一、西藏高原及其周围地区地震的地震矩张量及震源参数的尺度关系（论文文献综述）
白起鹏[1]（2021）在《显着非双力偶震源的矩张量反演及破裂过程研究》文中进行了进一步梳理准确的地震矩张量和震源深度等震源参数是评估地震灾害、分析活动构造和研究火山过程的重要依据。地震震级越大,产生的破坏往往也会越严重,研究其震源特征和破裂过程有助于进一步分析地震发震的成因,探索破坏性地震发生的潜在规律。典型构造地震的机制解一般符合双力偶震源模型,但是仍有一些地震存在明星的非双力偶成分,无法用简单的单个平面断层模型表示。非双力偶地震产生的来源例如核爆炸、矿井坍塌、火山活动等复杂性,以及复杂断层几何和破裂非平面不均匀性等复杂性对于理解地震的成因和发震机制有重要的指示意义。相较于大地震（Mw>7.0）的发震数目,中强地震的数量较多（5.5<Mw<7.0）,并且有时产生的破坏也比较严重。一些中强地震具有明显的非双力偶成分,和典型的构造地震不同,此类震源过程也可能包含一定的复杂性,判定非双力偶地震的成因也是现今地震学震源研究的难点。非双力偶地震在中强地震（Mw>5.5）中比例大约为10%,使用传统方法往往不能有效的区分其震源组成。随着宽频地带数字地震台以及海底地震仪的布设,越来越得多的震源参数研究借助于多种数据和多种方法联合的方式进行。全球数千台的宽频带数字地震仪在远震震中距（30-90°）上通常有较好的方位角和震中距覆盖,其记录的地震体波信号信噪比较高,往往用于地震震源参数的反演中。对于中强地震来说（5.5<Mw<7.0）,一些地区的地震台站布设还较为稀疏,仅使用近台或者远台并不能准确测定地震的矩张量和震源深度,此时有必要进行联合反演提高计算的准确性。本文通过近震和远震数据的联合反演来测定中强地震全矩张量,对中强地震案例如2017年四川九寨沟地震、2010年台湾高雄地震和2016年帕米尔高原Mw6.6地震分别测试了相应的近震和远震联合反演矩张量解。然后对2017年四川九寨沟地震测试其分别只使用近震、远震和联合反演的矩张量解以及震源深度,并测定了不同频带滤波范围的影响,讨论了近远震权重不同的影响和台站分布的影响。发现对于只使用近震或者远震来说,不能有效测定地震的震源深度和矩张量,使用联合反演可以有效提高测定的可靠性。在近远震权重不同的情况下,矩张量变化较为明显,并且震源深度变化也较大,在近远震误差权重保持在接近为1时总体结果比较可靠。在地震多发并且结构复杂的地区,往往速度结构不够准确,并且大量地震事件计算需要较大的计算耗时。随着越来越多密集台站的布设,例如四川、青藏高原东缘、东北盆地等地,学者们获得了越来越多更为准确的三维结构。结合近年来三维结构理论波形计算的发展,可以将三维结构、三维波形模拟（SEM）和震源参数反演结合起来,从而测定更为准确的三维震源参数。本文以2017年九寨沟地震为例,使用震源发震区附近较为准确的三维结构计算三维格林函数,然后借助gCAP3D方法反演三维震源参数。得到的矩心深度等震源参数与一维情况下的计算结果保持较好的一致性,但是矩张量的非双力偶成分有明显的变化。在三维震源参数反演下,非双力偶成分有一定程度的降低或提高。这说明三维结构会对非双力偶成分的准确测定起到一定的重要作用。同时,本文对反演程序进行了并行化以提高反演效率。在对震源参数搜索网格增加采样密度的情况下,计算速度在并行情况下可以比串行情况提高约50倍,这为将来的区域快速震源参数反演提供了一个高效的计算工具。大地震的破裂过程较为复杂,往往不是一个简单的点源可以解释,此时一些具有明显非双力偶成分的地震可能有多个地震子事件。具有多个子事件的地震破裂过程可以利用多点源模拟或者是有限断层反演方法进行研究。根据初始的点源震源参数解可以初步判定地震的非双力偶成分是否明显,然后利用多点源反演得到整个破裂的点源数量、位置和反震深度等,借助多点源的结果进行有限断层多个断层面的反演分析地震的滑移过程。本文对2009年北安达曼Mw7.5地震的破裂过程进行了研究,讨论了地震非双力偶成分的成因。北安达曼地震具有明显的非双力偶成分（>60%）,通过多点源反演认为此次地震具有四次子事件,浅部的两次较为明显的走滑滑移事件和相对深部的两次较为明显的正断事件。有限断层反演滑移结果表明,地震的走滑滑移主要在俯冲界面的浅部。此外,深部的滑移可能和俯冲界面密切相关,浅部滑移以及俯冲边界的转弯效应可能共同影响了后续正断子事件的发生。
黄勇[2]（2020）在《盲断层地震破裂模型的多源大地测量研究》文中研究表明基于位错理论,采用大地测量观测资料,利用反演技术研究地震的断层破裂模型是地震学研究的重要内容之一。断层破裂模型是研究震后余滑时空变化、震后粘弹性松弛变形的重要基础,对于揭示地震的孕育和发生机理以及区域地震危险性判定具有重要的科学意义。本文以青藏高原周缘的三次盲断层地震（2013年芦山Ms7.0地震、2017年九寨沟Ms7.0地震和2017年米林Ms6.9地震）为研究对象,将现代空间大地测量与地面传统测量相结合,在获取地震震时地壳三维位移场的基础上,建立以大地测量数据为基础的断层破裂模型,揭示盲断层地震应力积累、释放、发震断层几何学、运动学特征。首先,介绍了断层破裂模型反演的国内外研究现状,系统阐述了均匀半空间弹性位错理论、分层半空间弹性位错理论以及反演同震滑动模型的方法。其次,利用GPS、In SAR、水准和强震数据获取了2013年4月20日芦山Ms7.0地震的同震形变场。以GPS和水准同震形变为约束,采用非线性最小二乘方法,反演获取了发震断层几何参数,结果显示芦山地震发生在龙门山推覆构造带南段一条走向N208.5°E,倾角42.1°的盲逆冲断层上,反冲断层没有发生同震破裂,采用bootstrap方法估计了芦山地震发震断层几何形状参数68%和95%的置信区间,断层几何形状参数散点图显示发震断层长度和倾滑分量之间,断层宽度、断层下边缘深度和断层下边缘中点之间存在显着的折中关系。在最优断层几何模型基础上,采用有界变量最小二乘方法反演了芦山地震同震滑动分布模型,结果显示芦山地震断层错动以逆冲为主兼具少量左旋走滑分量,同震滑动主要集中在4-16km深度,最大滑移量为1.2 m,位于13.4 km深处,断层在近地表没有滑移量,表明芦山地震同震错动未破裂到地表,芦山地震释放的标量地震矩为7.63×1018Nm,矩震级为Mw 6.53,同震破裂终止于汶川地震和芦山地震之间的地震空区西南端,地形应力可能是同震破裂终止的主要机制。再次,利用GPS、In SAR和强震观测资料获取了2017年8月8日九寨沟Ms7.0地震的同震位移场,以同震位移数据为约束,基于弹性半空间位错模型,分别采用非线性和线性最小二乘方法反演获取了九寨沟地震发震断层几何参数及破裂模型,结果表明九寨沟地震发震断层走向154°,倾角80°,同震位错以左旋走滑为主,兼有少量正断分量,地震破裂主要集中在地下2～12 km深度范围内,最大滑动量为1.6 m,位于地下6 km深处,断层在近地表没有滑移,表明九寨沟地震未破裂到地表,本次地震释放的地震矩为5.59×1018 Nm,矩震级为Mw 6.44。最后,利用GPS、In SAR观测资料获取了2017年11月18日米林Ms6.9地震的同震位移场,并以此为约束反演获取了米林地震的发震断层几何产状及破裂模型。结果显示,米林地震发震断层走向125°,倾角15°,同震位错以逆冲错动为主且有一定左旋分量,地震破裂主要位于地下0.5～7.2 km深度,最大滑移量为0.72 m,位于3.6 km深处,断层在近地表没有滑移量,表明米林地震未破裂到地表,本次地震释放的地震矩为7.81×1018 Nm,矩震级为Mw 6.54。
马骥[3]（2020）在《岩体的蝶形破裂与大地震机理》文中指出地震发生机理是数百年来世界范围内持续争论的热点问题和重大科学难题,迄今为止科学界仍未形成具有明确物理意义的地震力学模型。“大地震机制及其物理预测方法”在第二十一届中国科协年会上与“对激光核聚变新途径的探索”等一起,被列入了 2019年20个对科学发展具有导向作用、对技术和产业创新具有关键作用的前沿科学问题和工程技术难题。2016年《煤炭学报》刊载了马念杰教授团队关于巷道蝶形冲击地压机理等论文,乔建永教授提出其同复解析动力系统的关联:在Leau-Fatou花瓣出现时,系统对初始值具有敏感依赖性,给出研究成果基本思想的数学原理解释。此后,经过双方科研团队合作三年来潜心研究,将这一理论框架应用于对地震发生机理等地球科学领域的研究,形成了“基于动力系统结构稳定性的共轭剪切破裂-地震复合模型”、“X型共轭剪切破裂-地震产生的力学机理及其演化规律”和“基于蝶形破坏理论的地震能量来源”系列论文。本文在上述三篇论文的基础上,采用计算机数值模拟和地震伴随客观物理力学现象综合分析等方法,对“共轭剪切破裂-地震复合模型”的计算结果进行了进一步验证,取得了如下主要结论和创新成果:（1）进一步阐明了 X共轭剪切破裂引发大地震的力学机理。地球板块运动的边缘区域（生长边缘、消亡边缘和剪切边缘）易产生垂直、水平与剪切高偏应力场,处于该应力环境中的地壳狭长形态、软弱缺陷体（比周围岩体强度低）周围会形成蝶形破坏区,它是X型共轭剪切破裂生成的标志,即蝶形破坏蝶叶的扩展在地壳岩体中形成了显性或隐性X型共轭剪切破裂。蝶形破坏区周围集聚了巨大能量,每当受到同向触发事件的突然加（减）载作用时,蝶叶就发生一次突然扩展,并伴随地震能量的瞬时向外传播,发生一次相应级别的地震。大地震的力学机理是极限应力状态下缺陷体围岩的X共轭剪切破裂（蝶形破裂）在局部微小触发应力作用下突然的剧烈扩展,并释放大量弹性能,引起地壳的剧烈振动。（2）明确了蝶形破裂与地震的“裂震共伴性”关系。蝶形破裂扩展与地震能量释放同时发生,蝶形破裂扩展诱发了地震,地震发生又促成了 X型共轭剪切破裂的生成与演化。（3）采用理论公式计算与计算机数值模拟等方法,进一步量化描述地震的突发性、条带多震性、能量集中释放特征与板块边缘地震的多发性。地震突发性是单位时间微小应力扰动（10-3MPa/s）,引发X型共轭剪切破裂的瞬态扩展;条带多震性是每次岩体X型共轭剪切破裂总会伴随着一定能量的释放和一定级别的地震;能量集中释放是X型共轭剪切破裂的形成,改变周围岩体应力环境,使得破裂区域集中大量弹性能,只要破裂范围扩展,就会伴随释放新破裂的“内部能”与新破裂区边界附近岩石弹性形变的“系统能”,计算得到的地震能量域值区间包含于0～1018J的范围内,符合当前认知的里氏0～9级地震;板块边缘地震多发性是不同特征高偏应力场主导下的缺陷体围岩蝶形破坏引发不同级别地震,处于消亡边缘的缺陷体蝶形破裂地震震级要比生长边缘的震级级别高,且地震频繁,可引发7级以上的大地震,符合已有规律。（4）揭示了X共轭破裂型大地震的仿蝶存亡规律。对应于X型共轭破裂的物理演化时期,地震活动存在着“仿蝶存亡”的规律性,即地震与蝴蝶的完整生命周期具有很高的仿生性,将伴随X型共轭破裂物理演化的地震活动的弱震期,中强震期与强震期仿生为蝴蝶的“卵化期”,“虫化期”,“化蛹期”与“羽化期”,可以较好的描述X共轭破裂型大地震的孕育、演化与消亡的物理过程。（5）阐明了 X型共轭剪切破裂的物理演化过程。X型共轭剪切破裂的演化过程是由稳态渐进式向加速跃迁式的。在这一过程中,缺陷体围岩形成了由圆形、椭圆形、蝶形过渡到X型的破坏形态变化。破裂的扩展对周围岩体的强度敏感依赖,会呈现出非X型的“V”、“Y”、“/”等共轭破裂特征。（6）总结X共轭剪切破裂引发地震的必要条件。主要包括:缺陷岩体的存在条件,围岩体的强度条件（P1>Rc）,构造与板块运动形成的高偏应力条件（P1/P3>3）与地震的触发应力条件（ΔP1≥0.001MPa/s）,以上条件同时具备一定会促使地壳中缺陷体围岩突然的蝶形的形成与扩展,同时发生相应级别的地震。大地震的发生机理是极为复杂且高度非线性的。本文研究成果仅仅是从数学力学理论推演与一个不完全实际的数值模拟假想检验,去认识并探讨X共轭破裂这种特定破裂模式引发大地震的机理与物理演化过程。需要进一步开展对该理论研究成果的应用性分析与实践性检验。
张庆云[4]（2019）在《InSAR同震形变提取关键技术研究及其应用》文中研究说明大震发生后,如何快速获取同震形变和震源参数对服务抢险救灾决策意义重大。而雷达干涉测量技术能够克服恶劣的天气环境,为地震形变信息快速获取提供了有效途径。联合地震形变与地震参数（如断层参数、震源机制解等）的震情综合研判能更好确定救灾重点区域,从而有效降低震后人员伤亡及经济财产损失。目前,InSAR技术在地震学的应用主要集中在地震同震形变场获取,而对于静态形变与地震动力学过程的联合分析较少。如何突破传统遥感技术静态观测局限性,使雷达干涉技术服务于地震动力学研究,实现大地测量学与地震学的交叉,更加高效、快速获取地震震情信息是当前亟需解决的问题。本文基于InSAR技术,立足于地震应急的震害信息获取需求,主要研究了InSAR高精度形变场提取及其应用关键技术,包括:失相干恢复技术,地震三维形变场解算,基于InSAR形变场高精度断层滑动分布反演方法等。概述如下:（1）失相干是当前InSAR处理技术中不可避免的问题,形变场失相干容易导致极震区形变信息缺失。本论文分析了InSAR形变场失相干的不同成因,结合地震形变场的特殊空间形态,提出了一种顾及发震断层性质、形变场特征的非线性支持向量机失相干恢复流程和方法,克服Kriging插值缺少断层性质约束的不足,提高了失相干恢复的可靠性。（2）InSAR技术可直接获取视线向形变信息,其轨道姿态决定InSAR对南北向形变不敏感,因而对地震造成的地表立体形变观测维度有限。本论文引入最小二乘平差理论,基于InSAR技术进行高精度三维同震形变场解算,提升InSAR在南北向形变的观测精度。针对只有SAR数据情况,基于多种InSAR技术联合进行三维形变场解算;针对多源数据情况,对InSAR、GPS以及强震数据归一化处理,顾及形变、轨道误差对形变场影响建模定权,再用最小二乘方法获取高精度三维形变场。（3）当前InSAR在地震学中的应用主要集中在地表形变观测,而与地震深部响应过程相结合的研究较少,如何基于InSAR结果进一步探索地震深部构造与破裂过程是当前迫切需要解决的问题。本论文建立了InSAR地表形变场与GPS、强震观测等多源数据融合的发震断层运动模式反演方法,探讨了多源异构数据融合中的定权问题,并引入层次分析法给出合适的定权参数,基于改进的随机搜索粒子群优化算法,建立静态地表形变场与地震波观测数据的联合反演方法,获取断层滑动分布模型及震源机制解。并针对传统伪三维形变场（“视线向+方位向”分解）输入数据的误差会在震源滑动模型反演中不断积累的问题,提出了一种基于真三维（垂直向+东西向+南北向）形变场约束的震源滑动反演改进方法,通过三维形变场约束获取高精度断层滑动分布模型,有效降低反演过程中模型参数的不确定度,提高反演结果的可靠性。（4）基于断层滑动分布反演结果,探索了同震库仑应力变化与余震的相关性;基于反演结果使用随机振动有限断层模型进行区域地震动模拟,并经强震台站数据验证和约束,产出了具有较高精度、细节清楚的烈度模拟图,克服传统仪器烈度获取面临的台站密度稀疏、空间分布细节特征不显着等局限,为震情信息的快速研判提供参考依据。
李水平[5]（2019）在《喜马拉雅造山带现今地壳变形：GPS观测与模拟解释》文中进行了进一步梳理喜马拉雅造山带位于青藏高原南缘,整个造山带东西长约2500 km,南北向宽度达到400 km。沿着造山带走向分布有一系列海拔超过8000 m的山峰,如世界最高峰珠穆朗玛峰。因此,喜马拉雅造山带毫无疑问是当今大陆岩石圈板块边界最壮观的俯冲构造带之一。喜马拉雅造山带整体规模宏大,区域内断层分布多样,活动变形强烈,驱动机制复杂,是研究陆-陆碰撞和造山运动的理想试验场,在与造山过程有关的构造变形研究中具有重要地位。目前已有许多学者提出了各种构造模型试图解释喜马拉雅造山带的现今汇聚变形和构造隆升,如典型的“径向扩展”和“斜向汇聚”模型,不同的构造模型支持不同的驱动机制。而地表形变资料可以为检验不同的构造模型提供定量数值边界条件,有助于深入对大陆板块边界带俯冲汇聚变形模式的理解。喜马拉雅造山带的现今汇聚变形主要被主逆冲断裂（MHT）上的滑动所吸收,并且MHT浅部基本处于闭锁状态。长期的断层闭锁使得断层表面积累大量应变,最终通过地震获得释放。喜马拉雅造山带在过去的500年发生过超过8次Mw 7.5级地震,给当地人民的生命财产带来了严重的伤害。对于发震断层,其能触发的最大震级和重复周期受断层表面的力学性质控制,其中断层耦合系数是衡量断层表面应力积累状态的一个重要指标,可以用来评估活动断层的地震危险性。在海洋俯冲带,如智利、苏门答腊和日本等地区,利用GPS等大地测量资料对俯冲边界带的耦合模式进行过深入细致的研究,已经证实通过丰富观测资料可以不断优化断层耦合模型的分辨率。而在喜马拉雅地区,精细的断层耦合模型研究工作最近几年才逐渐开展,并揭示了MHT耦合分布的大致特征,但在以往的研究中,所使用的GPS观测资料大部分位于喜马拉雅山前地区,在高喜马拉雅和藏南地区的站点数量十分有限,因此高喜马拉雅下的断层耦合状态无法获得可靠约束。喜马拉雅地区的地震事件,是指示喜马拉雅边界带断层活动和造山演化的“明灯”,对于确定喜马拉雅地震带的地震周期、能量释放和评估未来地震危险性具有重要意义。喜马拉雅大地震的同震和震后变形对边界带的现今汇聚变形是否存在影响?震后变形是否是影响MHT耦合状态的主要控制因素?喜马拉雅的现今耦合状态是静态还是动态的?上述科学问题所围绕的一个核心科学问题是:地震周期变形对喜马拉雅边界带现今汇聚变形和应变分配存在怎样的控制作用?板缘特大地震作为板块间挤压变形的弹性回跳过程,为研究地震周期变形对喜马拉雅造山带现今应变积累的控制作用提供了良好的契机。以往研究喜马拉雅地区的构造变形和地震活动,主要采用地质测量手段,以GPS为代表的空间大地测量技术的发展,为深入认识喜马拉雅造山带的构造变形模式提供了新的途径。本文遵循上述研究思路,开展的主要工作以及获得的主要结论如下:1.喜马拉雅地区GPS加密观测与多源GPS速度场融合喜马拉雅边界带的GPS观测从地理位置上可以分为两部分:喜马拉雅山前地区和藏南地区。在藏南地区,“陆态网络”Ⅰ期和Ⅱ期自上世纪九十年代开始建设了近90个GPS连续站和区域站,这些站点至今已经历了多期观测。此外,课题组联合中国地震局地震研究所自上世纪九十年代开始在藏南地区进行GPS加密观测工作,加密了约120个GPS站点,每个站点至少观测3期。采用国际流行的GAMIT/GLOBK软件对“陆态网络”和加密的GPS资料联合处理,采用先进的数据处理策略,获得了藏南地区GPS站点在稳定欧亚参考框架下的时间序列和运动速度。在喜马拉雅山前地区,陆续已有大量GPS资料,由于无法获取原始数据,只能得到速度场结果,通过公共点的欧拉旋转将多源GPS速度场转换到统一的欧亚参考框架下,获取了喜马拉雅造山带现今最为丰富完整的GPS速度场资料,为后续建模分析提供了重要的数据基础。2.喜马拉雅俯冲带汇聚变形定量分析和MHT耦合模式（1）采用二维弹性位错模型逐段计算了喜马拉雅边界带的现今汇聚速率,结果表明自西向东,汇聚速率从西段的17 mm/yr增加到东段的23 mm/yr,呈现逐渐增大的趋势,与地质学结果基本一致。（2）首次定量评估了过去一世纪喜马拉雅三次特大地震（1934年M8.4比哈尔地震、1950年M8.6察隅地震和2005年Mw7.6克什米尔地震）的震后粘弹性变形效应,在模拟中考虑了印度板块和藏南地区岩石圈流变结构的差异。结果表明2005年克什米尔地震的震后粘弹性效应很微弱,1934年比哈尔地震的震后粘弹性松弛呈现挤压变形的特征,这种挤压会使得东尼泊尔地区的长期汇聚速率偏大,根据本文的模拟结果,长期汇聚速率会偏大23 mm/yr。1950年察隅地震的震后粘弹性松弛效应较明显,藏南地区的震后粘弹性变形速率达到67 mm/yr,方向与板块汇聚的方向相同,并且不同的震源模型基本获得相同的结果。（3）在扣除了三次特大地震的震后粘弹性松弛影响之后,利用弹性负位错模型反演了MHT上的震间耦合分布,1950年察隅地震的震后变形对断层耦合模型影响较大,扣除其震后变形速率后,闭锁区的宽度从100 km增加到140-180 km。最优耦合模型表明MHT浅部处于完全闭锁状态,整体呈现较均匀的闭锁分布,但在不丹段,MHT的闭锁深度比喜马拉雅其他地区要深,表明该地区具有更多的应力积累,相较于较低的历史地震水平,该地区未来的地震危险性值得关注。（4）构建了喜马拉雅-藏南地区的活动块体模型,以GPS资料约束活动块体运动和块体内部均匀应变。结果显示喜马拉雅地区的活动块体内部存在明显的均匀应变,并且藏南地区的拉张变形并非均匀变化,亚东-谷露断裂的拉张速率最大,约为6 mm/yr。3.喜马拉雅造山带地震活动性分析-以2015年尼泊尔地震为例（1）融合同震GPS水平位移和InSAR视线向位移建立三维同震垂直位移场,结果显示此次地震造成加德满都地区抬升约0.95 m,珠穆朗玛峰受地震的影响有所下降,其主峰的沉降量为23 cm,中国境内的希夏邦马主峰沉降约20 cm。总体上,尼泊尔地震对喜马拉雅山的长期隆升变形起到了一定的制约作用。（2）采用三角形位错元构建主喜马拉雅断裂“双断坡”几何模型,联合GPS和InSAR资料反演2015年尼泊尔地震同震滑移及震后余滑。结果表明,尼泊尔地震最大同震滑移达到7.8 m,深度为15 km,位于中地壳断坡和浅层断坪的接触部位。不考虑中地壳断坡结构会使反演的最大滑移量偏低。震后余滑主要分布在同震破裂区北侧,释放的地震矩为1.02×1020 N·m,相当于一次Mw 7.3级地震,约占主震释放地震矩的12%。同震库伦应力变化和震间断层闭锁分布均表明,尼泊尔地震破裂区南部宽约60 km的区域仍具有较高的地震危险性。（3）尼泊尔地震的主震破裂发生在震间断层闭锁区的下边界,主要能量释放位于由震间完全闭锁到自由蠕滑的转换区,并且转换区与背景地震的分布具有较好的对应关系,反映了该地区在震间期具有较强的应力积累速率（10kPa/yr）。震后余滑主要发生在同震破裂区下部,该区域在震间期存在明显蠕滑,断层面显示出速度增强的特性。（4）尼泊尔地震作为喜马拉雅边界带挤压变形的弹性回跳过程,其破裂特征和能量释放对研究喜马拉雅地区的地震活动性具有很好的启示意义。首先,尼泊尔地震破裂没有出露地表,其破裂范围可能受到MHT几何结构和断层面摩擦属性的制约;其次通过能量释放的统计发现,尼泊尔地震释放的能量明显大于该地区自1833年地震以来积累的能量,表明1833年地震只释放了部分该地区积累的应变能。上述特征表明喜马拉雅造山带的地震破裂尺度和重复周期难以进行准确估计,仅从MHT的耦合分布来看,大地震随时都可能在喜马拉雅边界带任何地方发生。
陈栋[6]（2019）在《煤矿微震震源参数反演及震源破裂机理研究》文中研究表明我国煤矿煤岩动力灾害非常严重。随着开采深度的不断增加,煤岩动力灾害日趋严重及复杂,对深部资源的安全高效开采造成重大影响。微震监测技术作为一种在煤矿中广泛应用的地球物理监测手段,在矿震及冲击地压的震源定位和能量分析、冲击地压演化过程以及监测预警等方面能发挥重要作用。然而,煤系地层非均质性强且多变,波场结构复杂,微震定位精度和稳定性难以满足现场需求,国内外对煤矿微震震源参数及震源破裂机理缺乏深入系统的研究。本文采用实验室实验、理论分析、数值模拟和现场试验验证等方法,以复杂煤岩介质条件下波场传播特征为切入点,深入研究基于高精度震源定位的震源参数和震源破裂机理,并进行现场验证与应用。论文得到的主要研究成果如下:针对煤系地层复杂波场结构,基于声波方程的空间域4阶、时间域2阶高阶有限差分法,对各种复杂煤岩介质条件下的波场传播特征（波场快照和单炮记录）进行了模拟分析。结果表明:在不同的介质分界层产生的反射波、透射波以及各种转换波的形状都不同;在断层处会形成一个新的震源并产生折射波和绕射波;在双相介质中会产生慢P波和慢S波;在随机离散介质下,会产生复杂的散射波。为引入震源联合定位法和求取震源参数（尤其是品质衰减因子Q）打下基础。提出了单纯形和双差联合微震定位方法,对煤矿现场微震震源位置进行了校正,提高了震源定位的精度。结果表明:单纯形和双差联合定位法给出的爆破事件的震源定位误差控制在20m以内,事件残差控制在15ms以内,验证了联合定位法的精度;通过联合定位法对煤矿微震事件重定位后的均方根残差由1.35s降到0.62s,震源定位精度提高,该方法有效地减少了地壳速度结构模型不精确导致的误差,保证了震源定位和求取震源参数的精度。基于ω2模型,系统地分析了实验室小尺度煤岩体破裂和煤矿微震的震源参数（拐角频率f0、品质衰减因子Q、震源能量E、地震矩M0、震源半径R、应力降△ζ、视应力ζa）和震级,揭示了震源大小和应力状态等震源性质及震源参数随地震矩的变化特征。结果表明:小尺度破裂的震源参数f0和ζa随M0的增加线性减小,震源参数R和E随M0的增加线性增加,△ζ整体上围绕着某一个值上下波动;老虎台煤矿微震的震源参数f0随M0的增加线性减小,震源参数R、E和△ζ随M0的增加线性增加,但是△ζ与M0的线性关系较弱,ζa几乎围绕某一值上下波动,而且老虎台煤矿微震的f0和△ζ值明显小于天然地震对应震源参数的值。研究了小尺度破裂和煤矿微震的震源破裂机制、破裂尺度和破裂面上的滑动分布,揭示了震源破裂机理。结果表明:通过矩张量反演法反演出的震源沙滩球,清楚地判别了小尺度破裂和煤矿微震震源破裂存在的剪切破坏、剪切张拉破坏和剪切挤压破坏特征。根据建立的震源破裂尺度与矩震级的关系式求取了震源的破裂面积、长度、宽度和滑动分布,对震源的破裂范围进行了系统地评价。基于求取的破裂尺度和k2滑动破裂模型得出了不同震级破裂事件的震源滑动分布,揭示了震源的滑动破裂过程。开发了“微震震源参数反演与震源破裂机理分析软件”,实现了对微震监测波形数据的自动处理、定位计算、震源参数反演及破裂机理分析。揭示了千秋煤矿冲击地压破坏的震源参数特征和机制,得到了4次冲击地压事件的震源破裂尺度和滑动分布数据,结果与现场实际情况基本吻合。揭示了矿震破裂面上滑动大的区域容易诱发冲击地压,因此可基于破裂面上滑动分布,对冲击地压进行有效的分区域防治。研究成果对于进一步提高煤矿微震震源定位的精度、揭示矿震及冲击地压灾害震源破裂机理、准确评价和预测冲击地压、有效防治冲击地压灾害具有重要的理论意义和应用价值。
刘刚[7]（2018）在《用大地测量和地震数据研究青藏高原东南缘强震震源过程》文中提出自2008年汶川地震后,在近10年时间有3次7级以上大震发生于青藏高原周缘地区:2013年4月20日Ms7.0芦山地震,2015年4月25日Ms8.1尼泊尔地震,2017年8月8日Ms7.0九寨沟地震。一系列强震的发生与青藏高原的运动与变形有着密切的联系,而通过对上述强震的震源机制、震源运动学、断层几何学的研究,可认识青藏高原周缘的造山机制,为判断青藏高原现今运动状态提供依据。震源参数是对复杂震源性质的参数化、定量化描述。研究震源破裂过程并对震源时空参数进行测定,不仅是认识地震发生、发展过程的主要方式,而且有助于揭示震源区变形的动力学成因、孕震机制及应力变化状态。针对这三次7级以上强震,本文主要包括四个方面的研究工作:1.利用大地测量与地震数据联合反演破裂过程时空分布;2.以高频GPS与地震波联合约束断层破裂时间特征参数;3.研究发震断层几何及运动学特征及其与区域构造关系;4.高原边界带应力状态其空区的地震危险性。首先简要介绍所涉及的表征震源物理过程特征的各种参数;从位移表示定理出发梳理了震源破裂过程的基本原理,提炼确定震源破裂过程所需的基本条件;利用多时窗法构建离散化断层面的震源时间函数,构建可线性化的观测方程,并利用非负最小二乘法作为反褶积计算方法,确定破裂模型的线性反演方法;在反演过程中引入了部分约束条件,并提出了对各类震源参数分类处理的策略。在对2013年芦山地震的研究中,以余震分布为依据,分别采用了单一的平直断层面、平直断层面与反冲断层、铲状断层面与反冲断层三种断层模型对破裂过程开展研究。静态GPS、高频GPS、近场强震记录与远震体波联合约束的结果表明:芦山地震的破裂过程以深度为5-20km处的凹凸体破裂为主要特征,主要滑动区的尺寸为25km×25km;最大滑动量为1.1m,位于震中附近;平均滑动量约0.3m,造成的应力降2Mpa。破裂持续的总时间长达25sec,由两次子事件组成,主要子事件发生于0-10sec内,第二次子事件为10-25sec内,释放的总地震矩为1.1×1019 Nm,矩震级为Mw6.6。反冲断层上的南西向出现了零星破裂,滑动机制为逆冲兼具左旋走滑,与主断层面形成顺时针旋转趋势。在25km以下的深部滑脱面上,基本没有出现明显的破裂,少量滑动的量级基本低于0.2m,存在较大的不确定性。此次地震中高频GPS具有较好的空间分布和较高的信噪比,以高频GPS独立约束破裂模型考察了其对震源过程特征的约束能力和模型分辨力:能够独立支持分辨此次地震的主要破裂特征;包含永久形变的数据对地震矩的约束能力强于波形数据;独立约束的主断层面破裂特征具有稳定性,但对断层面的几何变化敏感性较差;相比其他观测数据,对主断层面具有较高的空间分辨力,对于反冲断层面分辨力弱于静态GPS。针对2015年尼泊尔大地震,开展了震后快速反演与详细给定其统一破裂模型两个层次的研究。在震后快速反演中,联合藏南地区静态GPS、高频GPS及远震地震波反演此次地震的破裂过程,给出了滑动分布及时间过程,初步得到了由藏南GPS约束特征为主的破裂模型,讨论了地震发生的机制及复发周期,为震后的地震危险性评估提供及时的支持。在后续的深入研究中,利用高频GPS（5Hz和1Hz）、静态GPS、InSAR和远震体波及近场强震记录,独立和联合反演了尼泊尔地震Mw7.8主震及Mw7.3最大余震的震源破裂过程。联合模型不仅能够很好的兼容独立模型,并且具有更优的模型分辨力,对数据的综合利用也提高了分布的信噪比。分辨力最佳的全数据联合模型可作为统一模型,其结果表明:主震展布范围为140km×80km;4m以上破裂集中在加德满都以北30km、深度15km的狭长区域内,最大滑动量为7.4m;破裂持续总长为60sec,破裂速度为3.3km/s,子断层上升时间在10sec内。Mw7.3余震破裂区域位于主震东侧边缘,滑动量围绕震中扩散,扩展范围为30km×20km,最大滑动量约为4.4m,总破裂持续时间为35sec。主震破裂至Mw7.3余震区域截止,甚至可认为两者中间仍具有狭小空区,而积累滑动量表明破裂完全有能力形成进一步的扩展。反演得到的走向及倾角的搜索结果表明,主震与最大余震的走向及倾角差别并不明显,断裂带几何属性的变化可能并非是阻碍主震走向扩展的主要因素。2017年九寨沟地震震源模型、与汶川地震的关系及该地区的地震危险性引起了社会各界极大的关注。以复测的静态GPS为主,联合InSAR、高频GPS、远震地震波,对断层面几何参数及震源运动学参数进行约束。双段式断层模型显示滑动沿走向25-30km长度、倾向18-20km展布于倾角为88°的断层面上。滑动从初始破裂点开始,同时沿着断层面向北西向和南东向双侧传播,释放的总地震矩为9.0×1018 Nm,对应矩震级为Mw6.6,破裂持续的总时长为15s,平均破裂传播速度为3.2km/s。滑动分布显示的最大特征为两个主要的滑动区域,其间由弱滑动区（<0.6 m）相连,两处滑动区域的静态应力降分别为3.3Mpa和3.6Mpa。1960年章腊地震、1973年Ms6.2地震、1976-08-16 Ms7.2地震的同震显着加速了九寨沟地震的发生,而1976-08-22 Ms6.7地震、1976-08-23 Ms7.2地震和2008年Ms8.1汶川地震则对该断层面具有应力加载效应。特别是,汶川地震近10年的粘弹性震后效应在九寨沟地震孕震的最后阶段起到了关键的推进作用。九寨沟地震对岷江断裂北段约30km长具有的同震、震后应力加载效应;对塔藏断裂西北段的同震、震后应力加载进一步增加玛沁-玛曲段的地震危险性。由速度场估计滑动速率得到的虎牙断裂特征地震重复周期大于千年,而目前已处于地震周期晚期阶段。位于虎牙断裂带上留存的滑动空区仍具备孕育Ms7.0规模的地震危险性,九寨沟地震对该段同震应力及后续粘弹性应力加载将促使其破裂。
周靖人[8]（2018）在《基于声发射和微震监测的岩石破裂演化机理研究及应用》文中进行了进一步梳理国民经济快速发展,矿产资源的需求量连年增长。产能的提升和矿山复杂的地质条件导致地质灾害特别是水害频发,且发生机制愈加复杂。如何解译岩石内部破裂的力学机理与演化规律是亟待研究的重要课题。工程岩体地质环境复杂,影响因素繁多,从理论上准确地对岩体稳定性进行分析十分困难,需要依靠现场监测手段。本着“采动压力和水压力扰动应力场诱发微破裂（微震活动性）是矿山突水前兆本质特征”的基本思路,本文基于声发射和微震监测理论,开展了岩石（岩体）内部微破裂损伤演化机理研究,旨在尝试建立一套完整的矿山突水通道的形成、扩展、贯通过程,空间形态和力学机理的分析方法。主要研究内容如下:（1）实现了原始信号的数字滤波、破裂信号自动拾取、震源三维定位、震源参数提取、震源矩张量反演、辐射花样计算、断层面解以及速度场层析反演。实现了震源演化过程、震源机制、辐射花样、参数云图、3D玫瑰图、矿山模型等的三维可视化。利用断铅试验验证了信号拾取和定位程序,为数据分析结果的可靠性提供保障。（2）探讨了室内声发射和微震的震源矩张量计算方法,物理意义及P波远场辐射花样;推导了基于辐射花样的震源P波源能量表达式;实现多种射线追踪算法与速度场层析成像;提出了传感器阵列敏感度的评估方法。在室内试验中加以应用和验证,分析砂岩单轴压缩中内部微裂隙损伤演化规律,得到“软弱带分布”和宏观破裂形成机理,最后利用声发射P波速度场层析成像,对岩石加载过程中速度场异常区变化与宏观破裂面关系进行了对比分析。（3）建立了基于微震和矩张量理论的渗流通道形成过程过程和力学机制的分析流程,并应用于张马屯铁矿堵水帷幕渗流通道分析。分析开采诱发的微震事件密度、震源参数（包括矩震级,震源半径等）和破裂类型等的时空演化规律,以揭示渗流通道的产生、扩展和互相贯通的过程。将局部渗流通道的形成归纳为四种类型,即剪-拉-剪型（STS）、强剪切型（SS）、弱剪切性（WS）和拉伸型（T）,并拟合渗流通道的主破裂面方位信息,最终解译出两条明显的突水路径。（4）基于微震事件和矩张量时空分布规律得到主要补给源,突水区域以及渗流通道形成的力学过程。提出利用连接键网络图分析微裂隙之间的水力联系紧密度。利用深度搜索算法得到补给源和突水点之间的最短渗流路径。利用3D玫瑰图和赤平投影图统计矩张量破裂面方向,确定出真实破裂面主方向,生成基于矩张量反演的三维裂隙网络。利用八叉树算法建立嵌入裂隙的计算模型,得到突水区域和渗流通道区域应力场分布。
周连庆[9]（2016）在《地球介质衰减特性层析成像》文中提出与地震波衰减直接相关联的介质品质因子Q值描述了地球介质的非弹性和非均匀性,是了解地下裂隙的数量、孔隙密度与分布以及孔隙中存在的流体含量的重要参数。测定衰减的横向变化不仅能为了解地下热结构、粘性和流变特性提供额外约束,更重要的是对于解释三维速度结构有重要意义,是理解地震波速度和地球介质密度横向不均匀分布的重要参数。本论文基于不同类型的地震波形数据,采用层析成像的方法进行了不同尺度介质衰减结构的研究。首先基于地方震数据在3个典型水库库区进行了小区域三维精细衰减结构层析成像的研究,通过衰减结构的分布评估了地下流体的渗透和扩散状态。其中在紫坪埔水库库区,本论文通过汶川Ms8.0地震前后的三维衰减结构推断了紫坪埔水库库水渗透和扩散在Ms8.0地震发生发展过程中的可能作用。然后利用Lg波在新疆地区开展了区域尺度的衰减结构成像,得到了新疆地区高分辨率的Lg波衰减结构图像。最后分别基于中短周期地震面波和背景噪声面波,开展了中国大陆大尺度的衰减结构层析成像,通过改进振幅提取技术,极大的提高了计算效率。其中,利用背景噪声面波进行衰减结构成像的研究系首次基于完整的理论体系将背景噪声互相关技术应用于衰减结构成像中,并系统形成了背景噪声面波衰减结构成像的完整数据处理和计算程序,进而将该方法应用于中国大陆地区得到了研究区高分辨率的背景噪声面波衰减图像。地方震层析成像是研究小区域典型构造区介质结构的主要方法,广泛应用于断层带、俯冲带、火山区和水库库区。尤其在水库库区,地方震成像技术是研究地下流体分布和状态的重要方法,是推断地震活动与地壳结构的精细关系以及地震发生机理的重要依据。水库库区地壳介质中孔隙流体的渗透和扩散是水库诱发地震的一个重要原因,是研究水库诱发地震的成因机理和进一步判定水库诱发地震危险性的重要参数。将速度（VP）、波速比（VP/Vs）和衰减（Q值）结构成像相结合是分辨由于结构不连续或流体渗透导致的地下结构变化的最重要方法。本论文利用地方震成像技术在龙滩、三峡、紫坪铺三座大型水库库区开展了三维速度、波速比与衰减结构层析成像的研究。三个库区高分辨率的三维速度、波速比与衰减图像均揭示了水库库区周围介质的复杂性以及流体渗透对介质结构存在的影响,其中流体在库区下方断裂带中的渗透和扩散可能是地震发生的重要起点。龙滩和三峡库区的介质结构显示,库区下方浅层存在明显的低VP,高VP/VS,低QP和低Qs分布特征,表明浅层介质发生了明显的流体渗透现象。龙滩水库库首区和主要河流下方的低VP,高VP/Vs,低QP和低Qs的异常深度达到了4-7km左右,表明龙滩水库的库水渗透深度可能达到了4-7km。三峡水库库区的仙女山断裂周围流体的渗透可能达到6km左右,其他主要河流下方的库水渗透可能只有2km左右。紫坪铺水库库区的三维Vp,Vp/Vs,Qp和Qs图像表明紫坪铺水库的库水渗透深度可能达到了10km以上,可能与水库周围存在深大断裂有关。我们推断紫坪铺水库的库水渗透有可能是汶川Ms8.0地震发生的触发因素,进一步的证据需要结合水库蓄水前的三维介质结构进行更深入研究。汶川地震后,紫坪埔水库下方的高衰减区进一步扩大,表明该地震使得震源区周围的介质发生了明显破裂,流体沿断层和裂隙进一步渗透和扩散,导致高衰减区的范围比震前更大,深度更深。Lg波是区域范围内地震波中能量最强、振幅最大、在地震图上表现最为突出的震相,因此Lg波Q值成像是了解区域构造特征并寻找介质异常区的重要手段。本论文基于Lg波,对新疆及邻近地区开展了区域尺度的衰减结构成像。Lg波衰减图像显示,QLg的分布形态与研究区地质构造紧密相关。帕米尔高原东北缘、青藏高原西北缘、南天山西段、北天山及其北缘的准噶尔盆地内部区域属于低Q0区,塔里木盆地西部、塔里木盆地东部、包括吐鲁番-哈密盆地的东天山、南天山东段以及北天山都属于高Q0区。根据研究区QLg值分布图像与地形的明显相关性,我们认为Lg波具有明显的通道波特征。并由塔里木盆地和准噶尔盆QLg分布图像的分区性推断这两个大型刚性盆地内部可能存在隐伏断裂。由于面波的优势周期比体波大,因此面波主要对较大尺度的构造特征有较好的采样。在地震图中超过一定的震中距范围,面波的能量往往很大,且在地球表面衰减较慢,对台站覆盖较差的区域也可能得到较高分辨率的成像结果。因此,面波层析成像是了解大尺度构造特征的重要数据,在少震区和台站密度相对较低的地区也同样适用。本论文基于中国大陆国家地震台网和区域台网的188个宽频带台站的10s和20s周期的地震瑞利面波,在相匹配滤波的基础上,提取了瑞利面波振幅比,并基于双台谱比的方法反演了中国大陆10s和20s面波的衰减结构图像。我们开发了自动测定地震振幅谱的方法,并与手动测定的方法进行了对比,结果具有较好的一致性,大大提高了计算效率,实现了使用双台法基于大量地震数据反演得到了中国大陆高分辨率的二维衰减结构模型。在中国大陆中东部地区模型的分辨率达到了3°左右,在西部和中国大陆边缘地区,模型的分辨率在5°左右。本论文的成像结果与已有的中国大陆衰减结构的分布具有较好的相似性,与地质构造特征也具有较好的对应关系。近年来,噪声面波成像技术得到了飞速发展,摆脱了地震面波成像对地震定位和震源机制的影响,并不受地震发生无规律的限制。噪声面波成像已广泛应用于速度结构反演。由于背景噪声源的强度和分布随时间、位置和方向变化的复杂性,从背景噪声互相关中提取振幅进而进行衰减结构的研究要远远落后于速度结构的研究。本论文首先基于数值模拟数据开展了从背景噪声互相关中提取面波振幅并反演介质衰减系数的测试,表明可以从temporal flattening后的数据中正确提取瑞利波衰减。此后详细阐述了从背景噪声中提取瑞利波振幅的整个过程,并介绍了一种改进的temporal flattening方法。通过与实际地震面波中提取的衰减系数对比,我们认为从背景噪声中提取振幅计算一维衰减结构的方法是可行的。在此基础上,本论文进一步开展了二维衰减结构模型层析成像的研究。基于各向异性的噪声源分布和不均匀衰减结构模型,利用数值模拟的方法产生了100个台站长时间的背景噪声记录。采用180kmm和60km两种尺度的网格节点间距对研究区进行网格化,在两种尺度下进行了二维衰减结构层析成像。反演得到的衰减模型与设定的初始模型基本一致。检测板测试的结果也显示,本论文中提出的噪声面波振幅的提取方法和参数设置可以成功的反演二维衰减结构模型。最后,我们使用国家台网和区域台网146个宽频带地震台站记录的真实的背景噪声数据,开展了中国大陆噪声面波衰减结构成像的研究。首先利用窄带滤波和异步temporal flattening等方法对背景噪声数据进行处理。通过噪声互相关,得到了10s和20s周期的1万多条台站对间的瑞利波经验格林函数,利用相匹配滤波技术和双台成像方法反演了10s和20s周期的瑞利波衰减图像。其中新疆西南部、青藏高原西部、东部地区和研究区其他的边缘地区的图像分辨率在2.5°-5°之间,其他地区衰减图像的分辨率达到了2.5°左右。衰减图像与地质构造特征具有较好的对应性,与中国大陆已有的地震面波衰减结构图像也具有较好的一致性。表明利用真实的地震背景噪声记录,从背景噪声互相关中提取瑞利波振幅,并进行二维瑞利波衰减结构层析成像是可行的,为面波衰减结构层析成像的研究提供了另一条途径,摆脱了对地震发生的依赖且可以提高衰减图像的分辨率,具有重要的应用价值。
林向东[10]（2014）在《汶川地震以来龙门山断裂带地震矩张量时空演化特征》文中指出在地壳内部存在大量的地震断裂带,地震的发生是断裂带上应力不断积累的结果,而地震发生的地点和时间取决于断裂带之间的应力传递。地震矩张量分析是研究断裂活动应力性质的重要手段。2008年5月12日汶川8.0级地震极大地改变了区域应力场,在附近多个断裂带间发生了应力传递。汶川地震后,龙门山断裂带上发生了数百个大于ML4.0级的余震。2013年4月20日,在龙门山断裂带西南端的雅安芦山再次发生了7.0级强震。芦山主震发生后,又发生超过50次（ML≥4.0）的余震。龙门山断裂带上汶川地震序列和芦山地震序列,为我们了解龙门山断裂应力演化提供了丰富的资料。通过分析汶川和芦山地震序列的地震矩张量解,分析断裂带构造应力随时间和空间的演化,将有助于深入认识该区域内不同块体间的相互作用以及地震孕育、发生的基本规律。本文以地震矩张量为分析手段,以汶川和芦山两个大地震为时间节点,开展了汶川地震序列和芦山地震序列矩张量反演,研究了龙门山断裂带地震矩张量的时空演化特征,同时分析了汶川地震以来龙门山断裂带上地震活动性、地震矩释放与b值的时空演化特征,并尝试讨论龙门山断裂带上应力传递演化规律。根据触发断层的长度、震中到台站的距离以及地壳结构的不均匀性,我们建立了四个速度模型用于矩张量反演。矩张量反演我们采用了汶川余震、芦山主震和余震序列信噪比较高的宽频带波形数据,得到了177个较好的解。基于Zoback（1992）断层分类准则对龙门山断裂带上的地震矩张量进行了分类和时空演化分析,并反演了应力场。根据汶川地震以来龙门山断裂带地震目录资料,在空间上对龙门山断裂带以0.2°等间距分段,分析了每个分段上ML≥4.0地震活动的时间演化特征；以每6个月为时间段对地震矩M0时空特征进行了分析；同时结合完整性震级（Mc）,分析了研究区的b值时空分布特征。通过研究,我们取得以下主要成果：（1）汶川8.0级地震的余震主要以逆冲和走滑为主,并伴随有少量的正断层和未知类型断层,汶川余震矩张量具有空间分段特征,大多数走滑断层分布在S2（小鱼洞附近）和S6（青川附近）,与主震破裂的滑移分布特征具有一致性；在时间上,汶川余震矩张量初始时包含所有类型的断层,主要类型为逆断层和走滑断层,随着时间的推移,矩张量主要类型变为逆断层,这可能与断层应力状态恢复有关。（2）芦山7.0级主震的震源深度为13kmm左右,震源机制最佳双力偶解的节面Ⅰ为走向216°,倾角47°,滑动角103°,节面Ⅱ为走向20°,倾角44°,滑动角78°,地震矩为0.61e+19Nm,为走滑分量极小的逆冲型断层；大多数ML4.0级以上余震的震源机制与主震类似,均表现为逆冲特征,而且震中相对集中,推测芦山地震发震断层单一,破裂尺度相对较小,应力虽有一定释放,但没有触发周边的断层。（3）汶川地震使龙门山断裂的西南端应力增强,但受区域构造活动控制的NNW向的构造应力对芦山地震的发生起的是主导作用,认为芦山地震与汶川地震虽具有密切的关系,但仍然是相对独立的地震事件。（4）自汶川地震以来,龙门山断裂带上的应力增强有一个逐渐从北向南转移的趋势。0.2°等间距空间分段的第24-26段（大邑县和邛崃县以西）为汶川和芦山地震序列之间的空区段,ML4.0级及以上地震活动和M0释放几乎为0,且该区域b值在汶川地震后5年以来变化很小,相对处于高值区（0.9和1.0）,说明该区域应力积累不是很强,可能与该地区存在的低速体异常以及小鱼洞断裂在龙门山断裂能量传递中所起的作用有关。在研究区的两端先后出现的b值异常可能与汶川地震使龙门山断裂东北端和西南端库仑应力增强有关。
二、西藏高原及其周围地区地震的地震矩张量及震源参数的尺度关系（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、西藏高原及其周围地区地震的地震矩张量及震源参数的尺度关系（论文提纲范文）
（1）显着非双力偶震源的矩张量反演及破裂过程研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 地震现象与震源描述 |
| 1.2 地震矩张量反演研究进展 |
| 1.2.1 双力偶震源与矩张量 |
| 1.2.2 矩张量反演与非双力偶解 |
| 1.2.3 非双力偶的成因及物理解释 |
| 1.3 三维结构震源参数反演研究进展 |
| 1.4 强震破裂过程研究进展 |
| 1.5 论文结构安排 |
| 第2章 非双力偶地震矩张量反演 |
| 2.1 引言 |
| 2.1.1 震源机制 |
| 2.1.2 矩张量 |
| 2.1.3 矩张量反演 |
| 2.2 研究方法及工具 |
| 2.2.1 矩张量反演方法概述 |
| 2.2.2 近远震波形联合反演全矩张量 |
| 2.3 地震波形数据及案例 |
| 2.3.1 2017年8月8日九寨沟地震 |
| 2.3.2 2010年3月4日高雄地震 |
| 2.3.3 2016年4月10日帕米尔高原地震 |
| 2.4 地震矩张量分解与投影 |
| 2.4.1 矩张量的分解 |
| 2.4.2 矩张量各成分百分比 |
| 2.4.3 矩张量的投影 |
| 2.5 影响矩张量反演测定的因素 |
| 2.5.1 台站分布对测定的影响 |
| 2.5.2 近远震权重比对测定的影响 |
| 2.5.3 不同滤波频带及互相关时窗对结果的影响 |
| 2.5.4 双力偶机制解与纯偏张量解的波形拟合差异 |
| 2.6 小结 |
| 第3章 三维介质结构中的矩张量反演及并行化算法实现 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.3 研究案例及数据 |
| 3.4 三维介质结构对矩张量反演的影响 |
| 3.4.1 三维结构波形拟合情况 |
| 3.5 波形反演并行化编程 |
| 3.5.1 波形反演并行必要性 |
| 3.5.2 并行化原理 |
| 3.5.3 有效性测试 |
| 3.6 小结 |
| 第4章 非双力偶地震破裂过程研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 研究方法及工具 |
| 4.2.1 方法概述 |
| 4.2.2 有限断层反演 |
| 4.2.3 多点源反演 |
| 4.3 2009年8月10日北安达曼地震 |
| 4.3.1 北安达曼地震基本信息及构造背景 |
| 4.3.2 地震周边历史地震活动性 |
| 4.3.3 远震波形单一断层面有限断层反演 |
| 4.4 基于远震波形的多断层面破裂过程分析 |
| 4.5 多点源反演及分析 |
| 4.6 小结 |
| 第5章 总结与展望 |
| 5.1 总结 |
| 5.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录A 第五章补充材料 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（2）盲断层地震破裂模型的多源大地测量研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.3.1 多源数据联合构建盲断层地震同震形变场 |
| 1.3.2 多源数据联合反演盲断层地震断层破裂模型 |
| 1.3.3 盲断层地震发震断层的几何结构及其与区域构造关系 |
| 1.4 创新点 |
| 1.5 论文结构 |
| 第二章 反演理论与方法 |
| 2.1 均匀半空间弹性位错理论 |
| 2.2 分层半空间弹性位错理论 |
| 2.2.1 边值问题 |
| 2.2.2 Hankel变换 |
| 2.2.3 Thomson–Haskell传播算法 |
| 2.2.4 改进的矩阵传播算法—正交归一法 |
| 2.3 断层滑动分布反演方法 |
| 第三章 2013年芦山Ms7.0地震:一次盲逆断层地震 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 同震形变场计算 |
| 3.2.1 GPS同震形变场 |
| 3.2.2 InSAR同震形变场 |
| 3.2.3 水准同震形变场 |
| 3.2.4 强震同震形变场 |
| 3.3 同震滑动分布反演 |
| 3.3.1 均匀滑动反演 |
| 3.3.2 反演方法 |
| 3.3.3 检测板测试 |
| 3.3.4 分布式滑动反演 |
| 3.4 讨论 |
| 3.4.1 与地质考察结果比较 |
| 3.4.2 模型比较 |
| 3.4.3 左旋走滑运动 |
| 3.4.4 同震破裂终止的机制 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 2017年九寨沟Ms7.0地震:一次盲走滑断层地震 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 同震形变场计算 |
| 4.2.1 GPS同震形变场 |
| 4.2.2 InSAR同震形变场 |
| 4.2.3 强震同震形变场 |
| 4.3 同震滑动分布反演 |
| 4.3.1 均匀滑动反演 |
| 4.3.2 分布式滑动反演 |
| 4.3.3 讨论与分析 |
| 4.4 本章小结 |
| 第五章 2017年米林Ms6.9地震:一次盲逆断层地震 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 同震形变场计算 |
| 5.2.1 InSAR同震形变场 |
| 5.2.2 GPS同震形变场 |
| 5.3 同震滑动分布反演 |
| 5.3.1 均匀滑动反演 |
| 5.3.2 分布式滑动反演 |
| 5.3.3 讨论与分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第六章 总结与展望 |
| 6.1 主要研究成果 |
| 6.2 未来研究工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历、在学期间研究成果及发表文章 |
（3）岩体的蝶形破裂与大地震机理（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 引言 |
| 1.1 问题的提出 |
| 1.1.1 地震机理研究的挑战性 |
| 1.1.2 大地震机理研究的新机遇 |
| 1.2 地震物理模型的研究现状 |
| 1.2.1 地震力学模型 |
| 1.2.3 地震运动学模型 |
| 1.2.4 地震动力学模型 |
| 1.2.5 地震物理模型的新观点 |
| 1.3 地震能量计算的研究现状 |
| 1.4 论文研究内容与研究方法 |
| 1.4.1 主要研究内容与研究方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 2 岩体的蝶形破裂与地震 |
| 2.1 理论依据:蝶形花瓣逆定理及其内涵 |
| 2.1.1 地壳岩体的蝶形破坏 |
| 2.1.2 Leau-Fatou花瓣定理的逆定理 |
| 2.2 蝶形破裂—地震的物理模型及其内涵 |
| 2.2.1 “前态”力学模型 |
| 2.2.2 触发事件的概念模型 |
| 2.2.3 “瞬态”力学模型 |
| 2.2.4 非线性动力现象概念模型 |
| 2.2.5 蝶形破裂—地震物理模型的内涵 |
| 2.3 岩体破裂与释放能量的计算方法 |
| 2.3.1 计算方法的推导 |
| 2.3.2 计算方法的具体实现 |
| 2.4 蝶形破裂与地震的关系 |
| 2.4.1 蝶形破裂-地震物理模型的计算参数选取 |
| 2.4.2 蝶形破裂与地震的“裂震共伴” |
| 2.5 本章小结 |
| 3 蝶形破裂揭示的重要地震规律 |
| 3.1 地震突发性 |
| 3.1.1 对于地震突发性的认识 |
| 3.1.2 理论性描述 |
| 3.2 条带多震性 |
| 3.2.1 对于主震与前震、余震空间关系的认识 |
| 3.2.2 理论性描述 |
| 3.3 能量集中释放特征 |
| 3.3.1 对于地震释放能量的认识 |
| 3.3.2 理论性描述 |
| 3.4 板块边缘的地震多发 |
| 3.4.1 对于地震分布规律的认识 |
| 3.4.2 理论性描述 |
| 3.5 地震的“仿蝶存亡”活动规律 |
| 3.6 本章小结 |
| 4 大地震的发生机理及其物理过程 |
| 4.1 X型共轭剪切破裂的物理演化过程 |
| 4.2 大地震孕育、演化与消亡的物理过程 |
| 4.3 大地震发生的力学机理 |
| 4.4 大地震的预测 |
| 4.4.1 地震发生的必要条件 |
| 4.4.2 大地震的预测方法 |
| 4.5 共轭破裂形成的互异性与规律性认识的不变性 |
| 4.5.1 数值模型的建立与初始、边界条件的约定 |
| 4.5.2 数值模拟计算结果的分析 |
| 4.6 本章小结 |
| 5 震例的假想论证 |
| 5.1 地质构造背景与模型的建立 |
| 5.2 边界条件与初始条件 |
| 5.3 数值模拟结果分析 |
| 5.3.1 不同应力状态下系统集中能量的分布特征 |
| 5.3.2 系统集中能量状态失稳与微小应力的地震触发 |
| 5.3.3 思考—从X型共轭破裂到出露地表断层的形成 |
| 5.4 本章小结 |
| 6 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 主要创新点 |
| 6.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（4）InSAR同震形变提取关键技术研究及其应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文研究背景 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 InSAR同震形变测量技术 |
| 1.2.2 断层滑动分布反演发展 |
| 1.2.3 反演结果的地震学应用 |
| 1.2.4 需要解决的主要问题 |
| 1.3 研究内容和章节安排 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 章节安排 |
| 第二章 雷达干涉测量技术 |
| 2.1 D-InSAR技术 |
| 2.2 InSAR主要误差源 |
| 2.2.1 轨道误差 |
| 2.2.2 大气延迟误差 |
| 2.2.3 相位解缠误差 |
| 2.2.4 地形误差 |
| 2.2.5 失相干误差 |
| 2.3 同震形变场获取方法 |
| 2.3.1 D-InSAR获取LOS向同震形变 |
| 2.3.2 Stacking时序分析方法获取LOS向同震形变 |
| 2.3.3 Offset-tracking技术获取距离向和方位向形变 |
| 2.3.4 MAI技术获取方位向形变 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 同震形变场失相干恢复 |
| 3.1 失相干成因及其在干涉图上分类 |
| 3.1.1 失相干成因 |
| 3.1.2 干涉图上失相干分类 |
| 3.2 失相干恢复方法 |
| 3.2.1 基于非线性支持向量机的失相干恢复方法 |
| 3.2.2 不同失相干类型的训练样本选取准则 |
| 3.3 失相干恢复震例与分析 |
| 3.3.1 简单形变场的失相干恢复 |
| 3.3.2 复杂形变场的失相干恢复 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 基于InSAR技术的高精度三维同震形变场解算 |
| 4.1 三维形变场解算原理 |
| 4.2 基于InSAR技术的三维形变场解算 |
| 4.2.1 基于多种InSAR技术联合的三维形变场解算 |
| 4.2.2 基于最小二乘的多源数据三维形变场解算 |
| 4.3 三维同震形变场解算震例与分析 |
| 4.3.1 基于多种InSAR技术联合的三维形变场解算震例 |
| 4.3.2 基于最小二乘的多源数据三维形变场解算震例 |
| 4.4 小结 |
| 第五章 基于InSAR形变场的断层滑动分布反演 |
| 5.1 震源理论与断层参数 |
| 5.1.1 震源理论 |
| 5.1.2 弹性位错理论 |
| 5.1.3 断层参数 |
| 5.2 断层滑动分布反演算法及多源数据定权 |
| 5.2.1 随机搜索粒子群优化算法 |
| 5.2.2 基于层次分析法的数据定权 |
| 5.3 基于InSAR形变场的断层滑动分布反演震例与分析 |
| 5.3.1 考虑断层几何性质的断层滑动分布反演震例 |
| 5.3.2 多源数据约束的断层滑动分布反演震例 |
| 5.3.3 三维同震形变场约束的断层滑动分布反演震例 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 基于InSAR成果的地震学应用 |
| 6.1 基于滑动分布反演结果的同震库仑应力变化 |
| 6.1.1 基于滑动分布反演结果的同震库仑应力变化计算 |
| 6.1.2 同震库仑应力变化与余震的相关性分析 |
| 6.2 基于随机振动有限断层模型的地震动模拟 |
| 6.3 基于InSAR成果的烈度模拟-以九寨沟地震为例 |
| 6.4 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要研究成果与结论 |
| 7.2 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读博士期间参加的科研项目 |
| 攻读博士期间发表的文章 |
（5）喜马拉雅造山带现今地壳变形：GPS观测与模拟解释（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.2 国内外研究现状和科学问题 |
| 1.2.1 喜马拉雅造山带现今汇聚变形 |
| 1.2.2 俯冲带现今应变状态 |
| 1.2.3 板块边界带活动块体变形 |
| 1.2.4 喜马拉雅地震周期变形 |
| 1.2.5 研究内容与创新点 |
| 1.3 研究方案与技术路线 |
| 第二章 区域地质构造环境与地震活动性 |
| 2.1 地质构造单元划分及其特征 |
| 2.1.1 特提斯喜马拉雅(THM) |
| 2.1.2 高喜马拉雅(GHM) |
| 2.1.3 低喜马拉雅(LHM) |
| 2.1.4 次喜马拉雅(SHM) |
| 2.2 区域主要断裂的活动特征 |
| 2.2.1 雅鲁藏布江缝合带(ITSZ) |
| 2.2.2 藏南拆离系(STDS) |
| 2.2.3 主中央断裂带(MCT) |
| 2.2.4 主边界断裂带(MBT) |
| 2.2.5 主前缘断裂带(MFT) |
| 2.2.6 喜马拉雅主逆冲断裂(MHT) |
| 2.2.7 藏南地区主要活动断层 |
| 2.3 喜马拉雅地震活动性 |
| 2.3.1 历史大地震 |
| 2.3.2 微震活动性 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 喜马拉雅造山带GPS观测与数据处理 |
| 3.1 喜马拉雅地区的GPS观测 |
| 3.1.1 境外喜马拉雅地区的GPS观测 |
| 3.1.2 藏南地区“陆态网络”观测 |
| 3.1.3 藏南地区GPS加密观测 |
| 3.2 GPS观测数据的高精度处理 |
| 3.2.1 GPS高精度观测模型 |
| 3.2.2 GPS高精度观测误差来源 |
| 3.2.3 基于GAMIT的高精度基线解算 |
| 3.2.4 基于GLOBK的基线网平差 |
| 3.3 喜马拉雅地区多源GPS速度场融合 |
| 3.3.1 多源GPS速度场融合方法 |
| 3.3.2 喜马拉雅地区GPS速度场融合结果 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 顾及震后变形的喜马拉雅三维震间耦合模型 |
| 4.1 弹性/粘弹性震间形变模型 |
| 4.2 利用GPS数据反演喜马拉雅现今汇聚速率 |
| 4.2.1 模型设置与反演方法 |
| 4.2.2 计算结果与分析 |
| 4.3 喜马拉雅特大地震震后粘弹性松弛 |
| 4.3.1 震后粘弹性松弛模型 |
| 4.3.2 破裂模型和流变参数 |
| 4.3.3 模拟算法 |
| 4.3.4 粘弹性松弛模拟结果 |
| 4.4 MHT三维震间耦合模型反演 |
| 4.4.1 数据源 |
| 4.4.2 反演算法 |
| 4.4.3 断层几何模型 |
| 4.4.4 模拟结果 |
| 4.4.5 分辨率测试 |
| 4.5 耦合模型对比分析 |
| 4.5.1 与以往模型对比 |
| 4.5.2 与俯冲带耦合模式的差异 |
| 4.6 小结 |
| 第五章 GPS约束下的喜马拉雅-藏南活动地块运动学模型 |
| 5.1 活动地块划分 |
| 5.2 反演算法 |
| 5.2.1 块体负位错模型原理 |
| 5.2.2 Defnode程序简介 |
| 5.2.3 模型参数设置 |
| 5.3 模型反演结果与分析 |
| 5.3.1 模型拟合结果 |
| 5.3.2 块体运动与旋转变形 |
| 5.3.3 断层滑动速率 |
| 5.3.4 块体内部均匀应变 |
| 5.4 讨论与小结 |
| 5.4.1 藏南非均匀拉张 |
| 5.4.2 喜马拉雅俯冲与藏南拉张的驱动关系 |
| 5.4.3 对青藏高原变形机制的启示 |
| 第六章 喜马拉雅造山带地震活动性分析-以尼泊尔地震为例 |
| 6.1 尼泊尔地震研究概况 |
| 6.2 三维同震变形特征 |
| 6.2.1 同震形变场资料 |
| 6.2.2 同震水平位移特征 |
| 6.2.3 同震垂直位移特征 |
| 6.3 尼泊尔地震同震滑动与震后余滑 |
| 6.3.1 断层几何模型 |
| 6.3.2 滑动反演方法 |
| 6.3.3 反演结果 |
| 6.4 震间耦合、同震破裂和震后余滑的空间相关性 |
| 6.5 喜马拉雅造山带地震活动特征 |
| 6.5.1 地震破裂特征 |
| 6.5.2 地震震级与重复周期 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论与建议 |
| 7.1 主要研究内容与成果 |
| 7.2 存在的问题与后续工作 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
（6）煤矿微震震源参数反演及震源破裂机理研究（论文提纲范文）
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 变量注释表 |
| 1 绪论 |
| 1.1 研究背景及意义 |
| 1.2 煤矿微震研究综述 |
| 1.3 .存在的问题及不足 |
| 1.4 主要研究内容及研究方法 |
| 2 不同煤岩介质条件下的波场特征分析 |
| 2.1 有限差分法的相关理论 |
| 2.2 二维声波方程有限差分格式的建立 |
| 2.3 基于高阶有限差分法的不同煤岩介质波场特征分析 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 基于单纯形和双差的联合定位法 |
| 3.1 单纯形法和双差法的相关理论 |
| 3.2 单纯性和双差联合定位法的建立及定位精度验证 |
| 3.3 基于联合定位法的煤矿微震震源定位校正 |
| 3.4 本章小结 |
| 4 小尺度破裂震源参数分析 |
| 4.1 震源参数分析相关理论 |
| 4.2 小尺度破裂的震源参数分析 |
| 4.3 本章小结 |
| 5 煤矿微震震源参数分析 |
| 5.1 老虎台煤矿微震事件的基本特征 |
| 5.2 老虎台煤矿微震震源参数的求取 |
| 5.3 震源参数与地震矩的关系分析 |
| 5.4 Mw与 ML的关系分析 |
| 5.5 本章小结 |
| 6 小尺度破裂和煤矿微震的震源机制解和破裂面上滑动分布研究 |
| 6.1 矩张量反演震源机制解 |
| 6.2 震源破裂尺度和平均滑动分析 |
| 6.3 震源破裂面上的滑动分布 |
| 6.4 本章小结 |
| 7 微震震源参数反演与震源破裂机理分析应用研究 |
| 7.1 重定位后震源参数的结果和关系分析 |
| 7.2 矩张量反演震源机制解 |
| 7.3 震源破裂尺度和破裂面上滑动分布分析 |
| 7.4 冲击地压震源参数和破裂机理分析及冲击地压防治研究 |
| 7.5 本章小结 |
| 8 全文总结、创新点及展望 |
| 8.1 全文总结 |
| 8.2 创新点 |
| 8.3 展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历 |
| 学位论文数据集 |
（7）用大地测量和地震数据研究青藏高原东南缘强震震源过程（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 论文选题及研究意义 |
| 1.1.1 选题目的 |
| 1.1.2 选题意义 |
| 1.2 研究现状及存在的问题 |
| 1.2.1 震源过程的大地测量学与地震学研究现状 |
| 1.2.2 巴颜喀拉东缘与2013年芦山地震、2017年九寨沟地震 |
| 1.2.3 喜马拉雅造山带与2015年Ms8.1尼泊尔地震 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 完成的工作量 |
| 1.4 论文的结构 |
| 第二章 基础理论与方法 |
| 2.1 震源参数 |
| 2.1.1 震源位置与断层面几何参数 |
| 2.1.2 震源破裂的运动学参数 |
| 2.2 震源破裂过程 |
| 2.2.1 有限断层模型 |
| 2.2.2 合成理论地震图 |
| 2.3 多数据联合反演方法 |
| 2.3.1 多时窗线性反演 |
| 2.3.2 约束条件与参数分类处理 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 2013年芦山Ms7.0地震震源破裂过程研究 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 观测数据与模型构建 |
| 3.2.1 静态GPS同震永久形变观测 |
| 3.2.2 近场高频GPS与强震加速度记录的震时动态形变特征 |
| 3.2.3 远震地震波形数据的处理 |
| 3.2.4 震源模型的构建 |
| 3.3 联合反演破裂过程 |
| 3.3.1 单一的平直断层模型 |
| 3.3.2 反冲断层的滑动 |
| 3.3.3 铲状断层面滑动 |
| 3.3.4 数据拟合与模型测试 |
| 3.4 高频GPS独立约束的破裂模型 |
| 3.4.1 不同断层模型下高频GPS约束的破裂模型 |
| 3.4.2 与其他手段反演结果的比较 |
| 3.4.3 高频GPS破裂模型的空间分辨率 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 2015年尼泊尔Ms8.1地震震源破裂过程研究 |
| 4.1 观测数据 |
| 4.1.1 动态波形数据 |
| 4.1.2 静态永久位移 |
| 4.2 快速反演结果 |
| 4.2.1 模型构建 |
| 4.2.2 棋盘测试 |
| 4.2.3 反演结果 |
| 4.2.4 讨论与小结 |
| 4.3 统一模型 |
| 4.3.1 模型构建 |
| 4.3.2 观测数据与权重比 |
| 4.3.3 独立模型与联合模型 |
| 4.3.4 模型测试 |
| 4.4 讨论与小结 |
| 4.4.1 破裂速度与上升时间 |
| 4.4.2 模型分辨率 |
| 4.4.3 影响反演的参数 |
| 4.4.4 模型比较及动力学意义 |
| 第五章 2017年九寨沟Ms7.0地震震源破裂过程及与历史地震的关系 |
| 5.1 研究背景 |
| 5.2 构造背景 |
| 5.3 观测数据 |
| 5.3.1 GPS及InSAR同震永久形变观测 |
| 5.3.2 高频GPS及远震体波动态形变特征 |
| 5.3.3 GPS揭示的九寨沟地震震前时变形变 |
| 5.4 震源模型构建与库仑应力计算 |
| 5.4.1 模型构建 |
| 5.4.2 应力计算 |
| 5.5 震源破裂过程 |
| 5.5.1 联合反演破裂时空过程 |
| 5.5.2 模型测试 |
| 5.6 北虎牙断裂应力演化与2017年地震应力扰动 |
| 5.6.1 北虎牙断裂应力演化 |
| 5.6.2 2017年九寨沟地震应力变化 |
| 5.7 讨论与小结 |
| 5.7.1 与前人模型比较 |
| 5.7.2 汶川地震的应力触发效应 |
| 5.7.3 虎牙断裂未来地震危险性 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 创新点 |
| 6.3 展望 |
| 6.3.1 更加丰富的观测资料 |
| 6.3.2 更优的反演策略与方法 |
| 6.3.3 更加精细介质结构 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（8）基于声发射和微震监测的岩石破裂演化机理研究及应用（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 岩体稳定性监测技术研究现状 |
| 1.2.2 岩石声发射技术研究现状 |
| 1.2.3 微震监测技术研究现状 |
| 1.2.4 矩张量理论研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 第2章 声发射数字信号处理 |
| 2.1 数字信号原理 |
| 2.1.1 信号采样 |
| 2.1.2 几种重要的函数和信号 |
| 2.1.3 信号的基本运算 |
| 2.2 声发射去噪与数字滤波器设计 |
| 2.2.1 时域滤波 |
| 2.2.2 理想频域滤波 |
| 2.2.3 巴特沃斯IIR低通滤波器 |
| 2.3 信号到时自动拾取 |
| 2.3.1 包络线阈值法 |
| 2.3.2 长短时窗均值比法(STA/LTA) |
| 2.3.3 时间序列自回归模型法(AR-AIC) |
| 2.3.4 耗散阻尼能法 |
| 2.4 事件定位算法 |
| 2.4.1 最小二乘法 |
| 2.4.2 盖格算法(Geiger's method) |
| 2.4.3 主事件定位法 |
| 2.4.4 双差定位法(DD,Double-Difference Location Method) |
| 2.4.5 粒子群算法(PSO,Particle Swarm Optimization algorithm) |
| 2.5 定位效果的试验对比 |
| 2.5.1 试验过程 |
| 2.5.2 到时提取结果 |
| 2.5.3 定位结果 |
| 2.6 本章小结 |
| 第3章 震源矩张量反演理论及震源参数 |
| 3.1 震源矩张量反演 |
| 3.1.1 震源矩张量原理及其求解 |
| 3.1.2 矩张量分解及破坏类型判定 |
| 3.1.3 震源矩张量的物理意义 |
| 3.1.3.1 特殊破裂模型的矩张量形式 |
| 3.1.3.2 任意破裂模型的矩张量形式 |
| 3.2 震源辐射花样 |
| 3.3 震源参数计算 |
| 3.3.1 地震矩和矩震级 |
| 3.3.2 震源半径和拐角频率 |
| 3.3.3 考虑辐射花样的声发射源P波辐射能量的估算方法 |
| 3.4 参数云图绘制原理 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 基于声发射的砂岩内部微破裂损伤演化规律和破坏机理分析 |
| 4.1 试样制备和试验条件 |
| 4.2 传感器阵列排布分析 |
| 4.2.1 误差空间估算 |
| 4.2.2 系统敏感度估算 |
| 4.3 声发射事件时空演化规律 |
| 4.4 试件破裂过程中的波速场变化 |
| 4.4.1 射线追踪原理 |
| 4.4.2 速度场反演原理 |
| 4.4.3 试件破坏过程中的速度场被动反演 |
| 4.5 本章小结 |
| 第5章 张马屯铁矿堵水帷幕渗流通道形成过程和机理研究 |
| 5.1 矿山概况和微震监测系统简介 |
| 5.2 微震数据处理 |
| 5.2.1 微震信号识别 |
| 5.2.2 微震信号滤波器 |
| 5.2.3 定位误差分析 |
| 5.3 数据分析和讨论 |
| 5.3.1 微震事件的时空分布规律分析 |
| 5.3.2 震源参数时空演化规律 |
| 5.3.3 震源机制分析 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 基于微震的石人沟铁矿露天转地下顶柱渗流通道形成过程研究 |
| 6.1 矿山工程概况 |
| 6.2 定位误差分析 |
| 6.3 微震事件时空演化规律 |
| 6.4 微裂隙连通性分析 |
| 6.5 补给源—渗水点最短渗流路径分析 |
| 6.5.1 最短渗透路径算法 |
| 6.5.2 补给源—渗水点最短路径 |
| 6.6 震源破裂机制分析 |
| 6.6.1 简化三维沙盘球 |
| 6.6.2 基于矩张量的微破裂时空扩展规律 |
| 6.7 基于矩张量的裂隙网络 |
| 6.7.1 3D玫瑰图构造 |
| 6.7.2 微裂纹破裂面法向方向统计分析 |
| 6.8 复杂三维数值计算网格快速生成方法 |
| 6.8.1 八叉树理论 |
| 6.8.2 石人沟铁矿数值模型建立 |
| 6.8.3 数值计算结果 |
| 6.9 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| —、发表论文情况 |
| 二、主持及参与科研项目情况 |
| 三、专利与软件着作 |
（9）地球介质衰减特性层析成像（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 论文研究意义 |
| 1.1.1 介质速度与波速比结构的研究意义 |
| 1.1.2 介质衰减结构的研究意义 |
| 1.1.3 速度与衰减结构综合研究的意义 |
| 1.2 研究动态 |
| 1.2.1 地方震体波衰减结构成像研究动态 |
| 1.2.2 Lg波衰减结构成像研究动态 |
| 1.2.3 地震面波衰减结构成像研究动态 |
| 1.2.4 噪声面波衰减结构成像研究动态 |
| 1.3 论文研究内容 |
| 1.3.1 基于地方震体波的速度与衰减成像研究 |
| 1.3.2 基于Lg波的衰减结构成像研究 |
| 1.3.3 基于地震面波的衰减结构成像研究 |
| 1.3.4 基于背景噪声面波的衰减结构成像研究 |
| 1.4 章节安排 |
| 第一部分 地方震体波衰减结构层析成像 |
| 第二章 龙滩水库库区三维介质结构层析成像研究 |
| 2.1 水库库区三维衰减结构的研究意义 |
| 2.2 构造背景 |
| 2.3 方法与原理 |
| 2.3.1 三维V_P和V_P/V_S层析成像 |
| 2.3.2 三维Q_P和Q_S层析成像 |
| 2.3.3 分辨率分析 |
| 2.4 三维V_P和V_P/V_S层析成像研究 |
| 2.4.1 数据 |
| 2.4.2 一维速度模型的建立 |
| 2.4.3 数据处理与参数设定 |
| 2.4.4 棋盘测试 |
| 2.4.5 分辨率分析 |
| 2.4.6 三维V_P和V_P/V_S分布结果 |
| 2.4.7 研究区地震重新定位 |
| 2.5 三维Q_P和Q_P/Q_S层析成像研究 |
| 2.5.1 数据处理与t~*估计 |
| 2.5.2 检测板测试 |
| 2.5.3 分辨率分析 |
| 2.5.4 三维Q_P与Q_S分布结果 |
| 2.5.5 讨论与结论 |
| 第三章 三峡水库库区三维介质结构层析成像研究 |
| 3.1 研究意义 |
| 3.2 构造背景 |
| 3.3 数据处理 |
| 3.4 三维V_P,V_P/V_S,Q_P和Q_S层析成像 |
| 3.4.1 一维V_P结构反演 |
| 3.4.2 三维V_P和V_P/V_S层析成像 |
| 3.4.3 t~*估计 |
| 3.4.4 Q_P和Q_S层析成像 |
| 3.4.5 分辨率分析 |
| 3.5 结果 |
| 3.5.1 V_P和V_P/V_S层析成像结果 |
| 3.5.2 Q_P和Q_S层析成像结果 |
| 3.6 讨论 |
| 3.7 结论 |
| 第四章 紫坪铺水库库区三维介质结构层析成像研究 |
| 4.1 国内外研究进展 |
| 4.1.1 汶川M_s8.0地震震源区介质结构层析成像研究现状及动态 |
| 4.1.2 紫坪铺水库与汶川M_s8.0地震的关系研究现状及动态 |
| 4.2 构造背景 |
| 4.3 数据 |
| 4.4 汶川M_s8.0地震前紫坪埔水库库区三维V_P和V_P/V_S成像研究 |
| 4.4.1 一维速度模型的反演 |
| 4.4.2 数据处理与参数设定 |
| 4.4.3 棋盘测试 |
| 4.4.4 分辨率分析 |
| 4.4.5 三维V_P和V_P/V_S成像结果 |
| 4.5 汶川M_s8.0地震前紫坪埔水库库区三维Q_P和Q_S成像研究 |
| 4.5.1 t~*测定 |
| 4.5.2 数据处理与参数设定 |
| 4.5.3 分辨率分析 |
| 4.5.4 三维Q_P和Q_S成像结果 |
| 4.6 汶川M_s8.0地震后紫坪埔水库库区三维V_P和V_P/V_S成像研究 |
| 4.7 汶川M_s8.0地震后紫坪埔水库库区三维Q_P和Q_S成像研究 |
| 4.8 讨论与进一步研究建议 |
| 第二部分 区域Lg波衰减结构层析成像 |
| 第五章 新疆地区Lg波衰减成像 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 区域构造背景与地震活动性 |
| 5.3 方法与原理 |
| 5.4 Q_(Lg)层析成像 |
| 5.4.1 数据处理 |
| 5.4.2 Q_(Lg)平均值反演 |
| 5.4.3 棋盘测试与分辨率测试 |
| 5.4.4 研究结果 |
| 5.5 讨论 |
| 5.6 结论 |
| 第三部分 大尺度地震面波衰减结构层析成像 |
| 第六章 中国大陆地震面波衰减成像 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 方法原理 |
| 6.3 数据处理 |
| 6.4 结果 |
| 6.5 讨论 |
| 6.6 结论 |
| 第四部分 背景噪声面波衰减结构层析成像 |
| 第七章 基于数值模拟的噪声面波衰减成像 |
| 7.1 引言 |
| 7.2 方法 |
| 7.3 从理论数据中提取一维面波振幅 |
| 7.4 从真实数据中提一维面波振幅 |
| 7.5 基于模拟数据的二维衰减结构成像 |
| 7.5.1 参数设置 |
| 7.5.2 模型反演 |
| 7.5.3 检测板测试 |
| 7.6 讨论和结论 |
| 第八章 中国大陆背景噪声强度时空分布图像 |
| 8.1 引言 |
| 8.2 数据处理 |
| 8.3 结果 |
| 8.4 讨论与结论 |
| 第九章 中国大陆噪声面波衰减成像 |
| 9.1 引言 |
| 9.2 方法与数据处理 |
| 9.3 结果 |
| 9.4 讨论与结论 |
| 第十章 结论及进一步研究计划 |
| 10.1 结论 |
| 10.2 存在的问题与进一步研究计划 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人简介 |
（10）汶川地震以来龙门山断裂带地震矩张量时空演化特征（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 研究目的及意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 矩张量的研究进展 |
| 1.2.2 震源机制研究进展 |
| 1.2.3 利用震源机制解研究应力场的现状 |
| 1.2.4 b值研究进展 |
| 1.2.5 断裂带应力传递、地震触发和应力时间变化研究现状 |
| 1.3 汶川地震以来龙门山断裂带地区震源和应力的研究进展 |
| 1.4 存在的问题及本文的研究内容 |
| 第2章 地震矩张量、应力场和b值的研究方法和原理 |
| 2.1 地震矩张量 |
| 2.2 矩张量分解与等效点源 |
| 2.2.1 一般弹性动力学源 |
| 2.2.2 双力偶 |
| 2.2.3 一般地震点源 |
| 2.3 矩张量的反演 |
| 2.4 TDMT_ISO计算方法 |
| 2.4.1 TDMT_ISO格林函数的计算方法 |
| 2.4.2 TMDT_ISO反演方法原理 |
| 2.5 应力场反演的原理与方法(FMSI) |
| 2.5.1 (FMSI)研究方法的基本思路 |
| 2.5.2 (FMSI)研究方法的基本原理 |
| 2.6 b值计算方法和原理 |
| 2.6.1 b值定义及地震目录完整性的重要性 |
| 2.6.2 拟合效果测试法 |
| 第3章 汶川地震余震矩张量解 |
| 3.1 区域地质及构造背景 |
| 3.2 龙门山断裂带的组成 |
| 3.2.1 汶川—茂汶断裂 |
| 3.2.2 映秀—北川断裂 |
| 3.2.3 灌县—彭县断裂 |
| 3.3 龙门山断裂带1970年以来历史地震活动情况 |
| 3.4 汶川8.0级地震余震矩张量解 |
| 3.4.1 数据,方法 |
| 3.4.2 速度模型 |
| 3.4.3 结果 |
| 3.5 小结 |
| 第4章 芦山7.0级地震及余震矩张量解 |
| 4.1 数据、方法 |
| 4.2 速度模型 |
| 4.3 结果 |
| 4.3.1 主震矩张量 |
| 4.3.2 余震矩张量 |
| 4.4 小结 |
| 第5章 汶川地震以来龙门山断裂带地震矩张量的时空演化特征 |
| 5.1 龙门山断裂地震矩张量空间分布特征 |
| 5.1.1 汶川余震矩张量空间分布特征 |
| 5.1.2 汶川余震矩张量空间分布的构造意义 |
| 5.1.3 芦山地震序列矩张量空间分布特征 |
| 5.1.4 芦山地震与汶川地震关系以及芦山地震序列矩张量的构造意义 |
| 5.2 龙门山断裂地震矩张量时间分布特征 |
| 5.3 基于汶川余震震源机制的龙门山断裂应力场空间分布特征 |
| 5.3.1 数据与方法 |
| 5.3.2 数据聚类结果及应力场反演结果 |
| 5.3.3 讨论 |
| 5.4 汶川地震以来龙门山断裂应力传递演变特征 |
| 5.4.1 数据及方法 |
| 5.4.2 结果 |
| 5.4.3 讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第6章 结论与讨论 |
| 6.1 主要结论 |
| 6.2 讨论与不足 |
| 参考文献 |
| 作者简介 |
| 入学以来发表主要论文 |
| 入学以来主要参与的项目 |
| 致谢 |
四、西藏高原及其周围地区地震的地震矩张量及震源参数的尺度关系（论文参考文献）
- [1]显着非双力偶震源的矩张量反演及破裂过程研究[D]. 白起鹏. 中国科学技术大学, 2021(09)
- [2]盲断层地震破裂模型的多源大地测量研究[D]. 黄勇. 中国地震局地球物理研究所, 2020
- [3]岩体的蝶形破裂与大地震机理[D]. 马骥. 中国矿业大学(北京), 2020(04)
- [4]InSAR同震形变提取关键技术研究及其应用[D]. 张庆云. 中国地震局工程力学研究所, 2019(01)
- [5]喜马拉雅造山带现今地壳变形：GPS观测与模拟解释[D]. 李水平. 中国地质大学, 2019(01)
- [6]煤矿微震震源参数反演及震源破裂机理研究[D]. 陈栋. 中国矿业大学, 2019(09)
- [7]用大地测量和地震数据研究青藏高原东南缘强震震源过程[D]. 刘刚. 中国地质大学, 2018(06)
- [8]基于声发射和微震监测的岩石破裂演化机理研究及应用[D]. 周靖人. 东北大学, 2018
- [9]地球介质衰减特性层析成像[D]. 周连庆. 中国地震局地球物理研究所, 2016(11)
- [10]汶川地震以来龙门山断裂带地震矩张量时空演化特征[D]. 林向东. 中国地震局地球物理研究所, 2014(02)