武汉大学测绘学院地壳形变考试复习Word文件下载.docx
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是监测地壳形变运动，具体观测元素是地表点位置的变化
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,同时为建立国家高精度的大地测量基准，国家三维地心坐标系及其框架提供高精度的观测资料；
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。
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、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。
形变大地测量学定义：
是现代大地测量学与地球物理学、地质学、力学及信息系统学科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、地面测量机探测技术，精确测定时间尺度由分钟至数十年，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。
地壳形变学是由现代大地测量学和地球物理学、地质学等地学学科发展前沿的交叉渗透形成
大地形变学士研究固体地球表面的质点及其相互作用在一定的时空域内运动与变化的规律、成因与机制的科学。
它的研究对象是十数秒至百年时间尺度的现今地壳运动问题；
其研究内容包括大地形变的几何学、运动学以及动力学问题。
目前全球面对如下三大问题：
一是地球动力现象引起的地震、海啸、火山喷发和异常气候（主要是厄尔尼诺现象）等自然灾害，给人类生命财产带来巨大损失；
二是全球气候变暖、海平面上升、局部地层沉降和海上溢油公害等是随着工业发展引起的环境问题；
三是由于人口不断增加和陆地资源日益枯竭，需要开拓生存空间和寻找新的矿产资源。
目前地学研究的目标：
一是减灾。
二是监测环境。
三是寻找新的矿产资源。
同传统大地测量比较，现代大地测量在三个方面有重大进展和突破：
提高了观测精度；
扩大了跨越范围；
缩短了观测周期．
地球物理学定义：
狭义上讲是利用物理学原理及研究成果探索地球奥妙的学科。
地球物理学其主要研究对象是人类赖以生存的地球及其周围空间
地球物理学包括固体地球物理学和空间物理学两个二级学科。
地球物理大地测量学
是由大地测量学、地球物理学、地质学和天体测量学交叉派生出来的边缘学科，它的研究内容和目的是：
利用近代空间大地测量和地球物理观测新技术，精确测定地球表面点的几何位置、地球重力场元素、地球自转轴在空间的位置和方向以及上述参数随时间的变化。
并从动力学的观点研究地球动态变化的物理机制，进而为环境变迁和海平面变化的研究、地震火山等自然灾害的孕育预测、空间飞行器精密定轨和制导，以及地下资源的勘探等提供服务。
第二章全球板块运动监测
全球板块运动监测意义：
1，为寻找矿产资源：
板块运动的边界是生成矿源的地点。
2，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。
相对于某一与板块无关的参考框架的板块运动，称为绝对板块运动，而以某一板块为参考的板块运动，称为板块相对运动。
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V=WxR.b）利用基线长度的变化率确定板块运动的相对运动参数c）由站间大地线变化率求解板块运动参数d）利用站坐标和站速度确定板块绝对运动的欧拉参数
全球板块运动监测原理与方法：
1）利用基线长度变化率确定板块运动的相对运动参数
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（Ri和Rj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Wkl）：
利用站坐标和站速度确定板块绝对运动参数
在地心坐标系中，如果一个板块的绝对欧拉矢量为ω=（
，
），则该板块上矢径为R（x,y,z）的某点G的运动速度
（
）可表示为：
若把地球近似为球体，设该点经纬度分别为λ和φ，则上式可变为：
若已知该点在站心参考系中的经向速度
，纬向速度
和垂直方向上的速度
，可把
转换为
。
若不考虑
又欧拉矢量三个参数为：
解得：
代入
得：
因为P点是板块i与板块j边界上的点，P点的经纬度坐标（λ，φ）相同
所以
通过最小二乘解出后，还要进行精度评定。
对于绝对欧拉矢量Wk与Wl，可求它们的相对欧拉矢量Wkl=Wk-Wl，即由绝对求相对
第三章区域地壳形变测量
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。
区域地壳形变测量技术手段：
区域地壳形变的GPS测量、区域地壳形变的InSAR测量、区域地壳形变的精密水准测量、区域地壳形变的精密重力测量。
局部地壳形变测量的技术：
GPS/INSAR/LEVELING/GRAVITY。
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，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
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.
区域地壳形变的InSAR测量合成孔径雷达干涉测量技术（InSAR）是以合成孔径雷达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。
InSAR通过两幅天线同时观测（单轨模式），或两次近平行的观测（重复轨道模式），获取地面同一区域的复图像对。
由于目标与两天线位置的几何关系，在复图像上产生了相位差，形成了干涉图。
干涉图中包含了斜距方向上点与两天线位置之差的精确信息。
因此，利用传感器高度、雷达波长、波束视向及天线基距之间的几何关系，可以精确地测量出图像上某一点的三维位置和变化信息。
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。
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。
故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。
第四章断层形变测量
断层形变测量基本任务：
定量、精确、整体和动态地测定块体边界，并用恰当的数理模式加以描述。
断层定义：
是地层的一种普遍变形，其表现为岩石破裂面，而岩石曾沿此面经历过相对的位移，它们以平行或近乎平行的体系而出现，通常具有广泛的横向分布。
断层的基本组成部分：
断层面，上盘，下盘，断层线，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。
3）按断层走向与区域构造线方向的关系分类。
纵断层：
断层走向与区域构造线方向基本平行；
横断层：
断层走向与区域构造线方向基本垂直；
斜断层：
断层走向与区域构造线方向斜交。
断层参数：
断层面参数：
1，走向,断层面的走向就是断层线两端的延伸方向（用方位角表示）。
2，倾向：
垂直于走向线，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,3，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。
沿该面的错动参数：
1，滑距，断层发生前的某一点，经错开后分成两个对应点之间的实际移动距离。
2，断距，断层面上任何参考面被断层错开的两部分之间的距离。
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。
包括小三角测量、短基线测量和短水准测量等。
跨断层大地形变测量场地布设基本思想：
1）观测点一般设垂直和斜交断层的短基线各一条；
2）垂直于断层的基线的伸长和缩短，可以反映断层的张、压的情况；
3）而斜交基线的伸长和缩短可以反映断层的水平扭动（当然它们之间还会相互影响）；
4）另外，在基线端点埋设的水准点，用以观测断层两盘相对的升降变化。
第五章地壳应力与应变分析
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。
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，从而改变了物体的大小和形状，即引起了物体的应变（应变是表示物体变形的程度）。
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。
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。
外力内力：
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。
应力场：
受力物体内的每一点都存在与之对应的应力状态，物体内各点的应力状态在物体占据的空间内组成的总体，称为应力场。
构造应力场：
由构造作用造成的应力场称构造应力场。
地应力：
地壳岩石中存在的应力称为地应力。
地应力除了构造应力外，还有非构造应力，如有重力引起的应力，地形引起的应力，开挖引起的应力，人工载荷引起的应力，等等。
地壳应力场：
地应力在地壳空间内组成的整体称为地壳应力场。
应力场的表示方法：
应力场的图示通常采用主应力迹线和主应力等值线、最大剪应力迹线和最大剪应力等值线，有时采用主应力迹线和应力椭圆双重表示，有时也采用主应力矢量图。
应变有两种量度：
一是一条线的长度变化，二是两条线（或一条线和一平面）之间的角度变化，分别称为线应变和切（剪）应变。
应变的四种形式：
线应变、剪应变、面膨胀和刚体旋转角。
①线应变：
l是两相邻点O和P距离，l’是应变后相应点距离，则ε=（l’-l）/l=dl/l（>
0为张应变，<
0为压应变）、②剪应变：
变形前相互垂直的两条直线，变形后其夹角偏离直角的量称为角剪切应变φ，正切称为剪应变γ，γ=tgφ；
③面膨胀：
矩形PQRS的面积为F=ΔxΔy，形变后的平行四边形PQ′R′S′的面积为
④刚体旋转角：
如图，PE为直角QPS的平分线；
此直角形变后成为∠Q′PS′，角平分线PE形变后旋转到PE′的方向，所旋转的角度称为刚体旋转角ω，
与欧拉旋转角速度区别：
根据欧拉定理，可以用一个简单的旋转来表示每一个刚体板块在地球表面的运动，其旋转轴称之为板块运动的瞬时旋转轴，其轴与地球表面上的交点称之为板块旋转极。
欧拉旋转角速度即是刚体板块绕瞬时旋转轴旋转的角速度。
两者有本质区别。
均匀应变：
物体内各点的应变特征相同的应变称为均匀应变。
其特征是：
应变前的直线在应变后仍然是直线，一组平行线应变后仍然互相平行。
非均匀应变：
物体内各点的应变特征发生变化的应变称为非均匀应变。
与均匀应变相反，直线经应变后不再是直线，而成了曲线或折线，平行线应变后不再互相平行。
非均匀应变又可分成连续应变（变形）和不连续应变（变形）：
如果物体内从一点到另一点的应变状态是逐渐改变的，则称为连续应变（变形）；
如果是突然改变的，则应变是不连续的，
椭球体下块体的运动和应变模型比较：
模型1、2、3、4和5即是描述块体的运动和应变的常用模型，各自特点：
1）模型1和2属一类模型，它们强调块体的整体平移运动和旋转运动，并用块体中心点的平移量和旋转量代表整个块体的平移量和旋转量，而块体上的各个测点可以有不同应变量，其中模型2更适用于低纬度地区。
2）模型3和4在理论上是等价的，它们强调块体的整体旋转运动，而块体上的各个测点可以有不同的应变量，模型3、4较模型1和2更适用于大区域范围的活动块体。
3）模型5则认为块体是完全刚性的作整体旋转运动，不考虑或忽略块体的弹塑性应变量。
块体的运动和应变模型的辨识：
在观测数据足够多的情况下，可以采用多种不同的模型来反演和解释块体的运动和（或）应变状态，为了确定一个比较符合实际的块体运动和（或）应变模型，需要对块体运动和（或）应变模型进行模型辨识,确定这些种模型的优劣性及其适用范围。
为此我们通过模型的无偏性、正确（合理）性、有效性来进行进行模型辨识。
按照估计量的最优性质：
无偏性和有效性的定义，我们可以定义模型的无偏性和有效性。
模型的无偏性：
若模型合理，则模型残差的均值应趋向0，模型的无偏程度越小，模型越好。
模型的有效性：
若模型合理，则模型残差的方差应最小，A模型的残差的方差较B模型的残差的方差小，则A模型较B模型有效。
现今板块（地块）运动和应变模型：
利用板块构造运动理论研究块体运动时一般都把块体作为刚性块体对待，其实在板块内部，每个块体在周围板块或块体的作用下，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。
为此活动地块运动模型需要同时考虑活动（块体）地块的刚性运动和块体内部的应变。
第六章板块构造学说与活动地块学说
断块观点：
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。
断块：
就是为不同深度的断裂所围限的块体。
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：
（1）离极力（pole-fleetingforce）
（2）科里奥利力（CoriolisForce）（3）旋转速度不均一效应（4）地球自转速率的变化。
断块分类：
依其边界断裂的深度亦可分为相应的四类，即：
1）为岩石圈断裂所围限的块体称岩石圈断块，2）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。
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
断裂和断裂带的分类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）。
其中，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。
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，地球的岩石圈自表及里在垂直方向上可划为若干层：
（ⅰ）沉积盖层；
（ⅱ）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；
（ⅲ）中部地壳层；
（ⅳ）玄武岩或辉长岩质层（下部地壳）；
（ⅴ）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。
断块学说与板块学说比较：
1，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。
2，块体形态。
大小不同、厚薄不一；
大小不一，厚度相同。
3，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。
4，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）。
5,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。
6,块体漂移。
可在不同深度的界面上发生；
在软流圈上进行。
7，块体拼合。
洋壳块体与陆壳块体拼合时，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时，增殖。
陆壳块体与陆壳块体拼合时，对冲、互冲。
；
只强调俯冲，忽视仰冲。
8，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。
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
升级会员 