第五章 地震波的激发和震源机制3
地震发生机制震源机制
地震发生机制震源机制地震是地球表面上最为常见的自然灾害之一，它的发生给人们的生命和财产带来了极大的威胁。
地震的发生机制和震源机制是地震研究的重要内容，本文将从这两个方面来探讨地震的相关知识。
一、地震的发生机制地震的发生机制是指地震的成因和发生原因。
地震是由于地球内部的构造和物理过程所引起的，主要是由于地球板块的运动和地壳的变形所引起的。
地震的发生机制可以分为两种类型：自然地震和人工地震。
自然地震是由于地球内部的构造和物理过程所引起的，主要是由于地球板块的运动和地壳的变形所引起的。
地球板块的运动是由于地球内部的热力学过程所引起的，这些过程包括地球内部的热对流、地幔柱的上升和下沉、板块的推移和碰撞等。
地震的发生是由于地球板块的运动所引起的地壳变形，当地壳变形到一定程度时，就会发生地震。
人工地震是由于人类活动所引起的地震，主要是由于人类的爆破、注水、注气等活动所引起的。
人工地震的发生机制与自然地震不同，它是由于人类活动所引起的地壳变形所引起的。
二、地震的震源机制地震的震源机制是指地震发生时地震波的传播方向和振动方向。
地震波的传播方向和振动方向是由地震的震源机制所决定的。
地震的震源机制可以分为三种类型：正断层型、逆断层型和走滑型。
正断层型地震是指地震发生时，地球表面上的两个板块沿着断层面相对运动，其中一个板块向上运动，另一个板块向下运动，这种地震的震源机制是由于板块的相对运动所引起的。
逆断层型地震是指地震发生时，地球表面上的两个板块沿着断层面相对运动，其中一个板块向下运动，另一个板块向上运动，这种地震的震源机制是由于板块的相对运动所引起的。
走滑型地震是指地震发生时，地球表面上的两个板块沿着断层面相对运动，其中一个板块向左运动，另一个板块向右运动，这种地震的震源机制是由于板块的相对运动所引起的。
三、地震的预测和防范地震的预测和防范是地震研究的重要内容，它们对于减少地震灾害的损失具有重要的意义。
地震的预测是指通过对地震的发生机制和震源机制的研究，预测地震的发生时间、地点和强度等信息。
地震地震波的传播机制
地震地震波的传播机制地震是大自然中常见的自然灾害之一，它产生的主要原因是地壳内部发生断裂或滑动。
一旦地震发生，地震波会沿着地球内部传播，引发周围土地的震动。
地震波的传播机制是一个复杂的过程，涉及到波的发射、传导和传播。
地震波的发射是指地震发生的瞬间，能量以波的形式释放。
地震波分为三种类型：P波、S波和表面波。
P波是纵波，其速度最快；S波是横波，速度次之；而表面波是沿着地表传播的波动，速度最慢。
这三种波动的传播速度和传播方向有着明显的差异。
传导是指地震波在地球内部材料中传输能量的过程。
地震波通过固体、液体和气体等不同的介质传播。
在固体中传播时，地震波沿着固体颗粒的弹性变形传导。
而在液体和气体中传播时，地震波主要以压缩和剪切力传递。
这些传导方式使得地震波在传播途中会发生折射、反射和衍射等现象，可产生多个方向的波动。
地震波的传播是指地震波从震源向远处传播的过程。
根据地震波的性质和传播途径的不同，传播路径也会有所变化。
地震波会从震源点向外辐射，沿着球面波前传播。
同时，它们还会沿着地球内部的不同层次向外传播。
其中，P波可沿直线路径传播，S波则只能在固体内才能传播。
表面波主要沿着地表传播，其速度相对较慢，但震动幅度较大。
总的来说，地震地震波的传播机制可以概括为：地震波在地震源点产生后以球面波的形式向外传播，分为P波、S波和表面波三种类型。
它们在不同介质中以不同的方式传导能量，并在传播过程中发生各种折射、反射和衍射现象。
这种传播机制使得地震波能够传输能量并引发地面的震动。
了解地震地震波的传播机制对于地震的研究和预测具有重要意义。
科学家利用地震波的传播规律可以确定地震的震级、震源深度和震中位置等参数，从而提供可靠的地震预警和防灾措施。
此外，对地震波传播机制的深入研究还有助于改善建筑物的设计和地震工程的防护措施，保护人们的生命财产安全。
尽管地震地震波传播机制已经有了较深入的研究，但仍有许多未解之谜。
科学家们将继续探索地震波在不同地质环境中的传播规律，以及地球内部的结构和介质特性对地震波传播的影响。
地震原理知识点总结归纳
地震原理知识点总结归纳地震是地球内部浓缩和释放能量的结果。
地球内部在地震发生前会积累大量的能量，当这些能量超过了岩石强度的上限时，岩石就会发生破裂或错动，释放出巨大的能量，形成地震。
地震的主要知识点总结如下：一、地震震源和地震波1. 地震震源地震的震源是指地震发生的具体地点，通常位于地壳的深部。
地震震源是地震产生的能量释放的起点。
根据地震震源的深浅，地震分为浅震、中震和深震。
2. 地震波地震波是地震产生的能量在地球内部传播的波动。
地震波可以分为纵波、横波和表面波。
地震波的传播速度和路径是地震研究的重要内容之一。
二、地震的成因1. 地震的释放能量地震的能量来源主要是地球内部的构造运动和地热能。
地球内部的构造运动会导致板块运动，产生地震；地热能的积累和释放也是地震发生的原因之一。
2. 地震的破裂和错动地震震源周围的岩石会发生破裂和错动，释放出大量的能量，形成地震。
地震破裂和错动的过程是地震发生的必要条件。
三、地震波的传播和检测1. 地震波的传播地震波可以在地球内部的不同介质中传播，根据介质的性质和厚度，地震波的速度和路径会有所不同。
2. 地震波的检测地震波可以通过地震仪和其他地震探测设备来检测和记录，从而研究地震的震源和地震波的传播路径。
四、地震的影响和预防1. 地震的影响地震会对人类的生活和生产造成严重影响，包括建筑物倒塌、道路和桥梁断裂、地面沉降和地裂等。
2. 地震的预防地震的预防主要包括地震监测和预警、建筑抗震设计和工程、地震应急救援等方面。
总的来说，地震是由于地球内部能量的积累和释放而引起的地球表面和地下的运动的结果。
地震的震源和地震波的传播是地震研究的重要内容，对于地震的影响和预防也是人类必须要了解和掌握的重要知识。
通过对地震的研究和预防，可以减少地震对人类的影响，保护人类的生命财产安全。
震源机制解
三、P波的四象限分布 在地震学的早期研究中，人们就 已注意到P波到达时地面的初始振动有 时是向上的,有时是向下的。20世纪的 10～20年代，许多地震学者在日本和 欧洲的部分地区几 乎同时发现，同一 次地震在不同地点 的台站记录,所得的 P波初动方向具有四 象限分布特征。
地表垂直向地震仪记录P震相的初始 振动方向:向上的,记为正号；向下的，记 为负号。正号P波是压缩波,因为这种波的 到达使台站受到来自地下的一个突然挤压， 台基介质体积发
十一、求解方法
1、P波初动法 2、P波S波振幅比方法 （根据震源理论，在均匀各向同性介质 中，双力偶震源幅射的远场地震波位移 分量表达式，利用振幅的相对大小，可 算出P、T、B轴方位）3、其它方法（例 如在频率域分析P波或S的振幅谱低频幅 值等）
M
上式表述的是双力偶震源辐射的远场地震波位移在观测点 P(r ,θ,Φ)处的分量表达式,ρ为岩石密度,r表达位移的点至震源 的距离, 是双力偶中一个力偶强度随时间的微商 M P波与S波振幅比反演震源机制的方法 振幅比的幅射花样随空间方位的变化比单种波的辐射花样要强 烈得多.从此意义来说,只要有正确的观测振幅比,且观测值归算 至震源球面上后的位置正确的话,振幅比观测对震源机制参数有 较强的约束力.但用振幅比测定震源机制解时,只能求出两节面 的空间位置,不能确定可能断层面的运动特性,还须借助至少一 个P波初动.
近震震源球示意图
远震震源球示意图
只要记录足够多，且台站对应点在震源 球面上的分布范围足够广，则总可找到两个 互相垂直的大圆面将震源球面上的正、负号 分成四个部分,即四象限, 这两个互相垂直的 大圆面称为 P波初动的节面，节面与地面的 交线称为节线，节面上P 波初动位移为零。二节面 之一 (AA′)与地震的断 层面一致，而另一个面
(精品)地震学原理介绍
数值从-7(?) ~+9 (地表)不等
(Udias, 1999)
许多不同的震级值：
• ML – 里氏震级（ (原比例尺) • MN – 纳特里震级(常用于美国东北部) • MS – 表面波震级 • MD – 地震尾波持续时间 • mb – 体波震级 对于同样的事件由于地震辐射方向地震传感器性能影响，可能会得到不同 的震级值
需要最少4个P波 到达时刻的数据 建议超定解方案，提供更多准确的位态下岩体的均质 性和各向同性
某一区域范围或某一岩 层质地均匀具有相似的 特性
采用单一的速度模型 （Vp 和Vs为定值）
现实中岩层的非均质性 和各向异性
岩层具有非均质性，而 且具有相似特性的岩层 其内部有分层、构造， 节理或者片理等。
5. 微震活动
事件类型，微震量级分布
1 地震波
地震波是指从震源产生向四周辐射的弹性波。
弹性波包括地震波和声波，与塑波相对。 地震波按传播方式可分为纵波（P波）、横波（S波）
和面波（L波）。
地震波仿真技术
1.1 地震波的类型
地震波的四种基本类型
两种主要的地震波分析: •基本波 (P波) •二级波(S波)
ΔT = P* – P : 残余时间
P*P -0.5ms
震源位置图3
P*P -0.1ms
PP* +1.2ms
θ
最终位置 (x,y,z)
P P* +0.9ms
2.1 传感器的数量
单轴传感器的数量要求
波形分析解出所发 生事件的四个参数 (t0, X0, Y0, Z0)
实现震源定位至少 需要4 个单轴传感器 (即拾取4 个P波初至 时刻 )
地震波的基本性质分析
社会影响：地震波引起的社会恐慌、心理危机等社 会影响 地震波的危害与防范措施
地震波的危害与防范措施
紧急疏散：在地震发生时，及时疏散人员，避免人 员伤亡
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宣传教育：加强地震知识的宣传教育，提高公众的 防震意识
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地震波的产生：地球内部构造和地壳运动是地震波产生的根源 地震波的传播方式：纵波和横波两种方式传播 地震波的传播速度：纵波传播速度较快，横波传播速度较慢 地震波的传播范围：地震波可以传播到很远的距离，对周围环境产生影响
地震波的传播速 度与介质性质有 关
地震波在固体介 质中传播速度最 快
地震波在液体介 质中传播速度较 慢
地震波在气体介 质中无法传播
波动是地震波的基本特征 波动具有方向性 波动具有周期性 波动具有传播速度
地震波的周期性是指地震波在传播过程中具有重复出现的特点 地震波的周期与震源的周期以及地球内部的物理特性有关 地震波的周期性对于地震预测和地震工程具有重要意义
通过研究地震波的周期性，可以更好地了解地球内部的物理特性和地震波传播的规律
地震波在工程地质中的应用案例：介绍了地震波在桥梁、隧道、地铁等工程建设中的应用案 例，说明了地震波在工程地质中的实际应用效果。
地震波在工程地质中的未来发展：随着科技的不断进步，地震波探测技术将不断发展和完善， 未来将在工程地质领域发挥更大的作用。
人员伤亡：地震波引起的建筑物倒塌、滑坡等造成 人员伤亡
地震数据处理：对采集到的数据进行预处理、特征提取等操作，以便后续分析
地震数据分析：利用数学、物理等方法对处理后的数据进行深入分析，提取地震波的特征、 震源机制等信息
地震的发生和震源机制
地震的发生和震源机制地震是震源释放能量所引起的地球表面的震动，它是地球内部构造和过程的一种表现。
地震的频繁发生，给我们的生产和生活带来了很大的影响和危害。
因此，了解地震的发生和震源机制对于我们减少地震灾害具有十分重要的意义。
一、地震的发生地震的发生是由地球内部构造和运动引起的,主要是地壳发生变形和应力逐渐累积所导致的。
当地壳承受一定的应力时，地质构造会发生变形，达到一定的应力值时会产生破裂，导致震源释放能量。
地震的发生和地球上各种岩石构成、运动形态和应力分布密切相关。
二、震源机制地震的震源机制是指地球内部发生地震时，破裂的地壳岩石裂纹和位移状态。
地震震源机制可以通过观测记录、测量和模拟等方法来确定。
地震震源机制可以分为正断层型、逆断层型、走滑型和复合型。
正断层型地震的震源机制是指地震活动主要发生在地球皮层板块的正断层上。
正断层型地震的震源机制是由于地壳板块之间的相对运动和挤压，导致一个板块沿断层面向另一个板块运动，引起地震。
逆断层型地震的震源机制则是相反的，是两个板块之间的相对运动会使地壳断层面发生挤压变形，虽然两个板块之间的应力是相互作用的，但破裂却主要发生在板块内部。
走滑型地震的震源机制是指地壳的断层面相对滑动，导致了地震的发生，属于地底岩石受到的扰动太小而未能发生断裂，使相互作用的岩块相互滑动，阻抗变化的过程。
复合型地震则是指岩层的应力较为复杂，震源机制中包含了正断层型、逆断层型、走滑型等各种震源机制。
不同类型的地震震源机制不仅可以用来判别地震发生的地点和原因，同时也可以为地震预测和地震防治等方面的工作提供参考。
总之，地震的发生和震源机制是地球内部结构和运动的表现，了解这些知识对于我们减少地震灾害具有十分重要的意义。
希望大家对地震的知识进行深入了解，做好相关防灾准备工作，减少地震灾害给我们带来的影响。
地震波的激发与接收139页PPT
2、要冒一次险!整个生命就是一场冒险。走得最远的人，常是愿意 去做，并愿意去冒险的人。“稳妥”之船，从未能从岸边走远。-戴尔．卡耐基。
梦 境
3、人生就像一杯没有加糖的咖啡，喝起来是苦涩的，回味起来却有 久久不会退去的余香。
地震波的激发与接收4、守业的最好办法就是不断的发展。 5、当爱不能完美，我宁愿选择无悔，不管来生多么美丽，我不愿失 去今生对你的记忆，我不求天长地久的美景，我只要生生世世的轮 回里有你。
61、奢侈是舒适的，否则就不是奢侈 。——CocoCha nel 62、少而好学，如日出之阳；壮而好学 ，如日 中之光 ；志而 好学， 如炳烛 之光。 ——刘 向 63、三军可夺帅也，匹夫不可夺志也。 ——孔 丘 64、人生就是学校。在那里，与其说好 的教师 是幸福 ，不如 说好的 教师是 不幸。 ——海 贝尔 65、接受挑战，就可以享受胜利的喜悦 。——
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2.利用S波偏振确定断层面−1 = ε tg 1) S波的偏振角ε的定义：SH SV由直接的记录计算出真入射的SV、SH。
−1 SH ε = tg SV 2)用地震记录实测ε，并画在Wolf 网上 将Wolf 网上过台站，以 ε为切向的大园弧BC画 出。
2013-5-22《地震学原理与应用》第五章993)由位错源理论求出偏振方向，并画在Wolf网上 *剪切位错源的震源坐标系 (与断层面法向n 一致)(与X1，X3组成右手直角坐标系) (与断层面滑动方向λ一致) 则剪切位错源 的辐射波谱为：*辐射图形因子2013-5-22《地震学原理与应用》第五章100震源坐标中，eθ方向与偏 振方向(BC)夹角为： ˆϕ du −1 ε ' = tg ( ) ˆθ du(注意：它虽能确定偏振方向 ，却不是偏振角的定义)cos θ sin ϕ ε ' = tg ( − ) cos 2 θ cos ϕ−1当震源是剪切位错源时 ，位于(θ，ϕ)的台站上 有：因此，设定一{Xi}便可计算出任意指定点(θ，ϕ)上的偏振方向。
2013-5-22《地震学原理与应用》第五章1014) 穷举对比2013-5-22《地震学原理与应用》第五章102三、破裂过程和震源参数断层面上各点同时破裂不太合乎实际，比较合理的模型应是一 个破裂过程(有限时段)。
2013-5-22《地震学原理与应用》第五章1032013-5-22《地震学原理与应用》第五章1042013-5-22《地震学原理与应用》第五章1052013-5-221062008年5月12日14:28 汶川地震汶川 青城山2013-5-22《地震学原理与应用》第五章107汶川 青城山 武都 北川 映秀镇2013-5-22《地震学原理与应用》第五章1082013-5-22《地震学原理与应用》第五章1092013-5-22《地震学原理与应用》第五章1102013-5-22《地震学原理与应用》第五章1112013-5-22《地震学原理与应用》第五章1122013-5-22《地震学原理与应用》第五章1132013-5-22《地震学原理与应用》第五章1142013-5-22《地震学原理与应用》第五章1151.有限移动源把移动着的点源的辐射场迭加起来，成为扩展成线状的源；线 状源移动又可扫描出扩展的面源；…… 破裂按不同的几何扩展方式可分成不同类型的有限移动源，如： 单侧破裂的一维有限移动源、双侧破裂的一维有限移动源。
(1)单侧破裂的一维有限移动源2013-5-22《地震学原理与应用》第五章1161)波场 (远场近似解，R>>Λ，R>>L) 不失一般性，考虑单色球面波：且在0<x<L范围内变化不大，取近似，1 可将 提出积分号。
R'2013-5-22《地震学原理与应用》第五章117因而：2013-5-22《地震学原理与应用》第五章1182)有限性因子的影响sinc(X)XsinX =*谱分析中与矩形脉冲rect(Y)组成富里叶变换对：在有限移动源理论中，称sinc(X)为有限性因子，其中①当ω，L给定，ψ不同的观测点上有：Ψ＝0 →(SincX)maxΨ＝π →(SincX)min能量向破裂方向集中，辐射图案不对称。
②当ψ，L 给定，因为：X ＝n π时，SincX ≡0.例如：n ＝1π)c cos v 1(2L f1=ψ−ω即：)ccos v 1(L T f 1ψ−=可以证明，它即ψ方位的台站接收到的初动半周期。
可见在传播方向初动半周期缩短。
多普勒效应的表现。
若：n ＝N ，→T N ＝NT 1由：)cos ψc L ()v L ()c cos ψv 1L(T f f 1−=−=即T 1∝cos ψ。
可见用地震记录振幅谱的第一个零点相应的周期T 1与台站到震源的相对方位(与断层走向的夹角ψ)可检验V f 、L 是否合理。
(2)震源参数1)点源参数(R>>L，T>>L/V f) {集中力系点源，位错元点源}Λ，Φ，H，T0，M，(所谓基本参数)。
断层面解(几何参数)；动力学参数：M2)有限移动源参数断层面形状参数：如矩形L，W；圆形r。
破裂速度：Vf破裂方式：单侧单向（ψ角）；双侧单向；双侧双向。
从应力松弛理论出发，仅考虑静力效果，即只考虑断层临错动后力学状态的差别，不考虑与时间有关的问题。
这是静力学问题，对于著名的Srarr模式和Knopoff模式，可用弹性力学的平面应力问题的Westgard应力函数法求解；也可按位错线密度解奇异积分方程得出线密度再求积分得出位移分布(应力分布)；也可利用弹—电类比法与静电场中插入条带状导体时所引起的电场畸变作比较得出。
(地震效率)ηs ：再设想，维持断层面上平衡的应力不是准静态地由τ前降落到τ后，而是瞬时间由τ前降到τ后，如图ABC 路径到达C 点，则系统对外界做的功为：W ＝τ后US 。
两式相比，可知：能用于辐射地震波的能量最多为：实际上，地震波能量E s 只是ΔE 的一部分，令辐射效率为：E E ηs R Δ=，则真正的地震效率为：EE ηηηs R S ==E s ＝ητUS *视应力降：由上式和地震矩的定义M 0＝μUS ⎪⎩⎪⎨⎧μ=τΔη=S U M S U 2E 0R s 得出：s 0R E M 2τΔημ=称为视应力降。
(Δτ：应力降)由于ηR ≤1，所以，应力降Δτ的下限为。
0s M E 2μ*视应力：0s M E τημ=由于η≤1，所以，平均应力的下限为。
s M E μ可见：是一个特征量，它是视应力降的下限；也是平均应力下限的二倍。
0s ME 2μ详细研究断层面滑动过程学引进更多的参数：地震过程中摩擦应力的状况很值得研究。
2.应力松驰源把地震理解为地球介质中某一地区的应力突然松驰。
释放的应变能，除了辐射弹性波，还在非线性破裂区里以流变、破碎、相变等形式作功，这部分能量以热或某种形式残留在地球内部。
研究得较多的是断层面和扁平区域内的应力松驰。
(动力学理论)给定应力松驰过程(运动学理论)给定位错分布及各点上的震源时间函数，导出各点的位移场(时、空函数，包括间断)。
位错理论在解释近场、远场、永久形变、构造形变等观测资料方面很成功，目前广泛应用。
应力松驰理论比较复杂，仍在发展之中。
其中比较简单的是静力学理论，即只考虑变动前后力学状态的差别，不考虑与时间有关的问题(过程)。
这一研究得出地震震源的静力学参数。
Frequency of radiation from the 2004 Sumatra–Andaman earthquake. a,Rupture-termination points of the earthquake estimated from body-wave inversion (blue square) and from high-frequency radiation (red square) calculations; green square, candidate for termination point (see supplementary information). Red star, earthquake epicentre; circles, aftershock locations; black stars, locations of large foreshocks and aftershocks. b,Typical teleseismic seismograms (broadband) showing P waves before (top) and after (bottom) high-bandpass(2–4 Hz) filtering; later phases are removed by attenuation. D=64 degrees. c,Enveloped high-frequency seismogram comparing the main shock (red) with smaller events (orange) at the same station.Observed δt's are indicated by plus symbols. Predicted δt's for three end points indicated by squares in Fig. 1A are shown. We computed the P-wave phase velocities for each station using the IASPEI earth model (Kennett, 1991). The rupture speed is determined by matching the curves with the observed δt at the azimuth of 150°. The curve for L=1200 km and Vr=2.5 km/s (red) matches the data best. The colors of the curves correspond to those of the squares in last figure. The green line is used to derive the termination point in Fig. a.谢谢！。