第八章-地震活动的大地测量研究方法

1、武汉大学 许才军,地壳形变 第八章 地震活动的大地测量研究方法,地壳形变,1、绪论 2、地壳形变测量 3、地球参考系与参考框架 4、板块构造学说与活动地块学说 5、地壳运动监测与数据处理 6、地壳应力与应变分析 7、连续形变、应变观测与数据处理 8、地震活动的大地测量研究方法,1,中国地震活动的基本特点 2,地震预报的科学思路 3,地震地壳形变 4,InSAR在地震研究中应用 5,地壳形变监测台网与地震预报,地震活动的大地测量研究方法,一、 中国地震活动的基本特点,我国的地震活动，可用“多、大、广、浅”四个字概括其特点，即地震多(频度高)、强度大、分布广、震源浅 。,1900-2003年中国大

2、陆强震震中分布图,地震预测是一个国际性的科学难题，其难点有三： 一是地震物理过程本身的复杂性； 二是地球内部的“不可人性”即人们无法深入到地球内部在震源区内设置台站、安装观测仪器； 三是大震重复时间的长期性，限制了作为一门观测科学对现象的观测和对经验认知的进展(陈运泰，1998)。 从科学技术上来看要完全实现地震预测预报成功，需要达到两点： 第一，对地震机理、地震孕育发生的物理过程的全面的完整的认识； 第二，要能够有效地监视地震的孕育、发生过程，以便根据孕震过程的发展阶段进行地震预测。 目前的地震预测预报研究还处于探索阶段,二、地震预报的科学思路,对一个自然现象的预测，往往有两种科学途径（张国

3、民等，2001）： 一: 研究并掌握该自然现象的生成机制和受控因素，通过测定有关因子的数值，按照该自然现象的成因规律对其作准确的预测和预报。 二: 根据该自然现象与其他现象之间的关系，应用实践中积累的大量资料，总结各种现象与预测对象之间的经验性和统计性关系进行预测和预报 。 地震预报途径之一：是关于孕震过程和地震模式的理论和实验研究。孕震过程的研究包括震源物理、地震力学等方面的理论、实验和观测研究，试图通过对震源过程物理力学机制的研究，逐步揭示和掌握地震孕育、发展和发生的规律，从而达到预报地震的目的。地震模式的研究从一定的理论前提出发，提出地震发生的模式，从理论上推导各种可能的前兆及不同的关联

4、组合，并通过实际观测不断检验和修改理论模式。 地震预报途径之二：是根据在长期实践中积累的大量震例资料，总结出经验性规律推广应用于预测未来地震。,两种地震预报途径,地震预报方法的分类,地震预报的地震学方法 地壳形变与地震预报 地下水微动态与地震预报 水文地球化学地震前兆 地震的地电前兆 地震的地磁前兆 重力预报地震,中国的地震预报在上述两条科学途径上探索前进，形成了依据地震异常群体特征对孕震过程实行追踪预报的科学思路，即通过大范围、长时间、多手段前兆的连续观测，监视区域应力场的动态变化，探测其在正常背景上的异常变化，并从场、源和环境相统一的整体观出发，分析异常群体的时空强综合特征及其演化过程：应

5、用从大量震例经验和理论、实验研究取得的对孕震过程阶段性发展的认识，以及各阶段中异常群体特征的综合判据与指标，对孕震过程进行追踪分析，并对地震发生的时间、地点、强度进行以物理为基础的概率性预报。,适合板内地震特点，具有中国特色的地震分析预报科学思路,具有中国特色的地震分析预报科学思路有以下几个方面 1 长、中、短、临渐进式预报思路 2 源兆与场兆思想 3 源的过程追踪与场的动态监视相结合思想 4 “块、带、源、场、兆、触、震”协同的思想,长期预报是依据历史地震的统计，对地质构造活动的地壳形变的观测分析，以及对近代地震活动图像的分析等多方面研究作出的对某地区今后数年至一二十年地震形势的预报。 中期

6、预报是根据地震活动图像、地壳介质的物理性质、地壳形变、地下水动态、水化学成分、地电阻率、地球磁场、重力场及地壳应力应变等多方面的监测研究，依据多种趋势性异常所作的一至数年的地震危险区及地震强度的预报。 短期预报是根据趋势异常加速或转折性变化和短期异常的出现等所作的数月内的地震预报。 临震预报则是根据突发性快速变化的异常所作的几天至十几天的地震预报。 阶段性地震预报思想就是使预报过程追踪地震孕育过程的发展，以渐进的方式向未来地震时空强三要素逐步逼近。,1 长、中、短、临渐进式预报思路,2 源兆与场兆思想,源即震源，源的研究系指对震源形成及演变过程的研究。源兆即为在此过程中震源区及近源地区出现的各

7、种效应。 场即区域应力场，地质构造块体在边界力作用下形成区域应力场，由于块体内部不均匀结构，因而在一些特殊部位形成多个应力集中区，其中有的可能发展成为孕震区，有的则为可能反映应力场变化的敏感点。场兆即为在震源形成及演变过程中，大范围区域应力场在众多敏感点显示的异常现象。,3 源的过程追踪与场的动态监视相结合思想,源的过程追踪思想基于对孕震过程及其可能产生的效应的研究。孕震过程可分为弹性变形、非弹性变形和破裂加速阶段。长期预报阶段主要追踪弹性应变和应变能的积累过程。中期预报阶段追踪非弹性变形如微破裂发展(微破裂数量和线度增加)或扩容等，以及伴随的效应如流体运移等导致的中期异常发展过程。在短临阶段

8、主要追踪突发性异常，即由于岩体有效强度降低、破裂扩展加速及贯通、断层加速蠕动和不稳定形变区内宏观断裂形成等造成的一系列突发性短临异常。 场的动态监视思想基于中国板内地震具有异常范围较大，异常群体动态演化过程与上述震源孕震过程同步起伏等基本事实，固而大面积监视场的动态就可以获得震源孕育过程的相关信息或背景性变化。 由于场和源的相互作用，实现地震预报必须将源的过程追踪和场的动态监视两者结合起来，地震异常在时间上阶段性发展和在空间分布上集中性特点主要反映源的发展演化过程，而前兆现象在空间上和时间上的离散性分布则更多地反映孕震过程中场的变化。,4 “块、带、源、场、兆、触、震”协同的思想,“块”即地震

9、构造块体。大陆地壳是由大大小小的不同层次的块体嵌套而成的。 “带”为构造块体之间的边界带，亦称构造带。在地球动力因子作用下，地质构造块体间，出现“压、拉、扭、错”多种力学性质的相对运动。边界带是集中反映这种运动的剪切带、形变带、应力应变集中带、地球物理和地球化学等异常带。 “源”即边界带上摩擦强度大的阻挡构造块体运动的地段，显然这里将积累应力应变和能量，是可能孕育地震的震源区。 “场”即区域应力场，随着构造活动的持续，应力应变的积累，形成了不断变化和增强的构造应力场和震源应力场。 “兆”就是应力场发展过程中形成的反映地震孕育发展过程的异常变化。 “触”是指在孕震晚期震源处于不稳定状态，外场(如

10、天体引力、太阳活动、气压场等)的某些微小扰动，可能对地震的发生起触发作用。 最后，在上述条件统一作用过程中发生地震。,三、 地震地壳形变,1，地震地壳形变概念： 由于地壳结构的不均匀性，在内力与外力的作用下就会产生不均匀的地壳 形 变，它导致某些地壳特殊部位上的应力-应变积累，当这一累积应变达到地壳的极限应变值或已有断层上的应力积累达到了断层的抗剪强度时，地壳便突然破裂，发生地震，这种与地震的孕育和发生过程直接有关的地壳形变过程称为地震地壳形变。 震前地壳形变：孕震过程中的地震地壳形变，也称地壳形变前兆； 同震地壳形变：震时地壳破裂引起的地壳形变； 震后地壳形变：震后继续调整过程的地壳形变。,

11、地震地壳形变,2，地震地壳形变获取的方式及分类： 地震地壳形变可以通过地壳变形观测获得。 地壳变形观测按时间域分类：连续观测；离散观测 地壳变形观测按空间域分类：定点形变(倾斜、固体潮)观测 ； 断层位移观测（局部） ；区域形变场观测 ；全球板块运动监测 地壳变形观测按观测手段分类：有空间技术;常规大地测量技术;洞体钻 孔应变、倾斜、各类固体潮汐因子等观测 。,地震地壳形变,3，震前地壳形变 表现方式：断层系和块体运动；近场地壳应变积累；扩容与地表隆起 3.1 断层系和块体运动 板块内部有地质块体沿断层的相对运动，导致障碍体上的应变积累，从而形成地震。 断层运动及其近场块体的形变受构造运动的驱

12、动,形变主要集中在断层近场,远场形变比较平缓,并且离断层越远形变越平缓。 断层近场块体介质的力学特性可以发生很大的变化,这种变化对于块体的变形与释放能量的方式和速度起着控制作用。,地震地壳形变,3.2 近场地壳应变积累 通过对岩石做模拟实验可以模拟地震发生的环境，了解地壳的运动模式 。 岩石加压模拟实验结果表明，岩石在应力作用下的应变曲线是分段的，即岩石破裂过程中应力、应变关系呈现出阶段性特征。 岩石破裂前后应力、应变曲线大致可分为5个阶段 ：硬化阶段 ，线弹性阶段 ，非弹性变形或弱化阶段 ，失稳阶段 ，滑动阶段,地震地壳形变,3.3，扩容与地表隆起 在应力达到破裂强度的2/3左右时，近场区开

13、始扩容，在地表可以观测到隆起，但随着应力的继续增加，主破裂带的逐渐形成，应变将大量集中在一个有限的最终出现断裂的部位上。其余地区裂缝将闭合，应力-应变将下降恢复，膨胀也将逐渐恢复。 无震滑动: 地壳表面的大部分位移是由无震滑动产生的(例：伊豆半岛东北部所累积的应变能量，大部分是由无震隆升释放的，以地震形式释放的只占一小部分 )。,4, 同震（震时）地壳形变,地震的同震运动，主要表现为地震断层和地裂缝 同震形变模型：断层运动模型。断层是地球内部的一个滑动面，在其两侧发生了不连续的岩体运动（或称为错动）。它在地面下的形状无法观测到，一般通过地面观测资料（例如断层长度、地震时的错动等）来建立断层模型

14、。,断层可分为三类（按两盘相对运动的方向）：正断层、逆断层和平推断层。 上盘相对下降、下盘相对上升的断层称正断层，断层面倾角一般较陡。 上盘相对上升、下盘相对下降的断层是逆断层，断层面倾角变化较大，从陡倾到近水平。 如果断层两侧的岩石不是沿断层面上下移动而是沿水平方向移动，则称平推断层。 如果把这三类断层与形成的构造应力联系起来，通俗地说，正断层由拉张应力引起，逆断层是挤压应力的结果（故常造成地壳的缩短），平推断层则与剪切应力有关，其断层面常近直立。,4.1 同震变形的位错模型,位错模式几何图,在各向同性介质中，表面 由于位错 产生的位移场 如下：,分别表示断层上点的走滑位错，倾滑位错，张裂位

15、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,断层（震源）坐标系和测量坐标系的位置关系,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 , 则有：,正演问题：用断层的10个参数计算地表测量坐标系中的位移 反演问题：地表位移观测值来确定断层的三个位错分量及其位置参数和几何参数,4.2 Okada（1985）关于矩形位错的公式,走滑分量,各分量分别代表点在矩形四个位置上的位移，,为断层中心坐标值（在震源坐标系中）， 为断层倾角， 为断层深度,由位错引起的应变,走滑分量,5, 震后的地壳形变,地壳的震后运动，一般和震前的运动趋势成反向。 震后滑动主要发生在

16、主震后几天至几个月内。 其特点是滑动速率成对数衰减，位错量可等于或超过同震滑动。,震后的地壳形变模型,Pollitz最初在1992年给出基于球体分层粘弹性地球模型的时变震后应力释放的解析表达式。该模型主要计算在球体分层弹性-粘弹性介质内，某个弹性层内发生的断层滑动产生的应力变化所引起的震后响应，这种响应对应着球形运动分量和环形运动分量的球谐展开，每种分量代表一种具有特性的时间延迟和空间变形模式的应力释放，它可以灵活计算在任何深度的时间序列震后变形场-位移场和应变场。,总的位移场,利用上述参数就可以灵活计算任意点在任何深度的时变震后变形场-位移场和应变场,1,SAR、 InSAR 和 D-InS

17、AR 的概念 合成孔径雷达(Synthetic Aperture Radar，SAR)，开始于20世纪50年代 SAR具有全天时、全天候的工作能力，能够穿透云层，对某些地物也具有一定的穿透能力，并能够在不同的微波频段、不同极化状态下得到地面目标的高分辨率图像。 合成孔径雷达干涉技术(lnterferometric Synthetic Aperture Radar，InSAR） ，20世纪60年代末 InSAR是SAR与射电夭文学干涉测量技术的完美结合。当SAR扫过地面同一目标区域时，利用成像几何关系，通过成像、一些特殊的数据处理和几何转换，即可提取地表目标区域的高程信息和形变信息。,四、InS

18、AR在地震研究中应用,D-InSAR (Differential lnSAR）差分干涉测量技术是在InSAR的基础上发展起来的，它以合成孔径雷达复数据提供的相位信息为信息源，可从包含目标区域地形和形变等信息的一幅或多幅干涉纹图中提取地面目标的微小形变信息. 1989年，Gabriel等人首次论证了D-InSAR技术可用于监测毫米级的地表形变. 1993年，Massonnet等人利用ERS-1卫星SAR数据获取了1992年Landers地震(M7.3)的同震形变场，其结果与弹性形变模型以及其他相关测量数据吻合得相当好.该成果在Nature上发表后，D-InSAR探测地表形变的能力引起了国际地学界

19、的极大重视。 实验证明，D-InSAR技术对垂直方向的形变比较敏感，并且能够大规模监测几天到几年、厘米级甚至毫米级的形变场信息，其高分辨率和空间连续覆盖的特征是GPS、SLR、VLBI等手段不具有的，从而可以揭示出更多的地球物理现象，最终为地球物理学提供一种全新的动态研究途径.,2 InSAR、D-InSAR的基本原理,InSAR测量模式 一种是双天线单轨(Single Pass)模式，主要用来生成数字高程模型，一般用于机载SAR; 另一种是双轨(Twn Pass)模式，主要用于获取地表变形，一般用于星载SAR. 下面以重复轨道干涉测量为例，简要介绍InSAR技术的基本原理,假设卫星以一定的时

20、间间隔和轨道偏离(通常为几十米到1km左右)重复对某一区域成像，并在两次飞行过程中处于不同的空间位置S1和S2，则空间干涉基线向量为B，长度为B;基线向量B与水平方向的夹角为基线倾角 。 S1和S2至地面点P的斜距分别为R和R+R;将基线沿视线方向分解，得 到平行于和垂直于视线向的分量 、 ；H为S1到参考面的高度;从S1和S2发射波长为 的信号经目标点P反射后被S1和S2接收，得到测量相位分别为 、,上面,InSAR处理流程,两次成像独立进行，不能保证生成的两个二维复图像中同样位置的像素对应于地面上的同一点。配准的目的是要使两个图中同样位置的像素对应地面同一回波点.,用不同入射角得出的SAR

21、图像中含有的地面信息的谱段不同，干涉时两图中相同谱段部分的信息产生所需的相干结果，不同谱段部分的信息则成为干扰。预滤波的目的是要滤除两图中谱段的不同部分，取得更好的相干性,平地效应是高度不变的平地在干涉纹图中所表示出来的干涉条纹随距离向和方位向的变化而呈周期性变化的现象。,相位解缠就是从相位差图像中恢复真实相位差的过程,差分干涉测量的成像几何示意图,设在同一地区有两幅干涉图，其中一幅为事件(地震、滑坡等)前两景SAR 图像，通过干涉处理所得(包含了场景的地形信息)；另一幅由事件前后两景SAR 干涉处理所得(包含了场景的地形信息和微量地形变信息)在此基础上，把两幅干涉图像进行差分干涉处理，便可得

22、出该地区的斜距向微量地形变。,如图 设A1 和A2 为地震/形变前卫星对同一地区两次成像，可以形成 一副干涉图；现在我们考虑在同一测区（在发生地震/形变后）进行的另一次观测，获取了第3幅SAR图像， A3是此时的天线位置。第1和第3幅SAR图像可以形成第2幅干涉纹图 。,3 由差分干涉测量获取地震地表同震形变场的实际处理流程,通常选用的“三轨法”模式进行差分干涉处理 像对选择: 根据三景SAR 图像的经纬度范围选取公共重叠区，以保证能在同一区域进行干涉和差分干涉处理 图像配准: 将2 号图像作为主图像，分别与1 号和3 号图像进行基于轨道参数的自动配准，给定一个配准精度达（例如0.2像素），若

23、配准达不到所需精度，则根据两景图像的地表标志物，选取地面控制点，同时进行滤波处理 生成干涉图: 把配准后的图像组成震前-震前、 震前-震后两个干涉对，进行共轭相乘，生成两幅干涉图，并采用“去平地”方法除去地球曲面影响然后进行相位解缠，获取震区高精度DEM 差分干涉处理:将两幅干涉图进行差分干涉处理，即在震前-震后干涉图中除去地形因素，得到反映同震位移地表形变场的差分干涉图，然后将得到的第一组和第二组地表干涉形变场进行地理编码、拼接，便得到了地震地表同震形变场,3 由差分干涉测量获取地震地表同震形变场的实际处理流程,3 由差分干涉测量获取地震地表同震形变场的实际处理流程(两轨法）,二轨法是利用实

24、验区地表变化前后二幅图像生成干涉纹图，再利用事先获取的DEM数据模拟纹图，从干涉纹图中去除地形信息就得到地表变化信息。这种方法的优点是无须进行相位解缠，减少处理工作量；缺点是对于无DEM数据的地区无法采用上述方法，另外在引入DEM数据时有可能带入新的误差。,1999.8.17发生在土耳其Izmit Ms7.5地震同震变形图 左上图是两幅ERS-1影像图（1999.8.12与1999.9.16）导出的同震变形干涉图 右上图是两幅ERS-2影像图（1999.8.13与1999.9.17）导出的同震变形干涉图 左下图是减掉由GPS观测导出的同震滑动模型得到的残差干涉图 右下图是ERS-1与ERS-2的干涉差分图，图中表示震源,（引自 Reilinger etal.,2000,Science）,左上图表示利用最佳单断层模型模拟得出的1995年10月1日在土耳其Dinar发生的 Ms 6.1地震在地表破裂（白线）和断层平面（黑线）产生的干涉图 左下图表示实际地震在地表产生的干涉图与用最佳单断层模型模拟得出的地震产生的干涉图的残差干涉图， 表示模型产生最大系统误差的位置,右上图表示利用多断