湯倩（甘肅省地震局，甘肅 蘭州730000）

地震速報(bào)的中源地震快速確認(rèn)的基本方法

湯倩
（甘肅省地震局，甘肅 蘭州730000）

震源深度是地震學(xué)中最難準(zhǔn)確測(cè)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，地震速報(bào)要求又快又準(zhǔn)的測(cè)定震源深度，加深了測(cè)定的難度。從近震地震波的震相結(jié)構(gòu)特征、地震波的散射對(duì)近震地震波的影響和震源深度對(duì)P波和S波到時(shí)差的影響提出一些快速簡(jiǎn)便易行的判斷中源近震的方法。

震源深度；中源地震；近震

震源深度這個(gè)震源的最基本參數(shù)之一，不僅在研究地震活動(dòng)與斷層的關(guān)系 （G-deanoeta，1995）、地球動(dòng)力學(xué)意義上的板塊運(yùn)動(dòng)和殼幔構(gòu)造（GlennonandChen，1995；鄭斯華，1995）以及地震成核和震源破裂（陳運(yùn)泰和許力生，1994；Abererombie，eta1，1995；高原和吳忠良，1995）等方面，有重要意義。而且在地震余震預(yù)測(cè)、地震災(zāi)害評(píng)估和抗震救援等方面有極其重要意義。因此，在地震速報(bào)中震源深度測(cè)定的精度意義非常，它直接關(guān)系到地震災(zāi)害應(yīng)急和抗震救災(zāi)成效。所以，快速準(zhǔn)確測(cè)定震源深度在地震速報(bào)是一項(xiàng)非常重要的工作。

震源深度是地震學(xué)最基本的參數(shù)之一，然而，這個(gè)重要的參數(shù)卻是目前最難確定的參數(shù)之一。近半個(gè)世紀(jì)以來地震觀測(cè)盡管測(cè)震儀器一次次的更新?lián)Q代，地震記錄也從模擬記錄時(shí)代跨入了數(shù)字記錄時(shí)代，從經(jīng)典的窄頻帶變成了現(xiàn)代化的大動(dòng)態(tài)高精度的寬頻帶。現(xiàn)代地震記錄的這種巨大變化帶來了地震目錄在內(nèi)容上的革新 （吳忠良和牟其鐸，1994），但是，由于各種因素對(duì)震源深度的影響是非線性的，所以，不同的測(cè)量手段往往給出不同的震源深度，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。

在各種地震的震源深度測(cè)定中，中源近震的震源深度又是最難測(cè)定的。因?yàn)橹性吹卣鸬牡卣鸩▽?duì)深度的反映不突出，它不像深源地震那樣有明顯的反映深度的突出震相和明顯的面波衰減。而近震也不像遠(yuǎn)震有豐富的震相特別是深震震相可以參考，因此中源近震震源深度的測(cè)定在地震參數(shù)測(cè)定時(shí)尤顯突出。

本文分析中源近震與淺源近震的震相結(jié)構(gòu)特征、震相時(shí)距結(jié)構(gòu)特征、震相理論殘差分布特征提出一些快速判定中源地震的方法，為地震速報(bào)快速準(zhǔn)確測(cè)定中源地震震源深度服務(wù)。

1　地震速報(bào)中面對(duì)的中源地震的困難

震源深度的精度在地震速報(bào)中是個(gè)最棘手的問題，即使在現(xiàn)代地震目錄中，它也幾乎已經(jīng)成為最不準(zhǔn)確的參數(shù)之一（高原等，1997）。因?yàn)榈卣鸲ㄎ皇苷鹣嘧R(shí)別的觀測(cè)誤差和地殼模型與真實(shí)地球模型誤差的雙重影響，實(shí)際工作中人們很難把它們區(qū)別開來（Billingsetal，1994）。而地震定位中，震中位置、震源深度、發(fā)震時(shí)刻和震級(jí)4個(gè)參數(shù)的相互不獨(dú)立性加深了震源深度測(cè)定的不確定性。即使僅用P波初動(dòng)和到時(shí)測(cè)定4參數(shù)，它們也是彼此相關(guān)的參數(shù)，即使擴(kuò)展觀測(cè)數(shù)據(jù)和觀測(cè)數(shù)據(jù)的利用，要克服或者抑制這種參數(shù)不獨(dú)立性也絕非易事。

所以，許多學(xué)者基于不同模型用不同的方法來求取震源深度的修正，（張晁軍，2010）如：利用走時(shí)曲線的慢度變化極為靈敏的特點(diǎn)，從中可以提取震源深度信息（趙珠，1992）；用反演方法確定描述震源的矩張量及震源時(shí)間函數(shù)的同時(shí)，通過合成地震圖和對(duì)觀測(cè)地震圖的擬合來改善震源深度的準(zhǔn)確性（Robe et al，1973；Becketal，l991；Silenyet al，1992），以及利用震源譜對(duì)比方法測(cè)提高測(cè)定震源深度法、通過地震破裂傳播方向修正震源深度法、由震源破裂時(shí)間函數(shù)和震源破裂過程確定震源參數(shù)等等，直至用統(tǒng)計(jì)學(xué)方法來改善震源深度的估計(jì) （Jessieet al，2002）。

以上方法作為學(xué)術(shù)研究和科學(xué)計(jì)算有較好效果，但是在地震速報(bào)中則意義不大。因?yàn)檫@些方法都需先要對(duì)數(shù)據(jù)整合然后反復(fù)計(jì)算修正才能得到理想結(jié)果，用時(shí)較多不適用地震速報(bào)快速測(cè)定參數(shù)的要求。地震速報(bào)要求既要準(zhǔn)確還要快速的測(cè)定地震參數(shù)，這決定了速報(bào)時(shí)工作人員在閱讀地震波的第一時(shí)間就能基本確定地震的大概深度而后選取適當(dāng)?shù)亩ㄎ怀绦蛉藱C(jī)結(jié)合快速準(zhǔn)確測(cè)定包括震源深度在內(nèi)的4個(gè)參數(shù)。之所以要先要確定地震的大概深度是因?yàn)槟壳半m有多種定位方法，但又都有一定局限性。如：雙差定位法利用信號(hào)的走時(shí)差反演震源位置，能夠有效地消除震源至臺(tái)站共同傳播路徑效應(yīng)，受速度模型的影響小，因而所測(cè)定的震源深度較為可靠（Waldhauseretal，2000）。然而，在利用交叉譜法求取信號(hào)時(shí)，由于信號(hào)的相似性差、信噪比低以及三角函數(shù)的值域等原因，使得求的時(shí)差有時(shí)不夠準(zhǔn)確（劉勁松等，2007）。而且，這種方法一般適用于有臺(tái)陣的地方震群或余震序列的精確定位（張晁軍等2010）。

“全局搜索和單純形綜和求解法”通過求解方程的極值，保證解的收斂性。對(duì)于網(wǎng)內(nèi)、網(wǎng)緣的淺源地震定位精度較高。（朱元清趙仲和1997）所以各地震臺(tái)網(wǎng)通常根據(jù)本臺(tái)網(wǎng)經(jīng)常記錄的地震選用定位軟件，另掛一些軟件應(yīng)對(duì)特別的地震如深源地震和中源地震。如jopens下掛單純型法、HYP200、hyposat和LokSAT四種定位程序。平時(shí)臺(tái)網(wǎng)根據(jù)該臺(tái)網(wǎng)主要記錄的地震特征默認(rèn)或指定使用一種程序如單純型法（這也是目前我國多數(shù)測(cè)震臺(tái)網(wǎng)日常使用的程序）。但是單純型法測(cè)定淺源近震的參數(shù)精度較高，如遇到中源或深源的地震參數(shù)測(cè)定則誤差較大。這時(shí)，需要工作人員根據(jù)地震波記錄特征初步判斷地震震源大概深度選取合適的程序如深源地震選用LokSAT程序。

這里說的震源深度的初步判斷是指在人們?cè)陂喿x地震波時(shí)根據(jù)地震波的運(yùn)動(dòng)學(xué)特征 （到時(shí)、走時(shí)等）和動(dòng)力力學(xué)特征初（出射角、振幅、周期、持續(xù)時(shí)間等）大概判斷地震的震源深度其誤差大約在一百到幾十km。

2　中源地震與淺源地震地震波的路徑特征分析

地震波的記錄特征是由震源、路徑和接收系統(tǒng)共同制約形成的。其中路徑特征在地震記錄圖中體現(xiàn)得尤其明顯。當(dāng)?shù)卣鹋_(tái)網(wǎng)的接收系統(tǒng)確定后地震波的路徑特征表現(xiàn)得尤其明顯，而震源特征主要表現(xiàn)在初至波的出動(dòng)方向和出射角，震源物理過程則隱含在受路徑影響的地震波中。因此不同深度的地震波有各自比較明顯的特征，這使我們根據(jù)地震波的物理形態(tài)和記錄特征即可初步判斷地震震源深度成為可能。

震相是地震圖的靈魂。地震圖的重要意義在于震相。震相提供包括震源和傳播途徑結(jié)構(gòu)等方面的地內(nèi)信息。震相的最具重大意義的部分是初至波P的前半個(gè)周期的到達(dá)時(shí)刻、振幅和相對(duì)應(yīng)的周期。（趙榮國2008）

2.1淺源近震地震波的路徑和震相特征

對(duì)于淺源近震震源分布可分為：上地殼震源、下層地殼震源和近上地幔震源，如圖1所示。對(duì)于圖1震源模型在近震范圍可記錄的震相如圖1a所示為：Pg，Sg，通過花崗巖層的縱波、和橫波；Pb，Sb康拉德界面 （C界面）的繞射縱波和橫波；PmP，SmS～1界面（莫霍界面）的反射波的縱波和橫波；Pn，Sn，～1界面（莫霍界面）繞射的縱波和橫波，在某些特定地區(qū)還可以記錄到Crust界面的反射波。

圖1?。╝）上地殼震源近震地震波示意圖

圖1?。╞）下地殼震源近震地震波示意圖

對(duì)于圖1的另一種震源模式是震源不是在上地殼而是靠近Crust界面下面的下地殼內(nèi)。這種震源模型的近震震相與上地殼震源模型的近震震相基本相同，路徑也近似。但是，震相Pb，Sb不再是從Crust界面上面入射形成繞射波，而是在近Crust界面下面出射，見圖1b。同時(shí)Pg，Sg的視速度略大于上地殼震源的視速度。

如果震源靠近莫霍面 （在M界面上面或下面）在近震范圍內(nèi)則記錄不到Pb，Sb，對(duì)于這樣的地震最突出的震相通常是Pn，Sn。Pb，Sb已不復(fù)出現(xiàn)，

Pg，Sg只在很小范圍內(nèi)為初至波。以地殼厚度33km為例，當(dāng)震源深度為10km時(shí)，在震中距大約為1.6°時(shí)，Pn為初至震相；當(dāng)震源深度為20km時(shí)，震中距大約在1.1°時(shí)，Pn就即成為初至震相。這也是淺源地震確定震源深度的重要參數(shù)之一。

2.2中源近震地震波路徑和震相特征

當(dāng)震源遠(yuǎn)離Moho界面，向地球內(nèi)部遷移至離Moho界面大約30km時(shí)理論界定進(jìn)入中源地震范圍，由此至300km范圍內(nèi)屬中源地震范疇，通常定義地表下60～300km的地球環(huán)帶發(fā)生的地震稱之為中源地震，就震源深度而言姑且稱之為中源環(huán)帶。

受地球圈層結(jié)構(gòu)的影響發(fā)生在不同環(huán)帶的地震的震波的特征有比較明顯差異，所以發(fā)生在中源環(huán)帶的地震波的動(dòng)力學(xué)特征和運(yùn)動(dòng)學(xué)特征在記錄特征圖中與發(fā)生在地殼內(nèi)的淺源地震有比較明顯不同，特別是震中距＜6°的近場(chǎng)地震波記錄有更加明顯不同。它們不僅表現(xiàn)在地震波的物理形態(tài)方面而且記錄的震相也大相徑庭，這使得我們有可能夠憑借視覺就能初步判定近震的震源是在地殼內(nèi)還是在中源環(huán)帶。

圖2　a　中源近震地震波路徑示意圖

圖2　b　中源近震地震波記錄圖

圖2　c　中源地震核面反射波

中源近震地震波的主要路徑如圖2a示，由地幔折射穿透地殼到達(dá)地表，由于地震波速度隨地下深度增加而變大，所以由地幔上行入射地殼的地震波不會(huì)產(chǎn)生Crust界面的繞射波Pb，Sb和Moho界面的繞射波Pn，Sn更不可能生成反射波PmP，SmS。由于中源地震波的主要路徑是在地幔中，所以它的基本震相是地幔折射波P和S，如圖2a、b。圖2b是2012年01月29日16時(shí)07分發(fā)生在臺(tái)灣北海域震源深度247km的中源地震波記錄圖。圖中6個(gè)記錄臺(tái)的震中距從2.1°-2.5°，全部地震波只記錄了初至震相P和橫波S震相而且出射角很大。若是淺源地震則初至震相為Pn并有續(xù)至震相Pg，甚至可以記錄到Pb，相比之下中源近震的震相較淺源近震的震相要簡(jiǎn)單一些。中源近震震相僅有P和S而不會(huì)有Pn，Pb，Pg和Sn，Sb及Sg。但是由于中源地震比淺源地震更接近核幔界面所以會(huì)在核幔界面和內(nèi)外核生成反射波PcP，ScS和PKiKP，SKiKS。由于核幔界面到達(dá)地表近300km，內(nèi)外核界面到達(dá)地表更達(dá)500km所以只有較大的地震在核幔界面和內(nèi)外核的反射波才可以達(dá)到地表，如圖2c。所以近震的震相結(jié)構(gòu)是區(qū)分中源近震和淺源近震的重要標(biāo)志，生有Pn，Pb，Pg及相應(yīng)的S波震相的是淺源地震，只有P 和S震相的是中源或深源地震。

3　由地震波的記錄特征區(qū)分淺源與深源地震

淺源地震波路徑主要在地殼內(nèi)，地殼的分層結(jié)構(gòu)和橫向不均勻性使得淺源近震地震波極為復(fù)雜而且常常帶有明顯的區(qū)域性特征，就震相而言，淺源近震震相除圖1所示的主要震相外還有諸多地表反射震相：PgPg，PnPn及sPn等，如圖3所示。這些與中源近震簡(jiǎn)單的震相特征形成鮮明的對(duì)比，使我們可以在閱讀地震波是就能基本區(qū)分淺源和深源近震。

圖3　淺源近震地表反射波示意圖

3.1由在初至震相區(qū)分淺源與深源近震

對(duì)任何地震波初至震相都是最重要的，初至震相不僅反映震中方位、震中距遠(yuǎn)近、地震能量還反映地震的震源深度近震尤為突出，主要表現(xiàn)在初至震相的性質(zhì)和出射角大小兩方面。

中源地震由于震源在地殼深下方，受地球密度和地震波速隨深度增加的影響，在近震范圍地震波的出射角比較大所以不能形成地表反射波，只有在震中距足夠大時(shí)才有可能產(chǎn)生地表反射波。中源地震雖然不能生成近震地表反射波卻能生成核面反射波，見圖2c。由于核面到地表達(dá)幾千km所以只有較大的地震生成的核面反射波地震計(jì)才能記錄得比較清楚，這是也中源近震與淺源近震震相記錄的重要區(qū)別。

圖4a是一近震的初至震相特征圖，從圖中我們看到隨震中距由0.8°增加到1.8°初至震相由Pg轉(zhuǎn)為Pb后又更為Pn，相應(yīng)的續(xù)至震相是PmP，Pg和Pb。在震相特征上，PmP震相呈尖脈沖狀，顯示為地下凸界面反射波的特征。在震中距1°左右時(shí)震相Pb成為初至震相說明震區(qū)是于雙層地殼地，震源位于上地殼內(nèi)，否則不會(huì)出現(xiàn)Pb震相。在震中距170°時(shí)Pn成為首波，表明震中區(qū)不僅是雙層地殼而且厚度在30km左右。因?yàn)?，如果震中區(qū)地殼厚度小于20km，Pn會(huì)在震中距1.2°-1.4°成為首波，例如我國東南沿海地區(qū)；若地殼厚度大于50km，Pn將在1.8° -2.1°成為首波，如我國青藏高原一些地區(qū)。鑒于以上情況，可以判定這個(gè)地震是一個(gè)發(fā)生在地殼厚度30km左右，震源在上地殼深度近10km的一個(gè)淺源地震。

圖4b也是一近震記錄圖，臺(tái)站分布震中距從0.8°-2.7°，在這樣大的一個(gè)范圍內(nèi)該圖個(gè)臺(tái)站的觸動(dòng)震相無一例外的都是P波，續(xù)至震相同樣無一例外都是S波。這與圖4a的記錄形成鮮明對(duì)比。產(chǎn)生圖4b這一現(xiàn)象是因?yàn)閳D4b這個(gè)地震震源在遠(yuǎn)離地殼的下面140km多，地震波路徑如圖2a是從地幔上行入射地殼所以沒有Crust界面的繞射波Pb，Sb和Moho界面的繞射波Pn，Sn更沒有核幔界面的反射波PmP，SmS。這是淺源地震與中源地震重要區(qū)。

圖4　a　淺源近震初至震相特征

圖4　b　深源近震初至震相特征

3.2由散射區(qū)分淺源與深源近震

由于地殼的非均勻性特別是橫向不均勻性地震波在傳播時(shí)多方位、多角度地改變?cè)瓉韨鞑シ较?，不僅發(fā)生單散射（輻射只被一個(gè)局部性散射體散射，則稱此為單散射），由于地震波的路徑長(zhǎng)而復(fù)雜就會(huì)有許多散射體集中在一起則地震波輻射會(huì)被散射很多次，形成多重散射。在這一過程中在不同界面還會(huì)聯(lián)續(xù)多次反射而形成多重反射進(jìn)而產(chǎn)生幾何擴(kuò)散，同時(shí)生成了子波和尾波，改變?cè)瓉淼卣鸩ǖ念l率和波長(zhǎng)甚至改變地震波的軌跡。由于單散射是隨機(jī)的所以在路徑主要在地殼內(nèi)的淺源近震地震波子波和尾波也沒有任何規(guī)律遵循，不同地區(qū)行跡各異在地震圖地震波強(qiáng)度會(huì)發(fā)生隨機(jī)漲落上留下 “散斑”，如圖5a。圖5a是2003年7月10日，09：49分發(fā)生在我國四川省西部（27.79N 102.52E），震源深度15km的地震的記錄圖，受川西北復(fù)雜的地殼結(jié)構(gòu)影響地震波生成大量子波并且有發(fā)育很好的尾波。受子波和尾波的影響除初至震相依然在目，其他震相包括S震相都非常難以分辨。

圖5　a　淺源地震波受散射影響生成子波

圖5　b中源近震地震波P波和S波解耦，不受散射影響，沒有子波

散射結(jié)果強(qiáng)烈地依賴于入射軌道參數(shù)。對(duì)于近似水平入射的淺源近震有強(qiáng)烈影響，而對(duì)中源和深源近地震地震波則影響較小。因?yàn)橹性吹卣鸩ㄔ诮鸱秶鷥?nèi)對(duì)地表近似垂直入射，使它主要受地殼和地幔分層結(jié)構(gòu)影響而少受地殼橫向不均勻性影響，垂直入射的地震波P波和S波解耦，它們幾乎不發(fā)生相干涉，所以中源近震基本沒有子波和尾波，如圖5b。圖5b是2012年01月29日16：07：40.27發(fā)生在臺(tái)灣臺(tái)北海域 （25.351N，122.162E）震源深度247km的中源地震的記錄圖，從圖中可以看出地震波幾乎沒受到任何散射影響，沒有子波和尾波，P波和S波幾乎成為唯一一組震相。

通過對(duì)圖5a和圖5b的比較我們看到，散射對(duì)于近似水平入射的淺源近震有強(qiáng)烈影響，而對(duì)于近似垂直入射的深源地震波則影響較小。對(duì)于觀測(cè)者，散射結(jié)果雖然顯得相當(dāng)?shù)碾S機(jī)，但是在區(qū)分震源深淺則成為分水嶺。所以通過地震波的散射效應(yīng)和子波發(fā)育程度是區(qū)別淺源近震和中深源地震的重要判據(jù)。

3.3震相走時(shí)異常法

地震定位誤差不僅取決于地震波的真速度，在實(shí)際計(jì)算時(shí)更多依賴是視速度，當(dāng)?shù)卣鸩ǖ恼嫠俣纫欢〞r(shí)視速度并不是一個(gè)確定的量。

真速度（V）對(duì)應(yīng)單位時(shí)間內(nèi)的行波距離，視速度（VˉΔ）隨震中距和入射角i改變而改變。dΔ/dt=V/ sini，sini=Vdt/dΔ，如圖6所示。在相同震中距下，震源越深入射角越小，視速度越大。所以在相同震中距下隨著源深度的加深P波和S波的走時(shí)和到時(shí)差將變大。

圖6　視速度示意圖

當(dāng)?shù)卣鸩▊鞑ニ俣纫欢〞r(shí)，走時(shí)殘差隨著震源深度的誤差和震中距或臺(tái)站距離的增大而增大。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。研究表明，當(dāng)速度已知，震源越深的地震，S波與P波走時(shí)差改變?cè)酱?，這是判斷震源深度的重要參數(shù)，見表1。從表1可以看出震源深度小于100km時(shí)，無論震源深度如何改變，只要震中距相同 （例如△=2.0°）P波與S波的到時(shí)差近似為常數(shù)，它們的到時(shí)差每增加一秒震震中距平均增加8.5km。當(dāng)震源深度大于100km的到時(shí)，P 和S差每增加一秒震震中距平均增加的里程比相同震中距的震源深度小于100km的淺源地震少1km。換言之，震中距相同時(shí)深源地震S波與P波的到時(shí)差大于淺源地震S波與P波的到時(shí)差，并且深度差越大，到時(shí)差也越大。圖7是一震源深度240km，震中距76km的的地震波記錄圖。從圖中可以看出P、S波到時(shí)差為26.2s而如果震源深度為15km，P、S波到時(shí)差應(yīng)為11s，這兩個(gè)數(shù)值比為2.4，可見深度對(duì)震相走時(shí)影響之大。

圖7　震源越深S、P波到時(shí)差越大

表1　不同震源深度的地震波走時(shí)對(duì)比

震源深度對(duì)近地震波走時(shí)的強(qiáng)烈影響，讓我們可以通過地震波的走時(shí)殘差和P，S波到時(shí)差的變化初步確認(rèn)震源深度。當(dāng)震相確認(rèn)都是真確的時(shí)候，如果殘差特別是近臺(tái)殘差很大則震源深度誤差較大，“+”殘差越大表明震源過淺，反之“-”殘差越大表明震源過深。修正震源深度使得較近的臺(tái)站殘差達(dá)到規(guī)范要求是真確的震源深度，并通過如圖7和表1給以確認(rèn)，這是一個(gè)簡(jiǎn)潔而精度較高的方法。

在震相走時(shí)異常確認(rèn)震源深度中PmP和sPn震相是最為引人注目的，也廣為使用，但是sPn震相只適用一定震中距范圍內(nèi)的較大的地震，而且該震相不容易讀取，所以不能地震速報(bào)要求的快速準(zhǔn)確的要求；PmP震相受地殼結(jié)構(gòu)影響較大而且在非全反射點(diǎn)并不突出所以也不適合速報(bào)時(shí)使用。P波和S都是直達(dá)波是最容易閱讀的震相，因此用它們的走時(shí)異常判定在震源深度簡(jiǎn)便易行而且精度高。

快速準(zhǔn)確確定震源的基本深度是地震速報(bào)最大難點(diǎn)，文中給出的通過近震地震波震相結(jié)構(gòu)、P，S震相的到時(shí)差、地震波受散射影響程度以及震相走時(shí)殘差來區(qū)分淺源近震和中源近震的幾個(gè)方法是依據(jù)地震波的記錄宏觀特征和震相走時(shí)特征初步確定一個(gè)較接近真實(shí)震源深度的深度距離，在此基礎(chǔ)上選擇相應(yīng)的定位方法再精確測(cè)定震源深度。例如如果地震波的宏觀反映是一個(gè)淺源地震則采用搜索法或單純型法定位比較好，若地震波的宏觀反映是一個(gè)中源地震則使用雙叉定位會(huì)獲得更理想的結(jié)果。

誠然如此，震源深度的準(zhǔn)確測(cè)定關(guān)系到對(duì)震源過程、斷層構(gòu)造、殼幔結(jié)構(gòu)、應(yīng)力場(chǎng)作用、板塊運(yùn)動(dòng)等一系列的重要問題的正確認(rèn)識(shí)，在利用各種地震波的記錄特征來討論震源深度時(shí)必須確保使用的資料的可靠性，還須注意這些參數(shù)所表達(dá)的物理含義，否則將會(huì)導(dǎo)致錯(cuò)誤的結(jié)論，在此基礎(chǔ)上獲得比較準(zhǔn)確的震源深度。

雖然現(xiàn)今測(cè)定震源深度的方法有多種，但各種方法其實(shí)都要涉及走時(shí)、波速和地殼模型。所以，開展地震活動(dòng)地區(qū)結(jié)構(gòu)的精細(xì)研究是提高震源深度精度的先決條件之一。但最重要的是要有密集的區(qū)域臺(tái)網(wǎng)包圍震中，至少要有一個(gè)震中距小于震源深度的臺(tái)站，這樣可以大大提高震源深度的測(cè)定精度。

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