大地電流暴可控源音頻磁大地電流（SCAMT）方法常規直流電測測方法具有探測深度大，縱橫向解析度高，體效應小及工作效率高等優點；套用該方法在新疆鄯某乾旱地區尋找富賦水地段及探測隱伏構造上取得了明顯的效果。
基本介紹
- 中文名：大地電流暴
- 外文名：Earth current storm
- 屬性：電流
- 世紀：20世紀
- 星球名稱：地球
簡介,概況,機制原理,測定方法,震源參數,相關知識,
簡介
[磁大地電流法]magneto—telluricmethod是通過測定地表任意一點上，由大地電流產生的電場和磁場的比值(即*阻抗)來探測地質構造的方法。由於電場和磁場是隨時間同步變化的，所以，它們的比值可以消除大地電磁場隨時間變化這一因素的影響，它不需要設定基點，也不需要供電設備，勘探深度又大，是一種很有前途的探測地質構造的方法。磁一大地電流法又可分為大地電磁測深和大地電磁剖面兩種方法。大地電磁測深法是通過觀測同一測點不同頻率的電場與磁場的比值，研究不同深度地電斷面情況，低頻反映深部，高頻反映淺部。大地電磁剖面法是觀測同一頻率不同測點的電場與磁場的比值，研究同—深度、不同測點的地電斷面情況。
概況
地球內部岩層破裂引起振動的地方稱為震源。它是有一定大小的區域，又稱震源區或震源體。它是地震能量積聚和釋放的地方。震源在地球表面上的垂直投影，叫震中。人為因素引起的地震的震源稱人工震源，如人工爆破（炸藥爆破，核彈試驗）等。天然地震震源和人工爆破震源的性質有很大區別。一般而言，天然地震主要發生在斷層上，以剪下錯動為止；而人工爆破震源卻是以一點為中心向周圍膨脹的過程。採用地震波形資料進行地震矩張量反演，人們可以大致地區分這兩種震源的特性。
機制原理
地震震源處地球介質的運動方式。通常所說的震源機制是狹義的，即專指研究構造地震的機制而言。構造地震的機制是震源處介質的破裂和錯動。震源機制研究的內容包括，確定地震斷層面的方位和岩體的錯動方向，研究震源處岩體的破裂和運動特徵，以及這些特徵和震源所輻射的地震波之間的關係。
對地震震源的研究開始於20世紀初葉。1910年提出的彈性回跳理論，首次明確表述了地震斷層成因的概念（見地震成因）。在地震學的早期研究中，人們就已注意到P波到達時地面的初始振動有時是向上的,有時是向下的。20世紀的10～20年代，許多地震學者在日本和歐洲的部分地區幾乎同時發現，同一次地震在不同地點的台站記錄,所得的P波初動方向具有四象限分布。日本的中野廣最早提出了震源的單力偶力系，第一次把斷層的彈性回跳理論和 P波初動的四象限分布聯繫起來。此後，本多弘吉又提出雙力偶力系，事實證明它比單力偶力系更接近實際。美國的拜爾利(P.Byerly)發展了最初的震源機制求解法,1938年第一次利用P波初動求出完整的地震斷層面解。
斷層面的確定，P波四象限分布 地表垂直向地震儀記錄P震相的初始振動方向。向上的記為正號；向下的，記為負號。正號P波是壓縮波,因為這種波的到達使台站受到來自地下的一個突然擠壓，台基介質體積發生一微量的縮小。負號P波是膨脹波,因為它使台站受到一個突然拉伸，介質體積發生一微量膨脹。
每個台站記錄的某一特定 P波震相都可同震源處發出的一根地震射線相對應。圖1[P波四象限分布示意圖]右部給出假定地殼均勻時一些地震射線的例子。今以震源F為球心，作一足夠小的球面S，小到球內射線彎曲可忽略不計。這個小球面稱為震源球面。從每個台站Si沿地震射線回溯到震源，都可在震源球面上找到一個對應點S。在考慮到射線經過反射或折射界面時 P波壓縮、膨脹特性所可能受到的變換並作了適當校正之後，將每個台站記錄的 P波初動方向標到震源球面上去。人們發現，只要記錄足夠多，且台站對應點S在震源球面上的分布範圍足夠廣，則總可找到兩個互相垂直的大圓面將震源球面上的正、負號分成四個部分,即四象限,如圖1[P波四象限分布示意圖]左部所示。這兩個互相垂直的大圓面稱為 P波初動的節面，節面與地面的交線稱為節線，節面上P波初動位移為零。二節面之一 (AA′)與地震的斷層面一致，而另一個方面(BB′)稱為輔助面。
單力偶和雙力偶模型
地震學家曾用作用於震源處的一些集中力系來解釋震源輻射地震波的特徵（圖3[ 作用於震源的集中力系模式]）。理論計算證明，圖3[ 作用於震源的集中力系模式]的c和d的力系輻射的遠場地震波是相同的。而a和b的單力偶力系輻射的P波，其振幅和初動方向隨方位的分布有相同的特點。50年代前後曾有一場爭論，即單力偶和雙力偶哪一種能反映真實的震源過程。深入研究的結果否定了單力偶模型而接受了雙力偶模型。這主要是因為儘管二者 P波的輻射圖像一樣，但二者S波的輻射圖像則不同，而S波的觀測結果是支持雙力偶模型的。
若以到原點的距離長短來表示震源球面上地震波振幅的強弱，則可構成地震波的輻射玫瑰圖。圖4[P波和S波的輻射花樣圖]給出單力偶和雙力偶在相應於圖3[ 作用於震源的集中力系模式]中的、面（作用力矢量所在平面）內P波和S波的輻射花樣圖。
根據地震波觀測按雙力偶點源模式求解震源的基本參數時，除了給出二節面（或其法線矢量）的空間方位外，還常給出所謂P、B、T軸的空間方位。B軸即是二節面的交線，又稱零軸，因為該軸線上質點位移為零，也有記為N軸的。P軸和T軸都位於同B軸垂直的平面內，且各與二節面的夾角相等，P軸位於膨脹波象限，而T軸位於壓縮波象限。P軸和T軸可分別看成是同雙力偶等效的雙偶極力系的壓力軸和張力軸。
常常需要將觀測符號在震源球面上的分布、節面或各力軸與震源球面的交線或交點用圖表示出來。由於不好直接在球面上作圖，需用平面作圖來代替，於是出現了多種將球面上的點同平面上的點一一對應起來的投影方法。最常用的是伍爾夫網和施密特網（圖5[ 震源球面常用的投影網]）。二者所取的投影平面都是某個過球心的大圓面。伍爾夫網又叫等角投影網或赤平極射投影網，球面上的正交曲線族投影到平面上後仍保持正交。施密特網又叫等面積投影網，球面上面積相等的區域在平面上的投影面積仍相等。圖5[ 震源球面常用的投影網]中兩個圖網的左右兩部分分別是球面上不同正交曲線族在平面上的投影。圖6[ 中國唐山地震主震節面解在伍爾夫網上的表示]是1976年7月28日中國唐山大地震的P波初動符號和震源機制解答參數用伍爾夫網表示的結果。
S波的利用 點源輻射的遠場S波位移矢量是在垂直於地震射線的平面內偏振的。根據 S波觀測研究震源機制時常常利用S波的偏振角ε，其定義為：
ε=arctg(H/V),這裡H和V分別是入射S波的SH和SV分量（圖7[S波偏振角示意圖]）。將實際地震圖上的 S波記錄經過儀器和地表 震源
影響的校正後，可求出 觀測的偏振角。再由不同的點源模型計算出理論的偏振角，根據二者符合的程度即可檢驗哪種模型符合實際，並求出模型的參數。
斷層面的鑑別 按照點源模型，根據遠場P波和S波的觀測只能定出地震的兩個節面，而不能判定其中哪一個是實際的斷層面。為鑑別哪個是斷層面，還需要補充其他有關震源的信息，如地表破裂資料、餘震空間分布特徵、極震區等震線的形狀等。一般只有對較大的地震才能獲得這類資料。
由地震波觀測鑑別斷層面時，需要考慮破裂傳播的效應，斷層面的破裂是從一個很小的區域首先開始的,並以有限的破裂傳播速度（小於橫波傳播速度）擴展到整個斷層面。根據地震波初至到時測定的震源位置就是破裂起始點的位置。
破裂傳播效應對輻射地震波的振幅和周期都有影響。對振幅的影響是使P波和S波的輻射玫瑰圖不再像圖4[P波和S波的輻射花樣圖]中雙力偶那樣具有對稱性，而是如圖8[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]所示。圖8[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]是矩形斷層單側破裂（即破裂從斷層一端開始後朝一個方向擴展）震源的遠場 P波和 S波的輻射圖案。由圖[單側破裂傳播、震源輻射花樣圖]可見，S波更容易反映出破裂傳播的效應，即在破裂前進的方向上,S波的振幅大大增強了。破裂傳播對地震波周期的影響是地震波的記錄上反映出都卜勒效應：即在破裂前進的方向 上，波的高頻成分增強，使地動脈衝的時間寬度變窄；而在相反的方向上，波的頻率變得較低，地動脈衝時間寬度變寬。
震源的彈性位錯理論 歷史上對震源的研究是沿兩條途徑發展起來的。一條途徑是企圖用在震源處作用的體力系來描述震源，另一條途徑是用震源處某個面的兩側發生位移或應變的間斷來描述震源。1958年，加拿大的斯特凱蒂(J.A.Steketee)在前人工作的基礎上提出了震源的三維彈性位錯理論，將這兩種描述方法統一了起來。以後，許多地震學家發展和套用了這一理論。
該理論的重要結果之一是：證明了在產生位移或應變場方面位移位錯和雙力偶力系的等價性，從而肯定了震源的雙力偶點源模型的合理性，並最後結束了前述關於單力偶與雙力偶點源模型的爭論。設在均勻各向同性彈性介質中有某一小面元d∑,在其兩側的介質分別發生了(和(的位移，則穿過該面發生的位移躍變 (即位錯)為：Δ=(-( 。彈性位錯理論證明，該位錯在引起周圍介質的位移場方面同在小面元處作用著一個雙力偶力系的效果等價，而雙力偶中一個力偶的力偶矩為：dM0=μΔd∑ ，式中μ是彈性介質的剪下模量。對於實際地震，斷層面有一個有限的 尺度。設斷層面總面積為A，若引入斷層面上的平均位錯[444-01]則可得出一個描述地震大小的物理量──地震矩M0，其表達式為： [444-02]當觀測點離震源很遠時，可將震源近似地看成為點源，這時地震矩的大小就表示同此點源等價的雙力偶中一個力偶的力偶矩的大小。
測定方法
地震震源的測定，最簡單的是使用地震記錄儀。
地震波分為體波和面波，這兩種波在地殼內的傳遞速度是不一樣的，在地震記錄儀上，這兩種波有一個時間差，根據時間差可以計算出震源到地震記錄儀的距離，以地震記錄儀為圓心，以算出的距離為半徑，在專用地圖上畫圓，震源就在這個圓上；再利用設定在其他地區的地震記錄儀，又可以確定一個圓，這兩個圓應該有兩個交點，震源的位置就在這兩點之中的一個；再利用另外設定的第三台地震記錄儀，就可以確定震源的確切位置了。 也可以利用兩台地震記錄儀完成震源的測定：第一台地震記錄儀判定震源到地震記錄儀的方向，可以在地圖上畫出一條直線；另外設定的一台地震記錄儀亦可以畫出一條直線，這兩條直線的交點就是震源。
震源參數
隨著對震源力學過程研究的深入，描述震源模型所需用的參數也逐漸增多。基於地震震源的斷層模型，目前常用的主要參數如表[常用主要震源參數表]所示。有時，為考慮震源的細結構，需把某些震源參數（如位錯矢量、應力降等）看成是隨時間和空間而變化的函式，這時也可取這些參數對整個斷層面的平均值作為描述震源總體的參數。
此外，有人不用上表中的走向這個參數，而改用傾向，即斷層面向上的法線之水平投影的方向。位錯矢量與走向一致的斷層稱為走滑斷層；位錯矢量與傾向一致的斷層稱為傾滑斷層。傾滑斷層又分為逆斷層（上盤向上運動）和正斷層（上盤向下運 動）。有些斷層介於走滑與傾滑之間，但以一種方式為主。當人站在斷層一側，而另一側是向右運動時，稱斷層運動是右旋的；若另一側是向左運動，則稱斷層運動是左旋的。
從地震波記錄測定或估計震源參數時，除利用體波記錄外，也可利用面波記錄。一般採用波譜分析或理論地震圖方法進行分析。用波譜分析法時，一般是先求出震源參數同理論震源波譜的某些特徵量之間的聯繫，然後用傅立葉分析法從地震記錄求出觀測的震源波譜和相應的特徵量，再根據上述聯繫推算震源參數。用理論地震圖方法時，可用嘗試法先假定一些震源參數，並選定地球結構參數，然後計算出觀測點的理論地震圖，再同該點的觀測地震圖對比，根據二者是否符合再確定實際的震源參數。也可利用適當的最最佳化的反演方法，直接求出與觀測量擬合最好的震源參數，而不要反覆嘗試了。
相關知識
震源深度：震源垂直向上到地表的距離是震源深度。我們把地震發生在60公里以內的稱為淺源地震；60－300公里為中源地震；300公里以上為深源地震。目前有記錄的最深震源達720公里。
震中：震源上方正對著的地面稱為震中。震中及其附近的地方稱為震中區，也稱極震區。震中到地面上任一點的距離叫震中距離（簡稱震中距）。震中距在100公里以內的稱為地方震；在1000公里以內稱為近震；大於1000公里稱為遠震。
地震波：地震時，在地球內部出現的彈性波叫作地震波。這就像把石子投入水中，水波會向四周一圈一圈地擴散一樣。
地震波主要包含縱波和橫波。振動方向與傳播方向一致的波為縱波（P波）。來自地下的縱波引起地面上下顛簸振動。振動方向與傳播方向垂直的波為橫波（S波）。來自地下的橫波能引起地面的水平晃動。橫波是地震時造成建築物破壞的主要原因。
