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。
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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。