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地震监测

[日期:2015-04-14]    [字体: ]

 

通过专门的仪器(地震仪)记录地震波,监测地震活动,确定地震发震时刻,震级大小,震源深度;并用于研究地球内部结构。

观测地震的监测台站要求分布均匀,尽量选择基岩台址,避免干扰。观测仪器有足够高的放大倍数,且在一定频带内不失真。

 

震相

源于震源、介质界面、不同波型(体波、面波等)发出的地震波,在到达时间、波形、振幅、周期、和质点运动等方面具有一定特征的波形,称为震相。地震观测就是分析和解释各种震相的起因和物理意义,并利用各种震相的特征和到时推断地球内部构造和地震的震源特征,测定地震位置和震源参数。

不同观测距离范围内的特征震相不同。各国地震学家编制了各个震相的走时表,便于地震定位。

 

 

 

 

 

         地球内部传播的主要地震波震相

 

 

老式的熏烟滚筒记录地震仪。通过电磁感应,将摆体机械运动转化为电讯号,放大后推动记录笔,笔尖在熏烟记录纸上刻画出地震波的模拟波形。现代的地震仪是数字记录式,转化为数字讯号,并直接存储在硬盘,大大方便数据的计算机自动计算处理,拓宽了观测的频带。

 

地震定位

确定发震时刻、地震震中和震源深度称为地震定位。

 

绝对定位法

交切法

如果知道波速和波传播时间,二者乘积为震源距,则震源(点源)位于以台站为球心,震源距为半径的球面上。

以至少三个台站为球心,以各自测定的震源距为半径作出的球面是震源轨迹面,球面与地面的交线为圆,两个球面的地面交线圆又相交成连接的圆弧,圆弧的弦就是震中在地面的轨迹线。多个弦的交点即为震中,并由此根据几何关系可得震源深度。引入虚波速度便于求解。

 

 

地震定位示意图

 

 

盖革(Geiger)法

上述方法中方位的微小误差在远处将被放大,因此远震采用盖革法。可先假定一个大致的震中位置、发震时刻和震源深度,由此计算出地震波至各地震台的走时,与实际观测值相比较,如果不符就加以修正,再重复计算,如此迭代直至误差小到令人满意为止。此法适于计算机定位。

 

③联合反演法

与盖革法不同之处是将地壳速度结构模型,连同每个台站的到时和震源位置一起都当成待定参数,从初始模型开始起算各台站到时,以到时残差最小为目标,用各种优化方法求得最佳值。

 

相对定位法

基本原理是选定一震源位置较为精确的主事件,计算发生在其周围的一群事件相对于它的位置,进而确定这群事件的震源位置。

 

震级-频度关系

震级越小,发生的次数越多,大震反之。1944年古登堡(B.Gudenberg)和里希特(C.F.Rechter)通过统计研究发现,地震发生次数(频度)与震级之间存在对数关系:

                       

式中:N是震级大于或等于M的地震次数;ab是通过统计研究确定的经验常数,此关系可绘成震级-频度曲线。尽管这种关系的物理基础至今仍不是很清楚,但已证实可应用于全球或区域尺度上一个较宽的震级范围内。


 震级-频度关系曲线示例

 

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