发震时刻的确定和震中距的测定==..

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科学常识地震知识与应对

中源地震：震源深度在60-300km之间的地震。
深源地震：震源深度大于300km的地震。目前已记录
到的最深地震的深源地震约 700 km。有时将中源和深源地震统称为深震。
3.按震中距分类
地方震：震中距小于100km的地震
近震：震中距小于1000km的地震
远震：震中距大于1000km的地震
火山地震：火山作用，如喷发、气体爆炸等引起的地震，
陷落地震：地层陷落，如喀斯特地形、矿坑下塌等引起的
水库地震：由于水库蓄水、放水引起库区发生地震。人工地震：由于核爆炸、开炮等人为活动引起的地震
2.按震源深度分类
浅源地震：震源深度小于 60km 的天然地震，又称正
常深度地震。大多数地震都为浅源地震。释放大量能量的浅源地震 (M>=7.0 或 M>=6.5) 的频度是中深源地震频度的3.5倍，是深源地震频度的12.5倍。
多数地震是因已有断层的重新错动少数是新断裂的产生造成的板块构造学认为：板块运动在板块边缘（通常是活的断裂带）某些构造部位上发生应力集中和应变积累，集中的应力超过岩石的强度时，岩层破裂，突然释放积累的应变能而发生地震。在板块俯冲带和碰撞带岩石圈板块可插入地幔几百千米深处。在深部剪应力和深层水的作用下也能发生脆性破裂，造成中、深源地震。地震断层说得到多数学者的支持。
海岭地震带：其走向是沿着大西洋、印度洋、太平洋东侧和北冰洋的
1935 年，美国地震学家里克特（即常说的里氏几级地震）提出了计算震级M的公式: M=lgA-lgA0 式中：A是某一待测震级地震在标准地震仪上的最大记录振幅； A0 是作为比较标准的另一个已知地震在同一震中距上的最大记录振幅。
里克特规定这个标准地震，在震中距为 100 公里处用伍- 安式地震仪记录到的最大振幅为 10-3 毫米。如果 A=A0, 则有 M=0, 所以这个标准地震称为零级地震。这个震级标度只适用于近震和地方震，后来，关于震级的定义有所改进，可应用于远震和深源地震，利用的波包括P波和

地震中的数学知识

可知 %这是一次浅源地震 &
我们可以通过几何知识来确定 %具体如下 ,
如图 1%在四面体 @ABD 中%过 E 点作
@A3AB3@B的垂线 EF3EG3EH&已知四面体
的六条边长%根据海伦定律可求出 I@AB3
I@DB3IADB和 I@AD 的面积&
着横波传来’震中区的人会感到前后左右晃动(在远离震中的地区’可以认为地震波是沿着地面传播的’纵波首先到达观测者’此时人首先会感到前后左右晃动3接着横波传来’人会感到上下颠簸(
图$
图0
对于有感知的深源地震 5震中和其它观
的走时差 ’求出观测站到震中的距离 ( 例 * $;;;年 ;月台湾南投发生了大地
震’如果已知地震中的纵波和横波在地表附近的传播速度为 ;1$-.<=和 #1/-.<=’在某地的观测站中记录了南投地震的纵波和横波
大’所以横波是地震时造成建筑物破坏的主
要原因(由于纵波在地球内部传播速度大于
横波’所以地震时’纵波总是先到达地表’而
横波总落后一步(这样’发生较大的地震时’
近震中的人们一般先感到上下颠簸’过数秒
* 震源)震源深度和震中
震源 +地球内发生地震的地方叫震源 ( 震源深度+震源垂直向上到地表的距离是震源深度(我们把地震发生在 ,&-. 以内的称为浅源地震’浅源地震的发震频率高’占地震总数的 /01%2’是地震灾害的主要制造者3 ,&4 #&&-. 为中源地震’中源地震占地震总数的 0#1%2’中源地震通常不造成灾害3 #&&-. 以上为深源地震’深源地震一般也不造成灾害(目前有记录的最深震源达 /0&-.( 震中+震源上方正对着的地面的地方称为震中(震中及其附近的地方称为震中区’也称极震区(震中到地面上任一点的距离叫震中距离 5简称震中距 6(震中距在 $&&-. 以内的称为地方震3在 $&&&-. 以内称为近震3大于 $&&&-. 称为远震(

穷举法地震定位

大地测量与地球动力学Z 5卷第Z 5卷第1期Z 005年Z 月大地测量与地球动力学J OURNAL OF GEODESY AND GEODYNA M I CSVol .Z 59No .1Feb .9Z 005文章编号I 1671-594Z (Z 005)01-0006-07H 穷举法"地震定位李胜乐1!Z "廉超1!Z "张卫华1!Z "1)中国地震局地震研究所9武汉430071Z )地壳运动与地球观测实验室9武汉<)430071摘要介绍了一种全新的地震参数确定方法 J 穷举法o 计算每个可能震中位置的目标函数9取目标函数最小值为震中9并以此可分层计算得到震源深度及发震时刻o 该方法不需要解方程9只要有3个以上台站记录就能找出真实解o 该方法既适合于近震定位9也适合于远震定位9定位时可采用一维~二维或三维地壳模型o关键词地震定位穷举法目标函数分层计算地壳模型中图分类号I P315.6文献标识码I AMETH0D 0F EXHAUSTI 0N I N EA TH 0UAKE L0CATI 0NL i Shen g l e 19Z )9L i an Chao 19Z )and zhan g W ei hua 19Z)1)I nsit ute o f Seis m ol o gy 9CEA 9W uhan 430071Z )Cr ust al \oue m ent Laborat or y 9W uhan <)430071Abstract A ne W m et hod of eart h C uake l ocali zati on M et hod of EXhausti on i s i ntr oduced i n t hi s p a p er .I n t hi s m et hod first t he ob ecti ve f uncti on of each p ossi bl e e p i cent er i s cal cul at ed t hen t he eXact e p i cent er can be defi ned under such a conditi on t hat t he ob ecti ve f uncti on i s m i ni mu m.Furt her more 9i n t hi s Wa y t he f ocal de p t h and t he ti m e of eart h C uake occurrence can be det er m i ned b y cal cul ati n g l a y er b y l a y er .thi sm et hod does not need t o sol ve e C uati on 9but t hree st ati ons dat u mi s used at l east .It i s suit ed t o all ki nds of eart h C uake l ocati on 9and can use diff erent cr ust al model s .Ke y r s ~eart h C uake l ocati on 9M et hod of EXhausti on 9ob ecti ve f uncti on 9l a y er cal cul ati n g 9cr ust al model s1引言地震定位是地震研究最经典~最基本的问题之一9地震学家一直在不断改进或提出新的定位方法o 现行的单事件线性定位方法大都源于191Z 年Gei-g er 提出的经典方法[1]9如~YPO 系列定位程序[Z 93]o 在此基础上发展有多种定位方法9如多事件定位方法<震源与台站校正的联合反演[495]9震源与速度结构的联合反演)[6!1Z ]~相对定位法<主事件定位方法)[13914]9空间域的定位方法<台偶时差法)[15!17]~非线性定位方法<牛顿法[18]~全局搜索法[19!Z Z ]~Ba y esi an 方法[Z 3!Z 5])~双差法[Z 6]以及用于全球远震定位的E ~B [Z 7]方法等o 从数学上讲9地震定位问题的实质在于求目标函数极小值o 各种定位方法产生于对目标函数的构造~处理9以及求极小值方法不同9但大多数方法编程复杂9都要计算偏导数~解方程组等o 若台网布局及观测资料不理想时9可能出现求解失败~迭代不收敛等问题o 且有的方收稿日期I Z 004-11-10基金项目I 中国科学技术部Z 00Z 年社会公益研究专项 <长江三峡水库诱发地震监测研究>第1期李胜乐等:G穷举法7地震定位法只适合近震定位e不适合远震定位e有的只能利用一种地壳模型求解0在地震定位中e另外值得一提的是G试错法7或G试探法70该法一般只用于求近震震源深度Z80在计算过程中一般是固定某一震源深度e按G ei g er法或最小二乘法等常规方法求震中及发震时刻e然后固定震中及发震时刻e分层计算假设震源距e将假设震源距与查走时表得到的观测震源距构成目标函数e取目标函数最小值对应的深度为震源深度0由于固定不同震源深度e用常规方法求得的震中位置及发震时刻将有所不同e震中位置不同e按G试错法7或G试探法7求得的深度也将有所不同0我们设想e在给定模型情况下e恰好找到一点e该点到各个观测台站计算的理论走时与观测走时完全或基本一致(即目标函数达到最小)e我们则认为该点为实际震中0该点可以用计算机G穷举7得到e若该点与实际震中有差别e则一定是模型误差所致0本文就介绍一种全新的~原理非常简单的地震参数确定方法:用正演计算求解反演结果e穷举每个可能的震中位置e计算每个震中位置的目标函数e取目标函数最小值为震中(也可根据实际情况选择)e并以此再分层计算得到震源深度及发震时刻02“穷举法”定位1)初始搜索中心及初始搜索区域选取以最近台站为初始搜索中心e台网最大监测区域为初始搜索区域(W>H e其中W为经度方向的窗长e H为纬度方向的窗长)0每次计算如图1~Z所示的8个节点0Z)节点搜索设地震台站记录数为n e观测资料P波或S波到时为Ti (i=1e e n)0观测资料按Ti由小到大排序e并假设同一种地震波先到的台站比后到的台站距震中更近e即Ti<T i+1e Si<S i+1计算每个节点到各个台站的距离Si(i=1e en)e若S i不满足条件S i-1<S i<S i+1(i=Z e e n-1)e则该节点不能使用e如图1~图Z中的空心圆节点e其它的节点如图1~图Z中的双环圆节点可以作为G备用节点70对G备用节点7计算目标函数(详见下节G目标函数的选取7)0在地震定位时e若采用经验走时表e一维~二维或横向差别不是很大的三维地壳模型时e当Ti<T i+1时必有S i<S i+10若三维地壳模型横向差别较大e且当Ti<T i+1时不一定有Si<S i+1e此时每个节点均为G备用节点70和Sn-1<S ne即最先到达的台站距离最短e最后到达的台站距离最大e满足该条件为G备用节点7e否则为无效节点图1网缘~网外地震(图中A为地震台站)F i g.1Eart h C uake i n t he m ar g i n and out of t he net(Ai ndicates t he seis mostati on)图Z网内地震(图中A为地震台站)F i g.Z Eart h C uakes i nsi de t he net(A i ndicates t he seis-mostati on)3)搜索区域选取计算每个G备用节点7的目标函数e选取最小目标函数的节点为下一次搜索节点中心0根据不同情况e区域的选取如下:当最小目标函数节点为4个角点(如图3)~中心节点(如图4)或边线中心节点(如图5)时e搜索区域为相应的阴影区域(W/Z>H/Z)04)终止搜索参数的选取从图3!5可以看出e搜索一次e目标区域为上一次的1/40设搜索次数为N e则搜索N次后的区域为(W>0.5N e H>0.5N)0设W~H的最大值为W e要求终止窗长为We计算每个节点耗时T1e则最大迭代次数N及总耗时T为:N=l o g(W/W0)/l o g(Z)T=9T1N(1)7大地测量与地球动力学Z5卷图3最小目标函数节点为4个角点F i g.34cor ner p oi nts are t henode p oi nts of m i ni mu mob ecti ve f unction 图4最小目标函数节点为中心点F i g.4Core p oi nts is t he nodep oi nt of m i ni mu m ob ec-ti ve f unction图5最小目标函数节点为边线中点F i g.5M i ddl e p oi nts of f ra m e aret he node p onts of m i ni-mu m ob ecti ve f uncti on每次搜索3s9只需搜索9次9耗时Z7s9W~H便减小到0.05O因此9在用G穷举法7粗定位时9可以设置终止搜索窗长为0.059当然也可设置终止最小目标函数值O当搜索N次后9若目标函数值已小于等于所需要的最小目标函数值9则对应参数可作为最终定位结果值O台站越多9搜索次数相同9但搜索时间有所增大9时间主要用于计算走时O实际粗定位时9可选用最可靠~较近的3个台站资料O一般情况下9G穷举法7快速定位搜索8!9次就能找到满足给定精度的最佳解O但若不要求Ti< T i+19S i<S i+19则在满足精度要求后9有可能G漏7掉真实解9即迭代不能无限趋近于真实解O某个节点到各个台站的距离组合与实际震中到各个台站的距离组合相当(计算出的目标函数会最小>9而其它节点与各个台站的距离组合差别较大(计算的目标函数会较大>9但距震中可能较近9此时就把距震中最近的节点G漏7掉了O之所以G漏7掉最佳节点9是因为未要求Ti< T i+19S i<S i+19若强求该条件9由于观测资料的问题9有不少地震不能定位9而在实际中9若某地区地壳横向速度差别较大9也有可能不满足该条件O当地震发生在网内时9一般不会G漏7掉真实解O G漏7解一般是远网地震9且在满足精度要求以后O 若地震发生在网外9目标函数大于期望值9此时可以简单地以初定震中为中心9再调用一次G穷举法7即可O为了减小再次G漏7解的可能9可以加大网格节点数O若中间网格线为m9则节点数\9迭代次数N9耗时T按下式计算:\=4+4m+mmN=l o g(W/W0>/l o g(m+1>(Z>若窗长W取Z8度9终止窗长W取0.05度9计算每个节点需要0.5s9则每种情况下的节点数~最大搜索次数及最大耗时如表1所示O从表1可以看出9当中间网格线为1时9耗时最少9一般能无限接近于真实解9不会出现不收敛的情况O表1!穷举法"搜索参数Tab.1S earchi n g f r p ara m eters b y m et h f Exhausti n 中间网格线数节点数最大搜索次数最大耗时(s> 19941.1Z16646.13Z5557.1436470.8549486.56643104.178131Z3.Z81003144.03目标函数的选取在选取目标函数前先定义G定位发震时刻OO7~G观测发震时刻O7~G定位震中距SS i7~G观测震中距Si7~G定位走时P PSSi7~G观测走时PSi7O设Pg为直达纵波到时9Sg为直达横波到时9Pn 为莫霍界面M绕射纵波到时9Sn为莫霍界面M绕射横波到时O OO为用和达法或常规方法解方程求得的发震时刻为G定位发震时刻79由Sg-P g或S n -P n等计算或查走时表得到的发震时刻O i为G观测发震时刻7;由震中位置和台站位置计算的震中距SS i为G定位震中距79由S g-P g或S n-P n等计算或查走时表得到的震中距Si为G观测震中距7;由G定位震中距7SSi计算的纵波或横波走时P PSSi 为G定位走时79由Sg-P g或S n-P n等计算或查走8第1期李胜乐等: 穷举法地震定位在定位时可选发震时刻残差平方和Z n1O OO i -O i O Z ~震中距残差平方Z n1O SS i -S i O Z 或走时残差平方和Z n1O P PSS i -PS i O Z 为目标函数一般选取后者O计算地震波理论走时可采用一维~二维或三维地壳模型可采用除P g ~P n 外的其它走时在计算目标函数时不同震相可给定不同的加权系数O 只要选择合适的走时表或地壳速度模型则穷举法可用于近震~远震及极远震定位O对于网内地震O 图Z O 由于有T i <T i +1 S i <S i +1使可选的震中位置控制在较小的区域内一般目标函数具有单调性;对于网外地震O 图1O 由于有T i <T i +1 S i <S i +1 使可选震中的方位控制在较小的区域内一般目标函数也具有单调性O 无论地震在网内还是网外~是近震还是远震一般情况下搜索8!9次目标函数就能达到期望值O 若目标函数大于期望值此时可以简单地以初定震中为中心或加大网格节点数再调用一次穷举法即可O局部扫描法Z 9也是用正演计算求解反演结果但只利用初至震相且要给定初始计算点由于未考虑台站到时的先后顺序在全局范围内搜索有可能出现不收敛的情况O4震源深度的确定按照有关规范:将震源视为一个点震源到地面的垂直距离为震源深度O本文中的震源深度以海平面为参考面O 在确定震源深度时不同震源深度对应的误差一般不具有图6的单极小性质~而是图7的多极小值性质不能用一般的快速搜索法O 如二分法O 求震源深度有的搜索方法可能比下面提到的方法更耗时且结果不一定可靠O比较可靠的方法是在地震定位时分不同深度按穷举法定位O 搜索的最小深度确定为台站的最小高程-H m i n 最大深度确定为模型最大深度-H m aX O 在-H m i n !Z k m 之间步长取0.1k m 在Z !10k m 之间步长取1k m 在10!H m aX 间步长取5k m O 一般情况下取目标函数最小的深度为定位震源深度也可在图8所示的深度-误差-震中分布图中选择O图6单极小值深度误差分布图F i g .6D istri buti on of de p t h err or of si n g l e m i ni mum图7多极小值深度误差分布图F i g .7D istri buti on of de p t h err or of multi-m i ni mu m图8深度-误差-震中分布图9大地测量与地球动力学Z5卷5发震时刻的确定发震时刻的正确与否9将直接影响震中定位O 一般可采用和达法\直接求解法30931及下面论述的G穷举法7O在地震定位时9发震时刻如有误差将严重影响震中位置的确定O按常规方法求得的发震时刻的精度较低9一般情况下均需要迭代修正O不同发震时刻对应的误差一般不具有类似图6的单极小值性质\而是图7的多极小值性质O因此9按一般的方法修正9初始值非常重要9有时可能不收敛O比较可靠的方法是在求得初始值后9在可能的区间内G穷举7O设初始发震时刻为O I9可能的区间为(O I-!O I9O I+!O I)\步长为"9从初始值O I开始向两侧修订G定位震中79计算目标函数9当达到给定精度或误差达到一定程序要求9则退出发震时刻G穷举7O地震定位伪语句过程如下I选择地壳模型求初始发震时刻用G穷举法7求初始震中位置Be g i n从初始值O I开始向两侧穷举Be g i n深度循环穷举法修订震中计算目标函数End深度循环End从初始值O I开始向两侧穷举目标函数最小值对应参数为定位结果9或给出G深度-误差-震中分布图7供用户选择O按照上述方法求出的定位结果9一定是当前观测资料及当前地壳模型下的最佳解O若定位结果不太理想9一定是观测有误或地壳模型有问题9不是求解方法所致O6台站布局问题［30］台站布局9即台站的几何分布OG死局7是一种特殊的布局O在这种布局下9无法惟一确定一组地震参数O台站布局问题9在初建台网时应予重视O实际定位中9完全成G死局7的情况很少9但接近G死局7的情况常见O因此9资料的选取\定位方法的选取就特别重要O张少泉等从均匀模型下的走时方程组出发9利用线性方程组的系数特点进行研究后认为I当台站分布在直线\圆\二次曲线及四次曲线上时9无确定解O本文论述的G穷举法7不需要解方程组9对台网布局无任何要求9只要有3个以上台站记录9任何情况下均能求解O用G穷举法7定位时9若台站分布在直线\圆\二次曲线及四次曲线上时9有更多的G无效节点7不参与计算9定位速度更快O7定位效果评价人们在研究地震定位方法时9一般使用已知地震或爆破等资料O使用已知地震资料时9由于地震的时间\震源深度及地壳模型均为未知9实际上很难确定哪种方法的效果更好O使用爆破资料时9也由于炮源在地表9地壳模型的选取就极为重要9此时很难分辨定位结果的好坏是由于选取地壳模型是否合理9还是定位方法是否科学O本文用不同的方法使用已知的理论地壳模型及已知的理论地震资料进行定位O选择I ASPE I1991地壳模型9给定发震时刻为08-00-00.09震源位置为(1060E9Z80N930k m)9并给出相应的台站坐标9然后计算理论到时O本文以穷举法(使用的地壳模型与理论计算模型相同)及人们常用的另外3个软件的多种定位方法定位9比较其效果O结果如表Z所示O在表Z中9方法1及穷举法的发震时刻用和达曲线求出9方法Z\3的发震时刻由解定位方程组求出O从表Z可以看出9穷举法走时残差为0.059震源位置(105.990E9Z8.010N930k m)9与理论震源(106.000E9Z8.000N930k m)几乎完全相同O 下面我们使用J-B走时表定位9比较其效果O 定位结果如表3所示O表2定位效果比较!给定理论地震计算模型"Tab.2 C m p aris n a m n g l cati n results!t he t he retical calcul ati n m el g iven"定位软件及方法发震时刻(h m i n s)震中经度(0)震中纬度(0)震源深度(k m)走时残差(s)耗时(s)某软件定位方法108I00I01.Z105.86Z8.15300.615某软件定位方法Z08I00I Z8.Z106.45Z8.56753.9Z5某软件定位方法308I00I01.7106.10Z8.Z Z351.5Z5穷举法108I00I01.7105.99Z8.01300.0530 01第1期李胜乐等:穷举法地震定位表3定位效果比较!J-B走时表"Tab.3 C m p aris i n a m n g l cati n result!it h J-B ti m e atch"定位软件及方法发震时刻(h m i n s D震中经度(0D震中纬度(0D震源深度(k m D走时残差(s D耗时(s D某软件定位方法108:00:01.Z106.16Z8.5917Z.Z Z5某软件定位方法Z07:59:47.0105.40Z7.583313.Z15某软件定位方法308:00:01.7106.10Z8.Z Z161.365穷举法108:00:01.Z106.46Z8.11Z11.1530穷举法Z08:00:01.7106.09Z8.04310.0950理论值08:00:00.0106.00Z8.00300.00在表3中穷举法1的发震时刻由和达曲线求出走时残差为1.15震源位置(106.460E Z8.110 N Z1k m D与理论震源(106.000E Z8.000N30k m D 相差加大穷举法Z发震时刻由穷举法求出走时残差为0.09震源位置(106.090E Z8.040N31 k m D与理论震源(106.000E Z8.000N30k m D相比震中位置相差不远深度大1k m效果较好8结论常规地震定位方法大都需要计算偏导数解方程组等当台网布局及观测资料不理想时可能出现求解失败迭代不收敛等问题本文提出一种全新的原理非常简单的地震参数确定方法:穷举每个可能的震中位置计算每个震中位置的目标函数取目标函数最小值为震中该方法有如下特点:1D该方法用正演计算求解反演结果不需要解方程不存在死局问题只要有3个以上台站记录就能找出真实解并求出震源深度及发震时刻Z D该方法在目标函数构建上可以有多种方式既可采用走时残差平方和最小也可选择震中距残差平方和最小及发震时刻残差平方和最小3D该方法可利用多种震相定位不同震相可给定不同权系数4D该方法地壳模型的选取可以是一维二维或三维地壳模型只要选择合适的地壳模型定位方法对近震和远震均有效5D影响地震定位精度的主要因素有:台网布局震相数据定位方法地壳结构等使用穷举法后台网布局定位方法可不再考虑只要有正确的震相数据及合适的地壳模型穷举法就一定能找出真实解6D该方法的缺点是计算时间稍长时间主要用于每次迭代的走时计算eferenceseart h C uake e p icenters f r o m arri val ti m e onl y J J.Bull.S t.Louis.Uni v191Z8:60-71.Z Lee W~K and Lahr J C.~YPO71:A co m p uter p r o-g ra m f or deter m i ni n g h yp ocenter m a g nit ude and firstmoti on p atter n of l ocal eart h C uakes J J.U.S.G eol.Sur v.O p en-F ile Re p t197575-311.3赵仲和.多重模型地震定位程序及其在北京台网的应用J J.地震学报19835(Z D:Z4Z!Z54.3zhao zhon g he.An eart h C uake l ocati on p r o g ra m W it h multi p l e vel ocit y model and its a pp licati on t o t he Bei i n g seis m ic net Wor k J J.A cta S eis mol o g ica S i nica19835 (Z D:Z4Z-Z54.(i n Chi nese D4Dou g las A.Joi nt e p icenter deter m i nati on J J.Nat ure 1976Z15:45-48.5王椿镛王溪莉颜其中.昆明地震台网多事件定位问题的初步研究J J.地震学报199315(Z D:136!145.5W an g Chun y on g W an g X ili and Yan O izhon g.Preli m i na-r y st ud y of multi p le event l ocati on at t he Kun m i n g tel e-m etered S eis m ic Net Wor k J J.A cta S eis mol o g ica S i nica199315(Z D:136-145.(i n Chi nese D6C r osson R S.C r ustal str uct ure modeli n g of eart h C uake data1S i multa m eous least s C uares esti m ati on of h yp o-center and vel ocit y p ara m eters J J.J.G eo p h y s.Res 197681(17D:3036-3046.7赵仲和.北京地区地震参数与速度结构的联合测定J J.地球物理学报1983Z6(Z D:131!139.7zhao zhon g he.the oi nt deter m i nati on of h yp ocenter p a-ra m eters and vel ocit y str uct ure i n t he Bei i n g area of Chi-na J J.A cta G eo p h y sica S i nic1983Z6(Z D:131-139.(i n Chi nese D8刘福田.震源位置和速度结构的联合反演(I D理论和方法J J.地球物理学报1984Z7(Z D:167!175.8L i u Futi an.S i multaneous i nversi on of eart h C uake h yp o-centers and vel ocit y str uct ure("D t heor y and m et hod J J.A cta G eo p h y sica S i nica1984Z7(Z D:167-175.(i n Chi nese D9李强刘福田.一种横向不均匀介质中地震基本参数的测定方法J J.中国地震19917(3D:54!63.11大地测量与地球动力学Z5卷i n t he lateral heter o g eneous m edi u m J.Eart h C uake Re-search i n Chi na19917354-63.i n Chi nese10郭贵安冯锐.新丰江水库三维速度结构和震源参数的联合反演J.地球物理学报199Z353331!34Z. 10Guo Gui anand Fen g Rui.the oi nt i nversi on of3-D ve-l ocit y str uct ure and source p ara m eters i n X i n g f en g i an g reser voir J.A cta G eo p h y sica S i nica199Z353331 -34Z.i n Chi nese11赵燕来孙若昧梅世蓉.渤海地区地震参数的修定J.中国地震19939Z1Z9!137.11zhao Yanlai Sun Ruo m ei and M ei Shir on g.Rel ocati on of t he eart h C uake p ara m eters i n Bohai sea and its ad a-cent areas J.Eart h C uake Research i n Chi na.19939Z1Z9-137.i n Chi nese1Z朱元清范长青浦小峰.南黄海地震序列时空参数的精细测定和分析J.中国地震199511154!61.1Z zhu Yuan C i n g Fan Can gC i n g and Pu X i aof en g.A ccurate deter m i nati on and anal y sis on t he te m p oral and s p ati al p ara m eters of t he sout h y ell o W sea eart h C uake se C uenceJ.Eart h C uake Research i n Chi na.199511154-61.i n Chi nese13S p ence W.Rel ati ve e p icenter deter m i nati on usi n g P-Wave arri val-ti m e diff erences J.Bull.S eis m.Soc.Am1980701171-183.14周仕勇许忠淮韩京等.主地震定位方法分析以及1997年新疆伽师震群高精度定位J.地震学报1999Z13Z58!Z65.14zhou Shi y on g Xu zhon g huai~an Ji n g et al.Anal y sis on t he m aster event m et hod and p recise l ocati on of t he 1997Ji ashi str on g eart h C uake s War m of W ester n Chi naJ.A cta S eis mol o g ica S i nica1999Z13Z58-Z65.i n Chi nese15Lo mnitze C.A f ast e p icenter l ocati on p r o g ra m J.Bull.S eis m.Soc.Am197767Z4Z5-431.16Carza t Lo mnitz C C Ruiz de vel asco.An i nteracti vee p icenter l ocati on p r oceduref or t he RES MAC seis m icarra y#J.Bull.S eis m.Soc.Am19796941Z15-1Z36.17赵珠曾融生.一种修定震源参数的方法J.地球物理学报1987304379!388.17zhao zhu and zen g Ron g shen g.A m et hod f or i m p r ovi n g t he deter m i nati on of eart h C uake h yp ocenters J.A ctaG eo p h y sica S i nica.1987304379-388.i n Chi nese 18thur ber C~.Nonli near eart h C uake l ocati on t heor y and eXa m p les J.Bull.S eis m.Soc.Am1985753779-790.19Nelson G D John E V i dal e.Eart h C uake l ocati ons b y3 -D fi nite-diff erence travel ti m es J.Bull.S eis m.Soc.Am199080Z395-410.纯形优化的非线性方法J.地震学报199416Z Z1Z !Z19.Z0zhao zhu D i n g zhif en g and Y i Gui Xi et al.Locati on of t i bet an eart h C uakes a Nonli near a pp r oach usi n g a si m p le o p ti m ized techni C ue.A cta S eis mol o g ica S i nica199416Z Z1Z-Z19.i n Chi neseZ1唐国兴.用计算机确定地震参数的一个通用方法J.地震学报19791Z186!196.Z1tan g GuoXi n g.A g eneral m et hod f or deter m i nati on of eart h C uake p ara m eters b y co m p uter J.A cta S eis-mol o g ica S i nica19791Z186-196.i n Chi neseZ Z汪素云许忠淮俞言祥等.北京西北地区现代微震重新定位J.地震学报1994161Z4!31.Z Z W an g Su y un Xu zhon g huai Yu YanXi an g et al.Rel oca-ti on of m icr oeart h C uakes of Bei i n g and its nort h West nei g hbouri n g area J.A cta S eis mol o g ica S i nica1994161Z4-31.i n Chi neseZ3tarant ola A and V al ette B.Inverse p r obl e m C uest f ori nf or m ati on J.J.G eo p h y s198Z50159-170.Z4M atsu ura M.Ba y esi an esti m ati on of h yp ocenter W it h ori g i n ti m e eli m i nated J.J.Ph y s.Eart h19843Z6469-483.Z5Jackson D D and M atsu ura M.A Ba y esi an a pp r oach t o nonli near i nversi on J.J.G eo p h y s.Res198590B1581-591.Z6W al dhauser F and E lls Wort h W L.A doubl e-diff erence eart h C uake l ocati on al g orit h m m et hod and a pp licati on t o t he Nort her n~a y War d Fault Calif or ni a J.Bull.S eis m.Soc.Am Z0009061353-1368.Z7En g dahl E R Rob van der~ilst and Ra y mond Bul and.G l obal teleseis m ic eart h C uake rel ocati on W it h i m p r ovedtravel ti m es and p r ocedures f or de p t h deter m i nati on J.Bull.S eis m.Soc.Am19988837Z Z-743.Z8朱介寿等.地震学中的计算方法M.北京地震出版社1988.Z8zhu Ji eshou et al.Cacul ati on m et hods i n seis mol o gy M.Bei i n g S eis mol o g ical Press1988.i n chi neseZ9孙士鈜.计算机测定地震时空参数的方法J.地震1984Z30!38.Z9Sun Shi hon g.the m et hod of deter m i ni n g te m p oral and s p ati al p ara m eters of eart h C uakes W it h co m p uter J.Eart h C uake1984Z30-38.i n Chi nese30国家地震局地球物理研究所.近震分析M.北京地震出版社1978.30Instit ute of g eo gp h y sics SSB.Local eart h C uake an y sis M.Bei i n g S eis mol o g ical Press1978.i n Chi unese31K.E.布伦.地震学引论M.北京科学出版社.31Bul un K E.Intr oducti on t o seis mol o gy t ransl.b y zu Chuanzen g et al.M.Bei i n g S ci ence Press1965.i nZ1。

地震概论-5-地震参数及地震序列概要

ssz
地震概论
P波
地震波传播示意图 S波
根据观测到的地震波资料可以获得：各种震相的到时…
P波到时
S波到时
地震记录波形图
/p/gg_zd
ssz
发震时刻的测定
地震概论
由tp/s到时得P和S到时差
P/S走时
S波走时 P/S波到时差
即： tp/s走时
P波走时
由P/S波到时减去走时即得到发震时刻。
台站名 BKS JAS P波 S波
时
15 15
分
46 46
P波到时
秒
04.5 07.6
S波到时
时
15 15
分
46 46
秒
25.5 28.0
MIN
/p/gg_zd
15
45
54.2
15
46
07.1
ssz
15:46:04.5
15:46:25.5
地震概论
台站 S-P/s
震中距离/km
因为它是矢量，有方向性，须附脚标加以说明，有：垂直向 (Z )，分为向上(c或u，向下（d）水平向(H)，分为向东(E )，向西(W)，向南( S )，向北（N）；并以（c）、(E)、(N)为正(+) 向，以（d）、(W)、( S)为负（一)向。
/p/gg_zd
ssz
上午10点到达终点处，乙与下午1点到达终点处。请问：
1）甲乙的出发点距离终点的距离是多少？ 30km 2）甲乙的出发时间是什么时刻？上午7:00 3）甲/乙到各地的时间曲线？
/p/gg_zd
ssz
地震概论
一般以发震时刻、震中地理位置（即经度和纬度、震源深度，以及地震大小（即震级）这五项作为地震基本参数。

发震时刻的确定和震中距的测定-xjl

查尔斯· 里克特（1900～1985年）
因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的地震波振幅是很方便的。震级精确的定义是：里氏震级ML是地震波最大振幅以10为底的对数。这里地震仪是一种被称为伍德-安德森（ Wood-Anderson）的特殊地震仪，其记录到的振幅测量精度达到1‰毫米，自然周期是0.8s，阻尼系数是0.8，最大放大倍数为2800。最大振幅可以从有最大振幅的任何波形上取得。由于振幅随着传播距离增大而减少，里克特选择距震中100千米的距离为标准。按这个定义，对一个100千米处的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1‰毫米的104倍），则震级为4。
加以说明，有：垂直向 (Z )，分为向上(c或u)，
向下（d）水平向(H)，分为向东(E )，向西(W)，向南( S )，向北（N）；并以（c）、(E)、(N)为正(+) 向，以（d）、(W)、( S)为负（一)向。 T:震相周期，以秒计算。
4.1.1 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。最早在地震振动或破坏最强烈的地方圈一个区，称为极震区或震中区(Epicentral region)；有时包括的范围很大。近代地震学认为，地震是由于活动断层的突然错动引起，那么宏观上所谓的震中区，就可能是沿地震断层线透到地面的地方，因为这里的振动和破坏都是最重的。但这里并不是真正的震中。
岩石破裂后未必将所积蓄的应变能全部释放出来，而所释放的能量有多少转化成地震波的能量传播出去，也没有固定的比例，与应变能释放的快慢有关系。地震波能量与释放的全部能量之比在0到 1/2之间，由能量释放的速度而定。

工程结构抗震习题及答案

一、填空题1.构造地震为由于地壳构造运动造成地下岩层断裂或错动引起的地面振动 2、建筑的场地类别，可根据土层等效剪切波速和场地覆盖层厚度划分为四类。

3、《抗震规范》将50年内超越概率为10％的烈度值称为基本地震烈度,超越概率为 63.2％的烈度值称为多遇地震烈度.4、丙类建筑房屋应根据抗震设防烈度，结构类型和房屋高度采用不同的抗震等级。

5、柱的轴压比n定义为n=N/f c A c (柱组合后的轴压力设计值与柱的全截面面积和混凝土抗压强度设计值乘积之比）6、震源在地表的投影位置称为震中，震源到地面的垂直距离称为震源深度。

7、表征地震动特性的要素有三，分别为最大加速度、频谱特征和强震持时 .8、某二层钢筋混凝土框架结构,集中于楼盖和屋盖处的重力荷载代表值相等G1=G2=1200kN，第一振型φ12/φ11=1.618/1;第二振型φ22/φ21=-0。

618/1。

则第一振型的振型参与系数= 0、724.9、多层砌体房屋楼层地震剪力在同一层各墙体间的分配主要取决于楼盖的水平刚度（楼盖类型) 和各墙体的侧移刚度及负荷面积.10、建筑平面形状复杂将加重建筑物震害的原因为扭转效应、应力集中。

11、在多层砌体房屋计算简图中，当基础埋置较深且无地下室时，结构底层层高一般取至室外地面以下500mm处。

12、某一场地土的覆盖层厚度为80米，场地土的等效剪切波速为200m/s,则该场地的场地土类别为Ⅲ类场地（中软土）。

13、动力平衡方程与静力平衡方程的主要区别是，动力平衡方程多惯性力和阻尼力。

14、位于9度地震区的高层建筑的地震作用效应和其他荷载效应的基本组合为。

15、楼层屈服强度系数为为第i层根据第一阶段设计所得到的截面实际配筋和材料强度标准值计算的受剪实际承载力与第i层按罕遇地震动参数计算的弹性地震剪力的比值 .16、某一高层建筑总高为50米，丙类建筑,设防烈度为8度,结构类型为框架—抗震墙结构，则其框架的抗震等级为二级，抗震墙的抗震等级为一级。

地球物理学基础复习资料

地球物理学基础复习资料绪论一．地球物理学的概念，研究特点和研究内容它是以地球为研究对象的一门应用物理学，是天文学，物理学与地质学之间的边缘学科。

地球物理学应用物理学的原理和方法研究地球形状，内部构造，物质组成及其运动规律，探讨地球起源，形成以及演化过程，为维护生态环境，预测和减轻地球自然灾害，勘探与开发能源和资源做出贡献。

包扩地震学，地磁学，地电学，重力学，地热学，大地测量学，大地构造物理学，地球动力学等。

研究特点：1.交叉学科地球物理学由地质学和物理学发展而来，随着学科本身的发展，它不断产生新的分支学科，同时促进了各分支学科的相互交叉，加强了它与地球科学各学科之间的联系。

2.间接性都是通过观测和研究物理场的信息内容实现地质勘查目标，研究的不是地质体本身，而是其物理性质。

3 多解性正演是唯一的，而反演存在多解。

不同的地质体具有不同的物理性质，但产生的物理场可能相同。

不同的地质体具有相近的物理性质，由于观测误差，物理场的观测不完整以及物理场特点研究不够，产生多解。

不同的地质体具有相同的物理性质，即使知道了地质体的物性分布，也无法确定其地质属性。

地球物理学的总趋势：多学科综合和科学的国际合作。

二．地球物理学各分支所依据的物理学原理和研究的物性参数。

地震学：波在弹性介质中的传播%地震体波走时，面波频散，自由振荡的本征谱特征重力学：牛顿万有引力定律%密度%密度差异地磁学：磁荷理论%岩矿石磁性%①岩石剩余磁性②地磁学轴向偶极子假定。

古地磁学：铁磁学%岩石的剩余磁性。

地电学：①电磁场理论②电荷理论%电阻率ρ介电常数ε介质磁导率μ地热学：热学规律，热传导方程%地球热场，热源。

第一章太阳系和地球一．地球的转动方式。

1.自转地球绕地轴的一种旋转运动，方向自西向东，转速并非完全均匀，有微小变化。

2.公转地球绕太阳以接近正圆的椭圆轨道旋转的运动。

3.平动地球随整个太阳系在宇宙太空中不停地向前运动。

4.进动地球由于旋转，赤道附近向外凸出，日月对此凸出部分的吸引力使地轴绕黄轴转动，方向自东向西。

P与S波短周期面波参数计算

P与S波短周期面波参数计算摘要:阐述了利用P与S波,用程序计算发震时刻与震中距离的方法,达到准确计算、减少误差、提高工作效率的目的。

关键词:P波S波发震时刻震中距离地震造成的破坏力跟地震震级与地震发生的深度有关。

有的地震虽然震级很大,但深度比较深,则地震能量到达地表时几乎都衰减,并没有多大破坏力。

地震学上浅层地震深度视为0.0公里。

如果震级并不大,但发生在地球浅层,则破坏力是比较大的。

因此在远震分析中比较重视地球浅层发生的地震。

本程序是基于远震中浅层地震的计算原理设计的。

在远震中,震中距为105°范围内纵波P震相是地震图上的初至震相,其后是S震相。

因此用这两个波作为计算震中距离和发震时刻的依据,但需要计算时间差、查阅走时表等,计算过程比较复杂而且容易出错。

根据这些问题,用《Visual Basic》编写了《P与S波短周期面波参数计算》程序,使计算过程变得简单,为远震分析提供了方便而快捷的计算工具。

1 计算原理在分析地震时,首先要判断地震记录图上记录到的地震是否远震。

远震则记录图上的持续时间比较长,一般可达数十分钟。

而且随着震中距离的逐渐增大,不仅震动的持续时间长,而且观测到的震相也增多,地震波的周期也逐渐增大。

在震中距离小于90°的情况下,地震记录图上主要震相是纵波(P)和横波(S)。

通常纵波的周期不大于5秒,横波的周期稍长且振幅也较大。

相反,愈是近的地震,在记录图上震动持续的时间愈短,甚至有时弱小的近震常常持续还不到一分钟。

如上述,使用程序之前首先要正确分析P与S波震相,才能准确计算出有关参数。

远震中,因为纵波(P)的速度大,横波(S)的速度小,虽然它们在震源处是同时出发的,但随着时间的推移(亦既距离的增加),二者在更远的距离上到达时间差也就越大。

反之,根据它们到达的时间差的大小也可以确定震中距离的远近。

根据这原理,把记录图上分析的P与S波震相到时输入到程序,则首先计算P与S波到达台站的时间差,然后根据《国内短周期面波走时表》确定震中距离。

发震时刻的确定和震中距的测定

发震时刻的确定和震中距的测定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（震源位置、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、发震时刻的确定的方法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TS与TP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TS-TP查走时表得tP；对于近震，用首波走时差Tsn-Tpn查走时表得tpn；对于远震用地幔折射波的到时差TS-TP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tPKP1。

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tP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：TP=(TS-TP)／(k-1)+T0 （2.2.1）式中，TP、TS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=vP／vS)。

和达直线的含义是波的到时差TS-TP与初至波到时TP呈线性关系。

由它们构成的直线的斜率为k，直线在TP轴上的截距为发震时刻T0。

地震知识知多少

地震知识知多少作者：四毛来源：《高中生·高考指导》2008年第09期本期主题：用科学的眼光看地震编者按：2008年5月12日14时28分，四川省发生里氏8.O级强烈地震，震中位于汶川县，地震造成了严重的人员伤亡和财产损失。

但是在党和政府的坚强领导下，中国人民团结一致、众志成城，每个人都为抗震救灾贡献出了自己的一份力量。

现在地震已过去几个月了，让我们从悲痛中走出来。

用科学的眼光来认识、分析和预防这种灾害吧。

1.地震的成因地震成因是地震学科中的一个重大课题。

目前这方面的学说有大陆漂移学说、海底扩张学说等。

现在比较流行的是大家普遍认同的板块构造学说。

1965年加拿大著名地球物理学家威尔逊首先提出“板块”概念，1968年法国人把全球岩石圈划分成六大板块，即欧亚板块、太平洋板块、美洲板块、印度洋板块、非洲板块和南极洲板块。

板块与板块的交界处，是地壳活动比较活跃的地带，也是火山、地震较为集中的地带。

2.地震的种类地震一般可分为人工地震和天然地震两大类。

由人类活动(如开山、开矿、爆破等)引起的叫人工地震，除此之外便统称为天然地震。

天然地震按成因主要分为构造地震、火山地震、陷落地震和诱发地震。

3.地震的纵波和横波震源处的岩层活动产生强烈震动时，会产生一种以很快速度向四面八方传播的波，其中一部分传到地球表面，这就是地震波。

地震波分为纵波和横波。

振动方向与波前进的方向相垂直的是横波，与传播方向相一致的为纵波。

纵波每秒钟传播速度5000～6000米，能引起地面上下震动；横波传播速度较慢，每秒3000～4000米，能引起地面水平晃动。

4.震源、震中和极震区地下发生地震的地方，叫震源。

震源正对着的地面，叫震中。

震中附近振动最大，一般是破坏性最严重的地区，叫极震区。

5.震中距和发震时刻从震中到地面上受地震破坏影响的任何一点的距离叫震中距。

发生地震的时间称为发震时刻。

6.震级的定义震级是表示地震强度大小的度量，它与地震所释放的能量有关。

中国地震电磁现象的观测与研究_王继军

第25卷第2期2005年5月大地测量与地球动力学JOU RNA L OF GEODESY AND GEODYN AM ICSVo l.25,N o.2　M ay,2005 文章编号:1671-5942(2005)02-0011-11中国地震电磁现象的观测与研究＊王继军1)　赵国泽1)　詹艳1)　卓贤军1)　汤吉1)　关华平2)　万战生1)1)中国地震局地质研究所,北京　1000292)中国地震局地震预测研究所,北京　100036摘　要　对近年来中国地震电磁现象(包括地面电磁场、大气电场、地磁脉冲和电离层扰动等)的观测研究进行了重点介绍。

关键词　地震电磁现象　地面电磁观测　电磁辐射　电磁异常　地震电离层扰动中图分类号:P315.72+1 文献标识码:AOBSERVATIONS AND STUDIES ON EM PHENOMENA C AUSEDBY EARTHQUAKE IN CHINAWang Jijun1),Zhao Guoze1),Zhan Yan1),Zhuo Xianjun1),Tang Ji1),G uan H uaping2)and Wan Zhansheng1)1)Institute o f Geology,CEA,Beijing　1000292)Institute o f E arthquake Pred iction,CE A,Beij ing　100036Abstract　Investigation o n the electro magnetic anom aly caused by earthquake in China is introduced. This introduction co vers electro magnetic field observ ation o n the earth surface,atmospheric electric field, geomag netic pulsatio ns and io no sphere electrom ag netic disturbance on the earth surface o f China in recent y ear.Key words:electromag netic phenomenon caused by earthquake,electromagnetic field observ ation o n the ear th surface,electromagnetic radiation,electrom agne tic anom aly,seismic ionosphere anom aly1　前言我国在1976年唐山地震后开始进行地震活动的电磁现象观测研究工作。

地震基本知识

地震基本知识震源地球内部发生地震的地方称为震源，或震源区。

理论上常常将震源看作一个点，实际上是一个区域。

震源区的大小通常由地震的类型和地震大小及地震的方式决定。

震源深度将震源看作一个点，此点到地面的垂直距离称为震源深度，以公里计算。

通常将震源深度小于60公里的地震称为浅源地震，世界大多数地震为浅源地震。

震源深度在60公里至300公里之间的地震称为中源地震，震源深度大于300公里的地震称为深源地震。

已记录到的最深地震的震源深度约为720公里。

震中震源在地面的投影点称为震中，或震中区。

地面上受破坏最严重的地区叫极震区。

震中距从观测点到震中之间的距离称为震中距。

震中距小于100公里的地震叫地方震，震中距大于100公里、小于1000公里的地震叫近震，震中距大于1000公里的地震叫远震。

震中距一般以公里计算，但也常以地面距离对地球球心所张的圆心角表示，单位为度。

震中距大于105-110度时称为极远震。

发震时刻发生地震的时间称为发震时刻，国际上使用格林威治时间，中国实用北京时间。

北京时间比国际时间早8小时。

震级震级是描述地震大小的量，一般根据记录的地震波的最大振幅、周期，并考虑到地震波随距离和深度衰减的情况进行计算。

震级有很多种，常用的包括近震震级ML、面波震级Ms、体波震级mb和mB、矩震级Mw。

近震震级ML是在短周期地震仪记录中量取两个水平分向的周期和振幅计算得到。

面波震级Ms是根据中周期或长周期地震仪记录的面波周期和振幅计算得到。

体波震级mb是使用短周期地震仪记录中1秒左右的体波振幅来测定，体波震级mB是使用长周期地震仪记录中5秒左右的体波振幅来测定。

矩震级Mw是根据地震波形反演地震波谱计算得到。

烈度地震烈度是按地震对地面的影响和破坏程度来划分的。

划分依据包括地址现象、对建筑物的破环和人的感觉。

目前我国将烈度分为12度。

烈度不仅与地震的震级有关，而且还和震源深度、震中距以及地表地质条件有关。

震源机制震源机制是指地震震源处地球介质的运动方式，一般指构造地震的机制，内容包括地震断层面的方位和岩体的错动方向，震源处岩体破裂和运动特征，以及这些特征与震源所辐射的地震波之间的关系等。

震源与观测点距离计算公式

震源与观测点距离计算公式地震是地球内部能量释放的结果，它的发生会造成地表的振动，给人们的生活和财产带来巨大的影响。

为了准确地了解地震的发生和传播情况，科学家们需要对地震进行观测和分析。

而地震的观测点与震源之间的距离是地震研究中一个非常重要的参数，它直接影响到地震的研究和预测。

震源与观测点距离的计算是地震学研究中的一个基本问题。

在地震学中，震源与观测点之间的距离通常用震中距来表示，它是指地震波从震源传播到观测点所经过的路径长度。

震中距的计算是地震学研究中的一个基本问题，它对于地震波的传播速度、地震烈度的估计等都有着重要的影响。

在地震学中，震中距的计算通常是通过测定地震波的到时差来实现的。

地震波在地球内部的传播速度是已知的，因此可以通过测定地震波的到时差来计算出震源与观测点之间的距离。

一般情况下，地震波在地球内部的传播速度是不均匀的，因此需要考虑地球内部的结构对地震波传播速度的影响，这样才能更准确地计算出震源与观测点之间的距离。

地震波的到时差是地震学中的一个重要参数，它通常是通过地震波的震相到时差来测定的。

地震波在地球内部传播时会产生不同的震相，这些震相到达观测点的时间是不同的，通过测定这些震相的到时差就可以计算出震源与观测点之间的距离。

地震波的到时差测定需要依靠地震仪等观测设备，通过对地震波的到时差进行测定，就可以计算出震源与观测点之间的距离。

地震波的到时差测定是地震学研究中的一个重要工作，它对于地震的研究和预测都有着重要的意义。

通过测定地震波的到时差，可以更准确地了解地震波在地球内部的传播情况，从而更准确地计算出震源与观测点之间的距离。

这对于地震的研究和预测都有着重要的意义，因此地震波的到时差测定是地震学研究中的一个重要工作。

在地震学研究中，地震波的到时差测定是一个非常复杂的工作，它需要依靠地震仪等高精度的观测设备，同时还需要考虑地球内部结构对地震波传播速度的影响。

因此，地震波的到时差测定是地震学研究中的一个非常重要的工作，它对于地震的研究和预测都有着重要的意义。

地震作用基本原理及计算方法

地震作用基本原理及计算方法摘要：本文主要介绍了我国地震的特点，地震作用的基本原理和计算方法，以及抗震设计中注意事项，得出结论：地震发生虽然具有随机性和不确定性，但是地震作用却有一定的规律性。

只要科学把握地震作用发生的本质和规律，从地震灾害中总结经验和教训，就会使抗震设计理念更先进，抗震设计计算更准确。

关键词：地震地震作用基本原理设计理念1.前言我国地处世界上最活跃的地震带上，我国东部地区处在环太平洋地震带上，我国西部及西南处在欧亚地震带上，因而我国地震活动频繁，是世界大陆地震最多的国家之一。

地震发生时将释放很大的能量，但具体地震作用具有哪些特点呢？地震具有偶然性和不确定性的特点，地震发生的时间、地点、强度是随机的、不确定的，我国地震的基本特点是：震源浅、烈度高、分布广、伤亡大。

2.地震作用基本原理地震作用是短时间内的一种动力作用，地震发生时，结构的加速度和惯性力的方向和大小不断变化，作用力的大小与地震动和结构本身的动力特性有关，场地、震级和震中距都会影响地面运动。

地震是由不同周期的振动频率组成的，当建筑结构的自振频率与地震的主振频率接近时，就会产生共振而造成严重破坏甚至倒塌。

地震作用下，结构的运动微分方程，单自由度体系表达式为：m（x″+x″）+cx′+kx=0。

式中m――结构质量；c――结构阻尼系数；k――结构刚度系数；x，x′，x″――分别为结构对地面的相对位移、速度及加速度；x″――地面加速度时程。

3.地震作用的计算方法地震作用发生的概率较低，一次地震的时间不长，但地震强烈，不确定因素影响较多，在地震发生时要求结构完全处于弹性状态是十分不经济的，因此人们要求结构能保护人类的生命和财产，提出了小震不坏、中震可修，大震不倒的三水准设计对策，在地震作用下变形能力不足是结构破损和倒塌的主要原因，因此抗震设计方法由基于承载力的设计方法发展为基于延性的设计方法，并正在研究和发展基于性能的设计方法。

结构地震作用计算方法大致经历了三个阶段。

发震时刻的确定和震中距的测定==

核
内核
5155 10.33
0 12.25
427 0 4500
10.89 6371 11.17
3.46 3.50 12.51
固态地核
5个地震基本参数为：
发震时刻: H 震中位置:经度λ，纬度

震源深度: h
地震大小: M (震级)
地震定位举例
1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了 4.7级地震。这次地震的P波和S波到达BKS、JAS和MIN 台站时间列在下表中（格林尼治时间）： P波、S波到达台站时间 P 波 S 波秒 04.5 07.6 54.2 时 15 15 15 分 46 46 46 秒 24.5 28.0 07.1
水
1.5千米/秒 0
地球的结构及波的传播
地震波在研究地壳结构上的应用
• • • • • 一、地球两个界面的发现二、地核的发现三、地球内核的发四、核爆破探测五、地球CT
P S
地波球和内速岩度石随平深均度密的度变和化穿曲过线它们运行的
由P波发现了地核、内核
地震概论总复习
世界上唯一成功准确预报的主震型地震 — 海城地震
• 1975年2月4日，海城发生7.3级地震。极震区面积为760平方公里。这次地震发生在人口稠密、工业发达的地区，是该区有史以来最大的地震。 • 由于震前作出了中期预测和短临预报，省政府和震区各市、县采取了一系列应急防震措施；因而大大减少了人员伤亡.
下图为Love 波（L波）传播时，质点水平运动，而且运动方向与波传播方向的垂直，地面上质点运动最大，越往地下深处运动的幅度越小。
五、地震波的波序
• P波速度: Vp (k 4 / 3 ) /

地震概论习题及答案

第2章习题答案一、简答题1、什么是地震烈度，与地震震级有何关系？2、划分烈度的依据是什么？3、什么是基本地震烈度、研究基本烈度有什么意义？4、简述我国基本地震烈度状态，并分析我国地震危险性，说明抗震烈度的意义。

5、什么是抗震烈度？6、利用地震烈度知识，解释分析唐山地震和汶川地震的震灾情况。

二、填空题1、1883年，第一个烈度表是由_罗西、__弗瑞尔_____制定，分___七____级。

2震级和烈度的含义不同。

震级是衡量地震__能量大小_的级别。

地震释放的能量越大，震级就__越大_ ___。

一次地震只有一个震级。

烈度是指某地区受地震影响的__强弱或破坏程度__。

破坏越严重，烈度就越大。

3、防震减灾三大体系是_监测预报、震害防御_和应急救援。

4、抗震设防目标总概括是为：“小震不坏，中震可修大震不倒”。

5、上网查寻《我国主要城市设防烈度》，查找你的家乡是_____ ___、当地的设防烈度为，基本烈度为____ __。

6、划分不同烈度地区的线称为等烈度线，简称等震线。

正常情况下，地震烈度随震中距离的增加而递减。

通常等震线是封闭的。

7、某地区基本烈度是6度，在该地区建水库、大坝设防烈度应为7度、建小学校防烈度应为__6度___。

三、选择题1、在地震灾情分析，怎样定量描述各地方人对地震感受不同，建筑物破坏程度？（B ）A用震级 B 用地震烈度 C 用发震时间段 D 用本区地质构造条件2、中国第三代地震烈度区划图发布施行时间是（ B ）A、1956年 B 1990年 C 1977年3、反映某地区地震风险用（C ）衡量A震级 B 烈度 C 基本烈度D抗震设防烈度4、反映某建筑物质量用（ D ）衡量A震级 B 烈度 C 基本烈度D抗震设防烈度一、填空题1、密度，弹性性质2、一致，垂直3、逆进椭圆4、东西向，南北向，垂直向5、震中距，地震波走时二、选择题1、C；2、B;3、C；4、A；5、A第4章习题答案一、填空题1、地震基本参数有发震时刻、震中经度、震中纬度、震源深度、震级。

发震时刻的确定和震中距的测定==..PPT共43页

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29、在一切能够接受法律支配的人类的状态中，哪里没有法律，那里就没有自由。— —洛克
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30、风俗可以造就法律，也可以废除法律。 ——塞·约翰逊
谢谢！
51、天下之事常成于困约，而败于奢靡。——陆游 52、生命不等于是呼吸，生命是活动。——卢梭
53、伟大的事业，需要决心，能力，组织和责任感。 ——易卜生 54、唯书籍不朽。——乔特
55、为中华之崛起而读书。 ——周恩来
发震时刻的确定和震中距的测定==..的，但是为了生存，我们不得不为自己编织一个笼子，然后把自己关在里面。 ——博莱索
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27、法律如果不讲道理，即使延续时间再长，也还是没有制约力的。— —爱·科克
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28、好法律是由坏风俗创造出来的。 ——马克罗维乌斯