地震是地壳岩石受到应力的作用产生变形，最后破坏的一个物理过程.在实验室中，岩石试件的受力破坏过程已经研究得很清楚了(Nemat-Nasser and Horii， 1982； Horii and Nemat-Nasser， 1985; Wang et al，1987; Huang et al，1990; Zhao et al，1993a).同时，与破坏过程相伴随的各种物理力学现象也得到了详尽的观测分析研究.根据岩石材料在不同尺度上受力变形破坏过程的分形相似关系(Zhao et al， 1993b，赵永红，1995)似乎客观上的地壳岩石破坏过程也应该有类似的物理现象发生.因此，一个合乎逻辑的过程就是：只要我们能够仔细地观测记录地下传出来的与地震前兆有关的各种物理化学量的变化，就应该能够进行地震预测.到目前为止，地震预测的水平无论是国内还是国外都非常低，那么我们的研究出了什么问题？地震可不可以预测？

本文首先对实验室的岩石破坏过程的观测结果做一个简单介绍，结合地壳岩石破坏过程的有限元计算，引入地震前兆观测方法的物理力学机制.其次，对近几十年来用于地震预测的一些方法进行了详细的解析：对于有可能用于地震预测的几个方法也提出了需要进一步深入研究的内容. 1 岩石受力破坏过程的实验观测结果

地震的发生是地壳岩石受力产生破裂的过程，因此必须首先明白岩石如何破裂.以下给出单轴压缩时岩石试件中包含单条裂纹、复合裂纹、多期载荷作用所产生的岩石裂纹扩展图像；同时给出有围压条件下岩石的变形破坏特征和岩石破裂过程中相伴随的各种物理力学现象，有助于对已有的地震预测方法所依据的物理力学机制进行分析和评价. 1.1 岩石受单轴压缩时产生的变形破坏过程和断裂图像

对数十个大理岩、砂岩和灰岩平板试件受单轴压变形破坏过程所做扫描电镜观测研究(赵永红等人，1993; 赵永红和梁晓峰，2004；赵永红和凌勇2004; 赵永红，2004)表明其共同特征为随着外载的增加，试件中萌生的微裂纹先是零星、随机分布，然后连接贯通形成宏观断裂带.

图 1的扫描电镜照片(赵永红，1995)显示了大理岩平板试件中裂纹随外载增加时的发育过程.受载产生的裂纹的扩展和连通是从不同尺度的缺陷处同时进行的，已有的大尺度裂纹不能完全抑制小尺度裂纹的发育，既能观察到小尺度裂纹相互连通形成较大尺度的裂纹，也能看到小尺度缺陷不受周围大缺陷的影响而扩展，与外载成各种角度的缺陷都有可能扩展.

图 1

图 1 大理岩试件受单轴压缩裂纹发育过程 Fig. 1 Crack development in marble specimen under uniaxial compression 1.σ=0.59σmax; 2.σ=0.73σmax； 3.σ=0.88σmax； 4.σ=0.96σmax； 5.σ=σmax； 6.Unloading.

对预制裂纹的岩石试件进行的改变加载方向时裂纹扩展的观测研究(赵永红等，1995)，得到θ=15°，30°，45°，60°，75°和90°(θ为从加载方向逆时针转到割缝方向的锐角)7种情况下单轴加载时裂纹的发育特征及变化过程.实验中受载方向改变时，会有新的裂纹出现，前一轮载荷所引起的裂纹几乎全部闭合，前轮加载的次级裂纹对后轮加载的次级裂纹的开裂点位置影响很小.载荷方向变化对裂纹长度(主干断裂起点至最远扩展点的距离)的影响也很小，试件在各轮载荷作用下裂纹长度随平均应力的增加而变化没有明显差异.试件最后破坏时，一般发育2~3条贯通整个试件的裂纹，多数平行于外载方向，不受第1，2轮载荷或第3轮载荷较小时产生的裂纹的影响.

包含复合裂纹体系的岩石试件受应力作用时裂纹联通和扩展过程的实验观测结果(Zhao et al，1995)表明，复合裂纹的相互作用与相隔间距和重叠度有关，距离越近，重叠度越大，相互之间的作用越强. 1.2 有围压的岩石破坏实验结果

实验室中有围压的岩石变形破坏实验结果(耶格和库克，1981)表明，随着围压的增加，岩石的抗压强度显著增加，破坏前的变形显著增加，弹性极限显著增加，模量减小(图 2).岩石应力应变曲线形态发生明显改变，岩石的力学性质发生一定变化，由弹脆性－弹塑性－应变硬化转变.即使有围压有温度，也不能抑制岩石微裂纹的发育和扩展，这一点从声发射和体应变的观测结果可以得到.

图 2

图 2 不同围压大理岩三轴压缩试验结果据(耶格，库克，1981) Fig. 2 The results of marble’s triaxial compression test based on different confining pressure

地壳岩石的断裂主要是在地球内部存在的差应力状态下发生的(陈顒和黄庭芳，2001)，在大的破裂发生之前，岩石内部微裂纹的产生、扩展和连通与岩石体积扩容、声发射、波速变化以及变形局部化等物理量的变化与有着密切的关系(图 3).岩石内部微裂纹的产生，一方面将辐射出弹性波(声发射)，另一方面形成了新的裂纹或者扩展了原有的裂纹，这将增加岩石的体积，而增加的这部分体积属于非弹性性质的.岩石受应力作用产生微裂隙时连续性受到破坏，弹性波的传播速度发生相应的改变，波速比也要受到影响，岩石的孔隙率不断增大，孔隙中有流体存在时，流体饱和度发生变化并影响波速.当岩石试件受力达到一定程度时，微破裂活动即从随机分布转化为在未来的破裂带内集中发生，会出现越来越明显的变形局部化.若在岩石试件中有预制的缺陷如裂纹或割缝等，则这种变形局部化现象的出现会大为提前.

图 3

图 3 岩石的膨胀、声发射、渗透率和VP随差应力的变化据(陈顒和黄庭芳，2001) Fig. 3 The changes of the rock’s expansion，acoustic emission，permeability and VP with the stress level

如果地壳中岩石完整的话，地应力不应超过岩石的破裂强度.因此，研究完整岩石脆性破裂得出的岩石强度可以给出地壳内部应力场的一个上限限制.同时，岩石实验结果表明，岩石的破裂强度与围压、温度、应变速率和岩石的种类等因素有关，它在很大的范围内变化.(陈顒和黄庭芳，2001)地球内部压力和温度随深度增加，地震的发生多数是在8~30 km范围，围压300 MPa到1 GPa.，温度低于600 ℃，在实验室中，岩石在这个温压范围内受力产生脆性破坏.

板块运动的推动力来自于地幔对流，大洋板块从洋中脊生长出来，到与大陆分界处下插，或者与另一个大陆边缘碰撞.岩石圈板块的强度很大，主要的变形只发生在其边缘部分.各种大地构造活动便是这些岩石圈板块相互作用的结果(陈运泰，2000).

地壳活动断裂带的规模通常几百km长，几km宽，由不同尺度上的大大小小的不规则断层组成.在内陆发生大的浅震时，往往在地表出现大规模的地震断层(宇津德治，1981).地震与许多断层的错动有关，大地震的断层位错数量级为10 m，最大可达30 m.

地表活动断裂带的分布是很有规律的，大多数是板块边缘，多数地震也发生在板块边缘(图 4).全球地震的分布主要集中在环太平洋地震带、地中海——印尼地震带和洋脊地震带三个带上，其中环太平洋地震带集中了世界上80%的地震，包括大量的浅源地震，90%的中源地震和几乎所有深源地震和全球大部分特大地震(夏邦栋，1995).

图 4

图 4 板块与地震带 Fig. 4 Plate and the seismic zoon

用什么来测量断裂带应力集中部位，一个断裂带体系，断面接触，受力后的弹性应力场很复杂，但这个体系的影响范围局限于一个有限的区域，严格地讲，在变形过程中，是在原有断裂上继续开裂还是形成新的断裂面是不知道的，该体系附近还有许多局部的应力集中，有n条小断裂产生，并不断调整应力方向.为更好地说明这个问题，构造了龙门山断裂模型，进行了应力场的有限元计算. 3.1 有限元模型及边界条件设置

龙门山构造带的优势发震深度:小地震为5～15 km，强震为15～20 km(李勇等，2009).本文选取的龙门山断裂为逆冲断层，最大主应力σ₁和中间主应力σ₂是水平的；最小主应力σ₃ 垂直地表；σ₂平行于断层走向(徐开礼和朱志澄，1989).

断层模型采用沈正康反演模型(Shen et al，2009；陶玮等，2011)与徐锡伟等(2008)地表破裂综合设计.为使边界束缚对断层周围产生的影响可以忽略，计算模型选择的尺寸为1000 km(L)×1000 km(W)×100 km(H)，断层南北延伸约320 km，在水平方向上沿走向分为8段，每段断层以不同的倾角延伸至地下20 km，断层厚度约为200 m，如图 5所示.其物性参数列于表一.

图 5

图 5 龙门山断层三维有限元模型 Fig. 5 Three-dimensional finite element model of Longmenshan fault

表 1(Table 1)

表 1 模型物性参数 Table 1 Physical parameters of the model 物性参数 E(N/m2) 泊松比 密度(kg/m3) 断层 1.0×108 0.3 3000 断层围岩 1.0×1010 0.3 3000

表 1 模型物性参数 Table 1 Physical parameters of the model

模型西侧为青藏高原挤压作用，计算中沿水平面上垂直于断层走向方向即垂直于a面加载10M压应力.模型东侧和模型底面分别为四川盆地阻挡作用和地幔支撑作用，c面和d面均采用滚桶位移约束，地表与b侧面及其南侧面自由.为了分析研究断裂对岩体应力场的影响，本模型用有断层的地块模型计算结果与没有断层的地块模型计算结果相减，所以边界即远场的差应力状态为0，得到的计算结果是由断层引起的断层周围差应力的改变的空间分布. 3.2 有限元计算结果

断裂体系的存在改变了地壳岩石应力场，应力集中于断裂两端，使得地壳断裂的应力远小于实验室测得的完整岩石的理想强度.

由于岩石的抗拉强度远小于抗压强度，因此拉应力集中更容易造成岩石破坏，拉应力集中的区域地震危险性也会大大增强，图 6为计算得出的由断层引起的最大主应力σ₁分布规律，其中正号表示拉应力，负号表示压应力.由σ₁分布结果图可知，断层对远场应力无影响，即模型边界连续，远场应力大小主要受初始条件控制.由图 6上图可以看出应力在水平方向的变化，应力在每段断层的端部集中，离开一段距离后逐渐减小.图 6的中图剖面由模型中的水平虚线所示，由垂直于地表的剖面上主应力σ₁分布结果图可以看出应力集中主要发生在断层附近，随着与断层距离的增加迅速衰减，最大值不出现在地表.由图 6的下图可以看出最大主应力随着深度增加，水平方向的影响范围比地表要大，应力主要在断层上盘集中，两侧对称分布，垂向上可到达模型底部.

图 6

图 6 最大主应力σ1分布 上：地表最大主应力σ1分布；中：剖面最大 主应力σ1分布；下：断层附近局部放大Fig. 6 Major stress σ1 distribution Upper: The major stress σ1 distribution on the earth surface; Middle: The major stress σ1 distribution on the profile; Lower: Magnified local stress σ1 distribution near fault

由主应力σ₁分布图可知，拉应力集中区域主要分布在断层附近十几km内，且最大值位于地下16 km的地方，与汶川地震震源位置基本一致.

将美国学者努尔、惠特科姆及肖尔茨等人提出的扩容模型和苏联学者米雅契金等提出的裂隙串通模型相结合可知，孕震过程中震源区的总应变包括弹性应变和非弹性应变两部分.除了震前的断层蠕动外，微破裂的发展导致与非弹性相关联的各种前兆异常的发育和发展，如地下水氢氧同位素的变化、地下水孔隙压力变化及由此伴随而产生的水位升降变化、岩石电阻率的变化、波速的变化以及地壳形变异常等等(张国民等，2001).

目前在全球不同国家采用的地震预测研究内容比较广泛，包括异常地震活动图像、波速变化、S波分裂、地磁、地电、重力、形变、地下水动态、水化学以及动物异常等.在前兆探索方面，从观测到机理研究均有不同程度的加强，地震活动图像仍占主导地位，而且近年来，一些国家十分重视地电、地磁和电磁辐射前兆的观测研究(朱传镇，1995).

在赵永红等人的“地震预测方法I-综述”一文中对地应力法、钻孔应变观测法、GPS法、地下水异常观测法、氢同位素法、电磁异常观测法、电离层异常观测法、潮汐力谐振共振波法等多种方法进行了总结(赵永红等，2014).本文将进一步对其中几种地震预测方法进行评述.

由弹性力学理论、岩石破裂过程的观测和断裂系统的有限元计算结果表明：在几百km长，几十km宽的范围内，活动断裂引起的高应力集中区只有几km至几百m的范围.这个范围内地震前发生的应力集中、应变局部化、微裂隙活动、地下水活动异常等是与该活动断裂带有关的.超出这个范围的上述各项物理量的变化与该活动断裂带无关.因此，如果要进行与地震有关的前兆监测，首先需要明确监测区域，其次要分析监测的量和量级的大小，影响范围和与地震的关系，直接有关或间接有关，震前，震后以及同震.本文以这样的物理机理为依据分别对以下几种地震预测方法进行讨论和评述.

地壳岩石积累的应力超过其强度时，就会发生破裂.地应力法希望通过观测应力的改变量来跟踪地震发生过程.该方法的特点是：物理机制明确，实际探测与地震相伴随的地壳应力集中的能力则很有限.

目前国内外与地震预测有关的地应力观测研究的方法存在以下一些问题，如地震异常信号与干扰信号的识别；应变反算应力的多解性；地应力测量的准确性；地应力的连续性；最大水平主应力的准确性等等，都需要继续深入研究(谢富仁等，2005；安欧，2011).但是相对来说，这些问题只是一些技术层面上的，关键的问题是地应力法能否捕捉到地震前兆？怎样捕捉？

应力变化大的地区是高应力集中区，通常在地下6~30 km范围内，这个区域的应力变化通过地表或浅层安置传感器的做法难以探测到.对于埋深相对较浅的仪器，还容易受地表其他过程如降水、岩石工程、火车汽车等产生的影响.

能在合适的深度安置传感器时，也存在观测位置的选择困难；对于应力的测量，为保证数据的采集传输，传感器是安置在完整岩石(不会产生破坏的岩石)中，这样的位置对应力集中不敏感；地震发生在软弱带，即脆弱的岩石中，若传感器安置在脆弱岩石中，信号由于无法传输而得不到.

根据实验室的实验结果，应力应变曲线在岩石达到宏观破坏前，应力有一个衰减的阶段，但是不会下降太快.实验室研究的岩石破裂性质是完整岩石受力从变形到破裂的过程，真实地壳的断层已经破裂多次，再次破裂所对应的应力水平不一定是有一个明显的上升或者下降，所以震前不会有应力的急剧变化.

应力测量方法已有长时间的发展，但敏感处的地应力测量难以实现，非敏感处的测量不容易达到预测地震的要求.其测量的抗干扰性不如应变测量，同时需要在统一的规划下开展对一些主要构造块体中应力场的空间分布进行深入研究，系统地开展应力场理论与地震发生机理关系研究(谢富仁等，2005). 4.2 应变法

应变法特点：物理机制明确，理论展示性好，但是在地震预测的实际应用中，由于变形量太小，不容易捕捉到前兆信息.地震前，在理论上和实验室中可以观测到的分量应变的变化没有特征值，即异常不明显，难以用做预测特征值.

从力学观点来看，一个地震孕育过程要经过应变能线性积累、非线性积累和岩石破裂三个阶段(李淑恭，2001).这与地应力法物理机制类似，是地壳中应力变化的另一种表现形式，对于异常的产生，还需要结合同时期其他地区地震，探究这些异常和其他地震的关系.钻孔应变观测能够捕捉到地震发生的前兆，例如对姑咱台，宁陕台的分析.姑咱台的观测结果有很高的可靠性，并且持续出现的异常变化与季节明显不同步，异常变化与同震阶跃变化的一致性都能说明这种异常为构造运动的表现.并且异常变化在汶川地震主震前逐渐增大，发震时特别剧烈，震后开始逐渐衰减，这也说明了异常现象和地震具有很大的相关性(邱泽华等，2010).日本的伊豆地震，钻孔应变仪记录到了形变异常.应变仪也记录慢地震，应变阶跃等现象.应变法与应力法一样，具有安装位置的问题，在实际工作中难以采集到理论上需要探测到的数据，从而实际应用效果不佳.

在强震预测中，强震分布区通常是地壳水平垂向运动大小方向显著变化的区域，但并不存在普遍性.强震震中位置一般位于应变场剪应变率的高值区或其边缘，特别是与区域主干断裂的构造活动背景相一致的剪应变率高值区.

钻孔应变观测技术虽然有了很大进步，但相对来说还处于比较初级的阶段.很多客观及主观条件的限制对该方法的研究有不利影响.例如在观测过程中，大气压的变化、当地水文地质情形，都会产生很大的噪声信号；根据需要所选取的模型也会对结果产生很大影响，例如对岩石的物理参数的选取等等.同样的，仪器的标定对观测结果也非常重要.在进行观测以及数据分析时，无法同时考虑所有的影响因素，所以不得不做出一些近似.在已有的观测结果中，只有少量台站能记录到前兆信息，而且记录到的都是超过7级的震级比较大的地震信息.

虽然有很多不足，但钻孔应变的计算结果可以得到构造应变场，可以与震源机制建立的应变场变化模型进行对比(邱泽华等，2010).同时在地震监测过程中，很多钻孔应变仪记录到了同震应变场，如果采取合适的断层模型，可以得到更加合适的应变场以及触发地震的应力场.从理论上看，钻孔应变仪最理想的状态是安装在断层带，地震活动明显的区域.但是由于条件限制，有些地方不通电、有些地方的岩层无法进行安装仪器以及经济条件的限制，都会影响应变仪的布设，这对观测结果也会产生很大的影响. 4.3 GPS观测法

地震孕育过程是地壳运动过程中产生应力应变集中、积累导致地壳局部发生脆性破裂错动并释放弹性应变能的过程，因而地震与地壳运动有着紧密的联系，地壳形变监测一直是地震监测或地震危险性分析的最重要手段之一.

但目前，GPS台网密度不足，要想通过GPS对地震进行中短期预测则需要加快发展连续GPS台网.与InSAR相结合实现时空连续的形变测量.

GPS方法自身的局限性，最小采样间隔只有1 h，故对高频率的研究有赖于地面定点形变数字化台网的发展(周硕愚等，2006).

对于GPS的观测精度问题，先进国内外GPS的观测精度在横向上可达到1 mm，而在垂直方向上只能达到3 mm左右(顾国华等，2011).因此应和水准、重力相结合从而保证垂向地壳运动的测量精度.

GPS数据处理基础研究落后.GPS为我们提供了大量的观测信息，但是对于这些信息的处理与应用方法并不完善.对于相同的资料，不同的处理方法所得出的应变速率场差别较大且远远超过观测误差.因此要建立更加精确的模型，测定“震间”、“震前”、“震后”的速度场、应变场随时间变化“微动态”.

GPS方法是地表观测方法，地震的震源一般在地下6~30千m范围内，震前可以导致的地表形变的尺度是微小的.GPS方法在地震预测三要素方面无法预测发震时间，其对发震地点与震级的预测仅属于可能性的预估.需要与各种地面监测和地震预测手段进行互补综合分析，才可能实现地震三要素的准确预测.

GPS法的应用领域很广泛，多应用于大的时间尺度上探测地表位移累计量.在地震预测中，由于需要在几小时或几天的范围中反应变形集中，该变化量对于基线的长度而言，其量级非常小，很容易被平滑掉，难以体现特征值，目前还难以有效地应用于地震预测. 4.4 地下流体异常地震预报

由于水具有流动性与不可压缩性，当形成一个封闭的承压系统时，地下水能反映地壳的应力应变状态.在地震孕育的过程中，岩层不同阶段的变形发展，都会引起地下水介质体系的变化，从而引起地下水孔隙水压、地下水物理-化学状态发生变化，以及水-岩体系统平衡的破坏(中国地震局监测预报司，2002).所以运用地下流体异常观测地震的物理机制明晰.

通过分析国内外地下流体预报地震研究思路，可以看出理论研究方面需要加强观测资料的反演问题研究，建立可以解释地壳介质的动力学模型(刘耀炜，2000).由此而衍生的一个问题：要求观测资料的可靠性和稳定性.这就需要发展精度与灵敏度更高的观测仪器与方法，也需要向更深的地球深部直接取样研究.

我国有着分布较广的观测台站，但其分布密度不科学，高质量的台站数量不足，观测技术相对滞后，对基础的理论研究深度也不够，目前还不能真正认识流体与构造活动之间的对应关系.

目前该方法测量的地下流体异常，测量深度一般在几十m至百m的范围，容易受到各种地表活动的干扰，如，火车经过、降水、洪水、爆破等.在该范围能反映出的地表下6~30千m处的地震孕震信息的信号会是非常弱的，与地表附近可能的干扰源相比过于细微，难以识别，尤其是当不知道附近是否有其它干扰源的情况下，更是难以区分和提取真正的孕震因素. 4.5 氢同位素法(赵永红等，2011)

地下水的氢同位素值具有随着深度的增加而降低的特点，没有构造扰动时处于一个平衡混溶值，地震前的孕震过程中，活动断裂带附近的深部岩体受地应力的作用产生微破裂的张开和闭合，导致岩石介质的连通性改变，地震时，一部分微破裂扩展连通(赵永红等，1993)，更深层的地下水在压力的作用下上升到采水点附近，使得深部水加入到地下水中从而导致自喷泉水的氢同位素δD值降低，采水点附近水的氢同位素产生异常.地震后由于宏观大的断裂带的活动，周围岩体中积累的地应力得到释放，微破裂产生闭合，这时深部水的供给被中止，使得地下水的氢同位素δD值回升，经过一段时间后重新回到一个稳定值，地下水的δD值也趋于该地的平衡值(陈辉，1996).

该方法通过探测地下较深层(2～3km)的水的氢同位素值的变化，预测地下岩石构造的变化，物理机制明晰，与地震发生的对应关系较好.该方法采样要求较高，对地下水的深度等都有较高要求，采样地点或者采样过程不当，对结果影响较大.需要进一步进行断层附近及无断层的对比研究.

该方法与其他预测方法比较，取用的数据来源更接近震源深度.该方法利用了地表水和地下水的氢同位素值相差非常大的特点，取得的孕震数据的特征值远大于波动值，能够被提取出来作为参考依据.地表水在的时间尺度上难以到达3000 m的位置，在短时间内地下深部水的氢同位素异常值是由于微破裂造成的，不受地表其他因素的干扰；与孕震过程相关性较大，是一种可以采用的预测方法.由于地下岩体中的微破裂随时都在产生，只有在较大地震的孕震过程中才会出现对地下水的氢同位素值的显著影响，因此，该方法对大于5级的地震预测有一定的敏感度. 5 物理化学方法预测地震的前景 5.1 地壳岩石的断裂过程

地壳岩石积累的应力超过其强度时，就会发生破裂，即产生地震断层.地壳岩石的性质由岩性、结构、深度、压力，是否含流体决定，变形破环过程的复杂性也由这些条件来决定.岩石材料的变形破坏特征是抗压不抗拉，时间尺度小和加载速率高时表现为各种尺度上的破坏.由于缺陷的存在，强度远小于实验室得到的理想抗压强度. 5.2 与地壳断裂有关的物理化学观测、分布、测量值的结构

地震的发生与断裂的性质直接相关，前文提及的地震预测的物理化学方法，也是对地壳断裂的观测.但是对于应力、应变等方法，仪器通常放在完整岩石中，地震发生在脆弱的岩石中，所测得的异常值能否真实反映地震信息需要进一步探究.沿断裂带发生的地震，绝大部分集中在8~15 km的深度范围内，观测点一般所在深度多在几十m，少有几千m的观测点，这样的浅部异常与地震的同步性需要讨论.现行的异常观测是点测量，测网仍需加密形成场的观测，加密的程度也是需要讨论的.目前很多预测方法是经验式的，通常是与测量值的年变、月变、日变变化趋势的比对，其异常现象与地震发生时的破裂过程以及物理机制并不明晰.地震发生后分析数据，判断地震发生时所产生的异常往往带有主观色彩. 5.3 观测量的变化量级

“地震预测方法I-综述”(赵永红等，2014)一文中总结的大多数地震预测方法所观测的物理量一般都为随时间的变化曲线，测量值中包含了许多与地震无关的信息.地震前所产生的异常达到怎样程度会发震，又如何准确对应地震震级、时间和地点，以及很多干扰值和地震信息的量级是否相同，如何分离，在很多文章里并没有讨论到. 5.4 排除干扰和噪声

地震前兆信息需要具有一定钝感的物理量，因为太过敏感或者变化量级太小的物理量给分离信噪带来困难，与其它干扰因素有关的物理量则需要进行分离，尤其是对于地球上的无论哪个角落有地震和其它变动都有反应的观测量带给人们的困惑多于有用信息.