2014, Vol. 29
2. 北京大学元培学院, 北京 100871;
3. 中国地震局地壳应力研究所, 北京 100085
, YANG Jia-ying1, HUI Hong-jun1, XU Shao-chuan2, CAO Lu-qing1, LU Qian-yun1, LI Jia-qi1, LI Jin-wu3
2. College of Yuan Pei, Peking University, Beijing 100871, China;
3. Institute of Crustal Dynamics, China Earthquake Administration, Beijing 100085, China
地震预测是世界性的科学难题，半个多世纪以来，人们对于地震预测的研究不断深入，预测方法的种类不断增多，仪器精度不断提高，地震前兆也更多的被发现.虽然也受到地震不可预测观点的影响，但地震预测还是在探索中有所前进.
地震预测的基本任务是预测出将要发生的地震的时间、地点和震级.时间、地点和震级称为地震预测“三要素”.地震预测按照时间长短，划分为长期预测、中期预测、短期预测和临震预测.各种地震预测的方法，也以预测出三要素为目标，观测测量值的长期、中期、短期和临震异常.本文结合半个多世纪以来的研究成果，对几种地震预测的方法进行总结和讨论.
地震，是地壳运动的一种表现，是构造变动急剧的地块所发生的破坏活动.它在孕育的过程中，带有应力、应变、重、磁、电、地下水等异常值的出现，对于这些异常信息的捕捉和分析是地震预测的主要任务.根据这些异常信息的不同，所采取的方法也就不同.
在地震发生以前，有关的地应力场有一个加强的过程，但应力加强，不一定都是地震发生的前兆，这主要还由当地地质条件决定(李四光，1977).瑞典人Hast(Hast,1958)很早就在采矿业进行了地应力的测量.邢台地震后，我国于1966年3月，正式采用钻孔观测地应力变化的方法进行地震预报研究(邱泽华，2010).当时的技术尚不成熟，但是，将地应力变化的观测用于地震预测，确实是世界首创(邱泽华，2010).由于在应力观测方面的精度无法满足，逐渐过渡到对应变进行观测.2004年，美国提出“板块边界观测计划(PBO)”，钻孔应变观测技术有了很大的发展，对推动钻孔观测起到很大促进作用.地壳形变的空中测量，起步于上世纪90年代，全球定位系统(GPS)、卫星孔径雷达干涉测量技术(InSAR)等空间大地测量技术，可以实现区域性高精度快速重复的地形变测量.最开始进行这项工作的是美国科学家,旨在对地球内部及地震系统地进行基础性的、综合性的观测与研究.地震前地下流体流动、地下水化学性质等对应地壳中应力、应变的异常也可能作为地震预报的前兆手段(陈运泰，2009;赵永红等，1993).美国著名的地质学家戈尔德早在1990年就指出，对地下水位的快速变化与泉水的流量变化的研究是可以作为地震预报的重要的途径(戈尔德，1993；李民，2007).70年代末，人们开始将同位素作为地震前兆而用来预测地震.O’Neil发现地下热泉的氢同位素值的变化与地震有一定的对应关系，此后，一些学者进一步研究，得到类似结果(陈辉，1996).
地震孕育和发生过程中会产生低频电磁辐射,低频电磁信号异常的监测,已成为一种重要的地震短临预测方法(Huang et al.，2011)，因此,许多地震多发国家,如日本、苏联、美国及中国都开展了理论和实验上的相关研究.黄清华构建了电磁理论模型，探讨电磁预测地震的机制与电磁测点的选择(Huang et al.，2010).对于空中的监测，大量的研究成果表明在地震发生的前几个小时至几天或几个月能探测到电离层扰动，但电离层的扰动能否作为地震预测的方法，许多问题还需要深入研究.近几年也出现了利用地电阻率和地电场作为观测手段的地震短临预测方法。潮汐力谐振共振波(HRT波)法,可观测断层失稳(地震)时地球介质对潮汐力的响应(赵玉林等,2001)，也可以作为预测地震的方法.
(1)地应力观测法
地应力观测法，主要是观测地应力的变化、加强到突变的过程，得到地应力的相关性质、特点以及作用方式和变化规律，以便更好地预测应力集中情况(Zoback et al，2011).
引起地应力变化的主要原因是重力作用和构造运动，其中以水平方向的构造运动对地应力变化的影响最大，构造应力场的空间分布不均匀，且随时间不断变化，属于非稳定的应力场(赵德安等，2007).
根据地应力测量原理的不同，可将地应力测量方法分为由测量仪器所记录的补偿应力、平衡应力或其它应力量直接决定岩体应力，而不需要知道岩石的物理力学性质及应力-应变关系的直接测量和记录某些与应力有关的间接物理量的变化，然后根据已知的或假设的公式，由测得的间接物理量的变化值计算出现场应力值的间接测量两类(蔡美峰，1993；张超，1987).
为减少干扰，仪器下放深度越来越深，捕捉到的地震信息也越来越丰富，美国、日本、德国等近几年对深度和仪器精度做了深入研究与探索.1987年提出德国深钻井计划(KTB) 包括钻一个4000 m的定位孔和一个9100 m的主孔来进行大量的测井试验(Haimson and 甄宏伟，2011).Yokoyama T等研制的钻孔千斤顶压裂测量技术可以在需要的方向上构建垂直裂隙，继而通过使用位移应变仪能够准确地测量裂隙的重张行为(Yokoyama et al,2010).石井紘研制的应力连续观测仪可通过压力测定、荷载测定和应变测定3种测定进行应力和应变两方面的观测(石井紘，2011).
(2)钻孔应变法
钻孔应变观测包括2种观测方法，即钻孔体应变观测和钻孔分量应变观测.相比其他观测方法钻孔应变观测有明显的优势：占地面积小，由于仪器安装在地下,能够避免地面干扰；在数月至数小时时段上钻孔应变仪观测精度是最高的；从观测资料中我们发现应变仪可以清晰的记录到固体潮.
我国钻孔应变观测仪器的探头一般置于钻孔中数十米深的基岩中，观测对象为体应变和分量应变.观测的是地壳表层的应变变化.我国研制的分量钻孔应变仪在四个方向上安装了元件，四种测值组合来确定应变，为了保证观测结果的可靠性我们通常采用四组元件进行“自洽”，看仪器是否正常运转.钻孔应变仪的观测精度是足够高的，达到10-10.钻孔应变的观测结果用途广泛，①观测连续变化：看是否有地震前兆，也能观测到断层活动和固体潮的变化.②同震变化的观测：结合钻孔应变的观测对地球自由振荡、震源过程、应力触发等问题进行分析.③观测震后变化：主要是针对后续地震、慢地震等问题(钻孔应变观测数据库).
在汶川地震发生之前，中国地震局在全国范围内逐步增建和改造了一批钻孔应变观测台站，现在已经有近100个高精度的钻孔应变观测点(邱泽华等，2010).美国政府展开的PBO观测计划主要是用应变仪和GPS进行形变测量.在圣安德烈斯断层附近和阿拉斯加南部地区布设了74个钻孔应变仪.
(3)GPS观测法
有关地壳形变信息主要有以下四种：相对于全球参考框架的GPS观测位置的时间序列；相对于区域基准的GPS观测位置的时间序列；GPS站间的观测基线长度的时间序列以及区域变形参数时间序列.
GPS地壳形变信息的提取，首先是对观测数据进行处理.目前可以进行数据处理的软件有美国的GAMIT/GLOBK、GIPSY/OASIS和瑞士的BERNESE，这些软件均可对数据进行高精度快速处理，在较短时间内获得较高质量、精度均匀稳定、多空间尺度信息，但不同软件数据处理结果各有特点，选择不同的软件可达到不同的研究目的.
由以上信息建立的相应位移场、速度场和应变场为地球动力学和地震模型提供了很好的约束条件，实现了观测数据和动力学理论模型的拟合，为地震的动力学预报创造了条件.建立连续GPS网络，能够实现地形变过程中，研究较大空间尺度范围随时间变化过程，以及随时间演化的应变积累和应力变化.这对大震潜在震源区搜索、地震危险性判定、中长期地震预测有重要的意义，还有可能实现地震的中短期预测(余怀中和程佳，2011).
(4)地下流体异常观测
作为地下流体前兆，观测项目主要有水位、水温(地热)、水氡与水汞等，近年来开始并得到推广的还有气氡、气汞和H2、He、CO2等.
根据布雷斯等人得到的有效应力定律关系可知，孔隙压力的增加会使有效正应力减小，而对剪应力分量没有影响.孔隙压力增大，断层面上的抗剪强度下降，当断层面上积累的剪切力变大时，断层发生滑动；另外，流体压力所产生的应力转移会使剪应力增加，进一步加强岩石不稳定性(王博等，2008).
Matthai等认为流体压力近似于静岩压力时，断层膨胀或蠕动重复发生，会使各封闭的孔隙连通，形成网络.进而产生流体，导致较弱的断层岩石局部发生水压破裂(Matthai and Fischer,1996).另有学者指出，水的扩散会在岩体结构面内产生相应的孔隙压力，从而造成弱化断层的粘滑不稳定，导致岩体破裂并诱发地震(施行觉等, 1986；颜玉定等，2005).陆明勇认为孔隙压力及动水压力的变化异常可以作为中短期的地震预测(陆明勇等，2005).
最早提出系统发展地下流体观测的国家是苏联，但直到1966年4月塔什干地震发生后，苏联才开始大规模开展以水文地球化学为基础地震预测方法的研究(刘耀炜，2005；刘耀炜等，2006).美国的地下流体研究方向主要是地下水水位、水温、孔隙压力大小和水氡等.正在实施的“地球透镜计划”(张宝红，2004)可用于研究大地构造和地壳中流体间的关系.日本对地下流体的观测包括水位、水温及地下水的化学性质，重点发展深度(>1000 m)探测及对深度流体的直接取样以避开地表因素的干扰.近期进行的台湾集集地震断裂带附近的深度钻井可以对深井温度和化学成分进行直接观测，以分析断层活动区域的动力学条件.
我国地下流体观测从1966年邢台7.2级地震时开始，以水文地质学和水文地球化学为基础.经过近半个世纪的发展，目前形成分布最广的观测台站网，可以通过观测地下水、地下气和地热动态获取地震孕育、发生和成灾过程中的相关信息.
(5)氢同位素法
该方法利用地表水和深部水的氢同位素δD含量存在差异的原理进行临震预报(赵永红等，2011).地热水为两者的混合，混合比例的变化反映了深部构造活动变化.
地球在演化过程中，经历了由开放至封闭的去气过程后，水圈、地壳和地幔之间的氢同位素组成产生明显分异，越往地心深处，δD值越低(陈辉，1996).地震前，来自深部的低δD值的流体与来自当地的高δD值的大气降水按一定的比例混合，形成了低于当地大气降水氢同位素组成的温泉水；临震前，岩石受到地应力的作用，同时一些微破裂张开与闭合，继而，其中的一部分逐渐扩展连通(赵永红等，1993)，使得来自深部的水加入到地下水中从而导致温泉水δD值降低；地震时，地应力得到释放，由地应力引起的微破裂发生闭合，这时深部水的供给停止，温泉水的δD值回升；震后，深部水与大气降水又逐渐恢复到原有的混合比例，温泉水的δD值再一次趋于该地的平衡值(陈辉，1996).
数据提取时要参考地震目录、地震活动性以及构造地质特征，所采深部水要选择断层附近自喷、水深1000 m以上的温泉水，对温泉水做质谱分析.得出氢同位素值随时间的变化曲线.
(6)电磁法
目前，人们对地震电磁辐射的机制还没有形成完整统一的观点，但地震电磁辐射现象的存在已经得到了广泛的认同.逐渐有学者把电磁信号异常现象看作地震短临预测的一种重要手段(郭亚红，2006).大地电磁场可近似看成垂直入射大地的平面波场，穿透深度可表示为电磁波振幅衰减为地面值的1/e时所传播的距离，用δ表示为
地震电磁效应也称“动电效应”，可用(2)式表示为
在震中附近相距100 m的两个电极之间电位差的变化预计为：ΔV=(10~104)mV，这一变化范围与实际震前观测到的值较为吻合(关华平和肖武军，2004).动电效应的核心是孕震区地壳和深部运动的动力学过程引发地下电荷和电流系统的变化,形成其他形式能量向电磁能转换的内部条件,即所谓“机电转换体”结构.当地震岩石破裂时，其应力急速下降,电流强度和流率急剧变化(关华平和肖武军，2004；袁家治等，1996).电流强度和流率的变化能够激发电磁辐射,产生地震电磁辐射效应.机电转换体中局部电荷的分立和弛豫是产生地震的发光和电磁辐射现象的根本原因.地震的电磁辐射是孕震环境中机电转换体随孕震过程不断增殖和激励的结果.
通常对地震电磁异常现象的观测有以下三种:
1)地基被动型观测,研究来自岩石圈的辐射(Hayakawa et al,1996)，观测地壳和更深层电性结构(电阻率或电导率)的变化.
2)地基无线电信号主动型观测,研究岩石圈-大气层-电离层(LAI)之间可能的耦合关系(Gokhberg et al,1982；Molchanov and Hayakawa M，1998).
3)以卫星为载体的空间对地观测与地基观测相结合形成立体化的观测(Serebryakova et al,1992).
(7)电离层
电离层是在太阳辐射或其它星体高能粒子碰撞下，中性高空大气发生电离作用，形成由电子、正离子、中性分子及原子等组成的等离子体.电离层中不同高度的电子浓度不同，根据电子浓度极值区的差异，通常将电离层划分成D层、E层、F层(有时进一步分为Fl和F2层)等几个分层(刘程艳，2008).
相当多的观测事实表明，地震前电离层会出现异常，对于这种现象的物理机制的解释，目前普遍认为，岩石圈、大气层和电离层之间是耦合的，因此电离层的异常很可能与岩石圈中的地震信息相关.虽然耦合机制尚在探索之中，不能做出完整的解释，但是已经建立了一些耦合模型.地震引起的电离层扰动可能的传播途径有：化学途径、机械波途径、电磁途径等(丁鉴海等，2006).
地震引起的电离层扰动主要集中在以下几个方面: F2层临界频率f0F2、电离层总电子含量TEC、电离层突发Es 层、电离层等离子体参数.
1)F2层临界频率f0F2 的变化
电离层的特征除了受电离源变化影响外，还受地球磁场等影响.而地磁日变化又是因电离层高空电流体系所引起的，因此在分别研究震前磁场和电离层(包括f0F2)异常变化同时，也应将二者结合研究.
地球电离层F2往往是表征整个电离层基本特征的重要区域.F2层的临界频率用f0F2表示.分析研究大震前电离层异常扰动现象，扰动程度按(4)式计算为
2)电离层总电子含量TEC的变化
电子含量NT指电离层中单位面积柱体内所含电子数为
3)电离层突发Es层的变化
Es(sporadic2E)层为在90~120 km 高度区域内出现的一种短暂而不规则的电离增强层，存在的时间一般为数小时，白天与夜间及高、中、低纬具有显著不同的特征形态(熊皓，2004).其临界频率f0Es具有强烈的时空变化，有时很低甚至完全不出现，有时很高可超过F2层临界频率f0F2，达到15~20 MHz.
在Es 层中还有一种扰动现象是扩展Es( spread-Es ).扩展Es是指在垂测电离图上偶现Es层的频率扩展或者距离扩展，目前认为扩展Es是在100 km 高度偶现Es层中电离层扰动作用的结果.有学者认为，扩展效应是由于声脉冲在大气中传播造成的.也有的学者认为，扩展Es现象的产生有可能是各种声波和声重力波扰动造成的.
4)电离层等离子体参数的变化
电离层电场的微小变化都能够造成离子漂移，因此出现在孕震区上方电离层中的异常电场对观测到的等离子体离子成分的变化有重要作用.在震前不仅能够观测到在F2 层层峰高度的原子O+浓度的变化，而且能够记录到F2 层底部的分子离子NO+和O2+的浓度变化(蔡军涛等，2007).
通过对磁暴效应和地震效应的电离层离子成分的比较可以看到，在震前，不管电子浓度是增加还是减小，O+ 、NO+和O2+的浓度变化都是同相的.而在磁暴发生时，F2 层的O+浓度是减小的，NO+和O2+的浓度是增加的.因此这种离子成分的变化特性可以用来区分地震效应和磁暴效应.
(8)潮汐力谐振共振波法
HT波是地电潮汐力谐振波，其周期等于潮汐力周期；RT波是地电潮汐力共振波,是一种声波，通常被认为是在地壳多孔岩石孔隙流体中传播的.
一般况下,岩石电阻率受到孔隙应变状态的影响，具体形式由扩展的阿契(Archie)定律给出:
对比各对应项，可以得到在应力作用下或孔隙压力变化时,结构指数n不再是常数，而是应变ε的函数，形式如下为
地震发生前，断层失稳(地震)前源区介质刚度λ→0，潮汐力谐振波(HT波)的振幅与震源区λ(介质刚度)成反比，因此往往出现在震前1~2个月至震前数日,反映岩体本构关系曲线达峰值时段即岩体刚度进入λ→0时段,可作为短期预报指标.
对于共振波(RT波)，在临震时(λ≤0)， 特别是驱动力周期T→T0(岩石固有周期)时段，阻抗的无功分量等于0,产生幅度急剧变化的共振波,所谓共振，就是驱动力周期等于固有周期，这里的固有周期是震源体的固有周期与震源尺度相关，等于震源体自身固有振动周期T0.
虽然地震预测的方法不同，但其异常的整体特征却很相似.均包括长趋势异常、短期异常、临震异常等.异常通常表现为急速升降、突发反向、大幅跳变等(安欧，2011)，异常范围越大、持续时间越长、异常幅度越大则震级就越大.当异常表现为间断、离散、信息不连续，具有明显的阵发性时多为小地震(李美,卢军，2008).
以地应力观测法为例，地应力的短期异常应变值速率变化超出正常背景值数月，一般大于20 kpa/月，临震异常出现大于10~100 pa的应力突跳，连续多次出现脉冲、阶变、应变固体潮波形畸变等，台网中两个以上台站出现同步异常可视为地震前兆(李淑恭，2001).
地震通常发生在地壳以下7~35 km的范围内(Freund et al,2011)，因此需要将其与震源机制解等给出的深部应力状态进行比较(Chang et al,2011).目前进行的地应力测量还不连续，所测值为测量时的点地应力，分析地应力的变化，还要结合全球应力图.它包含了推断的应力状态以及直接应力测量的资料，即来源于地震震源机制解、原地应力测量、井壁破坏以及钻孔崩裂以及新近地质资料(Hudson and Feng,2011).
通过异常信息，提取与地震三要素有关的信息，是地震预测工作的主要任务，20世纪七八十年代Bufe,Shimazaki K等，根据地震记录等探究了地应力变化和三要素的关系，得到构造应力积累速率恒定情况下的地震预测模型，如图 1.
 | 图 1 在构造应力积累的速率保持恒定的情况下的 地震预测模式据(陈运泰，2009) Fig. 1 Earthquake prediction model in the case of tectonic stress accumulation rate remains constant |
图中，(a)：时间与震级均可预测的模式；构造应力积累的速率保持恒定、“初始应力”(震前应力)σ2和“最终应力”(震后应力)σ1都均匀, 从而应力降(σ2-σ1)也均匀，地震按严格的周期性重复地发生.(b)：时间可预测模式；初始应力均匀但最终应力不均匀,从而应力降不均匀、只有地震发生的时间是可以预测的.(c)：为震级可预测模式；初始应力不均匀但最终应力均匀,从而应力降不均匀，只有地震的震级是可以预测的(陈运泰，2009；Shimazaki and Nakata，1980；Bufe et al, 1977).
在地应力观测法中，地震震级通过地应力趋势异常时间和幅度来推算，得出三个地应力台站的趋势异常主应力方向后，再根据三个台站的位置和各台站主应力方向进行交汇，确定地震发生位置.地震前地应力值经历异常开始发展到极值、地应力快速变化、异常开始恢复到发震三个阶段，据统计第一阶段时间长于第二阶段，其时间长短的比值为1.2~1.5，以此预测地震时间(张培耀等，2008).
赵永红(1993)采用岩石物理实验的方法研究了岩石微破裂和地震活动性的关系.陈辉将地球氢同位素随深度的变化规律与岩石破裂过程的实验观测结果(赵永红等1995; Zhao et al.,1995)相结合，提出了利用地下水氢同位素值的变化进行地震预测的方法(陈辉，1996). 虽然震前氢同位素值的变化与地震三要素的对应关系还在研究中，但已有的观测结果表明地震发生在出现异常的一周内，异常越大，震级越大(赵永红等，2011).
在潮汐力谐振共振波法中，HRT波来自震源体区域，能够反映震源体特征.更重要的是，可以根据HRT波定位即将发生地震的“准震源体”.潮汐力谐振波(HT波)的周期、出现时间及其规律与潮汐力一致，似乎与地震无关.但它的幅度却与震源区介质刚度λ成反比，这又将波与震源区的性质联系到了一起.而共振波(RT波)在驱动力周期T→T0,特别是T=T0时,阻抗的无功分量等于0,产生幅度急剧变化的共振波,可见HRT波很好地反映了震源尺度，对地震震级有一定的预测能力.HT波一般出现在震前1到2个月至震前数日,反映岩体本构关系曲线达峰值时段即岩体刚度进入λ→0时段,可作为短期预报指标.而RT波出现在震前数天至数小时,可作为临震预测指标(钱复业等， 2008).
地震预测方法的主要任务是捕捉地震信息，主要问题也是对这些信息的提取.
地震的预测，关键在于能否区分真假前兆异常.然而，异常和地震的发生并不是一一对应，这也是地震预测的难点所在.
由于构造应力场的变化而引起的异常现象才是真正的地震前兆.除构造作用外，还有很多因素影响地应力，是观测地应力时的主要干扰，因此必须加以区分和识别.影响因素可分为周期性变化因素和非周期性变化因素.周期性变化因素包括多年变化、年变化、季节性变化及日变化等；非周期性的变化因素包括降雨、爆破、热效应、地形等(Clark，1984).此外，仪器测量时也会使测点处的地应力状态产生扰动(孙卫春等，2008).
GPS方法的干扰因素主要来自于应变速率场的建立，以及大自然固有的随时间变化的多频率三维波动(周硕愚等，2006).GPS处理后的数据均存在一些干扰信息，并不能真实反映地震前兆信息.其中最严重的干扰是大量抽取地下水引起的地面沉降，其变化规律不定，无法定量分析其对观测数据的影响，只能分析有关区域之外的范围.
地下流体动态干扰因素主要有自然环境(如降雨等)、人类活动(地下水开采、油田生产等)、观测条件(观测井结构等)观测和观测工作等.
氢同位素法对温泉水采样地点的地质背景及采样过程要求较高，如采样地点是否在断裂带附近、采样地点距离震中的距离、地震震级的人小及地震的间隔时间等.采样地点或采样过程不当，对试验结果会产生较大影响.
利用电离层异常成功预测地震尚无先例.这是由于全球每天发生多次地震，但并不是每一个地震前都有电离层扰动异常.震级相对比较小或震源很深的地震不足以产生电离层扰动，而高纬度地区电磁干扰很大，即使有震前扰动也很难识别出来.一般而言，中低纬度且震级五级以上，震源深度小于40 km的震例才有可能观测到明显的异常.电离层物理参数具有时空变化特征，并受到很多干扰因素的影响，如太阳活动，地磁活动水平(欧阳新艳，2008；张学民等，2009),剧烈气象活动等.
潮汐力谐振共振波法的测量是基于电磁探测手段中的一种，因此不可避免的有电极极化不稳、天然电磁场噪声等问题，尤其特别是随着社会的发展而日益严重的杂散电流的干扰.因此在2004年之前相当长的一段时间内，满足不了潮汐力谐振地震预测法高观测精度的要求(钱复业，2005).
地应力法预测地震起步很早，但随着应变法的发展，国内应力测量重视程度有所下降(张培耀等，2008)，国外地应力观测用于地震预测的也很少，表1对实例进行了汇总.
|
表1 地应力预测地震实例 Table 1 Examples of earthquake prediction based on field stress measurement |
钻孔应变的观测结果越来越受到重视，很多研究者展开了丰富的研究，得到了很多很重要的结果.例如邱泽华等人对探头深度40 m，距震中约130 km的姑咱台观测数据进行分析，得到了对应汶川地震的异常应变变化(邱泽华，2010)，距离震中500 km的宁陕台也出现了体应变异常(邱泽华等，2012).很多观测资料表明唐山地震发生时，赵各庄台、陡河台，锦州台、大连台、长清台的钻孔应变观测都有明显反映(黄湘宁等，1982).新疆及其附近地区在钻孔应变观测网建立之后共发生了中强以上地震27组，22组地震发现异常，有异常的地震达到81%；填预报卡片并正确预报的有10组，占37%.在此10组地震中，8组有震前短临异常(邱泽华等，2004).
2006年11月，在Cascadia北部通过GPS和钻孔应变仪记录到了慢地震(Wang et al,2008)，他们观察到应变数据发生了明显的负阶跃.特别是剪应变的阶跃变化非常明显.在1978年日本的伊豆地震，日本气象厅有30个台站，安装时间平均超过10年(Asada,1988)的钻孔应变仪记录到了在地震发生前2,3个月观测的地壳形变出现异常.
通过对汶川ML 8.0地震前后中国地壳运动观测网络的四个基站——BJFS(北京房山)、YANC(盐池)、WUHN(武汉)和距离震中最近的LUZH(泸州)站以及汶川大地震震中附近四川地震局设立的三个连续观测站——PIXI(郫县)、JYAN(简阳)、NEIJ(内江)等GPS观测资料的处理分析，发现在近震中的PIXI，JYAN和NEIJ站临震前一小时内出现大幅度的垂直位移下沉，特别是距离震中36 km的PIXI站在震前不到一小时的时间内垂直位移变化达300 mm以上(顾国华等，2011).然而，通过对其他大地震2011日本宫城9.0地震(Gu and Wang, 2011)前后GPS观测资料进行对比，垂直方向上并未发现如此明显的位移异常.但却发现震前数月大多数有运动速度变慢的趋势，例如离震中最近的绥阳观测站，震前4个月东向运动速率为15.5 mm/a，而该观测站长达10年的平均东向运动速率约为24.1 mm/a，并且通过时间序列分析表明该站并没有周期性的运动变慢现象.因此GPS观测到的这种地壳运动变化现象，可以视作大地震的一种前兆(赵国强和李鹏，2012).
利用“地震卫星”探究地震前兆的有意大利科学家Alessandra 等(2009)等人将GPS监测和地震预测进行成功的整合.2004年斯洛文尼亚山地地震之前，在阿尔卑斯山脉东南部和迪娜拉斯外部的交界处部署了早期GPS台站.通过对这些台站资料进行研究得出，一方面利用GPS监测系统，可以得到岩石圈规模的应力演化物理模型；另一方面，使用CN,M8S和RTP算法可以使预报地震发生的可能性增加一倍.这两个实验的联合，预测出了处在活动断裂系统内发生在2004年7月12日的斯洛文尼亚山地地震.
据统计，1966-1991年间的114个震例中，地下流体台站捕捉到的震前异常数量占总异常数的53.2%.1975-2000年间我国成功预报的10个破坏性地震中，地下流体台站捕捉到的异常，为其中5个地震的短临预测提供了决策性的依据，为3个地震的短临预报提供了重要依据(温静，2010).
1966年邢台地震发生后开展现场监测工作，并对3月26日宁晋百尺口6.2级地震提出了较好的预测，这是中国第一次对强余震成功预测，而主要依据就是震中区水位急剧涨落、井水翻花、发浑等临震异常(刘耀炜等，2006).1969年渤海7.4级地震前，北京、天津、河北等地井水水氡出现长期趋势性异常，并在临震阶段出现在了突变性异常.1975年海城7.3级地震前，依据临震前的急剧大幅度变化异常，成功预报了此次地震(刘耀炜等，2006).
邵永新等以1976年唐山地震，1989年和1991年的大同地震，1996年包头地震及1998年张北地震时的实际观测资料为依据，生成空间演化图像分析，提出预测强震危险区的5个标志和3个步骤(邵永新等,2000a,2000b,2001a, 2001b).根据对包括唐山大地震在内的5个中强度地震震前地下流体异常观测结果生成动态演化图像，异常集中区呈波浪式发展且伴随应力的传递而向震中区迁移的现象，提出了预测强震危险区的方法.
张新基等(1998)利用门源和渤海地震异常数据，通过采用异常频次累加和异常频次变化速率法对强震前后地下流体群体异常的研究，认为地震前后地下流体异常频次累加曲线和变化速率曲线的特征为“平稳-加速-恢复”形式，而地震与异常的关系为“加速-地震”形式.并对1989年大同地震和1976年唐山地震前兆进行了分析.
鱼金子等(1997)系统整理了1995年到1996年大华北南部地区的地下流体异常，认为这其中有1996年11月的南黄海Ms6.1级地震的主体场兆.张仕印等(2001)对1998年8月浙江嵊州M4.0级地震前3口地下流体观测井出现的中、短期异常进行了研究，并对该次地震进行了跟踪预报.
李军(2003)在所研究区域安宁河断裂带、则木河断裂带和小江断裂带上，对澜沧7.6级地震与青海8.1级地震震前水位异常进行了整理分析，得到地震前构造带上地下水位在整个孕震过程中的异常表现，认为异常分为三个阶段.初期的趋势上升阶段，中期的过渡性异常及短临期的转折加速变化.
几十年来分析预报人员利用地下流体异常对大陆发生的某些强震作了较好的预测，如1976年龙陵7.4级地震(水氡、水温)、松潘7.2级地震(水位、水氡、水化组分)、1990年青海共和7.0级地震(水氡)、1994年云南澜沧7.4级地震(水温)、1998年张北6.4级地震(水氡、水温、CO2)等(刘耀炜等，2006).
对于地震预测，氢同位素法应用并不广泛，实例也不多.
图 2为1984年5月18日云南洱源西北(北纬26°09′，东经99°52′)4.3级地震(震源深度：10 km，采样点：洱源江干热水孔)前后氢同位素变化曲线.
 | 图 2 云南洱源4.3级地震前后江干热水孔氢同位素 变化曲线据(陈辉，1996) Fig. 2 The hydrogen isotopic exchanges of Jianggan hydrothermal water of Er’yuan, Yunan Province, China (from Chen, 1996) |
图 2中:氢同位素δD值在震前5天突然下降然后升高，最大异常出现于震后一周，震后两周左右δD值恢复正常.这个变化过程对应的物理机制是地震发生前微裂隙张开，深部低δD值的流体大量加人到温泉水中并导致温泉水δD值的突降，而在地震发生后微裂隙闭合，深部水供给中断又导致温泉水δD值升高(陈辉，1996).
图 3为2008年汶川5.12大地震后，在龙门山断裂带南缘雅安周公山温泉2009年1月所采水样的氢同位素随时间的变化曲线. 由图可以看出，1月15日汶川5.1级余震前后氢同位素δD值的变化非常明显.
 | 图 3 2009年1月雅安周公山温泉水样氢同位素值 随时间变化曲线(赵永红等，2011) Fig. 3 The hydrogen isotope change with time in Zhougongshan Spring Water at Ya’an Sichuan in Jan. 2009 (Zhao et al. 2011) |
不同的大地电磁观测系统得到的电磁异常信号不同，这里详细介绍两种观测仪器与观测结果：
TOA观测系统是日本邮政省通信综合研究所高桥耕三教授与云南省地震局合作观测和研究地震电磁波时所使用的仪器，可同步显示3个频段的波形：ULF：0.1~1 Hz、0.01~0.1 Hz(记录为原始波形)；VLF：1~9 kHz(记录波形的包络).用TOA观测系统观测到的异常信号中连续6小时以上、异常幅度较大的信号称为主信号.图 4显示了1992年12月18日永胜5.4级地震前大理台观测到的ULF电磁异常信号.图中A为正常信号，B为异常信号，C为主信号(袁家治等，1996).
 | 图 4 1992年12月18日永胜5.4级地震前大理台观测的ULF异常信号 Fig. 4 The ULF abnormal signal observed at Dali station, December 18, 1992 before Yongsheng 5.4 earthquake |
1992年11月至1994年3月，云南省内发生大于6级地震1个，大于5级地震6个，4级左右地震5个，中缅边界密支那6.7级地震1个，共计13个震例，除中缅边界密支那6.7级地震以外，其它12个地震都出现了明显的异常信号.
“EMAOS”电磁辐射仪研制于“九五”期间，全国共安装了20余台，在一些地震震前纪录到了明显的电磁扰动异常信息(关华平和肖武军，2004).
用“EMAOS”电磁辐射仪在1999年5月对辽宁锦州地区正式观测，一直未出现异常信息，11月初出现弱异常信息，11月27日达最高值，电场EW向为474 mV/m，NS向为270 mV/m，磁场EW向为216 nT，NS向为183 nT，11月28日下午信息结束，于11月29日发生5.4级地震.震后无异常信息，12月16日又出现较强信息，21日达极大值，以后出现多次下降、上升变化，在连续几天下降后，2000年1月12日发生了5.1级地震，直至3月上旬，余震减少后，观测值恢复正常，如图 5所示.
 | 图 5 锦州电磁波日均值曲线 Fig. 5 Jinzhou electromagnetic waves daily mean value curve |
其它观测仪器还有DZ-1型深井鞭天线电磁信息仪(陈立德等，1994)，质子旋进磁力仪/磁通门磁力仪(杨少峰等，1998)，法国全套地磁、地电场多测道数字化观测仪(安海静等，2004)等.总之，不同的观测仪器会观测到不同频率、不同强度和不同分量的地电磁场信号，这些信号在发震前期都有一定程度的异常.
在分析F2层临界频率受震前地磁场扰动时必须考虑到电离层的日出、日落效应，应着重分析地方时0800——1900LT整点值资料(其他时段为参考)，如果一天中连续4 h以上向一个方向偏离中值，且其中至少连续2小时SD≥20%的情况称为扰动.连续3天大于20%的扰动或连续2天大于30%的扰动在电离层资料中是较少见的，称为异常扰动(丁鉴海等，2005). 图 6是1997年西藏玛尼7.5级大震前拉萨台实测整点值(粗黑色)与该月中值曲线(细灰色)对比(丁鉴海等，2005).由于电离层临界频率探测困难及其他干扰因素，使实测值缺数现象不可避免.大震前约1个月拉萨台出现扰动，自1997年10月3日后f0F2扰动逐渐加大，10月8-9日达到异常标准，10月10日后恢复正常.与中国大陆其他电离层台资料对比分析，只有距震中最近的拉萨台异常扰动最明显.
 | 图 6 拉萨台f0F2实测值与中值曲线对比(1997年10月3-10日)(据丁鉴海等，2005) Fig. 6 Comparison between observed value and median value of f0F2 in Lhasa station (Oetober 3-10, 1997) (from Ding et al., 2005) |
以Sorokina为代表的一批学者认为，地震活动所产生的破裂及振动，将会导致大气电场的改变，尤其是垂直电场的改变，这将使电离层电子浓度发生显著变化.对2008年3-8月间四川地震上空TEC值进行检查(图 7).结果表明，在5·12汶川地震震前一个星期内，孕震区上空连续出现明显的电离层异常扰动(在一定的经度范围内)，其电离层异常驼峰有向磁赤道漂移的趋势，并逐步完全消失(林剑等，2009).
 | 图 7 2008年5月6日(8:00UT)全球ΔTEC分布图， 图中圆圈表示震中据(林剑，2009) Fig. 7 Distributing of GlobalΔTEC on 5 May 2008 at 08:00 UT |
对地震期间Es层的研究已经作了大量的工作，研究者发现地震发生前f0Es 也会有异常的增加现象.
台湾台东、瑞里、集集和嘉义四个地震的电离图中都显示地震发生前几天Es层的临界频率值出现很强烈的变化(蔡军涛等，2007).图 8为台湾中坜市国立中央大学台站(Chuo et al, 2002)记录的四个地震发生前f0Es的变化.
 | 图 8 台湾台东、瑞里、集集和嘉义地震期间 f0Es的变化(据蔡军涛等，2007) Fig. 8 Variations of f0Es during Tai-Tone, Rei-Li, Chi-Chi and Chia-Yi earthquakes in Taiwan (from Cai et al., 2007) |
图 8(a)为1996年台东地震期间f0Es的变化,可以看到在其他时间都无明显的异常增加,只有地震发生前第二天及地震当天f0Es突然地增加至20 MHz；图 8(b)为1998年瑞里地震,由图中可看见在地震前第四天f0Es增加至20 MHz,其它天则无显著地变化;图 8(c)为1999年集集地震期间f0Es的变化情况,可以看到在震前第三天有异常增加现象;图 8(d)为1999年嘉义地震期间f0Es的变化情况,同样可以看到震前第三天有异常增加的现象.
基于前文的介绍，潮汐力谐振共振波法可以认为是地震发生前产生的波.而地震波是地震时或者地震后发出的波.因此可以将其与地震波相类比.将经典的地震定位方法用在震源体中流体共振波(RT波)上.由经典的地震定位方法知道虚波速度为
以2004年12月25日印尼地震为例，从图 9可以看出,印尼9级地震临震前潮汐力共振波(RT波)出现在该次地震震前2天.
 | 图 9 2004年12月25日印尼9.0级地震临震前冕宁台9 记录到的潮汐力共振波(据赵玉林等 2006) Fig. 9 December 25, 2004 Indonesia 9.0 impending earthquake Mianning record to tidal forces resonant wave |
在地电阻率记录图上识别出RT波,对于给定的相对于第i个台的P波和S波的到时即tp,ts,就可以得到第i个台的震中距
 | 图 10 震前RT波虚波速度曲线(据赵玉林等 2006) Fig. 10 The imaginary wave velocity curve of RT wave before the earthquake (from Zhao, 2006) |
同时此方法还可以对地震三要素中的震级进行预测.经验公式为
| [1] | Alessandra B, Abdelkrim A, Riccardo E M, et al. 2009. GPS monitoring and earthquake prediction: A success story towards a useful integration[J]. Tectonophysics, 465(1): 177-189. |
| [2] | Assada M. 1988. Building a 3D world model for mobile robot from sensory data [C]//Robotics and Automation. 1988. Proceedings, 1988 IEEE international Conferece on IEEE, 918-923. |
| [3] | Bufe C G, Harsh P W, Burford R O. 1977. Steady-state seismic slip-A precise recurrence model[J]. Geophys. Res. Lett., 4(2): 91-94. |
| [4] | Chuo Y J, Liu J Y, Kamogawa M, et al. 2002. The anomalies in the f0Es prior to M≥6. 0 Taiwan earthquakes[A]// Seismo Electromagnetic:Lithosphere-Atmosphere-Ionosphere coupling[C]. TERRAPUB: 309-312. |
| [5] | Gokhberg M B, Morgounov V A, Yoshino T, et al. 1982. Experimental measurement of electromagnetic emissions possibly related to earthquakes in Japan[J]. J. Geophys. Res., 87(B9): 7824-7828. |
| [6] | Gu G H, Wang W X. 2011. Far-field crustal movements before and after the 2011 9.0 Japan earthquake from GPS observations[J]. Geodesy and Geodynamics, 2(3): 1-7. |
| [7] | Hast N. 1958. The measurement of rock pressure in mines[M]. Stockholm: Norstedt. |
| [8] | Hayakawa M, Kawate R, Molchanov O A, et al. 1996. Results of ultra-low-frequency magnetic field measurements during the Guam Earthquake of 8 August 1993[J]. Geophys. Res. Lett., 23(3): 241-244. |
| [9] | Huang Q H, Lin Y F. 2010. Selectivity of seismic electric signal (SES) of the 2000 Izu earthquake swarm: a 3D FEM numerical simulation model[J]. Proc. Jpn. Acad., Ser.B, 86(3): 257-264. |
| [10] | Huang Q, Maggipinto T, Eftaxias K. 2011. Rethinking earthquake-related DC-ULF electromagnetic phenomena:towards a physics-based approach[J]. Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 11(11): 2941-2949. |
| [11] | Matthai S K, Fischer G. 1996. Quantitative modeling of fault-fluid-discharge and fault-dilation-induced fluid-pressure variations in the seismogenic zone[J]. Geology, 24(2): 183-186. |
| [12] | Molchanov O A, Hayakawa M. 1998. Subionospheric VLF signal perturbations possibly related to earthquakes[J]. J. Geophys. Res., 103(A8): 17489-17504. |
| [13] | Serebryakova O N, Bdichenko S V, Chmyrev V M. 1992. Electromagnetic ELF radia-tion from earthquake regions as observed by low-altitude satellites[J]. Geophys. Res. Lett., (19): 19-94. |
| [14] | Shimazaki K, Nakata T. 1980. Time-predictable recurrence model for large earthquakes[J]. Geophysical Research Letters, 7(4): 279-282. |
| [15] | Wang K, Dragert H, Kao H, et al. 2008. Characterizing an “uncharacteristic” ETS event in northern Cascadia[J]. Geophys. Res. Lett., 35(15).doi: 10.1029/2008GL034415 |
| [16] | Zhao Y H, Liang H H, Huang J F, et al. 1995. Development of subcracks around compound fractures in rock specimen, Special Issue of PAGEOPH: Mechanics Problems in Geodynamics, 145(3/4): 759-773. |
| [17] | Chang C, Kang T S, 李妍. 2011. 区域断裂对韩国东南部地区现今应力状态的影响[J], 李研译. 国际地震动态, (1): 99-102. |
| [18] | Clark B R. 1984. 震前构造应力异常的识别[J]. 陈彭年、王文清译. 国际地震动态,(3): 16-18. |
| [19] | Freund F T, Dahlgren R P, Chu J J. 2011. 岩石破裂以及破裂前信号的演变[J]. 张祯译. 国际地震动态, (1): 110-113. |
| [20] | Haimson B C, 甄宏伟. 2011. 深部垂直钻孔中原地应力测量的混合方法[J]. 甄宏伟译. 国际地震动态, (1): 33-39. |
| [21] | Hudson J A, Feng X T. 2011. 岩石原地应力的变化性[J]. 米琦译. 国际地震动态, (1): 18-21. |
| [22] | Yokoyama T, Ogawa K, Sano O,等. 2011. 钻孔千斤顶压裂测量技术的发展和原地测量[J]. 徐伟译. 国际地震动态, (1): 67-68. |
| [23] | Zoback M D, Paul P, Lucier A,等. 2011. 利用斜井钻孔破裂观测值约束深井和深矿中的全应力张量: 在两个复杂实例中的应用[J]. 骆佳骥译. 国际地震动态, (1): 51-55. |
| [24] | 安海静, 赵家骝, 赵和云,等. 2004. 大地电磁场的两种大震短临异常[J]. 西北地震学报, 26(2): 168-173. |
| [25] | 安欧. 2011. 地力学地震预测基础[M]. 北京: 地震出版社: 88-242. |
| [26] | 蔡军涛, 赵国泽, 詹艳,等. 2007. 地震期间电离层扰动现象研究[J]. 地球物理学进展, 22(3): 695-701. |
| [27] | 蔡美峰. 1993. 地应力测量原理和方法的评述[J]. 岩石力学与工程学报, 12(3): 275-283. |
| [28] | 曹新玲, 李自强, 刘建中. 1984. 唐山地震前后的应力变化[J]. 地震学报, 6(4): 405-413. |
| [29] | 陈辉. 1996. 氢在地球演化过程中的同位素分馏[J]. 地质科学, 31(3): 239-245. |
| [30] | 陈立德, 包德修, 邹永菊,等. 1994. 震前深井电磁短临前兆信息的观测和研究[J]. 西北地震学报, 16(2): 36-44. |
| [31] | 陈运泰. 2009. 地震预测: 回顾与展望[J]. 中国科学D辑: 地球科学, 39(12): 1639-1643. |
| [32] | 丁鉴海, 申旭辉, 潘威炎,等. 2006. 地震电磁前兆研究进展[J]. 电波科学学报, 21(5): 791-801. |
| [33] | 丁鉴海, 索玉成, 余素荣. 2005. 地磁场与电离层异常现象及其与地震的关系[J]. 空间科学学报, 25(6): 536-542. |
| [34] | 戈尔德.T(陈华译). 1993. 预报地震的方法. 中国地质矿产信息研究院. 108-109 |
| [35] | 顾国华, 孟国杰, 方颖. 2011. 汶川大地震前后 GPS 观测的精密单历元解得到的震区地壳运动[J]. 地震学报, 33(3): 319-326. |
| [36] | 关华平, 肖武军. 2004. 电磁辐射仪“EMAOS”观测结果原理及震例[J]. 地震, 24(1): 96-103. |
| [37] | 郭亚红. 2006. 地震前的电磁效应[J]. 地震地质, 28(3): 481-486. |
| [38] | 黄湘宁, 李健春, 赵淑珍. 1982. 地应力测量结果与分析, 1976年唐山地震[M]. 北京: 地震出版社: 296-314. |
| [39] | 李军. 2003. 大地震前地下流体异常特征及演变过程研究[J] . 四川地质. 6(2): 40-44 |
| [40] | 李美, 卢军. 2008. 地震电磁辐射前兆异常特征和异常指标关系研究[J]. 地震, 28(4): 112-120. |
| [41] | 李民. 2007. 地下流体对地震前兆作用的综述[J]. 华北地震科学, 25(2): 24-28. |
| [42] | 李淑恭. 2001. 钻孔应变、应力地震中短临前兆异常特征及预报方法研究[J]. 地壳构造与地壳应力文集(14): 115-125. |
| [43] | 李四光. 1977. 论地震[M]. 北京: 地质出版社: 96. |
| [44] | 林剑, 吴云, 祝芙英. 2009. 震前电离层TEC异常扰动的研究[J]. 武汉大学学报: 信息科学版, 34(8): 975-978. |
| [45] | 刘程艳. 2008. 基于GPS 研究大地震前震中上空电离层全电子浓度异常[D]. 北京: 北京工业大学. |
| [46] | 刘耀炜, 陈华静, 车用太. 2006. 我国地震地下流体观测研究40年发展与展望[J]. 国际地震动态, (7): 3-12. |
| [47] | 刘耀炜. 2005. 面向21世纪的地震地下流体科学问题与发展[J]. 国际地震动态, (5): 145-150. |
| [48] | 陆明勇, 黄辅琼, 刘善华,等. 2005. 地壳变形与地下水相互作用及其异常关系初探[J]. 地震, 25(1): 67-73. |
| [49] | 欧阳新艳. 2008. 利用DEMETER卫星数据提取地震异常的方法初探--以普洱地震为例[D]. 北京: 中国地震局地震预测研究所. |
| [50] | 钱复业, 赵璧如, 钱卫,等. 2008. 汶川MS8. 0地震的短临地电波动(潮汐力谐振和共振波-HRT波)前兆[J].国际地震动态, (7): 1-10. |
| [51] | 钱复业, 赵玉林. 2005. 地电场短临预报方法研究[J]. 地震, 25(2): 33-40. |
| [52] | 邱泽华, 唐磊, 张宝红,等. 2012. 用小波-超限率分析提取宁陕台汶川地震体应变异常[J]. 地球物理学报, 55(2): 538-546. |
| [53] | 邱泽华, 谢富仁, 苏恺之,等. 2004. 发展钻孔应变观测的战略构想[J]. 国际地震动态, (1): 7-14. |
| [54] | 邱泽华, 张宝红, 池顺良,等. 2010. 汶川地震前姑咱台观测的异常应变变化[J]. 中国科学: 地球科学, 40(8): 1031-1039. |
| [55] | 邱泽华. 2010. 中国分量钻孔地应力-应变观测发展重要事件回顾[J]. 大地测量与地球动力学, 30(5): 42-47. |
| [56] | 邵永新, 李君英, 李一兵,等. 2000a. 唐山7.8级地震前水氡异常深化特征[J]. 西北地震学报, 22(3): 247-250. |
| [57] | 邵永新, 李君英, 李一兵,等. 2000b. 地下流体动态异常分布与构造的关系[J]. 西北地震学报, 22(3): 284-287. |
| [58] | 邵永新, 李君英, 田山,等. 2001b. 唐山7.8级地震前后地下流体动态异常演化特征[J]. 西北地震学报, 23(1): 26-29. |
| [59] | 邵永新, 李一兵, 田山,等. 2001a. 利用地下流体异常预测强震危险区的标志与方法[J]. 西北地震学报, 23(2): 125-130. |
| [60] | 施行觉, Wang C Y. 1986. 水的扩散与断层的粘滑[J]. 中国地震, 2(3): 14-21. |
| [61] | 石井紘. 2011. 应力连续观测与今后的地震预报研究: 钻孔应力连续观测仪开发研究展望[J]. 世界地震译丛, (5): 23-27. |
| [62] | 孙卫春, 闵弘, 王川婴. 2008. 三维地应力测量及地质力学分析[J]. 岩石力学与工程学报27(S2): 3778-3778. |
| [63] | 王博, 刘耀炜, 孙小龙. 2008. 地下流体与断裂活动关系的研究综述[J]. 地震研究, 31(3): 296-302. |
| [64] | 温静. 2010. 汶川地震断裂带科学钻探地下流体气体组分异常与余震的关系研究[D]. 北京: 中国地质大学(北京): 6-13. |
| [65] | 夏田. 1991. 1989年12月25日侯马4.9级地震的应力异常[J]. 山西地震, (2) 35-37. |
| [66] | 熊皓. 2004. 电磁波传播与空间环境[M]. 北京: 电子工业出版社. |
| [67] | 颜玉定, 李亚林, 张专,等. 2005. 岩石水压致裂和诱发地震的实验研究[J]. 中国地震, 21(2): 193-206. |
| [68] | 杨少峰, 陈宝生, 杜爱民,等. 1998. 新疆喀什地区地震前地磁脉动异常分析[J]. 地球物理学报, 41(3): 332-341. |
| [69] | 余怀中, 程佳. 2011. 一种将GPS观测应用于地震中短期预测的简单尝试[J]. 西北地震学报, 33(1): 9-14. |
| [70] | 鱼金子, 车用太, 邢玉安,等. 1997. 大华北南部地区地下流体异常与南黄海6.1级地震[J]. 华南地震, 17(3): 17-22. |
| [71] | 袁家治, 高桥耕三, 钱书清,等. 1996. ULF和VLF地震电磁辐射的观测与研究[J]. 地震学报, 18(2): 272-275. |
| [72] | 张宝红. 2004. 美国的板块边界观测(PBO)计划[J]. 大地测量与地球动力学, 24(3): 105-108. |
| [73] | 张超. 1987. 压磁法地应力测量的应力分量分析方法及有关力学问题的讨论[J]. 地壳构造与地壳应力文集(一): 96-109.(请核对本条文献信息 |
| [74] | 张培耀, 张道仪, 朱万宁,等. 2008. 四川汶川8级地震地应力异常: 来自压磁频率应力测量系统的记录[J]. 地质学报, 82(12): 1788-1799. |
| [75] | 张仕印, 李于民, 陈学庭,等. 2001. 嵊州M4.0地震地下流体异常及跟踪预报研究[J]. 地震学刊, 21(2): 6-10. |
| [76] | 张新基, 张慧. 1998. 地下流体异常性质定量判别方法探索与地震预报[J]. 西北地震学报, 20(3): 16-20. |
| [77] | 张学民, 申旭辉, 钱家栋,等. 2009. 我国地震电磁卫星数据分析及应用研究进展[J]. 地震, 29(Z1): 34-45. |
| [78] | 赵德安, 陈志敏, 蔡小林,等. 2007.中国地应力场分布规律统计分析[J] , 岩石力学与工程学报, 26(6): 1255-1271. |
| [79] | 赵国强, 李鹏. 2012. 中国大陆GPS连续观测站测得的日本9.0级地震同震位移与震前变化[J]. 地震, 32(2): 129-134. |
| [80] | 赵淑平, 冯志军, 孔向阳,等. 1999. 苍山5.2Ms级地震应力应变异常特性 [J]. 地震研究, 22(1): 38-39. |
| [81] | 赵永红, 白竣天, 李小凡,等. 2011. 活动断裂带附近地下水中的氢同位素变化与地震关系的研究[J]. 岩石学报, 27(6): 1909-1914. |
| [82] | 赵永红, 黄杰藩, 候建军,等. 1995.岩石细观破裂的实验观测研究及其对认识地震活动性的启示[J]. 地球物理学报, 38(5): 627-636. |
| [83] | 赵永红, 黄杰藩, 王仁. 1993. 破裂带发展的扫描电镜实验研究及其对地震前兆的启示[J]. 地球物理学报, 36(4): 453-462. |
| [84] | 赵永红, 王航, 杨家英, 惠红军. 2014. 地震预测方法II: 评述[J]. 地球物理学进展, (待刊). |
| [85] | 赵玉林,赵璧如,钱卫,等.2006.印尼MW9.0地震的短临地电波(声波:潮汐力谐振共振波,HRT波)波动前兆HRT波法进行短临地震准确预测可能性的探讨[J]. 国际地震动态, (8): 6-21. |
| [86] | 赵玉林,卢军, 张洪魁,等. 2001. 电测量在中国地震预报中的应用[J]. 地震地质, 23(2): 277-284. |
| [87] | 周硕愚, 吴云, 施顺英,等. 2006. GPS对地震预报的推进和问题研究[J]. 大地测量与地球动力学, 26(3): 111-117. |