传统与现代震级标度_刘同辉.pdf
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1、第 卷第期 年月地震工程学报 ,收稿日期:第一作者简介:刘同辉(),男,硕士研究生,主要从事震级和地震地质研究方面的工作。:。通信作者:王墩,男,教授,博士生导师,主要从事观测地震学、地震地质及大震实时减灾方面研究。:。刘同辉,王墩 传统与现代震级标度 地震工程学报,():,():传统与现代震级标度刘同辉,王墩,(中国地质大学(武汉)地球科学学院,湖北 武汉 ;中国地质大学(武汉)湖北巴东地质灾害国家野外科学观测研究站,湖北 武汉 )摘要:首先阐述并比较传统震级(、及)所用数据、计算方法及适用范围,系统梳理两种现代震级标度和的理论基础及计算方法。然后根据使用数据及适用场景不同,介绍、及 等矩震
2、级测定方法;同时,随着越来越丰富的 观测数据,基于高频 观测也越来越多地被用于地震震级快速测定工作。最后对这些震级测定方法的时效性进行对比分析,讨论不同震级标度的适用场景及其稳定性。关键词:震级测定;传统震级;现代震级;矩震级中图分类号:文献标志码:文章编号:():,(.,(),;.,(),):,(,),()(,),:;引言地震作为自然界中最严重的自然灾害之一,其震级大小一直都是人们关注的热点。震级是衡量震源产生地震波大小或强度的标度,由震级可以进一步求得其他震源参数,如地震能量、破裂持续时间、地震烈度分布等,所以震级是应急救援、地震危险性评估的重要依据。里克特()在 年提出了地方性震级,也称
3、里氏震级。该震级是里克特根据古登堡()与和达清夫()的建议得出的,这个震级是由伍德安德森()地震仪上记录的水平方向上的最大振幅来决定的,受限于震中距范围和仪器精度,无法在全球范围内统一。为了测定远距离浅源地震的震级,年古登堡通过测量周期约为 面波的水平位移基础上,发展了面波震级,同时有地震学家提出了与地震能量更加相关的质点最大运动速度()替换振幅。为了确定震源深度超过 的地震震级,古登堡和里克特通过计算波、波和波的振幅,得到体波震级。和都是根据相对短周期地震波的振幅计算出来的,通常和的周期小于,而的周期在 左右(也称为()。随着数字地震仪的发展,有限频带震级和()可以由宽频带震级()和()来补
4、充。后两种震级都是通过直接量取垂向上地震波最大速度 而得到的,以此方便统一标准,进行地震速报。、和等传统震级标度本质上是经验性的,与地震的震源物理过程没有直接关系。同时,在不同震级范围内都存在震级饱和现象,难以准确测定大震震级。由于地震矩与地震能量密切相关,和 从地震矩角度出发,在 年提出了矩震级,将震级与地震破裂、断层作用等联系起来,它是与位错量的大小和破裂面积相关的力学量度,可以准确测定任意大小的地震 。矩震级根据使用波形及适用情形等不同,又可以分为、等多种标度。震相()是介于波和波之间的长周期震相,其反演具有不易限幅、结果相对稳定、反演速度快等特点,在大震震后应急响应中得到广泛应用。主要
5、通过对波的矩张量反演确定海上大地震的海啸潜力,后来扩展到一般的远震。是通过引入全球宽频带地震台记录的直达波最大位移与台阵技术得到的震源持续时间相结合,提出的一种新的震级标度,用以快速准确测定大震震级。能量震级则直接对应地震能量,能更好反映震源的动态特征,它与地震波速度、拐角频率等重要震源物理参数相关,对大地震的破坏性可以进行更好的描述。随着现代全球定位系统(,)观测技术的进步,利用高频 记录的峰值地动位 移(,)来测定地震震级的方法又为地震学提供新的思路,它对低频信号更敏感,且不会限幅,能够更真实记录地震的位移记录。图不同震级标度及所用数据 传统震级传统震级标度从整体上来看主要有两个共性:一是
6、在同一震源引起的地震中,震级越大,其对应地震波的振幅越明显;二是地震波从震源扩散至观测位置的过程中衰减是已知的,都可用以下公式表示:()(,)()式中:表示震级;为最大振幅(最大地动位移);为周期;(,)是用于对振幅随震中距和震源深度的变化作校正的因子;是台站校正因子,是震源校正因子,它们都是用来消除地壳结构变化、岩性差异等因素的影响。随着现代科学技术的进步,地震学观测的精度和要求越来越高,数字地震仪以其频带范围宽、测定时效高的特点为研究提供了更强有力的支持。年,国际地震学和地球内部物理学协会(,)利用宽频带地震记录提出了新的震级标度,并在我国首次成功应用,中国地震台网中心(,)也于 年在参照
7、 新震级标度的基础上确定了国家震级标准(),因此以下使用最新国家震级标准公式。地方性震级()测定地方性震级应使用仿真的 短周期地震仪,记录周期为 的波或 的最大振幅。公式如下:()()()()式中:为最大振幅;、分别为南北向和东西向的最大振幅;为震中距;()为量规函数。地震工程学报 年主要用于测定震中距小于 的地震,其作为首个提出的地震震级,只考虑了最大位移的变化,未考虑到周期的影响,在量规函数()中也没有考虑与震源深度关系,再加上震中距的限制,所以主要适用于区域性的浅源地震。面波震级面波震级测定面波震级应使用仿真的基式()中长期地震仪,记录周期为 水平向面波质点运动的最大位移。公式如下:()
8、.()式中:为水平方向上地动位移的矢量和;为周期;为震中距。主要用于测定 范围内的地震,由于水平向上是瑞利波和勒夫波叠加的混 合波,可 能导 致 震级 测定 结 果 不稳定,所以 选用仿真 (长周期)地震仪测定 左右的垂向面波。震级的震中距范围较大,但可观测到的震源深度较浅(),适用于测定浅源远震的震级。宽频带面波震级()测定宽频带体波震级()应使用宽频带地震仪,在垂向上记录周期为 面波的最大运动速度。公式如下:()()()式中:为测得垂向面波质点运动的最大速度;为相应周期;为震中距。()主要用于测定 ,且 范 围 内 的 地 震。相 较 于 颁布的面波震级(),宽频带震级()有着更大的周期范
9、围,对于区域性的浅源小地震、大地震都同样适用。体波震级短周期体波震级测定短周期体波震级应使用仿真的 短周期地震仪,记录周期为以内的 波在垂向上的最大运动位移。公式如下:()(,)()式中:为波的最大运动位移;为周期;为震中距;(,)为量规函数。主要用于测定 范围内的地震,由于只记录短周期体波,无法对大震震级进行准确测定,比较容易出现震级饱和的情况。同时,波震相基本不受震源深度的影响(),可以被清楚地识别,再通过量规函数对震中距和深度进行校正,可以快速测定中深源小震的震级。宽频带体波震级()测定宽频带体波震级()应使用宽频带地震仪,在垂向上记录周期为 体波的最大运动速度。公式如下:表传统震级的计
10、算公式及其适用范围 震级标度公式仪器地震波类型记录方向周期震中距深度()():仿真伍德安德森地震仪 :()()仿真 短周期地震仪 :()()仿真 (长周期)地震仪 :()仿真基式()中长期地震仪()()宽频带面波记录仪 ()(,)仿真 短周期地震仪仿真 (短周期)地震仪()()(,)宽频带体波记录仪波或 波水平 波垂向 波和 波水平 波垂向 波垂向波垂向 震源距 第 卷 第期刘同辉,等:传统与现代震级标度()()(,)()式中:为测得垂向体波质点运动的最大速度;为相应周期;为震中距;为深度。()主要用于测定 范围内的地震,一般只需要 波的初始地震波信号,测定较大震级的时间较短,因此在地震应急、
11、海啸预警中应用广泛。日本气象厅震级 日本是世界上地震、海啸灾害最频发的国家之一,居民的生命财产安全遭受着严重威胁。巨大海啸的产生很大程度上取决于地震的震级,海啸预警需要在短时间内准确测定震级,为应急减灾提供指导。日本气象厅()依托于本土高密度的地震台网,使用周期小于 的体波精确计算出日本海岸 范围内局部地震事件的震源位置和震级,通过该方法确定的震级被称为 ,公式如下:()(,)()当地震事件满足震级大于,深度小于 ,并发生在海岸附近()以内时,使用地震预警()震级,公式为:()()式中:是通过积分加速度记录得出的最大位移;为震中距;为深度;为常数。现代震级地震能量和地震矩是目前对于震源物理特征
12、描述最清楚的参量。地震波能量是用于量化震源的特征量,地震以地震波形式辐射的能量主要集中在震源频谱的拐角频率附近。对于地震危险性和风险评估,地震能量的大小更受关注,特别是对于其中的高频成分。地震矩是仅次于地震波能量的第二个量化震源的特征量,是描述地震大小的绝对力学量,它是源区不可恢复的非弹性变形的量度,这表明地震矩是断层滑动引起地震强度的直接量度。地震矩和地震波能量是两个重要的物理量,由地震矩可以得到矩震级,由 地 震 波 能 量可 以 得 到 能 量 震级。地震发生时绝大部分能量转化为机械能(断层位移和岩石破裂)并以热能形式散失,很小一部分以地震波能量()形式辐射出来,被台站记录到。尽管地震波
13、能量()占比很小,但仍是定量化判别地震大小的重要手段,也是地震学研究的重要参数之一 。古登堡和里克特 根据震级与地震能量的关系得到经验公式:()()值得注意的是,利用震级与地震能量之间的经验关系来估计地震能量具有一定的局限性,仅仅是对地震能量的粗略估计。震级是针对单一频段地震波的测定结果,例如测定短周期体波震级一般使用周期是左右的体波信号,面波震级一般是使用 左右周期的面波信号,而地震能量的测定则应考虑所有频段的地震波能量。的求解地震矩最早是 年由日本学者安芸敬一()首次提出,它既可以通过波长远大于震源尺度的地震波远场位移谱测定,也可以用近场地震波、地质与大地测量等资料测定。我们假设地震过程中
14、应变能等于地震波能量,根据 等 的研究,地震矩和辐射能量之间存在一定的比例关系,可以从地震的长周期频段中近似得到。等 和 等 利用这种比例关系提出了一个简单的震源模型,得到了辐射能量和地震矩之间的关系。在地壳与地幔中,应力降 约为,可得到地震能量与地震矩关系式:()()对和都取平均值进行计算,可近似得到,针对大地震,我们可以测得断层面积、断层长度以及地震的平均位错量等静态震源参数,进而测得地震矩。公式如下:()式中:为地壳与上地幔间存在介质的剪切模量,约为();为断层面的平均位错量;为断层面面积。地震矩是根据地震波形计算出来的。为计算地震矩,需要进行傅里叶变换,将位移波形从时间域转换到频率域。
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