世界地震活动图(Barazangi 和 Dorman,1969)告诉我们这一事实:像东太平洋隆起这样的快速扩张中心上的地震活动,反常地低于如大西洋中脊这一类的慢扩张中心上的地震活动。这种倾向是受何种物理性质控制?通过地震矩张量反演(Fitch 等,1980)—利用Claerbout 的生动的模拟方法(Claerbout 和 Muir,1973)或利用较大地震震波有关的瑞雷波振相,测定了埃尔塔宁断裂
开展地震预报和减轻地震灾害的一个重要组成部分是认识发震断层的长期特征。在某个易震区内,大地震间的宁静期持续时间、宁静期的规律性及最后一次地震的日期,均有助于评价是否在最近的将来发生地震。本文是要大家注意研究地质记录、增进对大断层滑动的时、空关系的认识,以期确定地震趋势。
断层发生滑动既可由地震引起,也可由无震蠕动引起,它使断层面上应力分布得以调整。假如求得滑动带内确切的应力分布或滑动分布,便能预测均匀弹性地球内任何部位的静态应力变化。我们对二维的断层考查了滑动区内目前并不了解的、在空间上不均匀分布的应力变化效应,根据 Mavko(1982)的研究,将滑动带应力变化/x/
根据板块构造的观点,关东、东海地区位于太平洋板块、欧亚板块和菲律宾海板块的汇合处,所以,反映这些板块相互作用的该地区的地壳应力状态是非常复杂的。关于三个板块的相互关系,杉村(1972)把菲律宾海板块和欧亚板块的边界定在连结骏河海槽、伊豆北部、相模海槽的地区。杉村指出:菲律宾海板块和欧亚板块在伊豆半岛的北部主要是碰撞关系。石桥(1976)和Ishibashi(1981)强调指出,菲律宾海板块从历史上
为取代常用的特定假设方法,即认为地球内长断层是宽等于发震深度的长方形区域,我们采用动力学的自发破裂模拟方法确定断层下缘的适当的边界条件,并研究它的发震层基底的同震特性含义。在研究模型中,我们规定应力降只限于一矩形区,但未规定次发震区内破裂形成条件。假设柔性次发震区连续稳定地受板块运动所引起的剪切作用,区内未积累纯应变,因而破裂通过此区时未出现应力降。这一工作的重要结论是,大地震的同震破裂不断形
1.前言如图所示,把发生在日本列岛太平洋沿岸及其周围发生的大震、中震分成几个区,以远州滩为中心,把这些地震在垂直方向上排列起来,把不同地区发生的大、中地震按年代顺序排列起来并用直线连接,结果发现,大、中地震的发生,沿日本列岛的迁移具有时间上的差异。另外,在远州滩和纪伊半岛海域、四国海域(用虚线表示)发现,地震的重复发生具有明显的规律性。
1975年 M=7.2地震时,夏威夷南岸地带地壳破裂45公里以上。自1868年本区最后一次同样大小地震发生以来,引起这次主震的应力便逐步积累起来。尽管这种应力积累是基拉韦厄火山区和其裂谷带所致,地震却不是一种与岩浆活动有关的火山地震,而是百余年来应力积聚造成这一脆性地壳破裂事件。详细研究震源区地球物理和大地测量资料清楚地证明存在下述前兆现象:地震活动率降低40%;主震前约4年 P 波走时延迟0.2
中加利福尼亚圣安德烈斯断层的帕克费尔德地段不断发生中小地震,这些地震在震中位置、震级、地震矩、破裂区以及南东向破裂扩展上,都具有重复性。该地区的1857,1881,190l,1922,1934和1966年地震被认为是反映了严格的周期性地震活动,而1934年地震与前次地震的间隔显然是一例外(10年左右的间隔)。假定周期严格的地震模型和1966年到1978年无地震(根据22—34年间隔),下次地震时间
中部地方的中央构造线与西南日本平移运动相比较,无论是在地质上还是在地形上都没有活动的痕迹,并且也没有找出表示其活动的显著的历史地震。利用名古屋大学地震观测网的数据调查中央构造线和现在地震活动的关系。其结果如下: (1)中央构造线与伴随菲律宾海板块出现的中深地震(深于20公里)无关。
在人工断层的摩擦滑动实验中,当断层面的摩擦强度不均一时,就可以在强度小的部位观测到急剧滑动之前的明显前兆应变变化(茂木,1980)。另外,上一次实验我们(1982)采用对两个平滑的断层面给出应变测量的灵敏度的方法。尽管变化量很小,但可以观测到前兆应变变化,并报告了应变曲线沿断层产生系统变化的结果。图1表示上一次实验得到的前兆应变变化图象的空间变化及说明这一变化的模式图。也就是说在№ 4—6的附近开