震级

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[拼音]:zhenji

[英文]:earthquake magnitude

根据地震波记录测定的一个没有量纲的数值,用来在一定范围内表示地震的相对大小(强度)。震级的大小同震源辐射的地震波强度有关,与地震烈度不同。震级代表地震本身的强弱;烈度表示同一次地震在地震波及的各个地点所造成的影响的程度,它与震源深度、震中距、方位角、地质构造以及土壤性质等因素有关。

震级作为一个观测专案是1935年美国地震学家里克特 (C.F.Richter)首先提出的。最初的原始震级标度只适用于近震和地方震,所用地震仪是伍德-安德森扭摆式地震仪。里克特发现,在lgA-Δ图上(A为以毫米为单位的最大记录振幅,Δ为震中距),不同地震的振幅变化曲线大体上彼此平行,即可以通过平移而互相叠合。因此,两条曲线之间的纵向差距差不多是处处相等的。也就是说,任何两次大小不等的地震,其最大记录振幅的对数之差与震中距无关。这表示,在任何一个震中距上比较不同地震的相对大小,可以近似地得到同样的数值。里克特在以上研究的基础上,提出了计算震级M的公式:

M=lgA-lgA0,

1945年,B.古登堡发表了关于震级问题的 3篇论文,把震级的应用推广到远震和深源地震,奠定了震级体系的基础。他用周期为20秒的面波定义了面波震级MS。对于面波不发育的深源地震,古登堡和里克特研究了用体波的P波、S波和pP波定震级的方法。

目前广泛采用的震级标度有以下几种:

地方震或近震震级标度 ML

用短周期地震仪记录地方震和近震的短周期振动,周期范围大约是0.1~2.0秒。中国的ML标度是1959年制定的,其计算公式是:

ML=lgAμ-R(Δ)+CS,

式中Aμ是近震记录上两水平分向最大地动振幅的算术平均值,以微米μ为单位;R(Δ)由里克特的原始震级标度的起算函式折合而成;CS为台站校正值。

面波震级标度MS

用宽频带地震仪记录远震面波,用面波地动位移的振幅(以微米为单位)和周期(以秒为单位)来计算震级。古登堡的面波震级规定使用周期为20秒左右的面波记录。中国的面波震级标度不以20秒周期为限,其计算公式为:

式中A为两水平分向地动位移的向量合成振幅;T为相应的周期,要求比值

相应于面波中之最大者;σ(Δ)为面波震级起算函式,是根据6个国际地震台的震级资料和北京地震台的面波记录资料求得的。

1971年,根据中国地震观测资料,求得MS与ML的经验关系式为:

MS=1.13ML-1.08。

面波震级标度MS比较适用于从远处测定浅源大地震的震级,而且各国地震机构的面波震级测定结果也比较一致,因此世界各国在公布和交换有关震级的情报时,一般都使用面波震级。这就是通常报刊上提到的里氏震级。

体波震级标度mb

用远震体波P、S、pP的振幅(单位为μ)和相应的周期(单位为秒)来计算震级。中国的体波震级标度沿用古登堡和里克特1956年发表的起算函式等值线图,其计算公式是:

式中第一项的形式与面波震级标度相同。对于S波,A是两水平分向地动位移的向量合成振幅;对于P和pP波,可用垂直向的振幅,也可用两水平分向的合成振幅。与面波震级标度不同的是,起算函式Q是震中距Δ和震源深度h的函式。计算时需要从起算函式等值线图(通称Q值图)中去查出 Q值。体波震级标度主要用来测定深源地震的震级。

矩震级MW

1977年美国地震学家金森博雄提出震级饱和的问题。他认为,MS在8级以上的巨大地震如果仍用20秒面波震级标度MS去测定震级,则所得数值将偏小。这是因为巨大地震的震源断裂尺度长达数百公里,从震源区辐射出长周期波,带有巨大的能量,但震源辐射出的20秒面波强度并没有相应的增长,因此面波震级不再能真实地反映地震的大小。金森博雄建议对大地震使用新的震级标度──矩震级MW。其方法是从震源物理的研究中测定地震矩M0,直接算出一次地震的地震波辐射能量,然后通过能量-震级公式lgE=11.8+1.5MS算出震级的数值。1960年5月22日智利大地震的面波震级MS仅为8.5,而按新的标度算出的矩震级MW竟达 9.5,能量相差30倍。矩震级的引入可以解决面波震级的饱和问题,但其测定方法还不完善,测量精度尚需提高。

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