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GPS监测地壳形变漂移速度的计算

DOI :10.3876/j.issn.1000Ο1980.2008.05.024

收稿日期:2008Ο05Ο18

基金项目:现代工程测量国家测绘局重点实验室开放基金(ES ΟS BS M Ο(06)Ο01)

作者简介:兰孝奇(1962—

),男,黑龙江齐齐哈尔人,副教授,博士,主要从事变形监测数据处理及G PS 技术应用研究.GPS 监测地壳形变漂移速度的计算

兰孝奇1,葛恒年2

(1.河海大学土木工程学院,江苏南京　210098;2.中国水电顾问集团昆明勘测设计研究院,云南昆明　650051)

摘要:根据动态卡尔曼滤波理论,结合G PS 监测地壳形变数据处理的特点,构建了动态卡尔曼滤波

计算地壳运动漂移速度的数学模型.结合IG S 的G PS 连续观测网络部分站点的多期数据,使用精密定位定轨软件G AMIT 进行定位计算,获得高精度的站点坐标.将坐标作为具有先验方差信息的准观测值,设置站点漂移速度为未知数,进行卡尔曼滤波漂移速度的估计.计算结果与已有结果的比较表明,卡尔曼滤波漂移速度估计可以达到mm 级的精度,可用于G PS 监测地壳形变进行漂移速度的估计.

关键词:G PS ;地壳形变;卡尔曼滤波;漂移速度中图分类号:T V698111;P22814 文献标识码:A 文章编号:1000Ο1980(2008)05Ο0693Ο04自20世纪90年代起,G PS 定位在103km 以上大尺度范围内定位精度达到10-8～10-9(全球范围内达到cm 至mm 级),这一突破性的定位精度使得G PS 测量足以直接检测出地壳运动和构造变形的细微变化,特别适用于沿着板块边界和形变模式复杂的区域形变监测[1].而G PS 观测所获得的高分辨率结果是现今地壳运动和反演地球内部的构造变形、物质运移、边界力的可靠数据[2].

进行G PS 地壳形变监测的一个主要任务就是求出连续观测站点的漂移速度.传统的测站漂移速度的估

计方法[3Ο4]

是利用不同测段的结果,将参考时刻的站坐标和漂移速度作为未知数建立误差方程求解.但这种方法的缺点是当有很多期的数据需要处理时,法方程会变得很复杂.基于此,本文提出了动态卡尔曼滤波估计测站漂移速度的方法,该方法相对简单于传统的漂移速度估计方法,

1　动态卡尔曼滤波

卡尔曼滤波[5]是一种基于动态参数的估计方法,前提是观测方程中某些参数满足某一状态方程.测量学中的序贯平差方法是卡尔曼滤波的一种特例:参数在每一观测历元保持常数,即X k =X k -1.卡尔曼滤波的数学模型主要包含观测方程和状态方程[6]:

L k =A k X k +εk

X k =Φk X k -1+F ωk -

(1)

式中:εk —

——观测噪声向量;ωk -1———动态噪声向量;A k ,Φk ,F ———系数阵.卡尔曼滤波的随机模型为E (εk )=0

E (ωk )=0

C ov (εk ,εj )=P k δkj

C ov (ωk ,ωj )=Q k δkj C ov (ωk ,εj )=0

(2)

式中:P k ,Q k ———动态噪声和观测噪声的方差矩阵;δkj —

——克罗内克(K ronecker )函数,k =j 时为1,k ≠j 时为0.系统的初始状态X 0是具有正态分布或其他分布的随机向量,其均值和方差阵为

第36卷第5期2008年9月河海大学学报(自然科学版)Journal of H ohai University (Natural Sciences )V ol.36N o.5Sep.2008

E (X 0)=X ^

0,0

Var (X 0)=C 0,0

(3)

综合式(1)～(3)可得到卡尔曼滤波递推公式为

X ^k ,k -1=Φk -1X 0k -1

C k ,k -1=Φk ,k -1C k -1,k -1ΦT +FQ k -1F

X ^

k ,k =X ^

k ,k -1+J k (L k -A k X ^

k ,k -1)

C k ,k =C k ,k -1-

J k A k C k ,k -1

(4)

式中J k 为增益矩阵:

J k =C k ,k -1A T k (P k +A k C k ,k -1A T

k )

-1

(5)

①http ://https://www.sodocs.net/doc/346658770.html,.

2　动态卡尔曼滤波漂移速度估计的数学模型

使用G AMIT [7]软件处理G PS 数据得到的松弛解,相当于自由网平差结果.如果只观测了2期,经过相似

变换便可得到2期的ITRF 坐标,2期坐标相减就可以得到ITRF 框架下形变点的位移,除以时间可以得到速度.实际情况是地壳形变监测网往往经过很多期的观测,这时一般将参考时刻的坐标和速度作为未知数建立方程联立求解,但是这样将使数据处理变得非常复杂.于是本文在动态卡尔曼滤波的基础上,将G AMIT 获得的站坐标作为具有方差信息的准观测值(quasi 2observations ),建立动态卡尔曼滤波漂移速度估计的数学模型,使用卡尔曼滤波进行漂移速度的估计.

为了估计某一测站点的漂移速度,把未知站点的坐标及漂移速度作为状态向量,把瞬时的加速度看作是一种随机干扰.这样,可以得到未知测站点漂移速度估计的状态方程:

x k +1y k +1z k +1Vx k

+1Vy k +1Vz k +1

=100Δt k +1,k 00

0100Δt k +1,k 000100Δt k +1,

k 000100

00001

000001

x k y k z k Vx k Vy k Vz k

+12Δt 2

k +1,k 00012Δt 2

k +1,k 000

12Δt 2

k +1,k Δt k +1,k 000Δt k +1,k

Δt k +1,k

Ωk (6)式中:(x k ,y k ,z k ,Vx

k ,Vy k ,Vz k )T ———状态向量;Δt k +1,

k ———相邻2期数据的时间间隔;Ωk ———随机噪声矩阵.可以把第1期数据的站点坐标设为坐标初值,把漂移速度初值设为零,然后将其作为未知参数用卡尔曼

滤波估计.

把每一期的站坐标作为观测值

,可以得到如下观测方程:

L k +1=

x k +1

y k +1z k +1

=1000000100000

x k +1

y k +1z k +1Vx k +1Vy k +1Vz k +1

+Δk +1

(7)

式中Δk +1为观测噪声矩阵.

综合式(6)和式(7)就可以进行卡尔曼滤波漂移速度估计了.

3　卡尔曼滤波漂移速度估计的实现

3.1　数据准备

为了获得期数足够多的单天解算数据,从全球IG S 站点的FTP 网站①下载了需要的G PS 观测数据d 文

496河海大学学报(自然科学版)第36卷

件(压缩o 文件),先利用G AMIT 进行单天解算,为接着要进行的卡尔曼滤波漂移速度估计做准备.

根据本文建立的动态卡尔曼滤波漂移速度估计的数学模型,算例选用了B J FS ,LH AS ,SH AO ,URUM ,W UH N ,G UAM ,IISC 和IRK T 8个IG S 站点1997～2004年共16期G PS 观测数据,时间间隔约为半年.关于G AMIT 设置,进行漂移速度估计的站点不约束,其他站点采用强约束:01003m ,01003m ,0101m.根据参数约束平差原理,这样解算得到的单天解o 文件中每个站点的坐标可认为是ITRF2000框架下的坐标.

16期单天解算得到的q 文件中的Nrms (标准化均方根差)值均小于014(G AMIT 评定解算结果质量好坏的一个标准),详见表1.

3.2　卡尔曼漂移速度估计的具体实现

由16期的G AMIT 单天解结果得到16期ITRF2000框架下的空间直角坐标,并把第1期单天解算的坐标方差阵及坐标结果作为方差阵初值和坐标初值,设置漂移速度的初值为零,然后进行卡尔曼滤波漂移速度的估计.限于篇幅,表2仅列出了IG S 站点IRK T 的年漂移速度.

表2　IRKT 站漂移速度估计结果

T able 2　Estim ates of floating velocity at IRKT station 滤波次数

X /(mm ?a -1)

Y /(mm ?a -1)

Z /(mm ?a -1)

1-28144-5103-21702-231333181-61453-251040135-41704-281771105-91115-23189-0142-21776-31131-8149-21127-221354149-61158-231932179-61029-191534137-312010-31161-3129-716311-26163-3119-217412-191829138-815013-31152-8196-118514-251940182-610615

-211773172-4179平均值

-25159

0109

-4199

表1　基线单天解的N rms 统计

T able 1　N rms of single 2d ay b aseline solutions 年份

年积日

Nrms 值19971998199920002001200220032004

001011918201230010121183012700101201810122001012518201320010124182012800101221820125002012818201270010127182

0131

IG S 公布的IRK T 站在199710历元时刻的漂移速度值为:X =-2516mm/a ,Y =015mm/a ,Z =-514mm/a.本

文利用动态卡尔曼滤波漂移速度估计的数学模型计算得到的IRK T 站漂移速度平均值与IG S 公布的漂移速度差值均小于1mm/a ,证明了该模型的可行性和可靠性,同时该模型的计算结果还能反映出漂移速度的动态变化.

4　结论

a.动态卡尔曼滤波估计测站漂移速度的方法与传统的估计方法[8Ο10]

相比,动态卡尔曼滤波估计测站漂

移速度的方法要相对简单一些,精度能够满足漂移速度估计的要求,且能反映出漂移速度的动态变化情况.b.卡尔曼滤波为G PS 监测地壳形变的研究提供了一个更好、更有效的方法.参考文献:

[1]顾国华,申旭辉,王敏,等.中国大陆现今地壳水平运动基本特征[J ].地震学报,2001,23(4):362Ο369.

[2]牛之俊,游新兆.中国地壳运动速度场———G AMIT 和GISPY 解算结果对比[J ].大地测量学与地球动力学,2003,23(3):4Ο8.[3]王解先.G PS 精密定轨定位[M].上海:同济大学出版社,1998.

[4]兰孝奇.G PS 精密变形监测数据处理方法及其应用研究[D].南京:河海大学,2005.[5]崔希璋,於宗木寿,陶本藻,等.广义测量平差[M].武汉:武汉测绘科技大学出版社,2000.[6]刘大杰,陶本藻.实用测量数据处理方法[M].北京:测绘出版社,2000.

[7]Department of Earth ,Atm ospheric ,and Planetary Sciences.D ocumentation for the G AMIT G PS analysis s oftware [R ].Cambridge :

Massachusetts Institute of T echnology ,1999.

96第5期兰孝奇,等　G PS 监测地壳形变漂移速度的计算

696河海大学学报(自然科学版)第36卷

[8]孟国杰,赵承坤,顾国华,等.中国地壳运动观测网络首期观测数据处理[J].地震,2001,21(1):63Ο68.

[9]葛恒年.G PS地壳形变监测数据处理及大气水汽含量反演计算的研究[D].南京:河海大学,2006.

[10]陆彩平,王解先.G PS监测地壳数据处理[J].大地测量学与地球动力学,2002,22(4):56Ο60.

Floating velocity calculation in GPS crustal deformation monitoring

LAN Xiao2qi1,GE H eng2nian2

(1.College o f Civil Engineering,Hohai Univer sity,Nanjing210098,China;

2.Kunming Investigation,Design and Research Institute,Kunming650051,China)

Abstract:Based on the dynamic K alman Filter theory and the characteristics of data processing of G PS crustal deformation m onitoring,a calculation m odel of floating velocity with a dynamic K alman Filter was established.At first, the highly precise coordinates were calculated using many periods of data from s ome IG S stations and G AMIT s oftware. Then,the obtained coordinates were considered as quasi2observations,and the velocities were considered as unknown variations and were com puted with a K alman Filter.A com paris on of calculated and measured data shows that the presented m odel has a precision of several millimeters.S o the m odel can be used for floating velocity estimation in G PS crustal deformation m onitoring.

K ey w ords:G PS;crustal deformation;K alman Filter;floating velocity

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(邮发代号28Ο63,C N32Ο1117/T V,ISS N1000Ο1980,双月刊)

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浅谈地形变观测的发展与地震预报

浅谈地形变观测的发展与地震预报地震预报是一个系统工程，需要长期的科学探索和科学积累，地形变观测系统已成为地震预报学科领域不可取代的力学型的基础观测系统。本文简述了地形变观测的发展历程以及其在地震预报中的运用。标签：地震预报地形变测量我国地域辽阔，地质构造复杂，是世界上地质灾害较严重的国家之一。地震就是对人们生活和生命、财产安全影响较大经常发生的一种灾害。地震的前兆是可以预见的。如果在地震前能获知一些前兆特征，便能提醒人们引起注意，从而减少地震造成的灾害。地震预报是对未来破坏性地震发生的时间、地点和震级及地震影响的预测。地震预报目前或今后很长一段时间都将是以观测为主的试验性科学。物理统计分析方法是研究地震孕育动力学过程或进行预测的最具有潜力的途径之一。地形变测量就是物理统计分析方法的其中一种。尽管2008年汶川和2011年东日本大地震预报失败，但这两次和其他大地震前后GPS和其他观测得到的地壳形变表明，大地震是有前兆的，是可以预报的. 地震孕育的能量来源于地壳运动过程中产生的应变能积累，地形变观测是监测地壳运动与变形、认识地震孕育过程与开展地震预测的重要手段。如2008年汶川地震后，通过对其地形变化监测，监测显示，汶川地震引起震中区域监测点的水平位移量达238厘米，沉降量达到70厘米，隆起量达30厘米。通过数据观测，得出结果：地震造成灾区地形发生重大变化地形发生重大变化。根据这个结论，开展地形变分析后可以有效预报大地震后的余震及其震级。地形变测量是指对一个地区地面的相对变化进行的重复地形变测量或连续观测。一般是在某个区域布设相当数量的形变观测点，在区域外设立基准点，利用常规大地测量仪器和工程测量中监测变形的方法。通过定期观测，并通过适当的数据处理和物理解释准确确定区域内各测点的空间随时间变化的“绝对”位移与方向，以达到预测地震之目的。地形变观测目前已具有多种手段并形成一定规模。地震地形变观测系统目前所涵盖的主要观测手段有：垂直形变测量网、水平形变测量网即GPS区域复测、重力测量网、跨断层形变测量网、重力与固体潮观测台网、地倾斜与固体潮观测台网、地应变与固体潮观测台网和连续GPS监测网也叫GPS基准网等。所采用的手段和仪器主要有：水准测量、三角测量、倾斜仪、伸缩仪、电阻丝应变仪、激光测距仪、测潮仪；近些年来还发展到应用一系列空间对地观测技术，如GPS（全球空间定位系统）等。地形变观测系统所测定的物理量包括：位移、旋转、速度，加速度、应变（应力）、蠕变、位错、重力、固体潮汐、地下介质物性参量（密度、勒夫数）、电离层与对流层介质物性参量（电子浓度、湿度…）等的空间分布及其随时间变化。

地壳形变

大地测量联合反演理论及应用联合反演模型的研究：赵少荣(1991)系统地研究了“基于固体力学的大地测量反演问题”,给出了基于固体力学模式的多类大地测量反演的解算模型；许才军(1994)给出了大地测量联合反演构造应力场的解算模型; 晁定波等(1997)进一步提出了四维整体大地测量有限单元法,把四维整体大地测量模型(包括GPS,水准,GPS水准和重力监测数据)与固体力学基本方程结合起来,对大地测量和地球物理数据进行有效的整体处理,强化了边界的大地测量约束,具有改善刚度矩阵方程数学性质和降低其阶数的优点,从而提高反演解的稳定性和可靠性。P. Segall等(1997)根据永久GPS网的扩建在时空上为地壳形变量提供了足够的数据,建立了一种网络反演滤波模型,它可以综合频繁收集到的各类大地测量网络数据来估计断层滑动的时空分布,反演获得各种参数,包括观测误差、局部移动、瞬时和空间平滑参数。大地测量反演模型的建立涉及到正演模型和观测数据的类型、反演模型选择及反演参数辨识。正演模型是反演模型的基础,只有清楚正演问题建立正演模型,才能给出反演模型。大地测量反演已由单一的观测数据的反演,发展到多种观测数据的大地测量联合反演问题,这种多种观测数据的大地测量联合反演问题不仅仅指大地测量的多种观测数据,而且也包括不同类型的(地震、地质和大地测量等)多种观测数据。联合变形、重力和地震资料反演研究地球内部介质参数：地球内部介质的弹性参数μ和λ是利用地表的形变观测资料研究地球的应力场及内部的物质运动所必需的参数。观测资料表明,在地球内部,介质的弹性参数μ和λ存在横向和纵向上的不均匀性。（1）利用变形资料可以研究地球介质弹性参数μ和λ；2）利用地震和重力观测资料可以研究参数μ和λ的不均匀性。由于参数μ、λ与介质的密度、横波速度和纵波速度参数有关,而密度、横波速度和纵波速度参数又是地震观测资料的场源,密度参数还是重力数据的场源,因此,进一步探求参数μ和λ结构的问题,可以转化为利用地震和重力观测资料反演密度、横波速度和纵波速度参数结构的问题。联合变形、重力和地震资料研究地球内部介质参数的联合反演问题可以表示为: BX = UL NX = g SX = d （1）式(1)可以通过下列目标函数取极小值求解:Φ= ( UL-BX)TWL( UL-BX)+(g-NX)T

地壳形变知识点整理

?全球问题：①地球动力现象引起的地震海啸火山等自然灾害，给人类生命财产带来损失②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③由于人口增加和陆地资源枯竭，需开拓生存空间和寻找新矿产资源。 ?地壳运动：指在地球内部构造应力作用下所引起的地壳一些元素的相对运动。它们可以是⊥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。广：地质旋回、狭：构造旋回。分类：水平运动指组成地壳的岩层，沿∥地球表面方向的运动，又称造山运动或褶皱运动；⊥运动又称升降运动或造陆运动，表现为岩层部分区域的隆起和相邻区域的下降。长期运动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；瞬变运动与地震和火山等活动相联系的。范围：全球板块运动和区域及局部地壳运动。地壳运动监测：测定板块运动参数、大陆板块和海洋板块的内部形变、板块边界与大地震有关的区域形变和局部形变、其他地震活动区的区域形变和局部形变，主要通过建立全球测定板块运动监测网和区域、局部地壳运动监测网实现。 ?地壳形变：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。成因：①人类活动，地表形变：离散性、短暂性和局部性； ②地球自转和极移，形变：全球规模特性，可理论计算；③日月等天体对固体地球在引力作用下，形变：固体潮,理论上可严格计算；④大地构造运动（地球内部的构造原因），地壳构造形变：连续性、长期性、区域性、复杂性。地壳形变测量：对一个地区的地壳表面的相对变化进行重复或连续的观测称为地壳形变测量。特点：①以动态观测替代大地测量只以静态观测方式来测定地面点变化，并分析研究其物理意思；②主要在构造带、多震区和具有潜在地震危险的重点地区及在大坝等要害部位进行，而大地测量未考虑这些；③测点设置要求稳定可靠，布网边长短、测量精度高、复测周期密。任务：监测地壳形变运动，具体观测元素是地表点位置变化。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，VLBI、SLR 、GPS。②全国及区域地壳形变测量：精密水准、高精度流动重力、高精度空间大地。③断层形变测量：短水准、短基线、短边GPS网等。④定点形变测量：有效地监测地壳的连续变动，地倾斜、地应变、重力台站。全球板块运动监测：意义：①寻找矿产资源，板块运动的边界是生成矿源的地点；②防灾减灾，地震一般发生在板块的边界。方法：VLBI测量、SLR测量、GPS测量等。 ?VLBI：可提供整体运动和地壳运动的丰富信息，短时间测量即可得极高精度。特点：目标源和参考源（点源）距离近；两种源时间间隔小。①纯几何方法，不涉及地球重力场；②不受气候限制，有长期稳定性；③提供以河外射电源为参考的最佳准惯性参考系。?SLR：测定台站的位置变化或站间基线长度的变化率来确定板块运动参数。在一列选定的时间间隔内联合求解测站的坐标、卫星轨道和地球定向参数EOP→测站间基线的时间序列→线性拟合→基线长度变化率。不足：①由于采用可见光，受天气影响大，不能全天候观测；②SLR台站建立和维护费用高。精度：取决于在各所选时间间隔内测得的站间基线精度、基线的观测误差；EOP误差以及卫星的定轨误差均有影响。?GNSS WGS84：世界大地坐标系统，地心系，GPS广播星历。WGS84（G1150）：美国对WGS84第3次精化获得的框架。G框架用GPS资料确定，1150开始用的时间。 ?空间大地测量方法：建立现代板块运动模型。观测值：站坐标和站速度（与参考框架有关）→绝对运动参数，站间基线长度变化率（无关）→相对~。原理：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=ω×r。相对运动参数：，k、l板块上i、 j测站间基线长度的变化率，kl ω是k对l的相对运动角速度，R i 、R j：i、j的坐标矢量，测两板块间若干ij B →由上式加权的最小二乘平差得kl ω。绝对运动参数：Ω(ω x ，ωy，ωz)角速度矢量，r(x,y,z)位置矢量，λ、φ经纬度。欧拉定理V=ω×r→地心系→地球近似为球体→站心系→角速度ω、纬度Φ、经度Λ。 ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? - - - = ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? z y x G z y x x y x z y z V V V ω ω ω ，? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? - - - = ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? z y x G z y x r r r r r r V V V ω ω ω λ ? λ ? λ ? ? λ ? ? cos cos sin cos cos cos sin sin cos sin ， ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? - - - = ? ? ? ? ? ? z y x r n e r r r r r V V ω ω ω ? λ ? λ λ ? λ cos cos sin sin sin sin cos ，。区域地壳形变监测：区域空间尺度由几百到1000km的瞬变运动，GPS/INSAR/GRAVITY+VLBI/SLR；局部几百米到几十公里+LEVELING。 ?2000国家GPS大地控制网：2000国家重力、GPS大地网。缺陷：密度<全国天文大地网；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维地心系。解决：~GPS 网+全国天文大地网联合平差，将后者纳入3维地心系，并提高其精度和现势性，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。CGCS2000通过~大地控制网的坐标和速度具体实现。参考历元2000.0。 ?GPS用于地壳⊥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（或站心系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，∴可用大地高的变化代替正常高的变化，即可利用重复GPS观测取代精密水准以监测地面的升降变化。u分量与正常高变化：?h=?u/cos αAB。∵αAB=1°(S AB=110km)→cos αAB ≈1∴S AB ≈100km，可用?u代替?h。 ?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波信号为信息源，利用干涉测量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。处理流程：配准、生成干涉图、平地相位消除、去地形影响、干涉图滤波、相位解缠。星载INSAR优点：①全球范围②成像测绘带宽③全天候④轨道稳定，多次成像重复性好⑤飞行平稳，无运动补偿问题⑥下视角小，图像阴影小。局限：①轨道固定，侦察

地壳形变课后题答案

第一章绪论 1. 地壳运动与变形的基本内涵是什么？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，它可以是垂直运动，水平运动或地倾泻运动。综合表现为大面积的地壳变形。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。 2. 你对地壳运动与变形的具体表现形式有哪些认识？其表现形式主要有：断裂，地震，火山，滑坡，泥石流，地面裂缝与沉降，冰川运动。 3. 现代大地测量学在地球动力学研究中可以发挥哪些作用？ 4. 简述地球物理大地测量学的发展。第二章地壳形变测量 1. 地壳形变测量有哪几类？各有什么特点？（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；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。 2. GPS连续跟踪站测量属于定点形变测量吗?为什么? 属于第三章：地球参考系统与地球参考框架 1. 什么是惯性参考系？其时间是均匀流逝的，空间是均匀和各向同性的；在这样的参考系内，描述运动的方程有着最简单的形式。这样的参考系就是惯性系牛顿运动定律成立的参考系，称为惯性参考系，简称惯性系。 2. 我国的大地测量坐标基准有哪些？ 1954年北京坐标系；1980年西安坐标系（1980年国家大地坐标系）；2000国家大地坐标系。 3. 大地坐标系建立的基本原理是什么？ 4. 全球最优的协议地球参考架CTRF是如何建立的？由IERS组织，遵循以下原则①原点位于包括海洋和大气在内的整个地球的质心；②长度国际单位制为米，尺度为广义相对论下的局域地球框架；③定向为最初由国际时间局（BIH）所给出1984.0定向；④定向的时变通过一个关于全球的水平构造运动的非净旋转条件（地壳无整体旋转）来保证。

GNSS地壳形变异常检测理论与方法

一一第４５卷一第６期测一绘一学一报 V o l ．４５,N o ．６一２０１６年６月A c t aG e o d a e t i c ae tC a r t o g r a p h i c aS i n i c a J u n e ,２０１６引文格式:X U K e k e ．T h e o r y a n d M e t h o d f o rD e t e c t i n g A b n o r m a l C r u s t a l D e f o r m a t i o nU s i n g G N S S [J ]．A c t aG e o d a e t i c a e t C a r t o g r a p h i c a S i n i c a ,２０１６,４５(６):７５６．(徐克科．G N S S 地壳形变异常检测理论与方法[J ]．测绘学报,２０１６,４５(６):７５６．)D O I :１０．１１９４７/j ．A G C S ．２０１６．２０１６０１５２ G N S S 地壳形变异常检测理论与方法徐克科１, ２１．河南理工大学测绘与国土信息工程学院,河南焦作４５４０００;２．同济大学测绘与地理信息学院,上海２０００９２ T h e o r y a n dM e t h o d f o r D e t e c t i n g A b n o r m a l C r u s t a l D e f o r m a t i o nU s i n g G N S S X UK e k e １, ２１．S c h o o l o f S u r v e y i n g a n dL a n d I n f o r m a t i o nE n g i n e e r i n g o fH e n a nP o l y t e c h n i cU n i v e r s i t y ,J i a o z u o ４５４０００,C h i n a ;２．C o l l e g eo f S u r v e y i n g a n dG e o ＧI n f o r m a t i o no f T o n g j i U n i v e r s i t y ,S h a n g h a i ,２０００９２,C h i n a 一一地震的孕育过程是一个长期缓慢的过程, 地震发生时断层破裂所释放的能量只是一部分,其中有很大一部分能量在地震前后以无震蠕滑的形式释放.因此,检测这些形变异常信息对于地震危险性评估至关重要.随着G N S S 监测网络数据的持续积累,时空分辨率越来越高,就有可能从中挖掘出更有价值的形变信息.本文利用G N S S 时空数据, 从高精度数据处理二全球板块运动模型构建二多尺度速度场与应变场估计二地壳微动态形变异常检测和断层滑移时空反演等方面,研究了G N S S 地壳形变异常检测理论与方法.主要研究内容与结果如下: (１)重建了G N S S 测站速度估计模型:法方程重构模型二基线向量最小二乘模型二卡尔曼滤波模型和坐标时序模型.前３种模型将坐标二速度二年二半年周期项作为参数,在进行网平差的同时一并求解速度值.坐标时序模型引入白噪声和幂律噪声组合,分析了区域周期项振幅与相位空间分布的一致性.基于４种模型,估计了川滇陆态网G N S S 测站速度.结果差异在１mm /a 内,精度在亚毫米级.从而验证了这些速度估计模型的一致性. (２ )提出了基于统计假设检验和稳健估计的全球板块运动模型构建方法.利用I T R F ２００８V E L 求取的全球板块欧拉参数与先前模型具有较好的一致性.建立了相对欧亚板块背景场的中国大陆速度场,分析了中国大陆现今地壳运动特征. (３)构建了G N S S 多尺度速度场和应变场估计模型. 利用负位错模拟数据作了大量试验,结果表明,不同尺度的应变场具有检测不同空间范围的地壳形变的能力.利用２００９２０１１年陆态网数据估计并分析了中国大陆３８尺度的应变场及形变特征. (４ )联合卡尔曼滤波和主成分时空分析,集时空滤波与形变检测于一体,构建了瞬态无震蠕滑时空检测模型,进一步提高了数据时空信噪比.利用滇西南陆态网 G N S S 数据,检测其时空分布特征与２０１１年缅甸Mw ７．２级地震相对应.得出了滇西南区域的断层活动可能会受到缅甸地震带的影响. (５)提出了基于G N S S 基线面应变和G N S S 网形的震前形变异常检测方法.得出２０１３年芦山M s ７．０地震和日本近年来的４次地震在震前数月的时间内均有不同程度的异常偏离.尤其G N S S 基线夹角二基线方位角和第一剪应变的异常变化更为突出.推断震前可能产生了强烈的左旋剪切构造应力变化,加速了芦山地震的孕育发生. (６ )以地壳形变检测与断层滑移反演为一体,构建了G N S S 主成分和卡尔曼滤波时空反演模型.通过模拟试验,得出了正确反演断层滑移时空分布所需要的最低信噪比和最优的台站分布密度.以２００５年苏门答腊Mw ８．７地震震后余滑和２００６年墨西哥慢滑移为例,反演了断层蠕滑时空分布. 中图分类号:P ２２８一一一一文献标识码:D 文章编号:１００１Ｇ１５９５(２０１６)０６Ｇ０７５６Ｇ０１基金项目:国家９７３项目(２０１３C B ７３３３０４ );国家自然科学基金(４１４０４０２３ )收稿日期:２０１６Ｇ０４Ｇ０５作者简介:徐克科(１９７９ ),男,副教授,２０１５年７月毕业于同济大学,获工学博士学位(指导教师:伍吉仓教授),研究方向为G N S S 数据处理与地壳形变分析. A u t h o r :X U K e k e (１９７９ ),m a l e ,r e c e i v e dh i sd o c t o r a l d e g r e e f r o mT o n g j iU n i v e r s i t y o nJ u l y ２０１５(P h Da d v i s o r :P r o f ．W U J i c a n g ),m a j o r si n G N S S d a t a p r o c e s s i n g a n d c r u s t a l d e f o r m a t i o na n a l y s i s E Ｇm a i l :１２x k k ＠t o n g j i ．e d u ．c n

GPS地壳形变

GPS地壳形变与地震预测自20世纪80年代以来,VLBI、GPS、SLR等空间大地测量技术的精度得到大幅度提高,其观测结果已被应用于板块运动、冰后期反弹、火山、地震、地球自转和地球系统内部物质再分布等地球动力学过程的研究[1,2]。尤其是GPS观测技术,由于GPS接收机价格不是特别昂贵,观测比较容易实施,在地壳形变监测中得到了广泛应用。如为了监测地壳形变,日本在境内布设了1 000多个连续GPS观测站点,平均每隔30 km就有一个GPS观测站点[3];美国为了监测南加州圣安德烈斯断层带的运动和形变,布设了超过250个站的连续GPS监测网[4]。我国自20世纪80年代开始,在青藏高原、南北地震带、川滇和华北首都圈等地壳运动活跃区和地震监测重点区布设了一系列GPS观测网,用于研究这些区域的地壳形变和地震以及判断板块内部块体构造运动模型[5]。这些GPS区域网中的部分站点已经并入国家连续GPS观测网或定期复测GPS观测网,列入长期观测计划。随着连续和分期GPS网观测的持续,积累的地表运动观测数据越来越多。这是一类观测精度非常高(上百km范围内可以测量1mm/a的水平方向变化)、分布在监测区域地表上的站点坐标时间序列。利用这类时空观测数据提取精确可靠的地壳形变信息,反演地球动力学机制是现代大地形变测量数据处理的科学目标,为此,很多学者开展了一系列的理论和方法研究,也取得了不少应用成果。从现有的研究成果来看,通过全球连续GPS网观测数据已经成功地解算了全球板块运动模型参数,其结果与基于地质和地球物理调查数据(百万年平均)得到的板块运动模型参数(NUVEL-1A)非常接近，连续或分期的GPS观测网成功地观测到了同震位移和震后位移[6],并且用于反演地震断层面上的位错分布，或结合地震波数据联合反演,增加人们对地震破裂过程的认识，通过GPS观测结果结合地质调查和地球物理勘探结果,研究划分板块内部次一级的构造运动块体,以及确定各块体之间的相对运动等[7]。目前,国内外研究关注的焦点和难点是如何通过GPS观测得到的站点坐标时间序列提取块体边界或断层带的地壳形变信息,进而研究如地震孕震形变等地球动力学过程[8]。

昆仑山大地震震后形变反映的地壳岩石流变特性

第30卷第9期岩土力学 V ol.30 No.9 2009年9月 Rock and Soil Mechanics Sept. 2009 收稿日期：2008-03-13 基金项目：中国科学院知识创新工程重要方向项目资助（No.KZCX2-VW-134）；国家自然科学重大研究项目重点基金（No.90814014）资助；973课题（2004CB418405）资助；地震基本科研业务项目（020*******）资助。第一作者简介：张晁军，男，1965年生，博士，高级工程师，主要从事慢地震及计算地球动力学的研究。E-mail: zhangchaojun@https://www.sodocs.net/doc/346658770.html, 文章编号：1000－7598 (2009) 09－2552－07 昆仑山大地震震后形变反映的地壳岩石流变特性张晁军1， 2，石耀霖2，马丽3 （1. 中国地震台网中心信息网络部，北京 100045；2. 中国科学院研究生院地球科学学院计算地球动力学实验室，北京 100049； 3. 中国地震局地震预测研究所，北京 100036）摘要：2001年昆仑山地震是我国近50年来最大的地震。用3种模型对震后中国地震局跨断层布设的4个GPS 站点记录到显著的震后形变进行了模拟研究。结果表明：单纯的上地壳10 km 为滞弹性的模型不能解释震后形变的幅度；30 km 的弹性上地壳覆盖在 40 km 的柔性下地壳上的松弛模型可以解释变形速率指数衰减的主要特征；而两个模型的结合不但能解释整体指数衰减的特征，而且还能更好地拟合震后最初几周的较高形变速率。结果表明，在昆仑山断层两侧存在着流变性质的差异。关键词：震后形变；黏滞系数；流变模型；滞弹性；标准线性固体；Maxwell 体中图分类号：P 554 文献标识码：A Numerical simulation of crust rheological property reflected by post-seiemic deformations of Kunlun large earthquake ZHANG Chao-jun 1, 2 , SHI Yao-lin 2, MA Li 3 (1. China Earthquake Network Center, Beijing 100045, China; 2. Laboratory of Computational Geodynamics, Graduate School, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Institute of Earthquake Science, China Earthquake Administration, Beijing 100036, China) Abstract: The Mw7.8 Kunlun earthquake of 14 November, 2001, in the northern Tibetan Plateau of China, is the largest event in the Chinese continent in the latest 50 years. In this paper, layered viscoelastic models are calculated by PSGRN/PSCMP code; and the results are used to fit post-seismic deformation obtained from four GPS stations of CEA across the earthquake fault. The results show that model of a single anelastic layer of 10 km thick upper crust overlying an elastic lower crust cannot explain the amplitude of deformation; the relaxation model of 30 km elastic upper crust overriding 40 km ductile lower crust can explain the main features of exponential attenuation of post-seismic deformation. Combination of the two models, however, can fit the character better with deformation rate being higher in the first few weeks and slower rate thereafter. The viscous layer of lower crust provide the main control of the post-seismic deformation of long term decay of deformation in months, while the upper anelastic layer may contribute to the high rate of initial few weeks after the main earthquake. The result also suggests that rheological differences exist at two sides of the Kunlun Mountains fault. Key words: post-seismic deformation; viscosity rheological model; anelasticity standard line solid; maxwell body 1 前言 2001年11月14日17时26分，在昆仑山口地区发生了7.8级强烈地震（美国国家地震信息中心NEIC 地震目录）。震后中国地震局利用GPS 开展了相对密集的地壳形变观测。穿越震区沿青藏公路跨断层布设了4个固定GPS 站点：格尔木（JB30）、昆仑山（KLGD ）、不冻泉（BDGD ）和五道梁（WDGD ），其中不冻泉和五道梁位于东昆仑断裂南侧，距地震地表破裂带距离分别为30 km 和 130 km ；昆仑山和格尔木位于东昆仑断裂北侧，分别距地震地表破裂28 km 和100 km （图1）。从 JB30、KLGD 、BDGD 和WDGD 站点震后地表蠕动位移东向（E ）运动的时间序列[1]可以看出，在断层南侧虽然WDGD 和BDGD 两者与断层距离不同，东向运动幅度与时间变化特征仍很相似，变形速率

基于GPS数据的几种地壳形变分析方法

基于GPS数据的几种地壳形变分析方法张永奇长安大学地质工程和测绘学院，西安（710054）摘要：主要介绍了几种在地壳形变分析中的方法，介绍了他们的原理，以及在地壳形变监测分析中的应用，同时也说明了几种方法的优缺点。关键字：DDA；位错模型；刚体旋转加均匀应变模型；经验正交函数分解方法模型；数值流形法引言地震的孕育和发生在本质上是地壳内部的应变能逐渐积累并突然释放的结果。伴随着大震孕育或应变能的显著积累, 岩石圈表层必然会表现出某种形式和量级的地壳形变。基于这样的认识, 地壳形变监测一向是地震监测或地震危险性分析的最重要手段之一[1]。自20 世纪80 年代以来,VLBI、GPS、SL R 等空间大地测量技术的精度得到大幅度提高,其观测结果已被应用于板块运动、冰后期反弹、火山、地震、地球自转和地球系统内部物质再分布等地球动力学过程的研究。尤其是GPS 观测技术,由于GPS 接收机价格不是特别昂贵,观测比较容易实施,在地壳形变监测中得到了广泛应用。我国自20 世纪80 年代开始,在青藏高原、南北地震带、川滇和华北首都圈等地壳运动活跃区和地震监测重点区布设了一系列GPS 观测网,用于研究这些区域的地壳形变和地震以及判断板块内部块体构造运动模型。这些GPS 区域网中的部分站点已经并入国家连续GPS 观测网或定期复测GPS 观测网,列入长期观测计划。随着连续和分期GPS 网观测的持续,积累的地表运动观测数据越来越多。这是一类观测精度非常高(上百km 范围内可以测量1mm/ a 的水平方向变化) 、分布在监测区域地表上的站点坐标时间序列。利用这类时空观测数据提取精确可靠的地壳形变信息,反演地球动力学机制是现代大地形变测量数据处理的科学目标,为此,很多学者开展了一系列的理论和方法研究,也取得了不少应用成果[3]。进一步的基于GPS观测数据的地壳运动和形变的分析方法，尚处于研究阶段。目前初步的应用方法大体可以分为两类：1.纯数学方法，包括多面函数拟合法，多项式拟合法，双三次样条函数法，协方差经验函数法等；2.以物理力学为基础的方法，如欧拉矢量法，非连续形变分析法（discontinuous deformation analysis ，DDA）等。前者尽管在数学上是自洽的，但物理力学含有不清，且都是以地壳连续性假设为基础的；后者物理力学意义清楚，且考虑了地壳的非连续性，但描述块体形变不够精细和有效。如DDA对块体形变的描述仅用3个参数，过于简单只适合与小尺度块体系统的变形分析。本文主要介绍现今在地壳形变分析的一些常用方法，如非连续变形分析方法，位错运动模型，刚体旋转加均匀应变模型，经验正交函数分解方法模型，数值流形法。以及对这些方法的优劣进行比较，在此基础上对一些可能应用在地壳形变分析的新方法进行展望，如小波理论，灰色理论，神经网络等。 1.非连续变形分析(DDA)方法模拟介质不连续缝的历史可追溯到30年前的Goodman、Taylor和Brekke等教授发展的节理单元。对岩土裂缝的数值计算发展很快,并已在岩石工程中得到广泛应用。Cundall介绍的离散元法现在被广泛应用于节理或块状岩石。两者是用虚拟力来调整滑动和阻止块体重叠的一种方法,有时候可达到稳定。1993年,由石根华博士发展的非连续变形分析是全新的数值