长安大学地震

基础：瑞丽面波特征存在条件:特征沿平行于地表方向传播振幅沿a3方向指数衰减。波速c<p<a（c视速度）c与w无关。指点运动是逆进椭圆。存在条件:勒夫面波特征波长很长的勒夫波其相速度C趋近于半无限介质中的横波速度波长很短的勒夫波相速度c去金隅平行分层中的横波速度。存在条件：低速层状戒指覆盖于高速层状介质的半空间时产生的天然地震按照不同的划分标准有不同的类型。如按成因可以分为：构造地震（如板间地震和板内地震），塌陷地震和火山地震；按震中距可以分为地方震，近震和远震；按震源深度可分为浅源地震，中源地震和深源地震。按震级微震，小、中、强、大、特大、有感、破坏性、严重破坏性地震。全球性地震带的分布：环太平洋地震带，欧亚地震带，海岭地震带，分布原因：一个板块向另一个板块俯冲以及板块扩张。解释：地壳不是一个完整的整体，而是由亚欧板块、太平洋板块、美洲板块、印度洋板块、非洲板块和南极洲板块等六大板块组成。板块内部比较稳定，不容有大的运动，因此板块内部不容易发生火山和地震。而板块交界处地质结构不够稳定形成断层带，又由于地球内部的高温高压作用推动板块运动，所以板块交接出地壳活动就比较活跃，这一活跃、运动的结果必然引起地震、爆发火山。由于世界上的板块之间地壳活动频繁，且地球内部不断活动，导致世界上出现了地震带。利用板块构造解释地震活动性1）主要是板块边界处造成的地壳运动2）当应力大于岩层所能承受的强度，发生断裂和错动3）瞬间释放巨大的能量，以地震波形式向外传递。4）地震波传递到达地表，纵波先到，横波慢。先上下颠簸后左右摇晃。造成地表的快速震动。中国地震带分布：我国位于世界两大地震带一一环太平洋地震带与欧亚地震带之间，受太平洋板块、印度板块和菲律宾海板块的挤压，地震断裂带十分活跃。中国地震主要分布在五个区域：台湾地区、西南地区、西北地区、华北地区、东南沿海地区和23条地震带上。南北地震带华北地震带郯庐地震带地震宏观调查：地震宏观调查如调查建筑物与工程的损坏、地质构造活动、地貌地形的变化、井泉的变异、地裂、喷沙冒水、山崩和滑坡、湖潮与海啸、人的感觉与生物的反应结合当地的地质地貌、地下水和地震发生的历史进行各种分析得到有用信息等均属地震宏观调查的范畴。根据地震宏观调查可以确定地震烈度、绘制等震线图、确定宏观震中位置等对于了解地震的成因和各种建筑物的抗震性能具有重要意义。地震宏观调查的目的，主要内容，资料整理，意义和限度。地震烈度影响因素：地震等级；震源深度；震中距离；土壤和地质条件；建筑物的性能；震源机制；地貌和地下水位地址构造，地震波辐射干涉、社会环境等因素有关宏观震中：地震时，是通过宏观调查得到的（一般为极震区）人们感觉最强烈、地面破坏最严重的地区，微观震中：是根据地震仪器测定得到的震中。地震宏观调查进行方法:确定调查范围。调查内容：（1）多地点宏观效应调查是地震宏观调查的基础.主要按“地震烈度表”中列举的效应记录其严重程度、调查震源区域断层的活动情况、地质地貌、土质、地基和地下水.应注意地裂缝是与老断层有关还是与新断层有关，是张性的、压性的还是扭性的，以垂直运动为主还是以水平运动为主，是平推断层、正断层、逆断层还是逆掩断层，等等.同时，还要调查房屋建筑、结构物、铁路、公路等的破坏情况及人员伤亡情况等.2）前兆现象收集与甄别：主要调查小地震的活动情况，地震前后井、泉等地下水位的变化，大、小动物异常反应情况，气候变化状况等，分析判断哪些现象与地震活动有关，可以作为地震的前兆，为未来的地震预测提供数据.3）历史地震的调查与考证：主要了解历史上该区域地震的震中及破坏情况，通过对地名沿革的考证，碑文、县志的查阅，古建筑物（如庙宇、官廨、民房及塔，碑、城墙、桥梁）的调查及考古推断，结合邻近地震带的地质学分析，得出历史上该地区的地震活动情况以及震灾的基本情况，为震区提供历史上地震破坏的基础数据，为制定该地区的抗震规范及地震预测预报服务。均匀平面波：等相面为平面，且在等相面上场量的振幅方向相位处处相等的波。不均匀平面波是指等振幅面与等相面（或称波阵面）不重合的平面波，其波速低于正常的平面波波速。面波就是不均匀的平面波。在粘弹性介质中的平面波往往也是不均匀的。地球自由震荡的分类及特征：地球自由振荡是驻波；分为球型振荡：同时包含球面上的前后振动和径向振动；扭转型振荡：球体每一质点只能在球面上作前后振动；T振型的性质类似于勒夫面波，S振型的性质类似于瑞利面波。分别可以看作长周期勒夫波干涉和长周期瑞利波干涉的结果.Snell定理：光入射到不同介质的界面上会发生反射和折射。其中入射光和折射光位于同一个平面上，并且与界面法线的夹角满足如下关系：nlsinOl=n2si其中，n1和n2分别是两个介质的折射率，01和。2分别是入射光（或折射光）与界面法线的夹角，叫做入射角和折射角。弹性回跳理论地震变形时，能量以弹性应变能的形式储存在岩石中，直到在某一点累计的形变超过了极限岩石就发生破裂，或者说产生断层，断层互相对着的两盘回跳到平衡位置，储存在岩石中的应变能便释放出来一部分转化为热能，一部分用于使掩饰破碎，还有一部分转化为使打的震动的弹性波能量。近震记录特征及其震相规律1振动持续时间一般为3-5分钟，且随震级的增大而增加。2主要振相为Pg、Sg；P11、S11；Pn、Sn。△>200km时，Pn超前于Pg出现。3震相的周期范围明显比地方震的大，Pg的周期为0.1-1秒，Sg的周期为0.5-2秒。Pn、Sn的周期大于Pg、Sg的周期。4各类震相不仅与震源及介质有关，还受地震仪特性的影响。爆破与地震的区别：①爆破地震震源能量一般较小影响范围小。②持续时间段爆破0.广0.2s左右自然地震时间长在10~40s左右③爆破地震震动频率高自然地震低④爆破地震为膨胀波，各方向面波都发育。本多夫定律：由走时曲线的斜率可求出地震射线的射线参数，射线参数与走时曲线的这个关系就是本多夫定律意义：本多夫定律表示相邻射线之间的关系，把实测数据和抽象的射线参数联系起来了。不同的台站得到不同的斜率，不同的P，从而把射线区分开。序列的三个基本类型（主震型、震群型和孤立型）即主震型（进一步还可划分为前震一主震一余震型和主震-余震型）、孤立型和震群型（包括双震型）。孤立型地震指的是在一个地震序列中存在一个最大的地震，而在它之前和以后所发生的地震的能量与这一最大地震相比是微不足道的，且序列中的地震个数也很少。震群型地震指的是在一个地震序列中存在有两个以上比较突出的大震，且它们之间的震级相差不大，序列地震个数多。（3）主震型序列的情况则介于以上两种类型之间，序列中只存在一个突出的大震且其地震序列比孤立型要发育，但差于震群型。地震仪构成及其原理：拾震器（摆、换能器、阻尼器）放大器、钟、记录器、（滤波器）原理就是惯性。地震时，地面同时在三个方向上运动：上下、东西和南北。地面运动可以是位移、速度或加速度，它们是随时间变化的三维矢量，为了研究完整的地面运动，一定要将这三个分量都记录下来。基本原理：地震仪是建造在以一套弹簧一摆为拾震器的基础上，即俗称的摆式地震仪。地震震级的确定与调整：按地震时所释放出的能量大小确定的等级标准。释放能量越大，地震震级也越大。震级作为一个观测项目，是美国地震学家C.F.里克特于1935年首先提出的，称为里氏震级标准。最初的原始震级标度只适用于近震和地方震。1945年B.谷登堡把震级的应用推广到远震和深源地震，奠定了震级体系的基础，利用宽频带地震仪记录远震传来的面波，根据面波的振幅和周期来计算震级。地震震级是根据地震仪记录的地震波振幅来测定的。震级（M）是据震中100KM处的标准地震仪（周期0.8s，衰减常数约等于1，放大倍率2800倍）所记录的地震波最大振幅值的对数来表示的。在不同震中距观测点上用质点运动速度最大幅值测定震级时，因地震波随距离衰减所须加的校正值，其数值相当于在该距离上测得质点运动速度为川m/s时相应地震的震级值。地震震级M，一般用地震面波质点运动最大值（A/T）max测定。计算公式为：M=lg（A/T）max+a（△）式中：A----地震面波最大地动位移，取两水平分向地动位移的矢量和，pm；T----相应周期，S；△----震中距，（度）。因面波传播的复杂性，经常也用体波中的剪切波（横波）定义。对于中小地震，面波和体波给出的震级差不多，但对于强震，面波和体波的振幅会被限幅（超出仪器的量程）。因此，通常改用矩震级，即根据地震的地震矩定义震级。因此，对于强震，根据面波和体波给出的震级普遍偏小。如汶川地震，最初给出的震级是7.6；7.8，后来根据矩震级，调整为8.0.本次日本地震最初给出的震级是7,9，后来调整到8.9；8.8，最后确定为9.0.在地震发生时，计算机会根据面波或横波自动给出震级，而且由于程序中采用地壳的平均速度模型，因此，给出的震级一般偏小。真实的震级需要人工根据多个地震台站记录到的地震波，确定地震释放的能量与地震矩，然后确定矩震级。另外，由于地震波传播过程中会出现衰减，因此，据震中的距离大小也会影响震级的确定。中国历史大地震：（1）1920年海原地震宁夏海原县发生震级为8.5级的强烈地震（2）1927年古浪地震甘肃古浪发生震级为8.0级的强烈地震（3）1933年叠溪地震四川茂县叠溪镇发生震级为7.5级的大地震（4）1950年察隅地震西藏察隅县发生震级为8.5级的强烈地震（5）1966年邢台地震邢台地震由两个大地震组成：1966年3月8日河北省邢台专区隆尧