1224--关于地震震级(2)
2008-09-25 19:09阅读：
本诺·古登堡
Beno Gutenberg，1889-1960
简历：
地球物理学家、地震学家。犹太人。生于德国，1930年移居美国。1908年入德国哥廷根大学学习，1911年获哲学博士学位。历任弗赖堡大学教授、加利福尼亚州理工学院地球物理学和气象学教授，帕萨迪纳地震研究室负责人。
古登堡是美国科学院院士，英国皇家天文学会会员，美国地质学会会员。还担任过美国地震学会理事和主席。1953年获得美国地球物理联合会第15届有威廉.博伊奖章。
主要成果：
对地脉动源作了深入的研究。1914年，指出
地核的存在，并测定了地核界面（后命名为
古登堡不连续面）在地下2900㎞附近。测定了地下100－200㎞深处的低速层（古登堡低速层）。与美国地震学家
里克特
合作导出改进后的地震走时曲线，创立了
里氏震级，并确定了震级、能量、地震烈度和加速度之间的定量关系。1945年他正式定义了
面波震级Ms和
体波震级Mb，把里克特定义的地区震级标度推广到远震和
深源地震。
论著：
古登堡在欧洲时期，写过《地球物理学教科书》，编辑了著名的《地球物理学集成》。
1939年和1951年，古登堡两次编辑出版了《地球内部的构造》一书。1959年出版了他晚年撰写的《地球内部物理学》。
1941年，他和里克特合作的论文《地球的地震活动性》第一次发表，以后几经增补修订，于1949年出版专书，1954年出版第二版。
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各个地震的相对大小（强度）。震级与
地震烈度的概念根本不同。震级代表地震本身的强弱，只同震源发出的地震波能量有关；烈度则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，与震源深度、震中距、方位角、地质构造以及土壤性质等许多因素有关。
震级作为一个观测项目，是美国地震学家C.F.里克特于1935年首先提出的。最初的原始震级标度只适用于近震和地方震。1945年B.谷登堡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，利用宽频带地震仪记录远震传来的面波，根据面波的振幅和周期来计算震级。中国的面波震级计算公式为：
式中A为两水平分向地动位移的矢量合成振幅，以微米为单位；T为相应的周期，以秒为单位；σ（Δ°）为面波震级起算函数，只与震中距Δ°(测点与震中间的大圆弧度数)有关；Cs为台站校正值。
面波震级标度Ms比较适用于从远处（震中距大于1000千米）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1931年新疆8级地震和交换有关震级的信息资料时，一般都使用面波震级。即通常所说的里氏震级。另外，为解决巨大地震的面波震级饱和问题，有人提出用震源物理中的地震矩概念推导出一种新的震级标度——矩震级MW。智利大地震的面波震级
Ms＝8.5，但矩震级MW＝9.5，成为人类已知的最大地震。矩震级已在地震观测中开始试用，但其方法还在进一步研究和完善。它可作为面波震级的有益补充，但不能完全取代面波震级。
当前，最基本的震级标度有4种：地方性震级ML、体波震级（mb和mB）、面波震级MS和矩震级MW。
前3种震级是通过测量地震波中的某个频率地震波的幅度来衡量地震的相对大小的一个量。ML是用1秒左右的S波（或Lg）的振幅来量度地震的大小，mb是用1
秒左右的地震体波振幅来量度地震的大小，mB是用5
秒左右的地震体波振幅来量度地震的大小，MS是用浅源地震的20
秒左右的面波振幅量度地震的大小。
矩震级MW是由基本的物理参数所计算的震级，描述了地震破裂面上滑动量的大小，一般通过波形反演的方法计算。
有何不同:
第一、所使用的标度不一样
简要说明：
ML：测量范围400km内，震级2-6级。国外的中国地震数据，不会是ML啦。
Ms：深度20-180，震级5-8级,一般具有可比性。
Mw：适用范围：无限制，震级>3.5，科学性。震级无上限
Mb: 深度16-100（一般用于深源震级测量），震级4-7级
至于换算，只有经验公式，不是很准确：ml=(1.17mb+0．67)/1.13
ml=(ms+1.08)/1.13
例如“面波震级” Ms 、“近震震级” M L 、“体波震级” m b
、“矩震级” M W
等等。不同的震级标度是不能直接进行对比的。对于浅源大地震，我国习惯使用面波震级，而美国往往较多地使用体波震级或矩震级，在一些新闻报道中，往往不加区别地将它们笼统称之为“震级”或“里氏震级”，这就容易造成混乱。
由于当初设计里氏震级时所使用的伍德-安德森扭力式地震仪的限制，近震规模
ML
若大于约6.8或观测点距离震中超过约600千米便不适用。后来研究人员提议了一些改进，其中面波震级（MS）和体波震级（Mb）最为常用。
由于“地震强度频谱的比例定律”（The Scaling Law of
Earthquake
Spectra）的限制，在8.3-8.5左右会产生饱和效应，使得一些强度明显不同的地震在用传统方法计算后得出里氏震级（如(MS）数值却一样。到了21世纪初，地震学者普遍认为这些传统的震级表示方法已经过时，转而采用一种物理含义更为丰富，更能直接反应地震过程物理实质的表示方法即矩震级（Moment
magnitude scale，MW）。
第二、所使用的仪器不同。
世界各国的地震台站所使用的地震仪器并不完全相同，仪器的特性和它们所记录到的地震波的频段不完全一致，甚至计算震级的公式也不完全相同，这也导致震级的测定有所差异。
第三、地震波传播的路径不同，能量衰减不一样
第四、对于大地震，较近的地震台站测定的结果可能误差较大。
大地震发生时，距离震中较近的地震台站上的地震仪往往可能出现超出仪器记录范围或记录饱和的现象，对于传统的老式地震仪来说，这种现象更容易出现。
