北大地震概论——第3章地震仪及基本参数的测定

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北大地震概论——第3章地震仪及基本参数的测定

S-P/秒台站 BKS JAS MIN 21.0 20.4 12.9 190 188 105 震中距离/千米
3.5.2 地震大小的确定
地震学家们发明了许多简单的方法从地震记录上确定地震的大小。观测台站所用衡量地震大小的最普通单位是地震震级。在1935年查尔斯·里克特（Charles Richter）（下图）在加州理工学院发明了相对的方法测量地震，和达也曾经用类似的方法确定日本地震的大小。里克特提出按照地震仪器探测到的地震波的振幅将地震分级。这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。
因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的地震波振幅是很方便的。精确的定义是：里氏震级ML是最大地震波振幅以10为底的对数。一种被称之为伍德-安德森（Wood-Anderson）的特殊地震仪记录到的振幅测量精度达到1‰毫米。里克特没有指定特殊的波型，因此最大振幅可以从有最高振幅的任何波形上取得。由于一般振幅随着距离增大而减少，里克特选择距震中100千米的距离为标准。
现代地震仪
现代化的野外地震仪
地震图(Seismograms) 地震图(Seismograms)
＊地震图地震图也被称为地震记录地震图地震记录
第一个远震记录：记录：在德国Potsdam 在德国记录到的日本发生的地震
1906年旧金山地震记录年旧金山地震记录
1906年旧金山地震时，加利福尼亚大学里克观测台尤因地震仪在旋转圆盘上记录了地面南北方向和东西方向上的地震波动
按着这个定义，对一个100千米外的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1‰毫米的 10000倍）,则震级4。
震级本身没有任何上下限（虽然地震大小有上限）。自本世纪有了地震仪以后所记录到的地震仅有几次震级达到8.5级以上（下页图）。例如，1964年3月27日在阿拉斯加威廉王子海湾的大地震的里氏震级约为8.6。另一方面，小断层的滑动可能产生小于零震级的地震（即负值）。在局部地区记录的非常灵敏的地震仪可探测到小于-2.0级的地震。这种地震释放的能量大约相当于一块砖头从桌子上掉到地面的能量。

北京大学通选课地震概论第三章PPT课件

作者：赵克常
第三章地震波传播理论
2012
地震概论
一、射线理论
在研究问题的尺度远大于地震波波长的情况下，可将地震波传播当作射线来处理，从而使复杂的波动问题简化成为射线问题。地震射线问题这和几何光学很相似。所谓地震射线，就是地震波传播时，波阵面法线的轨迹，也即是震动由一点传播到另一点所经过的途径。
2012
地震概论
费尔马原理（Fermat’s Principle）
光学中的Fermat定理：
“光在介质中传播的路径为走时（traveltime)最小的路径”
地震学中的Fermat定理：
地震波在介质中传播的路径为走时最小的路
径.
作者：赵克常
第三章地震波传播理论
2012
地震概论
地震学中的Fermat定理不是永远成立，是高频情况下地震波波动方程的渐近解。
作者：赵克常
第三章地震波传播理论
2012
地震概论
设震动由A点出发，沿途径s传播到B，传播速度是 v(x, y,z) 所用的时间是t，则费马原理就是
t Bds0 Av
δ是变分。根据这个原理，若A和B各在一个分界面的两边或一边，就立刻得到斯涅耳的折射或反射定律。
作者：赵克常
第三章地震波传播理论
地震概论
第三章地震波传播理论
第一节地震波传播的基本概念第二节地震波传播的基本理论第三节体波各种震相和走时表
作者：赵克常
第三章地震波传播理论
2012
地震概论
第一节地震波传播的基本概念
一、地球介质和弹性波 • 地震波是地下传播的震动，必然与岩石的
弹性有关，一般都假定岩石是一种完全弹性体。 • 在一般的地震波计算中，地球介质可以做为各向同性的完全弹性体来对待。

地震概论第三章地震波讲义资料

六、地震波与地球内部结构
体波之所以对地球内部结构比较敏感，是因为在地球内部的不同部分，地震波传播速度不同，在不同部分的分界面上发生的反射、折射和波型转换，既影响体波的 “行走时间”，又影响体波的振幅和形状。
把面波的波长延伸到整个地球的尺度，我们还有一个专用的名词：地球自由振荡。这时，地球好像是一口铜钟被大地震重重地敲击一下，余音缭绕，经久不绝。不同形状、不同结构的铜钟具有不同的音色；类似地，不同形状、不同结构的星球也具有不同的自由振荡的形式。地震学家就像一位钢琴调音师那样，通过倾听地球的“音乐”，辨认出地球内部的结构。
P波和S波的速度表达式
P波，速度Vp = V (K+ 3/4µ)/ρ 花岗岩: Vp = 5.5千米/秒; 水: Vp = 1. 5千米/秒 ρ为密度
S波，速度Vs=V µ/ρ 花岗岩: Vs =3.0 千米/秒; 水: Vs = 0 千米/秒
P波速度
花岗岩水
5.5千米/秒 1.5千米/秒
S波速度 3.0千米/秒
复习
一、波动波动方程波速、波长、周期、波频率、初相位、简谐波与复杂波
2、S波
S波:S波跑的比P波慢，它只可以在固体传播。在S波传播时，质点的运动方向与S波的传播方向互相垂直，介质中产生剪切应力。由于流体不能承受剪切应力，因此S波不能在液体和气体中传播。
P波和S波的速度由介质的密度和弹性常数决定。
内部圈层
深度 km
地震波速度
纵波横波
Vp
Vs
密度ρ g·cm-
3
压力 P
MPa
重力 g
m·s-2
温度t C
附注
0 5.6 3.4 2.6

地震仪参数测定简介

地震仪参数测定
童汪练
2003.10.20
内容
一．地震仪参数测定方法 1.参数测定内容：灵敏度、传递函数、噪声 2.振动台测定(一级校准) 3.电动式测定
二．参数测定(电动式)与传递函数特性 1.稳态正弦标定(二级校准)－灵敏度、幅频 2.脉冲(阶跃)标定－二阶传递函数 3.数据采集器－传递函数(FIR数字滤器) 4.系统辨识－系统传递函数 5.传递函特性 6.噪声测试

bn s n amsm
bn1sn1 b1s b0 am1sm1 a1s a0
地震计二阶传递函数(主导零极点)
H
(
s)

S
2

S2
2hS

2
=2f – 地震计自振周期；h – 阻尼系数
时域法和频域法：
时域测定地震计周期和阻尼
H (s)

S2

S2
2hS
二阶传递函数小结
二阶传递函数测定－实质１．测定地震计的自振周期和阻尼２．测定方法：
B.标定参数：地震计标定灵敏度(m/s2)/A *[单一参数] 地震计标定灵敏度(v/m/s)/A* 地震计折合摆长、转动惯量
地震计标定灵敏度(v/m/s)/A* 地震计摆锤质量(g) 注：带 * 号的均由振动台校准
二．参数测定(电动式)与传递函数特性
1.稳态正弦标定(二级校准)－灵敏度、幅频
幅频和静态灵敏度： A. 求等效地动速度Xv(μm/s)－力激励产生－正弦波 B.测量力激励响应输出值Yc(counts)－A/D数采输出 C. 计算地震仪速度响应灵敏度Sv(counts/μ m/s) D. 计算地震计速度输出电压灵敏度Ss(v·s/m)
连续的(S域)、离散的(Z域)

科学课地震仪

小科童科学班五年级在学习和玩乐中成长地震仪地震是一种正常的自然地质运动，但给人类带来很大的危害，有时它发生的很突然，为了测量地震，地质学家也使用了各种仪器，其中地震仪就是常见的一种，可是地震报警仪到底是根据什么工作的呢？通过下面的实验让我们一起去探究其中的奥秘吧！教学目标：1、认识地震现象了解地震报警器的原理。

2、培养学生勇于探索的意识和学习地震自救能力。

3、让学生通过实验了解地震仪的电路是怎样连接的。

4、观察电路中有哪些电学元件。

教学原理：1、地震是地球内部发生急剧的破裂，从而引起地面震动的现象。

又称地动、地振动，是地壳快速释放能量过程中造成振动，期间会产生地震波的一种自然现象。

地震报警器：主要是在地震发生时，在破坏力强烈的地震波到来之前，提前起到提醒和警示，使人们能够争取到求生的时机！2、并联电路把电学元件并列的连接起来组成的电路，叫做并连电路。

优点：一个元件损坏，另一个元件仍然正常工作，不受影响。

3、地震报警仪原理发生震动时，报警仪电路的导线接通电路，发出警报的信息。

教学用具：电池盒、导线、蜂鸣器、发光二极管、电池、铁丝、玻璃球。

制作方法：1、塑料管套在粗铁丝上，粗铁丝插在底板上。

2、细铁线一端连接上部粗铁丝圆孔，另一端穿过下部粗铁丝圆孔，连接小球。

3、电池盒贴在底板上，红线接在上部粗铁丝上，黑线连接电阻，电阻另一端连接蜂鸣器和发光二极管的负极。

4、备用导线一端连接蜂鸣器和发光二极管的正极，另一端连接下部粗铁丝。

5、装好电池小球晃动，细铁丝碰到粗铁丝时电路连接，蜂鸣器响起，二极管发光闪烁。

课堂流程：一、情境导入：地震仪是人类为了预防地震灾害而研制的一种报警仪器。

中国东汉时期的科学家张衡发明的“地动仪”是世界上第一台测定地震的仪器，比欧洲制造的地震仪早1700年。

二、课程讲解：认识并联电路和地震报警仪的工作原理。

蜂鸣器、发光二极管是有正负之分的，正极（红线）是一定要和电源的正极相连接，否则他们就不能工作。

地震仪参数测定简介

3.数据采集器传递函数(FIR数字滤器)
(1).FIR数字滤波器
FIR(Finite Impulse Response Digital Filter)
(有限冲激响应数字滤波器)
IIR(Infinite Impulse Response Digital Filter)
(无限冲激响应数字滤波器)
IIR滤波器的系统函数：
单位{dB=10*log(m2/s4/Hz)}
2.振动台测定(一级校准)
A. 电磁式振动台概况工作原理－利用电线圈在磁场中产生推动力，垂
直或水平台面产生运动，并采用激光测距方法计量台面运动轨迹。
振动台组成－振动控制器、振动部件、精密激光测距仪、测量部件(振幅、相位、电压、时间频率、显示）。
EDAS-3：采样率800Hz－通过滤波和抽取变换到50Hz。
EDAS-24:采样率256000Hz－变换到50Hz或其它采样率。
上述功能的实现主要靠FIR数字滤波器抽取来完成。
整个数据采集器的频率特性主要由FIR滤波器决定，其传递函数非常稳定，能给出精确的传递函数表达式。
其阶数可高达一、二百阶。
Ａ. 零极点在复平面的分布：
B. 零极点分布与系统冲激响应的时域特性
地震计系统传递函数为H(s)，冲激响应为h(t)，实际上H(s)与h(t)是一对拉普拉斯变换对，即：
H (s) Y (s) h(t)estdt
X (s)
H(s)特性必然包含h(t)的本质特性。下面我们来看看H(s)的零极点分布，如何决定h(t)的时
NHNM(新高噪声模型), NLNM(新低噪声模型) 测试软件：Noise_psd01(单道)、Noise_psd011(多道)

第三章地震仪及基本参数的测定

第三章地震仪及基本参数的测定
一、地震仪与地震图
1、地震图也被称为地震记录
2、第一个远震记录：在德国Potsdam记录到日本发生的地震
二、地震台与全球观测地震网
1、北京国家地震台前身：鹫峰地震台（最早1930年开始记录）。

2、全球地震台网（国际投入，高质量地震台网）
三、地震的全球分布
1、地震带：环太平洋，印度洋——喜马拉雅（亚欧），大洋中脊
2、中国中强震分布：1900年之前华北较多，1900年之后西南和西北比较多。

台湾地区比较多（位于地震带上）
四、地震定位及地震大小的测定
1、地震定位：震源，震中（震源的地表投影）。

方法：三个圆的交点。

其中圆的半径的测得由P波与S波的速度差计算可得，P波大约是S波的1.7倍。

2、地震大小的测量：（代表地震波的大小，不是地震总能量）
（1）里氏针剂的提出：在1935年查尔斯·里克特（Charles Richter）（下图）在加州理工学院发明了相对的方法测量地震，和达也曾经用类似的方法确定日本地震的大小。

里克特提出按照地震仪器探测到的地震波的振幅将地震分级。

这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。

注意：这种方法只能研究局部地震，对于远震测定不能用里氏震级。

（2）大小计算
在100千米处用伍德安德森地震仪测得的振幅为Aμm（微米），
则相应的里氏震级为log10（A），1cm对应的是4级。

这样测得的是地震波的振幅，即可以的地震波的能量与地震波震级，不是总的地震能量（总的地震能量是统计学规律）。

第三章地震仪及基本参数的测定

台湾地区比较多（位于地震带上）
四、地震定位及地震大小的测定
1、地震定位：震源，震中（震源的地表投影）。

方法：三个圆的交点。

其中圆的半径的测得由P波与S波的速度差计算可得，P波大约是S波的1.7倍。

里克特提出按照地震仪器探测到的地震波的振幅将地震分级。

这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。

注意：这种方法只能研究局部地震，对于远震测定不能用里氏震级。

（2）大小计算
在100千米处用伍德安德森地震仪测得的振幅为Aμm（微米），
则相应的里氏震级为log10（A），1cm对应的是4级。

这样测得的是地震波的振幅，即可以的地震波的能量与地震波震级，不是总的地震能量（总的地震能量是统计学规律）。

北京大学《地震概论》震例分析：汶川大地震、仙台大地震

中国地震工作在汶川地震的抗震减灾工作中发挥了应有的作用
（二）汶川地震破裂过程研究正确解释了地震灾害的分布
地震破裂过程研究是理论地震学的重要内容之一，在5•12汶川地震的抗震救灾过程中发挥了作用，产生了社会效益。地球物理所汶川地震震源破裂过程的研究正确地解释了宏观破坏的分布。汶川地震发生后，根据测定的震中位置，救灾重点放到汶川，而且在震区通信联络全部中断的情况下，这项科研成果表示在震中东北方向还有一个强烈的地震位错区，该项成果是在地震发生不到24小时的13日上午就送交上级领导的，在灾害救援的部署中发挥了重要作用。
Introduction to Seismology
3. 汶川大地震和唐山大地震的对比（续）
相比唐山大地震，汶川地震死亡人数相对较少，主要是因为唐山地震发震时间不同。唐山地震主要发生在市区，而汶川地震主要在山区或者说农村人口密度不是很大的地方。
Introduction to Seismology
A. About 0.6 billion
B. About 24 million C. Over two million
Introduction to Seismology
(一) 复习：弹性回跳的基本原理
1. 提出的背景 2. 弹性回跳的基本原理
Introduction to Seismology
(1) 弹性回跳的基本原理提出的背景
• • 盆地效应非发震断层影响
盆地效应
非发震断层
非发震断层的影响，利用集集强震动记录的研究结果
汶川地震强震动初步分析
• • PGA 分布与烈度分布趋势一致地震动的空间分布异常区
地震预警的作用？
灾害的特点
地质灾害严重：

北京大学地震概论考点汇总

北京大学地震概论考点汇总第一章地震学史1.浅源地震：震源深度小于60km；中源地震：震源深度在60km到300km之间；深源地震：震源深度大于300km。

2.1966年邢台大地震导致了1971年中国地震局成立。

3.死亡超过20万人的地震有6次，其中在中国就有4次。

4.近震：震中距小于1000km；远震：震中距大于1000km。

第二章地震波1.P波和S波的主要差异：a)P波的传播速度比S波快，地震图上先出现P波；b)P波和S波的质点振动（偏振）方向相互垂直；c)一般情况下，三分量地震图上P波的垂直分量相对较强，S波的水平分量相对较强；d)S波的低频成分比P波丰富；e)天然地震的震源破裂通常以剪切破裂和剪切错动为主，震源向外辐射的S波能量比P波能量强。

f)P波通过时，质元无转动运动，而有体积变化，P波是一种无旋波。

S波通过时，质元有转动，而无体积变化，S波是一种无散的等容波。

2.地震不地震，抬头看吊灯，说明S波和面波有水平分量。

3.P波使建筑物上下晃动，S波使建筑物侧向晃动。

第三章地震波传播理论1.射线理论2.波长很短：λ f = v在高频近似的情况下，可用波射线来描述波的传播3.Snell定理：5. PcPS可能存在，ScSP不可能存在。

（其中c表示P波和S波在地核界面上的反射，K表示通过外核的纵波，I表示通过内核的纵波，J表示通过内核的横波，i表示在内核界面的反射，p和s分别表示由震源向上（地面）传播的射线）P 夹角比S大。

第四章地球内部的结构1.应用地震波去透视地球内部首先要研究地震图。

2.大陆地区地壳平均厚度为35km。

大洋和大陆下面的地壳厚度不同。

3.地壳是通过研究首波而发现的。

用面波研究地壳性质，因为面波在地壳中运行。

4.上地幔（410km以上）、过度层（410-670km之间）及下地慢（670km以下）。

5.古登堡教授拥有更丰富的地震纪录，得出了更精确的核介面深度估计，首次估计出地核深度为2900km。

北京大学地震概论课程完美课程课件总结

北京大学地震概论课程完美课程课件总结地学发展简史：水火不相容（火成论，水成论）-均变与质变-固定轮与活动论；数值上等于恒星周年视差的倒数。

因此，1pc=360×60×60/2PI×1天文单位==308568亿公里离太阳最近的恒星比邻星的距离约为1.29pc（4.22光年）。

地球公转轨道的平均半径（一个天文单位，AU）霍金的宇宙：无边界有限宇宙马克思的宇宙：时空无限天体He丰度为宇宙成分的26%星系出现1亿年太阳系出现10亿年首批生命12亿年宏观生命形式的进化15亿年水金地火（小行星带）木土天海冥太阳系的轨道特性：近圆形、同向性、共面性；行星运动三大定律：1、行星在椭圆轨道上运动，太阳位于期中一个焦点上；2、行星与太阳的连线在相等的时间内扫过相等的面积；3、行星公转周期的平方与轨道半长径的方成正比。

太阳：色球层（耀斑）-光球层（太阳黑子）-对流层-辐射层-核心恒星结局：红巨星——小于3个太阳先白矮星后黑矮星——3-10个太阳超新星——大于十个黑洞；木星卫星63颗彗星：彗核、彗发固体C、冰冻水|CH4NH3；彗尾CO+N2+CO2+原始大气：一氧化碳、氢、水后全部或大部溢出地球。

由地震引起的破坏，统称之为地震灾害.唐山大地震7.8级死亡24万人中国历史上第二大最具破坏力的地震山东“秦山震”1679年三河地震时北京附近最大的地震。

古代各国对地震说法：中国阴阳说，古希腊气动说，日本地震鲶。

1910美国地震学家里德弹性回调理论地震波与其它波动现象（如，光波、电磁波）一样，有反射、透射、衍射、散射等现象；也满足：惠更斯原理（Huygens’Principle)和费尔马原理（Fermat’sPrinciple)。

但控制地震波传播的最基本原理仍是牛顿定律，即：牛顿定律在连续介质力学中的表达形式地震学中的Fermat定理：地震波在介质中传播的路径为走时最小的路径.Fermat定理是地震波的高频近似解（地震波的特征波长远小于所研究问题的特征尺度）地震射线，能量束分布呈高斯分布，宽度d反比于频率f当f-无穷，d-0；能量束成为射线。

（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点

（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点地震概论笔记（2016春）第一章地震学的研究范围和历史1. 地震是一种常见的自然现象，全球每年约发生500万次地震。

全球有6亿多人生活在强震带上，20世纪约有200万人死于地震，预计21世纪将约有1500万人死于地震。

我国是多地震国家，历史记载死亡人数超过20万人的地震，全球6次，中国4次。

2.地震的两面性：①自然灾害②给人类了解地球内部的信息3.地震：地球内部介质（岩石）突然破坏，产生地震波，并在相当范围内引起地面震动。

破坏开始的地方称为震源（地球内部发生地震的地方。

理论上看成一个点，实际上是一个区）震源深度：将震源看做一个点，此点到地面的垂直距离称为震源深度。

4.震中：震源在地表上的垂直投影。

震中距：观测点与震中的大圆弧距离（在地面上，从震中到任一点沿大圆弧测量的距离）可证明是两点间的最短距离。

烈度：宏观，实际的破坏程度（我国12度烈度表）震级：微观标准表示地震能量大小，仪器测量（地震差一级，能量相差32倍（101.5），两级相差1000倍:log E＝11.8+1.5M，E：能量，M：震级）两者都反映地震大小5.分类：地震序列：①主震型（一个主震，多个余震）②震群型按震源深度分：①浅源：震源深度< 60km ②中源：60-300km ③深源：> 300km 按震中距分：①地方震：震中距<100km ②近震：<1000km ③远震：>1000km （以观测点为圆心，1000km为半径）6. 地震学是应用物理类课程。

地震学只有100多年的历史，中日美在地震学三足鼎立第二章地震波第一节波的性质简述1.液体、气体只能传播纵波，固体可以传播横波（S波）、纵波（P波）2.波线和波阵面垂直3.远离波源的球面波波面上任何一小部分视为平面波第二节地震波1. P波和S波的主要差异总结：vP=√3vS（1）P波的传播速度比S波快，地震图上总是先出现P波。

地震概论整理

一、地球科学概况1、地震学：研究地震及其相关现象2、四大起源问题：行星（宇宙）、地球、生命、人类3、C.S.H: Composition(组成):同位素地球化学.Structure(构造)：全球构造.History(历史)：全球变化.4、地学发展：水火不相容（Werner水成论与Hutton火成论）——均变与灾变——固定论与活动论固定论：海洋与陆地永恒不变5、极地科学：全球变化；海平面变化；气候与生态演变二、宇宙演化1、哈勃发现非稳衡宇宙红移：相互背离，频率变小由此宇宙是由一个基点爆炸而得2、宇宙大爆炸理论的证据：2.7K的发现3、哥白尼原理：宇宙中各点是平权的，有限无边的宇宙没有中心三、太阳系1、行星顺序：水金地火木土天海，Pluto是矮行星绪论2、太阳系的轨道特征：近圆性同向性共面性3、行星运动三大规律：（1）. 行星在椭圆轨道上运动，太阳位于其中一个焦点上.（2）. 行星与太阳的连线在相等的时间内扫过相等的面积.（3）. 行星公转周期的平方与轨道半长径的立方成正比.4、体积密度卫星表面类地行星小大少固体类木行星大小多非固体5、彗星结构：慧发、慧核、慧尾6、太阳系起源假说及发展：Kant-Laplace星云说（18世纪Kant, 1755《自然通史和天体理论》Laplace, 1796《宇宙体系论》）无法解释角动量分配异常灾变说和爆发说新星云说补充：Laplace星云说中太阳系形成的过程：炽热的气体云—分离环—团块—行星7、地球的早期演化：地球形成期(约46亿年前) ——放射熔融期——小天体碰撞期——熔流外溢期——.板块构造发育期8、金星温室效应严重，不适合开发9、月球公转与自转周期一致，导致月球仅有一面面向地球第一章地震学的研究范围和历史1、全球7.0以上强震约13次，15%在大陆，2、中国西部地震较频发，中国每年4.7级以上地震平均50次3、地震频发性低于气象灾害，而由于其突发性和毁灭性使得财产损失和人员伤亡高居所有自然灾害之首。

北京大学地震概论ppt知识点总结。

地震学是一门应用物理学地震对科学方法论方面贡献•反演理论及方法•（弹性波）波动理论•成像方法•复杂性科学地震研究范围的三个方面•一、宏观地震学：主要是指地震宵害的调查和研究、地区基本烈度的划分，以达到为建筑物的抗震设计提供合理的资料和指标，并为地震预报提供宏观数据。

•二、地震波的传播理论：根据地震台风网观测得到的地震资料，研究地震波的发生及传播特征，并利用来研究地壳和地球内部的结构、组成和状态。

•三、测震学：内容包括地震仪器的研制、地震观测台网的布局以及记录图的分析、处理和解释工作。

地震序列：地震在有限的空间和时间范围内有成丛发生的倾向。

这种成丛发生的地震称地震序列。

按时间顺序和震级分布，地震序列分为：主震型和震群型。

•①主震型：通常包括主震和大量的余震。

有些地震序列还包括一系列前震。

若地震序列中，特别大的地震只有一次，则称之为主震；发生在主震之前的中、小地震叫前震；发生在主震之后的大量较小地震叫余震。

•②震群型：在一个地震序列中包含着若干个震级相差不多的地震，而无一特大震级的地震时，称之为震群。

在中国几个主要地震区都有震群发生，但其规模较小。

天然地震的分类•按成因分：1、构造地震；2、火山地震；3、陷落地震。

•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。

大多数地震都为浅源地震。

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。

•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。

•按震级分：1）弱震：M<3的地震。

2）有感地震：3≤M≤4.5的地震。

3）中强震：4.5<M<6的地震。

4）强震：M≥的地震。

其中M≥8的地震又称为巨大地震。

北京大学地震概论课程完美课程课件总结

薁1pc=360 X 60 X 60/2PI X 1 天文单位=206265 天文单位38568 亿公里1.29pc （ 4.22 光年）。

地球公转轨道的平均半径（一个膇水金地火（小行星带）木土天海冥蚃太阳系的轨道特性：近圆形、同向性、共面性；肀行星运动三大定律： 1、行星在椭圆轨道上运动，太阳位于期中一个焦点上； 2、行星与太阳的连线在相等的时间内扫过相等的面积； 3、行星公转周期的平方与轨道半长径的方成正比。

袀太阳：色球层（耀斑） -光球层（太阳黑子） -对流层 -辐射层 -核心芅恒星结局：红巨星——小于 3 个太阳先白矮星后黑矮星—— 3-10 个太阳超新星——大于十个黑洞；膃木星卫星63颗彗星：彗核、彗发固体 C 、冰冻水|CH4NH3 ;彗尾CO+N2+CO2+螁原始大气：一氧化碳、氢、水后全部或大部溢出地球。

螇地学发展简史：水火不相容（火成论，水成论）-均变与质变 -固定轮与活动论；数值螄霍金的宇宙：无边界有限宇宙马克思的宇宙：时空无限芄天体 He 丰度为宇宙成分的26%芀星系出现 1 亿年太阳系出现10 亿年首批生命 12 亿年宏观生命形式的进化15 亿年上等于恒星周年视差的倒数。

因此，离太阳最近的恒星比邻星的距离约为螈由地震引起的破坏，统称之为地震灾害螆唐山大地震7.8 级死亡24 万人中国历史上第二大最具破坏力的地震20 世纪大地震死亡人数近80 万人土耳其地震创地震损失经济之最芆地震灾害95%以上的伤亡是由于建筑物倒塌造成的，大约50%的财产损失是由地震的次生灾害造成的芁固体地球物理学和空间物理学构成地球物理学；地震学时地球物理学的主要部分，研究地震的发生、传播、地球内部构造的一门科学。

螀最早赘述记载公元前1831 年山东“秦山震” 1679 年三河地震时北京附近最大的地震。

古代各国对地震说法：中国阴阳说，古希腊气动说，日本地震鲶。

袄1910 美国地震学家里德弹性回调理论蚅肂地震波与其它波动现象（如，光波、电磁波）一样，有反射、透射、衍射、散射等现象；也满足：惠更斯原理（Huygens' Principle）和费尔马原理（Fermat 's Principle）。

地震参数

地震的基本参数:发震时刻（H）、震中位置（经度λ，纬度φ；)、震级大小M、震源深度h。

（其中时间、地点、震级亦为表述一次地震的三要素。

）地震参数的测定:①震中位置的测定:由多年观测的数据，可把从已知地震的震中至已知地震台的距离（震中距）和各震相从震源传播到各地震台所需的时间（该震相的走时）编列成走时表或绘成一组走时曲线。

当发生一个新地震时就可利用某两种波的走时差来求得震中位置。

现在常用的方法是先假定一个大致的震中位置和震源深度，由此计算出地震波从震源传播至各地震台的走时，并与实际观测值相比较，然后对假定的震中位置和震源深度略加修正，再重复上项计算，如此迭代直至误差小到令人满意为止。

②发震时刻的测定:震中位置或震中距离测定之后，就可按走时表查出或用公式算出某波的走时，从观测到的该波的到时中减去此值，即得到发震时刻。

③震源深度的测定:如果是近震可用作图法测定。

从震源到地震台的震源距离D同S波与P波的到时差S－P成正比。

其比值叫虚波速度，即在该区域内S波速度的倒数同P波速度倒数的差。

在不大的范围内其值尚稳定。

倘若共有3个台观测到某地震，就可以此3台为中心，以此3台所测到的S－P乘以虚波速度为半径，画3个向下的“半球面”，此3个“半球面”相交之点即为震源。

其深度可用简单平面作图法求得。

如为远震则不能用此法。

远震发出的波有一部分P波从震源直接传至地震台，另有一部分P波先近乎垂直地传至地面，经反射后再传至地震台，名pP波。

因pP波与P波的到时差是震源深度与震中距的函数，由此即可计算震源深度。

④震级的测定:地震的大小或强弱以震级表示。

地震愈大，地震的震级数愈大。

地震仪上所记到的地动位移振幅除同地震震级有关外，还同震中距、仪器的自然周期和放大倍数、仪器的安置方式、地震波的传播途径以及台站的地质条件等有关。

传播途径和台站地质条件的影响常视为一种固定的改正值；仪器的性能和安置也是不轻易改变的，故从地震图上量得地震波的最大幅度（及地震波的周期）以后即可计算震级。

地震是如何记录测定的

地震是如何记录测定的今年2月6日23时50分，台湾花莲发生6.5级地震，浙江省沿海部分地区有强烈震感。

民众纷纷打电话到地震局询问，得知是台湾发生了6.5级地震后又问：“是里氏震级吗？”那么，大家知道什么是“里氏震级”吗？到目前为止，世界上发生的最大地震为1960年智利里氏8.9级。

这又是为什么？要弄清楚这些问题，我们必须从认识地震仪开始。

模拟地震仪公元132年，我国东汉时期的科学家张衡发明了候风地动仪，这是世界上第一架检测地震的仪器。

候风地动仪内部中央立着一根铜质都柱，周围有八套牙机装置，外部周围铸着八条龙，按东、南、西、北、东南、东北、西南、西北八个方向布列。

牙机由一对杠杆构成，负责龙口的开合。

某处发生地震时，都柱便倒向那一方，触动牙机，使这个方向的龙张嘴吐出铜珠，落到与之对应的那个铜蟾蜍嘴里，发出“当啷”的声响，人们就知道那个方向发生了地震。

公元138年，设置在洛阳的候风地动仪检测到了一次发生在甘肃省内的地震，这是人类历史上第一次用机械装置检测到远处发生的地震。

但是地动仪无法确定发震时刻，更无法测定震级。

因此，从现代地震学的角度来看，候风地动仪并不能记录地震，不是地震仪。

第一台科学意义上的近代地震仪是意大利人切基于1875年发明的，其最根本的部分是传感地动的“摆”。

它是一個可作为标准的、惯性较大的物体（例如一个很重的铁锤）。

平常“摆”都是静止不动的，地震来时，地面和附近的房子发生振动，而“摆”不动，“摆”与地面间就产生了相对运动。

这个相对运动可以用一套杠杆装置加以放大，或变成电信号。

把这个电信号经过适当放大之后用检流计记录下来，就成为了地震信号。

从地震仪诞生以来，地震工作者便一直用它来观测地震。

通过不断的改进和完善，近代地震仪的灵敏度可以达到10万倍数量级，已经可以记录到距离台站很远的小地震。

虽然这种地震仪灵敏度很高，但动态范围不大，遇到大地震时就容易“出格”，即超过量程。

然而，地面振动的幅度跨越大约8个数量级，振动频率跨越大约6个数量级，且地球产生的脉动在5～10秒有一个峰值（图1）。

工程地震与结构抗震(8)-地震的仪器监测

sin
1
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(qízhōng)
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情形2
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u g / 1
2 2 1
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情形3
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情形(qíng u g / 1
xing)1
x
1
2 u2
X
2 g
称为体系的阻尼比.
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(2)
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地震仪和强震仪的差别，在原理上，就在于自振频率(pínlǜ)和阻尼比这两个系数的选择不同。
当这两个系数的大小选择不相同时，（2）式左端三项中的某一项可以远大于其它两项，从而使仪器记录摆的相对位移、速度或加速度与地面运动加速度成正比，则仪器记录到摆的相对位移就分别为地面运动的加速度、速度和位移。
一个电信号，这个电信号被放大几千倍甚至几万倍，然后驱动电针记录到敏感的记录纸上。地震仪摆的电信号也能被记录在磁带上或以数字的形式储存在计算机中。
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现代(xiàndài)地震仪原理
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中国第一台现代地震观测仪器(yíqì) 李善邦研制的测震仪 1943·北碚
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2000-1拾振器
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二、仪器(yíqì)构造（示意图）
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地震仪一般必须记录振幅小到10-9米的地震波，相当于气体分子的大小。这些相对运动过去是借助机械方

北大地震概论——第3章地震仪及基本参数的测定