用sPn计算四川省攀枝花地震的震源深度

用sPn计算四川省攀枝花地震的震源深度 sPn用计 算 四 川 省 攀 枝 花 地 震 的 震 源 深 度 ( ,615022) 四川省地震局 西昌地震中心站四川 西昌 王登伟 : sPn Pn sPn Pn ,,摘要本文推导了 与 波走时差与震源深度的方程方程中 与 波的走时差与震中距无关只与震源 。sPn Pn ,。2008 8 30 8 深度和区域地壳模型有关根据该方程提出用 与 的走时差来测定地震深度年 月 日和 月31 Ms6. 1、Ms5. 6 。,日在四川省攀枝花和会理交界处分别发生了 两次地震但是在四川省地震台 网地震目录中 8 30 Ms6. 1 。,缺少 月 日的 地震的震源深度参数本文运用该方法对这两次地震的深度进行了测定并与中国地震 、。台网中心四川省数字地震台网测定的结果进行了对比 : ; sPn ; ; 关键词震源深度震相走时差临界震中 距: P315.3 : B: 1001 ) 8115 ( 2011) 01 ) 0020 ) 06中图分类号 文献标识码 文章编号 ,。震源深度作为地震时空参数中的一个基本参数是目前最难准确测定的参数之一而震源深度的准确 ,1,、。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由于地震台站不可能 ,2,,。在三维空间中包围震源使得精确测定一个地震的震源深度成为地震定位中的难点不同的测量手段 ,,。和定位程序甚至不同人员的分析往往会给出不同的震源深度在我国各大地震台网提供的正式目录 ,。,中有一些地震的深度参数甚至缺失所以有很多学者探索用更为有效的方法来精确测定震源深度比如 P 。,,利用直达 波来测定震源深度但要提高测定结果的精度就必须加密地震台网观测点使得台间距的 ,3,。,,。大小与震源深度相当但迄今为止我国绝大多数地震台网布局较稀疏远远不能满足这一苛刻要求 P ,,P ,用反射 波测定震源深度虽然不要求台间距大小与震源深度相当但因为反射 波不是初至波一般 ,P ,P 在全反射时才会在地震 记录 混凝土 养护记录下载土方回填监理旁站记录免费下载集备记录下载集备记录下载集备记录下载 上清晰 表 关于同志近三年现实表现材料材料类招标技术评分表图表与交易pdf视力表打印pdf用图表说话 pdf 现所以并不是每个台站都能记录到清晰的反射 波故用反射 。800 km sPn ,Pn ,波测定震源深度的应用受到限制然而在震中距小于 范围内深度震相发育是继 初至后 ,sPn Pn 。的主要震相因此可以利用 和 波的走时差来测定地震深度 1Pn sPn 与 震相识别方法和记录特征 . 11 Pn 震相识别方法和记录特征 Pn Pg ,,。, 当地震与台站之间的距离远小于 Δ时仪器记录到的 波完全被 波淹没不易识别但是我0 Pg Pn Pn Pg 。,们可以根据 波和 波的走时方程计算出 波先于 波到达的临界震中距 Δ当台站位置在 Δ附 0 0 ,,,Pg Pn ,Pn 近时根据两种地震波震相的动力学特征进行判断一般来说波初动起始较 波尖锐振幅较 ,Pn Pg Pg Pn ; ,波大且 波周期比 波大再结合本地区 和 的震相特征经过仔细识别都能得到比较高的测定 。Pn ,,。精度而当台站位置大于临界震中距 Δ时已经作为初至震相我们直接读取即可 0 . 12 sPn 震相识别方法和记录特征 ,S ,SV ,P 。当地震发生时波射线入射地表后其中 成分会发生反射并转换为 波后入射到莫霍面当 ,P n 。S sPn sPn ,。,入射角为临界角时形成 波由于它是 波转换而来所以记为 波在记录的地震波形中 sPn 。常因为被其他震相淹没或其他原因干扰等不能准确识别或者分辨出来震相在模拟型仪器纸介质记录 。,、状态下难以准确测定出来随着我国数字地震观测技术的发展和运用大动态宽频带和高分辨率的记录 ,,,优势就越发显现分析处理数据的手段越来越先进记录到的地震震相也就越来越清晰这就为提高读取 :2010 ) 05 ) 17收稿日期 : ( 1973 )) ,,,,、、,作者简介王登伟 男四川成都人工程师主要从事地震台网地震分析速报地震综合分析预报 sPn ,。震相到时的精度创造了有利条件在数字地震记录中准确分辨出 已不是难题国外学者采用理论地震 ,sPn pPn , 图和数字模拟记录进行比较的方法可以清晰分辨出 和 波从而有助于提高测定地震深度和定位,4,。 精度 sPn sPn S ,,; ,根据 震相的记录特征因为 的原生波是 波所以两个水平分量常常清晰同时因其动力 ,,,学特征保持横波性质以纵波形式出现在地震记录上所以垂直分量显示清晰并且振幅和周期均大于纵 ; sPn Pn Pg、Sg ,,。波与 同属于首波性质的地震波初动振幅较微弱清晰度也不如各种直达波如 等如果 ,Pn Pn sPn Pn ,。,、初动清楚可见方向与 波相反周期一般比 长根据各种震相走时关系震相出现在 之后 * * * Pg sPn sPn 。P,P,。P,之前同时要特别注意 与 波的混淆一般 比 振幅弱周期短可以参考 走时来进 * ,PsPn 1 000 km ,、、、 。行判别以免与 混淆的观测范围一般在震中距小于 内在我国西北西南华东华 ,sPn 。 北及东北地区一些台站能较清楚地记录到 震相 2sPn) P n 用 走时差测定震源深度的理论根据 . 21 单层地壳模型 1 O V,V图 中 点表示震源用 和 分别表示地壳 1 S1 P S Pn ,V, 内 波和 波的传播速度表示 波的传播速度3 h 。1 O AD,OE 表示震源深度从图 中 点作 平行于 根 1,sPn OC + CE + EB + BD + DF,Pn 据图 的路径为 的 OA + AB + BD + DF。路径为 按照地震波的传播路径和 :对应的传播速度有 OC CE EB BD DF T= + + + +( 1) spn VV V V V S1 1131 OA AB BD DF ( 2)T= + + + pn 1图 单层地壳模型 V V V V 1331 = T) T ,OA = EB,:t 设 Δ并有 则可推知 spn pn OC CE AB ) ( 3)t = + ΔVVV S11 3 :由斯奈尔定律可知 v 1( 4)sini= 1 v 3 sinsiniα1 i = ( 5) vv s11 vv s1s1( 6)sin= sini? α1 1 vv 13 ( 4) 、( 5) 、( 6)根据 ,: 三式再由三角几何关系可知 2 2v )v 3 s1槡 cos=( 7)α 1 v 3 2 2v)v 3 1槡 cosi=( 8) 1 v 3 h OC = ( 9) cosα 1 h CE = ( 10) cosi 1 AB = OE = h?tan+ h?tani( 11)α 1 1 ( 7)( 9)( 10) ,( 8) ,:将式代入式式代入 式可得 v h 3OC = = h ( 12)? 2 2cosα 1 v)v 22??2011 1 年第 期 四 川 地 震 v h 3CE = = h? ( 13) 2 2cosi 1v )v 3 1槡 ( 4) 、( 6) 、( 7) 、( 11)将式代入 , 式可得 ( 8) vv s11AB = OE = htan+ htan)h + h ( 14)i????α 1 1 2 22 2v)v v )v 3 13 s1槡槡 ( 12) 、( 13) 、( 14)( 3)将 式代入 : 式可得 2 22 2v)v v)v 3 s1 3 1 槡槡t = h ( 15)Δ + ， ， v?vv?v 3 s1 3 1 . ( ,) 22 双层地壳模型 震源在上地壳即震源在花岗岩层内 ,,2。2 O ,V在双层地壳模型中当震源在上地壳时地震波的传播途径见图 图 中 点表示震源用 和 1 VPn VVS P ,V。分别表示 波在上地壳和下地壳内的传播速度表示 波的传播速度用 和 分别表示 波在 2 3 S1 S2 ,h ,HH。2 O 上地壳和下地壳内的传播速度表示震源深度和 分别表示上地壳和下地壳厚度从图 中 点 1 2 OE AD,2,sPn OC + CE + EJ + JB + BD + DK + KF,Pn OG + GA + AB作 平行于 根据图 的路径为 的路径为 + BD + DK + KF。 按照地震波传播路径和对应的传播速度有 2 ( )3 ( )图 双层地壳模型 震源在上地壳 图 双层地壳模型 震源在下地壳 OC CE EJ JB BD DK KF T= + + + + + + ( 16) spn VV V V V V VS1 1 1 2 3 2 1 OG GA AB BD DK KF ( 17)T= + + + + + pn V V V V V V 11 2 3 3 2 = T) T ,OG= EJ、GA = JB,:t 设 Δ并有 可推知 spn pn O C C E A B = + ) ( 18)t Δ VVV S11 3 :由三角几何关系可知 h OC = ( 19) cosα 1 h CE = ( 20) cosi 1 AB = OE = htan+ htani( 21)??α 1 1 ( 22) 、( 23) 、( 24)( 21)将式代入 : 式可得 h ( tan+ tani) α 1 1 1 1 + t = h ) ( 22)Δ ， ， cos?vcosivvα 1 s11 13 :,同理根据斯奈尔定律可推得 2 22 2v)v v)v 3 s1 3 1 槡槡t = h ( 23)Δ + ， ， v?vv?v 3 s1 3 1 ( 15) ( 23)比较和 ,。 式可知此时与单层地壳模型结果相同 . ,23 双层地壳模型 (震源在下地壳即震中在玄武岩层内) ,,3。3 O ,VVP 在双层地壳中震源在下地壳见图 图 中 点表示震源用 和 分别表示 波在上地壳和1 2 ,VPn 。VVS 下地壳内的传播速度表示 波的传播速度用 和 分别表示 波在上地壳和下地壳内的传播速 3 S1 S2 。h ,h,HH度表示震源深度表示震源与上地壳和下地壳分界面的距离和 分别表示上地壳和下地壳厚 1 1 2 。H3,sPn OG+ GC + CJ + JB + BD + DK + h。度此时震源深度为上地壳厚度 与 之和根据图 的路径为 1 1 KF,Pn OA + AB + BD + DK + KF,:的路径为 按照地震波传播路径和对应的传播速度有 OG GC CJ JB BD DK KF T= ( 24)+ + + + + + spn VV V V V V VS2 s1 1 2 3 2 1 OA AB BD DK KF T= + + + + ( 25) spn VV V V V 2 3 3 2 1 = T) T ,:t 设 Δ同理可推知 spn pn hHHh 1111 = + )( htani+ Htani+ htan+ Htan)/ v( 26)t + + Δαα 1 2 1 1 1 2 1 1 3 vvcoscosv cosi v cosiα α s2 2 s1 1 1 1 2 2 :根据斯奈尔定律可推得 hvHvHvhv???? 1 31 31 31 3 t =+++Δ 2 22 22 22 2v v)v v v)v v v)v v v)v ????s2 3 s2 s1 3 s1 1 3 1 2 3 2槡槡槡槡 hvHvhvHv???? 1 2 1 1 1 s21 s1 1 +++) ( 27) 2 2 2 22 22 2，， v3 v)v v)v v)v v)v 3 23 13 s23 s1槡槡槡槡 ( 15) 、( 23) 、 ,sPn Pn 从t , 三式可以看出与 的走时差 Δ与区域地壳模型密切相关随震源深 ( 27) ( 15) 、 ( 23) 、 ,。,度变化而变化与震中距无关我们可以将地壳模型数值代入 三式得到对应的震 ( 27) 。,,sPn Pn ,源深度 计算公式 六西格玛计算公式下载结构力学静力计算公式下载重复性计算公式下载六西格玛计算公式下载年假计算公式 根据推导方程可知对一个特定的地震而言与 的走时差是一个常量与震中 ,,sPn sPn Pn 。距无关如果有多台数据还可以根据这一特征辅助识别 震相同时可知 和 走时差的变化反 ,sPn Pn 。映了震源在时间和空间域的变化从而还可以进一步探索用 和 走时差的变化来进行地震预测 3应用 3. 1 2008 30 Ms 6.1 31 Ms 5.6 8 测定 年攀枝花 月 日 和 日 两次地震的深度 。, 这两次地震发生在四川省攀枝花与会理交界处在台网记录到的数字地震波形中部分台站有清楚的 a) 、( b) 、( c)( Pn sPn 2008 Ms6. 1 ;,48 30 16 30 和 震相记录图 是 年 月 日 点 分 部分地震波形记录图 ( a) 、( b) 、( c)5 2008 31 16 31 Ms5. 6 。8 图 是 年 月 日 点 分 部分地震波形记录为了获得川滇交界区域 ,,可靠的地震波速度模型经过研究该区域平均速度结构同时综合区域地壳波形拟合反演结果和人工地震 ,5 ) 9,,,: V 6. 25 km / s,V 3. 61 km / s,H 20测深剖面研究结果这里取该区域平均地壳模型参数为 为 为 1S1 1km,V6. 50 km / s,V3. 7 km / s, Hm, V7. 8 km / s。( 15 )22 k为 为 为 为 将 上 述 模 型 数 值 代 入 和 2 S2 2 3 ( 27) ,( 28) 、 ( 29) 。两式分别可以得到川滇交界区域震源深度计算公式 根据观测到的多个地震台的数 ,,16. 5 km 15. 7 km。 据进行计算取平均值作为最后结果得到这两次地震的深度分别为 和 其他机构测量 1。 结果见表 ( 28)h = 2. 93t ( ) Δ单层地壳模型 ( 29)= 20 + 3. 10 h ( t ) 6. 83) = 3. 10) 1. 13 ( ,) t ΔΔ双层地壳模型震源在下地壳 1表 不同机构及方法测量的地震深度统计 / MsPn )P n / km日期 发震时刻 震中位置 震级 测定 四川省地震台网 中国地震台网 2008 ) 08 ) 30) 30 ) 51. 66. 116. 516 19四川攀枝花 无 23 2003 ) 08 ) 30 6 ) 31 ) 09. 2 5. 6 15. 7 13 四川攀枝花 24??2011 1 年第 期 四 川 地 震 4 ( a)4 ( b)图 图 美姑地震台 雷波地震台 4 ( c)冕宁地震台 5 ( a)美姑地震台 图 图 5 ( b)5 ( c)图 图 雷波地震台 马边地震台 4结论与讨论 m,,44 k由于本文在川滇交界区域采用了两层地壳分层模型所以当震源深度大于 即地震没有发生在 。Pn sPn 地壳内时不能运用该方法进行震源深度测定运用该方法测定地震深度的误差主要来源于 和 震相 ( 28) ( 29)。t 1s ,和 ,识别误差与地壳模型误差如果因震相识别导致 Δ达到 的误差根据 式在川滇交 3 km Pn sPn ,。界地区就会造成震源深度有 误差因此准确识别 和 震相至关重要 ,Pn sPn ,。 对于数字测震台网来讲能够观测到清晰的 和 震相可以将该方法用于实际工作中为保证 ,,。 测量精度可利用各个台站测量结果的可比性取多个可靠台站得到震源深度的平均值作为最终结果目 sPn Pn sPn 。前的数字测震台网所用的处理软件还缺乏利用 和 走时差来计算震源深度功能 建议 关于小区增设电动车充电建议给教师的建议PDF智慧城市建议书pdf给教师的36条建议下载税则修订调整建议表下载 增加标注 ,sPn Pn 。 理论震相功能以帮助识别该震相同时增加利用 和 走时差来计算震源深度功能参考文献 321 ) 329,,1, ,,,, ,J,, ,1997,13 ( 4) :高原周蕙兰郑斯华等测定震源深度的意义的初步讨论 中国地震 ,2, ,,,, ,J,, ,2004,18 ( 2) : 113 ) 121,韩京周仕勇黄建英等新疆地震目录中的中源地震定位问题研究 内陆地震 ,3, , ,M,, : ,1977,中国科学院地球物理研究所近震分析 北京地震出版社 ,4, ,,,, sPn J,, ,1995,16 ( 5) , ,房明山杜安陆董孝平等用 震相测定近震震源深度 地震地磁观测与研究 ,5, ,, ,J,, ,1987,( 2) : 29 ) 35, 赵珠张润生四川地区分区走时表的编制 四川地震 ) 7,1 ,6, , ,J,, ,1995,16 ( 3) :赵珠二滩遥测台网地震波速度模型的建立和走时表的编制 地震地磁观测与研究 133 ) 144, ,7, ,,,, ,J,, ,1986,29 ( 2) : 胡鸿翔陆涵行王椿镛等滇西地区地壳结构的爆破地震研究 地球物理学报 ,8, ,,, ,J,, ,1993,15 ( 1) : 61 ) 67, 刘瑞丰陈培善等云南及邻近地区三维速度图像 地震学报 ,9, ,,,, ,J,, ,1993,15 ( 4) : 林中洋胡鸿翔张文彬等滇西地区地壳上地幔速度结构特征研究 地震学报427 ) 440, Determining the focal depths of Panzhihua Ms6. 1 and Ms5. 6 Earthquakes with the data of sPn seismic waves WANG Deng-wei ( Earthquake Administration of Sichuan Province,Seismic CenterS tation of Xichang,Sichuan Xichang 615022,China) Abstract: We deduced theeq uation using travel time differences between sPn andPn waves to lccualate focal depths, In the equations the travel time differences between sPn andPn haven othing to dow ith the epicenter dis- tance,and only with the focal depth andre gional crustal model, According to thee quation,we use the data sofPn and Pn wavet ravel time difference to determine the depth of theear thquake, On 30 August and31 August 2008in Panzhihua and Huili two earthquakes ith w Ms6. 1 and Ms5. 6 occurredr espectively at thej unction areas, Using thesee quation formulae,the depths of two earthquakes etareerm idned, The results are comparedi thw both that China Earthquake Networks Center and EarthquakeAdmin istration of Sichuan Province published, Key words: focal depth; sPn seismic phase; take thet ime difference; critical epicentral distance