（一）我国的地震活动与构造运动

地震与地质构造有关，首先反映在地震是有规律地集中分布于某些特定的大地构造部位——大地构造边界带。其中，最显著的是纵贯中国中部的南北地震带和横贯中国西部的西昆仑山—阿尔金山—祁连山北缘地震带，它们都是大地构造的边界带。在中国地震活动与板块构造的关系中，除了喜马拉雅山脉、台湾东部海域外，主要位于欧亚板块内部。绝大多数地震属于板内地震类型。然而，中国地震的发生却与欧亚板块、印度洋板块、太平洋板块及菲律宾板块的相互作用密切相关。这些板块的运动及其间的相互作用，为中国地震的发生提供了动力条件。我国台湾和东南沿海受菲律宾板块和欧亚大陆板块碰撞的影响，而且距碰撞带较近，因而地震的强度、频度均为全国之冠。华北各省，包括辽宁、河北、山东、江苏北部、山西、河南、陕西、宁夏等省区，主要受太平洋板块向西推挤的影响，其间有些地区同时受到太平洋、印度洋板块两方面压力的影响，地震强度甚大。中国西南及西部地区，包括四川西部、云南、西藏、青海、甘肃、新疆各省区，大多受印度洋板块向北推挤的影响。印度洋板块和欧亚大陆板块发生碰撞，引起青藏高原抬升，使碰撞带上地震频度高、强度大。中国黑龙江省和吉林省东部的深震区，其产生的原因可能是其以东的太平洋板块向西直接俯冲的结果。此外，中国南方及东南各省区，地震活动都较少，可以称为相对的稳定区。这种现象解释为太平洋板块在小笠原及马里亚纳海沟经过一次俯冲后，向西推移至菲律宾板块西缘，经过第2次俯冲后已没有剩余更多的推移力，因而中国南方各省区的地震活动显得微弱。另外，黑龙江、吉林西部和内蒙古地区亦为较稳定地区，可能是因太平洋板块经过北海道东和锡霍特—阿林两次俯冲后，压力已大部分消失之故。

中国强震分布还和活动断裂带的特殊构造部位有关：① 有50%左右的强震发生在不同方向的活动断裂带的交汇部位。例如，1927年甘肃古浪8级地震发生在NWW向祁连山北缘深断裂和古浪—宕昌北北西向断裂交汇处；1975年辽宁海城地震发生在郯城—营口深断裂带北段的北北东牛居—油燕沟深断裂和北西向大洋河断裂的“汇而不交”的复合部位。② 15%左右的强震发生在活动断裂的拐弯地段。例如1920年海原8.5级地震发生在北西向祁连山北缘深断裂向SSE方向拐弯的地段。③ 15%左右的强震发生在活动性大断裂的强烈活动地段。例如1960年新疆玛纳斯8级地震发生在NWW向准噶尔盆地南缘深断裂活动最强烈的地段。④ 还有一些强震发生在活动断裂的端部或闭锁段。到目前为止，中国记录的8级地震，均发生在延伸长度达数百千米以上的强烈活动的大断裂带上或断陷盆地内；7～7.9级地震中，绝大多数发生在长达100 km以上的活动断裂及其控制的断陷盆地内；6～6.9级地震中的90%以上均与长达数十千米以上的活动断裂及其控制的断陷盆地有关。

与世界上绝大多数地震一样，中国地震的孕育与发生和活动断裂有密切关系。按强震和活动断裂的活动时间统计，中国大陆地区6级以上地震约 70%发生在第四纪以来有明显活动的断裂上，约 20%强震发生在新第三纪以来有活动的断裂上，只有 10%的强震分布在新生代以来的活动断裂带上。

（二）地震活动的间歇性与地壳运动的旋回性

一个地区的地震活动在它发展的时间进程中往往存在显著活动与相对平静交替出现的现象，表现出一定的间歇性特点，有时甚至具有近似的周期。例如，统计全球1904—1976年发生的大于等于7级的地震，大致可以划分出三个地震活跃期、两个相对平静期，每个活跃期约为20年，平静期为10年左右。值得指出的是，无论是地震活跃期或平静期，它们本身又由一系列次一级的、间隔更短的平静与活跃时期组成，显示了地震活动普遍为间歇性特点。在某些地区甚至还存在着强地震的周期性活动，如日本东京地区的地震活动周期为69年，罗马尼亚深震活动周期为33年，我国山西地震带8级左右的地震约有300年的活动周期等。可见，地震活动具有随时间变化的特征。自公元1500年以后，中国地震活动共有两次大的活动高潮：一次发生在1556—1739年；另一次是从1830年开始。这两次地震活动高潮之间的1740—1830年，地震活动则相对平静。若将较小区域作为一个活动单元进行研究，各个地震区的地震活动还有其各自的特点。

1.盛衰交替

地震活动在不同地震区盛衰时间长短不一，同一地震区内的每次地震活动期历时大致相等。根据地震活动期的长短，约可分为3类：第1类活动期约300～500年，如华北、华南、青藏高原北部等地震区；第2类约为100年，如新疆中部及青藏高原中部等地震区；第3类约为几十年，如我国台湾东部和青藏高原南部等地震区。各个地震区的活跃期都发生大量6级以上的地震。除个别地震区外，每一活跃期中都发生过8级的强烈地震。平静期内一般没有或很少发生7级以上地震，6～6.9级地震亦很少发生。

2.活动期的阶段性

每一活动期中可分孕育、发前、主发和余舒四个阶段。孕育阶段亦为地震能量的积累阶段，在各地震区的持续时间长短不同，差别也很大，短者（台湾省）不过10年左右，长者达数百年以至千年（汾渭地堑和华北平原）。在发前阶段有不同程度的地形变化和各种物理场的变化，亦有以前震形式释放能量的，但仍以积累为主，持续的时间亦因地而异。主发阶段释放形式可以有两种，有一次主震大释放的单发式，或几次大震构成的主震大释放的连发式，随后进入余震阶段，以一系列有规律性的余震序列将剩余能量释放完毕，地震区趋于平静，结束一个地震活动期。

3.强震的重复

同一地震带中，各活动期的强震可在同一断裂段上甚至同一地点重复发生，也可以在原地重复。

地震活动的间歇性特点还反映在一个地震带应变积累释放的全过程中。时振梁等把一个地震带的地震活动由相对平静转为显著活动、然后再趋平静的全过程，看作是一次应变积累、释放的过程，并把它划分为四个地震活动的发展阶段。

1.应变积累阶段

应变积累阶段以应变积累为主，释放的应变能一般不超过全过程释放总和的百分之几，最大震级为5～6级，延续时间较长，约为全过程总时间的1/2以上，处于相对平静状态。

2.应变释放加速阶段

应变释放加速阶段是应变积累接近最高值，并将逐渐发展为应变大释放的过渡时期，所释放的应变能约占全过程的 20%～30%。与此相应，开始有较频繁的地震活动，最大震级达6～7级。延续时间占全过程的20%～30%。在后期，大多数地震带表现出临震前的平静，预示着应变大释放阶段的到来。

3.应变大释放阶段(www.daowen.com)

应变积累在应变大释放阶段达到最高值，长期积累的应变能在短时间内大量释放，通常占全过程应变能释放总和的70%～80%，最大震级可达7～8级。

4.剩余释放阶段

剩余释放阶段是总应变大释放后地震带内部调整的阶段。应变能释放占总过程总释放的10%以下，所占时间较短，是整个活动期的尾声。

地震活动的间歇性不只是单纯地反映在地震的活动时间上，而且还表现出了一定的可以互相对比的区域特点，它们往往以某一构造方向为背景，或表现为某几个相关地震带的共同活跃。

地震的上述活动特点，并不是现代地壳运动特征在时间发展上特有的一种表现形式，而是对地质历史时期地壳运动旋回性特点的一种继承，表现了地震活动与大地构造运动在时间发展上的某种相似性。地壳的大地构造运动发展历史表明，地壳运动不论是空间或时间上，发展都是不平衡的，它有时处于相对静止状态，表现为长期、缓慢的运动方式；有时处于显著变动状态，表现为短促、强烈的运动。两者不断转化，从而显示了地壳运动的旋回性特征。地震活动的间歇性特点，实际上就是地壳运动旋回性的继续。只是在时间尺度上已经大为缩短，即使像现代地震活动那样短的周期，在地质历史时期中也同样可能存在。

除此以外，作为地壳的一种相对活动的构造单元——地向斜的形成、发展以致最终褶皱回返逐渐趋于相对稳定的整个过程，也应是一种更大一级范围内的地壳应变能积累、释放的全过程。

（三）地震的空间分布与地质构造

地震的空间分布与地质构造的关系是指在三维空间中震源分布与地壳构造的相互关系。地震发生在地球内部，因此，单从二维空间来讨论是不足以说明地震的整个形成过程和空间分布规律的。由于破坏性地震不是均匀地分布在地球上，而是沿一定深度有规律地集中在某些特定的大地构造部位，总体呈带状展布，即环太平洋地震活动带、地中海—喜马拉雅地震活动带、大洋海岭地震活动带以及大地裂谷系地震活动带。在同一个地震带内，地震活动也不是均匀分布的，某一时期的某些部位地震活动水平较高，而其他段落则相对较低。这种地理分布的不均匀性与次一级的区域性地质构造密切相关。下面叙述震源的垂向分布与地壳构造。

震源之所以能够形成，不仅需要有水平方向的特征性边界，而且还必须有沿铅垂方向的边界，两者共同组合才能构成一个完整的震源体。深度分布地震的震源位置按深度大小可分为浅源（70 km以内）、中源（70～300 km）和深源（300～700 km）地震。不同震源深度地震比较有规律地局限于一定的深度范围内，并分别构成深源、中源和浅源地震的事实，就说明了地球的圈层结构对地震发生的控制作用。中国的破坏性地震多为浅源地震，东部地区震源深度大致在30 km范围内，西部地区较深，约30～50 km。例如，1966年3月8日邢台地震（M=7.2）和1970年1月5日通海地震（M=7.7）的震源深度均仅10 km左右，1976年7月28日唐山地震（M=7.8）的震源深度亦仅为16 km。除浅源地震外，在新疆西南部、西藏南部及台湾省东南沿海等地，还有中源地震分布。中国的吉林省东部和黑龙江省东部的延吉—牡丹江一带，还有少数深源地震。其深度多为500～590 km，少数为300～400 km。由于震源深度较大，即使震级很大，也不会对地表形成大破坏。

在世界上，不同深度的地震大多数是带状分布，但也有一些地震，特别是浅源地震也呈层状分布。例如，在费尔干纳盆地，根据震源深度，在5～60 km的范围内明显地可分为四层（图3-8）：第一层深度为5 km左右，与上、下第三系之间的不整合面位置吻合；第二层深度为10 km左右，与中生界、古生界之间的不整合面位置相符；第三层地震最多，深度在15～18 km左右，与结晶基底顶面的位置一致；第四层深度在28～35 km左右，与康拉德面（莫霍面以上，是硅铝层与硅镁层的界面）的位置吻合。另外，在德利巴塞斯等人编制的希腊地震剖面图上（图3-9），也可以清楚地看出，希腊的浅源地震在15 km左右的深度密集成层，中源地震在100 km深度密集成层。

图3-8　费尔干纳地震剖面图（据ИσparИMOB）

1—上第三系与第四系沉积层；2—中生界与下第三系沉积层；3—褶皱的古生地层；4—前古生界结晶变质岩层；5—玄武岩层；6—上地幔顶部物质；〇—震源。

图3-9　希腊地震剖面图（据Delibasis等）

我国邢台地区的震源沿垂直方向也成层状分布的趋势，特别是在康拉德面和玄武质岩层上部，这一现象更为明显。京津唐地区地壳深部构造的研究结果也显示出类似的特点。该区莫霍面的深度为31～40 km，康拉德面深度为18 km左右。按1966—1977年有震源深度的地震统计，地震均发生在2～40 km的地壳内，大多数地震的震源深度为5～30 km，90%以上的地震集中在10～20 km之间，7级以上的大震均在15 km左右，40 km以下还没有地震发生。可见，该区内的地震发生在莫霍面以上，并且集中在花岗岩层和康拉德面附近。此外，根据塔拉卡诺夫等统计的全球范围地震最大震级与震源深度的关系，还可以发现，地震能量明显呈层状分布，其中有五个能量极大层及一些次一级的能量密集层。这五个能量极大层分别位于30 km、100 km、150 km、350 km和600 km左右的深度。

张文佑等指出，震源的层状分布是岩石圈层状结构的反映，它揭示了地震与层间滑动之间的联系。这种层间滑动可看作一种粘滑机制。某些震源力学资料提供了相应的旁证，例如，1964年阿拉斯加8.5级地震和1965年阿留申群岛腊特岛7.9级地震的P波节面都是一个近于水平，另一个近于直立的，而由瑞利波位移辐射图案所得的地震错动面也正是那个近水平的波节面。按照有限移动源模型计算，阿拉斯加地震错动面长500 km，宽300 km；腊特岛地震的错动面长450 km，宽150 km，这些错动面可能就是沿层间黏滑引起的地震断层的滑动面。