(完整版)北大地震概论——第3章地震仪及基本参数的测定
地震概论地概知识点整理
第一章地震学的研究范围和历史全球每年发生500万次地震，人们可以感觉的仅占1%，造成严重破坏的7级以上的大地震约有18次，8级以上的特大地震1~2次。
全世界有6亿多人生活在强震带上，上个世纪约有200万人死于地震，预计二十一世纪将有约1500万人死于地震。
我国是个多地震国家，20世纪以来，我国发生了800多次6级以上的地震，平均每年约8次；历史记载全球死亡超过20万人的地震有6次，其中在中国就有4次。
第一节什么是地震学？地震学包括：一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而得出地球内部结构的结论；二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波的产生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释；三、应用：地震勘探、工程地震学、识别核爆。
固体地球物理学则是通过观测地球表面上的物理效应来研究地球内部的物质的性质第二节地震学的研究范围和主要的研究方面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。
第三节地震学的基本名词和概念2）按震源深度划分：✧浅源地震：震源深度小于60km的天然地震；✧中源地震：震源深度在60-300km之间的地震称为中源地震；✧深源地震：震源深度大于300km的地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。
（3）按震中距划分：✧地方震：震中距小于100km的地震；✧近震：震中距小雨1000km的地震；✧远震：震中距大于1000km的地震；（4）按震级划分：✧弱震：M<3的地震；✧有感地震：3<M<4.5的地震；✧中强震：4.5<M<6的地震；✧强震：M 6的地震；地震波波长：数百米至数千米第三节古代人类对地震的认识一、地震学前史在科学不发达的过去，人们对地震发生的原因，常常借助于神灵的力量来解释。
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。
地理教案如何进行地震的测定与预测
地理教案如何进行地震的测定与预测地震是地球上常见的自然灾害之一，对于地理教育来说，教师需要通过合理的教案设计，帮助学生了解地震的测定与预测方法。
本文将介绍地震的测定与预测的基本原理，并提供一种适合于教学的教案设计。
一、地震的测定地震的测定是对地震事件发生的时间、强度和震源位置进行确定。
在教学中，可以通过如下步骤进行地震的测定：1. 介绍地震仪的原理地震仪是测定地震的主要工具之一，教师可以简单介绍地震仪的原理，包括测定地震波传播时间和震中位置的方法。
2. 演示地震波传播实验为了帮助学生更好地理解地震波的传播方式，教师可以进行地震波传播实验。
例如，教师可以放置一组相同的地震仪，并以一个震源点为中心，模拟地震波传播的过程。
3. 震中位置测定实验教师可以将学生分为小组，每个小组使用地震仪进行震中位置测定实验。
每个小组可以选择一个震源点，并使用地震仪记录地震波到达的时间。
通过对不同测站的数据分析，学生可以计算出震中位置。
二、地震的预测地震的预测是指对未来地震事件的发生概率和可能强度进行估计。
在教学中，可以通过如下步骤进行地震的预测：1. 介绍地震预测的基本原理地震预测是基于地震学的研究和前期的观测数据，通过分析地震活动规律和地震前兆来进行预测。
教师可以简单介绍地震的发生原因和常见的地震前兆。
2. 地震前兆观测实验为了让学生亲自体验地震前兆的观测，教师可以组织学生进行相应的实验。
例如，学生可以观察并记录地球表面的异常变化，如地表下陷、地水位变化等，以及动物行为的异常表现，如鸟类、蛙类的离奇行动等。
3. 地震概率计算实验教师可以引导学生进行地震概率的计算实验。
学生可以根据地震历史数据和地震活动规律，通过简单的统计分析，估计未来一段时间内地震发生的概率。
三、教案设计1. 教学目标通过本节课的学习，学生能够了解地震的测定和预测的基本原理，能够进行简单的地震测定和预测实验。
2. 教学准备地震仪、测量工具、实验材料等。
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)
地震概论第三章地震波可修改全文
6800 18500
3.6 4.64
4.5 5.42
8.2 10.08
250 650
软流圈(部分熔融)
1200
984
3300
3.42
4.36
7.93
100
低速层
1100
984
1900
3.34
4.6
8.2
60
上Байду номын сангаас幔
地 幔
14 400-1000
0
3.0千米/秒
S波速度
1.5千米/秒
5.5千米/秒
P波速度
水
花岗岩
在同样条件下P波速度大于S波
四、地震波传播
地震波在物质介面上传播 地震波在地面传播 地震波在地壳内部传播（近震＼远震） 地震波走时曲线
按震中距大小不同分类
地方震: 震中距小于100公里 直达波纵横波之间时间差小于3S，振动持续时间通常为1-2min之间 近震 : 震中距100-1000公里 首波纵横波之间时间差小于1min43S，振动持续时间通常为3-5min之间 远震: 震中距1000公里以上
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
3、直达波、界面反谢波、首波
5、远震地震波
远震波不但传播路径长.而且波射线向地球内部穿透的也深. 由于地球内部存在许多层面,波射线遇到这些层面将发生反射、折射现象，从而产生出新的波。地幔折射波、地表反射转换波、核面反射转换波、地核穿透波
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）。
地震仪
零 点 0 0
极 点 -0.012342±j0.012342 -266.57±j266.57 -333.80±j89.440 -244.36±j244.36 -89.440±j333.80
根据线性动态系统传递函数计算频率特性
已知系统的传递函数H(s)可以直接令s=jω代入H(s)来计算频率特性：
H ( j ) H ( s) s j
标准术语和定义
• 强震动加速度仪：记录地震产生强地面运动的加速度的仪 器。 • 微震仪：用于记录微、小地震的仪器。 • 井下地震仪：将地震计或将地震计和数据采集器安装在地 下钻井中进行地震观测的专用地震仪。 • 流动地震仪：用于地震现场考察等监测前震和/或余震以 及震群等活动，或为某个特定的、临时性的地震观测而使 用的轻便型地震仪器设备。
k b z k k a z k k 0 k 0 N
M
传递函数的零极点表达： H ( z ) A
1 ( 1 c z k ) 1 ( 1 d z k ) k 1 k 1 N
M
离散时间线性时不变系统的传递函数完全由它的零点、 极点及常数A来决定。对于一个稳定系统，其极点应全部位 于z平面单位圆内部。
光杠杆放大
机械杠杆放大 电流计放大
观 测 量 与 观 测 频 带
自振频率
观测地面运动加速度 观测地面运动位移
机械摆对地面运动的响应
电流计放大地震仪仍然记录地面运动位移
电流计
动圈换能地震计 阻尼0.7 阻尼2.1
地震计 自振频率 电流计 自振频率
电流计+地震计
积分特性
观测量
• 位移
– 机械放大地震仪 – DD-1短周期地震仪（记录器中有积分电路）
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。
- 1、下载文档前请自行甄别文档内容的完整性，平台不提供额外的编辑、内容补充、找答案等附加服务。
- 2、"仅部分预览"的文档,不可在线预览部分如存在完整性等问题,可反馈申请退款(可完整预览的文档不适用该条件!)。
- 3、如文档侵犯您的权益，请联系客服反馈,我们会尽快为您处理(人工客服工作时间：9:00-18:30)。
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
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
BKS
21.0
190
JAS
20.4188源自MIN12.9105
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。
3.4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。
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
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
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
P波在地表反射一次或两次后分别 为PP和PPP波，如在最后一次反 射后 转换为S波，则得到PS和PPS 波，S波在地表反射可产生SS和 SSS波。 记录中最明显的是通过 大洋路径传播过来的瑞利波
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
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
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)
＊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