地震与地震灾害第二章

null地震与地震灾害地震与地震灾害第二章 天然地震的特点null在19世纪末，许多与他同时代的人认为，火山作用是地震的首要原因，而另一些人倾向于地震源于高大山脉造成的巨大重力差。 在20世纪初地震台网建立之后，完成了地震活动的全球性监测，人们发现许多大地震发生之处远离火山和山脉。越来越多的地质学家把破坏性地震的野外考察作为他们的任务。地面断裂之大常常使他们震惊。科学家已经清楚地认识，一般的地震与造成地球表层广泛变形的构造过程密切相关，这些变形也创造了山脉、裂谷、洋脊和海沟。地质学家推测，地表岩石的大规模迅速错动是强烈地动的原因。他们的推断很快发展成信心十足的论述，大多数地震发生的机制已经被发现。 今天认为天然浅震几乎都有同样成因。地球深成构造力造成地球外层大规模变形是地震的根源。沿地质断裂的突然滑移则是地震波能量辐射的直接原因。null一、地震的成因和类型： 断层成因说：地下岩石受到长期的构造作用积累了应变能。当能量的积累超过一定限度是，地下岩层突然破裂，形成断层；或是沿已有的断层发生突然的滑动，释放能量，形成地震。多数大地震发生在岩石圈板块边缘，主要原因是板块运动。 岩浆冲击说：由于地下岩石导热性不均匀，部分融为岩浆，使体积膨胀，挤压围岩，产生地震。此假说在火山地区受重视。 相变成因说：当地下的温度和压力达到一定临界值时，岩石所含矿物的结晶状态可能发生突然的变化，从而使岩石体积也发生变化，这样就可以发生地震。 null 由于研究的需要，常根据不同的标准，从不同的角度划分天然地震。 （一）按地震成因划分 1、构造地震 ：由于构造力的作用导致地下岩层断裂和错动造成的地震。占全球天然地震的90％。 它产生于板块边缘和板块内部的活动构造带，地壳和上地幔岩石在地球内力作用下，产生构造变形积蓄应变能，一旦达到岩体强度极限，就会发生突然的脆性破坏或沿已有破裂面产生突然错动(粘滑)，积蓄的应变能就会以弹性波的形式突然释放使地壳震动而发生地震。 null2、火山地震：指伴随火山的喷发而发生的地震,占天然地震的7％ , 主要分布在日本、印尼、南美等地。 许多人，像早期希腊哲学家那样，想象地震是与火山活动联系的。的确，在世界许多地区地震与火山相伴发生，令人印象深刻。现在我们知道，虽然火山喷发和地震都是岩石中构造力作用的结果，但他们并不一定同时发生。今天我们称与火山活动相关发生的地震为火山地震。 在大火山地震中，从地震波确定的震源机制可能与构造地震是一样的。靠近喷发的火山，岩石由于岩浆的积累和运动而变形，弹性应变能在岩石中积累起来。这些应变导致的断层破裂就像构造地震一样，但与火山并无直接关系。然而，由于地下火山通道中喷发岩浆的快速运动以及超热蒸汽和气体的激发，可使周围岩石发生颤动，称之为火山震颤。 null3、诱发地震：指由于人类某种活动而导致发生的地震。如水库蓄水、地下核试验、工业大爆破等，破坏了原来地壳构造应力相对平衡状态。 一个良好记载的 案例 全员育人导师制案例信息技术应用案例心得信息技术教学案例综合实践活动案例我余额宝案例 是麦德湖事件，它于1935年水库蓄水之后发生在科罗拉多河上胡佛水坝。在湖形成之前该区无地震活动的历史记录，但蓄水后小地震频发。地震台记录表明，发震次数与水库的蓄水量变化有相当密切的对应关系。 对水库水深超过100米和1立方千米体积的大型水库，这种效应最明显。然而，大多数这种大水库是无震的，世界上26个最大水库仅有5个发生无可置疑的诱发地震，包括赞比亚的喀瑞巴水坝和埃及的阿斯旺高坝。最合理的解释可能是，井或水库附近已经受构造力而产生应变，以致断裂已经几乎准备滑动，水头增加了压力，从而增加了岩石中的应力并驱动滑移；水也可使岩石弱化，降低岩石强度。 null 让我们对构造地震成因作进一步的讨论。地球深部的作用力使地震活动区岩石产生变形，随时间增加变形渐渐变大。这种变形在很大程度上，起码在大约千年尺度上，是弹性变形。所谓弹性变形，是指加力时岩石产生体积和形状变化，当力移去时将弹回到它们的原状，就像受挤的橡皮球。这种弹性岩石运动能通过精密的系统的大地测量加以探测，以区分出弹性和非弹性(即不可逆的)变形。null现今广为接受的地震发生的断裂破裂机制的物理学原理，是由对1906年圣安德烈斯地震令人信服的研究确立的。1906年以前跨被圣安德烈斯断裂切过的区域作了两组三角测量，一组在1851～1865年，另一组在1874～1892年。美国工程师里德（Reid）注意到，到1906年的50年期间断裂对面的远点移动了3.2米，西侧向北北东方向运动。当这些测量数据与地震后测量的第三组数据比较时，发现地震前和地震后，平行于圣安德烈斯断裂的破裂，都发生了明显的水平剪切。 里德根据这些观测结果，提出了地震的弹性回跳假说：地球深部的作用力使地震活动区岩石产生变形，随时间增加变形渐渐变大。这种变形在很大程度上，起码在大约千年尺度上，是弹性变形。所谓弹性变形，是指加力时岩石产生体积和形状变化，当力移去时将弹回到它们的原状。旧金山地震前，包括圣安德烈斯断层在内的广大区域发生弹性变形，积聚了弹性能量，地震时，圣安德烈斯断层发生错动，释放了积聚的能量，整个区域又回到原来的状态。 null 左图形象地表示了地震的弹性回跳假说。有一个垂直穿过断层，在两侧延伸许多米的篱笆。用箭头表示的构造力作用使弹性岩石应变。当它们缓慢地作功时，该线（篱笆）弯曲了，左侧相对右侧错动。这种应变作用不能无限地持续，早晚那些软弱岩石，或那些位于最大应变点的岩石要破坏。这一破裂后将接着发生弹回，或在破裂的两侧回跳。这样在图中断裂两侧的岩石中的C回跳到C1和C2。 null（上图）构造力作用下横过断层的篱笆发生弯曲， A点和B点向相反方向移动； （下图）在D点发生破裂，在断裂两侧的应变岩石弹回到D1和D2自里德的工作之后，地震学界普遍认为，天然地震是地球上部沿一地质断裂发生突然滑动而产生的。这滑移沿断面扩展，这种滑移破裂传播的速度小于周围岩石中的地震剪切波波速。存储的弹性应变能使断裂两侧岩石回跳到大致未应变的位置。这样，至少在大多数情况下，变形的区域越长、越宽，释放的能量就越多，构造地震的震级也将越大。null 在海滨地区跨圣安德烈斯断裂的篱笆在1906年旧金山地震时错动了2.6米，远处的土地向右移动。 自从1906年地震之后，肯定了弹性回跳作为构造地震的直接原因。像钟表的发条上得越紧一样，岩石的弹性应变越大，存储越大的能量，当断裂破裂时，储存的弹性能迅速释放，部分地成为热，部分地成为弹性波，这些波就构成地震。null地质断层： 在实验室里岩石受压能使之以不同方式“破裂”和“破坏”。在有的突发破裂中，断裂把岩石切开，两侧岩石相对滑动，多条裂纹把岩石裂成碎块。如果岩石破碎的碎块能再拼合起来，这种破坏类型称之为脆性破坏。另外一种岩石破坏中，标本的两侧不突然滑移，而是缓慢地碾磨，沿着一个倾斜断面仍粘合在一起。这种岩石的破坏不能像脆性破坏那样快速释放储存的弹性能量。 在自然界，大规模的破裂面被称为地质断层。一条断层的两侧可以逐渐地并难以察觉地互相滑过；也可以突然破裂，以地震形式释放能量。在后一情况下，断裂两侧向相反方向错动，以致一度横过断裂排列的岩石会发生变位。null断裂展示的特性形形色色。它们可能是仅具有很小的可见位错的清晰的裂面，也可能是岩石的扩展破碎带，几十或几百米宽，这是沿断裂带不时重复运动的结果。断层一旦形成，它往往成为持续应力作用下继续变位的场所，这可由断面附近的碎裂岩泥质物所证实，断面上的大多数岩体含有曾发生岩石变位造成的丰富的破裂。 null断层曾按它们的几何学及相对滑移方向分类。断层在三维坐标中的定位由两个角度给出：第一是断层的倾向，即断面与水平面之间形成的角度。第二是断层的走向，即出露于地表的断层线相对于正北方向的角度。 斜断层都具有水平运动(走滑断裂)和垂直运动(正断层和逆断层)两种断裂的特征  断裂可按其沿倾向和沿走向的运动方位分类。走滑断裂，能引起断层两侧彼此相对水平滑移。岩石平行于走向相对平行地移动，如果当我们站在这种断裂的一侧，看另一侧的运动是从左向右，这种断层运动叫右旋走滑。同样地能确定左旋走滑断层。 null断层的运动可完全沿倾向发生，称为倾滑断裂。这时断裂一侧相对另一侧上下运动，其断裂运动基本平行于断层倾向，岩石在垂向发生位错，有时造成一个小而可见的岩石墙面，称之为断层崖。这类断层可划分为两个亚类：一个是正断层，是在倾滑断裂中倾斜断面上边的岩石相对断裂下边的岩石向下运动；相反地，逆断层是倾斜断面上边的岩石向上运动。逆冲断层是断层倾角很小的逆断层。断层很少是纯走滑或倾滑的，通常它们具有水平和垂向运动分量。nullThree angles: strike （走向）, dip（倾角） , slip （滑动角） or Two orthogonal vectors: fault normal n and slip vector d地震断层类型地震断层类型正断层走滑（平移）断层逆断层nullSLIP ANGLE  CHARACTERIZES FAULT TYPEMost earthquakes consist of some combination of these motions, and have slip angles between these valuesnullnullnullFORCES REPRESENTING SEISMIC SOURCESSINGLE FORCE - Landslide (Grand Banks slump) or Explosion (Mt. St. Helens) SINGLE COUPLE - add 3 for isotropic explosion DOUBLE COUPLE - slip on faultStein & Wysession, 2003nullSeismograms recorded at various distances and azimuths used to study geometry of faulting during an earthquake, known as the focal mechanism. Use fact that the pattern of radiated seismic waves depends on fault geometry. Simplest method relies on the first motion, or polarity, of body waves. More sophisticated techniques use waveforms of body and surface waves.EARTHQUAKE FOCAL MECHANISM STUDYnullFirst motion is compression for stations located such that material near the fault moves “toward” the station, or dilatation, where motion is “away from”the station. When a P wave arrives at a seismometer from below, a vertical component seismogram records up or down first motion, corresponding to either compression or dilatation.P WAVE FIRST MOTIONS Stein & Wysession, 2003nullnullFOCAL MECHANISMS FOR BASIC FAULTSStein & Wysession, 2003nullnullFOCAL MECHANISMS FOR DIFFERENT FAULTS All have same N-S striking plane, but with slip angles varying from pure thrust, to pure strike-slip, to pure normalnullnullnull6) 板块学说与天然地震的联系 软流层（热、粘）上覆盖着岩石层（冷、脆）一起移动； 海岭：张裂、发散； 海沟：俯冲、消减； 转换断层：剪切、滑移； 各板块绕轴旋转nullnullnullAlfred Wegener (1880-1930) Alfred Wegener (1880-1930) Wegener’s mechanism for continental drift: centrifugal force towards the equator.  "pole-fleeing force".  Wegener also tried to explain the westward drift of the Americas by invoking the gravitational forces of the sun and the moon。 This idea was quickly rejected by the scientific community。 Wegener's inability to provide an adequate explanation of the forces responsible for continental drift and the prevailing belief that the earth was solid and immovable resulted in the scientific dismissal of his theories.联合古陆的分裂联合古陆的分裂null 1929年，Wegener学说走下坡路时， Arthur Holmes 提出地幔热对流（ mantle undergoes thermal convection）如同传送带带动大陆漂移，但当时不受注意。 1960‘s 大洋中脊（ mid-oceanic ridges），地磁条带的发现，海沟、岛弧与深源地震的发现，导致 Harry Hess (1962) and R.Deitz (1961) 发表类似基于地幔对流的假说（ hypotheses） 现称为海底扩张 "sea floor spreading".  This idea was basically the same as that proposed by Holmes over 30 years earlier, but now there was much more evidence to further develop and support the idea. nullnullnullnullnullnullnullnullnullnull地震的几个相关概念： 震源 震中 震中距 震源深度 震级 等震线nullnull震源：指地球深处因岩石破裂产生地壳振动的发源地。震源与地面的垂直距离称震源深度。震源深度的下界约为700km 70km以内--浅源地震； 70km～300km--中源地震； 300～700km--深源地震。 震中：震源上方正对着的地面称为震中。震中及其附近的地方称为震中区。震中到地面上任一点的距离叫震中距离（简称震中距）。 小于100公里 ---地方震； 小于1000公里---近震； 大于1000公里---远震。 null（二）按震源深度划分： 1、浅源地震 （<70 km） 2、中源地震(70-300 km) 3、深源地震(大于300 km) （三）按震级划分： 微震、有感地震、中强地震、强烈地震、大地震、巨大地震。 （四）按震中距划分： 地方震(<100 km)、近震(100-1000 km)、远震(>1000km)、极远震(>11000km)。 null二、地震的强度 地球上的地震有强有弱。用来衡量地震强度大小的尺子有两把，一把叫地震震级；另一把叫地震烈度。举个例子来说，地震震级好象不同瓦数的日光灯，瓦数越高能量越大，震级越高。烈度好象屋子里受光亮的程度，对同一盏日光灯来说，距离日光灯的远近不同，各处受光的照射也不同，所以各地的烈度也不一样。地震烈度地震烈度 地震烈度：地面及房屋等建筑物受地震破坏的程度。烈度是根据地震发生是出现的宏观现象而估定的，属于“软参数”，它是一个定性的描述，而不是一个精确的物理量。 烈度表：我国目前使用的地震烈度共分为12度； 与烈度值有关的因素：不但与地震本身释放能量的多少有关，还与震中距、地质条件、建筑物类型、地基情况、甚至调查人员本身的一些因素等有关； 长期以来是建筑物抗震 设计 领导形象设计圆作业设计ao工艺污水处理厂设计附属工程施工组织设计清扫机器人结构设计 的指标。 nullnull 小于III度：人无感受，只有仪器能记录到； 　III度：夜深人静时人有感受； 　IV~V度：睡觉的人惊醒，吊灯摆动； 　VI度：器皿倾倒、房屋轻微损坏； 　VI~VII度：房屋破坏，地面裂缝； 　VIII~X度：房倒屋塌，地面破坏严重； 　XI~XII度：毁灭性的破坏。nullnullnullnull2008.5.12汶川地震后通过理论计算得出的等震线与烈度分布图null地震震级地震震级 震级是根据地震释放能量的多少来划分，用“级”来表示。震级是通过地震仪器的记录计算出来的，地震越强，震级越大。震级每大一级，地震能量多31.6倍。震级每相差2级，其能量就相差1000倍，一个7级地震释放出来的能量，就相当于1000个5级地震。地震的能量(E)与地震的震级(M)之间有一定关系： null（1） richter magnitude scale （里氏震级）： 里氏震级是由地震学家里克特（charles francis richter）提出的一种震级标度，是目前国际通用的地震震级标准。它是根据离震中一定距离所观测到的地震波幅度和周期，并且考虑从震源到观测点的地震波衰减，经过一定公式，计算出来的震源处地震的大小。 null里氏震级发展历史： 里氏震级原先仅是为了研究美国加州地区发生的地震而设计的，并用伍德-安德森扭力式地震仪（wood-anderson torsion seismometer）测量。里克特设计此标度的目的是区分当时加州地区发生的大量小规模地震和少量大规模地震，而灵感则来自天文学中表示天体亮度的星等。 为了使结果不为负数，里克特定义在距离震中100千米处之观测点地震仪记录到的最大水平位移为1微米（这也是伍德-安德森扭力式地震仪的最大精度）的地震作为0级地震。按照这个定义，如果距震中100千米处的伍德-安德森扭力式地震仪测得的地震波振幅为1毫米（10^3微米）的话，则震级为里氏3级。里氏震级并没有 规定 关于下班后关闭电源的规定党章中关于入党时间的规定公务员考核规定下载规定办法文件下载宁波关于闷顶的规定 上限或下限。现代精密的地震仪经常记录到规模为负数的地震。 null由于当初设计里氏震级时所使用的伍德-安德森扭力式地震仪的限制，近震规模 ml 若大于约6.8或观测点距离震中超过约600千米便不适用。后来研究人员提议了一些改进，其中面波震级（Ms）和体波震级（mb）最为常用。 里氏震级的主要缺陷在于它与震源的物理特性没有直接的联系，并且由于“地震强度频谱的比例定律”（the scaling law of earthquake spectra）的限制，在8.3-8.5左右会产生饱和效应，使得一些强度明显不同的地震在用传统 方法 快递客服问题件处理详细方法山木方法pdf计算方法pdf华与华方法下载八字理论方法下载 计算后得出里氏震级数值却一样。 null计算一个地震的里氏震级的过程： 1）用S波与P波到达的时间差，计算出距震源的距离（S-P＝24秒）； 2）在地震图上测量出波运动的最大振幅（23mm）； 3）在框图3.2左边选取适当的距离（左边）点，在右边选取适当的振幅点，两点联一直线，从它与中央震级标度线相交点可读出M=5.0。 nullnull一般将小于1级的地震称为超微震 大于、等于1级,小于3级的称为弱震或微震 大于、等于3级，小于4.5级的称为有感地震 大于、等于4.5级，小于6级的称为中强震 大于、等于6级，小于7级的称为强震 大于、等于7级的称为大地震 8级以及8级以上的称为巨大地震。 nullnullnullnullnullnullnullnullnull小虫子拉木块沿地面滑动。木块单位面积与地面粘合的力μ（也可以叫做剪切强度）越大，木块与地面的接触面积A越大，滑动的距离D越大，小虫子作的功μAD就越大。依照这个原理，当断层两盘发生相对滑动的时候，μ就是断层的剪切强度，A就是发生滑动部分断层面的面积，D就是断层两盘的滑动距离，而μAD就是断层滑动所释放的能量。nullnullnullnullnullnullnull三、地震的时间和空间分布规律 1、地震活动的特点： 强度相差悬殊：目前可观测到-3~9级的地震，折算为辐射的弹性波能量可差18个数量级。目前记录到的最大震级为9.5级. 频带：目前可测10-2～103sec。null2、震级－频度关系（地震活动性的定量描述）: nullThe mean annual frequency of earthquakes is tabulated: On the basis of the magnitude-frequency relation logN = a - bMs, for mid-ocean ridges, small earthquakes occur frequently, i.e. typically large b values; small values for b are usually characteristic of continental rifts and regions with deep earthquake foci such as subduction zones. nullnull3、地震的时间分布3、地震的时间分布null什么是前震、主震和余震？什么是前震、主震和余震？ 前震：主震前发生的地震，称为前震。 主震： 在一个地震序列中，其中最大的一次地震，称为主震。 余震：主震后发生的地震，称为余震。null（3)丛集性：三种类型。震源区的一系列大小不同的地震，且其发震机制具有某种内在联系或有共同的发震构造的一组地震总称地震序列。 1）前震－主震型； 2) 主震－余震型； 3）震群型—没有突出的主震，主要能量是通过多次震级相近的地震释放出来的；nullnullnull3)震群型: null4、地震的空间分布 存在明显规律性。较小区域内成条带分布，称地震带。 （1） 全球地震分布null全球地震主要分布在环太平洋带，阿尔卑斯—喜马拉雅带，大西洋中脊和印度洋中脊上。 null环太平洋地震带：即太平洋的周边地区，包括南美洲的智利、秘鲁，北美洲的危地马拉、墨西哥、美国等国家的西海岸，阿留申群岛、千岛群岛、日本列岛、琉球群岛以及菲律宾、印度尼西亚和新西兰等国家和地区。这个地震带是地震活动最强烈的地带，全球约80%的地震都发生在这里。 欧亚地震带：该带从欧洲地中海经希腊、土耳其、中国的西藏延伸到太平洋及阿尔卑斯山，也称地中海－喜马拉雅地震带。这个带全长两万多公里，跨欧、亚、非三大洲，占全球地震的15%。 海岭地震带：分布在太平洋、大西洋、印度洋中的海岭（海底山脉）。nullnull（3) Wadati-Benioff带 nullnullnull（4）震源的时空变化图像 余震扩展区往往成片状； null1992 Landers 前震、余震分布null2008.5.12汶川地震余震分布nullnullnull山西地震带强震震中迁移我国强震及地震带分布情况 我国强震及地震带分布情况 我国的地震活动主要分布在这五个地区：①台湾省及其附近海域；②西南地区，主要是西藏、四川西部和云南中西部；③西北地区，主要在甘肃河西走廊、青海、宁夏、天山南北麓；④华北地区，主要在太行山两侧、汾渭河谷、阴山-燕山一带、山东中部和渤海湾；⑤东南沿海的广东、福建等地。 nullnull