地震参数与时空分布.ppt

1、第四章 地震参数与地震序列,一般以发震时刻、震中地理位置（即经度和纬度、震源深度），以及地震大小（即震级）这五项作为地震基本参数。,早期在地震发生后，人们通过赴现场调查，从地震现场表现出的宏观现象，分析了解地震的发生时刻（Time of Commencement of Earthquake）、地点和强度等具体情况，以确定地震参数。靠人的器官感觉所及的范围是有限的，知道的情况也难以精确，特别是地震发生在人迹不能到的地区时，获取不到资料，就无法获得其参数。,自从有了地震仪器，对地震激起的弹性波动，就可以用仪器进行记录和观测，其结果已不再受人所及范围的限制，又能更好地测定地震参数。人们处理地震仪器记

2、录时，创造了许多测定参数的方法，测得的数据称为微观地震参数，与用宏观方法测定的结果相比，更为细致、准确。,使用仪器观测地震，促进了微观地震研究的发展。,随着仪器观测技术日益进步，各地地震观测点的分布日趋密集。世界上任何角落发生的地震，不论人迹能否到达，只要其震级足够大，都可以根据各地观测到的记录，求得其参数。于是人们可以在遗漏极少地震的条件下，研究和比较各地的地震事件及其在时间上和空间上的分布情况，从而进一步研究地震发生条件等有关地震活动性方面的问题。,4.1 地震基本参数 人们使用地震仪进行地震观测，一般分作三个方向，分别记录。在一个观测台上，常常是将两个同样的水平拾震器，分别安装在东西向和

3、南北向，另外一个性能相似的垂直向拾震器，安置在侧边，构成一个完整的拾震系统。,地震波自,地震波自地下从震源出发，传到观测点S，射线与地面在观测点下形成出射角e，经过折射，出射到地面，变为视出射角e，将地震波分为水平和垂直两个分量。垂直向地震仪拾得垂直方向地动，两个水平向仪器则分别拾取东西与南北两个方向地动。,人们分析震相（在地震图上显示的性质不同或传播路径不同的地震波组），对于每个可以确定的震相，要求标明其初动的到时、振幅和周期。,t：震相到时，例如tp是P波初动的到时， ts是S波初动的到时等，一般算至秒。,A：震相振幅，一般化成地动位移，以千分之一毫米()计算。因为它是矢量，有方向性，须附

4、脚标加以说明，有：垂直向 (Z )，分为向上(c或u)，向下（d）水平向(H)，分为向东(E )， 向西(W)，向南( S )，向北 （N）；并以（c）、(E)、(N)为正(+) 向，以（d）、(W)、( S)为负（一)向。,T:震相周期，以秒计算。,地震学有关震相特征的规定说明,4.1.1 发震时刻、震源位置参数的测定 宏观与微观的震中位置（Epicentral location）概念有所不同。最早在地震振动或破坏最强烈的地方圈一个区，称为极震区或震中区(Epicentral region)；有时包括的范围很大。 近代地震学认为，地震是由于活动断层的突然错动引起，那么宏观上所谓的震中区，就可

5、能是沿地震断层线透到地面的地方，因为这里的振动和破坏都是最重的。但这里并不是真正的震中。,按微观的概念，震中是震源在地面的投影点。地震发生，当地岩石遭受大规模破坏，其范围常常很大，究竟哪一点是破裂的起始点呢？ 岩石破裂激起的地震波向外传播，根据周围地震台的观测结果，可以证明最剧烈的波动是从地震断层上一点辐射出的，并可找出辐射的发源点，这就是震源。由震源直上至地面，便是震中。从理论上说，它是一个点，其地理位置可用经纬度确定，即是仪器测定的震中或微观震中。,微观震中的位置，有时亦可在极震区之外。这主要是因为微观震中是利用仪器测定出来的，而极震区是通过对地震现场调查，圈划出的破坏最厉害的地方。后者受

6、地震动大小、场地条件和建筑物本身的抗震能力有关，是一个区域。,。,交切法确定近震震中的基本原理,设想有3个地震观测台，它们记录到同一个地震事件，而且各台站位于震源的不同方位上。这3个台站的观测人员能够读到P波到达时间（即P波到时），也读到S波的到达时间。有了P波和S波的到达时间，从这两种波到达同一台站的时间间隔将可以直接求得震源到该记录台的距离。以每个地震台为圆心，并以其震中距为半径画圆。这样我们可以画出3个圆，这3个圆将相交于一点，至少是近似地相交于一点，该点即震中位置。,1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了5.7级地震。这次地震的P波和S波到达BKS、JAS和MIN台站时间如

7、下,表4.1 P波、S波到达台站时间,根据表4.1给出的S波与P波的到时差，利用走时表或走时曲线即可估算出每个台站到震中的距离（即震中距）。,表4.2 据P波与S波的时间差值估算震中距离,4.1.2 地震震级 地震台站用来衡量地震大小的最普通单位是地震震级。在1935年查尔斯里克特（Charles Ricer）在加州理工学院发明了类似于天文学以星等定星的亮度的方法测量。里克特提出按照地震仪器记录到的地震波的振幅将地震分级。这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。,查尔斯里克特（19001985年）,因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的

8、地震波振幅是很方便的。震级精确的定义是：里氏震级ML是地震波最大振幅以10为底的对数。这里地震仪是一种被称为伍德-安德森（Wood-Anderson）的特殊地震仪，其记录到的振幅测量精度达到1毫米，自然周期是0.8s，阻尼系数是0.8，最大放大倍数为2800。最大振幅可以从有最大振幅的任何波形上取得。由于振幅随着传播距离增大而减少，里克特选择距震中100千米的距离为标准。按这个定义，对一个100千米处的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振幅（即1毫米的104倍），则震级为4。,里克特的方法适于浅源地震（震中距小于600公里）。当测定的地震不是浅源或不是近震的时候就得考虑用其它的方

9、法来测定。 由于体波的衰减要快于面波，故当震中距大于600公里后，地震波记录图上的主要成份为周期是20s左右的面波，不再是体波S波了，于是对于远震引入了面波震级MS，即用面波振幅计算地震震级。 当震源深度较深时，面波不发育，地震学家们提出了用体波P、S、 PP等的最大振幅测定震级，称为体波震级。以上的三种震级实质上属于里克特-古登堡震级系统，有些地方简称为里氏震级系统。,矩震级MW实质上是用地震矩来描述地震的大小。 其中地震矩M0的定义为断层介质的剪切模量、震源破裂面的面积S和震源破裂面上的平均位错D三者的乘积，即M0=SD。所以它反映了地震断层形变的规模，是目前量度地震大小最好的物理量。,一

10、般来说，地震越大，振动持续时间越长；根据地震大小和其振动的持续时间关系，提出了持续时间震级MD。 还有一些其它的震级标度，目前这些震级标度还没有形成国际标准，只在某些地震机构得到应用，例如Lg波震级mbLg，利用海啸强度估计的震级Mt，用地震波能量估计的震级Me等。,4.1.3 地震震级与烈度的区别与联系 震级与所释放的地震波能量有统计关系，每增大一级，能量增加大约32倍。,4.2 地震能量 地震能量是储存在地球岩石内、由岩石破裂而突然释放出来的应变能。根据突然破裂而产生的地震波能量的测量，估计全世界每年由地震释放的能量在1025尔格到1026尔格之间。,岩石破裂后未必将所积蓄的应变能全部释放

11、出来，而所释放的能量有多少转化成地震波的能量传播出去，也没有固定的比例，与应变能释放的快慢有关系。地震波能量与释放的全部能量之比在0到1/2之间，由能量释放的速度而定。 地震波能量可以用振幅的平方去估算。普通所说的“地震能量”是指地震波能量而言，它比实际地震释放出的能量可能要小很多。,1995年1月17日日本阪神大地震的震级为7.2级，释放的地震波能量相当于1000颗二次大战时投向日本广岛的原子弹。 汶川地震释放的能量相当于5600颗广岛原子弹爆炸。,4.2.1地震 能量的释放 地震时岩层中所释放出的应变能将会发生各种能量转换。释放的应变能中一部分转换为地震波的动能由震源处释放出去。地震最直接

12、的表现是地面的振动，这就是动能。它是从震源发出的一种波动。波动能量就是根据地表的地震波记录来计算的。但是，地震波在传播路程中有衰减。,地震释放出的应变能中还有一部分用于形成断层面。深度在10公里以下的地方，由于受到3000大气压以上的压力作用，所以要在承受巨大压力的岩石中形成断层面也是需要相当大的能量的。,一部分应变能变成与重力作用相反的、使地壳发生垂直运动的势能（如有下沉运动，则把这一部分扣除）。通常要正确估算这种变化是困难的，这是因为资料不足。而且，这种变化大致达到哪个深度往往也不清楚。目前特别是对于占地球相当面积的海底的升降不甚了解，不能做出确切的估算。 当大地震发生海底时，还将会有部分

13、能量转换为海啸动能。,4.2.2 震级和能量的关系,1906年旧金山大地震的地震波能量约为31016J，相当于一次7.1Mt的核爆炸，远远大于1945年投在广岛的原子弹（0.012Mt，相当于MS=6.1级地震）。迄今记录到的最大地震是1960年智利大地震，其地震波能量约为1019J，相当于一次2400Mt的核爆炸。,4.3 地震序列 大地震前后，有许多不同震级的小地震，组成各种形式的地震序列。早年由于观测技术比较简陋，只有较大地震才被人们观测到，比较小的地震遗漏很多，因此，地震序列(Earthquake sequence)的情况，很不清楚，常常只能观测到大地震。 当有感地震发生后，人们会关心

14、：这次地震是孤立的吗？还会有更大的地震发生吗？,4.3.1 地震活动期间地震序列的结构 在一次地震活动期间，发生地震数目很多，其中震级最大的地震称为主震。主震发生之前通常有小地震发生，组成了前震序列。主震之后一般也会有大量的地震发生，这些地震就组成了余震序列。人们将前震、主震、余震，视为一次地震活动，称为地震序列。,各地震序列的活动时间长短不一，有些大地震可持续若干年。 在活动期间，地震虽然很多，但震中分布主要集中在主震周围百十公里之内，形成地震活动区（或震中区）,4.3 地震序列 地震序列可分为以下几类： （1）主震型 主震的震级高，很突出，主震释放的能量（RE）占全地震序列所释放的总能量在

15、99.9%RE90%。又分为“主震余震型”和“前震主震余震型”两类。,主震型的最大特点是主震震级突出，主震和最大前震、 最大余震的震级相差显著。有时也用序列中两次最大震级地震间的震级差（M）在0.62.4之间作为判断标准。 值得注意的是前震(foreshock)与主震之间常有一段活动间歇的时间，这段时间是短临预报的关键。,（2）震群型 没有突出的主震，主要能量是通过多次震级相近的地震释放出来的；震群型的最大特点是没有突出的主震，前震、余震和主震震级较接近，RE90%，或M小于0.6 （3）孤立型（单发性地震）其主要特点是几乎没有前震，也几乎没有余震， RE99.9%，或M大于等于2.5。 孤立

16、型的最大特点是前震和余震少而小，且与主震震级相差极大。,首发强震是指一个地震序列中第一次发生的强震。在它之后还有与它震级相近的或稍大于它的地震。如1966年3月8日邢台6.8级地震。 强余震是指主震后发生的比主震小0.7级左右的地震。强余震距主震时间很长的，称为晚期强余震。,在各类地震序列中，主震型所占比例最大，如果加上孤立型，约占地震序列总数的73。震级越高，主震余震型所占比例越大。,余震的产生一般认为是由于地壳不是完全的弹性体，主震不能将前此积蓄的大量弹性应变能一下释放完全，其剩余部分就在弹性应变的恢复、调整平衡的过程中陆续以余震的形式释放，故余震可说是主震的继续。主震大破裂的周围必然有各

17、式各样的尚未稳定的伤痕继续破裂，渐渐趋于平稳。 受震源区地质构造的影响，余震活动的形式、余震震中的分布、震级的大小、次数的多少等情况很复杂，有一定的地区性差异。正常情况下总趋势是初期很强烈，急剧下降而后逐渐衰减。,日本的大森最早得出余震的衰减规律，可写成,式中N是一定时间间隔内(一小时，一天)超过某一震级的余震数，A和c 是常数，t是距离主震发生的时间。实际上余震活动的次数是随双曲线衰减，而不是按普通衰减规律，以指数衰减。,4.3.2 余震预测,主震后几天甚至几个月，余震让人们守着已成废墟的家园，在等待中煎熬，有的余震甚至在数年后还会骚扰人类。尽管强度不大，但它的威力会由于反复来袭而叠加。有时

18、，主震不足以震塌的建筑，在余震作用下也相当危险。2010年是1976年7月28日唐山7.8级地震34周年，截止到2010年7月29日唐山余震区共发生4级以上余震900多次。唐山地震余震活动总体上呈强度和频度上的稳定衰减。2010年3月6日和4月9日分别发生2次4级地震。,余震并不一定局限于主震周围很小的区域，科学家可以通过余震发生的地点标示出地震断层带的位置。比如这次的汶川地震，主震和余震便基本上沿着地形走势排成600多千米的地震带，这便是龙门山断裂带。另外，在主破裂面外，也会产生余震。 随着时间流逝，余震的频率确实会越来越小，但是其强度却不一定减小，在主震过去很久后，还偶尔有很大的余震发生。

19、,余震的表现在相当程度上可以预料，科学家们将之归纳为地震的“数学三定律”。第一条定律叫“Gutenberg-Richter关联式”，由“里氏震级”的定义者Richter和Gutenberg总结出：余震的级数每降低一级，余震的次数就会增加10倍。第二条为“Bath定律”：平均说来，最大的余震，其震级比主震小1.2。最后一条就是“Omori定律”，讲的是余震频率的衰减，即发生余震的概率随时间基本上呈倒数曲线减少。当然，余震的形式并不总是严格遵循这些规律，它们通常随地理条件不同而略有不同。不过，科学家凭着在历次地震中总结出的余震发生规律，再加上对当地地质条件的分析(比如依据上边提到的断层带的走向)，

20、多少可以大致地说出某一地区在一定时间段可能发生某强度地震的概率有多少。,杰弗里斯爵士及其学生布伦根据许多地震记录于1939年 绘成的著名的走时曲线,5.2 发震时刻、震源位置参数的测定,首先要说明的是：用仪器观测记录测定地震震中位置， 无论用何种方法，凡是有记录的观测点，必须提供两种初步数据：一是震中距离，二是发震时刻t0 。,震中定位的计算实例,1975年8月1日在加州的东北部奥罗维尔附近发生了5.7级地震。这次地震的P波和S波到达BKS、JAS和MIN台站时间见表5.1（格林尼治时间）：,P波、S波到达台站时间,据P波与S波的时间差值估算震中距离,以加州的3个地震台BKS、JAS和MZN为

21、中心的弧相交于震中附近奥拉维尔大坝 细线是一些主要断层的地表位置,发震时刻确定,利用ts-tp(从地震波记录图中得到),在地震波走时表查得相应的震中距及走时ts和tp,从到时ts减去走时ts,便是发震时刻t0.,地震定位举例-某台站观测到地震波,5.3 地震震级,确定地震的大小的普通单位是地震的震级,在1935年查尔斯里克特（Charles Ricer）在加州理工学院发明了测量地震大小方法，和达也曾经用类似的方法确定日本地震的大小。里克特提出按照地震仪器记录到的地震波的振幅将地震分级。这种分级系统最初只用于衡量南加州当地的地震，现在全世界地震的研究都使用这种分级系统。,里氏震级系统,近震震级标

22、度ML 面波震级标度MS 体波震级标度mB和mb,因为地震的大小变化范围很大，所以用对数来压缩测量到的地震波振幅是很方便的。震级精确的定义是：里氏震级ML是地震波最大振幅以10为底的对数。地震仪为一种被称之为伍德-安德森（Wood-Anderson）的特殊地震仪，其记录到的振幅测量精度达到1毫米，自然周期是0.8s，阻尼系数是0.8，最大放大倍数为2800。里克特并没有指定特定的波型(或震相)，因此最大振幅可以从有最大振幅的任何波形上取得。由于振幅随着传播距离增大而减少，里克特选择距震中100千米的距离为标准。按着这个定义，对一个100千米处的地震，如果伍德-安德森地震仪记录到1厘米的峰值波振

23、幅（即1毫米的 倍），则震级4。,在寻求地震大小有物理意义的测量中，地震学家们注意到力学的经典理论，它描述物体在力的作用下而产生的运动。一种称之为地震矩的衡量已被广泛采纳。这种识别地震大小的方法的优点是通过分析地震图或者通过野外测量地震断层破裂的尺寸，包括深度，就可以计算出地震矩。由于其上述优点，现在人们多半都计算地震的矩震级，即Mw。Mw震级给出了地震大小更具有物理意义的衡量，特别是对最强烈地震。例如，1989年洛马普瑞特地震面波震级MS为7.1，矩震级Mw为6.9。虽然1906年旧金山地震和1960年智利地震面波震级Ms都是8.3，但是用矩震级，旧金山地震Mw为7.9，智利地震 Mw增加到

24、9.5。,地震释放能量与其他现象释放能量的对比,里克特（1935）曾以下式作为 和 （单位：erg，尔格）的关系,以后，古登堡和里克特曾接连更改这类公式的系数，终于得出,除此之外，就两者的关系还有许多研究。大体都采用,表5.3 M和 之间的关系,根据里氏震级的定义，在震中100公里外，地震仪监测到最大振幅为1微米（千分之一毫米）的地震波，地震便是0级；10微米的地震是1级地震，1毫米的地震就是3级地震。以此类推，里氏震级每上升1级，地震仪记录的地震波振幅增大10倍,世界震级最大的是1960年5月22日的智利8.9级地震 中国震级最大的是1950年8月15日的西藏8.6级地震 喜马拉雅山几十万平

25、方公里大地瞬间面目全非：雅鲁藏布江在山崩中被截成四段；整座村庄被抛到江对岸。,提出问题:,1 、地震仪没有正好放在震中100千米地方，怎么确定震级？ 2、不是用伍德-安德森地震仪？ 3、李克特没有指出用什么类型地震波的振幅，只是用最大振幅.,2001年11月14日昆仑山口西地震的震级,中国地震台网,平均震级：8.2 使用台站数：34个 最大震级：8.8（泉州） 最小震级：7.3（乌加河）,震级与能量之间的关系 震级作为描述地震强弱的量与地震波能量E之间必然存在一定的关系。假定地震波动是简谐振动，则根据理论分析得知，简谐波的能量与振幅的平方成正比，即： EA2 两边取对数，得 lgE =a2lg

26、A 如果lgA表示震级，则2为系数，a为常数。,8级地震将会释放4200000000000000000（4.2乘以10的十八次方）焦耳的能量，这相当于十亿吨TNT炸药爆炸的能量。按照到目前为止人类投入战争的最大当量的长崎原子弹来计算的话，相当于同时爆炸了47600颗以上。,如果lgA表示震级，则2为系数，a为常数。但实际上地震的大小不同，其能量在各波段上的分配就不相同，地震越大时，长波的能量越多。另一方面，定震级用的是大振幅，而它对应的并不是简谐运动。则： lgE abMs 式中a和b为待定系数，Ms为面波震级。,由大量资料统计得到E和Ms的关系如下： lgE 1.5Ms11.8 E为以弹性波

27、的形式释放出来的能量，它的单位是10 -7J。 还有一种能量标度叫能级，用k表示， E=10k，即：k=lgE。,5.4 地震的活动性和表现,1.地震活动性的定量表现 2.地震活动的统计量和图 3.地震带、震区、空白区,中国地震活动的基本特点,我国是全球大陆地震最强的地区多、大、广、浅 我国地震活动具有时、空分布不均匀性特点,我国地震活动具有时、空分布不均匀性特点,东经107度以西中国大陆西部地区地震活动强度和频度均高于东部地区,地震活动的统计,1.地震活动性的定量表现,（1）单位面积、单位时间内所发生的大于一定震级MS的地震次数。,古登堡里克特定律关系：频度的对数与震级成正比。简单地说，就是

28、大地震少，小地震多。,大震少，小震多，然而奇妙的事情在于为什么这个关系是线性的（古登堡里克特定律）。,GR关系图（内蒙）,ML2.3,ML2.3,1970-1999,1970-2004,（2）单位面积、单位时间内的应变释放量。,贝尼奥夫（1949）曾经认为，各地震的能量平方根之和 就能表示由某一地震群引起的应变释放。,M5.0 地震年应变释放图,（3）单位面积、单位时间内所释放的地震波能量。,如果用这种表达方式，则少数大地震占的份量很大。 一个地区的地震活动性，一般用能量作为衡量标准的，认为凡平均每年释放地震能量多的，便是地震活动性高的地区，反之则低。,地震活动性高的地方是否地震危险性就大呢？

29、,不一定，因为地震活动性是由地震频度和地震强度决定的，而地震危险性则主要取决于地震强度。,b值(大小地震关系),b=logn(M)/n(M+1) 每年某一地区,发生M级地震次数n(M), 每年某一地区,发生M+1级地震次数为n(M+1) 、b值与其区域性,分五类， 一类 五类（海洋区，日本海到中国一部分）,、b时间性 当有大地震发生之前，b值的改变很显著，故b值的异常所表示的震情异常，也是危险地震的前兆。,我国地震震中的分布至2008年3月有记录的地震有40多万次,2.地震活动的统计量和图,a、震中分布图标示历史地震震中在地球上的位置分布。,b、深断裂分布图表示地壳深部活动断层在地球上的位置。

30、,c、N-t图 N为某地地震活动区单位时间间隔内地震发生次数，t为时间。,d、M-t图 本图也称作地震序列图，M为地震序列中前震、主震和余震的震级，t为时间。,2007/06/03 宁洱地震序列 MT图,灵武吴忠地区M-t图显示的中强地震前震区地震活动增强,唐山地震断层北段精确定位的小震分布在水平面（）、断层面（）和垂直于断层面的横断面（）上的投影；（）小震距断层面距离的分布圆圈表示精确定位小震，粗线表示确定的断层面边界为断层上边界端点 为倾向，为距断层面的距离， 为走向,e、E-t图 本图也称作能量释放曲线，E为地震释放的弹性波能，t为时间。,g、logN-M图 本图也称作震级频度曲线，M为

31、震级，N是震级为M的地震发生次数。,f、E1/2-t图 本图也称作应变释放曲线或本尼奥夫曲线，t为时间。,全球地震震中分布图及三大地震带,环太平洋地震带,欧亚地震带,海岭地震带,3.地震带、震区、空白区,地震带大部分地震发生在一个带状地区，所以出现地震带这一术语,3.地震带、震区、空白区,将地震发生的地区进行划分，使之在同一区域能看出地震发生方式上的某些共同性，将这样划分的区域叫做震区。 即使在大方面看起来是相连的地震发生带，在地震发生方式上也存在区域性。,空区,浅田(1968)曾建议，将标有较短时期震中的某一地区地震活动分布图，分为以下区域来考虑。,(1)余震发生区 将所发生的地震看成是过去

32、大地震的余震。,(2)余震终止区 曾经发生过大地震和余震的地区。,1989年绘制的环太平洋地区的地震空区图 这种空区内的断层近期没有破裂，因此存在更大的地震危险,空区,(4)先天性无震区,(5)发生非地震性断层运动从而释放了应变能的地区。,位于地震活动地带中的(2)、(4)、(5)构成地震活动的空白区；(4)区是今后也不会发生地震的；(2)区则早晚要发生某种程度的大地震，并转化为(1)区。,(3)稳定性地震发生区 虽然有活动，但并不认为它是特定地震的余震，而较小地震的发生也是相当随机的。,内蒙古几次中强地震前出现的中短期空区,丰镇5.8级地震,内蒙古几次中强地震前出现的中短期空区,和林格尔6.

33、3级地震,补充概念：,活断层：一般指晚第四纪（1012万年）以来，曾经活动，未来仍可能活动的断裂（中国地震局2005）。 火山地震：无论火山喷发与否，把与内部活动有联系的火山体中以及非常接近它的地方所发生的地震称为火山地震。,5.5 地震序列的分类,地震序列指一定区域里某级震级阈以上地震的时间分布，或者说按发生时间先后顺序的排列，也指地震丛。,地震序列分类,通常按照序列中最大地震所释放的地震波能量和全序列所释放的地震波总和的百分比，将地震序列分为三类： 主震余震型 震群型 双震型 孤立型,一般能够观测到的前震的地震较少。,若在一群地震之中特别大的地震仅有一个，则这个大地震叫做主震，在主震前发生

34、的地震叫前震，主震之后发生的地震叫做余震。,主震、前震、余震,从震级和能量关系公式来看，地震释放的能量是很大的。如此大量的能量，必然是长时间在震源区地壳岩石之中积累的应变能或某种形式的位能。地壳是具有弹性的，其情况和弹簧差不多。当一根弹簧积累位能以至于不能再承受时则发生突变，将所蓄位能转化为动能反跳出来，这时，若为地壳岩石，就是发生地震。实验证明，弹簧不能一下复原，而有所谓弹性后效，须经过一段时间，慢慢地才回复到新的平衡位置。这套过程与地震的余震情况颇为类似。主震一般在很短时间内即使过去，随后就是弹性调整阶段，由于地震的影响区域相当大，其宽与长大者可至数百公里，故即使岩石的凝聚性很好也很难于短

35、时间内完成弹性复原。复原的迟延主要是因为物质的弹性不完全，有塑性成分，产生弹性后效，在其作用下，震源地区的地壳形变继续在进行，人们称之为蠕动。在地震现场，常可看到已破裂的地面又有新的微小破裂穿杂于其上，表明运动没有完全停止。蠕动使许多破坏尚未完全完成的地点继续累积应变，到了阻抗不能承受时又发生破坏，便成第一个余震，其他不稳地点也是如此，接二连三地重复发生，成为余震序列。,关于余震的产生理论还有许多的物理模型及解释，下面我们在列出其中的三个：第一种模型：认为主震后，震源区存在残留的能量E，作为余震逐渐被释放。第二种模型：认为余震区被分为许多部分。具体的说，例如存在各种大小的小断层。伴随主震的发生

36、，将出现应力和破裂强度（断层的摩擦）的再分配，会到处产生局部应力增加或强度下降的部分。这些部分如晚一些发生破裂，就是余震。第三种模型：是结合岩石的蠕变来考虑的。认为余震的频度与由于主震而应力被解除后的岩石应变的恢复速度成比例的。这些模型都对余震的产生做出了一定程度的解释，但也存在着自身的缺点。,余震,余震次数特别多，并带来与主震发生的有关重要信息，所以大地震发生后要对余震进行精密的现场观测。,唐山地震序列区的小震（圆圈）分布 摘自万永革等（2008）,主震余震型： 唐山地震； 1976年5月29日，龙陵地震，7.3级和7.4地震后，6级多地震5次属于双震型序列或双震余震型序列,余震的空间分布,若发生浅源大地震，紧接着就在震源周围发生许多余震。余震震源与主震震源是不一致的，它分布于包括主震在内的某一范围内。发生余震的范围叫余震区。,相隔很远的地震不叫余震，往往称为广义余震。,主震震级越大，余震区就越大。,余震往往集中在断层附近或断层一侧