近震定位及其应用本科毕业论文 推荐

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1、桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文目目 次次摘要摘要Abstract 1 1 前言前言 12 2 近震的理论基础近震的理论基础22.1 地震学的基本名词和概念22.2 地震的分类22.3 近震的主要震相33 3 正演计算（模型试算）正演计算（模型试算） 53.1 基本原理53.1.1 坐标变换53.1.2 正演计算63.2 正演模型的建立74 4 反演计算反演计算84.1 基本原理84.1.1 当速度 V 未知的初定方法84.1.2 当速度 V 已知的初定方法104.2 模型反演结果114.3 误差分析115 5 实例剖析实例剖析136 6 结束

2、语结束语17参考文献参考文献 18附录附录 近震定位程序近震定位程序19桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文11 1 前前 言言四川汶川地震和青海玉树地震发生时的地动山摇、房倒屋塌、生死分离的那种凄 凉、悲惨的场面，又一次的让我们感受到自然灾害的威力，更是让灾区的人们心惊肉 跳，恐慌难安，甚至谈“地震”色变，这就是地震给人们的最直观的印象。一次强烈 地震的发生，常伴随着地面变形和地层错动，其破坏力是相当大的。主要表现为：大 型建筑物破坏，普通民房破坏，山崩地裂，人畜伤亡。如今地震发生越来越频繁， 2010 年也被“尊称”为国际地震年。任何事情都具有

3、双面性，地震对我们的生命安全 造成了很大的威胁的同时也为专家学者们的研究地球提供了丰富的资料。目前人类对 地球内部结构的认识主要是来自地震学研究，因此地震学也就成为地球科学中的一个 重要学科。 由于天然地震具有很大的能量，它所产生的地震波可以穿透很大的深度，传播很 远的距离，而且当遇到地球深部的波阻抗差异界面时产生反射波，其中，天然地震的 中的近震资料为研究地球深部结构提供了一个重要的信息资源和途径。利用地震记录进行定位始源于欧洲和日本。最初使用方位角方法，随后是几何作图法和地球投影法。国际地震汇编（ISS）最先采用最小二乘法进行计算修订震中。1961年，博尔特和威尔莫合作，改进了计算方案，并

4、首先在ISS使用，随后，国际地震中央局与美国海岸和大地测量局先后使用。在我国，李善邦先生最初使用方位角和最小二乘进行地震的观测和定位。1953年，我国开始采用大量观测数据修订震中。目前我国的地震的定位方法兼作图法和计算法。其中近震的定位方法主要有石川法、和达法、高桥法、外心方位角法、假定发震时刻定位、等时量板法等十几种方法。计算机的近震定位方法主要分为速度未知的初定为方法和速度已知的初定为方法。目前定位精度已达到较高的水平。如果有合理的台网分布和适用的走时表，对于300km时，误差小于其深度的5%。发震时刻的误差为1/101/2s.桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设

5、设 计计 论论 文文22 2 近震的理论基础近震的理论基础地震学主要研究地震的发生、地震波的传播及地球内部构造，地震波能穿透到地球内部，并能把地球内部的信息带回地面，具体说来，它主要是根据天然地震或人工地震的资料，运用物理学、数学及地质学的知识，来研究地震发生的状况及地震波传播的规律，以求进一步达到研究地震和预报地震的目的。同时地震是地球表层的振动，是地壳构造运动的一种形式，所以还利用地震波的传播特征来研究地壳和地球内部的构造。在弹性介质内传播的纵波和横波，由于存在整个弹性空间，因而这些波统称为体波。相对于体波而言，在弹性界面附近还存在着另一类波动，从能量上而说他们只分布在弹性分界面附近，称为

6、面波。面波又分为瑞雷波和勒夫波(如右图 2.1 所示)。为便于对地震的了解研究，现将其基本知识介绍如下。2.12.1 地震学的基本名词和概念地震学的基本名词和概念1震源：地球内部发生地震的地方称为震源（或称震源区） 。理论上将震源看成一个点,而实际上是一个区。2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，一般用字母 h 表示。3. 震中：震源在地面上的投影点称为震中（或称震中区） 。同时，地面上受破坏最严重的地区叫极震区，理论上震中区和极震区是相同的，实际上由于地表局部对质条件的影响，极震区不一定是震中区。与震中相对的地球直径的另一端称为对震中；或称震中对点。4震中距离：在地

7、面上，从震中到任一点沿大圆弧测量的距离称为震中距离。一般用字母表示。它可用线距离表示，也可用地心所张的角来表示。5发震时刻：发生地震的时刻，一般用字母 或 T0表示。以北京时间标出。它比格林威治时间早 8 小时。2.22.2 地震的分类地震的分类为研究方便，按震动的性质，可分为天然地震、人工地震及脉动三类。对于天然图 2.1 地震波的分类桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文3地震，有下述分类：（一）按震源深度分：1浅源地震：震源深度小于 60 公里的天然地震称为浅震；也称正常深度地震。2中源地震：震源深度在 60 公里至 300 公里之间的地震称为

8、中源地震。3深源地震：震源深度大于 300 公里的地震称为深震。已记录到的最深地震的震源深度约 700 公里。有时也将中源地震和深源地震统称为深震。（二）按震中距分：1. 地方震：震中距小于 100 公里的地震。2. 近震：震中距小于 1000 公里的地震。3. 远震：震中距大于 1000 公里的地震。2.32.3 近震的主要震相近震的主要震相由于近震的震中距很小，其地震波的传播主要局限于地壳及莫霍面附近，主要震相有 Pg/Sg（） 、P*/S*、Pn/Sn、P*P/S*S、P*S/S*P、PmP/SmS 及 PmS/SmP 等，如SP /图 2.2 所示。图 2.2 近震震相及其射线路径示意

9、图（c、c分别为康拉德界面及莫霍面的临界角）1.1. Pg/SgPg/Sg 震相震相由于地球浅部存在强烈的横向及纵向上的速度变化，尤其是有沉积该层地区的垂向梯度的影响，地震波射线在地壳浅部 10 公里的范围内发生廻折而到达地表，并在震中附近数公里的范围，这种波束与直达波，被称之为廻折或潜波（Diving Wave） ，对桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文4于纵、横波来说，分别命名为 Pg 和 Sg。2.2. P*/S*P*/S*震相震相P*/S*分别为地震波在地壳内部的康拉德界面产生的折射纵、横波，它们的速度分别为 6.37.1km/s 及 3.

10、63.9km/s。应当指出，由于康拉德界面并不是全球普遍存在的界面，在一些地区观测不到。3.3. Pn/SnPn/Sn 震相震相Pn/Sn 分别为地震波在地壳底部的莫霍界面产生的折射纵、横波，它们的速度分别为 7.98.2km/s 及 4.44.8km/s。一般来说，Pn 震相在莫霍面的临界反射以远地区总是已初至波的形式出现，与其它折射波一样，波至呈现为线性分布。4.4. P*P/S*SP*P/S*S 及及 P*S/S*PP*S/S*P 震相震相P*P/S*S 分别为地震波在地壳内部的康拉德界面产生的反射纵、横波，P*S/S*P 分别为地震纵/横波入射地壳内部的康拉德界面后发生转换而产生的反射

11、横/纵波。桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文53 3 正演计算（模型试算）正演计算（模型试算）测定震源位置及发震时刻最常用的方法是将非线性问题化为线性问题，然后利用最小二乘法原理迭代，全主元消元法等求解。通过反复修定，以得到震源参数的最佳值。此方法对近震经纬度的确定比较准确的。近震的定位要确定四个参数，即震源的空间坐标（，h）及发震时刻 t。为此，我们需要知道台网各个台站的坐标，以及至少五个台的地震波到时。由台网提供的到时数据主要是指P P 波的到时，因为各种续至波的相位通常是难以识别的。如果地震发生在台网内，那么只利用P P波到时定位并不困难。

12、如果地震发生在台网以外，这种答案是不确定的。为了进行参数的求解，一般要对地壳平均速度做出假设。为了对此问题进行研究，有必要建立近震定位的正反演模型。对于正演模型，其基本思路是通过设定震源初始参数（经度、纬度、高程、发震时刻及均匀介质中的波速）计算出地震波从震源到各台站的走时，进而求出各台站接收到地震波的时刻；这些数据就作为反演的数据来源。此模型的建立主要涉及两个关键问题：坐标的变换、走时计算。3.13.1 基本原理基本原理3.1.13.1.1 坐标变换坐标变换对于近震及地方震的计算，采用平面坐标比球面坐标方便。为此需要将经纬度换算成局部的直角坐标系。这里需要指出，为了处理数据方便，一般是将国内

13、基准台网及区域台网的全部台站的经纬度及高程均输入计算机内。但是，在作具体计算时，只用到其中一部分台站，也就是只需要把这部分台站的经纬度（球面坐标）化为平面坐标。因而，直角坐标系的原点是浮动的，每次都选来尽可能的靠近震中区，以减少变换过程中带来的误差。在计算程序中，坐标原点确定在接收到该次地震信号各台站经纬度的平均值0及0上，x 轴向东，y 轴向北，如图 3.1 所示。图 3.1 坐标转换示意图桂桂 林林 理理 工工 大大 学学 本本 科科 毕毕 业业 设设 计计 论论 文文6于是，地面上任一点（其经纬度为、）相对于坐标原点O O（0,0）的直角坐标、的换算公式为：xy（3.1） RnxRyRx

14、mn2tan)(cos)-(02000 其中参数: 2/1 022)sin1 (eaRn2/3 0222)sin1 ()1 ( eeaRm而参数和中的常数又为：nRmR=0.0066935165 (地球偏心率)2e222aba =6378.160 km (地球长半径)a= 6356.778km (地球短半径)b经换算为平面坐标系后，就可以用计算机确定震源参数。但这样得到的震中位置仍是局部的、坐标。因此，必须化为经纬度，输出。将直角坐标值，化为经xyx纬度，的换算公式为：(3.2) 0020 02tancosnmmnRRx RyRx3.1.23.1.2 正演计算正演计算如果已知震源及台站坐标；设震源坐标,发生时刻，均匀介质中波速 ；),(zyx0Tv有 n 个台站，其中任一台站坐标，相应直