用sPn与Pn波走时差测定近震震源深度的方法
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差 来 测 定 地震 深 度 的简 便 、 确 方法 。运用 本 方 法 对 ２０ 准 ０ ８年 ８月 ３ ０ １ ８月 ３ 发 生 在 四 ３和 １１ ３
川 省 攀 枝花 和会 理 交 界 处 的 Ｍｓ ． 、 ５ ６两 次 地 震 的震 源 深 度 进 行 了 测 定 ， 与 中 国地 震 ６ １ Ｍｃ ． 并 台网 中 心 的结 果 进 行 了 对 比 ，所测 得 的结 果 准确 、可 靠 。
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设 Ａ — Ｔ 一 Ｔ 并 有 Ｏ — Ｅ ， 可 推 得 ｔ ｐ， Ａ Ｂ 则
△ ＋ 一Ｅ Ｃ
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由 Ｓ ｅｌ 律 可 知 ｎ ｌ定
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图 １ 单层 地壳 模 型
Ｔｎ 一 — ＋丝 ＋ 丝 ＋ — — 』 Ｐ 一 — Ｔ — — Ｔ — Ｔ
１ Ｕ３ Ｕ ３ Ｕ１
震 相发育 ， 是继 Ｐ ｎ初至后 的主要震 相 ， 过本 文和 其 他学 者所 做 的工 作可 知采 用 ｓ ｎ和 通 Ｐ Ｐ ｎ波的走 时差来测定 地震 深度 的方 法简便 准确 、可行 。
＊
收 稿 日期 ： ０ ９ｌ —０ ２ ０ 一 ２ ３ ；修 改 回 日期 ： ０ ０Ｏ — ５ ２ １ 一 ５０ 基 金 项 目：中 国地 震 局 地 壳应 力 研 究 所基 本 科 研 业 务 专项 （ Ｄ ２ ０—） Ｚ Ｊ Ｏ ７４ ，地震 数 据 整 理加 工 课 题 资 助
１ １ 单 层 地 壳 模 型 ． ｃ 台 ） 站
图 １中 Ｏ点 表示 震 源 ， ７ 用 ｄ 和 分 别 表示 地壳 内 Ｐ波 和 Ｓ波 的传 播速 度 ， 。表示 Ｐ ｎ波 的 传 播速度 ， 表示震 源深度 。从 图 １中 ０点作 Ｏ Ｅ 平 行于 ＡＤ， Ｐ ｓ ｎ的路 径为 ０ Ｃ＋Ｃ Ｅ＋ＥＢ＋Ｂ Ｄ＋ ＤＦ， ｎ的路 径为 Ｏ Ｐ Ａ＋ＡＢ＋Ｂ Ｄ＋ＤＦ。 照地震 按
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根据式 （ ） ４ 、式 （ ） 式 （ ） 再 由三 角几何关 系可知 ５、 ６，
关 键 词 ： 源 深度 ；ｓ ｎ 相 ； 时差 ；临界 震 中 距 震 Ｐ 震 走
中 图分 类 号 ： ３ ５ Ｐ １ 文 献标 识 码 ： Ａ 文 章 编 号 ：０ ０３ ７ （ ０ １ ０ —０ ２０ １ ０ — ２ ４ ２ １ ） １０ １ — ８
引 言
震 源深度 作为地 震时 空参数 中的一 个基本 参数 ， 目前最 难准 确测 定 的参 数之一 。而 是
第 ３ ｌ卷
第 １ 期
地
震
Ｖｏ１ １． Ｎｏ． ．３ １
２１ ０ １年 １月
ＥＡＲＴＨＱＵＡＫＥ
Ｊ ｎ ，２ １ ａ． ０ｌ
用 ｓ ｎ与 Ｐ Ｐ ｎ波 走 时差 测 定 近 震 震 源 深 度 的 方 法
王登 伟
（ 四川 省 地 震 局西 昌地 震 中心 站 ，四川 西 昌 ６ ５ ２ ） １ ０ ２
震 源深度 的准确测定 关 系到对震源 过程 、断层构造 和应力 场作用 等一 系列重 要 问题 的正 确 认识 ｌ 。由于地震 台站不 可能在三 维空间 中包 围震 源 ， 得精确 测定 震 源深度 成 为在 地震 】 ］ 使 定位 中 的难 点ｌ 。不同 的测量 手段 和定位程 序 ， 至不 同人 员 的分 析 ，往 往会 给 出不 同 的 ＿ ２ ］ 甚 震 源深度 。一般 在常 规地震 定位 中震 源深度与 地震起 始 时间之 间存在 相互 折衷 ，因而震源 深度 的测定精 度不高 。有很 多学者探 索用更 多 的方 法来 精确 测 定震 源深 度 ，使 用直 达 Ｐ ］ 波测定 震源深 度是 目前 的主要方 法 ，但要提 高测 定精 度 ， 必 须加 密地 震 台 网观测 点 ，使 就 得 台间距 的大小 与震 源深度相 当 。 目前我 国绝 大多数 地震 台网布局 较疏 ，远远 不 能满 ］ 但
摘 要 ： 文 推 导 了 ｓ ｎ与 Ｐ 本 Ｐ ｎ波走 时差 与 震 源 深度 的关 系 。 程 中 ｓ ｎ与 Ｐ 方 Ｐ ｎ波 的走 时差 与 震 中
距 无 关 ，只与 区域 地壳 模 型 和 震 源深 度 有 关 。 据 该 方 程 ， 出用 近 震 震 相 ｓ ｎ与 Ｐ 根 提 Ｐ ｎ的 走 时
作 者 简 介 ：王 登伟 （９ ３） １ ７一 ，男 ，四 川 成都 人 ，工程 师 ，主要 从 事 遥测 地 震 台 网 数据 分 析 、 报 和： ｓ ｎ与 Ｐ 波 走 时 差 测 定 近 震震 源 深 度 的方 法 用 Ｐ ｎ
１ ３
足这一苛 刻要求 。 反射 Ｐ波 测定震 源深度 ， 用 虽然 不要 求 台 间距 大 小与 震源 深 度相 当 ，但
因为反射 Ｐ波不 是初至 波 ，一般在全反 射时才 会在地震 记录 上清 晰表 现 ， 以并不 是 每个 所 台站都能记 录到清 晰的反射 Ｐ波 ， 故其应 用受 到限制 。在震 中距 小 于 ８ ０ｋ 范 围内 ，ｓ ｎ ０ ｍ Ｐ
１ 用 ｓ ｎ ｎ走 时差 测 定震 源 深 度 的方 法 及 误差 Ｐ —Ｐ
当地震 发生在 地壳 内时 ， ｓ波 射线入 射地表 后 ， 中 Ｓ 其 Ｖ成 分会发生 反射 ， 会转换 为 并 Ｐ波后入 射到莫 霍面 。当入射 角为 临界 角时 ， 成 Ｐ 波 ，由于它 是 ｓ波转 换 而来 ，所 以记 形 ｎ 为 ｓ ｎ波 。下面 以常用 的单层 地壳 和双层地 壳模 型为例进 行讨论 。 Ｐ
川 省 攀 枝花 和会 理 交 界 处 的 Ｍｓ ． 、 ５ ６两 次 地 震 的震 源 深 度 进 行 了 测 定 ， 与 中 国地 震 ６ １ Ｍｃ ． 并 台网 中 心 的结 果 进 行 了 对 比 ，所测 得 的结 果 准确 、可 靠 。
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图 １ 单层 地壳 模 型
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震 相发育 ， 是继 Ｐ ｎ初至后 的主要震 相 ， 过本 文和 其 他学 者所 做 的工 作可 知采 用 ｓ ｎ和 通 Ｐ Ｐ ｎ波的走 时差来测定 地震 深度 的方 法简便 准确 、可行 。
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收 稿 日期 ： ０ ９ｌ —０ ２ ０ 一 ２ ３ ；修 改 回 日期 ： ０ ０Ｏ — ５ ２ １ 一 ５０ 基 金 项 目：中 国地 震 局 地 壳应 力 研 究 所基 本 科 研 业 务 专项 （ Ｄ ２ ０—） Ｚ Ｊ Ｏ ７４ ，地震 数 据 整 理加 工 课 题 资 助
１ １ 单 层 地 壳 模 型 ． ｃ 台 ） 站
图 １中 Ｏ点 表示 震 源 ， ７ 用 ｄ 和 分 别 表示 地壳 内 Ｐ波 和 Ｓ波 的传 播速 度 ， 。表示 Ｐ ｎ波 的 传 播速度 ， 表示震 源深度 。从 图 １中 ０点作 Ｏ Ｅ 平 行于 ＡＤ， Ｐ ｓ ｎ的路 径为 ０ Ｃ＋Ｃ Ｅ＋ＥＢ＋Ｂ Ｄ＋ ＤＦ， ｎ的路 径为 Ｏ Ｐ Ａ＋ＡＢ＋Ｂ Ｄ＋ＤＦ。 照地震 按
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中 图分 类 号 ： ３ ５ Ｐ １ 文 献标 识 码 ： Ａ 文 章 编 号 ：０ ０３ ７ （ ０ １ ０ —０ ２０ １ ０ — ２ ４ ２ １ ） １０ １ — ８
引 言
震 源深度 作为地 震时 空参数 中的一 个基本 参数 ， 目前最 难准 确测 定 的参 数之一 。而 是
第 ３ ｌ卷
第 １ 期
地
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Ｖｏ１ １． Ｎｏ． ．３ １
２１ ０ １年 １月
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用 ｓ ｎ与 Ｐ Ｐ ｎ波 走 时差 测 定 近 震 震 源 深 度 的 方 法
王登 伟
（ 四川 省 地 震 局西 昌地 震 中心 站 ，四川 西 昌 ６ ５ ２ ） １ ０ ２
震 源深度 的准确测定 关 系到对震源 过程 、断层构造 和应力 场作用 等一 系列重 要 问题 的正 确 认识 ｌ 。由于地震 台站不 可能在三 维空间 中包 围震 源 ， 得精确 测定 震 源深度 成 为在 地震 】 ］ 使 定位 中 的难 点ｌ 。不同 的测量 手段 和定位程 序 ， 至不 同人 员 的分 析 ，往 往会 给 出不 同 的 ＿ ２ ］ 甚 震 源深度 。一般 在常 规地震 定位 中震 源深度与 地震起 始 时间之 间存在 相互 折衷 ，因而震源 深度 的测定精 度不高 。有很 多学者探 索用更 多 的方 法来 精确 测 定震 源深 度 ，使 用直 达 Ｐ ］ 波测定 震源深 度是 目前 的主要方 法 ，但要提 高测 定精 度 ， 必 须加 密地 震 台 网观测 点 ，使 就 得 台间距 的大小 与震 源深度相 当 。 目前我 国绝 大多数 地震 台网布局 较疏 ，远远 不 能满 ］ 但
摘 要 ： 文 推 导 了 ｓ ｎ与 Ｐ 本 Ｐ ｎ波走 时差 与 震 源 深度 的关 系 。 程 中 ｓ ｎ与 Ｐ 方 Ｐ ｎ波 的走 时差 与 震 中
距 无 关 ，只与 区域 地壳 模 型 和 震 源深 度 有 关 。 据 该 方 程 ， 出用 近 震 震 相 ｓ ｎ与 Ｐ 根 提 Ｐ ｎ的 走 时
作 者 简 介 ：王 登伟 （９ ３） １ ７一 ，男 ，四 川 成都 人 ，工程 师 ，主要 从 事 遥测 地 震 台 网 数据 分 析 、 报 和： ｓ ｎ与 Ｐ 波 走 时 差 测 定 近 震震 源 深 度 的方 法 用 Ｐ ｎ
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足这一苛 刻要求 。 反射 Ｐ波 测定震 源深度 ， 用 虽然 不要 求 台 间距 大 小与 震源 深 度相 当 ，但
因为反射 Ｐ波不 是初至 波 ，一般在全反 射时才 会在地震 记录 上清 晰表 现 ， 以并不 是 每个 所 台站都能记 录到清 晰的反射 Ｐ波 ， 故其应 用受 到限制 。在震 中距 小 于 ８ ０ｋ 范 围内 ，ｓ ｎ ０ ｍ Ｐ
１ 用 ｓ ｎ ｎ走 时差 测 定震 源 深 度 的方 法 及 误差 Ｐ —Ｐ
当地震 发生在 地壳 内时 ， ｓ波 射线入 射地表 后 ， 中 Ｓ 其 Ｖ成 分会发生 反射 ， 会转换 为 并 Ｐ波后入 射到莫 霍面 。当入射 角为 临界 角时 ， 成 Ｐ 波 ，由于它 是 ｓ波转 换 而来 ，所 以记 形 ｎ 为 ｓ ｎ波 。下面 以常用 的单层 地壳 和双层地 壳模 型为例进 行讨论 。 Ｐ