فایل ورد کامل مقاله میزان بارندگی و تبخیر و منابع آب زیرزمینی؛ تحلیل علمی نقش چرخه آب در مدیریت منابع طبیعی

توجه : به همراه فایل word این محصول فایل پاورپوینت (PowerPoint) و اسلاید های آن به صورت هدیه ارائه خواهد شد

 فایل ورد کامل مقاله میزان بارندگی و تبخیر و منابع آب زیرزمینی؛ تحلیل علمی نقش چرخه آب در مدیریت منابع طبیعی دارای ۲۷ صفحه می باشد و دارای تنظیمات در microsoft word می باشد و آماده پرینت یا چاپ است

فایل ورد فایل ورد کامل مقاله میزان بارندگی و تبخیر و منابع آب زیرزمینی؛ تحلیل علمی نقش چرخه آب در مدیریت منابع طبیعی  کاملا فرمت بندی و تنظیم شده در استاندارد دانشگاه  و مراکز دولتی می باشد.

توجه : در صورت  مشاهده  بهم ریختگی احتمالی در متون زیر ،دلیل ان کپی کردن این مطالب از داخل فایل ورد می باشد و در فایل اصلی فایل ورد کامل مقاله میزان بارندگی و تبخیر و منابع آب زیرزمینی؛ تحلیل علمی نقش چرخه آب در مدیریت منابع طبیعی،به هیچ وجه بهم ریختگی وجود ندارد

بخشی از متن فایل ورد کامل مقاله میزان بارندگی و تبخیر و منابع آب زیرزمینی؛ تحلیل علمی نقش چرخه آب در مدیریت منابع طبیعی :

میزان بارندگی و تبخیر ــ منابع آب درون زمین
« و از ابر آبی به اندازه فرو می فرستیم و آنرا در زمین جا می دهیم و ما در بردن آن (یعنی بردن آن اندازه ای که بارانده ایم) توانائیم ـــ و با آن باغهای خرما و انگور برای شما تولید می کنیم، که هم فراورده های زیادی در آن برای شما هست و هم از آن می خورید (مؤمنون ۱۸ــ۱۹)». « آیا نمی بینی خدا آبی را از ابر پائین می آورد و آنرا در آب راهها در درون زمین راه می برد، سپس با آن رویشها با رنگهای گوناگون درمی آورد، سپس پژمرده می شود، پس از آن آنرا زرد شده می بینی، سپس آنرا خرد خرد

۱- آبهای زیرزمینی چگونه ایجاد می‌شوند ؟
اغلب آبهای زیر زمینی از بارش و بارندگی ای که وارد زمین شده سرچشمه می‌گیرند. نقشه فوق نشان دهنده خاکهای اشباع شده از آب می‌باشد (آبخوانی که بیش از حد دارای آب می‌باشد) که بر روی سنگ بستر آبخوان قرار گرفته است. در آبخوانی که بیش از حد دارای آب است، آب فضای خالی بین دانه‌ها را پر می‌کند. در سنگ بستر آبخوان ها، آب از شکستگی‌ها و دیگر فضاهای خالی سنگ بستر وارد آن می‌گردد. همچنین برخی از انواع سنگ بستر مانند سنگ بستر ماسه سنگی ممکن است دارای فضاهای خالی اضافی (فضاهای اینترگرانولار) باشد که توسط آبهای زیر زمینی پر

می‌گردند. آبهای زیرزمینی از ارتفاعات زیاد(یا مناطقی با فشار زیاد) به سمت ارتفاعات کم (یا مناطقی با فشار کم) جریان می‌یابند این مسئله برای آبهای سطحی نیز صادق است. جریان آبهای زیر زمینی همانگونه که در تصویر نشان داده شده است به سمت منطقه ای که خالی از آب (آب زیر زمینی) می‌باشد در حرکت است.

فشار آب زیرزمینی نسبت به ارتفاع نقش مهمتری را در کنترل میزان آب و مسیر جریان آ

ب در بستر محدود شده آبخوان (یا آرتزین) ایفا می‌کند. آنها آبخوانهایی در مقابل نفوذ عایق و بصورت غیرقابل نفوذ یا بصورت چینه هایی با نفوذ پذیری کم می‌باشند.

۲- اکتشافات زیرسطحی:
نواحی آبدار پنهانی در هرجایی در زیر زمین قرار دارد و اغلب ما بی توجه به وجود آن هستیم. یکی از روش‌ها جهت شناسایی منابع زیرزمینی، اکتشافات زیرسطحی می‌باشد. تصویر زیر نشان دهنده آزمایش حفاری که یکی از انواع اکتشافات زیرسطحی است، می‌باشد. در طی حفاری نمونه هایی از داخل زمین برای مشاهده به سطح زمین آورده می‌شود.
پس از مدت زمانی که از آزمایش حفاری سپری شد و این آزمایش کامل گردید ساختمان زیرسطحی منطقه شناسایی میگردد. سپس گمانه‌های ایجاد شده تبدیل به چاه می‌گردند. آب در این چاه‌ها توسط لوله هایی که تعبیه شده، انتقال می‌یابد. از طریق این گمانه‌ها می‌توان به عمق آب پی برد درضمن توسط این گمانه‌ها نمونه هایی از آب زیرزمینی بمنظور تعیین جهت جریان آب زیرزمینی و تعیین اجزاء آب و همچنین تعیین آلودگی‌های احتمالی، برداشت می‌گردد.
از روشهای دیگر نیز بمنظور استخراج منابع پنهانی استفاده می‌گردد. این روشها شامل حفاری، معدن کاری، احداث راهروهای زیرزمینی جهت شناسایی و همچنین روشهای غیرمستقیم مانند روشهای ژئوفیزیکی می‌باشند.

۳- دیده بانی یا آزمایشات پیوسته آبهای زیرزمینی:
دیده بانی آبهای زیرزمینی در محل‌ها و موقعیت هایی با اهداف متفاوت انجام شده است. این روش بمنظور سنجش خواص فیزیکی یا شیمیایی آبهای زیرزمینی در مدت زمان مشخصی مورد استفاده قرار می‌گیرد. میزان تمرکز آلوده کننده‌ها بطور متناوب مورد بازرسی و دیده بانی قرار می‌گیرند تا مشخص کند که آیا این میزا

ن افزایش یا کاهش داشته است و یا میزان این آلوده کننده‌ها به همان مقدار ثابت باقی مانده اند.
دیده بانی آبهای زیرزمینی همچنین در مجاورت منابع آب و بمنظور تعیین کیفیت و تعیین شاخص‌های کیفیت آب مورد استفاده قرار می‌گیرد. برنامه‌های دیده بانی آب‌های زیرزمینی بطور کلی شامل دیده بانی یا مشاهده چاه‌ها و یا ریز چاه‌ها می‌باشد. شکل زیر نشان دهنده آبخوانی کم ژرفا و دارای مقدار زیادی آب است که در حال دیده بانی شدن می‌باشد در ضمن قسمت‌های مختلف دستگاه دیده بانی در شکل نشان داده شده است. چنین چاهی این امکان را به ما می‌دهد تا تغییرات بالا آمدگی و اجزاء تشکیل دهنده آب زیرزمینی درآن بررسی گردد.

۴- کیفیت آبهای زیرزمینی
موادمحلول و یا معلق در آب تعیین کننده کیفیت آبهای زیرزمینی هستند. در اکثر جریانهای زیرسطحی مواد نامحلول و معلق در آب تا فاصله زیادی جابجا نشده و این خود باعث تصفیه طبیعی آب می‌شود. معمولا آبهاب زیرزمینی به آهستگی حرکت نموده و این حرکت وابسته به خصوصیات زیرسطحی مانند شیب هیدرولیکی (شیب سطح ایستابی و یا افت فشار در شرایط آرتزین) است.
معمولا میزان جریان آبهای زیرزمینی برحسب فوت یا متر در روز و یا فوت یا متر در سال اندازه گیری

می‌شود و در صورتی که جریان آبهای زیرزمینی بسیار آرام باشد میزان این جریان بر حسب اینچ یا سانتیمتر در سال اندازه گیری می‌شود. آبهای زیرزمینی نسبت به آبهای سطحی معمولا دارای غلظت بالایی از مواد طبیعی محلول می‌باشند. معمولا مواد محلول در آب منعکس کننده ترکیب و قدرت حلالیت موادی از قبیل سنگ و خاک و; هستند که آب با آنها در تماس بوده است در ضمن در این بین مدت زمانی را که آب زیرزیرزمینی با این مواد در تماس بوده ات را نباید از خاطر بود. در این میان فعالیت‌های بشر کیفیت آبهای زیرزمینی را مورد تهدید قرار داده است.
تصویر زیر مثالی است ازاینکه چگونه یک منبع آلوده کننده می‌تواند میلیون‌ها گالن از آب زیرزمینی را

در یک آبخوان آلوده کند. در این تصویر ناحیه صنعتی به عنوان منشا آلودگی معرفی شده است. در تصویر زیر آلوده کننده‌های آب زیرزمینی مواد شیمیایی آلی و فرار (مانند تری کلروسن یا TCE) می‌باشند که به عنوان حلال در فرآیندهای مختلف صنعتی مورد استفاده قرار می‌گیرند.
درجه آلودگی نشان دهنده میزان کلی مواد آلی فرار می‌باشد که توسط خطوط میزان مشخص شده است. همچنین درجه آلودگی توسط رنگ‌های مختلف در آبخوان مشخص شده است. مناطق رنگی که به ناحیه صنعتی نزدیکتر می‌باشند تمرکز آلودگی در آنها بیشتر و مناطقی که ازناحیه صنعتی دورتر هستند دارای غلظت کمتری از آلوده کننده‌ها می‌باشند. چاهها و منابع آبی که دارای شیب کمی می‌باشند بیشتر تحت تاثیر آلوده کننده‌های ناحیه صنعتی بوده تا جایی که ممکن است این منابع و چاه‌ها تا پاک سازی کامل تعطیل شوند.

زمـیـن آرام شـده
« آیا آنکه زمین را آرام نمود و درون آن رودها قـرار داد و برای آن کـوههـا قرار داد و میان دو دریا دیوار قرار داد، آیا خدائی پابپای وی وجود دارد؟ اینها در واقع از طبیعت چیزی نمی دانند».
آرام کرده شدن زمین به این معنی است که زمین در ابـتـدا آرام نـبـوده است.
اغلب زمین لرزه‌ها در طول مناطقی که پوسته زمین دستخوش تغییر شکل می‌شوند، روی میدهند.این تغییر شکل نتیجه نیروهای پلیت تکتونیک و نیروهای جاذبه می‌باشد. تغییر شکلی که در حالت کلی در نتیجه یک زلزله رخ می‌دهد در مناطقی که شکستگی سنگها باعث ایجاد گسل

می‌شود ایجاد می‌گردد. قبل از اینکه بتوانیم مفهوم زلزله را متوجه شویم، باید در ابتدا مفاهیمی در مورد تغییر شکل سنگها و گسل‌ها بیان کنیم.
سنگهای کره زمین بطور مداوم تحت تاثیر خمیدگی، پیچش و گسیختگی قرار دارند. زمانی که سنگها تحت تاثیر خمیدگی، پیچش و گسیختگی قرار می‌گیرند این حالات را تغییر شکل یا استرین (تغییرات شکل یا اندازه) می‌گویند. نیروهایی که سبب تغییر شکل میگردند به استرس‌ها (تنش ها) نسبت داده می‌شوند. بمنظور فهم بهتری در مورد تغییر شکل سنگها ابتدا باید استرس و استرین را شرح دهیم.
(( استرس و استرین (تنش و واتنش)))
استرس نیرویی است که بر روی یک منطقه اعمال می‌شود. یکی از انواع استرس که همیشه مورد استفاده قرار می‌گیرد، فشار نامیده می‌شود. استرس را وقتی یکنواخت گوییم که نیروها از تمام جهات بصورت مساوی عمل می‌کنند. در روی زمین فشار بخاطر وزن سنگهایی که در بالا قرار گرفته اند یک استرس یکنواخت می‌باشد که از آن بعنوان استرس محدود شده یاد می‌شود. اگر استرس در تمام جهات یکسان نباشد در این صورت به آن استرس محدود شده (Confining stress ) می گویند. استرس محدود شده به سه صورت زیر وجود دارد.

۱- استرس کششی: که سبب کشیدگی سنگ می‌شود.
۲- استرس فشارشی: که سبب فشرده شدن سنگ می‌شود.
۳- استرس برشی: که سبب لغزش و جابجایی می‌شود.

هنگامی که یک سنگ تحت تاثیر افزایش استرس قرار می‌گیرد شکل، اندازه و حجم آن تغییر می‌یابد. چنین تغییراتی که شامل تغییر شکل، اندازه و حجم میباشد را استرین یا واتنش می‌نامند. هنگامی که استرسی به سنگ وارد می‌شود سنگ سه مرحله متوالی از تغییر شکل را پشت سرمی گذارد.
۱-تغییر شکل الاستیک: در این حالت استرین برگشت پذیر است.
۲-تغییر شکل پلاستیک: در این حالت استرین برگشت ناپذیر است.
۳ -گسیختگی: در این محدوده استرین برگشت ناپذیر است و جسم در این محدوده می‌شکند.
اجسام را می‌توان بسته به اینکه چه رفتاری تحت تاثیر استرس دارند، به دو دسته تقسیم کرد:
۱- اجسام الاستیک (شکننده): محدوده کوچک تا بزرگی را در رفتار الاستیکی به خود اختصاص داده اند.اما دارای محدوده کوچکی قبل از محدوده گسیختگی (در رفتار پلاستیکی) می‌باشند.
۲- اجسام پلاستیک (انعطاف پذیر): محدوده کوچکی از رفتار الاستیکی را بخود اختصاص داده اند ولی قبل از گسیختگی دارای محدوده پلاستیکی بزرگی می‌باشند.

((گسیختگی سنگهای شکننده))
گسل ها: گسل زمانی رخ می‌دهد که سنگهای شکننده، گیسختگی پیدا کنند و در امتداد گسیختگی نیز جابجایی داشته باشیم. هنگامیکه جابجایی کم باشد این تغییر مکان به سادگی قابل اندازه گیری می‌باشد ولی گاهی اوقات این جابجایی بسیار زیاد بوده و به سختی قابل اندازه گیری می‌باشد.

((انواع گسل)):
گسلها را می‌توان بر اساس جهت جابجایی به چندین نوع تقسیم کرد. در گسلهای سطحی مفهوم امتداد و شیب را می‌توان بیان کرد و همچنین امتداد وشیب را اندازه گیری نمود. یک تقسیم بندی گسل، گسلها را به دو دسته شیب لغز و امتداد لغز تقسیم می‌کند: در گسلهای شیب لغز میزان جابجایی در طول شیب گسل اندازه گیری می‌شود اما در گسل‌های امتداد لغز جابجایی افقی و به موازات امتداد گسل است.

گسلهای شیب لغز: گسلهای شیب لغز گسلهایی هستند که جابجایی یا لغزش در آنها در جهت شیب رخ می‌دهد. توجه داشته باشید که در نگاهی به جابجایی یک گسل نمی توان متوجه شد که در حقیقت کدام سمت گسل یا اینکه هر دو سمت گسل حرکت کرده است و تنها چیزی که می‌توان تشخیص داد جهت حرکت است. برای سطوح گسل شیب دار، بلوک بالایی گسل را فرادیواره و بلوک پایینی گسل را فرودیواره تعریف می‌کنیم. (مترجم: انواع گسلهای شیب لغز بصورت زیر بیان می‌شوند:)

گسلهای نرمال: این نوع گسل‌ها در نتیجه استرس کششی افقی در سنگهای شکننده ایجاد می‌گردند و در این نوع گسل‌ها بلوک فرا دیواره نسبت به بلوک فرودیواره به سمت پایین حرکت کرده است.
در تصویر زیر گسل امتداد لغز را مشاهده می‌نمائید:

گسل‌های معکوس: گسل هایی می‌باشند که در نتیجه استرس‌های فشارشی افقی در سنگهای شکننده فرادیواره نسبت به فرودیواره بسمت بالا حرکت کرده است.
گسل تراستی: یکی از انواع بخصوص گسل معکوس می‌باشد که شیب این گسل کمتر از ۱۵ درجه است. گسلهای تراستی می‌توانند جابجایی قابل توجهی داشته باشند و این جابجایی می‌تواند به میزان هزاران کیلومتر اندازه گیری شود. این نوع گسل درچینه‌های قدیمی که بر روی چینه‌های جدید قرار گرفته اند رخ می‌دهد.

گسل‌های امتداد لغز: گسل هایی می‌باشند که حرکت گسل در طول جهتی افقی انجام می‌گیرد. چنین گسلهایی نتیجه عمل استرس‌های برشی در پوسته می‌باشند.گسل‌های امتداد لغز، به دو نوع مختلف تقسیم می‌شوند که اساس این تقسیم بندی جهت جابجایی است. برای شخص مشاهده کننده که بر روی یکی از سطوح گسل ایستاده است اگر بلوگ روبرو بسمت چپ حرکت کند می‌گوییم گسل چپگرد امتداد لغز می‌باشد و اگر بلوک بسمت راست حرکت کند می‌گوییم گسل راستگرد امتداد لغزمی باشد. گسل معروف سان آندریاس در کالیفرنیا مثالی از یک گسل راستگرد انتداد لغز می‌باشد. جابجایی که روی گسل سان آندریاس اندازه گیری شده بیش از ۶۰۰ کیلومتر می‌باشد.

گسلهای تغییر شکل یافته: که گروه مهمی از گسل‌های امتداد لغز می‌باشند. این گسل‌ها در طول مرزهای صفحاتی ایجاد می‌گردند که دو صفحه نسبت به هم بطور افقی لغزش پیدا کرده اند. اغلب انواع رایج گسلهای تغییر شکل یافته، جایی که برآمدگی‌های اقیانوسی خمیدگی پیدا می‌کنند ایجاد می‌گردند. توجه داشته باشید که گسل تغییر شگل یافته تنها بین دو قسمت برآمدگی (پشته اقیانوسی) ایجاد می‌گردد. در خارج از منطقه ذکر شده هیچگونه حرکتی انجام نمی شود. این نواحی را مناطق گسیختگی گویند. گسل سان آندریاس در کالیفرنیا علاوه بر اینکه گسلی امتداد لغز می‌باشد، گسل تغییر شکل یافته ای نیز می‌باشد.

و اما نکته اصلی این است که زلزله چگونه ایجاد می‌گردد
((زمین لرزه ها))

زمین لرزه‌ها زمانی که انرژی ذخیره شده در سنگهای دارای استرین الاستیک، ناگهان آزاد می‌شود رخ می‌دهند. این انرژی آزاد شده، سبب می‌شود که سطح زمین نزدیک به منبع زلزله تکانهای زیادی خورده و انرژی الاستیکی ناشی از امواج به سطح زمین برسند، اینگونه امواجی را که از داخل زمین عبور کرده و به سطح می‌رسند را امواج لرزه ای می‌نامند. زلزله‌ها ممکن است در اثر صدای انفجار

ناشی از بمب، فوران‌های آتشفشانی و لغزش ناگهانی گسل‌ها ایجاد گردند. زمین لرزه‌ها قطعاٌ یکی از خطرات زمین شناسی برای کسانی که در مناطق مستعد زلزله زندگی می‌کنند، می‌باشند. امواج لرزه ای که توسط زمین لرزه‌ها ایجاد می‌گردند، برای مطالعه داخل زمین بسیار مناسب می‌باشند.

((منشاْ زمین لرزه ها))
اغلب زمین لرزه‌های طبیعی در اثر لغزش ناگهانی در طول منطقه ای گسلی ایجاد می‌گردند. تئوری الاستیک بیان می‌کند که در اثر حرکت و لغزش گسل انرژی آزاد گردیده و زمین لرزه اتفاق می‌افتد. این تئوری در اثر اندازه گیری هایی که درچندین نقطه از گسل انجام شده بود بیان گردید. قبل از وقوع یک زمین لرزه این نکته مد نظر قرار گرفت که سنگهای مجاور یک گسل در حال خمیده شدن می‌باشند. این خمش‌ها پس از وقوع زمین لرزه ایجاد گردیدند و تصور می‌شود انرژی ذخیره شده در سنگهای خمش یافته ناگهان آزاد گردیده و باعث ایجاد زمین لرزه می‌گردد.
((لرزه شناسی، مطالعه زمین لرزه ها)):

هنگامی که یک زمین لرزه اتفاق می‌افتد، انرژی الاستیک آزاد شده ارتعاشاتی را ایجاد می‌کند که از سرتاسر زمین عبور می‌کنند. این ارتعاشات امواج لرزه ای نام دارند. لرزه شناسی به مطالعه عمل امواج لرزه ای در زمین می‌پردازد.
Seismograms: منحنی هایی می‌باشند که توسط دستگاه لرزه نگار ثبت میگردند. امواج لرزه ای بصورت ارتعاشاتی سرتاسر زمین را طی می‌کنند. سیسمومتر Seismometer وسیله ای است که برای ثبت این ارتعاشات استفاده می‌شود و در واقع سیسموگرام این ارتعاشات را بر روی گراف رسم می‌کند. سیسمومتر باید با ارتعاشات حرکت کند تا بتواند این ارتعاشات را رسم نماید.

این وسیله توسط ابزاری مجزا جهت ثبت ارتعاشات (مانند یک مداد) کامل شده است.اساس ثبت ارتعاشات لرزه ای به این صورت است که مداد به جسم بزرگی که توسط یک سیم معلق نگاه داشته شده است ضمیمه شده و جسم سنگین کمتر از برگه ای که روی آن قرار دارد و به زمین متصل شده است، حرکت می‌کند.

مرکز یا منبع زمین لرزه کانون نامیده می‌شود که محلی در داخل زمین است و این محلی است که امواج لرزه ای ناشی ازآزادی ناگهانی انرژی الاستیک ذخیره شده، ایجاد می‌گردند. مرکز سطحی زمین لرزه (E picenter ) نقطه ای در سطح زمین می‌باشد که دقیقاٌ در بالای کانون زلزله قرار گرفته است. گاهی اوقات رسانه‌ها این دو مفهوم را اشتباه می‌کنند.
امواج لرزه ای که از کانون زلزله خارج می‌شوند می‌توانند به چندین جهت (راه) مختلف بروند، بنابراین چندین نوع مختلف از امواج لرزه ای ایجاد می‌گردند.

امواج پیکری: این امواج از کانون زلزله خارج شده و در تمامی جهات در سرتاسر زمین منتشر می‌شوند. دو نوع موج پیکری وجود دارد: ۱- امواج P و ۲- امواج S
امواج P: این امواج، امواج اولیه می‌باشند. این امواج دارای سرعتی می‌باشند که بستگی به خصوصیات الاستیکی سنگی دارد که در آن منتشر می‌شوند. سرعت این گونه امواج از طریق فورمول زیر محاسبه می‌شود:
VP سرعت موج P، K تراکم ناپذیری ماده و µ سختی ماده و چگالی ماده می‌باشد.
امواج P همانند امواج صوتی می‌باشند ، این امواج از مواد فشرده عبور نموده و گسترده می‌شوند. بنابراین سرعت امواج P به فشرده یا غیر فشرده بودن اجسام و سختی اجسام و همچنین به چگالی اجسام بستگی دارد. امواج P در بین دیگر امواج بالاترین سرعت را دار می‌باشد و لذا قبل از دیگر امواج به سیسموگراف می‌رسد.

امواج S: این امواج را امواج ثانویه یا امواج برشی می‌نامند.
امواج سطحی: تفاوت امواج سطحی با امواج پیکری در این است که این امواج در سرتاسر زمین منتشر نمی شوند، اما در عوض در مسیرهایی نزدیک به سطح زمین منتشر می‌گردند. امواج سطحی رفتاری همانند امواج S دارند از این جهت که همانند امواج S به بالا و پایین و چپ و راست حرکت می‌کنند ولی از جهت سرعت، سرعتشان نسبت به امواج S کمتر بوده و از پیکر زمین عبور نمی کنند. امواج سطحی اغلب باعث ایجاد حرکات شدید زمین در طی زلزله می‌شوند.
ثبت یک زمین لرزه توسط سیسمومتر انجام می‌شود و بصورت برگه ای که نشان دهنده ارتعاشات

می‌باشد ارائه می‌گردد. در سیسموگراف زمان بصورت مداوم ثبت می‌گردد بنابراین می‌توان تشخیص داد که اولین موج P چه موقع و اولین موج S چه هنگام به دستگاه رسیده اند. (به این نکته دوباره توجه نمایید که به علت اینکه سرعت امواج P نسبت به امواج S بیشتر است لذا این امواج اولین امواجی می‌باشند که توسط دستگاه ثبت می‌شوند.)

مکان مرکز سطحی زمین لرزه ها:
بمنظور پیدا کردن مرکز سطحی زلزله نیاز به گراف‌های ثبت شده توسط سیسموگراف از حداقل سه ایستگاه با فاصله‌های متفاوت نسبت به مرکز سطحی زلزله می‌باشد. به علاوه نیاز به اطلاعاتی در مورد اینکه امواج P و امواج S هر کدام چه مدت طول کشیده تا به ایستگاه (سیسموگراف) رسیده اند و توسط دستگاه ثبت شده اند، می‌باشد. چنین اطلاعاتی در طی ۸۰ سال جمع آوری شده و از این طریق منحنی و نمودار مدت زمان انتشار امواج رسم گردیده است.
در هر ایستگاه ورود امواج S , P ثبت می‌گردند (تفاوت زمانی بین زمان ورود دو موج). توجه

داشته باشید که منحنی مدت زمان انتشار امواج S , P با افزایش فاصله از مرکز سطحی زلزله، افزایش می‌یابد.
بنابراین ورود امواج P , S بیانگر فاصله مرکز سطحی زلزله از ایستگاه سیسموگراف (جایی که زلزله ثبت شده است) می‌باشد. بنابراین در هر ایستگاه می‌توان دایره ای روی یک نقشه که شعاعی متناسب با فاصله از مرکز سطحی زلزله دارد، رسم نمود. سه دایره از چنین دوایری یکدیگر را در نقطه ای که مرکز سطحی زلزله می‌باشد، قطع می‌کنند.
بزرگی زمین لرزه ها:
هنگامی که زمین لرزه ای مخرب در جهان بوقوع می‌پیوندد، مطبوعات به سرعت می‌خواهند بدانند که کجا این زمین لرزه اتفاق افتاده است و بزرگی آن چه مقدار است (در ایالت کالیفرنیا معمولا‍ٌ این سوال پرسیده می‌شود که آیا این زمین لرزه بزرگ بوده است یا خیر ؟). اندازه زمین لرزه با مقیاسی که بزرگی ریشتر نامیده می‌شود بیان می‌گردد. همانطور که بیان شد بزرگی ریشتر مقیاسی است در مورد بزرگی یک زمین لرزه که این مقیاس اولین بار توسط لرزه شناسی به نام چارلز ریشتر بیان

گردید.بزرگی ریشتر شامل اندازه گیری دامنه بزرگترین موج ثبت شده در فاصله مشخصی از زمین لرزه می‌باشد. بنابراین می‌توان گفت با افزایش هر درجه بزرگی ریشتر، دامنه موج ۱۰ برابر می‌گردد در مقابل بیان اینکه با افزایش هر درجه بزرگی ریشتر اندازه زمین لرزه ۱۰ برابر می‌شود نادرست می‌باشد(درصورتی که همین بیان نادرست امروزه در مطبوعات بیان می‌شود).
اندازه گیری بهتر یک زمین لرزه، اندازه گیری حدود انرژی آزاد شده توسط آن زمین لرزه می‌باشد. البته این اندازه گیری از لحاظ تشخیص بسیار مشکل می‌باشد.