第五章 地震

第五章地震的工程地质研究

1. 地震与地震波

(1)地震：

地震是地壳表层岩体中弹性波传播所引起的震动。具有粘弹性介质特性的地壳及上地幔岩体，在地球内力作用下产生构造形变而逐步蓄积弹性应变能，一旦达到岩体的强度极限，就会发生突然的剪切破裂（脆性破坏）或沿已有的破裂面产生突然错动（粘滑），致使其所积蓄的应变能以弹性波的形式释放出来而引发地震。

地震-断裂的形成过程

(1)震源岩体单元原形；(2)地壳内力作用下单元体变形；

(3)达到强度极限单元体剪切破裂及弹性回跳；(4)弹性波释放。

成因：构造地震；

火山活动；

岩溶垮塌。

①震源：弹性波的地下发源地为震源；（图示）

②震源深度：震源至地表的垂直距离；

③震中：震源在地表的投影；

④震中距：震中至任一观测点的水平距离。

（2）地震灾害

由地震引起的灾害称为地震灾害，包括直接性灾害和间接性灾害。

①直接性灾害：

是指直接由地表震动引起的自然灾害。这类灾害往往是相当惊人的。

如1976.7.28中国唐山7.8级造成24.27万人死亡。

②间接性灾害：

是指由地震引发的海啸、山崩滑坡、区域性砂土液化等次生灾害。

如2004.12.26-8:00印尼近海8.5地震引发最大浪高超过10m的强烈海啸，累计死亡人数超过17.4万。

(3)地震波

地震时震源释放的应变能以弹性波的形式在地壳岩体中传播，这种弹性波既是地震波。地震波不仅使建筑物破坏的原动力，也是据以研究地震及地壳深部构造的重要地球物理信息。

地震波的组成相当复杂，现阶段的研究认为主要包括在介质内部传播的体波和限于界面附近的面波。

①体波；

体波包括纵波及横波。

纵波是震源传出的压缩波，质点振动方向与波的前进方向一致，周期短、振幅小；

纵波质点运动特征

横波是震源传出的剪切波，质点振动方向与波的前进方向相垂直，介质的体积不变但形状改变，周期较长、振幅较大。

横波质点运动特征

纵波比横波速度快，仪器记录的地震波谱总是振幅小的纵波最先到达（初波primary mave），纵波也称为P波。横波其次到达（次波secondary mave），故横波也称为S波。

②面波：

面波是到达地表后激发的次生波，限于地面附近运动，向地下迅速消失。

面波有两种形式：

一种是在地面上滚动的瑞利波（R），质点在平行于波传播方向的垂直面内作椭圆状运动，椭圆长轴垂直地面。

另一种是在地平面上作蛇行运动的勒夫波（Q），质点在水平面内垂直于波传播方向作水平运动。面波传播速度比体波慢。

③地震谱：

地震谱首先记录到的总是振幅小、周期短的P波，然后才是S波，P波与S 波之间的时间差（走时差）可用于测定震中距。最后到达的是速度最慢、振幅最大、波长及周期最长的面波，统称L波（long mave），可进一步分处先到达的Q 波和后到达的R波。

一般情况下，横波和面波到达时的振动最强烈，建筑物的破坏通常是由横波和面波造成的。

典型的地震波记录图(地震谱)

2. 震源机制与震源参数

(1)震源机制

研究地震的发生条件及其发展过程，需对震源的错动方式、应力状态等问题进行研究，这些问题与震源机制有关。

震源机制既是地震发生的震源物理过程。

通过对多个地震台的地震谱的研究发现，地震波P波初动的推拉分布可以解析出震源物理过程。

当震源断层发生突然错动时，对于断层每一盘的岩体，其错动的前进方向都会因运动受阻而形成压应力集中区，相反的方向也因受拉而形成拉应力集中区。

于是在断层两盘岩体中，出现拉、压应力的象限分布情况，即这种四象限分布的拉、压应力场是由于震源断层错动的物理过程造成的，由此求得的结果称为“震源机制断层面解”，简称“震源机制解”。

三种典型的震源机制断层面解

下表是四川马边地震带震源机制解的典型资料。由此可见，震源机制解能给

出震源三向应力状态（即与σ

1、σ

3

及σ

2

相对应的P、T及N轴的方位和仰角）、

发震断层方位及类型（节面A及B）的基本情况。显然，在区域稳定性分析研究工作中，掌握和应用震源机制解资料极为重要。

1971.3.11马边地震的震源机制解

(2)震源参数

限定震源物理过程的物理量称为震源参数。震源参数是以台站地震波记录的波形和振幅等为基本数据，根据弹性位错理论求出适合于波形的各参数。除了限定地震断层方位、类型和应力状态的震源机制解参数外，还可求得表征震源特征的其它物理量。

①地震矩（M

）：

对于力偶震源，地震矩是表示震源结构强度的重要物理量，它与震级及释放能量成正比，按下式定义。

M

=GDS

式中：S为断层面积，D为断层的平均错动距离，G为刚性率或剪切模量。

②应力降（⊿σ）：

应力降是地震发生瞬间在位错面上的应力变化，即初始应力σ

与最终应力σ的差值，亦即⊿σ=σ0-σ，它与断层长度L的关系为

⊿σ=GD/L

如断层的长度L=KS1 / 2，则应力降与地震矩的关系为

M

=K•⊿σ·S2/3

式中K为与断层面形状和滑动方向有关的系数，对于一维破裂K近似等于1。

③地震断层的位错速率（V）：

根据断层位错理论并假定断层是由块体相对运动形成的一个平面，那么一次地震的位错可由下式求得：

D i =M

0i

/μS

i

式中μ为刚性系数，M

0i 为一次地震得地震矩，S

i

为该地震断层的错动面积。

如令断层总面积为S，则可以将S

i

面积上的位错换算成整个断层面上的均匀位错D：

D= D

i S

i

/S=M

0i

/Μs

对所有断层的位错进行累加，即可获得断裂带的长期位错：

∑D=∑M

0i

/μS

令t时段前的位错为D

1

，则位错速率为：

V=（∑D-D

1

）/t

这样，则可采用下式计算地震矩的平均速率M

′：

M

′=μVS 3．震级与烈度

震级和烈度是衡量地震本身大小和震动强烈程度的两个基本尺度。

（1）震级

震级是由地震所释放出的能量大小所决定的。释放能量大小可根据地震波谱的最高振幅来确定，并规定以标准地震仪和标准震中距的记录为准。

按李希特-古登堡定义，震级(M)是距震中100km的标准地震仪（周期0.8秒、阻尼比0.8、放大倍率2800倍）所记录到的以微米表示的最大振幅A的对数值，即：

M = logA 实际上并不一定都采用上述标准地震仪，而是根据任意震中距、任意型号地震仪的记录，经修正求得震级。一般计算近震（震中距⊿<1000km）用体波震级

M L ，计算远震（震中距⊿>1000km）用面波震级M

S

。

M

L

=logA

μ＋R(⊿)

M

S

= log(A

μ/T)max＋σ(⊿)＋C

式中：A

μ-以微米表示的实际地动位移；

R(⊿)-起算函数，据地震仪及震中距查表； T-面波周期；