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 。——
第一部分基本知识和理论第五章地震观测数据的应用(测震数据)
因此，对于剪切错动源，地震矩张量的6个独立分量中只
有4个是真正独立的。这等价于用 数加上M0来表示剪切错动源。
ФS、δ、λ这三个断层参
在上式中的标量M0称作标量地震矩，简称地震矩。地震矩与断层面 面积A和断层面上的平均位错D成正比：
M0 DA
式中为震源区介质的剪切模量。
事例之一（美国地调局快速矩张量解）
事例之二（中国地震局矩张量解）
本节需要了解的震源理论
(1) 震源模型与地震矩张量表示方法 (2) 地震断层与震源机制解 (3) 震源谱与相关的震源参数
（一）震源模型
天然地震是由于地球介质承受应力的能力骤然降低而自 然地发生于地球介质内的一种快速破裂现象。
一般情况下
135° 右旋走滑
180° -180°
-135°
逆断层 90°
-90°
45°
左旋走滑 0°
-45°
正断层
对于δ剪和切滑错动动角源λ，有地如震下矩关张系量：与描述断层错动的走向ФS、倾角
M11Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
M22Mo(sindcolssin2s sin2dsinlsin2s)
双力偶点源与剪切错动源的等价性
在均匀弹性介质中，若在一个小的平面断层上发生一 个突然的纯剪切错动（没有垂直于断层面的突然位 移），则会产生地震波辐射，这样的剪切错动源产生 的远场（震源距>>震源尺度）地震波与在震源处突然 有一个双力偶的作用产生的地震波相同，即剪切错动 源与双力偶点源在产生远场地震波的意义上是等价的。 因此，当可将震源近似看成点源时，双力偶点源模型 就成为描述剪切错动源的常用模型。利用双力偶点源 模型可以求出描述断层错位的参数ФS、σ、λ，此即 地震的断层面解（震源机制解）。
地震的震源机制 了解地震产生的力学过程
地震的震源机制了解地震产生的力学过程地震的震源机制：了解地震产生的力学过程地震是地壳中产生的一种自然灾害，它的形成与地球内部的构造和物理过程密切相关。
地震的震源机制指的是地震发生时，地壳内部的应力状态发生破裂并释放能量的过程。
了解地震的震源机制可以帮助我们更好地预测地震并采取相应的防范措施。
一、地震的力学过程地震的力学过程可以分为应力的积累过程和破裂和释放过程两个阶段。
1. 应力积累过程地球的岩石是由各种板块组成，它们在不断地相互推挤、相互碰撞中，由于板块内部存在着各种巨大的应力，这些应力会一直积累。
在这个过程中，地壳的断层带承受了巨大的应力。
2. 断层破裂和能量释放过程当地壳内部的应力达到临界值时，断层带上的岩石开始发生破裂，导致地震的产生。
通过断层的破裂，地壳内部积累的应力能量得以释放，形成地震波向地球表面传播。
二、地震的震源机制地震的震源机制可以通过震源机制解译得到。
震源机制解译是通过分析地震产生的地震波形态以及地震的传播规律来确定地震破裂过程的状况。
1. 地震波形态的分析地震波形态是指地震波在地球表面检测到的具体形态。
通过对地震波的波形、振幅和周期等特征进行分析，可以推测地壳中的岩层破裂形式、震源位置以及破裂状况。
2. 地震传播规律的分析地震波在地壳中的传播速度和路径受到地壳结构的影响，该地震波的传播规律可以帮助我们判断地震的震源机制。
通过分析地震波在不同地点的到达时间、波形以及波速等信息，可以确定地震的震源位置和破裂方向。
三、地震的类型和震源机制地震的类型与地震的震源机制密切相关。
基于地震波形态和地震的传播规律，地震学家将地震的震源机制分为几类常见的类型，包括正断层破裂、逆断层破裂和走滑断层破裂等。
1. 正断层破裂正断层破裂是指地震产生时，两个板块相对推移的过程中，上板块相对于下板块向上突出，造成断层上方的地层抬升。
这种类型的地震往往伴随着大规模的地表破裂和地震波的传播。
2. 逆断层破裂逆断层破裂是指地震产生时，两个板块相对推移的过程中，上板块相对于下板块向下移动，造成断层上方的地层压缩。
第五章 地震波的激发和震源机制1
地震学原理与应用第五章 地震波的激发和震源机制天然地震造成灾害，引起人类对它的研究。
地震是如何发生 的。
如何才能预报地震，自然是注意的中心。
但是，地震学的发展表明：在前期却侧重于地震波传播的研 (由需要和可能决定的) 究。
这是因为： (1)生产上需要资源，找矿，……，对国民经济的意义既直接，又 重大。
(2)从学术上讲，震源激发波动比波动在地球中的传播更难入手。
①要了解地球的构造，只要了解波的运动学特征已可解决相对 部分的问题。
而这些特征也不容易因为仪器特性而失真。
而 源的研究需要用到波动的动力学特征。
这些信息要求对仪器 作精确的参数测定和严格的响应计算，要求高多了。
2013-5-20 《地震学原理与应用》第五章 2②台站接收到的信息包括介质和震源两部分。
要从中了解(提取) 有关震源的信息，必需消除(扣除)传播的影响，这是先决条件。
因此，先发展传播理论是顺理成章的过程。
③从物理学理论来看(地震学是一门应用物理学)，波动理论在物 理学中发展较早。
而有关材料破裂的理论发展较晚。
1921年 Grifith，脆体破裂理论； 60年代频频发生在人口较为稠密地区的地震； 断裂力学的发展：桥梁、轮船、飞机、建筑、火箭事故等 的追(探)究。
2013-5-20 《地震学原理与应用》第五章 3一、地震断层和震源区的应力状态1.地震的直接成因：弹性回跳假说(Elastic Rebound Hypothesis)2013-5-20《地震学原理与应用》第五章42013-5-20《地震学原理与应用》第五章52013-5-20《地震学原理与应用》第五章62013-5-20《地震学原理与应用》第五章72013-5-20《地震学原理与应用》第五章82013-5-20《地震学原理与应用》第五章9Reid (美，1910) 根据1906年San Francisco大震前后的三角测量提出：2013-5-20《地震学原理与应用》第五章102.断层面解时有报导的观测事实(初动规律)，Byerly (1926)有意划分直观联想，概念实现飞跃!初动四象限分布→断层面呼吁发展：1)理论推导；2)发展作图法，……1957年论证Byerly 的直观联想(1)(2)初动象限分布1)原始信息和符号：P 初动垂直向分量方向:压缩的Compression离源的Anaseismic向上为＋膨胀的Dilatation 向源的Kataseismic 向下为－断层面Fault-plane辅助面Auxiliary-plane2)震源球和离源角：①球对称地球表面的初动象限分布图象：* 均匀球源在球心源不在球心* 沿深度方向地震波速度单调上升的地球模型中，且源不在球心时：②为了消除射线弯曲造成的畸变，恢复初动四象限分布的直观形象，引进震源球概念。
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点
（完整版）北京大学《地震概论》重点知识点地震概论笔记（2016春）第一章地震学的研究范围和历史1. 地震是一种常见的自然现象，全球每年约发生500万次地震。
全球有6亿多人生活在强震带上，20世纪约有200万人死于地震，预计21世纪将约有1500万人死于地震。
我国是多地震国家，历史记载死亡人数超过20万人的地震，全球6次，中国4次。
2.地震的两面性：①自然灾害②给人类了解地球内部的信息3.地震：地球内部介质（岩石）突然破坏，产生地震波，并在相当范围内引起地面震动。
破坏开始的地方称为震源（地球内部发生地震的地方。
理论上看成一个点，实际上是一个区）震源深度：将震源看做一个点，此点到地面的垂直距离称为震源深度。
4.震中：震源在地表上的垂直投影。
震中距：观测点与震中的大圆弧距离（在地面上，从震中到任一点沿大圆弧测量的距离）可证明是两点间的最短距离。
烈度：宏观，实际的破坏程度（我国12度烈度表）震级：微观标准表示地震能量大小，仪器测量（地震差一级，能量相差32倍（101.5），两级相差1000倍:log E＝11.8+1.5M，E：能量，M：震级）两者都反映地震大小5.分类：地震序列：①主震型（一个主震，多个余震）②震群型按震源深度分：①浅源：震源深度< 60km ②中源：60-300km ③深源：> 300km 按震中距分：①地方震：震中距<100km ②近震：<1000km ③远震：>1000km （以观测点为圆心，1000km为半径）6. 地震学是应用物理类课程。
地震学只有100多年的历史，中日美在地震学三足鼎立第二章地震波第一节波的性质简述1.液体、气体只能传播纵波，固体可以传播横波（S波）、纵波（P波）2.波线和波阵面垂直3.远离波源的球面波波面上任何一小部分视为平面波第二节地震波1. P波和S波的主要差异总结：vP=√3vS（1）P波的传播速度比S波快，地震图上总是先出现P波。
地震的成因与震源机制
地震的成因与震源机制地震是地球上常见的自然现象，它给人类的生活和社会发展带来了巨大的影响。
地震的成因和震源机制是地球物理学研究的重要内容之一。
在这篇文章中，我们将探讨地震的成因，并介绍一些常见的震源机制。
地震的成因可以归结为地壳运动和板块运动两个方面。
地壳运动包括地壳的受力和应力积累过程，而板块运动则是指地球上的板块在地球内部的相互作用。
地壳运动和板块运动之间相互影响，共同造成地震的发生。
地壳运动是地震的基础。
地球上的地壳由多个岩石板块组成，这些板块存在着相对运动。
当两个板块之间的摩擦力超过了岩石的强度时，就会产生地震。
这种摩擦力的积累是间断的，当它达到一定的临界值时，就会使岩石发生破裂，从而引发地震。
而板块运动是地震产生的主要原因。
地球的外部被分为多个板块，这些板块之间由于地壳的运动而相互碰撞、拉扯和剪切。
当板块间的应力积累到一定程度时，岩石无法再承受这样的应力，就会产生地震。
其中，火山地震主要归因于板块之间的火山活动。
地震的震源机制是描述地震破裂过程的一种方法。
地震的震源机制可以根据地震波的传播情况和地震波形的形状来确定。
常见的地震机制主要包括正断层、逆断层、走滑断层和混合断层。
正断层是指在地壳运动过程中，上方板块相对下方板块沿断层面向上运动，造成地震波在上方产生抬升的震源机制。
逆断层则是相反的情况，上方板块相对下方板块沿断层面向下运动，造成地震波在上方产生降低的震源机制。
走滑断层则是两个板块沿断层面相对运动，地震波由此产生水平的位移。
混合断层是指以上不同类型断层的组合。
除了上述的震源机制，地震的成因和震源机制还与地震带、地震波、地震监测等地震学的相关理论和实践密切相关。
总的来说，地震的成因和震源机制是由地壳运动和板块运动共同影响造成的。
地壳运动主要是由于地壳受力和应力积累过程引起的，而板块运动则是由于地球板块的相互作用所致。
震源机制描述了地震破裂过程的方式，它可以根据地震波传播情况和地震波形的形状进行划分。
震源机制.
第 ５ 期 大木圣子 ：地震学科普之窗 （ 十）
震源机制
３ ９
大地君的学习笔记 震源机制 最初的推挤拉伸 ） 分布获得 。 ● 可以根据观测到的 Ｐ 波初动 （ ● 由于表示的是施加在断层上的力场 ，所以 ，大多都反映着该区域的大地构造 。
图３
的震源机制中 ，不管哪个都不 能成 为断 层 面 的信息 。 新堂教授 再难一点的问题 。如 果 一 个 对应真 实 的 断 层 面 的 话 ，还 有 一 个 假 设 的 面 ，这究竟有什么意义呢？ 大地君 我完全不懂了 ，认输 。 新 堂 教 授 首 先 ，正 像 大 地 君 说 的 那 样 ，光靠 Ｐ 波的推挤拉 伸 ，无 法 断 定 哪 个 是 断层面 ，要 确 定 断 层 面 ，必 须 研 究 余 震 分 布 ，发现地表的隆起 。 大地君 是吗？余震和主 震同 样 都 是 在 断层面内发生的 ，能够准确找 到余震 震源 位 置 ，是不是就能发现断层面了呢？ 新堂教授 正是如此 。没有对 应 真 实 断 层的 “ 假 设 断 层 面” 有 什 么 意 义 呢？发 生 地 震 ，断层在地面下 急 剧 地 活 动 的 话 ，对 地 球 来说 ，是以一种让其不停旋转的力的作用 。 大地君 不停旋转？完全不懂了 。
第 ５期（ 总第 ４ ０ １期） ２ ０ １ ２年５月
国 际 地 震 动 态 Ｒ ｅ ｃ ｅ ｎ ｔＤ ｅ ｖ ｅ ｌ ｏ ｍ ｅ ｎ ｔ ｓ ｉ ｎＷ ｏ ｒ ｌ ｄＳ ｅ ｉ ｓ ｍ ｏ ｌ ｏ ｐ ｇ ｙ
（ ） Ｎ ｏ ． ５ Ｓ ｅ ｒ ｉ ａ ｌＮ ｏ ． ４ ０ １ ， Ｍ ａ ２ ０ １ ２ ｙ
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第 ５ 期 中国地震局工程力学研究所 ２ ０ １ １ 届博士学位论文摘要 （ Ⅲ）
震源机制综述
2、前人对震源机制解的研究历程
地震震源处地球介质的运动方式。通常所说的震源机制是狭义的，即专指研究 构造地震的机制而言。构造地震的机制是震源处介质的破裂和错动。震源机制研 究的内容包括，确定地震断层面的方位和岩体的错动方向，研究震源处岩体的破 裂和运动特征，以及这些特征和震源所辐射的地震波之间的关系。对地震震源的 研究开始于 20 世纪初叶。1910 年提出的弹性回跳理论，首次明确表述了地震断层 成因的概念。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。日本的中野广最早提出了震源的单力偶力系，第一次把 断层的弹性回跳理论和 P 波初动的四象限分布联系起来。此后，本多弘吉又提出 双力偶力系，事实证明它比单力偶力系更接近实际。美国的拜尔利(P.Byerly)发 展了最初的震源机制求解法,1938 年第一次利用 P 波初动求出完整的地震断层面
图 4.2
双力偶点源沿正 x 方向移动速度为Ｓ波速度的一半时， 力偶平面内Ｐ波和Ｓ波的辐射花样
两个节面中有一个是断层面， 但仅根据 P 波初动方向记录无法确定哪一个是断 层面，还必须根据其他资料，例如现场地质考察资料、余震的空间分布、地震波 辐射辐射花样的不对称性（图 3.2）和地震波辐射的多普勒效应等，来从两个节面 中分析判定实际的断层面，这种判定一般只对大地震才能实现。 4.2 P 波和Ｓ波振幅比方法 利用Ｐ波初动方向记录反演震源机制解虽简单易行，但也有缺陷。为能将地震 波节平面的空间位置约束住，最好要有紧靠节面位置的初动符号观测数据，然而，
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按断层节ห้องสมุดไป่ตู้滑动角判定
地概笔记18春
一、地球科学概况1、地震学：研究地震及其相关现象2、四大起源问题：行星（宇宙）、地球、生命、人类第一章——地震学的研究范围和历史地震是一种自然现象。
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。
地震有两面性，虽然是一种自然灾害，但人们对地球内部的了解主要来自地震给我们带来的信息，地震相当于一盏照亮地球内部结构的明灯。
地震学是关于地震的科学，它是以地震资料为基础，用数学、物理和地质知识研究地震机理及地震波传播的规律，以防御地震灾害、研究地壳和地球内部的构造以及促使研究结果在经济建设和国防建设中得以应用。
地球物理学就是用物理学的方法研究地球的问题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，和地质学密切相关，无论从观点上还是从研究方法上看都截然不同。
地球物理学包含固体地球物理学，固体地球物理学包含地震学烈度：按一定的宏观标准，表示地震对地面影响和破坏程度的一种量度。
按烈度值的大小排列成表，称为烈度表。
将地面上等烈度的点联成线，称为等震线。
震级：按一定的微观标准，表示地震能量大小的一种量度。
震级和烈度都是衡量地震强度的一种量度。
两者之间的关系复杂。
用字母M表示。
地震序列：地震在有限的空间和时间范围内有成丛发生的倾向。
这种成丛发生的地震称地震序列。
按时间顺序和震级分布，地震序列分为：主震型和震群型。
①主震型：通常包括主震和大量的余震。
有些地震序列还包括一系列前震。
若地震序列中，特别大的地震只有一次，则称之为主震；发生在主震之前的中、小地震叫前震；发生在主震之后的大量较小地震叫余震。
地震波的激发和接收
地震波的激发和接收论文提要在地震勘探的野外工作中，第一步要用人工方法激发地震波，为了适应各种地表条件及具体工作特点，震源及激发方式是多种多样的。
使用与地震勘探的震源基本上分为两大类。
一类是炸药震源，另一类是非炸药震源。
目前以炸药震源为主。
地震波的接受问题就是使用专门的仪器设备，采用合适的工作方法，把地震波传播情况纪录下来。
当我们激发地震波时，既产生有效波，也会产生干扰波。
人们往往利用有效波和干扰波的差异，在野外条件下采用不同的仪器手段和观测方式，来压制干扰波、突出有效波的。
正文一、地震波的激发1. 对激发的要求激发的有效地震波要有足够强的能量，良好的频谱特性和较高分辨能力，这样才能查明地下几千米深度范围的一整套地层的构造形态。
此外还须指出，在激发出有效波的同时还会产生各种各样的波，如干扰波，异常波等。
应使地震有效波具有较强能量、显著的频谱特性和较高的分辨能力。
以利于纪录有效波。
地震勘探的震源基本上分为两大类型，一类是炸药震源，另一类是非炸药震源。
目前陆上主要以炸药震源、可控震源、气动震源为主，海上用电火花震源、空气枪震源、无气泡蒸汽枪震源等，其中炸药震源是最常用的。
因此，以炸药震源为例，介绍地震波激发试验。
2. 陆上用炸药震源从20年代开始到现在，地震勘探方法一直采用炸药为主要震源。
炸药震源激发的效果主要取决于井深，药量、激发岩性因素的选择与使用，因此，激发岩性试验阶段不但要进行干扰波的调查，观测因素的选择，还要进行激发因素的试验。
1) 激发岩性爆炸时所产生的波的频率谱很大程度上决定于激发岩石的物理性质。
若在松软的干燥岩层(如砂层)或松散的岩层(如淤泥)中爆炸，频率很低，爆炸能量大部分被松散岩层所吸收，会产生极高频率，这种高频的振动很快被吸收掉，而且在爆炸点周围产生很大破碎带，转换成弹性能量不多，因此，激发岩性应选取潮湿的可塑性岩层(如胶泥、粘土、湿砂)。
对大庆黑鱼泡地区岩性试验，见图2.4.1。
地震波的激发与接收[高级课件]
![地震波的激发与接收[高级课件]](https://img.taocdn.com/s3/m/0d81749928ea81c758f57857.png)
缺水地区，地形复杂、表层为砾石，流砂沼泽等 钻井困难地区，施工不便。
工业区，人口稠密区均不宜使用炸药。海上由于 保护渔业生产，亦不宜使用炸药。
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严选内容
在需要较大能量才能获得反射的地区，除了加 大药量以外，不能用延长信号的持续时间这一 办法来积累能量，而炸药量的加大是受一定限 制的。
炸药的运输，保管和使用中容易发生危险。为 了克服上述的接触。
在将地震波发生器放置好后，将约85公升的丙烷 及氧气混合物导入爆炸室，在2个大气压力下，由 电火花引爆。
爆炸时，较轻的底板(230公斤)能迅速作出反应， 将脉冲传至地下。
传至地下所需时间约2毫秒。
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严选内容
气动震源和其它冲击型地面震源一样，属于 低频、低能量震源。因而对于噪音的抑制、 提高分辨能力和穿透深度等问题，均需采取 相应的措施加以解决。
再加上每一道用多个检波器组合接收，又采用多 次复盖。
在经过水平叠加处理后的剖面上，每一个地震道 实际上的“叠加总次数”(指为了得到最终的结 果，加在一起的各种射线的总数。即每一爆炸点 的震源数乘上每道的检波器数，再乘上叠加所用 的道数，也叫重复次数)是很高的。
可控震源的参数主要包括理想子波波形(与扫描 频率信号的起始和终了频率有关)、震源台数、 扫描长度、振动次数等。
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严选内容
需要强调的是：得到的记录波形不是反射波信 号本身，而是它的自相关函数图形，所以求取 反射波到达时间时，不能看起始振动时间，而 是相关函数极大值对应的时间。（这很重要， 不要与炸药震源记录混为一谈）
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严选内容
要注意可控震源的组合激发是“双重的”，即在 一个振次中若干台震源组合；在一个振点上若干 个振次的组合。
首先要有足够强的能量 在石油勘探中，要 用地震反射法查明地下几千米深度范围的一 整套地层的构造形态，地震波从震源出发， 传到地下再反射回地面，传播这样长的距离， 没有足够的能量是不行的。
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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！。