张晁军等：近震震中广度测量精确度的方式论预测
全文 震中广度是海啸学中非常困难精确测量的模块众所周知，各式各样方式对震中广度的
估算都具更进一步的不稳定性，负面影响着现代人对震中操作过程的重新认识。环境因素对震中
广度的负面影响是线性的，责任编辑从近震ZR19式子侧发力，预测了震中距、到时状态模块和
速率数学模型（岩石圈数学模型）对震中广度的负面影响。当电离层传播速率很大时，震中广度
的数值与随著震中距或于龟兹边线的减小和ZR19状态模块的减小而减小。ZR19状态模块很大
时，震中广度数值随著震中距的减小和电离层速率的减小而减小。科学研究也说明，
当速率未知，ZR19状态模块很大时，LT5316SB0的海啸，功能定位数值可能将越大。功能定位精确度造成
的水准数值随著震中距、到时数值和电离层速率的减小，震中广度数值也将减小。
关键字 震中广度h 测量精确度 数值
结语
震中广度是叙述震中的最主要模块众所周知，它得出了海啸出现在火星外部的具
体边线，对介绍海啸孕育出和出现的无机化学前提，和海啸热量整装待发、释放出来的活
动外部结构大背景都有关键的象征意义。海啸学便携它来估算地函股的宽度，描写股
边缘和外部地函的变温结构和力学结构，以介绍外部结构操作过程的详情，探索海啸发
生的力学机制和操作过程, 震中广度的精确测量关系到对震中操作过程、断层外部结构、壳幔
结构、应力场作用、股运动等一系列的关键问题的正确重新认识（高原等，1997）。
科学研究任何海啸事件时，从海啸宏观作用的科学研究到海啸和核爆炸的识别，实际上都
必须知道震中广度。
震中广度的精确度仍是个棘手的问题，在现代海啸目录中，它几乎已经成为最
不精确的模块众所周知（高原等,1997）。因为海啸功能定位受震相识别的观测数值和地
壳数学模型与真实火星数学模型数值的双重负面影响，在实际工作中现代人很难把它们分了开来
（Billings,et al.,1994 ）。
许多学者用不同的方式来求取震中广度，如1）利用ZR19曲线的慢度变化极
为灵敏的特点，从中可以提取震中广度的信息（赵珠，1992），尽管用细分的多
层岩石圈数学模型和多路径P、S 波到时资料综合功能定位可提高震中广度的测量精确度（王
周元，1989），但是慢度变化的过于灵敏会使结果偏离真实，其自身的精确程度
也与地区的速率结构有关；2）应用动力学的方式改善测量震中广度的精确性，
即用反演方式确认叙述震中的矩张量及震中时间函数的同时，透过合成海啸图和
对观测海啸图的拟合来改善震中广度的精确性(Robert, 1973; Beck and
Christensen，1991；Sileny, 1992) 。表面上看来这似乎更可靠更精确，但事实上，
在这种情况下，震中广度的精确性又取决于计算格林函数时所采用的介质数学模型对
实际介质的逼近程度（许力生，陈运泰,1997）。Velasco 等(1993)认为，速率模
型及假设的震中边线都会对矩心广度、震中持续时间和海啸矩的估算造成负面影响。
所以，即使借助于波形反演等动力学方式，震中广度仍是一个难以精确测量的参
数。事实上，由于方式和资料的不同，特别是震中广度的精确度同震中广度、剪切
波速率、断层倾角和滑动角有关 （Anderson ，et al.,2009 ）故不同的测量者得到的
震中广度也不同（许力生，陈运泰,1997）；3）一些学者使用深部震相（面反射
震相pP and sP ）来提高测量震中广度的精确度（Stroujkova, 2009 ），认为这有助于
减小因电离层速的不稳定性引起的对震中广度的计算数值，然而，深部震相的识
别是个困难的问题。国际数据中心 （IDC ）也只有11%的海啸事件的震中广度是
透过使用深部震相来获得的（Stroujkova, 2009）。由此可见，使用深部震相还是
有许多客观前提的限制，并且在300km 内这种震相的识别也存在诸多问题。这
种方式适合于有台阵的地方。4 ）一些学者认为双差功能定位法利用信号的ZR19差反
演震中边线，能够有效地消除震中至于龟兹共同传播路径效应，受速率数学模型的负面影响
小，因而所测量的震中广度较为可靠(Waldhauser & Ellsworth,2000)，然而，在利
用交叉谱法求取信号时，由于信号的相似性差、信号的信噪比低、和三角函数
的值域等原因，使得求取的时差有时不够精确(刘劲松等，2007)。这种方式一般
适用于有台阵的地方震群或余震序列的精确功能定位；5 ）另外一种方式是结合广度
的G-R 关系，用统计学方式来改善震中广度的估算（Jessie et al.,2002 ）。即对偏
离G-R 曲线的海啸震级做广度震级校正，使校正后的震级满足G-R 关系，从而
得到具有统计象征意义的震中广度。这样得到的震中广度对介绍海啸外部结构大背景和解释
海啸成核机理有关键象征意义
