发震时刻和震源位置的测定方法
地震定位主要方法
地震定位主要方法嘿，咱今儿个就来聊聊地震定位的那些主要方法。
你说这地震啊，就像个调皮的小孩，时不时就来捣捣乱，给咱搞点小麻烦。
那咱可得想办法知道它到底在啥地方闹腾呀，不然可怎么应对呢！要说这地震定位的方法，首先就得提到三角测量法。
这就好比你要找一个藏起来的宝贝，你在不同的地方观察，然后根据这些观察来推断宝贝的位置。
地震发生的时候，不同地方的地震监测仪器就像是我们的眼睛，它们记录下地震波到达的时间。
通过比较这些时间，我们就能大致算出地震发生的位置啦。
你想想，是不是挺神奇的？还有一种方法叫交切法。
这就好像你有几条线，它们在某个地方交叉了，那这个交叉点不就是关键位置嘛。
地震波的传播就像是这些线，通过分析它们的走向和交叉情况，我们就能更准确地确定地震的位置咯。
咱再来说说全球定位系统吧。
这可真是个好东西呀！它就像给地球装上了一双眼睛，能随时告诉我们准确的位置信息。
在地震定位中，全球定位系统也能大显身手呢。
它可以帮助我们更精确地确定地震监测仪器的位置，这样一来，地震定位不就更靠谱啦？你可别小看了这些方法，它们就像是我们的秘密武器，能让我们在面对地震这个小淘气的时候多几分把握。
就好像你知道敌人在哪里，那你就能更好地准备战斗呀！地震定位的重要性不言而喻啊。
只有知道了地震在哪里发生，我们才能更好地采取救援措施，才能让那些受到地震影响的人们得到及时的帮助。
这就像是医生治病，得先知道病在哪里，才能对症下药呀，你说是不是这个理儿？而且呀，随着科技的不断进步，这些地震定位的方法也在不断改进和完善呢。
说不定以后呀，我们能在地震刚发生的瞬间就知道它的确切位置，那可就太棒啦！所以说呀，了解这些地震定位的主要方法真的很有必要。
这不仅能帮助我们更好地应对地震，还能让我们对大自然的力量有更深刻的认识。
我们要不断探索，不断学习，让这些方法为我们的生活保驾护航！你说，我们能不好好研究它们吗？。
地震是如何记录测定的
地震是如何记录测定的今年2月6日23时50分，台湾花莲发生6.5级地震，浙江省沿海部分地区有强烈震感。
民众纷纷打电话到地震局询问，得知是台湾发生了6.5级地震后又问：“是里氏震级吗？”那么，大家知道什么是“里氏震级”吗？到目前为止，世界上发生的最大地震为1960年智利里氏8.9级。
这又是为什么？要弄清楚这些问题，我们必须从认识地震仪开始。
模拟地震仪公元132年，我国东汉时期的科学家张衡发明了候风地动仪，这是世界上第一架检测地震的仪器。
候风地动仪内部中央立着一根铜质都柱，周围有八套牙机装置，外部周围铸着八条龙，按东、南、西、北、东南、东北、西南、西北八个方向布列。
牙机由一对杠杆构成，负责龙口的开合。
某处发生地震时，都柱便倒向那一方，触动牙机，使这个方向的龙张嘴吐出铜珠，落到与之对应的那个铜蟾蜍嘴里，发出“当啷”的声响，人们就知道那个方向发生了地震。
公元138年，设置在洛阳的候风地动仪检测到了一次发生在甘肃省内的地震，这是人类历史上第一次用机械装置检测到远处发生的地震。
但是地动仪无法确定发震时刻，更无法测定震级。
因此，从现代地震学的角度来看，候风地动仪并不能记录地震，不是地震仪。
第一台科学意义上的近代地震仪是意大利人切基于1875年发明的，其最根本的部分是传感地动的“摆”。
它是一個可作为标准的、惯性较大的物体（例如一个很重的铁锤）。
平常“摆”都是静止不动的，地震来时，地面和附近的房子发生振动，而“摆”不动，“摆”与地面间就产生了相对运动。
这个相对运动可以用一套杠杆装置加以放大，或变成电信号。
把这个电信号经过适当放大之后用检流计记录下来，就成为了地震信号。
从地震仪诞生以来，地震工作者便一直用它来观测地震。
通过不断的改进和完善，近代地震仪的灵敏度可以达到10万倍数量级，已经可以记录到距离台站很远的小地震。
虽然这种地震仪灵敏度很高，但动态范围不大，遇到大地震时就容易“出格”，即超过量程。
然而，地面振动的幅度跨越大约8个数量级，振动频率跨越大约6个数量级，且地球产生的脉动在5～10秒有一个峰值（图1）。
使用测绘技术进行地震震源定位的方法
使用测绘技术进行地震震源定位的方法地震是一种自然灾害，给人们的生命和财产安全造成了巨大的威胁。
对于地震的发生和预测，科学家一直在积极地探索和研究，以便能够更好地理解地震的本质和地震带来的影响。
而地震震源定位就是其中的一项重要内容，它能够帮助我们准确判断地震的发生位置以及强度，进一步提高地震预测和监测的精度。
测绘技术是地震震源定位中的一种重要工具。
地震是地球深处能量的释放，而地表则是能量传递和释放的最终目的地。
通过测绘技术，我们可以了解到地震波在地表的传播规律，根据波的到达时间和传播速度，计算出地震震源的位置。
下面将介绍几种常用的测绘技术，用于地震震源定位。
首先是全球定位系统（GPS）。
GPS利用卫星信号和接收器来确定地球上任意位置的坐标。
在地震发生后，通过安放在地震带附近的GPS测量站，我们可以测量到地震波伤害当地区域的相对位移。
通过对比不同测站的测量结果，可以进一步确定地震震源的位置。
不过，由于GPS的测量精度有限，这种方法常常与其他测绘技术（如测量地面位移的手段）相结合使用，以提高地震震源定位的准确度。
其次是激光测距技术。
激光测距仪可以准确地测量出光束从仪器发出到物体反射回的时间，再根据光的速度可以计算出物体与仪器的距离。
地震发生后，我们可以在震中附近部署多个激光测距仪，利用它们测量到地震波前后目标位置的存在与否。
通过对比不同位置上测量到的数据，我们可以确定地震震源的位置。
激光测距技术在地震震源定位中具有较高的精度和灵敏度，特别适用于对地面位移较大的地震进行定位。
此外，声波测距技术也被广泛应用于地震震源定位。
地震波除了产生可听见的声音外，也会产生一些无法被人耳感知的超声波。
通过专门的设备，我们可以测量和记录这些超声波在不同位置和时间的传播情况。
通过分析超声波的传播速度和路径，我们可以计算出地震波的发生位置。
声波测距技术在地震震源定位中具有较高的准确性和灵活性，可以在复杂地貌的地区进行定位。
最后，我要提到的是卫星雷达干涉测量技术。
震源位置的定位方法与原理
震源位置的定位方法与原理在地震发生后，震源的位置的准确定位是非常重要的，因为这决定了地震的震级、烈度和震源机制等参数。
震源位置的定位是通过测量地震波的传播时间和速度来实现的。
本文将介绍两种主要的定位方法和涉及到的原理。
一、普通定位法普通定位法也称三角定位法，需要至少三个观测点，通过计算地震波到达三个观测点的时间差和距离来确定震源的位置。
这种方法是最常见的定位方法，原理类似于三角形的解析几何。
两个观测点之间测量的距离越长，定位的误差就会越大。
而利用地震台网的多组观测记录，可以使用精确计时系统，从而提高准确性。
同时，由于地球的大气层、岩石和土壤的密度不同，导致地震波传播速度变化不确定，这种误差也会被考虑到定位结果中。
此外，由于这种方法利用距离和时间来计算震源位置，因此所得到的不能直接确定震源深度，而只能确定震源位置的水平坐标。
因此，震源深度还需要通过其他方法来确定。
不过，普通定位法是最为基础的定位方法，很大程度上推动了地震学发展。
二、反演定位法反演定位法也称倒置定位法，是一种通过观测数据反演地震源深度、震源位置和震源机制的方法。
这种方法获取的信息更加详细，可以补充普通定位法无法确定的震源深度。
在倒置定位法中，可以使用两种方式进行反演。
第一种是直接进行非线性反演，通过多组观测数据计算震源位置、震源深度和震源机制。
这种方法对计算机的要求较高，因为需要高强度的计算能力。
第二种是利用前向建模的方式。
在这种方法中，首先对震源附近的形成导致地震事件的地质结构建模。
接着，对设定点进行计算，用得到的结果与已观测的记录做比较，缩小误差范围。
最后可以得到一个与观察结果相符的模型。
这种方法在计算上较为简单，对计算机的要求较低，并且可以重复进行多次，提高计算准确性。
通过倒置定位法反演，可以得到更加全面的地震信息，如震源机制、能量释放、应力场的变化等，对预测未来可能的地震发生有很大帮助。
但是，这种方法不仅计算复杂，而且需要提前建模，因此通常应用于有明显的震源复杂性或者深部地震等情况下。
发震时刻确定和震中距离测定
. 震中距离的测定一．地震的分类和震中距1。
地方震：震中距小于100千米的地震。
2。
近震：震中距为100～1000千米的地震。
3。
远震：震中距大于1000千米的地震。
按照震源深度的不同，地震可划分为如下几类：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。
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。
四川省发生里氏7.8级强烈地震近震震中距为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；就像在水中投入石子，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。
二：发震时刻、震源位置参数的测定宏观与微观的震中位置（Epicentral location）概念有所不同。
如何进行精确的地震震源测量
如何进行精确的地震震源测量地震是地球内部能量释放的一种现象，它经常带来严重的损害和人员伤亡。
因此，精确地测量地震震源对于了解地震的特征、评估震灾风险以及制定有效的防灾减灾措施至关重要。
在下面的文章中，我将探讨如何进行精确的地震震源测量。
首先，精确的地震震源测量需要使用多个地震台网络。
地震台是专门用于检测和记录地震事件的设备。
通过将多个地震台的数据进行比对和分析，可以精确确定地震的震源位置。
这是因为地震波会以不同的速度传播到不同的地震台上。
通过测量地震波到达不同地震台的时间差，科学家可以利用三角定位原理来计算地震发生的具体位置。
其次，测量地震震源还需要考虑地球内部介质的影响。
地震波在传播过程中会受到地球内部不同介质的影响，例如岩石的密度和弹性特性等。
科学家通常使用地震波传播的速度信息来推断地球内部的结构和组成。
根据这些信息，可以更准确地计算地震的震源位置。
此外，借助先进的地震定位算法和计算机模拟技术，可以提高地震震源测量的精度。
针对不同类型和规模的地震事件，科学家已经发展出各种算法和模型来处理和分析地震数据。
这些算法和模型考虑了地震波在传播过程中的衰减、散射和干扰等因素，从而提高了地震震源测量的准确性。
此外，地震震源测量还需要参考历史地震事件的数据。
通过对历史地震事件进行回顾和研究，可以积累宝贵的经验和知识。
科学家可以根据历史地震事件的数据来研究地震的发生规律和震源位置的分布特点。
这些信息可以用于预测未来地震的可能发生位置和强度范围，为地震风险评估和防灾减灾工作提供参考依据。
另外，地震震源测量还需要与其他地震学研究相结合。
地震学是研究地震现象和地球内部结构的学科。
通过将地震震源测量结果与其他地震学研究数据进行比对和分析，可以进一步提高地震震源测量的准确性和可靠性。
例如，通过与地震事件的震级和震源机制等进行对比，可以验证地震震源测量结果的有效性。
总之，精确的地震震源测量对于了解地震的特征和评估震灾风险非常重要。
使用地震监测仪进行地震活动观测的步骤和技巧
使用地震监测仪进行地震活动观测的步骤和技巧地震是地球上常见的自然现象，但对于人类来说却是一种具有巨大破坏力的灾害。
为了更好地了解地震活动，科学家们发明了地震监测仪，用于监测和研究地震事件。
本文将介绍使用地震监测仪进行地震活动观测的步骤和技巧。
首先，使用地震监测仪进行地震活动观测的第一步是选择一个合适的位置。
这个位置应该远离任何可能引起干扰的人造设施，如大型机器或发电站等。
同时，地震监测仪应该稳固地安放在地面上，避免因为仪器的移动而影响到观测结果。
第二步是进行地震监测仪的校准。
校准过程是为了确保仪器能够准确地测量地震波的振幅和频率。
通常，校准会使用已知震级的地震事件，这样可以与地震监测仪的读数进行对比，以确定其准确性。
通过校准，科学家们能够确定地震监测仪的灵敏度和范围，并加以相应的调整。
接下来，进行地震活动观测的关键步骤是安装和连接地震监测仪与数据记录装置。
地震监测仪通常由三个基本组件组成：地震传感器、放大器和数据记录器。
地震传感器负责测量地震波的振动，放大器将信号放大至可识别的幅度，数据记录器则负责记录并存储这些数据。
这些组件需要正确连接，以确保信号的传递和记录的准确性。
一旦地震监测仪安装完毕，就可以开始进行地震活动的观测了。
在观测过程中，科学家们需要关注到地震波的不同类型。
最常见的地震波类型有P波（纵波）、S波（横波）和表面波。
这些波的传播速度和振动特点不同，因此可以通过记录它们的到达时间和振幅来确定地震的震源位置和震级。
观测过程中的另一个重要方面是持续的数据记录和分析。
科学家们通常会将观测到的地震波数据保存下来，并对其进行进一步的分析和研究。
这些数据可以帮助科学家们更好地理解地震活动的特征和规律，并为地震预警和防灾工作提供有力支持。
此外，科学家们还可以通过多台地震监测仪的网络来进行地震活动观测。
这种网络可以提供更广泛和细致的地震数据，从而更准确地确定地震的震源位置和震级。
此外，通过网络观测，科学家们还可以研究地震波的传播路径和衰减规律，进一步提高地震监测和防灾的能力。
地震监测 实时监测地震活动
地震监测实时监测地震活动地震是一种自然灾害，给社会生活和人类安全带来了巨大威胁。
为了更好地掌握地震活动情况并提前采取措施，地震监测成为当代科学技术的重要组成部分。
本文将介绍地震监测的相关内容，包括监测方法、技术手段以及实时监测地震活动的重要性。
一、地震监测方法地震监测主要通过地震仪器和观测站点进行。
地震仪器是监测地震活动的关键工具，常见的地震仪器包括地震计、地震仪和地震触发器等。
这些仪器能够测量地震波的震级、震源位置以及地震发生的时间等信息，从而为科学家提供了重要的数据基础。
观测站点的选择也是地震监测的重要环节。
科学家会根据地质构造、地震活动频率和人口分布等因素，在全国范围内选择一定数量和布局合理的观测站点。
这些站点能够覆盖地震活动的广度和深度，提供全面的地震监测数据。
二、地震监测技术手段随着科学技术的不断发展，地震监测的技术手段也在不断进步。
目前，主要的地震监测技术手段包括：地震台网监测、地震卫星监测、地震云图监测和地震预警系统等。
地震台网监测是最传统也是最常用的监测手段，通过地面安装的地震仪器不断监测地震活动并进行数据录制和传输。
地震台网能够实时监测地震活动并提供相应的震情信息，对预测和防范地震具有重要意义。
地震卫星监测是一种创新的监测手段，通过卫星传感器对地球表面的变化进行监测。
地震卫星能够实时获取地表的形变信息，并借助遥感技术进行分析和研究，有助于科学家更准确地了解地震的发生机理和规律。
地震云图监测是基于云计算和大数据分析的新兴监测手段，它通过对全国范围内的海量地震数据进行实时分析和处理，提供全面的地震监测信息。
地震云图能够发现微弱信号、分析复杂数据，并为科学家提供决策参考。
地震预警系统是一种防灾减灾的重要手段，它通过快速分析地震发生的初期地震波信息，提供预警和预报。
这种系统可以在地震波传播到人类居住区之前发出警报，为人们争取逃生时间和采取应急措施。
三、实时监测地震活动的重要性实时监测地震活动对社会的重要性不言而喻。
如何评估地震的震级和震源
如何评估地震的震级和震源地震是一种地球表面地壳运动的自然现象，它带来巨大的破坏和威胁。
评估地震的震级和震源是地震学研究中的重要内容。
本文将介绍如何评估地震的震级和震源的方法和过程。
一、震级的评估地震的震级是衡量地震能量大小的指标，常用震级有里氏震级（ML）、面波震级（Mb）和体波震级（Mb）。
评估地震的震级主要依据地震记录的振幅和频率特征。
1. 收集地震记录评估地震的震级首先要获取地震记录，地震记录通常是由地震仪器（如地震仪、加速度计等）收集到的地震波数据。
地震记录中包含了地震波的振幅和频率信息。
2. 处理地震记录处理地震记录的目的是提取地震波的振幅和频率特征。
常见的处理方法包括滤波、积分和差分等。
滤波可以去除地震记录中的噪声，使地震波信号更加清晰。
积分和差分可以得到地震记录的速度和加速度信息。
3. 估算震级估算震级的方法有很多种，常用的方法包括振幅比较法、计算震源矩张量、地震矩展位法等。
振幅比较法是通过比较地震记录的振幅和标定地震记录的振幅来估算震级。
计算震源矩张量可以根据地震波速度和地震震源的面积计算地震的矩张量，进而估算震级。
二、震源的评估地震的震源是地震发生的具体位置，评估地震的震源可以帮助我们了解地震的发生机制和地震活动区的分布。
1. 收集震源数据评估地震的震源首先要收集震源数据，震源数据包括地震的发生时间、地震的位置和地震的震源机制等信息。
地震的位置可以通过地震仪器的定位系统测量得到，地震的震源机制可以通过地震波形分析和反演得到。
2. 震相的分析地震波在地球内部传播时会产生不同的震相，不同的震相对应不同的传播路径和速度。
通过分析地震波的震相可以确定地震的震源位置，常用的震相分析方法包括P波到时和S波到时的判断。
3. 反演震源机制地震的震源机制是地震波传播过程中地震源区断层滑动的几何形态和滑动方式。
通过反演地震波的极化和振幅信息可以得到地震的震源机制，反演方法有格林函数方法和正演模拟等。
如何进行地震监测与地震活动分析
如何进行地震监测与地震活动分析地震是一种自然灾害，给人们的生命和财产带来严重威胁。
通过地震监测和地震活动分析，可以更好地了解地震的发生规律和趋势，为减轻地震灾害做出更加科学的决策。
一、地震监测的方法地震监测是指通过观测和记录地震事件的地面运动来了解地震现象。
目前地震监测主要依靠地震仪器进行。
1. 塔臂式振动计塔臂式振动计是地震仪器中常用的一种，它通过记录塔臂上的位移或速度，来判断地震的强度和方向。
该仪器可以被安装在地面、建筑物或其他固定结构上，对地震运动进行连续观测。
2. 加速度计加速度计是另一种常用的地震监测仪器，用于测量地震发生时地面的加速度。
通过记录地面运动的加速度，可以获得地震发生的参数，如地震的震级和震源位置。
3. 快速运动摄影快速运动摄影是一种通过连续拍摄地震瞬间的高速照片，然后通过分析图片中的物体运动轨迹来推导地震的强度和方向。
这种方法在地震监测中被广泛使用，由于能够提供直观的图片和数据，对研究地震过程非常有帮助。
二、地震活动分析的方法地震活动分析是指通过对地震事件的数据和观测结果进行统计和分析，了解地震活动的规律和趋势。
1. 地震目录地震目录是对历史和现代地震事件进行整理和记录的数据库。
通过对地震目录的分析，可以了解地震的发生频率、震级分布和地震的空间分布。
这对于预测未来地震活动和评估地震灾害风险非常重要。
2. 数据拟合地震活动往往符合一定的数学模型，通过对地震数据进行拟合，可以得到更加准确的地震模型。
常用的拟合方法包括最小二乘法、极大似然估计等。
这些方法可以帮助研究人员更好地理解地震的物理本质。
3. 地震云图地震云图是通过对地震数据进行地理信息系统分析，绘制地震活动的空间分布图。
地震云图可以直观地展示地震活动的热点区域和活跃断裂带，有助于分析地震的孕育机制和传播路径。
三、地震监测与地震活动分析的应用地震监测和地震活动分析在地震科学领域有着重要的应用价值。
它为地震预测、地震风险评估和地震灾害减轻提供了支持。
地震预测方法和准确性分析
地震预测方法和准确性分析地震是一种自然灾害，经常给人们的生命和财产安全带来巨大威胁。
因此，准确地预测地震成为了人们关注的焦点。
本文将介绍地震预测的方法以及其准确性进行分析。
地震预测是指通过观测地壳运动、地下水位变化、地磁异常以及动物行为等多种指标，来判断地震的位置、规模和时间。
以下是几种常见的地震预测方法：1.地震学方法地震学是基于对地震波传播规律的研究，通过观测地震波传播速度、频率和振幅的变化来预测地震。
其中，地震波传播速度变化的监测被认为是一种可靠的预测方法，如地震剪切波速度的变化可以作为预测地震的指标。
2.地壳变形监测方法地壳变形监测是通过全球定位系统（GPS）等技术，测量地壳的变形情况。
地震发生前，地壳常常会发生微小变形，这种变形可能预示地震的发生。
因此，通过监测地壳变形，可以提前判断地震的可能发生地点和规模。
3.地磁异常监测方法地震前，地磁场常常出现一系列异常变化，如地磁强度的突然增加或减少、地磁方向的变化等。
监测地磁异常变化可以作为预测地震的一种方法，但这种方法的准确性有待进一步研究和改进。
地震预测的准确性一直是地震学家和科学家们关注的问题。
虽然目前还没有一种完美的地震预测方法，但通过多种方法的综合应用，可以提高地震预测的准确性。
然而，地震预测的准确性受到以下因素的影响：1.地震活动的复杂性地震是复杂的动态过程，地震活动受到许多因素的影响，如地质构造、地下断层等。
这些复杂的因素使得地震预测更加困难，难以准确预测地震的时间、位置和规模。
2.预测数据的不完备性地震预测需要大量的数据进行分析和研究，但现有的数据仍然不完备。
一方面，地震监测设备的覆盖面积有限，难以实现对全球范围内地震活动的实时监测；另一方面，地震数据的采集和分析也存在一定的局限性。
3.地震预测理论的不足目前的地震预测理论仍然不完善，尚存在许多问题亟待解决。
例如，对地震波传播规律的认识还有待进一步深入研究，地震引起的地下水位变化和动物行为是否能够准确预测地震仍然有待验证。
如何进行地震震源测定
如何进行地震震源测定地震震源测定是地震学研究中的重要部分，它可以帮助我们了解地震的发生机制以及地球内部的构造情况。
本文将从地震震源测定的基本原理、常用方法和技术发展等方面进行探讨，以期给读者带来一些有关地震震源测定的启示和思考。
地震震源测定是指通过对地震波的传播路径和到时数据进行分析，确定地震的发源位置、能量释放大小和震级等参数的过程。
它依赖于记录和分析地震波到时数据，并借助地震学原理和地球物理学知识进行解读。
地震震源测定的准确性和可靠性对于地震灾害预防和地震学研究具有重要意义。
在地震震源测定中，最常用的方法之一是到时差法。
该方法利用地震波从震源到达不同地震台站的时间差来确定震源位置。
通常情况下，地震波传播速度在地球内部是不均匀的，有时会受到地震波传播路径和衰减等因素的影响。
因此，通过观测地震波的到时数据进行精确测定是地震震源测定的关键。
随着技术的发展，越来越多的高精度测量仪器和方法被应用于地震震源测定中。
比如，通过使用多台地震仪和全球地震台网可以更准确地记录和分析地震波到时数据，从而提高地震震源测定的精度。
此外，地震震源测定还可以结合地震反演技术、数值模拟方法和地震台网数据分析等手段，进一步深入研究地震的震源特征和地球内部结构。
地震震源测定的结果可以用来研究地震的发生机制和活动规律。
通过分析大量地震震源测定的数据，我们可以发现地震活动的空间分布和时序性变化，进而推断地球内部的构造和地壳演化的特征。
此外，地震震源测定还可以为地震灾害风险评估和地震工程设计提供重要依据，有助于建立更科学合理的地震防治体系和安全规范。
然而，地震震源测定也存在一些挑战和难点。
由于地震过程的复杂性和地球内部的复杂构造，地震震源测定的结果受到观测数据、测量误差和理论模型等因素的影响。
此外，地震波的传播路径和速度变化也会导致测定结果的不确定性。
因此，进一步改进和创新地震震源测定技术，提高测定精度和可靠性是当前研究的热点和难点。
勘测师如何进行地震测量
勘测师如何进行地震测量地震测量是勘测师在地震勘测中的重要任务之一，它旨在准确测定地震的震级、震源位置和震源机制等参数，为科学研究、工程设计和防灾减灾提供必要的数据支持。
本文将介绍勘测师在地震测量中的工作流程和常用的测量方法。
一、地震测量的工作流程地震测量的工作流程主要包括震源定位、震级测定和震源机制解算三个环节。
（1）震源定位：震源定位是指确定地震发生的位置坐标。
常用的方法有三角测量法、台网定位法和地震动前后定位法等。
三角测量法通过多个测量站点之间的测量角度和距离，利用三角关系计算出地震震源的位置。
台网定位法是利用分布在不同地点的地震测量台站记录到的地震波数据，通过比对测量数据之间的时间差和振幅差异，计算得出震源的位置。
地震动前后定位法是通过对地震前后的地貌变化、建筑物倾斜程度等指标进行观测和分析，推算出地震震源的位置。
（2）震级测定：震级是衡量地震能量释放大小的指标，通常使用里氏震级（ML）和矩震级（MW）来表示。
里氏震级是根据地震波振幅的对数进行计算，而矩震级则是通过地震矩张量的计算得出。
勘测师在测定震级时需要收集不同台站的地震波数据，并进行数据处理、分析和比对，最终得出准确的震级数值。
（3）震源机制解算：震源机制是指地震引起的地表运动的方向、位移和速度等参数。
勘测师通过分析地震波的振动方向、极化特征和位移量等信息，并结合震源位置和波形数据，进行震源机制解算。
常用的方法有震源机制反演法、震源机制解析法和正演模拟法等。
二、常用的地震测量方法（1）测震仪观测法：测震仪观测法是使用测震仪等地震仪器对地震波进行实时观测和记录。
勘测师需要选择合适的观测点位，并按照规定的观测参数进行观测和记录。
观测过程中需要注意仪器的放置和调校，保证观测数据的可靠性。
（2）地震台网监测法：地震台网监测法是通过建立一定数量和布局合理的地震台站网络，对地震波进行连续监测和记录。
勘测师需要负责维护地震台站设备的正常运行，以及观测数据的采集和传输。
地震测震方法
地震测震方法地震是自然界中一种常见的地质现象，它给人们的生命和财产安全带来了巨大的威胁。
为了更好地了解地震的发生规律和预测地震的可能，科学家们开发了多种地震测震方法。
本文将介绍几种常见的地震测震方法。
第一种地震测震方法是地震仪。
地震仪是一种专门用来监测地球震动的仪器。
它通常由感应器、放大器和记录仪等部件组成。
当地震发生时，感应器会感知到地球的振动，并将信号传输给放大器，放大器将信号放大后再传输给记录仪。
通过记录仪，我们可以得到地震的震级、震源位置以及地震波的传播情况等信息。
第二种地震测震方法是地震波速度测定法。
地震波速度测定法是一种通过测量地震波在地下传播的速度来研究地壳结构的方法。
研究人员会在地面上布设多个测震点，并通过在其中一个点上人工产生地震波。
然后，他们会记录其他点上接收到的地震波信号的到达时间。
通过比较不同点上接收到的信号到达时间，可以计算出地震波在地下传播的速度。
第三种地震测震方法是地震监测网络。
地震监测网络是一种通过在不同地点布设地震测量仪器并将数据进行实时传输和分析的系统。
这种方法可以提供更加及时和准确的地震信息。
当地震发生时，地震测量仪器会记录地震波信号，并通过网络传输到地震监测中心。
地震监测中心会对这些数据进行分析处理，从而得到地震的震级、震源位置以及地震波的传播情况等信息。
地震测震方法在地震研究和地震预测中起着重要的作用。
通过这些方法，科学家们能够更好地了解地震的发生规律，为地震预测提供参考依据，并在地震发生后及时进行救援和灾后重建工作。
然而，我们也应该意识到，地震是一种自然灾害，目前仍然无法准确预测和防止。
因此，加强地震科学研究和提高公众的地震安全意识仍然非常重要。
理论地球物理学的地震目标定位方法
理论地球物理学的地震目标定位方法引言理论地球物理学是研究地震和地球内部结构的一门学科，其主要目标是通过观测、研究和模拟地震的传播、反射、折射等现象，以揭示地球内部的结构和物质性质。
地震目标定位是理论地球物理学的重要分支之一，其主要任务是确定地震的发生地点、深度和规模等参数，以及评估地震对人类社会造成的破坏程度。
本文将介绍理论地球物理学中常用的地震目标定位方法，并对其原理和应用进行探讨。
震源定位方法1. 三角定位法三角定位法是地震学中最基本的定位方法之一。
它是通过测量地震波在不同地震台上的到达时间差，利用三角几何原理来计算地震震源的坐标。
三角定位法假设地震波在地球内部是直线传播的，并且速度是常数。
根据地震波到达时间差的大小和地震台之间的距离可以计算出震源到各地震台的距离，并通过三角计算方法确定震源的坐标。
三角定位法有以下几种主要的实际应用：•精确定位：通过使用大量的地震台记录地震波到达时间，可以得到地震震源的精确位置。
•近似定位：如果只有少数地震台记录到达时间，可以利用近似的三角计算方法，估算震源的位置。
2. 震级定位法震级定位法是通过测量地震波的振幅和频率等参数，来估计地震的震级。
震级是描述地震能量释放大小的物理量，通常用地震波振幅的对数来表示。
震级定位方法的基本原理是，地震波的振幅与地震震源的能量释放大小成正比，因此可以通过测量地震波的振幅来估计震级。
震级定位法有以下几种常用的实际应用：•P波震级定位：通过测量地震P波的振幅来估计震级，P波一般是地震中最早到达的波。
•S波震级定位：通过测量地震S波的振幅来估计震级，S波一般在P 波之后到达。
3. 匹配滤波定位法匹配滤波定位法是一种基于数学滤波理论的地震目标定位方法。
它利用地震波传播过程中的物理特性，构建滤波器，将地震波数据与模板进行匹配，从而得到地震震源的位置。
匹配滤波定位法的基本原理是，每个地震震源对应一个独特的地震波模板，通过优化滤波器参数，使得滤波后的地震波数据与模板的相似度最大化，从而确定地震震源的位置。
天然地震1
对于实际地球介质， 考虑到非完全弹性和 各向异性的影响
E1 A1 / T1 A /T E0 0 0
1.8
取对数得 定义
lg(
A E1 A ) 1.8 (lg 1 lg 0 ) E0 T1 T0
A0 A1 M lg lg T1 T0
为里氏震级
近震震级定义： ML＝lgB-lgB* 表示两次地震的相对大小， 也是地震强度的一个标志。 对于近震或地方震， 周期变化不大，则采用
ML＝lgA-lgA*
ML＝lgA-lgA*
其中，A为水平两分量最大记录振幅的平均值，A0 为某一标准震级（零级）地震的记录振幅。
是里希特于1935年在 研究美国南加州地震时提 出的。里希特所选的标准 地震是在Δ＝100km 处记 录的水平记录最大振幅 A0＝1μm 时 ML＝0 的地 震，能量约 1012 erg。
ts D Vs Ts To ,
tp D Vp Tp To
1 1 D Ts T p Vs V p
Ts T p V pVs D V p Vs
令
则
V
VpVs V p Vs
式中
1 K Vp 1 Vs
Ts
Tp (s)
Tp (s)
2. 震中位置
震源位置是地震研究中最重要的数据之一，即震中坐标 （λ，φ）和深度h。
确定震源位置的方法现在已有很多种。这里我们仅 要求用弦法（石川法）测定震中的位置。当震中距离与 震源深度都不大，而传播速度可以当作常数时，常常使 用这一方法。 设某地震台所记录到地震的直达横波和直达纵波走时分 到时为Ts、T p， 发震时刻为 To， 纵、 横波的传播速度为 Vp和Vs ， 别为 ts、t p， 令D为震源距离，则有
如何进行地震测量
如何进行地震测量地震测量是通过测量地震波传播的行为和特性，用以确定地震的规模、震源、震源深度和震中位置等参数。
地震测量是地震学研究的基础，对于科学预测和应对灾害具有重要意义。
本文将详细介绍地震测量的方法和技术。
1.地震仪器地震仪器是进行地震测量的基本工具。
常见的地震仪器包括地震仪、地震计、地震监测站等。
地震仪是用来测量地震波传播和振动的仪器，可分为地震力仪、地震加速度仪和地震位移仪等。
地震计是一种用来记录和测量地震波的仪器，可以实时监测地震活动。
地震监测站是一种用来监测和记录地震活动的设备，一般由多个地震仪器组成。
地震仪器的选择和配置取决于研究目的和测量要求。
2.地震波传播的测量方法地震波传播是地震测量的核心内容之一，可以通过不同的方法进行测量。
主要的测量方法包括：（1）地震仪器测量：将地震仪器安装在地表或井下，测量地震波的传播速度和方向。
可以通过地震波的到达时间和强度变化来分析地震波的传播路径和速度。
（2）异常地质形态的测量：异常的地质形态往往与地震活动有关，如断层、冲积扇等。
通过测量这些异常地质形态的位置、长度、高度等参数，可以了解地震活动的历史和性质。
（3）地震井测量：通过钻井等方式，在地下深处安装地震仪器，测量地震波在不同深度上的传播和振动情况。
地震井测量可以提供较准确的地震波速度和能量耗散等信息。
（4）地震波传播模拟：利用地震学的理论和计算模型，模拟地震波在地球内部的传播过程。
可以通过地震波传播模拟，推测地震的震源位置、震级、震源深度等参数。
3.地震活动的监测网地震活动的监测网是由多个地震监测站组成的网络，用以实时监测和记录地震活动。
地震监测站通常包括地震仪器、数据采集和传输系统以及数据分析系统。
地震监测站的布置需要考虑地震的活动区域、覆盖范围和密度等因素。
地震监测站可以实时监测地震活动，记录地震波数据，并进行数据处理和分析，提取地震参数和特征。
4.地震数据处理和分析地震数据处理和分析是地震测量的重要环节。
如何进行地震震源参数测量与分析
如何进行地震震源参数测量与分析地震是地球内部能量释放的一种自然现象，它对人类和自然环境都有重大影响。
研究地震震源参数对于预测地震、减轻地震灾害具有重要意义。
本文将介绍如何进行地震震源参数的测量与分析。
首先，了解什么是地震震源参数。
地震震源参数是指描述地震事件发生的时间、震中坐标、震源深度、震级和震源机制等参数。
这些参数对于地震学家来说是非常重要的，因为它们能够揭示地震的发生机理和传播规律。
测量地震震源参数的第一步是确定地震的震中坐标和震源深度。
为了准确测量震中坐标，我们通常需要利用多台地震仪进行三角测量。
这些地震仪会记录到地震波在不同地点的到达时间，通过比对这些数据，我们可以计算出震中坐标。
而震源深度则是通过分析地震波的传播速度以及到达时间差来得出的。
接下来，我们需要计算地震的震级。
震级是地震发生能量的度量，常用的震级有里氏震级和体波震级。
里氏震级是根据地震的震源释放的能量来计算的，而体波震级则是通过分析地震波传播过程中的振幅和频率来计算的。
这些计算需要借助于地震仪器和测量设备，如加速度计和振动传感器。
除了震级，地震震源参数还包括震源机制。
震源机制是描述地震发生时岩石断裂的方式和方向的参数。
通过研究地震波形和振幅的变化，我们可以推测出地震产生的应力状态、断层类型以及断层面的方向。
这对于我们理解地壳运动和地震的发生机制非常重要。
对于地震震源参数的分析，可以采用很多方法。
其中一种常用的方法是利用地震仪记录的地震波形数据进行分析。
我们可以通过分析地震波形的振幅、频率和持续时间来推断地震的震级和震源深度。
此外，还可以利用地震波的传播路径和速度，来确定地震的震中坐标。
另一种常用的方法是利用地震台网数据进行分析。
地震台网是由许多地震仪构成的网络，可以同时监测到全球范围内的地震活动。
通过对多个地震站的数据进行比对和分析，我们可以推测出地震的震源参数。
这种方法可以提高测定的准确性和可靠性。
在进行地震震源参数测量和分析时，还需要考虑到一些误差和不确定性。
地震震源震中的确定方法
地震震源震中的确定方法说实话地震震源震中的确定方法这事，我一开始也是瞎摸索。
我最早的时候就想啊，要是能直接看到地震到底是从哪开始的那就好了，就像你知道下雨的时候雨滴的起始点一样，可是地球内部又不能直接看到。
我知道一种方法是通过多个地震监测站的数据来确定。
打个比方吧，这就好比有很多人在一个很大的黑屋子里，然后有个东西在这个屋子里发出了声音，这很多人就相当于是地震监测站。
每个监测站听到声音的先后时间是不一样的，根据声音（类比地震波）传播到各个不同地点的时间差来推测发声源（类比震源）的位置。
我自己有次尝试用简单的数据来还原这个过程，就找了三个假设的监测站位置，模拟它们接收到地震波的时间。
但是我很容易就搞错了，我把地震波的传播速度当成不变的数值了，可实际上地震波在不同的地质结构中传播速度是有变化的，就像是在水里和在空气中声音传播速度不一样，这可把我坑惨了，结果算出的震源位置简直是差了十万八千里。
还有一种方法呢，是利用纵波和横波到达监测站的时间差。
你可以想象纵波就像短跑运动员跑得比较快，横波就像长跑运动员跑得比较慢。
通过两者到达监测站的时间不一样，也能大概推算震中的方向和震源的大约范围。
我试过拿几个已知大致震源和震中的地震数据来做实验，按这个思路去分析纵波和横波到达时间差与之的关系，发现这个时间差越大呢，往往震源距离监测站就越远，但是这只是个大概的方向判断，如果再精确点儿就很难了，因为这里的很多关系不是完全线性的，就像你去描绘一个歪歪扭扭不规则的形状一样的难。
后来我又听别人说，现在技术进步了，利用卫星成像数据结合大地测量数据也能辅助确定震源和震中。
这就好比给地球做一个高精度的CT扫描一样，从全球的尺度上去找这个点。
不过我自己还没本事去实践这个方法，毕竟涉及到的数据量实在太大了，设备什么的要求也高。
确定震源和震中可不容易，我就是慢慢摸索，到现在也不敢说自己有多精通，但是我觉得不断地尝试不同的方法，多思考多比较，总会越来越接近正确的。
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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。
由式(2.2.1)不难看出，当已知各台的纵横波到时之后，便可通过解方程组的方法确定发震时刻T0及波速比k。
二、震中位臵的确定1、利用单台三分向记录确定震中位臵利用单台三分向记录确定震中位臵的原理就是根据纵波初动确定出震中方位角，根据震相到时（走时表等）确定出震中距，根据震中方位角及震中距确定震中位臵。
当有1个以上台获得了初动清晰、P及S震相准确的地震记录时，便可用该方法确定震中位臵。
(1)利用P波三分向初动确定震中方位角震中方位角是指过地震台站的子午线与地震台站到震中连线间的夹角，沿顺时针方向量取为正。
P波的质点振动方向与波射线重合，因此Ｐ波的初动方向能表明震源的方位。
Ｐ波在两水平方向的初动决定地震波射线的位臵，•其垂直向的初动决定地震波射线的方向。
当垂直向初动向上时，质点初始振动的方向背向震中；当垂直初动向下时，质点初始振动的方向指向震中。
图2.6 P波位移与震中关系图2.6是一个地震记录的三分向初动方向。
设图中水平向振动的合矢量指向东北方向，若垂直向的初动向下，则质点初始振动方向是“向着”震源的，此时震中点在台站的东北方向；若垂直向的初动向上，即质点初始振动方向是“背向”震源的，则震中点在台站的西南方向。
P波三分向的初动方向与震中方位的关系也可见表2.11。
表2.11 P波三分向初动方向与震中方位关系表由于地震记录图上P•波两水平向初动的合矢量正好是地动位移在地面的投影，因此在利用三分向初动方向定出震源方位之后，则可结合P•波两水平向的初动振幅定出震中方位角。
震中方位角由表2.12决定表2.12震中方位角确定表这里A EWtg α´= ────（2.2.2）A NS而Y EW×103A EW = ──────（2.2.3）V EWY NS×103A NS = ──────（2.2.4）V NSY EW是P波东西向初动振幅，Y NS是P波北南向初动振幅单位mm；v EW，v NS是东西和北南向的放大倍数；A EW，A NS分别是东西向、北南向的地动位移单位μm。
(2)确定震中距由记录到的P、S波的到时差查相应的走时表（本地区走时表或J-B表），确定出震中距。
(3)震中位臵的确定在1﹕200万的地图上确定近震的震中位臵，以台站正北方向线为起点，顺时针旋转方位角的度数，得到震中轨迹线，以台站为起点，沿震中轨迹线取震中距长度，得到震中点。
当确定远震震中位臵时，可用吴尔夫网或专用定位地图。
该方法是基于1个台站定震中位臵的方法，方法涉及到P、S波到时，P波的初动，走时表等，因此，震相不准确，初动不清晰，走时表不适宜等，均会给定位带来误差。
2、多台定位的交切法交切法以3个以上台的P、S波的到时及适宜的走时表为定位前提。
其基本原理是：在直角坐标系中，若设震中点坐标为(x，y)，台站点坐标为(x i，y i)，则有△i=[(x -x i)2+(y -y i)2 ] 1/2（2.2.5）两边平方:△i2=(x -x i)2+(y -y i)2（2.2.6）这是一个圆的方程，震中点满足这个方程，即，震中点就在这个方程描述的圆的圆周上。
显然，若以台站为圆心，以震中距为半径作圆，就可得到1个满足上述方程的圆周线（也即震中轨迹线），如果有3个以上台站的地震数据，则可得到3个圆周线（3条震中轨迹线），圆周线与圆周线的交汇处则为震中。
该方法的误差主要来自P、S震相的准确性及走时表的适宜性。
在查走时表时假定已知震源深度。
该方法的优点是可直接在1﹕200万的台网布局图上进行定位，速度高，较准确。
因此，许多台网中心都用该方法进行震中位臵的确定。
3、多台定位的双曲线法该方法用于确定震中点在区域台网内或区域台网边缘的地震。
该方法使用前提是有3个以上台的P波到时以及当地的纵波波速v p。
设T1、T2分别为某种地震波到达台1、台2的时刻，v p为该波的波速，△1、△2表示2个台的待定震中距。
可建立方程式△1-△2=（T1-T2）〃v p（2.2.7）式（2.2.7）的右端为已知数，到台1和台2的距离为常数的动点的几何轨迹是双曲线。
双曲线的焦点是台1和台2。
取双曲线中靠近到时最早的地震台的一支为实用曲线，也即震中轨迹。
再用台3与台1或台2组合，按式（2.2.7）又可形成一条双曲线（震中轨迹线），2条震中轨迹线的交点为震中点。
三、震源深度确定震源深度是较难准确确定的量，除可用解方程法、扫描法确定震源深度外，利用震相的到时差和走时表确定震源深度是较普遍的方法。
1、近震震源深度(1)T S-T P作图法条件:已知三个以上台的S，P波的到时及震中距，且震中距与震源深度约为同一数量级。
基本原理：由走时方程Δ2＋h2=v2φ〃(T S-T P)2令:x=(T S-T P)2，y=Δ2则上式变为:y=v2 x-h2φ〃（2.2.8）式中h为震源深度，vφ为虚波速度（vφ=v p*v s/（v p-v s））。
在x，y直角坐标系中，它是一条关于x，y的直线，h2为该直线在y轴上的负截距，由此可见，我们可以用已知条件作图来求得h值。
方法：①在直角坐标系中，以[Δ2，(T S-T P)2]i作图，得一条直线 (i为台站序号)；②取直线在纵轴上的截距得h2，开方得h 值。
(2) T P11-T PG作图法条件:已知PG和P11波的到时、震中距，及该地区地壳厚度H和波速。
原理：设介质为均匀单层地壳模型由联立得:（2.2.9）若H，v为已知量，在某一深度下，给出一系列的Δ值，便可得到一系列与之对应的T P11-T P，将这些对应值点入以Δ为横轴，T P11-T P为纵轴的直角坐标系中•，即可得一条该深度情况下的Δ-(T P11-T P)曲线，再改变深度值，可得另一条曲线，用这样的方法制出了一个Δ—(T P11-T P)定深度的列线图，见图2.7。
图2.7用T P11-T P定震源深度(据张少泉，1977)求深度的方法：用某台记录到的T P11-T P值及该台的Δ值，查图2.7•即得深度值，若有多个台记录，则分别查出h 值后，取平均震源深度。
(3)（T PG— T PN）-（T SG— T PG）列线图法条件：已知P11，PG，SG波的到时，且震中距大于600km。
原理：由直达波和首波的走时方程相减得:（2.2.10）对于浅源地震，h<<Δ，则上式写成（2.2.11）式中:（2.2.12）（2.2.13）对于一个地区H、v´、v"均为常数，因此，不同的h和Δ对应不同的T P-T pn，也即，已知Δ及T P-T pn的情况下，可计算h 值，在实际操作中，•将这种对应关系制成类如图2.7的列线图。
列线图有两种形式，一种是按上式关系制成的，以Δ为横轴，以T P-T Pn为纵轴，以h为参变量的列线图；另一种是当h<<Δ时，将Δ≈D，制成的以T S-T P为横轴，以T P-T pn 为纵轴，以h为参变量的列线图，•这两种图的作用一致，区别是前一种必须知震中距值，后一种方法只需知道各震相到时值即可。
具体定h时，从记录图上得出所需的到时值或震中距值，查列线图即可。
2、远震震源深度(1)用深震震相查走时表此方法定深度与震相识别过程大体相一致，由于震中附近的反射波（深震震相）与初至波之差随h的改变变化显著，而随震中距的改变不大，•故当震相大致确定后，利用深震震相如pP，pPKP，sS，sPKP等，•在已定出的震中距离上，用它们与初至波的差值，查走时表，定出h值，若某台有多个深震震相，可分别求每个波的h，最后取平均h，作为本台测定的震源深度。
对于一次地震事件的震源深度，则求出各台测定的震源深度的平均值作为震源深度值。
(2)时差交点法这种方法是基于各震相与P•波到时差是震源深度和震中距的函数的这一特点，用同一到时差值，查走时表读出其对应的不同的h，Δ值，然后以Δ为横坐标，h为纵坐标绘制出不同的差值曲线，对同一台而言，同一个地震的震源深度及震中距是一定的，因此，各种震相与P的差值应交于一点，这一交点对应的坐标为h及该台的震中距。
如图2.8至图2.10。
图2.8用T ScS-T P与T S-T P确定Δ、h方法示意图图 2.9 T ScS-T P与T S-T P定Δ、h量板坐标轴T ScP–T P和T S–T P每小格为10s，按内插用直尺找相应坐标点后，在两条曲线间内插读出所求震源深度（km）h =（100×63•xR）+33，其中x =0.00～0.12，R =1图2.10 T ScP-T P与T S-T P定Δ、h量板坐标轴T ScP–T P和T S–T P每小格为10s，按内插用直尺找相应坐标点后，在两条曲线间内插读出所求震源深度（km）h =（100×63•xR）+33，其中x =0.00～0.12，R =1(3)计算机扫描法该方法是建立在走时表基础上的，J-B表是按深度进行划分的，在定位过程中不断改变深度值，搜索出残差最小的那一个深度，作为震源深度。