有关地震资料处理

有关地震的资料~

地震是地球内部缓慢积累的能量突然释放引起的地球表层的振动。当地球内部在运动中积累的能量对地壳产生的巨大压力超过岩层所能承受的限度时，岩层便会突然发生断裂或错位，使积累的能量急剧地释放出来，并以地震波的形式向四面八方传播，就形成了地震。一次强烈地震过后往往伴随着一系列较小的余震。
地震还分为天然地震和人工地震两大类。天然地震主要是构造地震，它是由于地下深处岩石破裂、错动把长期积累起来的能量急剧释放出来，以地震波的形式传播出去，在地面引起的房摇地动。构造地震约占地震总数的90%以上。其次是由火山喷发引起的地震，称为火山地震，约占地震总数的7%。此外，某些特殊情况下也会产生地震，如岩洞崩塌（陷落地震）、大陨石冲击地面（陨石冲击地震）等。

地震波是如何传播的？下面的图形形象地给出了说明。以加利福尼亚北岭地震为例，1994年1月17日，震级6.8北岭是位于洛杉矶以北不远的圣费尔南多谷中的一个社区，在1994年1月17日当地时间4:31 AM受到大地震的冲击。约60人死亡，财产损失估计为300亿美元。因为地震发生那天是马丁.路德.金纪念日，所以当天早晨高速公路上的人并不象通常的星期一早晨那样多。这个事实很可能使死亡人数减少了。工程师对这次地震的影响既感到高兴，有感到吃惊。在1971年的圣费尔南多地震（在这次地震的震中以北不远处）后，这个地区公路上的很多桥梁加固了。这些加固过的桥梁没有一座坍塌。然而，几座已计划要进行加固的桥梁坍塌了。很多钢结构建筑物在接缝处断裂了。
当地震发生时，地震波在地球内部和地表传播。使时间加速，你能够看到这一切的发生。右图表明了面波是如何从地震发生处向外传播的。切面图显示的是体波在地球内部传播，在遇到内部障碍物时发生改变。地表的黄色条标示的是面波的传播范围。

这个图形显示了是从全球的地震台站收集
来的实际地震图。当各震相（P波，S波等）到
达地球表面和切面图上的某一台站时，你可看
到地震波形的变化。在P波和S波之后的是面波。它们是地震中造成主要破坏的地震波。有两种类型的面波：一种是勒夫波，物质粒子在沿与波传播方向垂直的方向作水平的前后运动，另一种是瑞利波中，物质粒子沿与波传播方向同方向作垂直的前后运动。地震学家利用这些地震波的到达时间来测定地球的内部结构。

地震的产生和类型

--------------------------------------------------------------------------------

地震分为天然地震和人工地震两大类。天然地震主要是构造地震，它是由于地下深处岩石破裂、错动把长期积累起来的能量急剧释放出来，以地震波的形式向四面八方传播出去，到地面引起的房摇地动。构造地震约占地震总数的90%以上。其次是由火山喷发引起的地震，称为火山地震，约占地震总数的7%。此外，某些特殊情况下了也会产生地震，如岩洞崩塌（陷落地震）、大陨石冲击地面（陨石冲击地震）等。

人工地震是由人为活动引起的地震。如工业爆破、地下核爆炸造成的振动；在深井中进行高压注水以及大水库蓄水后增加了地壳的压力，有时也会诱发地震。

地震波发源的地方，叫作震源。震源在地面上的垂直投影，叫作震中。震中到震源的深度叫作震源深度。通常将震源深度小于70公里的叫浅源地震，深度在70-300公里的叫中源地震，深度大于300公里的叫深源地震。破坏性地震一般是浅源地震。如1976年的唐山地震的震源深度为12公里。

地震带

--------------------------------------------------------------------------------

地震主要分布在环太平洋带，阿尔比斯—喜马拉雅带，大西洋中脊和印度洋中脊上。总的来说，地震主要发生在洋脊和裂谷、海沟、转换断层和大陆内部的古古板块边缘等构造活动带。

震源：是地球内发生地震的地方。
震源深度：震源垂直向上到地表的距离是震源深度。我们把地震发生在60公里以内的称为浅源地震；60－300公里为中源地震；300公里以上为深源地震。目前有记录的最深震源达720公里。
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，也称极震区。震中到地面上任一点的距离叫震中距离（简称震中距）。震中距在100公里以内的称为地方震；在1000公里以内称为近震；大于1000公里称为远震。
地震波：地震时，在地球内部出现的弹性波叫作地震波。这就像把石子投入水中，水波会向四周一圈一圈地扩散一样。
地震波主要包含纵波和横波。振动方向与传播方向一致的波为纵波（P波）。来自地下的纵波引起地面上下颠簸振动。振动方向与传播方向垂直的波为横波（S波）。来自地下的横波能引起地面的水平晃动。横波是地震时造成建筑物破坏的主要原因。
由于纵波在地球内部传播速度大于横波，所以地震时，纵波总是先到达地表，而横波总落后一步。这样，发生较大的近震时，一般人们先感到上下颠簸，过数秒到十几秒后才感到有很强的水平晃动。这一点非常重要，因为纵波给我们一个警告，告诉我们造成建筑物破坏的横波马上要到了，快点作出防备。
1976年唐山大地震时，一位住在楼房里的干部突然被地震惊醒。由于这位干部平时懂点地震知识，所以当他感到地震颠簸时，迅速钻到桌子底下，五、六秒种后，房顶塌落。直到中午，他被救出后，深深感到要不是自己果断钻到桌子底下，早就没命了。他说是地震知识救了他的命。
地震学的伟大成就之一是，人们完全了解了地震波被激发的机制。在上个世纪末，一位地震学者评述地震时写道：“地震的原因还仍隐匿于朦胧之中，可能是永恒之谜，因为这些强烈震动发生的处所，远距人类观察领域之下。”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，这些断层可以从地形沿线状系统变形而被识别。上世纪末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。

4.1 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。像在实验室中见到的那样，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。许多断裂非常长，有的可在地表追踪几千米。

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（图4.1），

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。断裂带中的岩石可在若干地震过程中被非常细地挫碎和剪切，使它变成一种塑性粘土物质，叫断层泥。这种物质强度小，以致弹性能量不能像在较深的脆弹性岩石中那样存储。

断层曾按它们的几何学及相对滑移方向分类。如图4.2所示，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。

图4.1 犹他州喀那布附近的切过岩层的小而清晰的正断层

图4.2 地质断层的类型

斜断层(图右边)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，有时也叫横推断层，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。

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。这种断裂名为斜向断裂。有些断裂面没有能从基岩穿透上覆土壤，因为近地表的土壤吸收了差异滑移。这时只能通过挖探槽或切开隐伏断崖才能探测出断层。

4.2 其他来源的地震动

大多数破坏性地震——诸如1906年旧金山地震、1988年的亚美尼亚地震和1992年加利福尼亚兰德斯地震，都是因断层岩石的突然破裂而发生的。虽然通常谈地震指的就是这些所谓的构造地震，但强烈的地面震动也可能是许多其他来源的结果。

第二种熟知的地震类型是伴随火山的喷发而发生的地震。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。

另外一种类型的地震为，当地下洞穴或矿坑崩陷时造成一个小的“塌陷”地震。这种现象是通常所说的矿爆的变种，矿爆时采矿场诱发应力造成大量岩石爆裂飞出采矿面，产生地震波。

1974年4月23日在秘鲁沿曼塔罗河一个壮观的滑坡造成相当4.5级地震的地震波。大约1.6立方千米体积的岩石滑动了7千米，致使约450人死亡。这次滑坡并非由邻近的构造地震驱动，而是由于山体的失稳。部分重力位能在土壤和岩石的快速向下运动时转化成地震波，并被上百千米以外的地震台清楚地记录到。一台80千米以外的地震仪记录到3分钟的地动。这个摇动持续时间是与地滑的速度和范围相一致的，它在观察到的滑移7千米距离内以每小时约140千米的速度运行。

因为地震通常造成地滑，有时规模很大，很难分开原因和效果。近代史中最大地滑可能发生于1911年俄国帕米尔山中的乌索。伽里津（Galitzin），一位现代地震学的先驱，在圣彼得堡附近他的地震仪上记录到了乌索地滑造成的地震波，因此地滑发射出来的地震波传播了3 000千米。他开始以为记录了一个正常的构造地震，直到1915年派出一支调查队去研究乌索地滑，才发现这次地滑席卷了2.5立方千米岩石!

图4.3 新西兰库克山1991年12月15日1 400万立方米岩石和冰雪崩塌下来之后的

情景（a)和75千米以外记录到的库克山雪崩地震图，相当于一次3.9级地震（b）

很大的陨石与大气或地球表面碰撞造成碰撞地震是一种稀少的情况。一个神奇的例子是通古斯陨石于1908年6月30日在西伯利亚一个偏僻地区进入地球大气层，在大气层快速减缓时的应力和热作用下，陨石在地球表面以上不到10千米的高度爆炸，夷平了大面积的森林。俄国和欧洲的许多地震台，有的远在5 000千米之外，都记录到了地震波。开始人们还以为是一次大的构造地震。

有一些在流体注入深井或大型水库蓄水后诱发地震的记录，虽然其机制仍被认为是由断层破裂而释放应变能。这些事例提出一个问题：在什么程度下，一口井或水库中的水会诱发那些否则要许多年后才会发生的地震?

一个良好记载的案例是麦德湖事件，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。当水库充水之后建立了地方性地震台，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。

最后，人类爆炸化学炸药和核装置引起爆发地震。在近地表爆炸中，破碎地区产生的地震波向所有方向传播，当初至P波到达地面时地面会外隆，如果能量足够大，会将岩土四抛，如同采石场那样。

当然，人类和野兽有时也造成地震，尽管一般极小，例如机械地敲击地面。

4.3 弹性能的缓慢积累

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。

为了达到这种目的，有3种主要大地测量方法。两种确定水平运动大小。第一类，用小望远镜测量地面上标志间的角度，这个过程叫三角测量。第二类叫三边测量，测量地面标志之间的距离。在现代三边测量技术中，光(有时是激光束)被从一定距离的制高点的镜子反射，用一种光电测距仪测量光的双向路径往返所用的时间（图4.4）。在路径很长时，光速随大气状况而变化。因此，在精密测量时用飞机或直升机沿视线飞行，并测量空气温度和压力以便能够校正。这些测量精度可达在20千米距离准确到约1.0厘米。

图4.4 在加利福尼亚帕克费尔德用于进行大地测量的激光束对着远处的镜子

第三类测量是通过野外建立水准测线测定垂向运动的大小。这种水准测量简单地测定在地面上不同地点布设的基准点的高程。重复测量可揭示各次测量间的变化。国家测网是在国土固定位置上设置国家基准测桩。有可能的话，水准线将延至大陆边缘，以便用平均海平面作为确定陆地高程绝对变化的参照点。近年来，同步卫星也被用来作为已知参考点，利用地球表面固定点发射无线电波至卫星的走时测距。

不同的测量方法表明，在地震活动区，诸如加利福尼亚和日本，地面水平和垂直运动都达到了可观测到的量级。它们还表明在大陆的稳定区，诸如加拿大和澳大利亚的古老地块，很少发生变化，至少在最近的过去。与地震有关的区域变形测量的最重要的结果可能来自加利福尼亚。在那里他们早自1850年开始并于1906年旧金山地震后定期进行测量。其成果在现代地震发生的理论中起着关键作用。近十余年来沿圣安德烈斯断裂系的测量已有进一步改进，着眼于地震预报。测量人员用光学和激光束光电测距仪，测量了圣安德烈斯断裂两侧山顶上基准点之间的距离。应变的趋势变化特别清楚，测量表明断层存在右旋变形，而未横过主要断裂带的测线长度变化则很小。

4.4 弹性回跳原理

在科学发现中常常不是记住对一事件的首次描述或某个假说的首次提出，而是记住那些使科学界信服确实发现了一些新东西的事件。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(见第8章图8.4)。

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。图4.5给出地震矩与断层长度的关系。

图4.5 板内大地震的地震矩与断层破裂带长度的关系

如图4.6所示，那些造成1906年地震的力画在图解中。想象这一图解是垂直地横过圣安德烈斯断裂的一排篱笆的鸟瞰图。该篱笆垂直穿过该断层，在两侧延伸许多米。用空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4.6中断裂两侧的岩石中的D回跳到D1和D2。图4.7示出1906年地震断层破裂之后横过断层的篱笆被错动的情况。

图4.6 跨断层的篱笆当断裂弹性回跳时造成的结果

（a）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；

（b）在D点发生破裂，在断裂两侧的应变岩石弹回到D1和D2

图4.7 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。

岩石的垂向应变也很常见。在这种情况下，弹性回跳沿倾斜断面发生，引起地水平线沿垂向垮落并形成断层崖。大地震造成的断层崖可达好几米高，有时沿断裂走向延伸几十或几百千米。

岩石力学实验室里的试验曾阐明了地震前期应变在地球岩石中的变化。在这些实验中，将水饱和的岩石试样在高温下的流体介质中压缩。这种研究指示在局部构造力作用下地壳缓慢应变，在构造断裂邻近造成岩石中微裂隙的集中。水缓慢地扩散并充填在岩石的裂缝和孔隙之中。由于微裂隙的发展，沿断裂的高度应变区的体积增加，这个膨胀过程进一步使断裂带弱化。同时，在裂隙中的水降低了岩石的约束力，并使横过潜在断层面的摩擦力降低了，容许岩石松动，以致最终沿一个主要断裂面滑动。按这种方式变形的断裂产生弹性回跳并传播扩展。

地震的前震和余震也能通过研究主滑动附近的裂缝发育过程而得到理解。前震是沿断裂的应变和破裂物质中的微细破裂结果，而那时主断裂并没有发展，因为物理条件尚未成熟。前震中的有限滑动稍微改变了力的格局。水的运动和微裂隙的分布，终于使一个更大破裂开始了，造成主震。沿主破裂岩块的抛掷和严重摇动及局部生热，导致沿断裂的物理条件与主震以前相比有很大不同。其结果是附加的小断裂发生了，造成余震。之后，该区的应变能逐渐降低，像一个没劲的钟表，可能在许多月之后恢复稳定。

4.5 40年中美国的最大地震

我们设想因为强震发生缓解了一条断层上的应变，在一个地区一旦余震结束将跟随而来的是平静。但主断裂往往仅是威胁一地区的复杂断裂网格中的一条。一条断裂上应变能的灾变性释放，可能增加相邻断裂的压力。近几年来袭击美国本土的最大地震表明，一个大地震对一个地区的地震活动性及地震灾害的影响是多么难以预测。

1992年6月28日星期天上午4点58分，一个强震袭击了加州荒僻的莫哈维沙漠中的兰德斯城镇(见图4.10)。其主震的面波震级为7.5。事后发现弹性回跳的大主干断裂，正是由于它的错动在南加州产生强烈摇动，使远在科罗拉多州的丹佛都有感。

震中位于兰德斯镇和尤喀河谷之间，大约在圣安德烈斯断裂带东北30千米。这个人口不多的居民点遭受了高强度的晃动。戈布罗哥（Gobrogge）先生描述了在尤喀河谷中他的保龄球道边墙被破坏时说：“那太可怕了，确实可怕，它不肯平静下来，一直持续地摇摆，从未停止。”这个地震，官方名之为兰德斯地震，与经常提到的1952年克恩地震发生在同一地区。然而因为它位于沙漠，仅有1人死亡和5人重伤。地震摧毁超过77家，有4 300户受到破坏，估计财产损失约5 000万美元。

在以后的日子里，成百的地震学家和地质学家来收集资料，目睹了断裂的明显证据。壮观的右行地表错动形成一系列走滑断层，排列成“雁列”状，每一断裂与前面另一断裂首尾相邻，坐落在前方右侧或左侧，像一个系列台阶。这一系列断层连成的主断裂已填绘在加州地质图上，但因为它们在其尾端分离达10千米，曾被认为是单独的断层。作为一条连续的深断裂的段落，个别的断裂被认为在12 000年前滑移过，但自那以后没有活动过。据此，没有设想会发生一个7.5级，囊括全部80千米的断层错动的地震。

沿断裂测量的地表滑移在兰德斯附近达2米，如图4.8和图4.9所示，沿破裂西北部错动大致5.5米。还有令人惊奇的1米高的地震陡崖，出现在沿主断裂弯转的部分段落。

图4.8 莫哈维沙漠中沿埃莫森断层256千米宽的地区的一对卫星影像

该断层是兰德斯地震过程中错断的几条断裂之一。左边的影像拍摄于1991年7月27日，

地震之前11个月；右边的影像，刚好于地震后27天拍摄。地震过程中断裂造成的地裂

缝清楚可见，从左上角延伸至右下角。在这一位置横过断裂的位移约为4米

图4.9 埃莫森断裂崖的新鲜断面显示1992年兰德斯地震后的滑移(称之为擦痕)

随着兰德斯地震之后发生了最不寻常的地震连锁反应。主震之后沿滑动的断层连续发生一系列余震（图4.10）。作为规律，在大的浅源地震之后，随后的日子里地震活动在更大的地区内会突然戏剧性地增加。主震之后3个小时又在以大熊湖附近为中心处发生了强震(MS=6.5)，地面被再次震颤。这次震动是距第一次断裂源约45千米西方的另一条断裂的滑移产生的。应用计算模拟考察区域断裂系的应力变化，其结果表明，兰德斯地震的断裂滑动造成了断裂上某些部位应力增加，大熊湖地震就是因此而发生的。计算还表明，兰德斯地震可能增强了南圣安德烈斯断层上的应力，加强了走滑剪切的趋势，同时降低了圣安德烈斯四周顶住周边的压力，该种力是无形的连续的。这些作用集中在一起，可能增加了本区未来发生大地震的机率。

图4.10 南加州兰德斯地震后25日内的余震和断层分布图

主震以星号表示，颜色深浅的变化表明1979～1992年间区域地震引起的应力变化，

圣安德烈斯断层卡洪山口以东应力增加，以西应力减小

紧接着兰德斯主震之后的24小时内，在距震中600千米范围内地区台网测到了11个震级大于3.4的地震。按照加州和内华达地区地震发生的正常概率，这种两个大事件连续发生的机率仅为十亿分之一。这种同时发震在地质历史中是极少出现的！因此我们推测，是兰德斯地震引起了这个地震活动高潮，它直接在岩石中增加了弹性应变，或由它的地震波通过各单个断裂而在它们上面引起变化应力而造成地震活动高潮。

最难理解的是沿内华达山脉东侧，从欧文谷以南向北到长谷火山口，距兰德斯400千米的小地震发生频度的显著增加。北部距主破裂800千米的莫娜盆地、拉森山和最北头的北加州沙斯塔山，也都出现背景地震活动的显著增加。

许多加速度计被兰德斯地震触发了，它们绘出强摇摆的信号。围绕断裂源的许多地点观测表明，兰德斯地震的震中破裂可能是由南开始向北传播。在断裂北端地面变动比断裂南端强烈得多。听众可以体验同样效应，像扩音器移近时声强提高一样，学术名词叫定向聚焦，描述由波源的运动引起能量在一个方向上集中。因为破裂方向不同，其运动可比平均值更大或更小，因此地面运动强度取决于破裂的方向。

4.6 地 震 矩

由受构造应力影响使断裂面突然滑移的力学模型，推导出地震整体大小的最有用的量度。这个量度，在第3章提到过，叫地震矩。它是1966年美国地震学家安艺（Aki）提出的。现在受到地震学家欢迎，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。

矩的力学概念可用一简单实验加以描述。把双手放在重的方桌两边，在水平方向上一只手推、另一只手拉。两只手分开得越宽，桌子越容易转动。换句话说，桌子旋转需要的力是随两臂的杠杆作用的增加而减少的。这两个大小相同、方向相反的力称为力偶。这个力偶的大小叫矩，其量值由两个力之一的值和它们之间的距离相乘而得到。

这个概念可以引伸到造成地质断层滑动的力的系统。在这种情况中的.

上面说的都是天然地震，你说的是物探上用的人为地震，有本书你可以买来看看，《地震数据处理》，偏移适合并行，其余步骤不用

---

江南区18492512519： 什么是地震资料处理? - ？
牢阎美狄： 就是通过在地下深处埋放炸药后引爆,产生地震波,将地面通过检波器采集到的地震波送到处理中心,通过专业软件进行处理,描绘出地下的岩层构造和矿藏.

江南区18492512519： 地震时作为一个档案工作人员,你怎么处理流失的档案 - ？
牢阎美狄： 关于自然灾害发生的这种现象 楼主您不用担心 如实向上级汇报情况,并整理现存的这些档案. 尽量找到以前所有能找到的电子档和文件档. 自然灾害发生后一般都会有相信的补救办法,但是千万不要自己做主处理有关档案.按照一般的程序...

江南区18492512519： 为了研究地震发生规律,从网上收集到每次地震发生地和时间,震级等……然后根据研究目的对这些信息分类 下列处理方法中,最科学的是: - ？
牢阎美狄：[选项] A. 按震级大小进行排序 B. 按发生时间先后进行排序 C. 按发生地所属的大洲进行排序 D. 将每次地震的发生地标在地图上 请简要说明原因

江南区18492512519： 地震资料处理叠前偏移 - ？
牢阎美狄： 叠前偏移主要包括叠前时间偏移和深度偏移,这方面的技术已经很成熟.主要难点是:相当费机时,对设备的要求很高,还有就是速度模型的准确求取.好处是:叠前偏移结果在构造信息和能量信息上均优于常规处理结果,经叠前偏移处理后的剖面,断层成像清晰,归位准确,地质形态更细致.对于复杂构造地区效果更好.

江南区18492512519： 地震数据从采集到处理有多少中心环节 - ？
牢阎美狄： 地震勘探的数据处理 把记录采集到地震信息的磁带上的大量数据输入到专用的电子计算机中,按照不同的要求 用一系列功能不同的程序进行处理运算,把数据进行归类编排,突出有效的,除去无效和错 误的,最后把经过各种处理的数据以波形...

江南区18492512519： 在地震资料处理与解释中,超道集指的是什么? - ？
牢阎美狄： 知道了什么是道集,超道集就不难理解了.我多啰嗦几句啊,难得看到自己专业的问题哦.水平叠加理论中,最基本的概念就是共中心点,英文简称CMP(Common Middle Point).也有别的名称,如共深度点(CDP)、共反射点(CRP)等....

江南区18492512519： 地震资料处理中反动校正是什么?和动校正有什么区别,目的是什么?谢谢您的帮助 - ？
牢阎美狄： 先搞明白动校正,就知道什么是反动校正了.动校正是为了消除炮检距的影响,根据速度和炮检距计算一个时间量,然后将地震信号向上校正那个时间量.其物理意义是,动校正之后的地震记录相当于自激自收记录.反动校正是针对已经做过动...

江南区18492512519： 天然地震与地震勘探处理方法 - ？
牢阎美狄： 用地震仪器将天然地震发生时产生的地震波记录下来之后,地震学家用这些资料就可以推断灾区地下地质结构和岩石性质.如今地震勘探工作者就是利用地震波来研究地下岩石性质并寻找石油和天然气的.所不同的是,他们不是利用天然地震时...

江南区18492512519： 某学校地理活动小组为了研究最近地震活动的分布规律,从网上收集到每次地震的发生地、发生时间和震级等信息,然后根据研究目的对这些信息进行加工... - ？
牢阎美狄：[选项] A. 按震级大小进行排序 B. 按发生时间先后进行排序 C. 按发生地所属的大洲进行归类 D. 将每次地震的发生地标在地图上