地壳形变复习测绘工程

1、地壳形变武汉大学 许才军1、绪论(地壳运动与地壳形变、地壳形变测量种类)2、全球板块运动监测 3、区域地壳形变监测4、断层形变测量 （教材：地壳形变测量与数据处理）6、板块构造学说与活动地块学说7、地壳运动监测与数据处理 8、地壳应力与应变分析9、连续形变、应变观测及数据处理10、地震活动的大地测量研究方法 （教材：地球物理大地测量学原理与方法）地壳形变 1）地壳形变测量与数据处理 （许才军 张朝玉主编，武汉大学出版社，2009）2）地球物理大地测量学原理与方法 （许才军 申文斌 晁定波编著，武汉大学出版社，2006）参考教材/dqxbnew/课程网站地壳运动与地壳形变的概念与定义地壳形变测量

2、及分类一、 绪论“地壳运动”广义的解释：地壳运动指地壳内部物质的地质循环或称地质旋回，即地壳的一切物理和化学的运动，包括其变形、变质和岩浆活动；“地壳运动”狭义的解释：地壳运动主要是指由地球内力引起的大区域的地壳变动，包括隆起、凹陷和各种构造形态形成的运动，又称构造旋回。地壳运动包括垂直运动、水平运动、造陆运动、振荡运动、造山运动、褶皱运动和断裂运动。 地壳运动可分为长期运动和瞬变运动，前者是在地质时间尺度内的运动，由几千年到几百万年，它与板块运动有关，后者是与地震和火山等活动相联系的。地壳运动地壳形变(地球自然表面质点在时空域内的运动和变化) 由于人类活动产生的地表形变（离散性、短暂性和局部

3、性） 地球自转和极移产生的形变（全球规模特性，可理论计算） 由日月等天体对固体地球在引力作用下产生的形变（所谓固体潮, 在理论上可以作严格的计算） 由大地构造运动产生的地壳构造形变，是由于地球内部的构造原因所产生的地壳形变, 具有连续性、长期性、区域性、复杂性地壳形变地壳运动：地壳运动是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。综合表现为大面积的地壳形变。地壳形变：地（壳）形变是指在地球内力和外力作用下，地球的地壳表面产生的升降、倾斜、错动等现象及其相应的变化量。概念定义对一个地区的地壳表面的相对变化进行重复或连续的观测则称地壳形变测

4、量。地壳形变测量可以为地壳运动的研究和地震预报提供有价值的资料。地壳形变观测或测量与大地测量观测有密切关系， 但又区别于一般的大地测量。地壳形变测量是现代大地测量学与地球物理学、地质学、力学及信息系统科学相结合的当代前沿交叉学科；它集成当代先进的空间大地测量、地面测量及探测技术，精确测定时间尺度由分秒钟至数十年，空间尺度由定点至全球的现今地壳运动与深部介质物性的时空动态过程；严谨处理数据，建立运动学和动力学模型并预测未来；直接服务于地震等灾害预测并为地球科学及工程提供地壳运动、变形、内部介质物性及其随时间变化的定量基础信息。国内称谓有“大地形变测量学”、“动力大地测量学”、“地壳形变学”、 “

5、大地形变学”国外典型的称谓如“构造大地测量学(Tectonic Geodesy)”、“地球物理大地测量学(Geophysical Geodesy)” 、“地震大地测量学(Earthquake Geodesy)”等形变大地测量学地壳形变学在现代科学体系中的位置（周硕愚，1999）大地形变学的主要研究内容 (张崇立，2007)地壳形变测量种类全球板块运动监测。主要用来测定板块运动参数，测定大陆板块和海洋板块的内部形变，其观测手段主要采用VLBI、SLR 和GPS等空间测量技术。全国及区域地壳形变测量。测定亚板块及构造块体的地壳形变，给出全国大陆动力学的边界条件，以及全国大陆应力场、形变场变化过程的

6、总体和分区特征；区域地壳形变测量主要测定块体边界与大地震有关的区域形变，它可以给出大陆内部地形变的时空演变图象。断层形变测量。在各活动构造块体边界上进行的近场构造变形测量，以短水准、短基线、短边GPS网以及定点形变观测组成的台阵等为主要手段，能够直接测定块体边界断裂及其不同段落的现今活动方式、相对位移速率以及它们随时间变化的过程，提供震间、震前、同震与震后滑动等构造活动的微动态信息。定点形变测量。主要包括地倾斜、地应变和重力(固体潮汐)台站。这种方法可以有效地监测地壳的连续变动，可以通过不同时间间隔的采样，在相当宽的频带范围内对地壳动力学现象进行观测。问题：1，全球板块运动监测意义？2，全球板

7、块运动监测的技术？3，监测全球板块运动的原理与方法？二、全球板块运动监测 1，全球板块运动监测意义一是为寻找矿产资源 板块的边界是生成矿源的地点。二是为减灾防灾 全球板块运动监测是发现和预测地震的一个最重要的手段，地震一般发生在板块的边界。Mobile SLR SystemVLBIGNSS(GPS）2 全球板块运动监测技术a) 板块构造运动基础知识 板块构造学说认为相邻两板块之间的相对运动实际上是围绕通过地球中心的一个轴的旋转运动，通常用欧拉定理来表述3 监测全球板块运动的原理与方法b)利用基线长度的变化率确定板块运动的相对运动参数 分别为i站和j站的坐标矢量,通过两板块间若干条基线长度变化率

8、的测定, 就可由上式用一个加权的最小二乘平差求得两板块的相对运动角速度设i测站和j测站分别属于k板块和l板块, 则k板块对l板块的相对运动角速度 与i、j两站间基线长度的变化率 具有如下关系：而基线长度变化率最实用由基线变化率求解板块运动参数基线沿其长度、横向和垂向的三个时间变化率分别是基线沿长度、横向和垂向的单位矢量设为板块l相对于板块k的欧拉矢量代入和式变换后可得可求解板块间相对运行欧拉矢量和至少一个板块的绝对欧拉矢量c) 由站间大地线变化率 求解板块运动参数如果用球坐标表示,则有：大地线:椭球面上两点间最短的曲线d) 利用站坐标和站速度确定板块绝对运动的欧拉参数若把地球近似为球体，设该点

9、经、纬度分别为地心坐标系中，如果一个板块的绝对欧拉矢量为则该板块上矢径为r(x, y, z)的某点G的运动速度站心参考系中（NEU）的速度与地心参考系中的运动速度转换关系板块绝对运动的欧拉参数 ？！三、区域地壳形变测量区域 (局部）地壳形变测量的空间尺度与观测技术中国高精度的GPS观测网 国家高精度GPS A ，B 级网 全国GPS 一、二级网 全国GPS 地壳运动监测网 2000国家GPS大地网 中国大陆构造环境监测网络3. 美国CORS网络和日本高精度的国家GPS观测网4. GPS技术用于地壳垂直形变监测5. 区域地壳形变的InSAR测量6. 区域地壳形变的精密重力测量区域 (局部）地壳形

10、变测量的空间尺度与观测技术区域地壳形变测量的空间尺度 上百公里-上千公里局部地壳形变测量的空间尺度 几百米到几十公里区域地壳形变测量的技术 GPS/INSAR/VLBI/SLR/GRAVITY 局部地壳形变测量的技术 GPS/INSAR/LEVELING/GRAVITY国家测绘局、总参测绘局和中国地震局等部门在20 世纪90 年代先后建成了国家高精度GPS A ，B 级网、全国GPS 一、二级网、和全国GPS 地壳运动监测网等三个全国性 GPS 网，共计2 600多点。2. 中国高精度的GPS观测网三个较大规模的GPS大地网 框架：ITRF96历元：1997.0精度约为：3*10-8框架：IT

11、RF93 历元：1996.365精度约为：10-7一、二级网A、B级网框架：ITRF96历元：1998.680精度优于2mm地壳运动观测网络2000国家GPS大地网三个全国性GPS 网（共计2 600多点）实际情况：1）三个GPS 网由于布设的需求不同,因此它们的布网原则、观测纲要、实施年代和测量仪器都有所不同;2）三个GPS 网在数据处理方面,如所选取的作为平差基准的IGS站、历元、坐标框架和平差方法也不尽相同；3）三个GPS 网的成果及其精度,包括同名点的坐标值之间,存在差异。问题：如何充分利用三网观测数据，发挥其整体效益， 更好地服务国家和社会？2000国家GPS大地网建立2000 国家

12、GPS 大地网：1）三个GPS 网必须统一基准;2）采用先进的数据处理理论和方法,统一进行整体平差；3）建立我国统一的、可靠的、高精度的2000 国家GPS 大地网, 作为实现我国高精度地心 3 维坐标系统的一个坐标框架。该工程由总参测绘局、中国地震局、中国气象局、国家测绘局、中国科学院、教育部共同完成。中国大陆构造环境监测网简称陆态网络，是以全球定位系统为主的国家级地球科学综合观测网络。它以监测地壳运动、服务地震预测预报为主，同时服务军事测绘保障、大地测量和气象预报，兼顾科研、教育、防灾减灾和经济建设。该网络包括基准网、区域网、数据系统三大部分，已经在2011年建成。中国大陆构造环境监测网络

13、 3. 美国大地测量CORS网络和日本CORS观测网络 美国大地测量CORS网络 CORS项目于1994年启动，已开展20年 拥有超过1350个永久GPS观测站 为美国本土及部分其它地区提供三维精密定位、气象、 地球物理应用 服务 美国CORS网络示意图日本GPS连续应变监测系统COSMOS (1238点）4. GPS技术用于地壳垂直形变监测1）有可能利用GPS观测直接得到毫米级的大地高数据。重复GPS观测可以求定大地高的变化（或站心坐标系的U分量的变化）。2）正常高是地面点沿正常重力线方向至似大地水准面的距离;大地高是地面点沿法线方向到椭球面的距离。重复水准给出监测点正常高的变化。 3)由于

14、椭球体法线与正常重力线夹角很小（通常为“分”的量级），大地高和正常高方向基本重合，所以可以用大地高的变化代替正常高的变化，也就是可以利用重复GPS观测取代精密水准以监测地面的升降变化。GPS测量站坐标系的U分量与正常高变化的关系U与h的关系在地面上某一点建立一个以该点为坐标原点的站心空间直角坐标系NEU，其N轴为该点处经线的切线方向，指向北，而E轴为该点处纬线的切线，指向东，而U轴则为该点处的球面外法线方向。O为ITRF参考系的坐标原点为过B点似大地水准面垂线与过A点的球半径之间的夹角的大小与B点处的垂线偏差的大小及局部椭球局部ITRF的定向有关，是个微小量 当A，B两点间相距不大时，可以忽略

15、，此时有所以 当A，B两点110km时，可以用即可由GPS测量结果代替水准测量的正常高的变化！ 代替而当B点相对于A点的高程变化为相应站坐标U分量的变化为由图可知合成孔径雷达干涉测量技术（InSAR）是以合成孔径雷达（SAR)复数据提取的相位信息为信息源获取地表的三维信息和变化信息的一项技术。5. 区域地壳形变的InSAR测量地面上某点的重力变化主要由以下几个原因引起 (1)观测点高程变化; (2)观测点下方地壳介质密度发生变化; (3)观测点地下物质迁移.地震火山活动以及地壳变动等都会引起地球的变形以及地球内部的密度变化，同时也伴随地球重力场的随时间变化，在地震孕育过程中可能伴随有以上三种现

16、象出现，因而地震前后可能会观测到重力异常变化。因此，精密重力测量可以用来研究区域地壳形变，探讨与地震有关的重力变化。6. 区域地壳形变的精密重力测量 断层及其分类 跨断层大地形变测量四、 断层形变测量断层及其分类1 断层的基本概念2 断层的分类 按两盘相对位移 按断层走向和岩层产状的关系 按断层走向与区域构造线方向的关系3 断层参数 断层面参数 滑距与断距 均匀弹性半空间位错模式基本理论断层面：切断地层并使两盘发生相对位移的破裂面，即岩块发生位错的面；破裂带；断层盘：倾斜断层面（上盘、下盘），垂直断层面（按方位称）断层线：断层面与地面的交线称为断层线 图 4.1: 断层的基本要素（1. 上盘；

17、2. 下盘；3.断层面；4. 断层线；5. 破裂带） 在断层面上方的一盘称“上盘”下方的一盘称“下盘” “北盘”、“南盘”或“北东盘”、“南西盘” 断层基本要素（a）正断层；（b）逆断层；（c）平移断层；（d）逆-平移断层；（e）正-平移断层大型活动断层、活动断块的边缘，往往是地震活动的集中分布地带；断层带形变测量是国内外所公认的最有希望的地震前兆监测手段和地震危险性评定手段之一；定量、精确、整体和动态的测定块体边界，是断层带形变测量的基本任务。均匀弹性半空间位错模式基本理论分别表示断层上点走滑位错分量倾滑位错分量张裂位错分量 L表示断层的半长度W为断层宽度，d为断层的深度为断层的倾角 位错模

18、式几何图方位角位错分量 位置参数和几何参数 震源（断层）坐标系和测量坐标系的位置关系震源在测量坐标系的位置断层的10个参数 地壳形变观测与断层参数的关系 设地面一点在测量坐标系中的位移为相应的在震源坐标系的位移为则由右图可得相互关系式 由此可建立如下的关系式 上式表示既可以用断层的10个参数计算地表测量坐标系中的位移 ，也可以通过地表位移确定10个断层参数板块构造运动模型活动地块学说现今板块（地块）运动和应变模型活动地块的大地测量划分方法 六、板块构造学说与活动地块学说板块构造运动概述板块构造的基本单元板块构造运动（相对/绝对运动）全球板块运动模型建立方法地质地球物理方法空间大地测量方法 板块

19、构造运动模型板块构造的基本单元板块构造的基本单元或是组成板块的一部分，或是板块构造中的关键地域，主要有：岩石圈，大洋中脊，消减带，转换断层，大陆碰撞带，三联点等，其中岩石圈是板块构造的最基本的单元。1）大洋中脊是板块发散边界之一，它是新生岩石层板块的地方。2）消减带是板块边界之一，它是板块的汇聚、消亡的地区。一个完整而典型的消减带包括岩石层板块、海沟、火山和弧后扩张盆地等几个部分。3）转换断层是板块边界的一种特殊形式，是联结发散边界和汇聚边界的一种板块边界。转换断层是板块边界的一种特殊形式，是联结发散边界和汇聚边界的一种板块边界 ，它是连接洋脊(也称中脊)与洋脊、洋脊与海沟、海沟与海沟的走向滑

20、动断层，断层错动在其两端突然终止，转换成洋脊的拉张或海沟的挤压 。转换断层（transform fault） 转换断层（transform fault） 转换断层与一般平移断层的区别在于：平移断层的活动沿断裂带整个长度发生，而转换断层的错动则局限于脊轴之间的段落（图1中BC段），在与脊轴相交处错动骤然终止。转换断层与平移断层的错动方向恰好相反，如图1所示转换断层为右旋，平移断层为左旋错动。平移断层持续活动会使两侧脊轴之间的错开幅度越来越大，转换断层的活动却不能使错开幅度增大。地震资料表明，断裂带地震活动只发生于BC段，BC段以外则为断裂带被动段落（AB、CD段)。板块构造的基本单元4）大陆碰撞

21、带同样属于板块的汇聚边界。当两个大陆相遇时由于大陆地壳比重小而阻止其深入地幔之中，结果两大陆产生碰撞。碰撞的直接结果为造山运动。两个大陆板块相碰撞，强烈挤压后被缝合在一起，其出露于地表的接触带称地缝合线。5）三联点是一种特殊的板块边界，它描述了三个板块的边界的结合部。通常的形式是洋脊-洋脊-洋脊（R-R-R），洋脊-转换断层-转换断层（R-F-F），洋脊-海沟-海沟（R-T-T）。三联点的板块运动速度必须满足闭合回路条件：板块相对运动 以某一板块为参考的板块运动，称为板块相对运动，包括两个参数：速度和方向 板块平面运动 是板块A相对于板块B的运动速度, 是板块B相对于板块A的运动速度 板块边界

22、上的点相对运动速度矢量 描述板块运动框架示意 板块绝对运动 相对于某一与板块无关的参考标架的板块运动，称为绝对板块运动 绝对参考架（平中圈框架）的确定：相对于下层地幔平均位置固定的框架，即假设下层地幔是固定的，或至少其内部运动相对于板块运动小得多。实现途径：Wilson-Morgan的热点假设：在地幔中存在一系列热点，其位置相对于下层地幔固定，板块相对热点的运动即为板块的绝对运动，这可通过测量跨越热点的火山链的年龄和长度得到；岩石圈无整体旋转(No-Net-Rotation)假设：如果岩石圈与软流圈的耦合是侧向均匀的，并且板块边界的力矩对称作用于两个相邻板块，则岩石圈无整体旋转(或叫平均岩石圈

23、)参考架就是相对于下层地幔不动的绝对参考架，相对于该框架的运动即为板块的绝对运动。 热点参考框架就是相对于下地幔固定的参考框架，也就是平均中圈参考框架的实现。由热点假说建立板块运动模型的方法为：第i个火山传播速率或方位角是第i个数据的模型估计值， 是第i个数据的标准差热点假说下板块运动模型的建立NNR（Not-Net-Rotation）参考框架是基于一种平衡条件：即所有岩石圈板块所受到的力矩总和等于零，也就是说，没有纯力矩作用于整个岩石圈。 观测量： 1)相邻板块的相对运动速率观测值：包括海底扩张速率、汇聚速率和错动速率； 2)板块相对运动方向的主要观测量：转换断层方位角和地震滑动矢量。 岩石

24、圈无整体旋转参考框架（NNR）下建立板块运动模型相对模型板块数量对应的绝对模型第一代LP686第二代CH72RM110AM1（热点）第三代P0718P073RM211AM1-2（热点）(AM0-2)第四代NUVEL-112HS2-NUVEL1（热点）NUVEL-1A12NNR-NUVEL1（NNR条件）板块运动模型第五代板块运动模型 ？空间大地测量方法建立板块运动模型全球板块运动模型 NNR-ITRF2000VEL 空间大地测量与地质地球物理观测资料联合反演 板块构造运动模型 MORVEL (Geologically current plate motions ) (Demets et al

25、,Geophys. J. Int.(2010) 181, 180)建立板块运动模型的方法-空间大地测量方法问题欧拉运动参数 活动地块学说断块、构造块体、活动地块的概念活动地块学说与断块、板块学说的区别 活动地块、构造块体的相对运动分析断块及断块学说断块学说由我国地质学家张文佑先生提出，他在1984年出版了“断块构造导论”（ 北京：石油工业出版社，1984.）断块观点认为：变形一般从褶皱到断裂，一旦产生断裂，便对以后的变形起决定性的控制作用。断裂形成常由剪切始而由拉张发展完成。因受力方式、边界条件等的不同，断裂常构成不同型式的组合，称之断裂体系。有三种最基本的断裂体系（X型、Y型和I型）五种断裂

26、活动方式（纯挤压、纯拉张、纯剪切、剪切挤压和剪切一拉张）按切割深度可分出四种断裂（岩石圈断裂、地壳断裂、基底断裂和盖层断层），此外还有不同深度上的层间滑动断裂。所谓断块，就是为不同深度的断裂所围限的块体。断块（）纯挤压；（）纯拉张；（）纯剪切（分左旋、右旋两种）；（）剪切挤压；（）剪切拉张。断裂活动的五种方式断裂和断裂带分为2类：穿层断裂和断裂带；顺层滑动断裂和断裂带穿层断裂和断裂带（按其深度以及它们的地质和地球物理标志）可以划分为4种形式：岩石圈断裂（带）：切穿岩石圈到达软流圈的断裂称岩石圈断裂。 地壳断裂（带）：切穿地壳达到莫霍面的断裂称地壳断裂 。基底断裂（带）：切穿地壳上部花岗岩质层到

27、达康氏界面的断裂称基底断裂。 盖层断裂（带）：切穿沉积盖层达到变质基底顶面的断裂称盖层断裂。 断裂和断裂带的分类顺层滑动断裂和断裂带 根据地球物理学和地质学的研究，地球的岩石圈自表及里在垂直方向上可划为若干层：沉积盖层；变质结晶基底或花岗岩质层（上部地壳），以结晶基底顶面与沉积盖层分界；中部地壳层；玄武岩或辉长岩质层（下部地壳）；橄榄岩（或榴辉岩）质层，亦称地幔盖层，以莫霍面与玄武岩质层分界。在地球自转、地极移动以及日月吸引产生潮汐等因素的影响下，这些不同级别的层之间即可发生相对滑动而形成深浅不一、长短不一和断续延伸的顺层滑动断裂。 层间滑动常沿各壳圈间的软弱夹层发生 。 断块就是为断裂所围限

28、的块体，直观地看，在中国大陆内，有菱形的塔里木盆地，矩形的鄂尔多斯黄土高原，斜方形的四川中生代红色盆地，三角形的松潘甘孜三迭纪地槽区，近于平行四边形的西藏高原等。所有这些单元都是被各种类型的断裂系统切割限定的深部断块的地表表现形式。地球沿着垂向可分为若干壳层，各壳层间的滑动面称层间滑动断裂；这些壳层沿着横向又被不同深度的断裂所分割。这两种断裂的结合所厘定的地质构造单元，就是断块。断块与板块的关系，通俗地说，断块是大陆上的板块，板块是最大一级的断块即岩石圈断块，是被岩石圈断裂围限的、以相应深度的层间滑动断裂为底界的块体。 断块按边界断裂的深度可分为四类：1）为岩石圈断裂所围限的块体称岩石圈断块2

29、）为地壳断裂所围限的块体称地壳断块3）为基底断裂所围限的块体称基底断块4）为盖层断裂所围限的块体称盖层断块。断块分类断块的活动方式主要有拉张、挤压、断隆、断陷、抬斜和掀斜。 断块构造运动的驱动力源 断块学说认为决定地球构造运动的基本因素是恩格斯说的“吸引与排斥这一古老的两极对立”。地球内部物质在重力作用下发生收缩作用和重力分异作用是“吸引”，在热作用下发生体积膨胀和某种方式的热对流则是“排斥”，它们引起地球自转速度的变化和自转轴的摆动，并导致离心力、科里奥利力、极移应力等的产生，以及地球内部各圈层相对扁率的变化和滑动，于是有了岩石圈各断块间的相互错动。断块的活动方式断块学说与板块学说比较（1）

30、不同点断 块 学 说板 块 学 说块体边界四种深度不等的断裂和深度不同的层间滑动断裂大洋中脊、转换断层、深海沟、地缝合线块体形态大小不同、厚薄不一大小不一，厚度相同块体结构极不均一，岩石圈断块内部构造形变及地震等屡有发生板内结构均一，无形变发生块体分类按厚度（即按边界断裂深度为四类按地质性质分为三类（陆壳型、过渡壳型、洋壳型）块体运动水平运动与垂直运动并重，两者为对立统一关系侧重水平运动，忽视垂直运动块体漂移可在不同深度的界面上发生在软流圈上进行块体拼合洋壳块体与陆壳块体拼合：仰冲与俯冲同时存在，仰冲是主要方面过渡壳块体与陆壳块体拼合：增殖陆壳块体与陆壳块体拼合：对冲、互冲只强调俯冲，忽视仰冲

31、驱动力源地球转动引起的诸种因素在重力作用与热力作用的对立统一效应下而作水平运动和垂直运动只强调热力作用，忽视地球自转及重力作用断块学说与板块学说比较（2）活动亚板块与构造块体是在新构造时期至现今仍在活动着的构造单元，不单纯是由断裂围限的断块，也不单纯是小板块。亚板块一词，具有多重的含义：一方面它对其所处的板块来说是次一级的；另一方面还有近似的涵义，并非大板块的单纯划小，因为它未必具有大板块的那些属性和条件。亚板块的变形不仅限于边缘，其内部也经历构造过程，所以还可以进一步划分出构造块体或简称块体。具有构造活动统一性的构造实体。活动亚板块与构造块体划分亚板块的主要依据能够反映深部过程的活动构造带。

32、断裂作用是大陆岩石圈变形的主要形式之一，特别是深断裂更具有重要的意义。裂陷盆地、特别是大陆裂谷是岩石圈变形和深部活动的敏感指示计，所以我国的亚板块之间往往是以深的活动断裂带及活动地堑系和裂谷系为边界的。地震活动带，特别是强震带是划分板块、亚板块和块体边界的主要依据之一。地球物理场的变异带，如地壳、岩石圈厚度的突变带、航磁异常 带、重力梯度带等都反映沿此带有深部构造上的变异。亚板块内部构造活动的统一性。我国及邻区可划分为8个活动亚板块和它们各自内部的活动构造块体，共计17个（马杏垣，1990），它们是：. 黑龙江亚块板 1 准噶尔块体 1 长白块体 2 天山块体 2 松辽兴安块体 3 塔里木块体

33、. 华北亚板块 4 阿拉善块体 1 胶东苏北南黄海块体 5 费尔干纳块体 2 河淮块体 . 青藏亚板块 3 鄂尔多斯块体 1 甘青块体. 南华亚板块 2 西藏块体 1 华南东海块体 3 川滇块体 2 台湾块体 4 喜马拉雅块体. 南海亚板块 5 帕米尔块体. 蒙古亚板块 6 塔吉克块体. 新疆亚板块 . 东南亚亚板块 活动亚板块与构造块体的划分中国及邻区活动板块、亚板块与块体划分图 从中国大陆地震的特点出发，马宗晋、张国民、张培震等（1999）在张文佑的断块构造（fault-block）理论和马杏垣、丁国瑜提出的活动亚板块、构造块体的基础上，提出了活动地块假说，用于描述中国大陆现今构造变形的特

34、征和机制，探索大陆强震的发生机理和预测方法。活动地块是一种正在活动的岩石圈块体，它实际上是被大型晚新生代活动构造带所分割和围限、具有相对统一运动方式的地质单元。活动地块边界构造活动强烈，绝大多数强烈地震（7级以上）都发生在地块边界的活动构造带上。活动地块内部的变形有两种形式：一种是相对稳定，内部不发生大幅度构造变形；另一种是内部次级块体之间发生相对运动，具有一定的构造活动性，但不论是其活动强度还是频度都远小于边界活动构造带。活动地块学说（活动地块动力学学说）活动地块学说活动地块可以与地质历史上的块体相一致，也可以具有新生性，与老的块体边界不一致。活动地块具有分级性，一级活动地块内部可能存在次级

35、地块。活动地块的运动不仅受到板块边界的驱动作用，还受到深部动力作用，地块的底边界受不同层次的拆离带或滑脱带所控制，因深部动力作用不同，所表现在浅表的脆性构造变形和强震活动也不同。 活动地块学说相对于断块构造、活动亚板块、构造块体有6个发展从时间尺度上是研究晚第四纪（1012万年）以来的构造活动，着重强调与未来强震活动密切相关的现今时段从状态上是指现今仍在活动，并且与未来强震有关的块体运动及相关的构造变形更加强调大陆内部构造变形的复杂性，充分考虑到大陆地区在结构、介质、变形过程、动力学等方面的复杂性和差异性更加强调晚第四纪现今时段的活动状态，并与未来强震的孕育发生密切相关更加强调不同活动块体在深

36、部结构、介质性质和边界带，乃至边界带不同段落上的差异更加强调同一活动块体构造变形的统一性，以及不同活动块体之间或不同级别活动块体之间构造变形在更大区域框架下的协调性新生性：活动地块形成于晚新生代，是现今仍在活动的地 质单元，与断块、地槽、地台等古老地质单元有着本质的区别。层次性：活动地块具有不同的级别，大的活动地块可以由一些次级地块所组成，也可以没有次级地块。整体性：活动地块内部相对稳定，主要构造变形和强烈地震发生在活动地块边界，地块的运动具有较好的整体性。立体性：活动地块的运动和变形不仅受到板块边界的驱动作用，还受到来自大陆深部的动力作用，这是活动地块与板块构造的根本区别之一。中国大陆的活动

37、地块主要特点现今板块（地块）运动和应变模型 板块(地块）运动和应变模型的建立块体运动和应变模型的比较块体运动和应变模型的辨识板块(地块）运动和应变模型的建立板块(地块）本不是真正的刚体，每个板块(地块）在周围板块或地块的作用下，不仅会产生平移和旋转，同时块体内部将会发生变形。由于变形，块体上各部分的相对位置将会改变，这实质上也是块体内部质点的运动。板块（地块）运动模型需要同时考虑板块(地块）的刚性运动和其内部的应变。 用余纬 、经度 以及球心距 组成的球面坐标系来研究球面块体的运动和变形,将球面坐标系下的变形在块体中心处用泰勒级数展开，有： （8.65） 在球面坐标系中，计算应变和旋转的公式如

38、下Love,1944 :（8.66）J. C. Savage, Weijun Gan, and J. L. Svarc. Strain accumulation and rotation in the Eastern California Shear ZoneJ. JGR.2001, 106(B10): 21995-22007 （1）（2）（3）（4）（5）（6）（7）（8）（9）建立现今板块（地块）运动和应变模型块体的运动和应变模型(1)块体的运动和应变模型(2)研究区域为较规则的低纬小区域时块体的运动和应变模型（3）块体的运动和应变模型(4)块体的运动和应变模型(5)块体的运动模型Q思考题

39、：椭球体下块体的运动和应变模型？ 1. 相对稳定点组的概念2. 3种确定相对稳定点组方法活动地块的大地测量划分方法 在变形分析中，往往需要对一组观测值来确定运动模型中的各个参数。但是有由于各种原因（如某个点因局部干扰引起位移，或原始观测值中真正存在粗差等），有些观测点上的位移可能“不合群”，即可以用来描述大部分观测点的一组运动参数不能恰当的描述这些观测点的运动。反过来说，如果在求取模型参数时，采用了这些“不合群”的观测值,得到的模型参数会受到“污染”。因此，我们可以将这些“不合群”的位移观测值看作是某种粗差观测值，从而采用适当的方法将它们判别筛选出来，我们把不包含“不合群”位移观测点的所有其它

40、点的集合称为相对稳定点组。相对稳定点组概念相对稳定点组也可以认为是相对不动的点组，或者说是一组几何关系不变的点组。相对稳定点组的确定方法1、几何关系不变判别法2、F检验法3、粗差的拟准检定法（QUAD法）1.黄立人,马青. 确定三维网中相对稳定点组的一种方法. 地壳形变与地震 1999.8 ，Vol.19，No.32.黄立人,马青. GPS所处构造位置的统计检验. 地壳形变与地震 1999.11， Vol.19，No.4 3.欧吉坤.粗差的拟准检定法（QUAD法）. 测绘学报 1999.2 ,Vol28，No.14.黄立人.用于相对稳定点组判别的QUAD法. 大地测量与地球动力学 2002.5

41、 ， Vol.22，No21、几何关系不变判别法依据一组点间的几何关系是否保持不变来判别这一组点是否可认为它们是相对稳定的其基本思想是：如果一组公共点在两期测量之间内部没有相对位移，尽管两期测量计算坐标时所依据的参考系可能有变化而造成求得的坐标有视变化，但坐标参考改变引起这组点的两期测量坐标的视变化则可以通过坐标变换加以消除。把这样一组点之为相对稳定点组。当然，两期测量之间内部没有相对位移，并否位移绝对为零，允许两期坐标有所不同，但这种判别不应超过测量精度的允许范围。 2、F检验法F检验法主要应用方差分析理论，基于有约束和无约束平差的统计特征，给出一种根据复测结果判别一组测站是否位于同一构造块

42、体上的假设检验方法。 原理：两期测量之间内部没有相对位移，尽管两期测量计算坐标时所依据的参考系可能有变化或所处的构造块体有运动，但它们的运动是一致的（即认为在同一构造块体上），由此而造成的坐标变化将综合反映在一组转换参数中： 转动参数 和比例缩放因子 eQUAD方法是基于真误差与观测值之间的解析关系建立起来的用于探测观测值中的粗差。如果在用相对稳定点组上，即是确定一组没有发生相对位移（或者对位移在观测误差允许范围内）的点。“粗差的拟准检定法”是在“拟稳平差理论”基础上发展起来的，拟稳平差贯穿一种辩证思想,突出选群拟合而非强制。大量观测数据的统计分析表明,粗差在数据中出现是少数。一般情况,含粗差

43、的观测数占总数据量的1%10% ，因此有理由相信观测数据的大部分是正常的。把基本正常但尚待确认的观测称为拟准观测。 3、粗差的拟准检定法（QUAD法）通常水准网的秩亏数 d=1，即一个待定点的高程；测角网的秩亏数 d=4，即两个待定点的平面坐标数；测边网的秩亏数 d=3，即一个待定点的平面坐标和一条边的方位角；GPS二维网的秩亏数（ d=4，即两个待定点的平面坐标数 或d=3，即一个待定点的平面坐标和一条边的方位角）；GPS三维网的秩亏数 d=6，即两个待定点的3维坐标数（基线平差） 或d=7，即一个待定点的3维坐标和3个旋转角参数和一个尺度比参数（坐标平差） 区域(局部)地壳水平运动监测数据

44、处理与分析区域地壳垂直运动监测数据处理与分析七、地壳运动监测的数据处理1、区域、局部地壳水平运动监测的数据处理及分析1.1 建立地壳水平运动模型法RA. Snay,1978, 该方法将监测区按自然存在的断层界线分为若干个单元，在一个单元中，一大地点在时刻 的大地坐标表示为： 都是 和 的函数 (A)(B)(B)中 是待定的地壳动力参数，（B）式代入（A）式可得观测方程，待定量是未知坐标（ ， ）和地壳动力参数（应变参数相关）。如果推广到三维情况，点的坐标与动力参数的关系见（C) 式如果设第 n个测站在日期 t的大地经、纬度和大地高分别是 预先设定一个参考日期 和一个参考位置( , ) ,日期

45、和 的 三维大地坐标与6个地壳动力参数（ ）之间的关系表示为：(C)地壳动力参数地壳动力参数与熟知的应变参数之间的关系（向下朝北）（向下朝东）方法特点：不论各期观测中的观测量是什么，只要每得出一点的 大地坐标（ ， ），就可以立出形式如（A）（B）式的 两个方程。将各期观测中所得的方程联合平差，就可以 得出未知坐标（ ， ）和各参数的最小二乘估值。这一模型把地壳水平运动表示成为时间的连续函数和位置 的非连续函数，这种不连续发生在单元边界上。 主要反映地区地壳水平运动总的趋势，而不是局部细节。 1.2 活动断层区地壳水平运动监测网的数据分析 1）活动断层区地壳水平运动监测网特点： （短基线）测边

46、网、测角网2）监测网的数据分析基本思想 首先在断层两盘各判定一组相对稳定的点，作为固定点组 ；断层每一盘各点的运动都以各自的固定点组为参考来求 定。3）相对稳定点(组）的概念4）相对稳定点的简单判别方法-视位移函数分析法通过对视位移函数的分析，来判定相对稳定点的方法。所谓视位移函数，是指两点之间的边长、方位角和高差的变化。沿着两点连接线的位移引起边长变化，垂直于此连接线的位移引起方位角变化，沿垂线方向的位移引起高差变化，这三个方向是互相正交的。分析每两点的边长函数、方位角函数和高差函数，就可以为估计两点的相对稳定性提供充分信息。 4）相对稳定点的简单判别方法-视位移函数分析法对于水平网初步拟定

47、了一组备选的相对稳定点之后，就每一期观测计算每两点之间的边长和方位角及其中误差，然后由新、旧两期的计算结果得出平差后的长度之差和方位角之差及其中误差。 水平网稳定准则 是一个系数，1 3 是初步拟定的备选相对稳定点网中的任意两条边是一个系数，1 3 水准网的稳定准则是新旧两期水准测量中的平差高程， 是其中误差是新、旧两期观测期间的高程变化， 是其中误差5）误差方程的建立位于断层异盘的两点，其间的边跨越断层边界，其角度和边长改正数方程 将含有表征断层两盘相对运动的元素。如图所示，B点的总位移量包括：表征B点局部运动的向量 ，即是以东盘基准为参考计算的运动；断层东盘相对于西盘的旋转向量 ，这一向量

48、的大小逐点不同；表征东盘相对于西盘位移的大小和方向的位移向量 ；位于东盘的 每一点，这一向量相同。 在判定了断层两盘的固定点组之后，由跨越断层边界的一些边的长度变化和角度变化，来求定断层两盘的相对运动。 如图断层两盘的相对旋转是一个小角 东盘相对于西盘的旋转中心可以设为位于东盘的稳定点组网形的重心SR是由重心S到K点的距离 ,进一步有5.1 边长误差方程位于断层异盘两点K（东盘）、J（西盘）之间的边长改正数方程西盘东盘断层边界JK5.2 角度观测误差方程 所以令则5.3 断层异盘的点间的角度的三种形式 （a） （b） （c） 令 h=L, k=R, j=C则图（a）所示，当L和R点位于西盘，C

49、点位于东盘时因为有： 所以有5.4 断层异盘的点间的角度改正数方程的三种形式C.1 当 L和 R点位于西盘，C点位于东盘时C.2 当 L和 C点位于西盘，R点位于东盘时 C.3 当 L点位于西盘，C 和 R点位于东盘时地壳垂直运动的分类长趋势的区域构造运动局部的构造运动随机构造运动非构造运动由水准测量数据确定地壳垂直运动的方法和模型简单模型 速度差模型速度面模型简单多项式模型速度面的多项式模型多面函数法模型扩展模型2、区域地壳垂直运动监测数据处理及分析 地壳垂直运动的分类 长趋势的区域构造运动其特点是涉及的区域大，速率通常较低，而且运动的方向和速率一般认为在一个较长时间内保持相对稳定。运动速率

50、的分布常常与大的地质地貌构造单元有较密切的关系。局部的构造运动它涉及的范围较小，例如一些活动断裂两侧的地块间的相对运动，其运动在空间分布上多变，速率通常比长趋势的构造运动要高。同一地点的长期监测有时可发现长趋势变化和周期性变化的特征。 随机构造运动这一类运动的机理不甚清楚，它可能是地壳外部和内部某些不确定因素造成的地壳垂直运动，这类运动在空间分布上多变（即各处不同），例如某些地区观测到的地壳垂直运动的脉冲现象。非构造运动这一类地壳运动的主要特征是机理比较清楚，可以找到比较确切的直接外部原因，其幅度和影响的范围则随原因的不同而差别很大。例如；因过量抽取地下油、气、水造成的地面沉降，矿山采矿区的塌

51、陷以及冻土影响、冰期后回弹、大型构筑物的重荷引起的局部地面变形、水库蓄水后库区周围的局部地面沉降等等。1）简单模型 当一个小监测区的各水准路线彼此连接，都是重复测量一次，两次测量相距的时间相当长，而且每次测量都是在短时期中完成的。这样的两次水准测量可以独立平差。比较两组平差后的高程，就可以算出垂直运动。2）速度差模型监测区的原有水准测量和重复水准测量相隔的时间一般不是常数，因而数据不是均匀的。如果由重复水准测量结果组成速度差，作为观测值，就可以使数据均匀。由重复水准测量联系的两点间的速度差和其方差可表示为：其中 和 分别是新、旧水准测量的先验单位方差，s是两点间的距离由水准测量数据求定地壳垂直

52、运动的方法和模型 3）速度面模型 以不同类型线条表示的水准路线是在不同的年份施测的，所有重复水准路线都只是重复一次，相隔的时间不均匀，而且这些重复路线之间无联系，形成了分散的重复水准测量。为了由这样的水准测量结果求定地壳垂直运动，则通过速度面模型，就是与一个通过速度差场的速度面来拟合。 速度面v用以下的广义二维多项式表示 速度差可以表示为： 常常采用二维代数函数，则有： 4) 简单多项式模型这一模型以简单的多项式描述监测区一些选定的结点上的高程变化，其中的观测值是高差，而不是速度差。它要求各高差是有联系的，如图所示 。首先选定一个基准时刻t0，任一点A在时刻 时的高程表示为 这一模型的观测方程

53、是 是A和B点之间在时刻 的观测高差当表示高程的多项式的次数是1时， 是常速度, 和 称为动态参数。在一般情况下，多余的数据不足以利用高于三次的多项式。当表示高程的多项式的次数是2时， 是在基准时刻t0的高程变化速度， 是加速度。在其他的时刻 ，任一点A的瞬时速度是简单多项式模型有以下的优点：如果相同线段上有三次或更多次重复水准测量，这些数据都可以参入平差，不必有赖于非对角权矩阵；在适当位置上的单次水准测量有助于提高解的强度。速度和速度差观测值易于参入平差，由验潮记录推断的速度和由成对的湖泊水位站记录计算的速度差，可以分别作为加权参数和系数差参入平差。由求解结果，可以得出一些选定的点在时刻的t

54、0高程。每一点的多项式可以有各自的次数，根据常识和不同日期多余观测的次数来判断。 5) 速度面的多项式模型 监测区中任一点A在时刻 ti 的高程表示为 由平差求定的未知数是每一点在时刻t0的高程以及定义速度面v(x，y)的系数( , k1，2，3，m)。这一模型兼有模型3和4的主要优点，所平差的量是高差，而不是速度差；因此，无需将水准测量观测值换算为速度差。模型4和5两者之间的选择，取决于重复水准测量的布局以及对监测区运动型式的事先了解。一般模型4更为敏感，但它要求重复水准测量之间必须彼此联系；否则，每一独立的分网必须设定自己的起始高程和速度。 6) 多面函数法模型由于地壳运动的空间变化通常很

55、复杂，采用一般的函数模型达不到比较好的拟合效果，20世纪70年代初美国Hardy教授提出了多面函数拟合法，并用于地壳运动曲面的拟合。多面函数拟合曲面的理论基础是，任何一个圆滑的数学表面总可以用一系列有规则的数学表面的总和以任意精度逼近。实际研究表明，由于多面函数拟合可以根据实际观测点分布和速率值的空间变化特征来合理地进行核函数数目、中心点的位置配置，因而多面函数拟合可以达到一般曲面拟合难以达到的拟合效果。 式中 是待定系数， 为核函数 ， 是核函数中心点(结点）的坐标， 是平滑因子，一般应大于零，其作用是改变核函数的性状， 值越大，核函数越平缓，反之则越陡峭，m是核函数个数，k是一个可供选择的

56、非零实数，k一般取1/2或 -1/2。 假设地面的垂直运动在空间上是连续的，地面点垂直运动速率的连续分布构成了垂直运动速率曲面。地面任一点的垂直运动速率（高程变化速度）可表示为 核函数中心点的不同分布对拟合和插值精度都有很大的影响，研究表明核函数中心点应尽可能相对均匀地覆盖整个研究区域，尤其是水准点密集之处应更大比例地减少核函数中心点，这样一般能够达到比较满意的拟合效果。7） 扩展模型 a、考虑地壳的间歇性或非线性运动n是地震或间歇的次数，tj是它们发生的时刻，dj是地震深度，采取与(x，y)相同的单位，( )是这些事件发生地点的坐标。当间歇性高程变化随着离开事件发生地点的距离而逐渐减小时，式

57、中函数u的合理选择是 若 titj b、考虑特定地块的垂直运动 (这种运动的特点是断层线上运动不连续) 地块P上一点A在时刻 的高程表示为： 其中 描述地块P的速度面。A点和地块Q上的B点之间的高差为这一模型的基本思想是：每一点都位于一地块上，每一地块都有自己的速度面。上述方程可以增加一些项，以考虑发生在地块内的间歇性或非线性垂直运动。扩展模型的优点：具有很强的灵活性，可以解出地块运动、间歇性运动和加速度 扩展模型的缺点：差不多任何一种粗差或系统误差都可能混同为地壳运动理想的平差模型应当是，既有充分的灵活性，又可以如实地描述任何类型的地壳垂直运动。灵活性的运用要力求慎重，适度而止。这种适度应当

58、是在考虑了监测区的地震活动、地质构造和工程建设活动之后所认可的。 八、地壳应力与应变分析变形、应变概念应力分析基础应变分析基础区域地壳运动应变分析变形：当地壳中岩石体受到应力作用后，其内部各质点经受了一系列的位移，从而使岩石体的初始形状、方位或位置发生了改变，这种改变通常称为变形。位移的基本方式可以分为四种：平移、旋转、体变和形变。 变形、应变概念A. 平移 B. 旋转 C. 形变 D.体变 平移和旋转是指刚体的平移和旋转，是物体相对于外部坐标作整体的平移或旋转。这种位移并不引起物体内部各质点间相对位置的变化，因此平移和旋转不会改变物体的形状。 体变和形变使物体内部各质点间的相对位置发生了改变

59、，从而改变了物体的大小和形状，即引起了物体的应变。变形、应变概念应变：是物体在应力作用下的形状和大小的改变量(有时也包含一定程度的旋转)，所以应变可理解为是表示物体变形的程度。地应变：地壳是具有一定弹性的，当作用于它的地应力不超过地壳岩石的弹性强度时，就产生弹性应变，称为地应变。2 应力分析基础外力、内力应力的定义一点的应力 主应力、主方向 应力场外力和内力处于地壳中的任何地质体，都会受到相邻介质的作用力。这种研究对象以外的物体对被研究物体施加的作用力称为外力。由外力作用引起的物体内部各部分之间的相互作用力称为内力。外力和内力是一对相对的概念，当研究范围扩大或缩小时，外力可以变为内力，内力也可

60、以变为外力。例如，当考察一个岩体内的某个矿物颗粒的受力时，周围颗粒对颗粒的作用力是外力；当研究对象是该岩体时，周围颗粒与该颗粒的相互作用力变成了内力，而围岩对岩体的作用力是外力；当研究的对象扩展到该岩体所在板块时，围岩与该岩体之间的相互作用力又变成了内力，而相邻板块对该板块的作用力是外力。 应力是作用于固体上的外力或使固体发生变形的其它因素在固体中所产生的内力的度量。应力应力矢量是与截面联系在一起的，通过地壳岩石中的任一点，可作出无数个截面，因而存在无数个应力矢量，一个应力矢量不能代表一点的应力。 一点的应力一点的应力状态是指某一瞬间作用于物体上的应力情况，即过一点的所有截面的全部应力矢量，才