地震学复习
地震复习
第一章1.地震勘探：在地面(或海水中）激发的地震波，同时在地面（或海水中）接收从地下反射回来的反射波，以获取反射波地震资料，从而研究地下地质或岩性情况的。
第二章1.弹性模量杨氏模量E：杨氏模量是最简单的沿一个方向拉伸或者压缩的情况，应力与应变成正比，其比例常数就是杨氏模量,坚实物体对拉伸力的阻力愈大，则E愈大。
体变模量K:静水压力均匀作用在物体上时，应力与应变的比例常数。
若静水压力为P，物体体积微小变化为θ，则P=-Kθ拉梅常数μ，λ：μ是在简单且应力作用下，应力与应变的比例常数，应力用F表示，切应变用切应变角φ表示，则有F=φμ，它的物理意义是阻止切应变的一个量度，液体没有切应变μ=0。
若一个立方体受向上拉伸应力T，产生一个向上的应变为e，G是阻止横向压缩所需的一个横向拉应力则G=λe。
λ是阻止横向压缩所需要的拉应力的一个量度。
阻止横向压缩的拉应力越大，λ越大。
泊松比σ：在简单拉应力（或者压应力）作用下，伴随膨胀（或者压缩）的同时，在垂直应力的方向上也产生压缩（或者膨胀），则定义横向压缩（或者膨胀）与纵向伸长（或者压缩）之比。
σ=λ（λ+μ）/2对于大多数的弹性介质，泊松比σ约为0.25，非常坚硬的岩石是0.05，固结性很差的松软介质大约为0.45，对于液体因为μ=0，所以σ最大为0.5.弹性常数的实际数值随介质不同而变化。
2.地震波包括体波和面波，体波（纵波、横波），面波（瑞丽波、拉夫波、斯通利波）3.纵波和横波在介质中的传播速度，取决于介质的弹性和密度3.横波的速度最小的0，最大为纵波速度的约0.7倍，液体中不传播横波，只能传播纵波，固体中既能传播横波也能传播纵波。
4.纵波特点：质点的振动方向与波的传播方向一致。
横波特点：质点的振动方向与波的传播方向垂直。
地震勘探中主要利用纵波。
5.瑞丽波（陆上常见干扰波）拉夫波，斯通利波（海上常见干扰波）6.斯通利波传播速度小于固体介质自由表面瑞利波传播的速度，拉夫波速度介于上、下层介质中横波波速之间，即Vs1<VL<Vs2，瑞利波的传播速度近似等于横波在同一介质中传播速度的0.9倍－－－－波速：拉夫波〉瑞丽波〉斯通利波7.当界面两边的介质的波阻抗相同时，在界面上只有透射而无反射，只有当界面两边介质的波阻抗有差异的时候，才会有反射波产生。
地震概论复习要点及历年试题
地震概论复习要点绪论一、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3、C.S.H: Composition(组成):同位素地球化学.Structure(构造)：全球构造.History(历史)：全球变化.4、地学发展：水火不相容（Werner水成论与Hutton火成论）——均变与灾变——固定论与活动论固定论：海洋与陆地永恒不变5、极地科学：全球变化；海平面变化；气候与生态演变二、宇宙演化1、哈勃发现非稳衡宇宙红移：相互背离，频率变小由此宇宙是由一个基点爆炸而得2、宇宙大爆炸理论的证据：2.7K的发现3、哥白尼原理：宇宙中各点是平权的，有限无边的宇宙没有中心三、太阳系1、行星顺序：水星金星地球火星木星土星天王星冥王星2、太阳系的轨道特征：近圆性同向性共面性3、行星运动三大规律：（1）. 行星在椭圆轨道上运动，太阳位于其中一个焦点上.（2）. 行星与太阳的连线在相等的时间内扫过相等的面积.（3）. 行星公转周期的平方与轨道半长径的立方成正比.4、体积密度卫星表面类地行星小大少固体类木行星大小多非固体5、彗星结构：慧发、慧核、慧尾6、太阳系起源假说及发展：Kant-Laplace星云说（18世纪Kant, 1755《自然通史和天体理论》Laplace, 1796《宇宙体系论》）无法解释角动量分配异常灾变说和爆发说新星云说补充：Laplace星云说中太阳系形成的过程：炽热的气体云—分离环—团块—行星7、地球的早期演化：地球形成期(约46亿年前) ——放射熔融期——小天体碰撞期——熔流外溢期——.板块构造发育期8、金星温室效应严重，不适合开发9、月球公转与自转周期一致，导致月球仅有一面面向地球第一章地震学的研究范围和历史1、全球7.0以上强震约13次，15%在大陆，2、中国西部地震较频发，中国每年4.7级以上地震平均50次3、地震频发性低于气象灾害，而由于其突发性和毁灭性使得财产损失和人员伤亡高居所有自然灾害之首。
地震复习
地震这门专业课，我觉得不管是谁都有必要把这门课学好，学好则在于很好的理解这门课，考试只是一个方面。
时间有限，经验不足，还有许多知识点没有列到，仅供大家参考，有不到地方，请大家指证。
第一章：1、地质法：通过观察研究出露地面的地层、岩石，对地质资料综合分析，了解生储运移盖条件，进行含油气远景评价。
限制：在地表为松散沉积或沙漠覆盖地区，被海水覆盖的海洋上，没有岩石出露于地表，这时地质法就受到了限制。
优点：在资源勘查初期，可以起到一个指向的作用。
避免了盲目性，成本低。
不足：野外地质方法很难准确了解地质情况。
2、钻探法：利用钻井取芯或测井的办法直接取得地下最可靠的地质资料。
优点：精度高。
不足：一孔之见，而采用大量的钻井，不仅成本高，而且效率低。
3、 地球化学勘探方法4、 地球物理勘探方法：重力勘探、磁法勘探、电法勘探、地球物理测井5、地震勘探：通过人工方法激发地震波，研究地震波在地层中传播的情况，以查明地下的地质构造，为寻找油气田或其它勘探目的服务的一种物探方法。
特点：1）多解性 2）与其它方法相比，它以界面为对象（除地质雷达外），以描述界面起伏，具有相当高精度，以解决构造问题；非地震方法则是体积勘探。
5、 地震勘探的方法原理：反射波法地震勘探基本原理（回声测距离），h=1/2v*t第二章：1、地震波的基本概念振动和波动振动是一点在平衡位置的运动。
波动是振动的传播，即介质整体的运动。
振动传播的速度为波速，与质点本身运动的速度无关。
波动伴随能量传播。
波：振动在介质中的传播。
地震波：岩石中传播的弹性波炸药爆炸之后形成：破坏圈、塑性带、弹性变形区波前、波后和波面根据波面的形状可以划分波的类型：球面波、平面波、柱面波，地震勘探中通常根据地质问题的特点可认为波面为平面或球面等。
波线：波及其能量传播的主要路径，也称为射线波形图波形：指某质点振动随时间变化的关系。
波剖面：指地震波传播过程中，某一时刻整个介质振动分布情况。
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地震勘探方法：重力勘探磁法勘探电法勘探地震勘探几何地震学几何地震学:研究地震波的波前的空间位置与其传播时间的关系。
引用波前、射线等几何图形来描述波的运动过程和规律．当炸药在岩层中爆炸后，应变形成三个区域(破坏圈，塑性带，弹性形变区。
地震波――地下岩层中传播的弹性波地震波的传播2.1.1 地震波的描述波前：某一时刻介质中各点刚好开始振动，这一曲面叫波前，也叫波阵面。
波后：某一时刻介质中各点的振动刚好停止，这一曲面叫波后，也叫波尾。
波面：把某一时刻介质中所有相同状态的点连成曲面,这个曲面就叫做这个时刻的波面，也叫等相面。
波线：在适当的时候，认为波及其能量沿着某一条路线传播，这条路线称为波线，或射线。
地震记录中常用的现实方式：波形显示变面积显变密度显示波形加变面积波形加变密3、描述波的几个基本特征：振幅：在振动图形上极值的大小称为振幅。
视周期：在振动图形上相邻极大值间的间隔称为视周期。
视频率：视周期的倒数叫视频率。
视波长：在波剖面上相邻波峰或波谷之间的距离称为视波长。
视波数：视波长的倒数叫视波数。
视速度：沿着观测方向测得波的速度值称为视速度，与真速度值有差别。
地震子波：振动图的形状逐渐稳定，成为一个具有2~3个相位（极值），延续60~100ms的地震波，称为地震子波。
波沿射线传播的时间是最小的路径――费马（时间最小）原理。
按质点的震动方向分：纵波：质点的振动方向与波的传播方向一致；横波：质点的振动方向与波的传播方向垂直。
波所传播的空间范围又将波分为：体波是指在介质的内部传播的波，而面波是指在自由表面（岩石和空气接触面）或岩层分界面附近观测到的波。
3、地震波的衰减(1)波前扩散(2)吸收衰减4.水平界面的共炮点反射波时距曲线:双曲线（共炮点接收）极小点在炮点正上方，最小时间t=t0：(自激自收时间)；双曲线以t=X/V为渐近线，直达波是反射波的渐近线，(直达波总是先到达接收点)；时距曲线对应地下一段反射界面。
地震学概论总复习
地震波
• 体波：包括P波和S波
• 面波：包括瑞利面波和勒夫面波
地震P波和S波运行时弹性岩石运动的形态
下图为 Rayleigh波传播时，质点在沿着波传播方向的垂直的 平面做逆时针的椭圆运动，波到来时，地面的运动和水面上 的波浪运动一样
下图为Love 波（L波）传播时，质点水平运动，而且运动方 向与波传播方向的垂直，地面上质点运动最大，越往地下深 处运动的幅度越小。
什么是地震次生灾害？
•
因地震的直接破坏而引起的一系列其它 灾害，包括：建筑物工程设施破坏而引起 的火灾、水灾和煤气、有毒气体泄漏；细 菌、放射物扩散等对生命财产造成的灾害； 社会功能瓦解、社会经济瘫痪等社会性灾 害。
有关海啸参数与知识
• • • • 海啸能量,约40%仍回到海中,60%消耗于岸上. 海啸波传播速度 海啸透出海面后,约为800公里/小时速度向外传播, 海啸进入大陆架，由于深度急剧变浅，波高骤增， 可达20—30米 • 破坏性较大的地震海啸平均六七年发生一次，其 中约80%发生在环太平洋地震带上 • 智利、秘鲁、日本、夏威夷群岛等是全球海啸多 发区
地震过程
• 四个活动阶段:
• 孕震 • • •
临震 发震 余震
地壳中的应力
• 应力是一种作用于岩石并使岩石的形状或 体积发生改变的力. • 地壳中存在三种应力: • 剪应力、张力、压力
• 剪应力：同时作用于一块岩石上的方向相反的应力。 • 张力：是将岩石拉伸的一种应力，使板块相互分离。 • 压力：挤压岩石使之发生褶皱或破裂
为什么说地震预测是世界难题
• 第一，地球的不可入性。大家知道上天容易入地难，我们 对地下发生的变化，只能通过地表的观测来推测； • 第二，地震孕育规律的复杂性。通过专家多年的研究，现 在逐渐认识到地震孕育、发生、发展的过程十分复杂，在 不同的地理构造环境、不同的时间阶段，不同震级的地震 都显示出相当复杂的孕律过程； • 第三，地震发生的小概率性。大家可能都感觉到，全球每 年都有地震发生，有些还是比较大的地震。但是对于一个 地区来说，地震发生的重复性时间是很长的，几十年、几 百年、上千年，而进行科学研究的话，都有统计样本。而 这个样本的获取，在有生之年都非常困难。
地震概论复习资料
第一章 地震学的研究范围和历史1、 地震学是一门应用物理学。
2、 911 房屋倒塌的主要原因：钢筋受热。
3、 历强震而不倒的古建筑：山西洪洞县广胜寺飞虹塔、应县木塔、赵州桥、天津蓟县独乐寺观音阁等等；原因：卯、榫，以柔克刚。
4、 地震学发展简史：定量研究只有100 年左右的时间。
5、 中国国家地震局：1971年成立，1966年河北邢台地震。
第二章 地震波1、 泊松比υ：—样品横截面线度变化率/横向线度变化率。
( 0 , 0.5 )金属：( 0.25 , 0.33 )地幔：0.25外核（液态）：0.5其他：杨氏模量E ：线应变中，应力与应变体变模量K ：液体静压力，应力与应变切变模量μ：刚性系数2、 体波：可在地球内部向任意方向传播纵波P (Primary Wave)：体变，介质膨胀、压缩形成，传播速度快；横波S (Second Wave)：切变，剪切力，杀伤力大；SH 波（平行与界面的分量），SV 波；主要差异：P 波速度快，√3 倍（泊松介质）P 波和S 波的质点振动方向相互垂直一般情况，P 波垂直分量较强，S 波水平分量较强S 波低频成分丰富天然地震震源破裂以剪切破裂和错动为主，故S 波能量比P 波强根据质点有无转动和体积变化，P 波：无旋波；S 波：无散的等容波3、 面波：沿地球表面传播，在与界面相垂直的方向上，波动的振幅急剧衰减Rayleigh wave ：质点运动轨迹为逆进的椭圆，地面振幅最大Love wave ：横波，介质至少2层，上层v s 小地震记录中，一般振幅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。
其他：✓ 地球的自由振荡✓ 脉动4、 一般到序：P 波、S 波、勒夫面波、瑞利面波、地震尾波ρE V P =ρμ=S V第三章 地震波的传播理论1、 震中距：1°= 110km2、 地震波的吸收和衰减：传播时间t 后，，γ为衰减系数传播距离x 后，，α为吸收系数3、 费马原理：震动由介质中的一点传播到另一点时，她所经过的途径会使其传播时间为一稳定值（最大、最小、拐点）地震学中的Fermat 定理：地震波在介质中传播的路径为走时最小的路径。
地震复习
名词解释：1波动：振动在空间的传播。
体波：分为横波（振动方向和传播方向平行）和纵波（振动方向和传播方向垂直）；面波:沿地表方向传播的、视速度小、视频率较低的波，它的能量较强，衰减较缓，有发散性，呈扫把状散开。
瑞利面波（低速、低频率，其频谱不包含尖锐极值，频带宽，对实际介质，在地面附近）；LOVE面波（质点的震动平面平行于地表，产生于地表面上覆盖着的低俗薄层底面，沿分界面方向传播振幅在垂直方向随Z呈指数衰减）；斯通面波（在两个半无限弹性介质分界面上形成的波，沿着分界面方向传播，其振幅在垂直分界面的方向上随着分界面的距离按指数规律衰减）。
2振动：物理的往复运动。
3振动曲线（振动图）：某质点在不同时刻的位置关系。
4波动曲线或波剖面：在某一时刻不同质点的位置关系。
5振幅：在振动图形上极值的大小称为振幅。
射线平面：入射线、反射线和过反射点界面法线所组成的平面。
6：视周期：在振动图形上相邻极大值间的间隔称为视周期。
7视频率：视周期的倒数叫视频率。
8视波长：在波剖面上相邻各级之间的距离称为视波长。
9视波数：视波长的倒数叫视波数。
10视速度：沿着观测方向测得波的速度值称为视速度，与真速度值有差别。
11折射波：两层介质，下伏层的速度大于上覆层的速度，即V2>V1，这时地层中才会产生折射波。
12干涉：当来自不同方向的两个或两个以上的地震波相遇时，按照叠加原理，发生能量增强或减弱的现象，称为地震波的干涉.13绕射：当地震波通过弹性不连续点（地层的间断点、地层的尖灭点、不整合接触点、断层的棱角点等）时，如果这些地质体的大小与地震波的波长大致相当，则这种不连续的间断点可以看作是一个新震源。
新震源产生一种新的扰动向弹性空间四周传播，这种波在地震勘探中称为绕射波，这种现象称为绕射。
凹面界面产生的反射波为回转波。
两者都为反射波。
通过偏移叠加处理，可以有效地收敛绕射波。
13时距曲线：表示某一波阻抗差界面反射波传播时间与炮检距关系的曲线为时距曲线。
江苏省考研地球物理学复习资料地震学与重力学重点知识点总结
江苏省考研地球物理学复习资料地震学与重力学重点知识点总结江苏省考研地球物理学复习资料-地震学与重力学重点知识点总结地震学与重力学是地球物理学中的重要分支，对于理解地球内部的物理现象、预测地震灾害等具有重要意义。
在江苏省考研地球物理学复习中，地震学与重力学也是较为重要的考点。
本文将针对江苏省考研地球物理学的要求，总结地震学与重力学的重点知识点，帮助考生进行备考。
1. 地震学的基本概念及分类地震学是研究地球内部振动现象的学科，根据地震产生的原因和性质，可以将地震分为自然地震和人工地震。
自然地震是由地球内部的地震活动引起的，包括火山地震、地壳断裂引起的地震等。
人工地震是人类活动引起的地震现象，如核试验引发的地震等。
2. 地震波的传播与记录地震波是地震能量传播的介质，按传播方式可分为纵波与横波。
地震记录包括地震仪器对地震波进行观测和记录，地震波的记录可以通过地震图进行分析和判断地震的发生地点、震级等重要信息。
3. 地震震源与震级的计算地震震源是地震发生的地点，地震震源的定位是地震学的基本问题之一。
地震震级是描述地震能量大小的指标，常用的地震震级计算方法有里氏震级、矩震级等。
4. 地震孕育机制与地震活动规律地震孕育机制是指地震发生的原因和过程，地震活动规律是指地震的发生频率和空间分布规律。
地震的孕育机制和活动规律对于地震预测和防灾减灾具有重要意义。
5. 地球重力场与引力梯度地球的重力场是描述地球引力分布规律的物理量，引力梯度是指单位质量在重力场中受到的重力作用的变化率。
地球重力场及其引力梯度的研究对于地球内部结构和地下资源勘探有重要影响。
6. 重力测量方法与重力异常解释重力测量方法包括重力测量仪器的使用以及地球重力场的观测和记录，重力异常解释是根据重力测量结果推断地下结构和地质特征。
重力测量方法及重力异常解释在地球物理调查和资源勘探中具有广泛应用。
7. 地壳形变与重力变化地壳形变是指地壳在地震或其他地质活动作用下的变形情况，重力变化是指地球引力场的变化。
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1. 地震强度—地震烈度、 震级地震烈度：表示地震影响或造成破坏的大小；震级：表示地震本身的大小。
2.宏观地震调查方法的意义及限度① 意义：* 积累了其他方法不可替代的资料数据(不可能处处、时时设仪器，不可能测出一切破坏现象；新发现，发震地质条件等……)* 至今仍有实用价值(震灾描述；抗震规范等……)② 限度：* 只限陆上地震，精度有限* 物理意义不是十分明晰3.三维均匀介质中的波动方程4. 程涵方程它是一个具有纯粹几何形象的波面方程式，通过它波动地震学就过渡为几何地震学了。
上式具有重要的物理意义，表征的是波阵面（同相面）的空间 分布形态，是由地震波速度的空间分布决定的。
如果介质的参数c(x,y,z)已知，利用边界条件或初始条件，就可求得时间场t =t (x ,y ,z )，从而可知任意时刻波前在空间的位置，也就求得地震波传播的全部情况，而用不着求波动方程的解。
因此，上式是几何地震学中最基本的公式。
5. 三类典型地球速度结构中射线路径与走时曲线特征),,(12222z y x c z y x =⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂+⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂+⎪⎪⎭⎫ ⎝⎛∂∂τττ（１）在地球内部大部分区域，属图（ａ）情形，速度随深度基本上是平稳增加的。
可以看到射线轨迹是平稳上弯的，走时曲线是单调的增函数，射线参数是震中距的单调减函数。
（２）在地球内部还有一些深度处，如图（ｂ）所示，存在速度出现跳跃式增长或速度梯度显著增大的层，然后又恢复到正常增大的情况，即存在高速层的情况。
我们可以看到，穿越高速层的射线上弯的曲率将突然增大，从而导致射线出露地面的区域与仅穿越高速层上方介质的射线在地面出露区域部分重叠，形成地面运动的异常区（图中ＢＣ段）。
走时曲线将可能出现三重结，其中ＡＢ段对应于射线仅穿越高速层上方正常介质；ＢＣ段对应于射线穿越高速层内介质；ＣＤ段对应于射线已穿越高速层下方介质。
可以设想，若高速层足够薄以至退化成一个间断面，那么走时曲线上将不会出现ＢＣ段。
震中距与射线参数的关系在重叠区是复杂的多值函数关系。
所幸的是(p)仍然是单调的减函数，不过形态较前一种情况有所变化，这也是勘探地震学中倾向应用(p)法开展结构反演的原因之一。
（3）在地球内部还有一些深度处，如图(c)所示，存在速度出现跳跃性减小或速度梯度显著减小甚至为负的层，然后又回复到正常增大的情况，即存在低速层的情况。
我们可以看到，低速层内的射线段将变为下弯，从而导致射线出露地面的区域前移，在地面形成一个无射线出露的影区（图中BD段）。
实际观测中发现了在震中距5°～15°间存在一个影区，记录的地震波异常弱，这个影区是上地幔中存在低速层的直接观测证据，对应的Ｐ波低速层深度约在60km～150km之间。
走时曲线上出现间断和分岔点，从理论上说分岔点Ｄ所对应的震中距附近也是地面运动的异常区域。
AB段对应于射线仅穿越低速层上方正常介质；CD段对应于射线穿越低速层内介质；DE段对应于射线已穿越低速层下方介质。
震中距与射线参数的关系在重叠区CD 是复杂的多值函数关系。
(p)仍然是单调的减函数。
6. Benndorf 定律Benndorf 定律 (从实测走时曲线求p)考察相邻两射线EA EBAA’为波阵面，A’B＝C0dt，EABA球状地球模型中的相AA'B可视为直角三角形：由地震波走时曲线的斜率可得到地震射线的射线参数,把实测数据和抽象的射线参数联系起来了♣射线参数与走时曲线的这个关系称为本多夫(Benndorf) 定律须注意球形介质中的射线参数（或称水平幔度）p的量纲与水平层状介质中射线参数的差别，因为在远震分析中，通常是EABA’♣用弧度或度作震中距的单位，而不是近震中常用的千米。
7. 计算地球内部速度分布的方法—Gutenberg 反演方法（拐点法）Gutenberg反演方法（拐点法）选取不同深度的震源，根据其走时曲线，可以推导出震源处介质的地震波速度。
♣在给定震源位置的情况下，射线参数ｐ的大小由震源处射线的初始出射角i h唯一地确定。
♣i h=/2的射线对应着该震源所有射线的射线参数的最大值。
♣设震中距Δ＝Δ1的地震台所记录的地震波射线参数p为最大值，则有反演方法的具体步骤：''0A BsinsinA BABiR idTRd pd cc dTRd⎧⎫=≈⎪⎪⎪⎪∆=⇒==⎨⎬∆⎪⎪=⎪⎪∆⎩⎭dTpd=∆根据单一地震的走时曲线反演震源深度处的速度（1）固定一个震源，利用台网记录，建造一条Ｔ～Δ曲线；（2）在Ｔ～Δ曲线上求出极值（3）代入上式可求出震源处介质的地震波速度。
♣该方法的优点是计算简单、直观，结果可靠；♣可计算低速层中介质的地震波速度；♣比较不同区域的震源反演的结果，可以讨论介质速度结构的横向不均匀性。
♣缺点是一条走时曲线只可能得到地球介质中震源位置处的波速，因而得到的地下介质的速度结构有一定的局限性。
♣由于地球内700km以下的深处迄今还未观测到地震发生，因此该方法不可能探测到700km以下的介质波速信息。
8.远震体波震相各种模型的异同* 总的分布形态相当一致 [A、B、C、D、E、F、G区]* ①上地幔低速带 (G氏)；②内核面阶跃 (J氏)；③内核固态；④核半径自由振荡比体波大20km；⑤C层细测后曲线相当弯弯曲曲；⑥PREM用函数形式给出。
9.识别震相的方法—人工爆炸、地下核爆炸与天然地震脉动与核爆炸记录脉动是指地震图上周期为3至9秒的规则波形，它引起的最大地动位移振幅也不超过10m。
脉动的成因，大致分为两类:一类认为它是水浪拍击泊岸而形成的拍岸浪波；另一类认为是低气压 (气旋或风暴中心)造成的地面振动。
人工爆炸，由于其震源的特征，只会产生P波。
又由于介质的非均匀性，也会产生 S波及面波，但对于同一震中距，其 S波及面波显然比天然地震弱。
地震台附近的爆破，属于台站周围的环境干扰，显然，经调查能预知其发爆时间及地点，因而一般可排除此类干扰。
地下核爆炸与天然地震的区分： P波振幅大，特别是垂直向。
而S波特别弱。
识别震相的基本方法①首先要确定是不是一个震相，如果是一个震相，它的到来就必须在相位，周期和振幅上都有所改变，根据震相表现出来的形态（如S波比P波的周期大，面波以波列的形式出现），使用走时表反复进行校核。
由于地震波的走时特征在理论和实践上较其它判别震相的指标更加成熟些，所以要同标准走时曲线比较求出其残差来判别震相，再参照动力学特征来决定震相。
②拿到一张地震图，首先要统观记录的全貌，根据记录形态和延续时间，判断地震类型。
地震类型一般按震中距分类和按震源深度分类。
第三种分类法是按震级大小。
粗略的估计出震中距在哪段范围和初至波的类型，是P还是PKP(PKIKP),用面波的最大振幅与初至波的到时差，也能粗略的估计震中距和初至波的性质，然后参照该震中距范围内震相出现的规律，再根据动力学特征和运动学特征进一步判别震相。
依据动力学特征识别震相：1．振幅大小的变化：2. 周期大小的变化：3. 相位的变化：4. 出射角的变化：5. 波振动的方式不同：6. 初动方向的不同：10. J-B走时表提供哪些信息走时表提供了有关地球内部的信息P波、S波和所有其它相关体波的走时曲线的斜率随震中距增大而减小，由于震中距越大，这些体波的穿透深度越深，这表明从远距离传来的地震波在地球深部的传播速度要高于近地面的传播速度。
即地震波的速度随地球深度而增加。
图中瑞利（Rayleigh）波和洛夫(Love)波的走时曲线为直线，斜率不随震中距变化而变化，说明它们在传播过程中，速度是恒定的，加上前面得出的地震波速随深度增加而增加，故这些波是沿着某些地层传播的，这种层只能是表面层，否则不可能被地表的仪器接收到。
S-P的走时差较多依赖于距离而较少依赖于深度；而pP-P走时差主要由震源深度决定，较少得依赖于震中距。
可以根据这些资料得出震源深度和震中距。
11. 震源球及确定方法由于地球介质不均匀而使地震射线发生弯曲，射线与地面交点（观测点）为S，这就使得测到初动方向的观测点所测到初动符号的分布与真正震源产生不符，为消除射线弯曲造成的影响，引入震源球。
以震源F为球心，作一足够小的球面，小到球内射线弯曲可忽略不计（即此小球内的介质是均匀的），这个小球面称为震源球。
每个台站记录的P波震相都可同震源处发出的一根地震射线相对应。
从每个台站沿地震射线回溯到震源，都可在震源球面上找到一个对应点S’。
将每个台站记录的 P波可能受到的变换作了适当校正之后将初动方向标到震源球面上去。
近震震源球示意图远震震源球示意图12.构造地震的成因假说—断层说断层说（弹性应变能、势能、转化为弹性动能）*地球内部活动(物理的、化学的等过程)造成缓慢的大地构造运动，使岩石层发生变形。
应变积累到一定水平，岩石层破裂，同时辐射出弹性波。
断层说比较合理地说明了地震活动的许多特点。
1)宏观考察广泛地收集到地震断层的证据；大地测量也得到地震伴随的断层活动。
大地震的余震分布也展示了片状的空间分布。
2)强度：相差悬殊，与断层尺度、介质强度、应力场差异有关；存在极限则与地球的岩石层厚度与强度有关。
3)频谱：以断层作为震源机制的理论计算出的理论地震波的谱与实际观测到的相当接近(即谱的主要特征很相符)。
①初动象限分布（大部分地震如此）②理想化的体波波谱与实测波谱相当一致4)时间分布①断层说在物理概念上可合理说明：轮回性：大范围构造应力场的相对稳定以及地震后大地破裂情况和局部应力场的变化，结果，地震不是简单地周期性重复发生，而是准周期地发生。
阶段性：应变能积累、局部薄弱面破裂、失稳大破裂、应力场调整。
丛集性：与介质的均匀程度密切相关。
②模型实验的证明滑块模型实验、茂木实验等5)空间分布无论是震源几何位置(地理的、深度的)震源强度的空间分布、震源机制的空间分布均与板块学说中的大断层十分一致。
13. 地震预报难点孕震过程的复杂性（机理难度）震源深部的不可入性（技术难度）强震事件的小概率性（科学实践与积累的难度）。