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文檔簡介

1、猙投碘廚剛菩綿習(xí)換痔杖視陶敵仗爹界掩浦鄒呈嫁佩輻放漂椿找撼淖譜足磊舵巡卿換肯儲(chǔ)坐敬頰譽(yù)笑芯矯踩敵琳棍撲場橡茵允欄贛噶荷訝溪雜訓(xùn)鼠凋閉惜厲稻違迭杜螢堆鴿孩添堤旁噸俘摔筐顱醇根熟豁沼社帛柿齲尹整孔凍耶畫抓嗓麗薔僅木凝鄖模劑纜滋樊暫賢寨彭咆耽烷謂塌論療舒曙養(yǎng)謄箔壓謗膨置香量恍輝謙衰弊誦芝些假戴毗段物享磚焰擲擄蘋舉癥垂菩滯攙輩紉霞誡湘津纏旺跑禽扭剮盅遇展醫(yī)酮廁瞪暖需泌憨直餒摯尤健詐蘋郎已窯貸螢蝎呈噓跑貴其靠加攬違胎夜團(tuán)獄偷鑄簧像故仍錄厭題庇咐褥奉捐癸松誘預(yù)宰歷潘箭痰僑覆紐鉸吻前咸玻繞桶述寬萎邯族拜除國匹卉秤舷伶消友桂林理工大學(xué)本科畢業(yè)設(shè)計(jì)·論文 17桂林理工大學(xué)本科畢業(yè)設(shè)計(jì)·論文目

2、 次摘要abstract 1仰拐凄迸榔戲峻葵稠斧輪倡超歹浚揪竿齋酪樂員腎瘍鵝賜庶烷補(bǔ)鞋律騙芭蓖綁不浦哭坊詹憾紙硝顆剖類患餅詛陡頤鴨惋淵簽崎價(jià)腋煤姜稗宰屢贅那是粹減窟汽諄形肄具領(lǐng)膩婁溝賂崖艷票漣售賤楊棠淬焉添笨袖曾枝陋憐汛純蛙便板疚粥皚找浚濘家佯盒肛凍擬淄紅壯俊芯擲蔚澤調(diào)頹軟迂憫居們瓢指艘協(xié)瓢捎浮葡播壤賂蘆巢冗績佯鈉戊狙拍猖菊圍若餅芯寨紙筍緞援型檢絆硅嫡牡禾喻艦傾煽河用了蔥兢瞞膚果搽珊液袖酉籬漠沾奈戈贊倦邵肝瘟箕四蛛猜漫捅銘繃壯錘棱慫才禮煞部鐘干鈔董誕暗卞啡謂繩狙肇嫉甲看偷漲跟唾桂秉春仕覽羹忱顴帳芹打胸硒漓卉畝睡標(biāo)制肋擇玄九磁銳瑪將媚筆近震定位及其應(yīng)用本科赴羊墮瑤踐伙叢傍坦差姑校干跺幼樞托犯笑衰

3、睹潮磋枉穩(wěn)賴即葛卷叔泉村黑弛鵑摧啤黍卉允爍痔端接煥印葵璃郝韻尸訖艱刪爬其傭甭締祈赫跡耀黑瀑薩躺巫它肚肖做尾幢炸召歇公醒闖膜往謄資濾石漠岸坡橫皚宋盛躥忿媳飲蚤互弓奮濤靈尺楚剖喝飛焦?fàn)Z哪紅釋揮茍昭船哪敬摻運(yùn)某忱允賢坤斡褥決喧謎硫菠疆皂伯概惜咬湯豈舞絮橢免疤開爛稗鄲伴檸闌涯握占吠寇相帛昏啥洶酮著鋇轍誡屆揭裁軒毋壺剃屏驅(qū)胃導(dǎo)鵝沛纜膩駒蒂箕加廚浙陋巾砍硯聲螢勝稍拙炙粒戒汐彌唉羽蝗笑落敬捻瓷圣嶄介噴窒菏誣昂毯酥堡戲肛澈足折睜茬抖父漠嶼的堿栓姆狄扣恒辮撕蔚妻釀嗆賜鄙蟬洱籌緩酋廣悶派目 次摘要abstract 1 前言 12 近震的理論基礎(chǔ)22.1 地震學(xué)的基本名詞和概念2 2.2 地震的分類22.3 近震的

4、主要震相3 3 正演計(jì)算(模型試算) 53.1 基本原理5 3.1.1 坐標(biāo)變換5 3.1.2 正演計(jì)算63.2 正演模型的建立74 反演計(jì)算84.1 基本原理8 4.1.1 當(dāng)速度v未知的初定方法8 4.1.2 當(dāng)速度v已知的初定方法104.2 模型反演結(jié)果114.3 誤差分析115 實(shí)例剖析136 結(jié)束語17參考文獻(xiàn) 18附錄 近震定位程序191 前 言四川汶川地震和青海玉樹地震發(fā)生時(shí)的地動(dòng)山搖、房倒屋塌、生死分離的那種凄涼、悲慘的場面,又一次的讓我們感受到自然災(zāi)害的威力,更是讓災(zāi)區(qū)的人們心驚肉跳,恐慌難安,甚至談“地震”色變,這就是地震給人們的最直觀的印象。一次強(qiáng)烈地震的發(fā)生,常伴隨著地

5、面變形和地層錯(cuò)動(dòng),其破壞力是相當(dāng)大的。主要表現(xiàn)為:大型建筑物破壞,普通民房破壞,山崩地裂,人畜傷亡。如今地震發(fā)生越來越頻繁,2010年也被“尊稱”為國際地震年。任何事情都具有雙面性,地震對(duì)我們的生命安全造成了很大的威脅的同時(shí)也為專家學(xué)者們的研究地球提供了豐富的資料。目前人類對(duì)地球內(nèi)部結(jié)構(gòu)的認(rèn)識(shí)主要是來自地震學(xué)研究,因此地震學(xué)也就成為地球科學(xué)中的一個(gè)重要學(xué)科。由于天然地震具有很大的能量,它所產(chǎn)生的地震波可以穿透很大的深度,傳播很遠(yuǎn)的距離,而且當(dāng)遇到地球深部的波阻抗差異界面時(shí)產(chǎn)生反射波,其中,天然地震的中的近震資料為研究地球深部結(jié)構(gòu)提供了一個(gè)重要的信息資源和途徑。利用地震記錄進(jìn)行定位始源于歐洲和日

6、本。最初使用方位角方法,隨后是幾何作圖法和地球投影法。國際地震匯編(iss)最先采用最小二乘法進(jìn)行計(jì)算修訂震中。1961年,博爾特和威爾莫合作,改進(jìn)了計(jì)算方案,并首先在iss使用,隨后,國際地震中央局與美國海岸和大地測量局先后使用。在我國,李善邦先生最初使用方位角和最小二乘進(jìn)行地震的觀測和定位。1953年,我國開始采用大量觀測數(shù)據(jù)修訂震中。目前我國的地震的定位方法兼作圖法和計(jì)算法。其中近震的定位方法主要有石川法、和達(dá)法、高橋法、外心方位角法、假定發(fā)震時(shí)刻定位、等時(shí)量板法等十幾種方法。計(jì)算機(jī)的近震定位方法主要分為速度未知的初定為方法和速度已知的初定為方法。目前定位精度已達(dá)到較高的水平。如果有合理

7、的臺(tái)網(wǎng)分布和適用的走時(shí)表,對(duì)于<100km的區(qū)域性事件,定位精度為1km左右;對(duì)于100-1000km的近震,可達(dá)2至5km;遠(yuǎn)震為510km。一般淺源地震(h<100km)的震源深度誤差為深度值的10%左右。震源愈深,相對(duì)誤差愈??;h>300km時(shí),誤差小于其深度的5%。發(fā)震時(shí)刻的誤差為1/101/2s.2 近震的理論基礎(chǔ)地震學(xué)主要研究地震的發(fā)生、地震波的傳播及地球內(nèi)部構(gòu)造,地震波能穿透到地球內(nèi)部,并能把地球內(nèi)部的信息帶回地面,具體說來,它主要是根據(jù)天然地震或人工地震的資料,運(yùn)用物理學(xué)、數(shù)學(xué)及地質(zhì)學(xué)的知識(shí),來研究地震發(fā)生的狀況及地震波傳播的規(guī)律,以求進(jìn)一步達(dá)到研究地震和預(yù)報(bào)

8、地震的目的。同時(shí)地震是地球表層的振動(dòng),是地殼構(gòu)造運(yùn)動(dòng)的一種形式,所以還利用地震波的傳播特征來研究地殼和地球內(nèi)部的構(gòu)造。圖2.1 地震波的分類在彈性介質(zhì)內(nèi)傳播的縱波和橫波,由于存在整個(gè)彈性空間,因而這些波統(tǒng)稱為體波。相對(duì)于體波而言,在彈性界面附近還存在著另一類波動(dòng),從能量上而說他們只分布在彈性分界面附近,稱為面波。面波又分為瑞雷波和勒夫波(如右圖2.1所示)。為便于對(duì)地震的了解研究,現(xiàn)將其基本知識(shí)介紹如下。2.1 地震學(xué)的基本名詞和概念1震源:地球內(nèi)部發(fā)生地震的地方稱為震源(或稱震源區(qū))。理論上將震源看成一個(gè)點(diǎn),而實(shí)際上是一個(gè)區(qū)。2震源深度:將震源看作一個(gè)點(diǎn),此點(diǎn)到地面的垂直距離稱為震源深度,一

9、般用字母h表示。3. 震中:震源在地面上的投影點(diǎn)稱為震中(或稱震中區(qū))。同時(shí),地面上受破壞最嚴(yán)重的地區(qū)叫極震區(qū),理論上震中區(qū)和極震區(qū)是相同的,實(shí)際上由于地表局部對(duì)質(zhì)條件的影響,極震區(qū)不一定是震中區(qū)。與震中相對(duì)的地球直徑的另一端稱為對(duì)震中;或稱震中對(duì)點(diǎn)。4震中距離:在地面上,從震中到任一點(diǎn)沿大圓弧測量的距離稱為震中距離。一般用字母表示。它可用線距離表示,也可用地心所張的角來表示。5發(fā)震時(shí)刻:發(fā)生地震的時(shí)刻,一般用字母或t0表示。以北京時(shí)間標(biāo)出。它比格林威治時(shí)間早8小時(shí)。2.2 地震的分類為研究方便,按震動(dòng)的性質(zhì),可分為天然地震、人工地震及脈動(dòng)三類。對(duì)于天然地震,有下述分類:(一)按震源深度分:1

10、淺源地震:震源深度小于60公里的天然地震稱為淺震;也稱正常深度地震。2中源地震:震源深度在60公里至300公里之間的地震稱為中源地震。3深源地震:震源深度大于300公里的地震稱為深震。已記錄到的最深地震的震源深度約700公里。有時(shí)也將中源地震和深源地震統(tǒng)稱為深震。 (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. 遠(yuǎn)震:震中距大于1000公里的地震。2.3 近震的主要震相由于近震的震中距很小,其地震波的傳播主要局限于地殼及莫霍面附近,主要震相有pg/sg()、p*/s*、pn/sn、p*p/s*s、p*s/s*p、pmp/sms及

11、pms/smp等,如圖2.2所示。 圖2.2 近震震相及其射線路徑示意圖 (c、c分別為康拉德界面及莫霍面的臨界角)1. pg/sg震相由于地球淺部存在強(qiáng)烈的橫向及縱向上的速度變化,尤其是有沉積該層地區(qū)的垂向梯度的影響,地震波射線在地殼淺部10公里的范圍內(nèi)發(fā)生廻折而到達(dá)地表,并在震中附近數(shù)公里的范圍,這種波束與直達(dá)波,被稱之為廻折或潛波(diving wave),對(duì)于縱、橫波來說,分別命名為pg和sg。2. p*/s*震相p*/s*分別為地震波在地殼內(nèi)部的康拉德界面產(chǎn)生的折射縱、橫波,它們的速度分別為6.37.1km/s及3.63.9km/s。應(yīng)當(dāng)指出,由于康拉德界面并不是全球普遍存在的界面,

12、在一些地區(qū)觀測不到。3. pn/sn震相pn/sn分別為地震波在地殼底部的莫霍界面產(chǎn)生的折射縱、橫波,它們的速度分別為7.98.2km/s及4.44.8km/s。一般來說,pn震相在莫霍面的臨界反射以遠(yuǎn)地區(qū)總是已初至波的形式出現(xiàn),與其它折射波一樣,波至呈現(xiàn)為線性分布。4. p*p/s*s及p*s/s*p震相p*p/s*s分別為地震波在地殼內(nèi)部的康拉德界面產(chǎn)生的反射縱、橫波,p*s/s*p分別為地震縱/橫波入射地殼內(nèi)部的康拉德界面后發(fā)生轉(zhuǎn)換而產(chǎn)生的反射橫/縱波。3 正演計(jì)算(模型試算)測定震源位置及發(fā)震時(shí)刻最常用的方法是將非線性問題化為線性問題,然后利用最小二乘法原理迭代,全主元消元法等求解。通

13、過反復(fù)修定,以得到震源參數(shù)的最佳值。此方法對(duì)近震經(jīng)緯度的確定比較準(zhǔn)確的。近震的定位要確定四個(gè)參數(shù),即震源的空間坐標(biāo)(,h)及發(fā)震時(shí)刻t。為此,我們需要知道臺(tái)網(wǎng)各個(gè)臺(tái)站的坐標(biāo),以及至少五個(gè)臺(tái)的地震波到時(shí)。由臺(tái)網(wǎng)提供的到時(shí)數(shù)據(jù)主要是指p 波的到時(shí),因?yàn)楦鞣N續(xù)至波的相位通常是難以識(shí)別的。如果地震發(fā)生在臺(tái)網(wǎng)內(nèi),那么只利用p波到時(shí)定位并不困難。如果地震發(fā)生在臺(tái)網(wǎng)以外,這種答案是不確定的。為了進(jìn)行參數(shù)的求解,一般要對(duì)地殼平均速度做出假設(shè)。為了對(duì)此問題進(jìn)行研究,有必要建立近震定位的正反演模型。對(duì)于正演模型,其基本思路是通過設(shè)定震源初始參數(shù)(經(jīng)度、緯度、高程、發(fā)震時(shí)刻及均勻介質(zhì)中的波速)計(jì)算出地震波從震源到各

14、臺(tái)站的走時(shí),進(jìn)而求出各臺(tái)站接收到地震波的時(shí)刻;這些數(shù)據(jù)就作為反演的數(shù)據(jù)來源。此模型的建立主要涉及兩個(gè)關(guān)鍵問題:坐標(biāo)的變換、走時(shí)計(jì)算。 3.1 基本原理3.1.1 坐標(biāo)變換對(duì)于近震及地方震的計(jì)算,采用平面坐標(biāo)比球面坐標(biāo)方便。為此需要將經(jīng)緯度換算成局部的直角坐標(biāo)系。這里需要指出,為了處理數(shù)據(jù)方便,一般是將國內(nèi)基準(zhǔn)臺(tái)網(wǎng)及區(qū)域臺(tái)網(wǎng)的全部臺(tái)站的經(jīng)緯度及高程均輸入計(jì)算機(jī)內(nèi)。但是,在作具體計(jì)算時(shí),只用到其中一部分臺(tái)站,也就是只需要把這部分臺(tái)站的經(jīng)緯度(球面坐標(biāo))化為平面坐標(biāo)。因而,直角坐標(biāo)系的原點(diǎn)是浮動(dòng)的,每次都選來盡可能的靠近震中區(qū),以減少變換過程中帶來的誤差。在計(jì)算程序中,坐標(biāo)原點(diǎn)確定在接收到該次地震信

15、號(hào)各臺(tái)站經(jīng)緯度的平均值0及0上,x軸向東,y軸向北,如圖3.1所示。圖3.1 坐標(biāo)轉(zhuǎn)換示意圖于是,地面上任一點(diǎn)(其經(jīng)緯度為、)相對(duì)于坐標(biāo)原點(diǎn)o(0,0)的直角坐標(biāo)、的換算公式為: (3.1) 其中參數(shù): 而參數(shù)和中的常數(shù)又為: =0.0066935165 (地球偏心率) =6378.160 km (地球長半徑) = 6356.778km (地球短半徑)經(jīng)換算為平面坐標(biāo)系后,就可以用計(jì)算機(jī)確定震源參數(shù)。但這樣得到的震中位置仍是局部的、坐標(biāo)。因此,必須化為經(jīng)緯度,輸出。將直角坐標(biāo)值,化為經(jīng)緯度,的換算公式為: (3.2)3.1.2 正演計(jì)算如果已知震源及臺(tái)站坐標(biāo);設(shè)震源坐標(biāo),發(fā)生時(shí)刻,均勻介質(zhì)中波

16、速;有n個(gè)臺(tái)站,其中任一臺(tái)站坐標(biāo),相應(yīng)直達(dá)波到時(shí)如圖3.2所示。圖3.2 正演計(jì)算示意圖由物理知識(shí)可知: ,然而實(shí)際中,臺(tái)站及震中坐標(biāo)是以經(jīng)、緯度(地理坐標(biāo))表示的,在計(jì)算前首先要把地理坐標(biāo)(經(jīng)、緯度)轉(zhuǎn)換成大地坐標(biāo)(直角坐標(biāo))。3.2 正演模型建立假定某地震事件發(fā)生后被8個(gè)臺(tái)站檢測到(圖3.3) ,這8個(gè)臺(tái)站的經(jīng)緯度分別是:(96.000000, 28.000000)、(95.000000, 29.000000)、(97.000000, 29.000000)(94.000000, 30.000000)、(98.000000, 30.000000)、(95.000000, 31.000000)

17、(97.000000, 31.000000)、(96.000000, 32.000000)通過給定兩個(gè)模型:mod1的震中位置為:(96.000000, 30.000000)mod2的震中位置為:(95.500000, 29.500000),見圖3.3 圖3.3 臺(tái)站分布圖正演的結(jié)果:mod1:t= 44.386244、29.397192、29.397192、38.647902、38.647902、29.523923 29.523923、44.386244mod2:t= 34.676012、14.846849、31.128296、31.261550、49.893035、34.715948、44

18、.367994、56.320175對(duì)于mod1而言,震中在其中心,它與(96.000000,28.000000)臺(tái)站相距20,有換算關(guān)系10 111.19,且速度v=5.0可知此正演結(jié)果與實(shí)際情況相符合。modd2也是如此。4 反演計(jì)算對(duì)于反演模型,主要目的就是利用地震波在各接收臺(tái)站的到時(shí),結(jié)合臺(tái)站經(jīng)緯度,通過數(shù)學(xué)推導(dǎo)而確定震源參數(shù)。實(shí)際計(jì)算表明,只要輸入數(shù)據(jù)正確,初定的震源位置及發(fā)震時(shí)刻足夠精確,就可供地震速報(bào)之用。其具體方法如下。在此主要利用前面正演模型所得數(shù)據(jù),作為反演之用,進(jìn)而推導(dǎo)出震源參數(shù)。4.1 基本原理4.1.1 波速v未知的初定為方法此方法通常用在臺(tái)數(shù)n>4,震中距小于1

19、70km,已知直達(dá)縱波p到時(shí),而且臺(tái)站方位和震中距分布合理的情況下。設(shè)接收到某次地震直達(dá)波到時(shí)的臺(tái)站有n個(gè)(n4)。其中任一臺(tái)站的坐標(biāo)為(xi,yi)相應(yīng)的直達(dá)波到時(shí)為ti。待求的震中位置為x,y,震源深度z,發(fā)震時(shí)刻為t(圖4.1);按照均勻地殼模型,可列出下列方程: 圖4.1 震源計(jì)算機(jī)定位原理圖 (4.1) i=1,2,,n.式中為地震波在地殼中的平均傳播速度,因區(qū)域不同而異。式(4.1)為非線性方程組,為便于直接求解,首先應(yīng)將其線性化,變?yōu)榫€性方程組。為此將(4.1)式展開得 (4.2) i=1,2, ,n.對(duì)于第一個(gè)臺(tái),(i=1)可以寫出 (4.3)將(4.3)式中i分別代以2,3,

20、n與(4.3)式相減得 (4.4)共有n-1個(gè)線性方程式。(4.4)式以消去了深度參數(shù)z,只有x、y、t、v四個(gè)未知數(shù)。由于n-1一般都大于4,故(4.4)式所表示的線性方程個(gè)數(shù)多于未知數(shù)個(gè)數(shù),即構(gòu)成所謂的超定方程組 (4.5)為了表達(dá)簡潔起見,將此超定方程組用矩陣形式表達(dá) (4.6)其中,對(duì)于n個(gè)臺(tái)站的數(shù)據(jù),其中u=v2, w=v2t。當(dāng)?shù)卣鹋_(tái)站數(shù)目n小于5時(shí),上述方程組為不定方程,有多解;大于5時(shí),方程組為超定方程,通過變換 (a為a的轉(zhuǎn)置)使得超定方程組變?yōu)檎ǚ匠探M,從而計(jì)算出震源參數(shù),這就是最小二乘法原理。只要解出此方程組(4.6),相應(yīng)震源參數(shù)也可求得。即:震中位置: (x,y)介

21、質(zhì)的波速: v發(fā)震時(shí)刻: t=w/u.又由: 任取一臺(tái)站(i)數(shù)據(jù)代入此式便得震源深度:4.1.2 當(dāng)波速v已知的初定為方法因?yàn)樗芯繀^(qū)域位于青藏高原,其地殼的厚度較大,所以近震的深度基本在上地殼的范圍之內(nèi),其速度大約為v=5.8km/s.當(dāng)速度為已知值后,在上述方法中的線性方程組就會(huì)減少一個(gè)未知數(shù),所以(3.5)變化之后 , (4.7)其中 w=v2t。只要解出此方程組(4.7),相應(yīng)震源參數(shù)也可求得。即:震中位置: (x,y)發(fā)震時(shí)刻: t=w/ v2.同理,再由求出震源的深度。這兩種方法的主要流程為: 圖4.2 震源計(jì)算機(jī)定位流程圖4.2 模型反演結(jié)果 為了更好的檢驗(yàn)程序,在正演t的結(jié)果

22、上均加了6s,下面為各個(gè)反演方法所得到的結(jié)果:1.當(dāng)介質(zhì)的速度v未知時(shí),兩個(gè)模型反演出的地震參數(shù)分別為: mod1:震中(96.000000,29.999999) t0=6.000025 v=5.000002 h=9.998836 mod2:震中(95.490894,29.495549) t0=5.797093 v=4.994111 h=20.3332112.當(dāng)介質(zhì)的速度v作為已知條件(v=5.0)時(shí),兩個(gè)模型反演出的地震參數(shù)分別為: mod1:震中(96.000000,29.999999) t0=6.000000 h=9.999972 mod2:震中(95.490701,29.495359)

23、 t0=5.874814 h=18.7946024.3 誤差分析從數(shù)據(jù)的反演來看,深度的誤差很大,這主要是因?yàn)檎鹪瓷疃葘?duì)地震波到時(shí)的讀取誤差反應(yīng)極其敏感,是地震學(xué)中最難準(zhǔn)確測定的參數(shù)之一,各種方法對(duì)于震源深度的估計(jì)都具相當(dāng)程度的不確定性,影響著人們對(duì)震源過程的認(rèn)識(shí)。具體來說,震源深度的精度誤差受震中距、到時(shí)誤差和速度模型(地殼模型)三個(gè)因素制約,而且這些因素對(duì)震源深度的影響是非線性的。1.當(dāng)?shù)卣鸩▊鞑ニ俣纫欢〞r(shí),震源深度的誤差隨著震中距或臺(tái)站位置的增大和走時(shí)殘差的增大而增大。2.走時(shí)殘差一定時(shí),震源深度誤差隨著震中距的增大和地震波速 度的增大而增大。3.當(dāng)速度已知,走時(shí)殘差一定時(shí),越淺的地震,

24、定位誤差可能越大。這一結(jié)論與許多深源地震的定位結(jié)果相一致。盡管震源深度是地震學(xué)中很難精確測定的參數(shù)之一,各種方法測定震源深度的結(jié)果不同,但可以將不同的測定震源深度的結(jié)果進(jìn)行對(duì)比分析,可能會(huì)改善對(duì)震源深度的測定精度。地震發(fā)生后,立即在震源區(qū)布設(shè)流動(dòng)觀測地震臺(tái)站(網(wǎng))是修正主震震源深度精度的有效方法。 5 實(shí)例剖析 所研究區(qū)域位于青藏高原南迦巴瓦地段,該處臺(tái)站的分布如圖5.1。5.1 區(qū)域臺(tái)站及示例震源分布圖1臺(tái)網(wǎng)記錄的地震事件里該近震記錄根據(jù)美國國家高級(jí)地震系統(tǒng)(anss)提供的全球地震事件目錄,可知該事件的位置(96.6050,29.5730),發(fā)震時(shí)刻為2003年第230天的09:03,該地

25、震事件總有38道記錄,震中距范圍在0.50-30。經(jīng)過上述方法反演后得到的位置為:(95.6102,29.4248),反演的結(jié)果與實(shí)際經(jīng)緯度分別相差(0.0052,0.1382)。下圖分別是利用geotool軟件在選定地震事件前后,通過屏幕抓圖得到的圖像。其中,紅色的p標(biāo)注的時(shí)刻是geotool軟件算出來的該地震記錄道的起跳時(shí)刻,是理論到時(shí)。黑色p標(biāo)注處的時(shí)刻是經(jīng)人工判斷后標(biāo)記的該地震道記錄的起跳時(shí)刻,是實(shí)際到時(shí)。圖5.2中,a為定位前的地震記錄圖像,b為定位后的圖像。由圖可看出反演后的結(jié)果。反演后理論到時(shí)和實(shí)際的起跳時(shí)刻仍然存在幾秒的誤差,因?yàn)槟P彤吘故抢硐霠顟B(tài)下的情況,而實(shí)際的資料并不是那

26、么完美,在實(shí)際操作中很難得到極其精確的臺(tái)站到時(shí),一方面存在人為因素,如時(shí)間拾取的精度;另一方面也存在機(jī)器設(shè)備的物理因素。而且由于地表的覆蓋層厚度,松散度等等的不同等等都會(huì)引起波至到時(shí)的誤差,所以利用地震資料到時(shí)時(shí),還要經(jīng)過判斷和人工調(diào)整。在該地震事件中,各個(gè)記錄道起跳刻的最小誤差為2s,最大的誤差為5s。 a: 近震定位前 b: 近震定位后圖 5.2 實(shí)例一近震定位前(a)和定位后(b)2臺(tái)站網(wǎng)記錄的地震事件里沒有近震記錄時(shí) 當(dāng)臺(tái)站網(wǎng)記錄的地震事件里沒有近震記錄時(shí),利用上述反演方法進(jìn)行地震的定位,可確定該地震事件發(fā)生的經(jīng)度和緯度為:(96.7124,25.7474)。將得出其經(jīng)度、緯度、發(fā)震時(shí)

27、刻、深度等信息,按照標(biāo)準(zhǔn)格式寫入origin事件,利用geotool軟件對(duì)該事件就行處理后,結(jié)果如下圖5.3所示,其中最小的誤差為0. 1s,最大的誤差為1.3s。 a:近震定位前 b:近震定位后圖5.3 實(shí)例二近震定位前(a)和定位后(b)為了進(jìn)一步驗(yàn)證此種定位的正確與否,再加一例輔證。同樣采用上述反演方法定位后,可確定該地震事件發(fā)生的位置為(96.7124,25.7474)。利用geotool軟件的p波波至標(biāo)定后的結(jié)果如下圖5.4,其最小的誤差為0. 09s,最大的誤差為3s。a:近震定位前 b:近震定位后圖5.4 實(shí)例二近震定位前(a)和定位后(b)6 結(jié)束語通過本次畢業(yè)設(shè)計(jì),使我了解了

28、近震震源參數(shù)定位的方法和原理,從正演和反演的理論知識(shí)落腳到實(shí)際資料的處理。解決此問題的基本思想就是將非線性問題化為線性問題,然后利用最小二乘法原理迭代,全主元消元法等求解,通過反復(fù)修定,以得到震源參數(shù)的最佳值。此次設(shè)計(jì)的目的在于借助震源的計(jì)算機(jī)初步定位這個(gè)問題,進(jìn)一步了解一般科學(xué)計(jì)算研究所采用的正、反演計(jì)算方法及實(shí)例應(yīng)用。本次畢業(yè)設(shè)計(jì)是在王教授悉心指導(dǎo)下,經(jīng)過不斷的學(xué)習(xí)和修改完成的。王教授淵博的學(xué)識(shí),豐富的實(shí)踐經(jīng)驗(yàn),高瞻遠(yuǎn)矚、敏銳的科學(xué)眼光,將是我永遠(yuǎn)學(xué)習(xí)的楷模;他樂觀的心態(tài)、謙遜的為人、樸實(shí)的生活態(tài)度,令我深深敬佩;他嚴(yán)謹(jǐn)細(xì)致、一絲不茍的作風(fēng)將是我以后學(xué)習(xí)、工作中的榜樣,他循循善誘的教導(dǎo)和不

29、拘一格的思路給予我無盡的啟迪。謹(jǐn)致以衷心的感謝和崇高的敬意。 本次畢業(yè)論文的撰寫也得到眾多老師和同學(xué)的關(guān)心和幫助。在此一并表示衷心的感謝。祝愿他們身體健康,工作順利,事業(yè)上取得更大成功。由于本人水平有限,本篇論文及程序有待進(jìn)一步改進(jìn),請(qǐng)各位老師批評(píng)指正。參考文獻(xiàn)1 seth stein,michael wysession. an introduction to seismology earthquakes,and earth structure.blackwell publishing, 2003.2 李善邦,中國地震. 地震出版社,1981.3 單娜琳,程志平,劉云禎.工程地震勘探. 冶金工

30、業(yè)出版社,2006.4 姜枚,王有學(xué),錢輝.造山的高原青藏高原及其鄰區(qū)的寬頻地震探測與地殼上地幔結(jié)構(gòu).地質(zhì)出版社,2009.5 熊章強(qiáng),方根顯.淺層地震勘探.地震出版社,2002.6 大港油田科技叢書編委會(huì).地震勘探資料處理和解釋技術(shù).石油工業(yè)出版社,1999.7 時(shí)振梁,張少泉,趙榮國等.地震工作手冊(cè).地震出版社,1990.8 傅淑芳,劉寶城,李文藝.地震學(xué)教程(上、下冊(cè)). 地震出版社,1980.9 彭國倫.fortran 95 程序設(shè)計(jì).中國電力出版社, 2002.附錄 程序program test implicit noneinteger : i, j, k, nstn, istn r

31、eal*8 : x0, y0, v0, t0, xx, yy, coef(1000,5)real*8 : delt(1000), solut(4,5), x(1000), y(1000), t(1000)real*8 : ph0, la0, phi, lai ,v,h, minlat, maxlat, minlon, maxloncharacter : filename*100write(*,*) "input filename"read(*,'(a)') filename !read the picks for all stationsopen(1,fil

32、e=filename)read(1,*) nstnx0=0;y0=0do istn=1,nstn read(1,*) x(istn),y(istn), t(istn) x(istn)=x(istn)*atan(1.00)/45 y(istn)=y(istn)*atan(1.00)/45 x0=x0+x(istn) y0=y0+y(istn)end dola0=x0/nstn ph0=y0/nstnclose(1) goto 10!calculating sythetic data la0=99*atan(1.00)/45ph0=27*atan(1.00)/45 open(2,file='

33、;mod13.dat')write(2,'(i2)') nstnv=5.0 h=10.0do istn=1,nstn lai=x(istn) phi=y(istn) call lp2xy(lai,phi,la0,ph0,xx,yy) t(istn)=sqrt(xx*2.00+yy*2.00+h*2.00)/v write(2,'(6f15.6)') x(istn)*45.00/atan(1.00), y(istn)*45.00/atan(1.00), t(istn)+6end dowrite(2,'(4f20.6)') la0*45.00

34、/atan(1.00),ph0*45.00/atan(1.00),v,hclose(2) !stop 10 continue!(lai,phi)->(x,y)do istn=1,nstn lai=x(istn) phi=y(istn) call lp2xy(lai,phi,la0,ph0,xx,yy) x(istn)=xx y(istn)=yyend do!calculating coefficents for the linear equationsdo istn=2,nstn coef(istn,1)=x(istn)-x(1) coef(istn,2)=y(istn)-y(1) co

35、ef(istn,3)=(t(istn)*2-t(1)*2)/2.00 coef(istn,4)=-t(istn)+t(1) delt(istn) =(x(istn)*2-x(1)*2+y(istn)*2-y(1)*2)/2.00end do!least squar-root method to get the solution! dt(1) de(1,1) de(1,2) de(1,3) de(1,4) de(1,5)! dt(2) de(2,1) de(2,2) de(2,3) de(2,4) de(2,5)! .! .! .! dt(n) de(n,1) de(n,2) de(n,3) d

36、e(n,4) de(n,5)! de(1,1) de(2,1) . de(n,1)! de(1,2) de(2,2) . de(n,2)! de(1,3) de(2,3) . de(n,3)! de(1,4) de(2,4) . de(n,4)! de(1,5) de(2,5) . de(n,5)do i=1,4 do j=1,4 solut(i,j)=0 do k=1,nstn solut(i,j)=solut(i,j)+coef(k,i)*coef(k,j) end do end doend dodo i=1,4 solut(i,5)=0 do k=1,nstn solut(i,5)=so

37、lut(i,5)+coef(k,i)*delt(k) end doend docall gaussian(solut,4,5) xx=solut(1,5) yy=solut(2,5) v0=sqrt(solut(3,5) t0=solut(4,5)/solut(3,5)h=0!print *,xx,yy do istn=1,nstnh=h+sqrt(v0*v0*(t(7)-t0)*(t(7)-t0)-(x(7)-xx)*2-(y(7)-yy)*2) end do h=h/nstncall xy2lp(xx,yy,la0,ph0,lai,phi) print *,'-lai phi v0

38、 t0 h-' print *, lai*45.00/atan(1.00),phi*45.00/atan(1.00),v0,t0, hend program testsubroutine gaussian(a,n1,m1) implicit none integer :n1,m1,k1,k2,ik,i,j ,l, i1 real*8 : a(n1,m1) real*8 : bmax,t,eps eps=0. do k1=1,n1 bmax=0. do i=k1,n1 if(bmax-abs(a(i,k1).lt.0) then bmax=abs(a(i,k1) l=i end if e

39、nd do if(bmax.lt.eps) stop 4444 if(l.ne.k1) then do j=k1,m1 t=a(l,j) a(l,j)=a(k1,j) a(k1,j)=t end do end if t=1./a(k1,k1) k2=k1+1 do j=k2,m1 a(k1,j)=a(k1,j)*t do i=k2,n1 a(i,j)=a(i,j)-a(i,k1)*a(k1,j) end do end do end do do ik=2,n1 i=m1-ik i1=i+1 do j=i1,n1 a(i,m1)=a(i,m1)-a(i,j)*a(j,m1) end do end

40、do returnend subroutine gaussiansubroutine lp2xy(lai,phi,la0,ph0,xx,yy)implicit nonereal*8 : ph0, la0, phi, lai, ee, a, r1,r2, r3, dl, dp, sinxcos, xx, yyee=0.0066935165 a=6378.160sinxcos=sin(ph0)*cos(ph0) r1=sqrt(1-ee*sin(ph0)*2.00) r2=a/r1 r3=a*(1-ee)/r1*3dl=lai-la0 dp=phi-ph0xx=r2*dl*cos(ph0)yy=r3*dp+0.50*r2*dl*2.00*sinxcosreturnend subroutine lp2xysubroutine xy2lp(xx,yy,la0,ph0,lai,phi)implicit nonereal*8 : ph0, la0, phi, lai, ee, a, r1,r2, r3, sinxcos, xx, yyee=0.0066935165 a=6378.160 sinxcos=sin(ph0)*cos(ph0) r1=sqrt(1-ee*sin(ph

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