北大地震概论——第3章地震仪及基本参数的测定
3.3地震台与全球地震观测台网
3.3.1地震台
北京国家地球观象台（简称北京台）的前身是鹫峰 地震台．鹫峰地震台是我国自己创建的最早的地震 台，１９３０年开始记录，１９３７年因日军大举 侵略中国而被迫停止运行．１９５５年，地震台改 建在北京西郊白家疃，１９５７年恢复地震观测， 同时增加地磁观测项目．１９８２年年底在台站南 侧约２千米处修建了长２０２米的大型山洞，为开 展高灵敏度地球物理观测和仪器研制、运行试验提 供了良好的环境．１９８３年５月北京台被国家地 震局（现中国地震局）确定为中美合作中国数字地 震台网（ＣＤＳＮ)的示范性数字地震观站
地震概论
第3章 地震仪 及
基本参数的测定
第3章 地震仪及基本参数的测定
3.1张衡的候风地动仪(Seismoscope)
3.2现代地震仪(Seismometer)
意大利地质学家帕尔米里于1856年制造 的电磁地震记录仪
它已能记录地震到达当地的时间
现代地震仪
现代化的野外地震仪
地震图(Seismograms)
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
＊地震图也被称为地震记录
第一个远震 记录：
在德国Potsdam 记录到的日本发 生的地震
1906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
1983-4-3哥斯达黎加地震在德 国贝尔恩台记录的运动垂直分量
根据上面S波与P波的时间差值估算出下列震中距离。
据P波与S波的时间差值 估算震中距离
台站
S-P/秒 震中距离/千米
BKS21.0190JAS20.4
188
MIN
12.9
105
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。
3.3.2 全球地震台网GSN (Global Seismic Network)
• 由128个超 宽频带数字 式观测台组 成
• 为研究地球 构造与地震 而设立的极 高质量的标 准地震台
计算机模拟1977年3月9日日本海5.9级深 源地震的震动 .在德国埃连根可能记录到 的垂直分量地震图
最简单的方法是通过直接 的三角测量发现震中的位置。 根据从其他地区地震或者爆 破研究收集的时间资料，可 以画出曲线来显示P波或S波 从震源传播不同距离所需的 平均时间。这些地震传播时 间曲线（时-距曲线）是确定 地震仪到震源距离的最基本 工具。
• 设想3座地震观测台，每一座观测台记录到的是
同一个地震，而且各台位于震源的不同方向上。 这3座台站的观测人员能够读到P波抵达时间，有 时也读到S波的抵达时间。因为P波传播速度比S 波传播速度大约快2倍，所以这两种波传播得越 远，它们的波前分离间隔就越宽。如果有了P波 和S波抵达的时间，从这两种波型的抵达某台时
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。
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。
级 以 上 地 震 数 目 的 变 化
本 世 纪 全 球 发 生
8 级 和
8
现地 象震 释释
放放 能能 量量 的与 对其 比他
3.6强震加速度及加速度计
• 近震、强震记录的需要 • 工程地震的需要 • 地震信息的完整
间间隔将可以直接求得震源到该记录台的距离。 然后，画3个圆，每个圆以一座地震台为圆心， 半径是计算得到的距离（震中距）。这3个圆将 相交于，至少是近似的相交于所要求的震中。
P波、S波到达台站时间
P波
S波
台 时 分 秒时 分 秒 站
BKS 15 JAS 15 MIN 15
46 04.5 15 46 25.5 46 07.6 15 46 28.0 45 54.2 15 46 07.1
3.4地震的全球分布
1977年1月至1986年12月记录到的全球地震震中分布 ,圆圈、 方框、三角分别表示震源深度为0～70千米，70～200千米
及200千米以下
3.5地震定位以及地震大小的确定
3.5.1地震定位 地震波最初从地球内的一点发出，
这点就是震源，位于地球表面的恰又位 于震源之上那点称为震中。地震学家们 在建立观测台站之后的第一件任务就是 找一种方法精确地确定震中。如果可能 的话，也确定每次记录到的地震的震源。
北大地震概论——第3章 地震仪及基本参数的测定
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
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
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）。
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。