1) deep earthquake
深源地震
1.
It is found that the earth resistivity showed obvious middle-and short-term anomalies before two deep earthquakes(MS≥7.
0级以上深源地震前,该台地电阻率存在明显的异常变化,属于中、短期异常。
2) Deep-focus earthquake
深源地震
1.
In the seismogram records of deep-focus earthquakes occurred in areas such as margin of Japan Sea and the junction areas of China-Korea-Russia in direction NE of Changsha Seismic Station,sP phase of deep-focus earthquake can be found.
长沙地震台北东方向深源地震的记录中,发生于日本海边缘和中朝俄接界区域的深源地震存在sP震相,它超前于S波,由于震相能量较大,容易与S波相混淆。
2.
The results of high temperature and high pressure experimental research indicate that the occurrence of deep-focus earthquakes is closely related to the mantle phase transformation.
高温高压实验究表明，地幔矿物相交与深源地震有着密切的关系。
4) northwest Pacific subduction zone
中深源地震
5) Intermediate and deep focus earthguakes
中源和深源地震
6) focal depth of shallow earthquake
浅源地震的震源深度
补充资料：人工源深部地震探测
利用震中、震源深度和发震时刻都可预先确定的人工地震源，探测地壳深部和上地幔物质的速度结构和物理性质。这种方法的分辨力较高，近年来发展很快。在深部地震探测中应用计算机技术处理地震数据，对地壳和上地幔结构有了一些新的认识。
人工源产生的地震波可以穿透地球内部深达数公里、数十公里、甚至上百公里的具有不同物理性质的各个岩层，有些波返回地表，被检波器（拾震器）接收，根据检波器记录到的各个波组的走时和振幅资料，在适当的资料处理后，得到地壳和上地幔的地震波速度结构。
野外观测方法 折射波法和广角反射法 通常用炸药源。为了取得地壳和上地幔介质内的信息，往往在长几百公里，甚至上千公里的测线上安放几十个到上百个流动台站（台站距 1～10公里不等）。记录系统有模拟磁带记录和数字磁带记录两种。用此法可得到区域性的速度界面轮廓和较精确的折射波界面速度，后者可以用来作岩性对比。
近源垂直反射法 分炸药源和非炸药源两种。非炸药源有重锤、连续振动震源、气爆源（气枪）和电能震源。由于震源能量较小，只接收近源反射信号，所以测线排列较短（<10公里），台站距较密（50～100米）。野外采用组合激发，组合接收，多次覆盖的多道接收技术；用统计方法压制无规则干扰波和规则干扰波，以获得高信噪比和高分辨率信号。经过数据处理，获得速度界面形态,断层产状,板块接触形态和含油、气地层形态等方面细结构信息。但是由于测线短，从资料分析（动校正）中要得到中、下地壳的速度结构是十分困难的。
海洋多道接收反射法 通常用气枪组合激发。所使用的水中地震检波器安装在同船相连的一条拖缆上，并利用浮标浮在水下一定深处,测线长不超过4公里。一般来说，此法得到的资料比大陆上反射法得到的资料信噪比要高得多。它最严重的缺点是振动源能量太小，测线太短，因此限制了叠加速度适用的深度范围。通常此法用于研究浅海海洋地壳结构，尤其是沉积盆地的构造。
海洋折射法 用同折射波法类似的长剖面进行洋底构造的研究。震源可有炸药源或气爆源。用洋底地震检波器 (OBS)或声呐浮标作接收仪器。近年来取得了海洋地壳、洋脊、海沟和岛弧等地带的详细结构和速度分布，为板块构造研究提供了重要的深部背景资料。
资料处理 预处理 除了改进激发、接收条件和记录系统外，对已取得的资料必须进行时间域和空间域的滤波，经过各项校正作出记录剖面图。
震相的识别 这是人工源地震深部探测的关键。根据各震相的走时和振幅特征，先用一维反演（如阻尼最小二乘法、x 2-T 2法、时间场法、TAU(τ)法、最大深度法、近似法）和一维正演（如一维走时正演和理论地震图计算）提出各个炮点所得到资料的一维速度结构；然后综合这些一维速度模式，得到二维速度初始模型，进行二维射线追踪和理论地震图的计算，用试错法得到该地区的二维速度结构。
必须指出，反演的结果不是唯一的，射线追踪和理论地震图的计算是限制这种不唯一性的最有效方法。
近源垂直反射资料在测线的不同位置上的法线反射时间的变化就反映了地下地层的构造特点。通常用静校正、动校正、共深点道集叠加、偏移处理，得到时间剖面。
地质构造解释 得到速度结构后，要进行地质构造解释，进行地质构造运动史、地质动力学的分析和地壳、上地幔物理性质的分析，最后编制出该区的地质构造图。
人工源产生的地震波可以穿透地球内部深达数公里、数十公里、甚至上百公里的具有不同物理性质的各个岩层，有些波返回地表，被检波器（拾震器）接收，根据检波器记录到的各个波组的走时和振幅资料，在适当的资料处理后，得到地壳和上地幔的地震波速度结构。
野外观测方法 折射波法和广角反射法 通常用炸药源。为了取得地壳和上地幔介质内的信息，往往在长几百公里，甚至上千公里的测线上安放几十个到上百个流动台站（台站距 1～10公里不等）。记录系统有模拟磁带记录和数字磁带记录两种。用此法可得到区域性的速度界面轮廓和较精确的折射波界面速度，后者可以用来作岩性对比。
近源垂直反射法 分炸药源和非炸药源两种。非炸药源有重锤、连续振动震源、气爆源（气枪）和电能震源。由于震源能量较小，只接收近源反射信号，所以测线排列较短（<10公里），台站距较密（50～100米）。野外采用组合激发，组合接收，多次覆盖的多道接收技术；用统计方法压制无规则干扰波和规则干扰波，以获得高信噪比和高分辨率信号。经过数据处理，获得速度界面形态,断层产状,板块接触形态和含油、气地层形态等方面细结构信息。但是由于测线短，从资料分析（动校正）中要得到中、下地壳的速度结构是十分困难的。
海洋多道接收反射法 通常用气枪组合激发。所使用的水中地震检波器安装在同船相连的一条拖缆上，并利用浮标浮在水下一定深处,测线长不超过4公里。一般来说，此法得到的资料比大陆上反射法得到的资料信噪比要高得多。它最严重的缺点是振动源能量太小，测线太短，因此限制了叠加速度适用的深度范围。通常此法用于研究浅海海洋地壳结构，尤其是沉积盆地的构造。
海洋折射法 用同折射波法类似的长剖面进行洋底构造的研究。震源可有炸药源或气爆源。用洋底地震检波器 (OBS)或声呐浮标作接收仪器。近年来取得了海洋地壳、洋脊、海沟和岛弧等地带的详细结构和速度分布，为板块构造研究提供了重要的深部背景资料。
资料处理 预处理 除了改进激发、接收条件和记录系统外，对已取得的资料必须进行时间域和空间域的滤波，经过各项校正作出记录剖面图。
震相的识别 这是人工源地震深部探测的关键。根据各震相的走时和振幅特征，先用一维反演（如阻尼最小二乘法、x 2-T 2法、时间场法、TAU(τ)法、最大深度法、近似法）和一维正演（如一维走时正演和理论地震图计算）提出各个炮点所得到资料的一维速度结构；然后综合这些一维速度模式，得到二维速度初始模型，进行二维射线追踪和理论地震图的计算，用试错法得到该地区的二维速度结构。
必须指出，反演的结果不是唯一的，射线追踪和理论地震图的计算是限制这种不唯一性的最有效方法。
近源垂直反射资料在测线的不同位置上的法线反射时间的变化就反映了地下地层的构造特点。通常用静校正、动校正、共深点道集叠加、偏移处理，得到时间剖面。
地质构造解释 得到速度结构后，要进行地质构造解释，进行地质构造运动史、地质动力学的分析和地壳、上地幔物理性质的分析，最后编制出该区的地质构造图。
说明：补充资料仅用于学习参考，请勿用于其它任何用途。
参考词条