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1、地壳形变,武汉大学 许才军,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,http:/,课程网站,1、绪论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 A、地球参考系与参考框架5、地壳应力与应变分析6、板块构造学说与活动地块学说 B、相对稳定点组的确定7、定点形变观测及数据处理8、区域地壳形变监测数据处理 9、地震地壳形变,地壳形变,“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
2、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,地壳形变或称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
3、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：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。,大地形变学的主要研究内容(张崇立，2007),地壳形变测量种类,（1）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。（2）全国及区
4、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。,地壳形变测量种类,（3）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。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。目前以短水准、短基线、短边GPS网以及由水管倾斜仪、伸缩仪、蠕变仪、短边激光测距仪或重力仪组成的台阵等为主要手段。（4）定点形变测量主要包括地倾斜、
5、地应变和重力(固体潮汐)台站观测。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，全球板块运动监测的技术？3，监测全球板块运动的原理与方法？,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 板块运动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 System,VLBI,GNSS（GPS）,2 全球板块运动监测技术,全球板块运动的VLBI测量,VLBI(very long baselin
6、e interferometry)是甚长基线干涉测量技术的英文缩写；VLBI是一种纯粹的几何方法，它不涉及地球重力场，也不受气候的限制，有长期的稳定性。,这种干涉测量的方法和特点，使观测的分辨率不再局限于单个望远镜的口径，而是望远镜的距离，我们把它称之为由基线的长度所决定的。简单来说，VLBI就是把几个小望远镜联合起来，达到一架大望远镜的观测效果，甚长基线干涉测量法具有很高的测量精度，用这种方法进行射电源的精确定位，测量数千公里范围内基线距离和方向的变化，有利于建立以河外射电源为基准的惯性参考系，研究地球板块运动和地壳的形变，以及揭示极移和世界时的短周期变化规律等。,全球板块运动的SLR测量,
7、卫星激光测距(SLR-Satellite Laser Ranging)是一种空间大地测量技术。其基本原理是，根据地面台站精确记录宽度极窄的激光脉冲信号从望远镜到安装有后向反射器的卫星之间的往返时间，利用光速已知这个先决条件，可以计算出望远镜到卫星之间的瞬间距离。目前这种瞬间距离的测量已经达到毫米级精度。SLR精确测定地面台站相对地心的位置和运动(目前的精度分别达到毫米和毫米/年量级)，从而可以监测板块构造运动和地壳的水平和垂直形变，进而为地震预报提供重要信息。,利用SLR可以测定板块运动，其原理是通过测定台站的位置变化来确定板块运动参数或通过测定站间基线长度的变化率来确定板块运动参数进行的。站
8、间基线长度变化率的测定是在一列所选定的时间间隔内联合求解测站的坐标、卫星的轨道和地球的定向参数(EOP),利用这些站坐标解可求得测站间基线的时间序列,对该序列经线性拟合即得站间基线长度的变化率。,全球板块运动的GNSS(GPS)测量,GPS 的定位方法:静态定位和动态定位，绝对定位和相对定位（WGS84坐标系）,利用 GPS 进行绝对定位(单点定位）的基本原理是：以 GPS 卫星与用户接收机天线之间的几何距离观测量 为基础，并根据卫星的瞬时坐标（XS,YS,ZS），以确定用户接收机天线所对应的点位，即观测站的位置。设接收机天线的相位中心坐标为（X,Y,Z），则有：,（）可根据导航电文获得，所以
9、式中只有 X Y Z 三个未知量，只要同时接收 3 颗 GPS 卫星，就能解出测站点坐标（X,Y,Z）。GPS 单点定位的实质就是空间距离的后方交会。,GPS 相对定位：亦称差分 GPS 定位，是目前 GPS 定位中精度最高的一种定位方法。基本定位原理是：用两台 GPS 用户接收机分别安置在基线的两端，并同步观测相同的 GPS 卫星，以确定基线端点（测站点）在 WGS84 坐标系中的相对位置或称基线向量。,问题：什么是WGS84 坐标系？WGS84（G1150）代表什么含义？,WGS84 坐标系-世界大地坐标系统，是美国建立的地心坐标系统，先后推出WGS60、WGS66、WGS72和WGS84
10、。WGS84于1987年取代WGS72成为全球定位系统（广播星历）所使用的坐标系，被世界各国广泛使用。,问题1：什么是WGS84 坐标系？,问题2：WGS84（G1150）代表什么含义？,2001年，美国对WGS84进行了第3次精化，获得了 WGS84（G1150）框架。该框架从GPS时间第1150周开始使用（2002年1月20日0时），与ITRF2000符合得很好，各分量上的平均差异小于1cm。括号里的G表示该框架是用GPS资料确定，1150表示框架开始使用的时间。,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
11、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
12、)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：,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,区域地壳形变测量,1，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2，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
13、/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。,中国高精度的GPS观测网,中国A、B级网,1991年国际大地测量协会（IAG）决定在全球范围内建立一个IGS（国际GPS地球动力学服务）观测网，并于1992年6-9月间实施了第一期会战联测，我国借此机会由多家单位合作，在全国范围内组织了一次盛况空前的“中国92 GPS会战”，目的是在全国范围内确定精确的地心坐标，建立起我国新一代的地心参考框架及其与国家坐标系的转换参数；以优于
14、 量级的相对精度确定站间基线向量，布设成国家高精度卫星大地网的骨架，并奠定地壳运动及地球动力学研究的基础。这也是A级网的来源。,B级网顾及了中国经济发展水平的现实状况，以地形困难程度分区，按不同密度布网。顾及原有国家大地网改造升级和国家地心基准、高程基准建设等科学发展需要布设了800多个高精度GPS控制点，其中2/3重合了精密水准点，1/3重合了国家I、II等三角点。以最少的投资实现全国的统一布网、构网。,中国GPS A、B级网,中国GPS A、B级网,全国一、二级网由总参布设。一级网由45个点组成，比较均匀地覆盖了我国大陆和南海岛屿，除南海岛屿外，大陆上的点均为国家天文大地网点，同时也是水准
15、点或水准联测点，相邻点距最长1667KM，最短86KM，平均680KM。第一次平差于1994年完成，在ITRF91框架下进行，1998年对该网重新进行了平差，在ITRF96框架下进行。据统计，平差后基线边长相对精度为 左右。二级网由534个点组成，均匀分布在我国大陆和南海岛屿，所有的点都进行了水准联测，相邻点距平均为164.8KM，野外观测从1992年开始，历时5年。全国GPS一、二级网在ITRF96框架下进行平差，历元是1997.0,平差后基线边长相对精度为 左右。,全国GPS一、二级网,中国GPS 一、二级网,全球卫星定位系统(GPS)观测技术为主，辅之已有的甚长基线射电干涉测量(VLBI
16、)和人卫激光测距(SLR)等空间技术，结合精密重力和精密水准测量构成的大范围、高精度、高时空分辨率的地壳运动观测网络。中国地壳运动观测网络是一个综合性、多用途、开放型、数据资源共享、全国统一的观测网络，具有连续动态监测功能。网络从根本上改善了地球表层固、液、气三个圈层的动态监测方式。,中国地壳运动观测网络,中国地壳运动观测网络最初的目的主要是用来监测中国大陆的地壳运动，研究中国大陆的地壳运动规律和运动图像，为预测预报地震研究提供重要的基础和定量的数据依据。观测网络由基准网、基本网、区域网和数据传输与分析系统四大部分组成。,中国地壳运动观测网络,中国地壳运动观测网络,2000国家GPS大地网,三
17、个全国性GPS 网（共计2600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
18、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。,经过国家测绘局、总参测绘局和中国地震局的共同努力，于2003年建成了2000国家GPS大地控制网（2600多点，精度3cm）。2000国家大地坐标系已经国务院批准于2008年7月1日在全国正式启用。,平均三维点位中误差优于25mm 平均平面点位中误差约为5mm 平均高程中误差约为20mm,2000国家GPS大地网,2000 国家GPS大地网的缺陷,2000 国家GPS 大地网的密度远不如全国天文大地网,仅为后者的1/20 左右;2000 国家GPS 大地网所提供的低密度的3 维地心坐标框架不能完整实现中国的3 维地心坐标系。,解决办法,2
19、000 国家GPS 大地网+全国天文大地网 进行联合平差,将后者纳入3 维地心坐标系,并提高它的全国天文大地网的精度和现势性,使我国的大地坐标框架在密度和分布方面实现我国3 维地心大地坐标系的跨越式进步！（5万个点的3维地心坐标）,2000 国家大地控制网,3）2000 国家重力基本网,1）2000 国家GPS 大地网,2）新全国天文大地网（与2000 国家GPS 大地网联合平差后的全国天文大地网）,国家重力基准方面,我国在20 世纪先后建立了1957 国家重力基本网和1985 国家重力基本网，后者的精度为,与前者相比提高了一个数量级,并消除了波斯坦重力起始值的系统差。,1985 国家重力基本
20、网存在3个问题:对中国国土的覆盖不完整,网点少,网型结构也不理想;至20 世纪末,该网点毁损严重,竟达40%左右;精度难以满足当代发展的需要。,CGCS2000的定义,CGCS2000符合IERS（国际地球旋转和参考系服务局）ITRS（国际地球参考系）的下列定义：原点在包括海洋和大气的整个地球的质量中心；长度单位为米（SI)；定向在1984.0时与国际时间局（BIH）定向一致；定向随时间的演变由整个地球水平构造运动无整体旋转（no-net-rotation）的条件保证。,CGCS2000的定义,右手地固直角坐标系，它的原点和轴定义如下：原点在地球质量中心；Z轴指向IERS参考极方向；X轴为IE
21、RS参考子午面与通过原点且同z轴正交的赤道面交线；Y轴与Z、X轴构成右手直角坐标系。参考椭球的几何中心与坐标系的原点重合，其旋转轴与坐标系的Z轴重合。正常椭球与参考椭球一致。,CGCS2000：参考椭球,CGCS2000参考椭球的定义常数:赤道半径：a=6378137 m 扁率:f=1:298.257222101 地心引力常数：GM=3.9860044181014m3s-2 旋转速度：=7.29211510-5rad s-1,CGCS2000的实现,CGCS2000通过2000国家GPS大地控制网的坐标和速度具体实现。参考历元为2000.0。2000国家GPS大地控制网是在测绘、地震和科学院等
22、部门布设的4个GPS网联合平差的基础上得到的一个全国规模的GPS大地控制网，共包括2518点。坐标平均中误差：x=0.90cm,y=1.57cm,z=1.06cm B=0.37cm,L=0.77cm,h=1.92cm 位置平均中误差：P=2.13cm,中国大陆构造环境监测网络 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
23、三大部分，已经在2011年建成。,基准网是陆态工程的框架，260个连续观测GPS基准站,中国陆态网络工程基准网示意图,区域网由2000个观测站构成，这些站需要进行定期和不定期的复测,中国陆态网络工程区域网示意图,美国大地测量CORS网络 CORS项目于1994年启动，已开展18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,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）由于椭球体法线与该点夹角很小（通常为“分”的量级），大地高和正常
24、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,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（110km），可以忽略，此时有,所以 当A，B两点大约100km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,区域地壳形变的精密重力测量,国家重力基本网是确定我国重力加速度数值的坐标体系。目前提供使用的2000国家重力基本网包括21个重力基准点和
25、126个重力基本点。用重复绝对重力观测得到重力场时间变化,能够反映出区域的地壳运动,同时为获得中国大陆的重力变化图像提供重力绝对变化基准和控制.,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。,InSAR-合成孔径雷达干涉测量,一种以合成孔径雷达天线记录到的回
26、波信号为信息源，利用干涉测量技术来获取地球表面的三维地形、地表形变和地物特征变化等信息的测量技术,InSAR技术研究比较活跃的两大方面,1，从SAR图像序列提取干涉相位图并利用其基线参数派生大规模的反 映地形起伏的数字高程模型（DEM）,2，地表形变监测，使用差分干涉相位图及其基线参数估计地表变形，其精度可达毫米级,InSAR应用,第4章 断层形变测量,4.1 断层的定义及种类,断层的基本要素 1.上盘；2.下盘；3.断层面；4.断层线;5.断裂带,断层面就是切断地层并使两盘发生相对位移的破裂面。在断层面上方的一盘称“上盘”，下方的一盘称“下盘”。断层面与地面的交线称为断层线。,断层面这个术语
27、本身只能大体反映真实条件，因为错动发生在比较宽的带内，此带被岩石磨碎物质所填充，或被次级断裂所交切，这种情况常被称为断裂带。,断层的分类1）按两盘相对位移分类,正断层：为上盘向下位移的断层逆断层：为上盘相对向上位移的断层平移断层：是断层的两盘平行于断层走向发生位移（也称走向滑动断层）枢纽断层：断层两盘在相对位移时发生显著的转动,2）按断层走向和岩层产状的关系分类,走向断层：断层走向与地层走向基本平行倾向断层：断层走向与地层走向基本垂直斜向断层：断层走向与地层走向斜交顺层断层：断层面与层面大致平行,断层参数,走向、倾向和倾角,断层面的走向就是断层线两端的延伸方向（用方位角表示）。倾向：垂直于走向
28、线，沿断层面倾斜向下的方向所引出的直线称为倾斜线，倾斜线在水平上的投影线所指的界面倾斜方向称为倾向。倾角：倾斜线与其在水平面上投影线之间的夹角为斜角。即垂直于走向方向的横切面上所测的断层面与水平面之间的夹角，称为断层面的倾角，它是断层面的最大倾斜角。,4.2 跨断层大地形变测量,跨断层大地形变测量基本上沿用了传统的高精度大地测量方法，通过重复测定地震监测场地已布设的网、线所跨地壳活动断层的三维向量(指断层的垂直、张压和错动的活动量)变化，为中短期地震预报提供精度可靠的观测数据，为研究地壳运动提供精确的资料.,第8章 定点形变观测与测量数据处理,1 定点形变台站观测分类GPS台站连续观测、重力台
29、站观测、地倾斜台站观测、洞体应变台站观测和钻孔应变台站观测五大类,2 各类定点形变台站观测情况,3 连续观测序列的数据缺失补值预处理 序列值缺失补值预处理法,模拟或数字记录的连续观测资料，由于仪器工作性能或供电等偶然因素的影响，致使资料出现几小时或短期断缺，给资料保存、分析及研究工作带来影响为了解决由于资料缺记带来的影响与不便，需要进行数据插值。该方法具有两个特点：尽量利用头、尾相邻数据序列已有信息；符合序列本身的特性和变化规律.,外推补值法当缺值位于资料的首尾时，可按泰勒级数展开的线性组合式推求补值，有两种可能出现的情况：(1)顺推（2）逆推,4 连续形变观测数据处理方法,1）多元线性回归模
30、型连续形变观测给出的观测值中包含多种已知干扰因素观测值。则时间序列为下列线性关系：,2)带控制项的自回归模型（CAR),随机观测序列中，部分干扰因素为已知观测值,此时用CAR模型从,中滤去,成分后得到新序列,CAR模型表达式为,3)卡尔曼滤波模型,卡尔曼滤波是用前一个估计值和最后一个观测值来估计信号的当前值，它是用状态方程和递推方法进行这种估计的。此方法不限于平稳随机过程，它的信号与噪声是用状态方程和量测方程表示的.,活动地块学说,1、断块、构造块体、活动地块的概念2、活动地块学说与断块、板块学说的区别 3、活动地块、构造块体的相对运动分析,断块观点认为：变形一般从褶皱到断裂，一旦产生断裂，便
31、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,断块的活动方式主要有拉张、挤压、断隆、断陷、抬斜和掀斜
32、。,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。应该把驱动断块运动的力与形成断块的力统一起来考虑。（1）离极力（pole-fleeting force）（2）科里奥利力（Coriolis Force）（3）旋转速度不均一效应（4）地球自转速率的变化,断块的活动
33、方式,断块就是为断裂所围限的块体，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。,断块分类：依其边界断裂的深度亦可分为相应的四类，即：为岩石圈断裂所围限的块体称岩石圈断块，为地壳断裂所围限的块体称地壳断块，为基底断裂所围限的块体称基底断块，为盖层断裂所围限的块体称盖层断块
34、。,在岩石圈断块内部被各种地壳断裂所切割的块体就是地壳断块，或者说，岩石圈断块是由若干地壳断块拼合而成的。同样，在地壳断块内部又可分出基底断块，或说地壳断块是由若干基底断块拼合而成的；在基底断块内部又可分出盖层断块，或说基底断块是由若干盖层断块拼合而成的。,断裂、断层是指岩石沿某个面的破裂和沿该面的位移，实际种常常将断裂一词用作断裂面的同义词。断裂活动的五种方式锯齿状断裂的活动方式可概括为以下五种：（）纯挤压；（）纯拉张；（）纯剪切（分左旋、右旋两种）；（）剪切挤压；（）剪切拉张。断裂的三种基本体系 由于受力方式和边界条件以及变形体物理力学性质的不同，受同一应力场作用而产生的断裂在平面上常可构
35、成不同形式的组合，即称为断裂体系。断裂体系还可进一步划分为基本型和复合型这两大类型。三种最基本的断裂体系是：X型剪切断裂体系，Y型剪切拉张断裂体系和I型张性断裂体系。,断裂与断裂系（复习）,（）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,2类：穿层断裂和断裂带；顺层滑动断裂和断裂带,1、穿层断裂和断裂带：穿层断裂按其深度以及它们的地质和地球物理标志，可以划分为下列四种，即：岩石圈断裂（带）、地壳断裂（带）、基底断裂（带）和盖层断裂（带）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
36、壳断裂。基底断裂（带）：切穿地壳上部花岗岩质层到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 一条断裂或断裂带，在地质历史发展的不同时期可以多次地活动，但其切穿深度在不同的活动阶段中可以不同，因而留给我们的地质纪录（包括同断裂活动期的和对后期沉积的控制这样两方面）也不尽相同。即使在同一历史阶段中，它即可能经历由盖层断裂发展为岩石圈断裂的过程，也可以经历由岩石圈断裂变为盖层断裂的过程；在断裂发展的同一阶段中，它在不同的地区也可能切割不同的深度因而表现出不同的性质。,断裂和断裂带的分类,2、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
37、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。上述的每一层中又可划分出若干次一级的和更次一级的层。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。岩石圈滑动断裂（带）、地壳滑动断裂（带）、基底滑动断裂（带）和盖层滑动断裂（带）。层间滑动常沿各壳圈间的软弱夹层发生。断块学说强调层间滑动断裂，因为各级断块在水平方向
38、上的移动，从最大一级的洋底扩张和大陆漂移，到巨型隆起和巨型凹陷的构造运动，到沉积盖层的褶皱，无一不受层间滑动断裂的控制。也就是说，切穿各圈层的深度不等的断裂，只有在层间滑动断裂的配合下，才能对被切穿的壳圈的变形起重要的控制作用。,断块学说与板块学说比较（1）,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
39、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,（1）能够反映深部过程的活动构造带。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。,（2）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。,（3）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。,（4）亚板块内部构造活动的统一性。,我国及邻区可划分为
40、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.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,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-
41、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。,活动地块假说（活动块体动力学假说）,活动地块
42、假说,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。,活动块体假说相对于断块构造、活动亚板块、构造块体有6个发展,1）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2）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3）更加强调大陆内部构造变形的复杂性，充分考
43、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4）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5）更加强调不同活动块体在深部结构、介质性质和边界带，乃至边界带 不同段落上的差异6）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。,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
44、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。,中国大陆的活动地块主要特点,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。,活动地块的划分原则,根据活动地块的定义和性质，将晚第四纪到现今的构造活动性作为活动地块的划分原则,具体有如下3条基本原则：,1）边界带构造变形的活动性和局部化。活动块体的边界带一定具有强烈的构造活动性，应变也必然在活动块体的边界带上集中，形成变形和应变的局部化。,2）地块之间和地块内部构造变形的协调性和整体化。活动块体以整体运动和变形为特征，即使内部具有一定的构造活动性，其运动和变形在整个
45、大活动地块框架下也具有统一性和协调性。,3）内部结构的完整性和分层化。同一活动块体一般具有相同的地壳结构特征，相同的壳/幔分界性质（一级间断面或过渡带），不同的活动块体一般具有不同的地壳介质不均匀性尺度和壳内低速层（体）的分布。,我国大陆和边界地区的8级以上（含8级）巨大地震基本上都落在活动地块的活动边界上；,活动地块与强震关系,7级以上大震的80%90%发生在活动地块边界上；,活动地块的级别越高，控制的强震规模越大。,构造强震可以理解为岩石块体之间的突然错动。从断层观点来看，断层摩擦失稳后的突然错动而产生强震；从地块活动观点来看，强震是地块弹性能的快速释放：一方面需要积累足够的弹性应变能，同
46、时具有突然快速释放的边界条件。地块边界的断层错动只不过是弹性能释放的场所。,为了从地块观点预测地震，需要了解板内地块之间和地块内部的应变能分配格局及其变化过程，具体有4个方面。,1）板块边界应变能的传递，例如斜向碰撞边界的变形分配及其过程，俯冲板块边界耦合与解耦时期对板内作用的变换。,2）板块内部介质、结构对应变能分配的影响，包括各种断层，界面，不同地质单元（不同岩性与流变性质），热结构，以及流体的影响。,3）深部作用产生的应力分配，包括下伏地幔的拖曳力，地幔上升或下沉运动的垂直方向的力及热流，以及地质密度变化引起的重力均衡状态的变化等所造成的变化。,4）板内应变能的再分配，主要是岩石介质屈服
47、后蠕变流动所伴随的应力松弛、传递、积累过程，特别是伴随强震发生的断层解耦后韧性层流变所产生的应力迁移过程。,地块活动与地震的关系,地块与板块的异同,我国大陆广大地区处于发散的板块边界附近，或者说板块内部构造活动相对强烈，为了更好地描述板内构造活动，广泛地采用“地块”的概念。由于岩石流变性质的非线性，地球表壳变形主要集中一些在狭长的带上，而这些活动带之间的广阔区域则只承担很小的变形。这些广阔区域就是块体，而狭长的活动带则是块体间的边界。从这个观点来看，地壳块体（地块）的概念是板块构造向板块内部的延伸。地块与板块都有相同的块一带结构，变形主要由带来完成，在这一方面板块与地块是相同的，差别的仅在水平
48、尺度、深度层次以及变形量级上。,地块与板块有本质的区别,板块包括地壳与软流圈之上的岩石圈（岩石圈地幔），它们密度较低，通常能逃脱被消减的命运而在软流圈上移动，类似于在传送带上被携带的浮性块。,地块是具有构造活动统一性的构造实体（马杏垣，1987），是在板块内部变形活动中相对一致的单元。,板块运动的驱动力为俯冲板片的负浮力、中洋脊的推力，以及地幔底部拖曳力等，板内变形是板块相对运动的结果。,地块的运动却是在应力迁移、集中和变形、屈服后的断层活动时才进行的，或者说地块运动是地块变形的产物。,板块与地块的区别,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
49、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
50、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，Vol.22，No2,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
