆ ｅｗ ｖ ｇ ｉ ｅｄ ｖ ａｉ ｄ ａ ｕ ｏ
可 以看 出通过 校 正 之后 ， 台站震 级偏 差 分 布 较
图 ２ Ｍ 校 正 之 后 的 偏 差 分 布 图
Ｆｇ２ Ｍａ ｎｔｄ ｅ ｉｔ ｎｄａ ｒｍ ｆ ｒｃ ｒｅ ｔ ｎ （ ） ｉ． ｇ ｉ ｅｄ ｖａｉ ｉｇａ ａｔ ｏｒｃｉ ｕ ｏ ｅ ｏ Ｍｓ 表 ３ 不 同震 中距 的 平均 偏 差 计 算 结果
效果。
３ 偏 差 分 析
地震 （ １。 表 ）
校正 值 提供 了数 据依 据 。
１ 震 级 原 理 与 资 料 选 取
对 于浅 源 地 震 面波 震 级 Ｍ ，最 初 的 面波 计
由表 １可 以看 出 ，本 站 Ｍ 级与 国家 台 网 震
中 心 震级 存 在 偏 差 ，因此 我 们 可 以根 据 以上 偏 差 ，以 国家 台 网 中心震 级 为 标 准 ，计 算 震 级 偏
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Ｖｏ ＿８ Ｎｏ． ｌ２ ３ Ｓ ｐ．２ ２ ｅ ０１
Ｊ ＯＵＲＮＡＬ ＯＦ Ｄ Ｓ Ｔ Ｒ Ｉ ＡＳ ＥＲ Ｐ ＥＶＥ Ｉ ＮＴ ＯＮ ＡＮＤ ＤＵＣＴ ＯＮ ＲＥ Ｉ
五大连池地震火 山监测站面 波震级偏 差研 究
观 察 图 ４，可 以 发 现 震 源 深 度 小 于 或 等 于
３ ｋ 时 ，其 震 级 偏 差 在 偏 差 Ｏ上 下 均 匀 分 布 ， ３ｍ 没 有 明显 的趋 向性 变化 ，即说 明对 于浅 源地 震 ，
深 度 对 震 级偏 差 校 正 影 响 不 大 ，对 于 中深 源 地 震 ， 由于 上 图 中样 本 数 目不 够 ，因此 无 法 进 行 深 入 探 讨 。上 图 中仅 有 的 ４个 中深 源地 震 普 遍
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图 ３ 震 级 偏 差 随震 中距 变化 示 意 图
Ｆ ｇ３ Ｄ ａ ｒ ｍ ｆｍａ ｎ ｔ ｄ ｅ ｉｔ ｎ ｖ ｒ ｄ ｗｉ ｉ ． ｉ ｇ ａ ｏ ｇ ｉ ｅ ｄ ｖａ ｉ ａ ｉ ｔ ｕ ｏ ｅ ｈ ｅ ｉ ｅ ｔ ｒｄｓａ ｃ ｐ ｃ ｎｅ ｉｔｎ ｅ
台站校 正值 与标准 误差 值分 别为 ：
＝ 一
０． ６ ０５ ３：
Ｓ ． ８ ５； ＝Ｏ ２ ２
利 用 得 到 的 台站 校 正 值 对前 述 震 级 进 行 校
正 ，并 得 到校正 之后 的平 均误 差为 ：
＝ 一
０ ０ ０１： ．０
Ｓ＝ ２８ ４； Ｏ． ２
校正 之 后 的偏差 分 布 如 图 ２所 示 ，从 图 中
台站 校正 值 ｃ利 用 所研 究 台站 积 累 多个 震 例 求
其 平均值 即可 。
从 本 站 近 几 年 观 测 资 料 中 ，选 取 了 ３ ０个 ０
面 波 发 育 良好 、且 震 相清 晰 的地 震 ，仿 真 中长
周 期 并 重新 仔 细 标 注 计算 面 波震 级 后 与 国家 台 网中 心 目录对 应 并 制 表 ，下 表 为所 制 表 的部 分
震 中距 距 离 变 大 ，偏 小 趋 势加 大 。上 述 情 况 说 明 ， 由于地 下 介 质 不 均 匀 性造 成 的地 震 波传 播
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２ 卷 ８
震 级 偏 小 ，其 原 因应该 是 随着 深 度 增 加 ，面波
能量 衰 减 迅速 ，其 反 映 在单 台记 录 地震 图 中 幅 度 衰 减较 大 ，因此 造成 所测 震级 偏小 。
关 ，在 实 际工 作 中可 以采 取 按 震 中距 长 短分 段 校正 ，以期达 到较 佳 的校正效 果 。
（ ）在 震 源 深 度 方 面 ，在 浅 源 地 震 中 ，震 ３
例 面 波 震 级 偏 差 随深 度 分 布 未 表 现 出相 关 性 ，
４ 结 论
通过 以上 分析 得到 以下 几点 结论 ： （ ）五大 连池 地震 火 山面波 震 级 Ｍ 较 国家 １ ｓ
关 键 词 ：面 波 ；震 级 ；校 正 值 中 图 分 类 号 ：Ｐ １ ． ；Ｐ １ ． ３ ５３ ３ ７６ 文 献 标 志 码 ：Ａ 文章 编 号 ： １ ７ — ５ ５ （ ０ ２ ３ ０ ５ — ４ ６ ４ ８ ６ ２ １ ）０ — ０ ３ ０
里 氏震 级 在 远震 的应 用 与 推 广 ，我 国 的 面 波震
分析 工 作 。
５ ４
防
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减
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２ 卷 ８
：
２ 台站 校 正 值 求取
偏差 计算 使 用 以下 方法 ：
对 于 个震 例偏差
Ｃ Ｍｓ ＝ 一 （） ２
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∑Ｇ
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（） ３
即为 台站校正 值
其标 准误 差 ：
耋 － （） （ ＿ Ｃ
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差平 均值 。
算公 式是 由古 登 堡在 １４ ９ ５年提 出的 ，实 质上 是
收 稿 日期 ：２ １ — ３ ２ ０２ ０ － ５
修 订 Ｅ 期 ：２ １ — ５ ２ ｌ ０２０—０
作 者 简 介 ：高 亮 （９ ２ ）男 ，湖 北 省 监 利 县 人 ，２ ０ １８－ ０ ９年 毕 业 于 中 国地 质 大学 ，硕 士 研 究 生 ，助 理 工 程 师 ，现 主 要 从 事 地 震 监 测 与