震源深度测定方法研究进展_罗艳
地震参数
地震的基本参数:发震时刻（H）、震中位置（经度λ，纬度φ；)、震级大小M、震源深度h。（其中时间、地点、震级亦为表述一次地震的三要素。） 地震参数的测定: ①震中位置的测定:由多年观测的数据，可把从已知地震的震中至已知地震台的距离（震中距）和各震相从震源传播到各地震台所需的时间（该震相的走时）编列成走时表或绘成一组走时曲线。当发生一个新地震时就可利用某两种波的走时差来求得震中位置。现在常用的方法是先假定一个大致的震中位置和震源深度，由此计算出地震波从震源传播至各地震台的走时，并与实际观测值相比较，然后对假定的震中位置和震源深度略加修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。 ②发震时刻的测定:震中位置或震中距离测定之后，就可按走时表查出或用公式算出某波的走时，从观测到的该波的到时中减去此值，即得到发震时刻。 ③震源深度的测定:如果是近震可用作图法测定。从震源到地震台的震源距离D同S波与P波的到时差S－P成正比。其比值叫虚波速度，即在该区域内S波速度的倒数同P波速度倒数的差。在不大的范围内其值尚稳定。倘若共有3个台观测到某地震，就可以此3台为中心，以此3台所测到的S－P乘以虚波速度为半径，画3个向下的“半
球面”，此3个“半球面”相交之点即为震源。其深度可用简单平面作图法求得。如为远震则不能用此法。远震发出的波有一部分P波从震源直接传至地震台，另有一部分P波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传至地震台，名pP波。因pP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此即可计算震源深度。 ④震级的测定:地震的大小或强弱以震级表示。地震愈大，地震的震级数愈大。地震仪上所记到的地动位移振幅除同地震震级有关外，还同震中距、仪器的自然周期和放大倍数、仪器的安置方式、地震波的传播途径以及台站的地质条件等有关。传播途径和台站地质条件的影响常视为一种固定的改正值；仪器的性能和安置也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的最大幅度（及地震波的周期）以后即可计算震级。近震多是用短周期仪器记得的，
抗震设计
震源：断层形成的地方，即大量释放能量的地方。震源不是一个点，而有一定的范围和深度。▲震中：震源正上方的地面位置。 ▲震中距：地面某处至震中的水平距离 ▲震源深度：震源至地面的垂直距离。 ▲等震线：地面上破坏程度相同或相近的点连成的曲线。 （1）浅源地震：震源深度在70 km以内，一年中全世界所有地震释放能量的约85%来自浅源地震。 （2）中源地震：震源深度在70-300 km，一年中全世界所有地震释放能量的约12%来自中源地震。 （3）深源地震：震源深度超过300 km，一年中全世界所有地震释放能量的约3%来自中源地震。 地震波 地震产生的地壳运动（振动）以波的形式从震源向各个方向传播并释放能量，这种波称为地震波。 地震波包含：体波和面波 1 体波：在地球内部传播的波。 体波包含：纵波和横波。 ▲纵波：在传播过程中，介质质点的振动方向与波的前进方向一致，故又称为压缩波或疏密波。特点：周期短，振幅小。 ▲横波：在传播过程中，介质质点的振动方向与波的前进方向垂直，故又称为剪切波。特点：周期较长，振幅较大。 根据弹性理论，纵波的传播速度大约为横波的1.67倍，说明纵波的传播速度快，因此也把纵波叫初波（P波），横波叫次波（S波）。 2 面波：只限于在地面附近传播的波，也就是体波经过地层界面多次反射形成的次生波。 面波包含：瑞雷波（R波）和洛夫波（L波）。 特点：周期长，振幅大，只在地表附近传播，比体波衰减慢，能传播到很远的地方。▲瑞雷波：传播时，质点在波的传播方向和地面法线组成的平面内（XZ）做椭圆形运动，而在与XZ平面垂直的水平方向（Y）没有振动，质点在地面上呈滚动形式。 ▲洛夫波：传播时，质点只在与传播方向相垂直的水平方向（Y）运动，在地面上呈蛇形运动形式。 从实际地震时记录到的地震波可以看出，首先达到的是纵波（初波、P波），接着是横波（次波、S波），面波达到的最晚。 一般情况下，当横波或面波达到时，振幅增大，地面振动最猛烈，造成的危害也最大。 ▲震级是表示一次地震本身强弱程度或大小的尺度，也是表示一次地震释放能量的多少，是一个衡量地震强度的指标。一次地震只有一个震级。 ▲目前，国际上比较通用的是里氏震级，即地震震级为 式中A是标准地震仪（周期0.8s，阻尼系数0.8，放大倍数2800倍的地震仪）在距震中100km处记录的以微米（1微米=10-6m）为单位的最大水平地动位移（单振幅）。 ▲震级与震源释放能量的大小有关。震级每差一级，地震释放的能量将相差32倍。 ▲地震按震级大小分为： （1）微震：小于2级，人感觉不到，只有仪器才能记录下来。
发震时刻和震源位置的测定方法
发震时刻和震源位置的测定方法 地震定位意指根据地震台站观测的震相到时数据，确定地震的基本参数（震源位臵、发震时刻、震级）。严格来说，地震定位同时需要还给出对解的评价。地震定位是地震学中最经典、最基本的问题，它在地球内部结构、区域地震活动性、地震构造研究中具有不可替代的作用。快速准确的地震定位还对震后的减灾、救灾工作具有至关重要的作用。一、发震时刻的确定 发震时刻指地震发生的时刻。发震时刻可利用单台或多台资料进行确定。通常利用区域台网的多台资料确定的结果较为准确。 1、用走时表确定发震时刻 利用走时表法确定发震时刻的公式为 发震时刻=初至震相的到时–初至震相的走时 其中初至震相到时可从地震记录图上直接获取，初至震相的走时值则可用T S与T P的到时差值查走时表得到。 为消除误差，通常将各台定出的发震时刻取均值，作为最终定出的发震时刻值。
此种方法适用于任何地震。对于地方震使用直达波到时差T S-T P查走时表得t P；对于近震，用首波走时差T sn-T pn查走时表得t pn；对于远震用地幔折射波的到时差T S-T P查走时表得ｔｐ；对于极远震用地表反射波PP?与地核穿透波PKP1间的到时差查走时表得t PKP1。值得特别指出的是，对于5°～16°影区内的地震，由于无法准确定出S震相，因此，常用短周期面波Lg2与初至P波的到时差查走时表得t P值。 使用走时表法定发震时刻时，应先定出震中距及震源深度值，再确定初至波的走时，这一点对于远震显得更加重要。 2、用和达直线法确定发震时刻 和达直线法是经典的方法。它适用于利用区域台网资料测定地方震及近震的发震时刻。其原理方程为： T P=(T S-T P)／(k-1)+T0 （2.2.1） 式中，T P、T S分别为纵横波的到时，可以是直达波、反射波或首波；T0为发震时刻，k为波速比(k=v P／v S)。 和达直线的含义是波的到时差T S-T P与初至波到时T P 呈线性关系。由它们构成的直线的斜率为k，直线在T P轴上的截距为发震时刻T0。
震源深度确定
张晁军等：近震震源深度测定精度的理论分析 摘要震源深度是地震学中最难准确测定的参数之一，各种方法对于震源深度的估计都具相当程度的不确定性，影响着人们对震源过程的认识。各种因素对震源深度的影响是非线性的，本文从近震走时公式入手，分析了震中距、到时残差和速度模型（地壳模型）对震源深度的影响。当地震波传播速度一定时，震源深度的误差与随着震中距或台站位置的增大和走时残差的增大而增大。走时残差一定时，震源深度误差随着震中距的增大和地震波速度的增大而增大。研究也表明，当速度已知，走时残差一定时，越浅的地震，定位误差可能越大。定位精度产生的水平误差随着震中距、到时误差和地震波速度的增大，震源深度误差也将增大。关键词震源深度h 测定精度误差 引言 震源深度是描述震源的最基本参数之一，它给出了地震发生在地球内部的具体位置，对了解地震孕育和发生的物理化学条件，以及地震能量集结、释放的活动构造背景都有重要的意义。地震学家用它来估计岩石圈板块的厚度，描绘板块边缘和内部岩石圈的变温结构和力学结构，以了解构造过程的详情，探索地震发生的力学机制和过程,震源深度的准确测定关系到对震源过程、断层构造、壳幔结构、应力场作用、板块运动等一系列的重要问题的正确认识（高原等，1997）。研究任何地震事件时，从地震宏观作用的研究到地震和核爆炸的识别，实际上都必须知道震源深度。
震源深度的精度仍是个棘手的问题，在现代地震目录中，它几乎已经成为最不准确的参数之一（高原等,1997）。因为地震定位受震相识别的观测误差和地壳模型与真实地球模型误差的双重影响，在实际工作中人们很难把它们分了开来（Billings,et al.,1994）。 许多学者用不同的方法来求取震源深度，如1）利用走时曲线的慢度变化极为灵敏的特点，从中可以提取震源深度的信息（赵珠，1992），尽管用细分的多层地壳模型和多路径P、S波到时资料综合定位可提高震源深度的测定精度（王周元，1989），但是慢度变化的过于灵敏会使结果偏离真实，其自身的准确程度也与地区的速度结构有关；2）应用动力学的方法改善测定震源深度的准确性，即用反演方法确定描述震源的矩张量及震源时间函数的同时，通过合成地震图和对观测地震图的拟合来改善震源深度的准确性(Robert, 1973; Beck and Christensen，1991；Sileny, 1992)。表面上看来这似乎更可靠更准确，但事实上，在这种情况下，震源深度的准确性又取决于计算格林函数时所采用的介质模型对实际介质的逼近程度（许力生，陈运泰,1997）。Velasco等(1993)认为，速度模型及假设的震源位置都会对矩心深度、震源持续时间和地震矩的估计造成影响。所以，即使借助于波形反演等动力学方法，震源深度仍是一个难以准确测定的参数。事实上，由于方法和资料的不同，特别是震源深度的精度同震源深度、剪切波速度、断层倾角和滑动角有关（Anderson，et al.,2009）故不同的测定者得到的震源深度也不同（许力生，陈运泰,1997）；3）一些学者使用深部震相（面反射震相pP and sP）来提高测定震源深度的精度（Stroujkova, 2009），认为这有助于减小因地震波速的不确定性引起的对震源深度的计算误差，然而，深部震相的识别是个困难的问题。国际数据中心（IDC）也只有11%的地震事件的震源深度是
浅源地震和深源地震
地震浅源 地球的结构就象鸡蛋，可分为三层。中心层是“蛋黄”-地核；中间 是“蛋清”-地幔；外层是“蛋壳”-地壳。地震一般发生在地壳之中。地球在不停地自转和公转，同时地壳内部也在不停地变化。由此而产生力的作用，使地壳岩层变形、断裂、错动，于是便发生地震。地下发生地震的地方叫震源。从震源垂直向上到地表的地方叫震中。从震中到震源的距离叫震源深度。震源深度小于70公里的地震为浅源地震，在70-300公里之间的地震为中源地震，超过300公里的地震为深源地震。震源深度最深的地震是1963年发生印度尼西亚伊里安查亚省北部海域的5.8级地震，震源深度786公里。对于同样大小的地震，由于震源深度不一样，也不一样，对地面造成的破坏程度也不一样。震源越浅，破坏越大，但波及范围也越小，反之亦然。 浅源地震与深源地震 地震仪的出现使人们可以对地球内部结构进行详细的研究。20世纪初至30年代末就在物理学家发现电子、质子和中子的同时，地震学家发现了地壳、地幔、液态地外核和固态地内核。对地球内部结构的了解反过来使地震学家可以准确地测定地震的位置，尤其是地震的深度。? 早期的地震学有一个认识上的局限，就是认为所有的构造地震都是很浅的。 当时的地质学家也认为，地震不可能发生在特别深的地方。从20年代开始，越来越多的观测数据表明，构造地震可以分成两类。浅源地震，大多发生在地表以下30km深度以上的范围内；而中深源地震，最深的可以达到650km左右，并且形成一个倾斜的地震带——称为本尼奥夫带。把浅源地震和深源地震在“血缘” 上联系在一起的，是板块构造学说这一被称为“地球科学革命”的全球构造理论。在俯冲型的板块边界上，最初由扩张而产生的海洋岩石层板块在俯冲带上最终找到自己的归宿，与地幔对流有关的“传送带”的运动导致了深源地震的发生。板块构造运动同样是浅源地震的动力来源。全球大多数地震都发生在板块边界上。?
按震源深度不同分类
?按震源深度不同分类 浅源地震震源深度小于60公里 中源地震震源深度为60－300公里 深源地震震源深度大于300公里 地球上75%以上的地震是浅源地震。其中震源深度多为5－20公里。 按震级大小不同分类 微震 1 级≤ 震级< 3 级的地震 小[地]震 3 级≤ 震级< 4.5 级的地震 中[地]震 4.5 级≤ 震级< 6 级的地震 强[地]震 6 级≤ 震级< 7 级的地震 大[地]震震级≥ 7 级的地震 特大地震震级≥ 8 级的大地震 有感地震震中附近的人能够感觉到的地震 破坏性地震造成人员伤亡和经济损失的地震 严重破坏性地震造成严重的人员伤亡和财产损失，使灾区丧失或部分丧失自我恢复能力的地震 按震中距大小不同分类 地方震震中距小于100公里 近震震中距100-1000公里 远震震中距1000公里以上 按成因分类： ?天然地震（构造地震、火山地 震、塌陷地震）是自然界发生的 地震； ?诱发地震（矿山冒顶、水库蓄水等）是人为因素引起的地震； ?人工地震（爆破、核爆炸、物体坠落等）是人类的工程活动而引起的地震。 地震是地球内部物质运动的结果。这种运动反映在地壳上，使得地壳产生破裂，促成了断层的生成、发育和活动。“有地震必有断层，有断层必有地震”，断层活动诱发了地震，地震
发生又促成了断层的生成与发育，因此地震与断层有密切联系。 地壳中的断层密如织网。断层从较小的破裂一直到上千公里的断裂带，有各种不同的尺度和深度，断裂带是多条断层的聚合带。 与地震有联系的断层是活动断层，过去虽运动但如今稳定的断层叫休眠断层，或称为“死”断层。 在板块边界，由于板块运动和碰撞引发的地震，叫板缘地震；在板块内部由于断层活动而发生的地震是板内地震。 地球内部状况，我们无法直接观察。但人类可以根据地震波在地球内部介质传播过程中的规律进行推测和分析。 地球的外层是地壳，地壳之下由外向里分别为地幔和地核。他们的分层结构就象鸡蛋的蛋壳、蛋清和蛋黄。地核又分为内地核和外地核。外地核呈液体熔融状态，主要由铁、镍及一些轻元素组成，它们可以流动（对流），这层液态外核为内核的旋转提供了条件。内核呈固态，成分以铁为主，内部压力极大，温度极高。 其实，地震就是地动，是地球表面的振动。引起地球表面振动的原因很多，可以是人为的原因，比如核爆炸、开炮、机械振动等；同样也可以是自然界的原因，比如构造地震、火山地震、塌落地震等。 按照地震的不同成因，我们可以把地震划分为五类： 1. 构造地震：构造地震发生的原因，是地下 岩层受地应力的作用，当所受的地应力太大，岩层不能承受时，就会发生突然、快速破裂或错动，岩层破裂或错动时会激发出一种向四周传播的地震波，当地震波传到地表时，就会引起地面的震动。世界上85%－90%的地震以及所有造成重大灾害的地震都属于构造地震。 2. 火山地震：由于火山爆发引起的地震。
抗震结构
动力系数：体系最大加速度反应与地面最大加速度之比（体系加速度放大系数） 三水准目标：小震不坏，中震可修，大震不倒，P11 三个水准的抗震设防目标: 第一水准:当遭受低于本地区抗震设防烈度的多遇地震影响时，建筑物主体结构一般不受损坏或不需修理可继续使用; 第二水准:当遭受相当于本地区抗震设防烈度的地震影响时，建筑物可能发生损坏，但经一般修理仍可正常使用; 第三水准:当遭受高于本地区抗震设防烈度的罕遇地震影响时，建筑物不致倒塌或发生危，及生命安全的严重破坏。 建筑结构抗震设计包含三个层次内容？三者关系？ 概念设计，抗震计算，构造措施，概念设计在总体上把握抗震设计的基本原则;抗震计算为建筑抗震设计提供定量手段;构造措施则可以在保证结构整体性、加强局部薄弱环节等意义上保证抗震计算结果的有效性。三者不可分割，忽略任何一个部分，都可能造成抗震设计的失败。 鞭鞘效应：当建筑有局部突出小建筑且该部分重量和刚度变小 在底部剪力发如何考虑？ 作用在小建筑上的地震作用乘以增大系数抗震规范规定该增大系数取3，向主体传递时不乘。 圈梁的作用（砌体结构中） ?可以增强纵横墙的连接，增强楼盖的整体性，增强墙体的稳定性 ?可从有效的约束墙体裂缝的开展，从而提高墙体的抗震能力 ?可以有效地抵抗由于地震或其他原因所引起的地基不均匀沉降对房的破坏作用。 基本烈度：是指一个地区在一定时期（50年）内一般场地条件下按一定概率（10%）可能遭到的最大地震烈度。 等效地震荷载：工程中为了应用方便，有时将地震作用等效为某种形式的荷载作用。 减震：隔震系统通过降低结构系统的固有频率提高系统阻尼来降低结构的加速度反应，从而大幅度降低结构的地震内力。 震源：地球内部断层错动并引起周围介质振动的部位。 隔震：在结构物地面以上的部分的底部设置隔震层，使之固结于地基中的基础顶面分离开，从而限制地震动向结构物的传递。 强柱弱梁：节点处柱弯矩之和比梁端弯矩之和大。 地震反应谱：方便于地震作用，将单自由度体系的地震最大绝对加速度反应与其自振周期 T的关系定义为地震加速度反应谱。 轴压比：n=N/（Ac*fc）轴压设计值与全截面面积和混凝土抗压强度设计值得比值。 砂土液化：饱和松散的砂土或粉尘（不含）黄土，地震时发生液化的现象，使地基承载力丧失或减弱至喷水冒沙。 多高层钢结构在地震中的破坏形式：节点连接破坏，构件破坏，结构倒塌。 抗震设计中满足：小震不坏，中震可修，大震不倒。（原则） 梁柱刚性连接裂缝或破坏原因：焊接缺陷，三轴应力影响，构造缺失，焊缝金属冲击韧性低。 地震波包括地球内部传播的体波和只限于在地球表面传播的面波，其中体波包括纵波和横波，而横波包括瑞利波和勒夫波，而对建设场地类别根据等效剪切波波速和场地覆土层厚度划分为4类 两阶段设计方法：
地震的深浅、震中距、地震波
地震的深浅、震中距、地震波 地球上发生地震的地方有深有浅，从地下几千米至数百千米，均有地震发生。同样大小的地震，震源越浅，所造成的影响或破坏越重。按照震源深度的不同，地震可划分为如下几类： 浅源地震 震源深度小于60千米的地震；也称为正常深度地震。世界上大多数地震都是浅源地震。我国绝大多数地震为浅源地震。 中源地震 震源深度为60～300千米的地震。 深源地震 震源震源深度大于300千米的地震。目前世界上记录到的最深的地震，震源深度约为700多千米。有时也将中源地震和深源地震统称为深震。 地方震 震中距小于100千米的地震。 近震 震中距为100～1000千米的地震。 远震 震中距大于1000千米的地震。 同样大小的地震，在震中距越小的地方，影响或破坏越重。 地震波 地震发生在地下深处，地表为什么会振动？这是震源地方的岩石破裂时产生的弹性波，在地球内部和地球表面传播的结果；就像在水中投入石于，水波会向四周扩散一样。这种发生于震源，并向四外传播的弹性波，称为地震波。 地震波是由好几种波组成的。经历过地震都知道，地震来临的时候，往往是先感到上下颠动，然后才是前后或左右晃动。 这是为什么呢？因为震源同时发出两种类型的地震波。其中引起上下颠动的那种波振动比较弱，但度比较快；引起晃动的那种波振动比较强，但速度比较慢；所以你就会感到先颠后晃，而且晃总比颠来得明显。 那个跑在前面的叫纵波，跑在后面的叫模波；它们在传播过程中遇到各种复杂情况，还会形成其它的波。所以，地震波的组成是很复杂的。 地震波从震源发出后，随着传播距离越来越远，振动也会越来越减弱。就像声音在空气中传播，越远声音就越小一样。
地震震级与烈度
地震震级与烈度 一、简述 目前世界各国、各地区对于地震的分类分级标准不尽相同。中国常见的有“地震震级”和“地震烈度”两种表述。 地震的震级和烈度并不是一回事。但关系如何，紫某在网上一时竟然没有找到一个满意的介绍，于是取各家所长，进行了整理，供大家使用。 我国目前使用的震级标准，是国际上通用的“里氏”分级表，共分9个等级。地震愈大，震级的数字也愈大，震级每差1级，通过地震被释放的能量约差32倍。 地震烈度是指地震在地面造成的实际影响，表示地面运动的强度，也就是破坏程度。影响烈度的因素有震级、距震源的远近、地面状况和地层构造等。烈度共分为12度，它是根据人们的感觉、地震时地表产生的变动、以及对建筑物的影响来确定的。一般情况下，震级越大、震源越浅，烈度也越大。 二、地震震级 地震震级是衡量地震大小、表征地震强弱的量度，它与地震所释放的能量有关。每一次地震只有一个震级，它是根据地震时释放能量的多少来划分的。震级可以通过地震仪器的记录计算出来，震级越高，释放的能量也越多。我国使用的的震级标准是国际通用震级标准，叫“里氏震级”。 例如，一个6级地震释放的能量相当于1945年投掷在日本广岛的原子弹所具有的能量。震级每相差1级，能量相差大约32倍；每相差2级，能量相差约1000倍。迄今为止，世界上记录到最大的地震为8.9级，是1960年发生在南美洲的智利地震。 按震级大小可把地震划分为以下几类： 微震：<1级； 微震（弱震）：1~3级（不含），人们一般不易觉察； 有感地震：3~4.5级（不含），人们能够感觉到，但一般不会造成破坏； 中强震：4.5~6级（不含），属于可造成破坏的地震，但破坏轻重还与震源深度、震中距等多种因素有关；