t-D地震定位方法研究
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。
单一地震事件与多个地震事件的定位方法及应用
种 地 震 定位 方法 的 应 用 情 况 ， 其 是 国 内 的 应 用 情 况 做 了 总 结 ； 时 指 出 各 种 方 法 的 特 点 ， 进 尤 同 并
行 相 应 的 比较 。
关键 词
地 震 定位 方 法 ； 一 地 震 事 件 ； 个 地 震 事 件 单 多
文 献标 识 码 ： Ａ 文 章 编 号 ： ０ ３ ３ ４ （ ０ ７ ０ — ０ ５０ １ ０ — ２ ６ ２ ０ ） ４０ １ ５
ｇ ０） ｔ［ ｇ（ ） ］ （ － －
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由 的定 义可得 （ ） 的具 体 表达式 ６式
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厶ａ０ ａｅ Ｊ一 ＂ ＼ｄ ｅ］ 砉ｔ－ － ｉ ， ｉ） ｅ ａｅ — １ ｋ ＼ ａｅ ３ ｏ ｅ ｔ ｋ ｉ 若 偏真 大 ）（ ） 小 忽二导项７ 被化线最 离解不， （和 ， 略阶数，式简为性 则 箍 较 可 （ ）
单一 地 震 事 件 与 多个 地 震 事 件 的 定 位 方 法 及 应 用
赵 金 花 李 波 陆汉 鹏 吴丹桐
（ 国济南 ２０１ 中 ５０ ４山东 省 地 震 局 ） 摘 要 主要 介 绍各 种地 震 定 位 方 法 ， 述 各 种 地 震 定 位 方 法 的 基 本 原 理 ， 点 介 绍 Ｇｅ ｅ 概 重 ｉ ｒ的 经 典 ｇ 方 法 以 及 在 此 基 础 上 建 立 的 各 种 线 性 方 法 ： 一 地 震 事 件 定 位 法 与 多 个 地 震 事 件 定 位 法 以 及 对 每 单
一
（ ）一
＝
ｒ （ １ ）
紫坪铺水库库区地震精定位研究及分析
△ ｚ ， 一
口Ｔ ｎ
（） ２
式 中 ， － 走 时 残 差 ；以＝ （ 一ｔ 和 分别 为观 测 到 时 和理 论 到 时 ；Ａ ， 为 ＝ ＝ ） ；ｔ 。 ｍ一 （ ｚ ， △ Ａ △ Ａ 。通 过取 一对 事件 的方 程式 （ ） ｙ ， ｚ， ｔ ） ２ 之差 ，得 到 地震 ｉ Ｊ的相 关 震 源参 数 的公 和
用 双差 算法 的 奇异值 分 解 和共轭 梯度 两种 算法 中的共 轭梯 度法 。由于 ｓ ｇ波到 时精 度 比 Ｐ ｇ 波 到 时精度 低 ， 以根 据 资料 质 量设 置 ｈ ｐ Ｄ 中 的 Ｐ波 权值 为 １ 所 ｙｏ Ｄ 、Ｓ波 权 值 为 ０ ６进行 ． 计算。 在 该地 区的速 度模 型研 究 中 ，赵珠 等＿ 在 １ ９ 年 结 合 使用 人 工 地 震 折射 测 线 和 天然 】 胡 ９７ 地震 观测 资料 ，给 出了龙 门 山断裂 带 Ｐ波 和 ｓ波 的地 壳平 均速 度模 型 。但 由于 震 源深 度 以
地
震
式
Ａ — ｄ ｒ （） ３
式中， ｍ Ａ 一 （ ｄ ， ｄ ｄ ， ｄ ， ｒ Ａ ｘ Ａ ｙ ，Ａ ｚ Ａ ｒ ） ｄ 为这 两个 地震 之间观 测和计 算走 时差 的残
差
ｄ≥一 （ 一 ｔ） 一 （ 一 ｔ ｒ ； ）
也可表 示为
水库 诱发 汶 川 Ｍｓ ． ８ ０地震 的可能性 。
为 了对 紫坪铺 水 库 区地震 进行 精 细研究 ，精 确 的地震 定 位 是 必不 可 少 的 。地 震 空 间位 置 的测定 精 度受 地下 速度 结构 、台 网密度 、震 相 和 到 时读 数 的精度 等 因素 影 响＿ ，尤其 是 ６ ］ 速 度结 构对 定位 误差 的影 响较 大 。 年来 ，地震 精 定 位 的研 究 越 来 越 多 ，目前 应 用 较 多 的 近 是 双差定 位 法 。 种 方法 可 以在 很大 程 度上 减 小对 地壳 速 度模 型 的依 赖 性 ， 过选 取相 关 这 通
地震仪参数测定简介
3.数据采集器传递函数(FIR数字滤器)
(1).FIR数字滤波器
FIR(Finite Impulse Response Digital Filter)
(有限冲激响应数字滤波器)
IIR(Infinite Impulse Response Digital Filter)
(无限冲激响应数字滤波器)
IIR滤波器的系统函数：
单位{dB=10*log(m2/s4/Hz)}
2.振动台测定(一级校准)
A. 电磁式振动台概况 工作原理－利用电线圈在磁场中产生推动力，垂
直或水平台面产生运 动，并采用激光测距 方法计量台面运动轨迹。
振动台组成－振动控制器、振动部件、精密激光 测距仪、测量部件(振幅、相位、电压、时间 频率、显示）。
EDAS-3：采样率800Hz－通过滤波和抽取变换到50Hz。
EDAS-24:采样率256000Hz－变换到50Hz或其它采样率。
上述功能的实现主要靠FIR数字滤波器抽取来完成。
整个数据采集器的频率特性主要由FIR滤波器决定， 其传递函数非常稳定，能给出精确的传递函数表达式。
其阶数可高达一、二百阶。
Ａ. 零极点在复平面的分布：
B. 零极点分布与系统冲激响应的时域特性
地震计系统传递函数为H(s)，冲激响应为h(t)， 实际上H(s)与h(t)是一对拉普拉斯变换对，即：
H (s) Y (s) h(t)estdt
X (s)
H(s)特性必然包含h(t)的本质特性。下面我们 来看看H(s)的零极点分布，如何决定h(t)的时
NHNM(新高噪声模型), NLNM(新低噪声模型) 测试软件：Noise_psd01(单道)、Noise_psd011(多道)
用于地震预警的三维实时定位方法
作 者 简 介 ： 雪君 （９ ４ ） 女 ， 韩 １８ 一 ， 中国 地 震 台 网 中心 助 理 工 程 师 ， 士 ， 事 中 国 地 震 背 景 场 探 测 项 目管 理 、 震 观 测 硕 从 地 技 术 与 数 据 处 理 工作
地 震 地 磁 观 测 与 研 究 第 ３ 卷 第 ２期 ３ ２１ ０ ２年 ４月
Ｓ Ｓ ０Ｌ ＥＩ Ｍ ０ＧＩ ＣＡＬ ＡＮＤ ０Ｍ ＡＧＮＥ Ｃ ＧＥ ＴＩ ０ＢＳ ＲＶＡＴＩ Ｅ ｏＮ ＡＮＤ Ｓ ＲＥ ＥＡＲＣＨ
Ｖ０． Ｎｏ ２ １ ３３ ． Ａｐ ． ｒ ２Ｏ ２ １
地 震定位 是地 震预 警 的第 一 步 。常规 的定 位 算 法通 常需 要 等 到 四 、 五个 台站触 发 后 才开
始启 动 ， 台 网所 含 台站不够 密集 时往往 无法 满足 预警 的需求 。为 了提高 定位 速度 ， 第 一个 在 从
台站触 发之 后就 开始 定位 的方 法 的研 究 和软 件 开 发变 得 十 分 必要 。Ｈｏ ｉｃ ｉ （ ０ ５ 提 出 ｒ ｈ等 ２０） ｕ
摘 要 为 了尽 快 定 位 地 震 ， “ 未着 ” 位 算 法 基 础 上 ， 试 引 入 三 维 地 壳 模 型 ， 建 具 有 三 维 空 在 着 定 尝 构 间格 点 分 布 的走 时 表 。根 据 已 触 发 台 站 的 到 时 和 未 触发 台 站 的 位 置 信 息 设 计 概 率 分 布 函 数 ， 过 通 八 叉 树 搜 索 方 法 ， 速 给 出震 源 在 三 维 空 间 的 可 能 位 置 。使 用 波 前 追 踪 算 法 ， 算 中 国几 个 地 区 快 计 三 维 地 壳 模 型 的 走 时 网 格 ， 用 中 国 地 震 台 网 资 料 ， 区域 内 发 生 的地 震 进 行 定 位 分 析 。 结 果 显 利 对 示 ， 一 定 的 台 网密 度 条 件 下 ， 维 实 时定 位方 法 能 在震 后 数 秒 给 出 震 源 位 置 ， 满 足 地 震 预 警 要 在 三 可
地震数据分析方法的研究与应用
地震数据分析方法的研究与应用一、引言地震是一种强烈的自然灾害，在现代社会中给人们的生产生活带来了很大的影响。
地震数据分析是地震研究的重要基础，研究地震数据的特征和本质规律对于深入了解地震的发生和发展过程、预测地震活动具有重要的意义。
本文将就地震数据的采集、分析和应用进行研究和探讨。
二、地震数据的采集地震数据的采集是地震研究的基础。
目前，全球范围内有许多地震监测台网，如美国地质调查局的美国地震台网、欧洲地中海地震中心的地中海地震台网和俄罗斯地震数据处理中心的俄罗斯地震台网等。
这些地震监测台网可以实时采集地震数据，并在事件发生后确定地震震级和震源参数。
此外，现代数字化技术的广泛应用，也为地震数据的采集提供了更加便捷和快速的方式。
三、地震数据的分析方法地震数据的分析方法主要包括地震波形分析、震源机制分析和地震波传播模拟等。
其中，地震波形分析是地震数据分析的基础，通过对地震波形的处理和分析，可以获得地震波的波形、频谱、能量等信息。
此外，震源机制分析可以进一步了解地震的发生机理和能量释放过程，为地震活动的预测和防范提供科学依据。
地震波传播模拟则是指根据已有地震数据和地震波传播理论，使用数值分析方法模拟地震波在不同介质中的传播和衰减情况，以获取更多地震信息。
四、地震数据的应用地震数据的应用主要包括地震预测、地震监测和地震灾害评估等。
地震预测是指根据历史地震数据、地震预测模型和地震预警系统，对未来地震发生时间、地点和可能的震级范围进行预测。
地震监测是指通过地震数据的定量分析和综合评估，对地震的发展趋势、危险级别和多样化的地震信息进行实时监测和跟踪。
地震灾害评估则是指对地震活动可能给社会和经济带来的影响，包括房屋损毁、交通中断和社会安全等多个方面的评估。
五、结论地震数据分析方法的研究和应用，对于深入了解地震的本质规律、开展地震预测和应对地震灾害等方面具有重要的意义。
我们应该进一步加强地震数据的采集和监测，发挥数字化技术的优势，创新地震数据的处理与分析方法，提高地震数据的利用效益，为保护人民生命财产安全和经济社会的可持续发展做出贡献。
地震研究中的测绘技术方法
地震研究中的测绘技术方法地震是地球上最常见的自然灾害之一，它给人类生命和财产带来了巨大的威胁。
为了更好地了解和预测地震的发生，科学家们一直在努力寻找能够准确测量和监测地震的方法。
测绘技术在地震研究中扮演着重要的角色，通过准确测量地球表面的形状和变化，可以帮助我们理解地震的发生机制，并提供预警和应对策略。
一、全球定位系统（GPS）全球定位系统（GPS）是一种通过卫星进行测量和定位的技术。
在地震研究中，科学家们利用GPS技术来测量地球表面的水平位移。
当地震发生时，地震波会引起地球表面的位移，通过监测GPS接收器的位置变化，可以准确测量地震造成的地表位移量和其变化规律。
这些数据对于研究地震震源、地震断裂带以及地下构造等都非常重要。
二、地形测量技术地形测量技术是指对地球表面形状和特征进行测量和分析的方法。
在地震研究中，地形测量可以提供地震烈度、震源机制以及地震波传播的相关信息。
通过使用激光雷达、遥感技术等现代测绘设备，可以快速、准确地获取大范围的地形数据。
这些数据不仅对于预测地震危险性和研究地震诱发的地质灾害具有重要意义，还可以为地震应急救援提供有力支持。
三、地震仪器地震仪器是地震研究中常用的测绘工具之一。
地震仪器可以记录地震时地球产生的振动信号，并通过测量震级、震源深度和波形等参数来评估地震的性质和强度。
利用地震仪器的测量数据，可以推断地震波传播的路径和速度，进而对地震的发生机制进行分析和研究。
地震仪器的改进和应用不断推动着地震研究的进展，为我们了解地震提供了更精确的数据和信息。
四、地磁测量技术地磁测量技术是指通过测量地球磁场的强度和方向来研究地震的方法。
地震引起的地壳变动会对地磁场产生干扰，通过观测地磁场的变化，可以揭示地震的发生和发展过程。
地磁测量技术对于地震预测和预警具有重要意义，尤其在短期和中期地震预测中，地磁数据可以为地震监测和预警系统提供重要的参考依据。
总结：地震研究中的测绘技术方法在理解地震的发生机制和预测其发生的时间和强度方面发挥着重要作用。
用于地震预警的单台定位技术研究(中)
B值就是拟合曲线 初始阶段的斜率
参数B和震中距Δ的相关性
10
3
10
2
系数B(gal/sec)
10
1
10
0
10
-1
10
-2
10
10
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10
1
震中距 (km)
10
ห้องสมุดไป่ตู้
2
10
3
大量的统计显示： 系数B有随着震中距 的增大而减少的趋 势。根据这种关系 求出回归曲线
10
2
系数B(gal/sec)
lg B a lg b
来反映参数B和 震中距Δ的关系
10
1
10
0
10
-1
10
-2
10
0
10
1
震中距 (km)
10
2
10
3
lg B a lg b
学者
笔者 笔者 尹德余 束田进也 山本俊六 山本俊六 宋晋东 系数a 1.68 1.60 1.18 3.54 2.01 2.01 1.68 系数b 3.20 1.08 1.88 6.11 3.95 3.69 2.74 样本容量 662 1988 3009 >100 未知 未知 未知 时间 2013 2013 2012 2004 2011 2011 2013 备注 Δ＜180km Δ＜320km Δ＜50km Δ＜1100km 数据库在更新 数据库在更新 经高通滤波
震中距的确定
对所选记录的散点图做线性回归得到方程 lg B 1.68lg 3.20 由此导出： 0.6lg B 1.90
10
利用上式求出所选记录的震中距Δ
800 700 600
地震学的研究方法与进展
地震学的研究方法与进展地震是地球的一种自然现象，也是人类面临的重要自然灾害之一。
地震的发生不仅会造成财产损失，还会威胁人类的生命安全。
为了更好地预防和应对地震灾害，地震学的研究已经成为了一项十分重要的科学研究工作。
本文将介绍地震学的研究方法和近年来的研究进展。
一、地震学的研究方法地震学是研究地震现象和地震波传播的学科，也称地动学或地震波学。
要想研究地震，首先需要了解地震波的性质和特征。
地震波是指在地震时发生的振动波动，具有传播速度快、能量大、频谱宽等特点。
地震波可以分成三种类型：P波、S波和L波。
其中P波是由固体、液态和气态的物质造成的压缩波，传播速度最快，S波是由固体物质引起的横波，传播速度稍慢，L波是由地震引起的长周期大振幅波，传播速度最慢。
地震学的主要研究方法包括：1. 地震监测地震监测是通过地震台网对地震波进行观测和监测，记录地震波在地球内部传播的路径和速度，以及地震波的振动状态和频率谱等信息。
地震监测可以提供地震的基本参数，如震源位置、震源深度、震级等。
2. 地震信号处理地震信号处理是对地震监测数据进行处理和分析，以便于地震学家对地震波产生的原因和机制进行推断和理解。
地震信号处理主要包括波形分析、频谱分析、相干分析、滤波降噪等。
3. 地震波传播模拟地震波传播模拟是通过计算机模拟地震波在地下传播的路径和过程，来研究地震波的传播规律和地下介质的物理特性。
地震波传播模拟可以帮助地震学家预测地震波的传递情况和地震灾害的发生程度。
4. 地震成像技术地震成像技术是通过对地下介质进行成像，以了解地下介质的结构和特性，从而推断地震波的传播过程和震源机制。
地震成像技术主要包括地震层析成像、地震反演成像等。
二、地震科学研究的进展地震灾害是人类面临的重大社会问题之一，因此越来越多的科学家投入到地震学的研究之中。
近年来，地震学的研究取得了一系列重要进展。
1. 成像技术的发展随着科学技术的飞速发展，地震学研究中的成像技术也得到了广泛应用。
河津地震序列的精定位研究
图 ３ 双差法精定位后的震源深度分布
Ｆ ． ｉ ｒ ｕｉ ｙｏｅｔ ｅｔ 深度 处 ， 震优 势层 为 １ １ ｍ， 源深度 较浅 ， ｉ ３ ｓ ｉ ｔｎｏ ｈ ｐｃｎｅ ｄｐ ｇ Ｄ ｔｂ ｏ ｆ ｒ ｈ 发 — Ｏｋ 震 主要 在 ａ ｅ ｄｕｌｄ ｌ ｅｃ ｒｏａｏ 上 地壳 ， ｆ ｒ ｏｂ －ｉｅ ｎｅ ｅ ｃ ｉ ｔ ｅ ｌｒ ｌ ｔｎ 平均深 度 为 ９ ８ｋ 图 ３ 。 ． ｍ（ ）
通 过对 ２ １ ０ ０年河 津 ４ ８级地 震序 列采用 双 差定 位 方 法重 新定 位 ， 果 发 现 ， 定 位 效果 ． 结 精 较好 ， 确定 了震源 深度 及发震 构造 。希 望本研 究思 路对 地震预 测有一 定 帮助 。
第 ５期
参 考 文 献
梁 向军 等 ： 河津 地震 序列 的精 定位 研 究
ｄ ｉ１ ． ９ ９ Ｊｉ ｎ １ ０ —２ ６ ２ １ ． ５ ０ ６ ｏ：０ ３ ６Ｉ ．ｓ ． ０ ３３ ４ ． ０ １ ０ ． ０ ／ ｓ
河 津地 震序 列 的精 定 位 研 究
梁 向 军 宋 美琴 张瑞 芳
（ 国太原 ００２ 中 ３ ０ １山西 省 地 震 局）
摘要 采用双差定位法 ， ２１ 对 ０ ０年 １月 ２ 日发 生 在 山 西 河 津 与 万 荣 交 界 的 ４ ８级 地 震 序 列 进 行 ４ ． 重 新 定 位 ， 果 显 示 ， 新 定 位 后 ， 于本 次地 震 的发 震 构 造 ， 震 现场 考 察 结 果 依 据 等 震 线 图 、 结 重 对 地 余 震分布特征 ， 对震 中 区 附 近 的 主要 活 动断 裂 进 行 逐 个 排 查 分 析 ， 终 确 定 为 Ｎ 向的 西 辛 封 断 裂 。 最 Ｗ
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（． 国地震局 兰州地震研 究所 ， 肃 兰州 ７０ ０ ； １中 甘 ３ ０ ０
２ 中国地 震局 地震预 测研 究所 兰州科技创 新基 地 ， ． 甘肃 兰州 ７ ０ ０ ； ３ ０ ０ ３ 中国地震局 地质研 究所 ， 震动 力 学 国家重点 实验 室 ， 京 １ ０ ２ ） ． 地 北 ０ ０ ９ 摘 要： 用甘 东南流动 台阵的微 震 资料 进 行 定位 方 法研 究 ， 出 了基 于 全局 网格 搜 索 的 ｔ 应
学
报
第 ３ ４卷
当 Ｉ
ｌ 接 近 １ 线性 相关 越大 。 越 ，
震相 判读 越准确 ， 台站远 近分 布越均 匀 ， 定位 的精度 就越 高 。
在 实 际数 据 处理 过 程 中， 对相 关 系 数过 小 的地 震 记 录进行 最大误 差 淘汰处 理 。通过 拟合 可获得 波
解。
一
方法 对地震 震 中位 置 有 微调 ， 与有 速度 模 型 的 定 位
结 果 差 异 不 大 。把 地 震 投 影 到 １ ５ １ 。 经 线 的 深 ０ ． ５Ｅ
度 剖面上 （ ２ ， 图 ） 有速 度模 型定位 和 ￡ 一Ｄ 定位 结果
次地震 的 Ｐ 、 相 被 越 多 的 台站 记 录 到 、 Ｓ 震
Ｓｔ ｄ ｎ ｔ — Ｄ ｒ ｈｑｕ ｋ ｃ ｔｏ ｅ ｈｏ ｕ ｙ ｏ ｈｅ Ｅａ ｔ ａ ｅ Ｌｏ ａ ｉ ｎ Ｍ ｔ ｄ
Ｈ Ｕ Ｉ Ｓ ｏ ｘ ｎ ， ＺＨ Ａ Ｎ Ｇ ｕ ｎ ｓ ｎｇ ， ＬＩＳｈｕ － ｈ ｎｇ ｈａ — ｉ ｇ Ｙ ａ — ｈｅ ｎｃ ｅ 。
（ ８）
，
个 ， 汰相 关系数 小 于 ０ ８的 地震 事 件 ， 终得 到 １ 淘 ． 最
６ ４个地 震 的重新 定位结 果 （ １ 。 ５ 图 ） ２ ２ 计算 结果 分析 ．
由地 震 定 位 前 、 的 定 位 结 果 可 见 ，— Ｄ 定 位 后 ｔ
和 ｚ 为 台站 坐 标 ； 和 ｚ ｚ， 为 震 源 坐 标 。
１ ３
在 深度 分 布上 差异 是 明显 的 。定 位 前震 源深 度 主要 分 布于 ５ １ ｍ 范 围 ， 于 上地 壳上 部 ，一Ｄ方 法 ～ ２ｋ 位 ￡ 的定 位 震源 深 度 主 要 分 布 在 ２ ｍ 以上 ， 于 中 、 ５ｋ 位 上地 壳 ， 与莘 海亮 的定 位结 果基 本一 致 ， 地壳 这 ］受
ｍ ｏｄ ｌ ｃ ｍ ｐ ｒ ｄ ｔ ｏ ｖｅ ｉ ａ ｏ ａ ｉ ｅ ｈ ｅ， ｏ ａ ｅ ｏ ｃ ｎ ｎｔｏｎ ｌｌ ｃ ｔｏｎ ｍ ｔ ｏｄ， ｔ ｉ ｓｔｏ ｎ ｒ ａｓｃ ｌｙ ｓ ｍ ｅ ｉ ｐ ｃ ｎ— ｈｅｒ ｐｏ ｉｉ ｎｉ ｇ ａ ｅ ｂ ｉａ ｌ ａ ｎ ｅ ｉ ｅ ｔ ｒ ｌ ｃ ｔｏ ｅ ｏ ａ ｉ ｎ， ａ ｖｅ ｈｉ ｎｄ ｈａ ｇｈｅ ｅ ｏ ｕｔｏｎ ｉ ｏｃ ｌｄｅ ｈ ｒ ｒ ｓ ｌ ｉ ｎ ｆ ａ ｐｔ ．
经 典 问题之 一 。近 ３ Ｏ年 来 ， 着 计 算 机 技 术 的 广 泛 随
以上方法 可获 得精 度较 高 的定 位结 果 。在一 般情 况
下， 较准 确地 建立 一个层 状速 度模 型都 比较 困难 ， 建 立 三维速 度模 型就 更加 困难 。以上 方 法 的定 位结 果 存 在不 同程度 的误 差 ， 其深 度误 差较 大 。为此 ， 尤 我 们 应用 甘东南 流 动 台 阵 的小 震 资料 进 行 定 位 研 究 ， 提 出 了基 于 全 局 网格 搜 索 的 ｔ —Ｄ 地 震 定 位 方 法 ， 该 方法 不需 预先 给定 速 度 模 型 ， 合 于 速度 结 构 难 适
Ａｂ ｔ ａ ｔ Ｂｙ ｔ ｏ ａ ｉ ｅ ｈｏ ｔ ｙ ｕｓｎ ｈｅ ｍｉｒ — ｅｓ ｃ ｄ ｔ ｆｐｏ ｔ ｂｌ ｅ ｓ ｃ ａ ｒ ｙ ｏ ｓ ｒ ｃ ： ｈｅ ｌ ｃ ｔｎｇ ｍ ｔ ｄ ｓ ｕｄ ｉ ｇ ｔ ｃ ｏ ｓ ｉｍｉ ａ ａ ｏ ｒ ａ ｅ ｓ ｉｍｉ ｒ ａ ｂ— ｓ ｒ ａ ｉ ｎ ｔ ｅ ｓ ｔ ａ ｔ ａ ｅ ｆ Ｇａ ｕ ｐｒ ｖ ｎｃ ｅ ｖ ｔｏｎ ｉ ｈ ｏｕ ｈｅ ｓ ｒ ａ ｏ ｎｓ ｏ ｉ ｅ，ａ ｌ ｃ ｔｏ ｐ ｏ ｃ ｆ ｔ Ｄ ａ ｅ ｎ ｇ ｏｂ ｌ ｏ ａ ｉ ｎ ａ ｐｒ ａ ｈ ｏ — ｂ ｓ ｄ ｏ ｌ ａ ｇ ｉ ｅ ｒ ｈ ｉ ｒ ｏ ｅ ｒｄ ｓ ａ ｃ ｓ ｐ ｏｐ ｓ ｄ．Ｅａ ｔ ｑｕ ｋｅ ｏ ａ ｅ ｙ ｔ ｉ ｔ ｏ ｒ ｈ ａ ｓｌ ｃ ｔ ｄ ｂ ｈ ｓ ｍｅ ｈ ｄ ｗｈｉｈ ｄ ｔｎｅ ｄ ｔ ｅ ｅｏｃｔ ｃ ｏ ｎｏ ｅ ｏ ｓ ｔｕｐ ｖ ｌ ｉｙ
震 定位 方 法。应 用该 方法进 行地 震 定 位 时 ， 需要 建 立速 度模 型 ， 定位 结果 与 常规 定位 方 法 相 不 其
比 ， 中位 置 基 本 一 致 ， 度 分 辨 率 较 高 。 震 深
关 键 词 ：台 阵 资 料 ； 震 定 位 ；方 法 研 究 地 中 图分 类 号 ：Ｐ １ ． １ ３ ５ ６ 文 献 标 识 码 ：Ａ 文 章 编 号 ：ｉ ０ —０ ４ （ ０ ２ ０ —０ １ —０ ０ ０ ８４ ２ １ ）１ ０ ０ ４
式中 Ｄ为震源距 ； 为 Ｐ 或 Ｓ 波 的 波 速 ， 方 程 对
（） ６ 两边 取 自然对数 得
ｌ ｎｔ— Ｉ ｎＤ — ｌ ｎｖ （） ７
站 间距约 １ ｍ。资料 数据 时段 为 ２ ０ ５ｋ ０ ９年 １ １月 １ ３
日一２ １ ０ ０年 １ １月 １ 日， 域 为 台 阵覆 盖 地 区 （ 区 Ｎ
第 ３ ４卷 第 １期 ２１ ０ ２年 ３月
西
北
地
震
学
报
Ｖ ｏ１ ３４ Ｎ ｏ． ． １ Ｍａｃ ｒ ｈ，２ ２ ０１
ＮＯＲＴＨＷ ＥＳ ＴＥＲＮ ＥＩ Ｍ ＯＬＯＧＩ Ｓ Ｓ ＣＡＬ Ｊ ＯＵ ＲＮＡＬ
—
Ｄ 地 震 定 位 方 法 研 究
惠 少 兴 ，张元 生 ，李 顺 成。
序 列青 川地 震密 集 带 ， 一条 垂 直 于 该 地 震 条带 的 作 剖 面 Ａ— Ｂ（ ３ ， 剖 面 横 跨 平 武一 青 川 图 ）其 Ｉ断 裂 （ 。定 位前 的 震 源 深 度 主 要 集 中 分 布 在 ５ １ Ｆ） ～ Ｏ ｋ 范 围内 ， 特 征 分 布 优 势 。定 位 后 深 度 主 要 分 ｍ 无 布在 ２ ｍ 以 上 ， 近 直 立 带 状 分 布 ， 与 陈 九辉 ｏｋ 呈 这 等 的定位 结果基 本 一致 。 ］
等 ， 些方 法要 求 给 定 速度 模 型 。当 目标 区 有人 工 这 地震 剖面 资料 或有 较 精 确 的速 度 结 构 模 型情 况 下 ，
收 稿 日期 ： ０ １ １ － ５ ２ １ － １２
同一地 震 的 Ｐ 和 ｓ 波 被 多 个 台站 记 录 到 ， 每
个 台的到 时差为
速 比 ）和 ｔ 发 震 时 刻 。 ， 。
１ ２ 地 震 定 位 ．
２ 数 据 处 理 及 地 震 定 位结 果
２ １ 数 据 处 理 ．
直 达 波 的走 时 方 程 为
ｔ＝ ＝ ＝Ｄ／ （） ６
２０ ０ ９年 １ １月 ， 国 地 震 局 地 质 研 究 所 和 兰 州 中
地震研 究所 共 同在甘 东南地 区架 设 了野外 观测 流动 台阵， 共架 设 了七 条 测 线 、 ５ １ ０个 流 动 台 站 ， 均 台 平
（ ． ａ ｚ ｏ ｎ ｔ ｕ ｅｏ ｅｓ ｌｇ Ｃ Ａ。 ｎ ｈ ｕ ７ ０ ０ 。Ｃ ｉａ； １ Ｌ ｎ ｈ ｕＩ ｓｉ ｔ ｆ Ｓ ｉｍｏｏ ｙ， Ｅ ｔ Ｌａ ｚ ｏ ３ ０ ０ ｈ ｎ ２ Ｌ ｎ ｈ ｕ ａ ｅ ｆ Ｉ ｓｉ ｔ ｏ ａ ｔ ｑ ａ ｅＰｒｄ ｃｉｎ－Ｃ Ａ， ａ ｚ ｏ ７ ０ ０ ， ｈ ｎ ； ． ａ ｚ ｏ ｓ ｏ ｎ ｔ ｕｅ ｆ Ｅ ｒｈ ｕ ｋ ｅ ｉｔ Ｂ ｔ ｏ Ｅ Ｌ ｎ ｈ ｕ ３ ０ ０ Ｃ ｉａ ３ Ｓ ａ ｅ ｙＬ ｂ ｒ ｔｒ ｆ Ｅａ ｔ ｑ ａ ｅＤｙ ａ ｃ ，Ｉ ｓｉ ｔ ｏ ｅ ｌｇ Ｃ Ａ，Ｂ ｉｉｇ １ ０ ２ ． ｈ ｎ ） ． ｔｔ ａ ｏ ａｏ ｙ ｏ ｒ ｕ ｋ ｎ ｍｉ Ｋｅ ｈ ｓ ｎ ｔ ｕ ｅ ｆ Ｇ ｏｏ ｙ。 Ｅ ｔ ｅｊｎ ０ ０ ９ Ｃ ｉａ
采用 全局 网格 搜索 法 ， 给定一 个 震 源位 置 （ Ｙ ， 每 ｚ ， ） 可 获得 一组 与 ｔ ， 数据 序列 一一 对应 的 Ｄ 数 据 序 列， 利用 最小 二乘 法对 ｌｔ ＩＤ 做 线性 回归 ， 到 ｎ 和 ｎ 得 线性 相关 最 大 的 震 源 位 置 （ 。ｚ ） 数 ， ｚ ， ， 参 即定 位
基 金 项 目： 国家 自然 科 学 基 金 项 目（ ０ ７ ０ ９ ； 国地 震 局 兰 州 地震 研 究所 论 著 编 号 ： Ｃ ０ ２ １ ４８４２ ）中 Ｌ ２１０１
作 者 简介 ： 少 兴 （ ９ ７ ） 男 （ 惠 １ ８ 一 ， 汉族 ） 陕西 富平 人 ， 读 硕 士 研 究 生 ， ， 在 主要 从 事 地 震 定 位 和 地 球 深 部 介 质研 究
３ ５ 。～ ３ ２． ６ ５
．
式 中 ｌｔ ｉＤ 满 足 斜 率 为 １的 线 性 变化 关 系 ， ｎ和 ｎ 线
性 拟 合 的 截 距 即 为 一 ｌｖ 为 观 测 走 时 ， 源 距 Ｄ ｎ 。ｔ 震 的 计 算 公 式 为
８， ｌ３ ３。 １６ ９。， 站 含 １ 。Ｅ ０ ． ６～ ０ ． １） 台 ８个
以建立 、 站 较多 地 区的地震 定位 。 台
应 用 和飞速 发展 ， 值 自动定 位 方 法 得 到 了迅 速 发 数 展， 并成 为 目前地 震定 位 的主流 方法 。 同时 ， 了更 为
好 地研 究地 震活 动 构 造 、 地球 内部 结 构 以及 震 源 机