地壳运动监测

1、1地壳运动的监测地壳运动的监测CCCC2011.12.252011.12.252 概论概论 地壳运动的监测地壳运动的监测 基于基于GPSGPS观测数据的汶川观测数据的汶川地震断层形变反演分析地震断层形变反演分析1 23Contents31. 概述v 地壳运动的概念： 在地球内部构造应力的作用下，所引起的地壳一些元素的相对运动。它们可以是垂直运动、水平运动或地倾斜运动。v 地壳运动分为： 长期运动：时间尺度由几千年到几百万年； 与板块运动有关。 瞬时运动：地震和火山活动相联系。41. 概述v监测地壳运动的目的：（1）测定板块运动参数；（2）测定大陆板块和海洋板块的内部形 变；（3）测定板块边界与

2、大地震有关的区域形变和应变累积；（4）测定其他地震活动区的区域形变和局部形变。5 1. 概述地壳运动监地壳运动监测网测网全球板块运全球板块运动监测网动监测网区域地壳运区域地壳运动监测网动监测网局部地壳运局部地壳运动监测网动监测网61. 概述v 全球板块运动监测网 用于监测板块运动参数和板块内部形变，一般要求在每一大板块上的稳定部分，至少布设3个测站。71. 概述v区域地壳运动监测网区域地壳运动监测网 空间尺空间尺度由几百公里到1000km的瞬变构造运动，一般称为区域地壳运动。为了建立区域地壳运动监测网，现在都采用空间大地测量技术。对于了解区域应变积累情况有着重要意义。因为断层系经常很复杂，断裂

3、并不是说简单发生在某一可确定的界面上。81. 概述v 局部地壳运动监测网局部地壳运动监测网 局部地壳运动监测用于测定地震活动区的局部形变。这种网中，需要各种不同的距离（由几百米到几十公里）测定个点的相对水平位置和高差。由于距离变幅较大，网的布局一般比较复杂，有时候需要大网中插入小网。9v1985-19861985-1986年，年，中国第二次中国第二次南极考察期南极考察期间，测绘考间，测绘考察队在菲尔察队在菲尔德斯海峡断德斯海峡断层裂隙带上层裂隙带上布设了第一布设了第一个地壳运动个地壳运动形变监测网。形变监测网。1. 概述101. 概述v这样的网对于评价现代板块大地构造学说，对于深化人们对于应变

4、积累的认识，以及对于震中周围广大地区的震前、同震和震后运动的认识，具有重大的价值。111. 概述v地壳运动监测的技术发展： 在大地测量技术出现之前，传统的大地测量方法曾经起到过很重要的作用。三角测量和水准测量都是通过重复测量来监测地壳运动的。三角测量精度偏低，在广阔的板块边缘地带，地壳运动速度很小（地震除外）。因此，三角测量重复周期是20-30年时，才能得到地壳水平运动可信的结果。三角测量显然不能监测地面点的短期水平位移。所以，在地壳水平运动监测中，三角网已被淘汰。121. 概述v在20世纪40年代末出现的光电测距技术，50年代风行一时，曾引起了大地测量不小的改革。但这一势头只是昙花一现。日前

5、除了美国在圣安德列斯断层上用双色激光测距仪布设若干个三边测量网之外，全球地壳水平运动的监测一律采用空间大地测量方法了。131. 概述v为了测定现代地壳垂直运动，传统上都采用重复精密水准测量。此法存在一些固有的缺陷： 第一，作业效率低； 第二，由于地面折射引起的系统误差的积累 第三，重复水准测量所得的高程变化不完全是地壳垂直运动，含有地壳质量迁移引起的大地水准变化。141. 概述v空间定位技术，直接测定地面点大地高的变化，作业效率高，不存在系统误差积累问题，也不受大地水准面变化的影响，可以说完全克服了水准测量固有的缺陷。v可惜，空间大地测量中，大地高对于大气层传播延迟特别敏感，这问题尚未得到圆满

6、解决。大地高由此产生的误差可能比水平位置误差大几倍。151. 概述v为了测定全球板块运动，需要利用VLBI或SLR测量板块之间的长基线。GPS高度运动性；用于VLBI站和SLR站之间的加密，站间距离可以达到人们所希望的程度，使用于区域和局部地壳运动的监测。VLBISLRGPS具有高度空间具有高度空间分辨率和时间分辨率和时间分辨率的地壳分辨率的地壳运动控制网。运动控制网。162.地壳变形的监测 中国地壳运动观测网络点位分布图中国地壳运动观测网络点位分布图172.地壳变形的监测基准网点基准网点基本网点基本网点区域网区域网中国地壳中国地壳运动观测运动观测网（共网（共1081个点）个点）点间距点间距1

7、000km1000km左右，为左右，为GPSGPS常年连续观测点；常年连续观测点；点间距约点间距约500km500km，为定期，为定期复测点。复测点。点间距约几十到百千米，为点间距约几十到百千米，为不定期复测点，全国范围内不定期复测点，全国范围内分布不均，较密集地分布在分布不均，较密集地分布在地壳运动活跃地区。地壳运动活跃地区。182.地壳变形的监测 v板块构造理论有两项基本原则： （1）板块内部是刚性的； 利用已建立的全球板块运动监测网，重复监测位于同一板块上得各站之间的极限，以检验它的稳定性。在1976-1984年间利用VLBI测量了一条横跨美国大陆的基线，得出测期间平均长度年变率0.20

8、.2cm。初步证实北美板块内部接近刚性的。 （2）板块边界是狭窄的。 这是不符合实际情况的，它不能描述宽度达到几百甚至上千公里的大陆板块边界内的运动状态，这一事实已为人们公认了。192.地壳变形的监测 v相对板块运动由平行于板块运动的、而且严格局限于板块边界内的断层形变来调节；这是一种理想的情况。实际上板块边界一般具有混合性质，既有平行于边界的运动，也有垂直于边界的运动。这有两种运动可以被分割为一些独立的形变带。沿着板块边界，为了容纳形变，往往产生地块旋转。形变分割和地块旋转现象对于板块边界产生地震灾害有着重要意义。202.地壳变形的监测 v日前监测地壳形变的大地测量技术还不算完善。在大部分板

9、块边界上，应变的年积累量小于5107/a（同震偏移除外），即使在最精确的情况下，这样的量值比误差大不了多少。因此，由监测见过只能监测出应变率很缓慢的变化。v由于形变监测产生的问题往往比多于答案。形变监测的其他大地测量技术使用伸缩仪和倾斜仪，他们是连续记录的仪器。伸缩仪能监测很小的应变率，短时间内可以达到10-11的量级，但非常费事，往往有多义性。产生的噪声多于信号。212.地壳变形的监测 v监测区域地壳水平变化，侧重采用GPS。周密地设计监测网，GPS可以直接测量地块的旋转。例子： 在断层的锁闭段，应变积累只扩及到断层2倍断层深度处（在圣安德烈断层是40km）； 美国加州和新西兰的应变型式那样

10、， 由一系列断层来调节这种应变区可以扩及到几百公里。222.地壳变形的监测 v为了描绘广阔板块边界复杂的应变场，既要求所采用的大地测量方法具有高精度，又要求它具有密集空间覆盖能力。大地测量的精度可以表示为： =（a2+b2L2）1/2 式中L是基线长度（站间距离）；a和b是两个常数，分别代表与长度无关和有关的误差源。对于高精度的大地测量，a=3mm，b=2107。232.地壳变形的监测 v在空间大地测量中，只有GPS最适用于监测具有复杂应变型式的区域。这不仅是因为它具有价廉、灵活、高数据收集率、密集空间覆盖和使用方便等方面的优势，而且还因为它可以直接测定所需要的相对运动，特别是测定地块旋转。2

11、42.地壳变形的监测 v关于GPS的精度，根据长度为50-450km的基线三次试验的结果，所得的短期精度统计如下：南北分量：1.9mm+1.6108L东西分量：2.1mm+1.3108L 垂直分量的精度平均为17mm，与距离无显然关系。v关于长期精度，根据往年基线向量观测结果，对于450km以下的基线，精度统计如下：南北分量：3.4mm+1.2108L东西分量：5.2mm+2.8108L 垂直分量：11.7mm+13.0108L252.地壳变形的监测 v 根据GPS试验结果，可以得出一下结论： 第一，为了在大约600km的距离上精确的测定断层运动速度，GPS的能力与VLBI相当，两者之间水平分

12、量的符合度良好； 第二，GPS能在4年期间以2mm/a的中误差测定地壳变形率。 第三，为了监测区域变形和断块运动速度，适宜的基线长度是50-500km（或稍长）。 第四，GPS同VLBI和地面电磁波测距的符合度良好，证明它没有显著的系统误差。 第五，VLBI与GPS的测高精度偏低，其原因一，测高受到观测几何条件的限制，只能观测地平之上的目标；二是大气层湿延迟误差影响。263. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v2008年5月12日发生在四川龙门山地区,汶川县境内的8.0级地震，造成了重大人员伤亡。地质灾害和经济损失。地震所在区域位于青藏高原东缘与四川盆地交界，是由青藏高原向东强烈挤

13、压四川盆地而形成的高山地区，属我国境内的南北地震带。GPS观测到的跨龙门山断裂带10年时间尺度的现今构造变形不超过2mm/a,与地质尺度的观测量一致。273. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v利用GPS可实时监测断层的活动性质,特别是在断层活动性较强的地区布设密集的GPS监测点,可为地震预测提供详细资料。美国利用GPS已经建立了南加利福尼亚整体网；旧金山海湾区域变形网，为该区的地形变研究提供了丰富的研究资料。事实上，除了在断层发震前后布设的GPS观测变形主要反映为断层作用。对于长期布设的GPS观测点，其监测到的地面变形除了有因各种断层滑动产生的变形场外，主要是与该点所在块体的整体

14、运动有关。283. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v美国、日本以及欧洲等国家建立了大量的GPS连续运行站以监测各自区域内的地震活动带。例如，1999年台湾集集地震,2003年印尼大地震,2005年昆仑山口大地震，GPS观测数据提供了地震区域活动断层位移和地壳流变属性。293. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v由于地震局观测的点于2007年观测，需转换观测历元。利用国际IGS站和国内跟踪站的精确坐标和速度场，分别求出国内GPS跟踪站震前和震后的结果(历元同为2008.363)。再利用国内GPS跟踪站震前和震后的结果，作为计算监测点震前和震后的基准进行数据处理，获得震区

15、监测点的同震变形信息。30v 从图1可以看出，同震形变最大为H035(北川)点，水平方向达到2.3m,垂向为0.68m;同时也可以明显看出,震源处并不是地震发生时变形最大区域,汶川、青川、北川等区域实测变形较大。另外，地震破裂时瞬间的应力变化主要作用在断层附近区域，而距离断层受力范围较远点的变形很小。3. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析图图1 GPS观测的同震变形观测的同震变形313. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v现有震源机制资料研究结果显示，此次地震发生在龙门山断层，汶川大地震为逆冲、右旋、挤压型断层地震。发震构造是龙门山构造带中央断裂带，在挤压应力作用下，由

16、南西向北东逆冲运动。这次地震属于单向破裂地震，由南西向北东迁移，致使余震向北东方向扩张，挤压型逆冲断层地震在主震之后，应力传播和释放过程比较缓慢，因此导致余震强度较大，持续时间较长。323. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v此次地震发生的震源参数有： 震源深度：南段较深20km;北段较浅10km; 震源机制:走向230倾向西北.倾角40。 逆冲兼右旋走滑： 断层长度：300km, 断层宽度:南端30km,北端15km; 破裂方式:向北东方向的单侧破裂;破裂速度:2.8-3.1km/s; 破裂持续时间:总持续时间约120s,但主要的能量释放时间约70s; 滑动分布:5个块体（映秀镇

17、.汶川两个.北川.青川.康定南)333. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v中国地壳运动观测网络在川西这一区域布设了近200个GPS观测点,历经四期非连续观测(1999年、2001年、2004年、2007年），其中龙门山断层带也布设了大量的点。基于断层位错理论的反演结果表明龙门山断层为一般活跃断层，年活动量大约在3.9mm左右,而鲜水河断层等的运动超过1cm/a。343. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v收集了震后发生的地震纵、横波，通过有限元方法快速反演了地震断层的位错参数，该方法将汶川地震断层沿走滑方向15km一个点，共21段。宽度沿倾滑方向5km一段，划分了8段

18、，共划分了,218个子块体。反演后的断层显示距离震源50km50km处、180km180km处有两个滑动明显区域，均达到8-9m滑动,深度分别在6-10km,12km处。353. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v首先基于其断层参数结果正演震区已有GPS观测点同震变形,并与实际观测比较（图2）。363. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析空心箭头为空心箭头为GPSGPS观观测值测值; ;实线箭头为正演值实线箭头为正演值; ;坐标轴单位坐标轴单位kmkm；五角星代表震源五角星代表震源, ,黑色虚线代表龙门黑色虚线代表龙门山地震断层迹线。山地震断层迹线。图图2 2 地震波反演

19、断层参数正演同震形地震波反演断层参数正演同震形变图变图373. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v从图2可以看出，距离断层较远区域观测点与正演值符合的较好，方向大小基本一致，而在主震区，如汶川.北川.青川等地有明显较大的偏差，由于反演结果仅考虑了全球地震波，而这些高频数据反映的是全球的信息，远非地面实测的局部变形信息更能反应地震断层活动机制，必然会带来一定的误差。38v一般来说，断层位错模型参数计有断层位置、方位角、深度、倾角、长度、宽度、走滑量等参数。为简单起见，现仅反演断层滑动量参数，而对位置、角度等参数均固定不反演，反演模型可表示为：3. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变

20、反演分析mkG220d其中其中，d d为观测值为观测值( (由于由于GPSGPS垂向观测精度低垂向观测精度低, ,因此仅因此仅以水平方向位移作为观测值以水平方向位移作为观测值),), 2 2为拉普拉斯平滑算为拉普拉斯平滑算子子。39v可用滑动量的二阶差分近似代替,k2为平滑因子，G为格林函数矩阵,依据Okada的均匀弹性半空间位错模型,定义,如下:3. 基于GPS观测数据的汶川地震断层形变反演分析v 它表示单位走滑和单位倾滑在地表产生的形变量。不同断层几何结构对应不同的格林函数矩阵，矩阵中SS,DS 分别表示1m走滑和1m倾滑,下标n表示反演观测值数据编号,上标m表示断层的段号。 mnmnnnnmmmmDSSSDSSSDSSSDSSSDSSSDSSSD