地震中怎样测量震源位置 地震波—来自地下的信使。当一个地震发生后，人们最迫切想知道的就是它发生的位置和大小，这也是指导随后救灾行动的重要数据。大地剧烈地颤动，颤动的原因就是地震波，它不 仅带来的巨大的破坏，也带来了地震的信息。我们用地震仪记录下来地震波的样 式，通过一系列的处理，就能知道地震的位置和大小。地震波有好几种类型，分别为 P 波、S 波和面波，分别有不同的速度。其中 P 波最快，S 波次之，面波最慢。地震可以同时激发 P 波和 S 波，但由于二者速度不同，到达某一个地震台的时间也就不同，P 波先到达，而 S 波后到达。P 波 和 S 波在地壳中传播速度是已知的，二者到达地震台的时间之差也可以测量得到，通过比对地震走时曲线就能得到台站和震中的距离，那么地震肯定发生在以台站为中心、距离为半径的圆上。三个台站记录到地震波以后，就可以在地图上画三个圆，三个圆的交点就是地震发生的位置了。
人类是怎样知道地球的结构和温度的？ 直接测量是不可能了，目前人类在地球上打的最深的孔—科拉超深钻孔，也不过才12262米，与6371千米的地球半径相比，就是薄薄的的“一层皮”。那地球内部的温度是如何测算的呢？人们很早就发现，虽然地表温度是随着环境温度而变化，但到达一定深度以后，温度就不受外界温度影响而变化了。这一深度被称为常温层。常温层的深度一般根据维度的不同而有所变化，当不断向地下深处挖掘时，温度也会随着升高，就是越往深处温度越高，这种现象可以从矿山，温泉以及火山等的存在得到一些证实。经过试验测算，在常温层以下，每深100米，温度就升高1℃，但在深度3公里以下后，每深入100米温度会升高2.5-3℃，在地壳以下15公里后，地热增温幅度再次逐渐减小。在接近地壳与上地幔的边界（约40公里深度），温度上升到约1000℃。地壳以下的地球内部结构基本都是靠地震波来分层的，在地表以下数十到数千公里深处，特别是在地核深处，物质的形态与温度的关系不是像在地表那样。通过地震波反馈的信息表明，地球拥有一个固态的地核，在通常条件下，我们常见的岩石在2000℃左右会熔化，而铁在1500℃就开始熔化，显然，2000℃以下这样一个无法让岩石熔化的温度却可以使铁核熔化，所以，单凭这些无法。
地震是如何测量的呢？ 地震监测是指在地震来临之前，对地震活动、地震前兆异常的监视、测量。目前地震监测主要有几种划分方法，一种是专业与群众之分，指专业的地震台站和一些群测点，前者主要用监测仪器，如水位仪、地震仪、电磁波测量仪等，用来监测地震微观前兆信息；后者则主要靠浅水井、水温、动植物活动异常等手段，来观察地震前的宏观异常现象。固定流动用于长期监测某一特定地区的地震活动情况，由若干个建立在固定地点的地震台和一个负责业务管理和资料处理职能的部门组成的地震台网称为固定台网。为了地震学和地震预报研究的需要，或在某处发生强震后，为监视震区及邻区的余震活动情况，临时架设了由若干个地震台和一个资料处理中心的地震台网。一旦已取得一批有用的记录或余震活动已趋于平静就将台网撤离．这类台网称为流动台网。地震台网台网的地震监测能力用于监测全球地震活动性的地震台网，其尺度几乎跨越全球。典型的是美国在60年代初建立的世界标准地震台网（WWSSN）。该台网由100余个分布在全球的地震台和设在美国本土的业务管理部门组成。在我国早已建成由24个基准地震台组成的国家级地震台网，其尺度跨越全国。用于监测全国的基本地震活动情况。为了监测省内及邻省交界地区的。
我国是如何测得全球各地地震的？ 地震参数计算相当复杂 简述一下原理震中地震波分为S波(面波)和P波(体波)S波和P波的波速不同假定地震波以相同速度向四周均匀传播 已知地震波的S波和P波在地壳的传播速度只要获得S波P波到达地震台的时间差 即可算出震中到地震台的距离(震中距)只要有三个地震台算出震中距 以地震台的位置为圆心 震中距为半径 在地图上画圆 即可解出震中的位置参与的地震台越多 震中位置的测定就越精确参与的地震台距震中越近 测定就越精确实际测定震中的方法更加复杂和精确 需要通过多年的数据绘制该台的走时曲线以解出实际震中距发震时间获得震中距后 通过计算或者查阅走时曲线即可解出发震时间然后需要不同台计算出的发震时间 来修订震级震级在地球物理学中的定义即为指定型号地震仪设置在在距震中指定距离时测量到振幅的对数只要知道本地该型号地震仪的振幅 或者本地其他型号地震仪转化为指定地震仪后的振幅以及震中距 即可算出震级地震震级同样需要不同地震台测量结果的修订
地震是如何测量的呢？ 按提问者的意思，其实是在问地震的基本参数（或者也称地震三要素）：发震时刻、发震地点及发震震级是如何测定的？首先，发震地点的测定。地震发生后，地震机构架设的地震台就会发挥作用，可以记录地震P波（跑到较快的波）和地震S波（跑的稍慢的波）到达地震台的时间，多个台可以记录多个这样的时间，如上图。由于P波和S波同时起源于震源，最终目的地也都是地震台，因此其所走路程一样，只是一个快、一个慢，这就是一个追击问题。因此，只要知道他们各自的速度，就可以估算出各个地震台距离震中的距离。如下图但是知道这个距离，还不能知道震中。我们只能以各个地震台为圆心，以各自震中距为半径画圆，这个圆就是地震震中可能的位置，三个台站画三个圆，其交汇点就是震中位置（如下图）。其背后的理由就是三个台站记录的同一个地震，震中只能有一个。其次，我们来看发震时刻的确定。我们能够知道，地震的传播和火车运行有类似之处，就是都有出发时刻和到站时刻，而且出发时刻＝到站时刻—运行时刻而有前面的描述，地震波到达各个台站的时刻地震台可以由地震图读取出来，那么关键就在于运行时刻，其实上一步已经算出台站距离震中的距离，而且我们知道地震波的速度，所以这个。
请问地球的质量怎么算？ 地球质量为M=5.8×10^25kg，地球半径为R=6.4×103km.从牛顿第二定律F=mg和引力定律G=fM/r2，可以得到地球质量应该是M=mgr2/f.式中m是地表上一个受地心引力作用的物体的质量，g是重力加速度.故计算地球的质量只需要知道地球的半径r和引力常数f.前者要用到一个简单的几何原理，后者则需通过一个精心设计的实验测算出来.假定地球是一个圆球体，则测算地球半径的几何学原理是：一段圆弧的长度与其对应的圆心角成比例.当圆心角以弧度为单位时，这一比例的常数就等于圆的半径.如图3—1所示，在同一地理子午线上，取不同的两点A和B.A、B的距离即地表圆弧的长度.分别在两地同时观测同一颗恒星并求出各点与天顶的角距离，其差就是圆弧的中心角θ.公元前两世纪，希腊的伊拉托斯森尼斯就是用这一方法计算了地球的大小，其误差和今天的卫星测量结果相比只有约15%.最早试图计算地球质量的是苏格兰的郝屯（J.Hutton）.他在山坡上测量悬垂的小物体偏离垂线的角度，先求出山体对物体的附加引力，再进而求解地球的引力.1798年，英国的卡文迪什用更为精确的扭称法，求出地球的引力常数为6.67×10-8cm3/gs2.这样就可以依据牛顿定律求出地球的质量了.现代计算地球质量时，则以旋转椭球作为地球模型，并进一步考虑了。
地球内部可分为哪几部分？是怎样划分的
