地震概论地概知识点整理.docx

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1、第一章地震学的研究范围和历史全球每年发生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12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。第一节 什么是地震学？地震学包括：一、地震的科学以及地球内部物理学，后者主要研究地震波的传播，从而得出 地球内部结构的结论；二、弹性波（地震波）的科学，主要研究地震、爆炸等激发的弹性波 的

2、产生、在地球内部的传播、记录以及记录的解释；三、应用：地震勘探、工程地震学、识 别核爆。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第二节地震学的研究范围和主要的研究方面研究范围的三个方面一、宏观地震学：主要是指地震宵害的调查和研究、地区基本烈度的划分，以达到为建筑物 的抗震设计提供合理的资料和指标，并为地震预报提供宏观数据。二、地震波的传播理论：根据地震台风网观测得到的地震资料，研究地震波的发生及传播特 征，并利用来研究地壳和地球内部的结构、组成和状态。三、测震学：内容包括地震仪器的研制、地震观测台网的布局以及记录图的分析、处理和解 释工作。第三节地震学的基本名词

3、和概念2）按震源深度划分：金浅源地震：震源深度小于60km的天然地震；金中源地震：震源深度在60-300km之间的地震称为中源地震；金深源地震：震源深度大于300km的地震已记录到的最深地震的震源深度约700公里。有时也将中源地震和深源地震统称为深震。（3）按震中距划分：金地方震：震中距小于100km的地震；金近震：震中距小雨1000km的地震；金远震：震中距大于1000km的地震；（4）按震级划分：金弱震：M3的地震；金有感地震：3M4.5的地震；金中强震：4.5M6的地震；金强震：M 6的地震；地震波波长：数百米至数千米第三节古代人类对地震的认识一、地震学前史在科学不发达的过去，人们对地震

4、发生的原因，常常借助于神灵的力量来解释。-我国古代鳌鱼翻身的传说。-日本的“地震鲶”传说：地球靠一大鲶鱼支撑着，鲶鱼尾巴一甩就地震。-古希腊的“气动说”。二、我国丰富的地震史料-中国人对地震的观察和记载是相当早的。竹书纪年所载公元前1831年“泰山震”， 可能是世界上最早的地震文字记载之一。-秦汉起，加强了历史资料工作，此间对地震等自然灾害也开始有了比较连续的记载。 中国方志开始的年代很早。地震史录甚至可以达到6级以上地震基本不漏的程度。-阳嘉元年(公元132年)张衡创制候风地动仪，这是世界上第一架地震仪。候风地 动仪的出现标志着一种思想的成熟：地震是由远处一定方向传来的地面震动。这表 明张衡

5、早于西方学者一千多年就知道地震影响是从震源向各个方向传播的。第五节地震学发展简史-19和20世纪之交是地震学的创业年代，其作为一门独立的学科登上现代科学的舞 台，地震仪出现并且广泛使用。-地震学是一门相对年轻的科学，其定量研究只有100年左右的时间。 弹性回跳理论(Elastic Rebound Theory):美国地震学家里德(H.F.Reid), 1910年 第二章地震波第一节波的性质简述机械波产生的条件：波源和弹性介质 频率和周期只决定于波源，和介质种类无关。我们可以用波前来描述波的传播。在高频近似的情况下第二节地震波第三节地震波的类型在无限、各向同性的均匀弹性介质中，仅有两种类型的弹性

6、波传播即纵波和横波。但是在半无限、各向同性的均匀弹性介质或成层介质中，有可能出现一种弹性波，这 种波的特点是：扰动的幅度随着离开界面距离的增加而迅速衰减或者说，扰动只局 限于界面附近。通常称这种波为面波。由于地球具有边界和内部分层构造，地震波不仅有纵波和横波，还有面波和地球自由 振荡。 P波的传播速度比S波快，地震图上先出现P波。 (2) P波和S波的质点振动(偏振)方向相互垂直。 (3) 一般情况下，三分量地震图上P波的垂直分量相对较强，S波的水平分量相对 较强。 (4)S波的低频成分比P波丰富。 (5)天然地震的震源破裂通常剪切破裂和剪切错动为主，震源向外辐射的S波的能 量比P波的强。在地

7、震记录上，面波的振幅一般比体波大。面波的能量被捕获在表面才能沿着或近地表传播，在伦敦的圣保罗大教堂“耳语长 廊”或中国天坛回音壁的墙面上捕获的声波就是面波。不同周期的面波，其渗透深度不同；周期愈大的波其渗透深度愈大。在半无限的均匀介质中,不产生勒夫波，而且它所产生的瑞利波没有频散。地震记录中 出现勒夫波以及有频散的瑞利波，则说明地下的介质是不均匀的或是成层的。第四节地震波的波序第三章地震波传播理论第一节地震波传播的基本概念1、地球介质和弹性波地球介质可以做为各向同性的完全弹性体来对待2、首波（或侧面波） 若介质是分层的，当地震波由低速的一方向高速的一方入射时，还 存在一种波，叫做侧面波。P波和

8、S波都会有相应的首波。3、地震波的吸收和衰减4、震中距震中距就是震中到观测台站之间的距离，单位是千米震中距（度）=（震中距（千米）X180） / （地球半径Xn）1度约为110km第二节地震波传播的基本理论通常把地球介质当作均匀、各向同性和完全弹性介质来处理我们介绍的是第二种方法：运动学方法，就是将波动方程的求解简化成波传播的射线理论 地震学中的Fermat定理不是永远成立，是高频情况下地震波波动方程的渐近解。Fermat 定理是地震波的高频近似解。地球内部介质性质的变化，主要有以下情形： 上下介质的性质、状态迥然不同，出现明显的分界面，地震波速度出现阶梯状跳跃,如地壳 与地幔、地幔与地核之间

9、。地壳是固体，外核是液体，地幔介于固态与液态之间。 上下介质的状态基本相同，但性质变化显著，呈现明显的分界面，如地幔中的细层之间的分 界面，地震波在分界面上的速度也有显著的变化。 在同一层内，地球介质也不是均匀分布的。一般来讲,由于地球介质是分层均匀、各向同性 的，地球介质的密度、弹性参数等随深度增加而增加地震波速度也随深度的增加而增加。但 有两种特殊情形：一种是速度随深度增加而减小（称为低速层），另一种是随着深度增加速度异 常增加（称为高速层）。地震波入射到层之间的界面上时，会产生折射、反射和波型转换等现象。以观测点的震中距为横坐标，地震波到达时间为纵坐标，绘成的曲线称为走时曲线。地震波到

10、达时间与震中距关系的方程称为走时方程。1. 水平层状介质（1）单层地壳介质模型中地震波震相与走时曲线I、震源在地表（h=0）II、震源不在地表（h约）直达P波和直达S波震相，分别记为Pg和Sg地壳底面反射波震相，分别记为PmP和SmS首波震相，分别记为Pn和Sn震中距超过一定临界值时，Pn将是地震图上记录的第一个震相，从而可以清楚的识别出Pn 震相，这个临界距离称为首波的第二临界震中距介质存在高速层时地震射线的时距曲线（横轴x纵轴t斜率减小）介质存在低速层时地震射线的时距曲线北美地盾模型：高速层第三节体波各种震相和走时表通常把在地震图上记录到的不同振动类型或通过不同途径的波所引起的一组一组的振

11、动叫 震相。一、近震体波震相对于近震，最主要的速度间断面就是莫霍面了。以Pg、Sg表示地壳内由 震源发出直接到达地面的纵波和横波。P、S波到达莫霍面后的反射波有可能产生转换波， 因此经莫霍面的反射波表示为PmP、PmS、SmP、SmS。而经莫霍面的首波则表示为Pn、Sn。二、远震体波震相P S p s K I J c i地震走时表 地震波在不同震中距上传播的时间表 走时表是分析地震图、识别不同震相的 主要依据PKIKP第四章地球内部的结构第一节地球内部结构的发现在古代，地心被神化地描绘成地狱之火。古希腊时，毕达哥拉斯和亚里士多德都提出过球形大地的观点，埃拉托色尼则第一个用几何 方法给出了地球赤

12、道的长度。1522年9月6日，麦哲伦完成了第一次环球航行，地球是圆的这个概念才宣告确立。1666年，牛顿发现了万有引力定律，标志着对地球认识的新阶段的开始。牛顿和惠更斯同 时得出地球是一个两极扁平赤道隆起的椭圆的理论，牛顿的重力原理也提供了测定地球密度 的一种途径。把整个地球内部的平均性质与已知岩石的密度比较，可以得到对地球组成情况 的初步近似估计。1798年，英国的卡文迪什勋爵确定地球的平均密度为5.45，比普通岩石的密度大一倍。差 异如此之大，表明在地球内部决没有空洞，那里的物质必定是非常致密的。1897年维歇特通过理论计算发现，地球内部可能由围绕着一个铁核的硅酸盐地幔组成。1902年在柏

13、林发表的一张地球内部略图这个地球的早期模型具有固体地壳、弹性地幔和固 态核金1909年：莫霍面的发现(Mohorovicic)克罗地亚金 地壳的厚度在全球各处是不同的。大陆地区，地壳平均厚度为35公里，但横向很不 均匀。在大陆的稳定地区，地壳厚度约为3545公里，一般分为两层。有些地区， 上下层中间存在一个速度间断面，叫康拉德（Conrad）面，或C界面。但在另一些 地区，观测不到来自C界面的震相。海洋地壳的厚度只有58公里。金1906年：外核的发现（Oldham）金英国地质学家奥尔德姆（Oldham）发现地球的核。金1914年：古登堡古面的发现原因：德国金1广泛的地震波反射波观察，拥有更丰富

14、的地震记录金2首次估计出地核深度为2900公里，现代观测对地核深度的估计值2891公里与这 一数值仅有几公里的误差。金1936年：内核的发现（Inge Lehmann）金 丹麦地震学家英格莱曼（Inge Lehmann）于1936年首次发表证据说，在外核之内有 一月亮大小的内核如果知道深部地球介质的性质，我们就能从理论上预测相应观测到的面波的波形。在实 际工作中往往是倒过来的，我们先观测到某种波形，然后试图从波形推断出沿漫长传播 路线所经过的岩石性质的平均状态。面波通过地球表面的路径通常既穿过大洋，又穿过大陆。但在特殊情形下，有些地震台 能记录到仅通过大陆地壳或海洋地壳的纯路径面波。力学上的软

15、流层与地震学发现在上地幔内部存在的低速层，其含义和位置不一定符合，这是 因为虽然软流层是地质时间尺度的物质力学性质的描述，但在地震波测量的时间响应尺度内 仍然可以表现为弹性响应地震波的速度是由介质的物质组成和温度共同决定的。关于410公里和670公里速度间断面的探测与研究，近年来已成为地震学与地球动力学研究 的一个专题。全球地震活动图像显示，在700公里以下，地球内部没有发现地震活动。因此下地幔被认为 是板块俯冲深度的终结层。下地幔的速度梯度较小，速度的变化也较为均匀。第二节地球内部的圈层结构（1）壳幔界面在地下3060km深度处，这个界面是莫霍洛维奇在1909年研究Pn震相时提出来的， 因此

16、，该界面又称为莫霍面（M面）。（2）幔核界面在地幔内，速度随深度而增加。在大约2900km处,P波速度突然从13km/s下降到8km/s 左右,出现地球内部第二大间断面。这是古登堡在1914年首先较精确地计算出其深度的，因此 该界面又称为古登堡面（G面）。（3）内外核分界面从2900km以下进入地核，纵波速度逐渐回升，横波速度因横波不能通过而恒为零，直到 大约5000km,横波才出现，纵波速度也有明显跳跃，成为地球内部的第三大间断面。这是莱曼 在1936年首先发现的，可记为L面。（4）上下地幔的过渡层从1956年开始，布伦对地幔做了进一步分层的研究，认为地幔由上地幔（与20走时曲 线的间断相联

17、系）、过渡层（速度变化不均匀）和下地幔（速度变化均匀）组成。-上述地球分层，即主要单元的划分，从20世纪开始至50年代已大体确定，如书上图4.6 所示：A（地壳）,B（上地幔）,C（过渡层）,D（下地幔）,E（外核）,F（间断面）,G（内核）。-最近几十年，对地球结构的认识逐步深入在横向变化、非弹性和各向异性等诸方面深 入发展,地球模型逐渐发展和完善。-一、布伦的地球分层模型- 布伦根据下图所示的杰弗瑞斯一古登堡速度分布特征，将地球分成A、B、C、 D、E、F、G七层；后来，又根据新的资科，将D分成D和D，形成八层。- 布伦模型主要是根据体波（纵波和横波）速度资料制定的。所得结果，在主要特 征

18、上，至今依然是有价值的。 二、初步地球参考模型（PREM） 1980年提出1981通过 三、1991年：地球内部结构（IASPEI91）模型第三节反演问题奥尔德姆和莱曼“正演问题地震学的任务之一就是分析、解释各种震相的起因和物理意义，并利用各种震相走 时曲线推测地球内部的速度结构。地震学家一开始往往先用观测走时给出距离，并由此推导出速度分布以及地质构造。 这种类型的问题是“反演问题”。地球深内部的遥测问题必须用“正演”和“反演”两种方法加以论证解决。第四节 反演地震层析成像与地球内部三维结构地震层析成像主要方法体波（射线理论）面波接收函数法第五章地震机制十九世纪末:火山作用、高大山脉造成的巨大

19、重力差。在二十世纪初：地表岩石的大规模迅速错动是强烈地动的原因。地球深层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 被激发进而能量辐射的直接原因。第一节断层断层是沿破裂面两侧岩块发生显著相对位移的断裂构造。大者沿走向延伸数百千米，小者可 以在米甚至更小的量级。但都破坏了岩层的连续性和完整性。是地壳运动中产生强大的应力 （压力和张力），超过岩层本身的强度对岩石产生破坏作用而形成的。各大板块都以断层为边界断层几何术语：断层上盘/断层下盘走向（站在断层的地表面上，上盘在你的正右方，你所面对的方向为走向方向。断层面和地 表的交线的走向方向与正北的顺时针夹角叫断层的走向。）

20、倾角（断层面与地球表面的夹角较倾角，范围为0-90度）滑移描述断层的上盘相对于下盘滑动的方向。四种基本类型正断层（Normal）逆断层（Reverse）走滑断层（Strike-Slip）如果一个观察者站在断层的一侧，面向断层，另一边 的岩块向他左方滑动，那它就叫左滑断层；向右就是右旋斜滑断层（Oblique）断层类型取决于断层的滑移方向（Slip）三种主应力作用在断层上，两个水平的一个垂直的。如果垂直压应力-最大一正断层-最小一逆断层-中等一走滑断层第二节弹性回跳原理相对位移不是在破裂时突然产生的，而是在一个比较长的时期内逐渐达到其最大值的地震引 起的振动源于破裂面。破裂起始的表面开始很小，很

21、快扩展得非常大，但是其扩展速率不会 超过岩石中P波的传播速度地震与应变能的释放金地震发生时，大部分应变能转化为热能（克服摩擦力而消耗掉了），只有百分之几的 应变能转化为地震波。金 地震能=克服摩擦力消耗的热能+地震波能量金地震效率=地震波能量/地震能=7.515%1 Ac2 c第三节震源机制解我们利用地震波记录既可以反演地球内部介质的结构，又可以反演地震的震源参数。金 震源机制解（初动：定义为相对震源径向运动）远离震源为黑色，靠近震源为白色 金压缩与舒张是从应力角度看的。金从密度角度看，黑色部分密度变小，白色部分密度变大金辅助识别：正断层-与重力一起作用，断面较陡。金冲断层-与重力相反，断面较

22、缓金震源机制解是什么？金 地震断层作用的图形速记（走向，倾角，滑移）金震源辐射花样的震源球（下半球）在平面圆上的投影金 地震P波初动方向的表示（四象限分布）第四节板块构造学说-17世纪以前，地质现象的解释是灾变说。 1785年，苏格兰地质学家James Hotton提出均变原理-19世纪中叶，均变说被地质学家广泛接受。“将今论古方法”一地质学中最重要的原 理。直到19世纪末20年代初，权威的地质学说认为，地质构造的运动主要是垂直 向的，横向运动只是垂向运动的副产品。一、板块理论发展第一阶段一大陆漂移早在1596年，荷兰地图制作人Abraham Ortelius提出：“美洲是由于地震和洪水的作

23、用从欧洲和非洲分裂出来的。理由是，这些大陆可以拼成一块大的大陆。 1915年，德国气象学家魏格纳（Alfred Lothar Wegener， 1880 1930）提出“大陆漂移假说”。 1937年，南非地质学家Alexander du Toit提供了更多的证据（沉积学、考古学、古气候、构造相似性等）支持魏格纳的假说。-证据：-形状复杂的板块拟合：运用大陆架后板块拟合得很好200百万年前大陆开始分裂化石-岩石大西洋两岸的岩石组成、年龄、地质结构相似当两边的大陆连在一起，地质现象 具有连续性山脉大西洋两岸的山脉具有连续性如果北美州和欧洲连在一起，山脉具有连续性，岩 石具有相似的组成和年龄古气候数

24、据力学机制不明二、板块理论发展第二阶段海底扩张 1959年，美国普林斯顿大学地质学教授Harry Hammond Hess发出了未经正式出版的手稿，阐述了海底扩张的基本思想。 1962 年发表论文“History of Ocean BaSins最老的海洋地壳的年龄只有180百万年，比大陆地壳的年龄小20多倍。三、板块学说发展第三阶段一板块构造大西洋中脊是扩散边界的例子平均每年裂开2.5厘米，一百万年张开25公里。100-200百万年，由小小的小水湾 变成如今数千公里宽的大西洋。200百万年前超级大陆分裂转换边界：两板块相互之间作水平滑动的区域。 1965年由加拿大地球物理学家J. Tuzo W

25、ilson提出。把两段扩散边界（大洋中脊）连在一起。 一般都在海洋，个别在陆地（如美国圣安德烈斯断层）。浅源地震。 1963年，加拿大地球物理学家J. Tuzo Wilson转换断层的发现者，板块构造学说的主要创始人之一。）对此提出新的解释一地幔热柱说。固定的地幔热柱与板块运动造就了 长达6000公里长的夏威夷火山链地幔对流假说：1930年代英国地质学家Arthur Holmes提出，上地幔对流驱动着大陆 漂移，其原理就像传送带。遗憾的是这一年代的权威地球物理学家和地质学家们不 能理解Wegner的大陆漂移学说，当然更不会考虑地幔对流假说。但Arthur Holmes 的地质学却深深地吸引着H

26、arry Hess，Hess在提出海底扩张学说时，同时又提出了 地幔对流的动力学机制。扩散边界=正断层汇聚边界=逆断层走滑边界=走滑断层地震学为板块构造学说提供三方面的证据：天然地震的空间位置，可以勾画出板块边缘；震源机制解，可以确定板块活动的力学性质；地震测深所得深度速度分布，可以给出板块运动的物理条件。板块理论存在的问题:首先是板块的驱动力问题，直到现在还未能满意地解决。其次， 学说刚提出的时候，特别强调板块的刚性。板内构造运动的研究是板块构造学说的 一个发展。再者，两个板块相碰的地方：缝合线特征。第五节全球地震活动概况地震活动性不仅指地震发生的频度，而且包括地震发生的能量和地点。全球已发

27、生的最大地震震震级为8.9,相应的能量为1025尔格。地震在全球的分布是不均匀的，但也不是随机的全球性的地震带有三个：环太平洋地震带、阿尔卑斯一喜马拉雅地震带（即欧亚地震带）和海 岭（大洋中脊）地震带。大约全球百分之八十的浅震、百分之九十的中源地震以及全部深震 都集中在环太平洋地震带上。第六节 不同类型的地震构造地震：地下岩层错动而破裂所成占9 0%,破坏性地震主要属于构造地震火山地震7%陷落地震3%92%的地震发生在地壳中，其余的发生在地幔上部第六章地震仪及地震基本参数的测定第一节张衡的候风地动仪132年，张衡利用惯性原理创制了据说灵敏度很高的验震一一地动仪。1875年，服部一三 猜想图形，

28、1951年王振铎制成模型，2008年科学复原。可以说地动仪是现代地震仪的先驱。第二节现代地震仪金18世纪早期欧洲出现记录地震的仪器。金 意大利地质学家帕尔米里于1856年制造的电磁地震记录仪，它已能记录地震到达当 地的时间金1880至1890，访日的英国人约翰米尔恩、詹姆斯尤因和托马斯格雷，在日本研制 出记录地震动随时间变化的第一架具有科学意义而且较为实用的地震仪。地震仪是建造在以一套弹簧一摆为拾震器的基础上，即俗称的摆式地震仪。金 拾震器、放大器（换能器）及记录系统三个部分金 世界上第一个远震记录在德国Potsdam记录到的日本发生的地震第三节 地震台与地震观测台网金 米尔恩（被称为现代地震

29、学的奠基人）1895年从日本回到英国，在怀特岛的赛德建 立了地震台，他组建了第一个全球地震台网，10个台在大不列颠，30个台在国外。金 鹫峰地震台（现在的北京国家地球观象台）是我国自己创建的最早的地震台，1930年 开始记录，1 9 8 3年5月被国家地震局（现中国地震局）确定为中美合作中国数 字地震台网（CDSN ）的示范性数字地震观站第四节地震定位因为P波传播速度比S波快，所以这两种波传播得越远，它们的波前间隔的时间就越长。如 果有了 P波和S波到达的时间，从这两种波型的抵达某台时间间隔将可以直接求得震源到该 地震台的距离。画3个圆，每个圆以一个地震台为圆心，计算得到的距离（震中距）为半径

30、。逸个圆将会 相交于所要求的震中点。这3个数据最好是来自距震中为不同方向和不同距离的3个地震台。如果还要估算震源深度， 需要第四个测量数据。今天在世界的多数地区，震中定位的精度大约为10千米，震源深度的精度更差，大约为20 千米。第五节震级测定里氏震级”最初由地震学家查尔斯里克特（Charles Ricer）（下页图）1935年在美国加州理工学院发明的它的精确定义为最大地震波振幅以10为底的对数。里氏震级的计算对一个100千米外的地 震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1%。毫米的10000倍），则震级 为4。金-2.0级的地震释放的能量大约相当于一块砖头从桌子上掉到地面的能

31、量。金震级的测定精度在0.3左右。金 地震能量 lg E =11.8+1.5 MMl （体波）、Ms （周期近20秒的面波的最大振幅，可用于距接收台站相当遥远的地震，不能用于深源地震）和mb（根据P波的大小可以提供深源、浅源甚至远距离的任何地震的震级值三种 震级）都属里氏震级系统这个参数没有物理意义地震矩是由受构造应力影响使断裂面突然滑移的力学模型，推导出来的地震整体大小的 量度。它是1966年美国地震学家安艺（Aki）提出的。现在受到地震学界欢迎，因为它与断裂破裂过程的物理实质直接联系。根据 它能推断活动断裂带的地质特性。Mw第七章地震预报第一节地震灾害第二节地震的预报及其方法概述地震预测：

32、预测不是预报精度低基于地震重复返回周期分析而不是基于地震前兆的识别破裂不会按照严格的时间表进行，只有重复返回周期包络，而不是具体的日子地震预报：地震预报三要素：地震发生的时间、地点、强度依赖于地震前兆信息以数年至10年、20年为长期、1年至数年为中期、数月为短期，数日至10几日为临震地震有其发生的规律，掌握规律就能够预报-目前研究地震预报的方法，主要在三方面：（1）地震地质方法，应力积累是大地构造活动的结果，所以地震的发生必然和 一定的地质环境有联系；（2）地震统计方法，人们通常可以利用统计的方法去寻找地震发生的概率；（3）地震前兆方法，如果能够确认地震前所发生的任何事件，就可以利用它作 为前

33、兆来预报地震。第三节地震预报的地震地质方法（1）大地震常发生在现代构造差异运动最强烈的地区（幅度不均匀而有差异的构造运动叫 做构造差异运动），或活动的大断裂附近。不同大地构造单元的交界，不同方向的断裂带交 汇地带或运动速度变化率（速度梯度）最大的地带都是地震活动性最强的地带。（2）受构造活动影响的体积和岩层的强度越大，则可能产生的地震也越大。（3）构造运动的速度越大，岩石的强度越弱，则积累最大限度的能量所需的时间越短；于 是发生地震的频度也越高。（4）在一个构造活动区里，断层错动并不是在各处都同时发生，而是有时在这里，有时在 那里。第四节地震预报的地震统计方法第五节地震前兆空区理论。海城。帕克

34、菲尔德第六节地震预报的进展、困难和前景困难：1. 地球内部的“不可入性”；2. 大地震的“非频发性”；3. 地震物理过程的复杂性。前景：1.地震是可预测的地震预报一般由省、自治区级人民政府发布。情况紧急时，可由市、县人民政府发布48小 时内的临震警报，并同时向上级部门报告。其它任何单位和个人都无权发布地震预报消息。 第七节应震措施第八章能量越大，震级就越大；震级相差一级，能量相差约32倍；相差二级，能量相差1000倍。 一个6级地震相当于一个两万吨级的原子弹。一般而言，震级越大，烈度就越大。同一次地震，震中距小烈度就高，反之烈度就低。影响 烈度的因素，除了震级、震中距外，还与震源深度、地质构造

35、和地基条件等因素有关。我国 采用十二度表基本烈度：一个地区未来50年内一般场地条件下可能遭受的具有10%超越概 率的地震烈度值称为该地区的基本烈度，相当于475年一遇的最大地震的烈度，基本烈度也 称为偶遇烈度或中震烈度。抗震设防烈度为6度及以上地区的建筑必须进行抗震设计5.0-5.4级地震，震中烈度多为六度，其面积小于500平方公里。决定任何场点地面震动的强度的因素有3个： 震源机制； 震源与该场点之间岩石的不均匀性和结构变化； 该场点的土壤和其他地质条件。第九章勘探地震学我国自大庆油田开发以来，95%的新油田都是由地震勘探提供构造的，国外有墨西哥湾油田、 中东油田、黑海油田和北海油田地质法、

36、地球物理方法(重力、电、磁、地震)、钻探-1845年，英国地震学家马利特利用人工激发的地震波来测量地壳中弹性波的传播速 度，这是地震勘探方法的萌芽。地震方法真正意义上的应用到石油勘探上应该以1919年德国明托普(Mintrop)获得折射初至 法专利为标志到了 20世纪40年代，哈瑞(Harry)提出的共深度点记录反射波思想在如今的野外勘探中已 经普及第一节勘探地震学基础(1)层速度(interval velocity)是地震波穿过某一均匀层的速度，是地震速度中最 基本的概念，在上面提到的地质模型中的速度都属于层速度。(2)平均速度(average velocity)的定义为对于一组水平层状介质

37、中，地震波垂直穿越各层厚度之和与总的传播时间的比值。注意这里平均速度对应的是垂直入射的情况。(3)均方根速度(root-mean square velocity)的概念在水平多层模型中已经提到过， 它的引入主要是基于时距公式，将多层模型等效成一个速度为均方根速度的单层速度模型， 从而把问题简化。（4）叠加速度（stacking velocity）是地震数据处理中速度分析阶段所产生的，它的提 出类似于均方根速度，将复杂的地下速度模型等效成一个单层的速度模型，并且在叠加和偏 移阶段会使用地震勘探中常见的主要有地震测井，声波测井和VSP等方法。第二节地震资料的野外采集第三节地震资料的数据处理第四节

38、地震资料的解释第五节勘探地震学小结勘探地震学与天然地震学的不同表现在以下几个方面：（1）研究的对象不同；（2）地震采集的方式不同；（3）地震采集的仪器也有所差别。第十章海啸第一节海啸的形成最可能引发海啸的是断层破裂面在海底地表的逆冲断层地震产生海啸，需要三个条件：地震要发生在深海区，地震震级要大和具备开阔并逐渐变浅的海 岸条件。只有6.5级以上的海底地震才有可能引发灾害性的海啸。正因为如此。太平洋海啸预警中心 发布海啸警报的必要条件是：海底地震的震源深度小于60km，同时地震的震级需要大于7.8 级。海啸波在大洋中传播时，波高不到1米，不会造成灾害，但当其进入浅海后，因海水深度急 剧变浅，接近

39、海岸的海水波速减慢，后面的海水会高速向前涌过来，结果急剧抬高波高，高 度可达10多米至几十米，形成含有大量能量的“水墙”。第二节海啸的特点海啸具有长波长，能量大和传播速度快三个特点第三节海啸的分类按成因和源区与受灾区的相对距离来进行分类海啸按成因可分为三类：地震海啸、火山海啸和滑坡海啸。相对受灾区来讲，海啸可分为近海海啸和远洋海啸两类。第四节海啸灾害-全球有记载的破坏性较大的海啸约发生260次，平均六七年发生一次，其 中发生在环太平洋地区上的海啸约占80%，发生在地中海区的约占8%，而 在日本列岛及其邻近海域发生的海啸则占太平洋地区的60%左右。-据历史记载，二千年以来，中国只发生过10次地震

40、海啸，平均200年左右才出现一 次。-新中国成立后，我国近海监测记录到的海啸共有3次-中国海区处于宽广大陆架上，渤海平均深度约为20m，黄海平均深度约为40m，东 海平均深度约为340m，总体水深都不大，不利于地震海啸的形成与传播。-从地质构造上看，中国除了郯城庐江大断裂纵贯渤海外，沿海地区很少有大断裂层 和断裂带，在中国海区内也很少有岛弧和海沟，因此，中国大部分海域地震产生本 地海啸的可能性比较小。-历史上也确实如此，1969-1978年间中国渤海、广东阳江、辽宁海城、河北唐山先 后发生了4次大地震，尽管这些地震震级均在6级以上，但均未引发地震海啸。-太平洋地震产生的远洋海啸对中国沿海地区的影响：在中国辽阔的近海海域内，分 布着大小数千个岛屿礁滩。从渤海的庙岛群岛，到黄海的勾南沙、东海的舟山群岛， 台湾岛以及南海诸岛，这些众多岛屿构成了一个环绕大陆的弧形圈，形成一道海上 屏障。在中国近海外侧又有日本九洲、琉球群岛，以及菲律宾诸岛拱卫，又构成另 一道天然的防波堤，抵御着外海海啸波的猛烈冲击。这一系列的天然岛弧屏蔽了中 国大部分的海岸线。-中国的海域大都是浅水大陆架地带。向外延伸远，海底地形平缓而开阔，不像印度 洋海啸影响的许多地区那样，海底逐渐由深变浅，中间没有一个平缓的缓冲带。