地壳形变术语.doc

同震位移同震位移（coseismic dislocation）又称地震位错，是指一次地震引起的地震断层两盘块体的相对错动量。当震级很大时，可以通过地质调查获得地表位移量，否则只能根据地震仪记录或者地壳变形测量数据求得震源位移量。通常地震震级越高，位移越大。例如，1906年美国旧金山8.3级大地震的断层水平位移640厘米，垂直位移90厘米；而1966年美国加利福尼亚州英比利尔3.6级地震的断层位移只有15厘米，其中还可能有一部分是震前或震后断层蠕动位移分量。通常断层位移的数值在断层中部最大，向两端逐渐衰减，一般所说的地震位移量多半是最大值，或者平均值。据统计，全球的地震位移大部分是以水平为主，即断层走向滑动占优势。加里东运动加里东运动是古生代早期地壳运动的总称。泛指早古生代志留纪与泥盆纪之间发生的地壳运动，属早古生代的主造山幕。欧洲普遍用于早古生代变形的名词。以英国苏格兰的加里东山而命名，志留系及更早地层被强烈褶皱，与上覆泥盆系呈明显的不整合接触。形成从爱尔兰、苏格兰延伸到斯堪的纳维亚半岛的加里东造山带。产生年代早古生代指整个古生代的前半期，包括寒武纪、奥陶纪和志留纪三个纪，始于距今约5.7亿年，结束于距今约4亿年。这段时间形成的地层叫“下古生界”，相应地包括寒武系、奥陶系、志留系三个系。寒武系、志留系早在1835年就建立了，当时认定它们构成了下古生界，1878年美国地质学家拉普沃思把志留系和寒武系之间的一段重复部分分出，另命名为奥陶系，同时提出下古生界三分的观点。 早古生代时，地球发生过强烈的构造运动，地质学家们统称“加里东运动”(即加里东构造旋回)，而狭义的“加里东运动”则是指发生在志留纪末期，或志留纪与泥盆纪之交的褶皱运动、造山运动。其典型地区是英国北方苏格兰延至斯堪地纳维亚半岛西部的挪威。那里分布有褶皱山系和变质程度很高的岩石，对全球地质和生物演化影响很大。早古生代末古大西洋关闭，从而使北美板块与俄罗斯板块碰撞对接，形成“劳亚大陆”。中国西部柴达木板块与中朝板块拼合，古祁连海褶皱关闭。其他许多古海洋(如古鸟拉尔海洋、古北亚海洋、古太平洋、原特提斯洋等)都遭到加里东运动不同程度的影响，导致各大陆板块边缘的陆壳增生。陆地面积进一步扩大，古老地台更趋向于稳定。 褶皱运动加里东运动其所形成的褶皱带称加里东褶皱带。1888年由休斯（E.Suess）创用，主要指欧洲西北部晚志留纪至泥盆纪形成北东向山地的褶皱运动。这一时期的地壳运动，使延伸于北爱尔兰、苏格兰和斯堪的纳维亚半岛的北东向格兰扁地槽、西伯利亚的萨彦岭地槽、中国东南部加里东地槽、澳大利亚的塔斯马尼亚地槽及北阿帕拉契亚地槽（古大西洋）形成褶皱山地。加里东运动的完成标志着早古生代的结束。 形成影响加里东运动在寒武纪时最主要的地壳变动为升降运动。自早寒武世开始海侵，中寒武世海侵达到最高峰，海水侵入阿拉伯陆台和印度陆台的北部；到晚寒武世时，由于有些地方陆地开始上升，故海水面积相对缩小，特别在西伯利亚陆台。寒武纪时，亚洲各大地槽带都沉积有砂岩和石灰岩等地层。志留纪时，在陆台区和中央哈萨克斯坦等大地槽区，有大规模的海侵。整个寒武纪和志留纪末期以前，亚洲陆台基本上是沉降时代和海水侵入时代，这是加里东运动的前半期。 志留纪末泥盆纪初，亚洲在很多地区发生了褶皱运动。在原来的许多大地槽中，发生了大规模的海水后退，形成众多高山。这一阶段是加里东运动的后半期，亦即造山时期。贝加尔湖沿岸诸山、东萨彦岭、西萨彦岭、叶尼塞山脉、库兹涅茨阿拉套山、阿尔泰山、唐努乌拉山、杭爱山以及我国华南的加里东褶皱带，都是这一阶段形成的。至此，亚洲原有的地槽缩小了，而陆台却扩大了。新特提斯洋 新特提斯（Neo Tethys，Neotethys）是古特提斯消减后，在冈瓦纳大陆北侧与欧亚大陆南缘之间发育的洋盆。新特提斯洋盆的开裂主要从侏罗纪开始，并在侏罗纪晚期至白垩纪早期达到鼎盛时期。在中国境内，该主洋盆残迹见于雅鲁藏布缝合带。新生代时期的新特提斯的消亡，形成了另一条全球规模的阿尔卑斯喜马拉雅造山带。在亚洲，新特提斯洋直至始新世才完全闭合，导致喜马拉雅造山带拼合到亚洲大陆南缘，后经强烈抬升形成现今宏伟的青藏高原。近年来有的学者认为印度大陆与欧亚大陆之间不存在广阔的新特提斯大洋。CQG 2000CQG2000 我国分米级精度大地水准面 国家“九五”测绘科技攻关项目我国分米级精度大地水准面CQG2000已通过国家测绘局组织的验收。根据 中华人民共和国测绘法中华人民共和国测绘成果管理规定，国家测绘局决定启用我国分米级精度大地水准面CQG2000（以下简称：CQG2000），特公告如下： 一、CQG2000覆盖我国大陆及其海岸线以外400公里的区域和南海诸岛及其周围海域。其分辨率高，精度达到分米级，比我国第一代大地水准面成果（CQG1980）提高一个数量级。 二、CQG2000包含下列成果： （一）图件成果（参考椭球：GRS80） 1、1：600万比例尺高程异常等值线全图（陆地、海洋）； 2、1：600万比例尺大陆地区高程异常等值线图； 3、1：100万比例尺标准图幅高程异常等值线图。 （二）数字成果 1、1515格网平均高程异常数字模型； 2、1515格网平均重力异常数据（中间成果），包括：地形均衡异常、布格重力异常、空间重力异常。 三、CQG2000由国家基础地理信息中心负责保管，成果的提供和使用依照测绘资料管理的有关规定办理。重力异常英文名称：gravity anomaly 定义：大地水准面上的重力值与相应点在地球椭球面上的正常重力值之差。或地球自然表面上的重力观测值与相应点在近似地形面上的正常重力值之差。 重力异常（gravity anomaly）由于地球质量分布不规则造成的重力场中各点的重力矢量g和正常重力矢量的数量之差。它是研究地球形状、地球内部结构和重力勘探，以及修正空间飞行器的轨道的重要数据。分类重力异常可分为纯重力异常和混合重力异常。纯重力异常是同一点上地球重力值和正常重力值之差，又称扰动重力。混合重力异常是一个面上某一点的重力值和另一个面上对应点的正常重力值之差。例如大地水准面上一点的重力值g0和该点沿平均地球椭球法线在椭球面上的投影点的正常重力值0之差，称为大地水准面上的混合重力异常；地面上一点的重力值g和似地球面（见地球形状）上相应点上正常重力值之差，称为地面混合重力异常。 重力异常的求定纯重力异常不能直接求得，需要通过扰动位间接推求。混合重力异常可以直接推求。若求地面混合重力异常，地面上一点的重力可通过实测获得，而似地球面上相应点的正常重力，则先按计算点的纬度用正常重力公式算得平均椭球面上相应点的正常重力，然后再将它归算到似地球面上。若求大地水准面上混合重力异常，大地水准面上一点的重力是将地面实测重力归算到大地水准面上得到的，平均椭球面上的正常重力则按正常重力公式解算获得。 重力改正将地面实测重力值归算到大地水准面上，称为重力改正。它包含两方面内容：一是清除观测点到大地水准面的高程对重力观测值的影响；二是将大地水准面以外的质量的影响按某种方法完全消去。改正后得到的是外部没有任何质量的大地水准面上的重力值。根据所要改正的影响不同，重力观测值中将加上不同的改正。 空间改正按地面重力观测点高程考虑正常重力场垂直梯度的改正。此项改正相当于使地面重力观测点移到大地水准面上，而大地水准面以上的地形质量随观测点平移到大地水准面之下。 层间改正消除过观测点的水平面同大地水准面之间的质量层对观测重力的影响而加的改正。此项改正相当于把高出大地水准面的质量当作一个无限平面厚层全部移掉。 重力观测值经过空间改正和层间改正相当于使地面重力观测点移动到大地水准面上。此两项改正数之和称为布格改正。 地形改正是消除观测点附近高出或低于观测点水平面的地形质量对观测重力的影响而加的改正。此项改正相当于把局部的地形质量去掉或补上，从而使观测点周围的地形形成一个水平面。无论附近地形高出还是低于观测点水平面，此改正数总是正的，称为局部地形改正。如果再顾及观测点水平面同大地水准面之间的层间质量，计算时只考虑观测点附近有限范围内的地形对重力观测的影响而进行的改正，称为不完全地形改正；考虑全球的地形影响而进行的改正，则称为完全地形改正。 重力观测值经过局部地形改正和空间改正，相当于先将观测点水平面上下的质量除补齐，再将地面重力观测点移动到大地水准面上，同时观测点平面到大地水准面之间的层间质量随观测点平移到大地水准面之下。此两项改正之和称为法耶改正。 均衡改正是根据地壳均衡假说考虑到山脉（或海洋）的质量过剩（或不足）同大地水准面之下质量不足（或过剩）互为补偿而加的改正。经过此项改正，对大陆地区相当于将大地水准面以上的山脉过剩质量移到大地水准面和均衡补偿面之间；对海洋地区相当于将海底到均衡补偿面之间的过剩质量填入海洋中，使大地水准面和补偿面之间的地壳密度和厚度达到均匀一致。以上只是一种地壳均衡的假说，还有其他的假说（见地壳均衡），根据不同的均衡假说可得到不同的均衡改正公式。 由于在实测重力中可以加上不同的改正，所以有了不同种类的大地水准面上的混合重力异常。 观测重力值减去正常重力值，加上空间改正，称为空间异常，如果再加上局部地形改正，则称为法耶异常。观测重力值减去正常重力值，加上布格改正，称为布格异常；再加上局部地形改正和均衡改正，称为均衡异常。地面混合重力异常，只需要在平均地球椭球面上的正常重力中加上空间改正即可，它不涉及质量影响。 表示方法地球形状的研究和宇航事业的发展，都要求知道全球重力场的结构。全球重力场结构通常用两种方法来描述：一是直接用全球均匀分布的有限个离散点的重力异常值,或是用方块(如1010、11)的平均重力异常值描述出地球重力场的精细结构；另一是用重力异常的球谐函数展开式（见地球重力场）描述出全球地球重力场的总貌。在地形起伏大的地区，相应的等重力异常线的密度也大，反之亦然。 重力异常推估根据重力测量地区的已知空间（或布格）重力异常，用内插或外推方法可以推算未进行重力测量地区的点或方块的空间（或布格）重力异常。在推估时不但要考虑重力点的平面分布，而且要考虑同高程的相关性。实践证明，直接用空间异常进行内插或外推的误差较大，因此必须借助于变化较平缓，同高程相关性较小的布格异常或均衡异常进行间接内插或外推。通用的方法有平面拟合、最小二乘推估和最小二乘拟合推估等（见测量平差）。 近年来发展的卫星测高技术，卫星卫星跟踪技术以及卫星梯度测量，可以用来推估地面上不同尺度方块的平均重力异常值。P波在测震学中，震中距在1000公里以上的称为远震。如果把测量点作为地球的一极，穿过地心和测量点相对应的为另一极，中间的距离按照和地心与测量点之间的张角划分为180度，也可以说震中距在10度以内的称为近震，10度105度的为远震，105度以上的称为极远震。对于远震和极远震，不能再象近震一样认为地震波是直线传播的，必须考虑地震波在传播时的折射。从震源发出，一路不断折射传播过来的纵波叫做P波。它是远震测量中的首波。 P波（P-wave or primary wave）是二种体波（体波的命名是因为此波穿越地球内部，相对于体波的是表面波，另一种体波是S波（secondary wave）中的一种。P波意指（primary wave）或是压力波（pressure wave）。在所有地震波中，P波拥有最快的传递速度，因此地震发生时，P波是最早抵达测站，并被地震仪纪录下来的地震波，这也是P波名称的由来。P波的P也能代表压力（pressure），来自于其震动传递类似声波，属于纵波的一种(或疏密波)，传递时介质的震动方向与震波能量的传播方向平行。 对于地球内部构造的了解和推论，大部分是藉由观测地震波中的体波。地震波在不同介质有不同传播时间和路径，在介质交界面时会产生反射、折射，以及相位的改变，地震学家利用这些特性来获得地球内部资讯。当体波穿越地球液态层时，P波在经过下部地函与外地核时会稍许折射。造成P波在104至140间1会有阴影区，即地震仪记录不到。 p波也是人体内部心脏中发出的一种波S波在测震学中，震中距在1000公里以上的称为远震。如果把测量点作为地球的一极，穿过地心和测量点相对应的为另一极，中间的距离按照和地心与测量点之间的张角划分为180度，也可以说震中距在10度以内的称为近震，10度105度的为远震，105度以上的称为极远震。对于远震和极远震，不能再象近震一样认为地震波是直线传播的，必须考虑地震波在传播时的折射。从震源发出，一路不断折射传播过来的横波叫做S波。它是远震测量中的第二震相，可以和P波一起进行浅源地震的定位。 S波（S-wave or secondary wave）是二种体波（体波的命名是因为此波穿越地球内部，相对于体波的是表面波）中之一。它是因地震而产生的，被地震仪记录下来。命名为S波（secondary wave）是因为它的速度仅次于P波（最快的地震波）。S波的S也可以代表剪力波(shear wave)，因为S波是一种横波，地球内部粒子的震动方向与震波能量传递方向是垂直的。S波与P波不同的是，S波无法穿越外地核。所以S波的阴影区正对著地震的震源。地球物理学中的各向异性anisotropy 物理性质随测量方向而变化的特性。地球物理应用各向异性有时仅限于“视各向异性”，以与品体历具有的点各向异性相区别。 A、在各向异性介质中应力与应变的弹性张量包含21个独立常数。如果