第一章绪论地壳运动:广义，地壳运动指地壳内部物质的地质循环或称地质旋回，即地壳的一切物理和化 学的运动，包括其变形、变质和岩浆活动；狭义,地壳运动主要是指由地球内力引起的大区 域的地壳变动，包括隆起、凹陷和各种构造形态形成的运动，又称构造旋回地壳运动包括 垂直运动、水平运动、造陆运动、振荡运动、造山运动、褶皱运动和断裂运动地壳运动定义：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 运动它们可以是垂直运动、水平运动或地倾斜运动综合表现为大面积的地壳形变地壳运动分类|:1，按照运动方向：水平运动：指组成地壳的岩层，沿平行于地球表面方向的运动，又称造 山运动或褶皱运动垂直运动：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，可形成高原、断块山及拗陷、盆地和平原，还可引起海侵和海退，使海陆变 迁2,按运动速度：可分为长期运动和瞬变运动，前者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，后者是与地震和火山等活动相联系的3,按研究范 围:全球板块运动和区域及局部地壳运动空间大地测量技术是监测地壳运动的最有效手段地壳运动监测：就是测定板块运动参数、测定大陆板块和海洋板块的内部形变、测定板块边界与大地震有关 的区域形变和局部形变、测定其它地震活动区的区域形变和局部形变。
地壳运动监测主要通 过建立全球测定板块运动监测网、区域地壳运动监测网和局部地壳运动监测网来实现地壳形变定义I：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 变化量地壳形变分类（按成因）| （或称地球自然表面质点在时、空域内的运动和变化） 由于人类活动产生的地表形变（离散性、短暂性和局部性）②地球自转和极移产生的形变（全 球规模特性，可理论计算）③由日月等天体对固体地球在引力作用下产生的形变（所谓固体 潮，在理论上可以作严格的计算）④由大地构造运动产生的地壳构造形变，是由于地球内部 的构造原因所产生的地壳形变，具有连续性、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地壳形变测量的特点（与大地测量的区别）|：1以动态观测替代大地测量只以静态方式来测定地面点变化，并分析研究其物理意2,主要 是活动构造、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（应设置在基岩上）布网边长短、测量精度高、复 测周期密，所以地壳形变观测有其独特的一套布网方案、观测纲要、精度要求、数据处理和 分析研究的方法。
地壳形变测量的任务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奏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）：R xRi3?—' 』m利用站坐标和站速度确定板块绝对运动参数V（V，V，V）Gxyz0z- y'停1x—z0x①0,yy—x"m Jz为R（x,y,z）的某点G可表示为:「V 1rxV=yV"在地心坐标系中，如果一个板块的绝对欧拉矢量为①二（①x , « ^ ,①^），则该板块上矢径zG若把地球近似为球体，设该点经纬度分别为入和甲，则上式可变为:「V1rxVyV"z G0—R sin 甲R cos 甲 sin 人R sin 甲0—R cos 甲 cos 人—R cos 甲 sin 人'R cos 甲 cos 人0件1①y^若已知该点在站心参考系中的经向速度V，纬向速度V和垂直方向上的速度V，可把V，V，V转换为V， e n u x y z e[Vx 1Vn， Vu 。
VeVnVu若不考虑Vu'—sin 人=—sin 甲 cos 人Y cos 甲 cos 人cos人—sin 甲 sin 人cos甲cos人0cos 甲 sin 人 Vsin甲VeVn'一 R sin 甲 cos 人 —R sin 甲 sin 人R sin 人 —R cos 人〔V J/ G①ymx y又欧拉矢量三个参数为:中=arcsin(巴)mmA = arctan(—)m人, ①cos中cosA解得：①=一x sin A代入V , V 得：V - R（cos中sin中一sin入sin中 ''①-cos入sin中'0S①）① e n e cos A sin A-R（cos 甲 sin ①一 sin 甲 cos ① 一 cos（人 一 A））wV - Rsin人①cos①-Rcos人①cos①-Rcos①sinQ-A）① n sin A cos A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（入，甲）相同所以 Vn = Vn 一Vn — Rcos①.sin（人 一 A,）①，一Rcos①.sin（人-A.）①.Ve — Ve 一 Ve — R（cos中 sin ① 一 sin中 cos ① 一 cos（人一A ））®ji j i J J J J一R（cos甲sin中 一sin甲cos中 一cos（人一A ））w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/GRAVITYGPS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：①线应变:l是两相邻点O和P距离，1’是应变后相应点距离，则£ =（1’-1）/1=d1/1（＞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中，正切称为剪应变Y，Y =tg^ :③面膨胀：矩形PQRS 的面积为F=A xA y，形变后的平行四边形PQ‘ R‘ S'的面积为F' =（A% + s Ax ^y + s Ay ）= AxAy （1 + s X + 8 ）« Ax Ay I + s +8 ）x y x y x ya = dF = F'—FF+ 8 +8 )—AxAyAxAy x y④刚体旋转角：如图，PE为直角QPS的平分线；此直角形变后成为匕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3，w = ZE PS '一 ZEPS ' = [60一 a - b )- (45O- a ')= — (a - b ')^ — (tga - tgb)^—— 一竺2 2 2 2 "办 dy)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其特征是：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I：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、剪切一挤压和剪切一拉张），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-fleeting force） （2）科里奥利力（Coriolis Force） （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不仅限于边缘，其内部也经历构造过程， 所以还可以进一步划分出构造块体或简称块体划分亚板块的主要依据| （1）能够反映深部过程的活动构造带断裂作用是大陆岩石圈变形的主要形式之一，特别是深断裂更具有重要的意义裂陷盆地、特别是大陆裂谷是岩石 圈变形和深部活动的敏感指示计，所以我国的亚板块之间往往是以深的活动断裂带及活动地 堑系和裂谷系为边界的2）地震活动带，特别是强震带是划分板块、亚板块和块体边界的 主要依据之一3）地球物理场的变异带，如地壳、岩石圈厚度的突变带、航磁异常带、重 力梯度带等都反映沿此带有深部构造上的变异。
4）亚板块内部构造活动的统一性活动地块假说：从中国大陆地震的特点出发，马宗晋、张国民、张培震等（1999）在张文 佑的断块构造（fault-block）理论和马杏垣、丁国瑜提出的活动亚板块、构造块体的基础上， 提出了活动地块假说，用于描述中国大陆现今构造变形的特征和机制，探索大陆强震的发生 机理和预测方法活动地块是一种正在活动的岩石圈块体，它实际上是被大型晚新生代活动 构造带所分割和围限、具有相对统一运动方式的地质单元活动地块边界构造活动强烈，绝 大多数强烈地震（7级以上）都发生在地块边界的活动构造带上活动地块内部的变形有两 种形式：一种是相对稳定，内部不发生大幅度构造变形；另一种是内部次级块体之间发生相 对运动，具有一定的构造活动性，但不论是其活动强度还是频度都远小于边界活动构造带 活动地块可以与地质历史上的块体相一致，也可以具有新生性，与老的块体边界不一致活 动地块具有分级性，一级活动地块内部可能存在次级地块活动地块的运动不仅受到板块边 界的驱动作用，还受到深部动力作用，地块的底边界受不同层次的拆离带或滑脱带所控制， 因深部动力作用不同，所表现在浅表的脆性构造变形和强震活动也不同活动块体假说是在 张文佑的断块构造学说，马杏垣、丁国瑜提出的活动亚板块、构造块体的基础上发展起来 的。
活动块体假说相对于断块构造、活动亚板块、构造块体有6个发展1）从时间尺度上是 研究晚第四纪（10〜12万年）以来的构造活动，着重强调与未来强震活动密切相关的现今 时段2）从状态上是指现今仍在活动，并且与未来强震有关的块体运动及相关的构造变形3） 更加强调大陆内部构造变形的复杂性，充分考虑到大陆地区在结构、介质、变形过程、动力 学等方面的复杂性和差异性4）更加强调晚第四纪一现今时段的活动状态，并与未来强震的 孕育发生密切相关5）更加强调不同活动块体在深部结构、介质性质和边界带，乃至边界带 不同段落上的差异6）更加强调同一活动块体构造变形的统一性，以及不同活动块体之间或 不同级别活动块体之间构造变形在更大区域框架下的协调性中国大陆的活动地块主要特阑:1，新生性：活动地块形成于晚新生代，是现今仍在活动的地质单元，与断块、地槽、地台等古老地质单元有着本质的区别2，层次性：活动地 块具有不同的级别，大的活动地块可以由一些次级地块所组成，也可以没有次级地块3， 整体性：活动地块内部相对稳定，主要构造变形和强烈地震发生在活动地块边界，地块的运 动具有较好的整体性4,立体性：活动地块的运动和变形不仅受到板块边界的驱动作用， 还受到来自大陆深部的动力作用，这是活动地块与板块构造的根本区别之一。
活动地块的划分原则|：根据活动地块的定义和性质，将晚第四纪到现今的构造活动性作为活动地块的划分原则，具体有如下3条基本原则：1）边界带构造变形的活动性和局部化 活动块体的边界带一定具有强烈的构造活动性，应变也必然在活动块体的边界带上集中，形 成变形和应变的局部化2）地块之间和地块内部构造变形的协调性和整体化活动块体以 整体运动和变形为特征，即使内部具有一定的构造活动性，其运动和变形在整个大活动地块 框架下也具有统一性和协调性3）内部结构的完整性和分层化同一活动块体一般具有相 同的地壳结构特征，相同的壳/幔分界性质（一级间断面或过渡带），不同的活动块体一般具 有不同的地壳介质不均匀性尺度和壳内低速层（体）的分布活动地块与强震关系：7级以上大震的80%〜90%发生在活动地块边界上；活动地块的级别 越高，控制的强震规模越大构造强震可以理解为岩石块体之间的突然错动从断层观点来 看，断层摩擦失稳后的突然错动而产生强震；从地块活动观点来看，强震是地块弹性能的快 速释放：一方面需要积累足够的弹性应变能，同时具有突然快速释放的边界条件地块边界 的断层错动只不过是弹性能释放的场所地块活动与地震的关系：为了从地块观点预测地震，需要了解板内地块之间和地块内部的应 变能分配格局及其变化过程，具体有4个方面。
1）板块边界应变能的传递，例如斜向碰撞 边界的变形分配及其过程，俯冲板块边界耦合与解耦时期对板内作用的变换2）板块内部 介质、结构对应变能分配的影响，包括各种断层，界面，不同地质单元（不同岩性与流变性 质），热结构，以及流体的影响3）深部作用产生的应力分配，包括下伏地幔的拖曳力，地 幔上升或下沉运动的垂直方向的力及热流，以及地质密度变化引起的重力均衡状态的变化等 所造成的变化4）板内应变能的再分配，主要是岩石介质屈服后蠕变流动所伴随的应力松 弛、传递、积累过程，特别是伴随强震发生的断层解耦后韧性层流变所产生的应力迁移过程地块与板块的区别： |地壳块体（地块）的概念是板块构造向板块内部的延伸地块与板块都有相同的块一带结构，变形主要由带来完成，在这一方面板块与地块是相同的，差别的 仅在水平尺度、深度层次以及变形量级上板块包括地壳与软流圈之上的岩石圈（岩石圈地幔），它们密度较低，通常能逃脱被消减的 命运而在软流圈上移动，类似于在传送带上被携带的浮性块地块是具有构造活动统一性的 构造实体，是在板块内部变形活动中相对一致的单元板块运动的驱动力为俯冲板片的负浮 力、中洋脊的推力，以及地幔底部拖曳力等，板内变形是板块相对运动的结果。
地块的运动 却是在应力迁移、集中和变形、屈服后的断层活动时才进行的，或者说地块运动是地块变形 的产物板块地块定义具有一定强度的坚硬块体变形性质相同的区块层次岩石圈地壳运动性质主动被动侧边界相对固定可变底边界固相线脆/韧转换边界（不明确）驱动力外部边界力（俯冲板片的负浮力+ 中洋脊的推力+地幔底部拖曳）内部应力（应力集中与失稳后而 产生运动）过程性质运动学动力学力/运动的关系运动的稳定保持力的平衡力的集中、不平衡造成运动运动稳定性相对稳定、持续性不稳定、间断性（微动态）活动地块的大地测量划分方法：直接根据大地测量观测结果判别一组点是否属于同一构造 单元的方法，可以用来划分活动地块通常被判别属于同一构造单元的一组点称作相对稳定 点组，这组点是被认为不包含“不合群”位移观测点的所有其他点的集合，相对稳定点组也 可以认为是相对不动的点组，或者说是一组几何关系不变的点组而用这种方法确定的相对 稳定点组来划分地块的方法称为活动地块的大地测量划分方法相对稳定点组确定的方法主 要有构造位置的统计检验法、粗差的拟准检定法以及均匀应变分析法QUAD方法是基于 真误差与观测值之间的解析关系建立起来的用于探测观测值中的粗差。
如果在用相对稳定点 组上，即是确定一组没有发生相对位移（或者对位移在观测误差允许范围内）的点相对稳 定点组：在变形分析中，往往需要对一组观测值来确定运动模型中的各个参数但是有由于 各种原因（如某个点因局部干扰引起位移，或原始观测值中真正存在粗差等），有些观测点 上的位移可能“不合群”，即可以用来描述大部分观测点的一组运动参数不能恰当的描述这 些观测点的运动反过来说，如果在求取模型参数时，采用了这些“不合群”的观测值，得 到的模型参数会受到“污染”因此，我们可以将这些“不合群”的位移观测值看作是某种 粗差观测值，从而采用适当的方法将它们判别筛选出来，我们把不包含“不合群”位移观测 点的所有其它点的集合称为相对稳定点组也可以认为是相对不动的点组，或者说是一组几 何关系不变的点组粗差是指离群的误差，抗御粗差干扰的方法归纳起来，大致可分为两类: 一类是以假设检验为基础的粗差探测、辨识和修正的方法，另一类是抗差估计QUAD方法 应用中的几个具体问题:（1）因子fl、f 2的选择°factor1 factor2两个因子取值的大小（恒 为正值）决定此筛选方法标准的宽、严.当一个块体上观测点不多时，采用较严的标准可能 造成没有足够数量的点入选到稳定点组中。
当观测点较多，但又采用较宽的标准时，又可能 造成求得的运动和变形参数误差较大因而应根据数据质量情况经过试算适当选定2）变 形模型的修正和块体的合并根据检验判别的结果最终选出稳定点组后，需要重新用这些点 计算块体的运动和变形参数如果在判别时采用了较宽的标准，可能造成计算得到的运动和 变形参数显著性降低在这种情况下可能需要修改块体运动和变形模型1）若应变参数很 不显著，可以考虑对这一块体只采用刚体位移的运动模型但改变模型后应当重新判别检验2） 若刚体位移也不显著，就要考虑这一块体可能现今并没有显著的运动和变形，而应将其 合并到与之相邻的块体上去.至于合到哪一个相邻的块体上，也需要经过试算比较来确定3） 合并后应按新的块体重新进行判别检验第七章定点形变观测及数据处理定点形变台站观测分类：GPS台站连续观测、重力台站观测、地倾斜台站观测、洞体应变台 站观测和钻孔应变台站观测五大类GPS台站连续观测：由GPS台站组成的地形变监测网是 以监测地壳水平形变为主的地震监测网，主要监测大范围及全球的地壳运动观测对象是 GPS观测站到GPS卫星间的距离，观测量为GPS接收机天线相位中心到GPS卫星的码伪距 和载波相位，由多个GPS连续观测站的同步观测结果计算得到观测站间的几何关系及其随 时间的相对变化。
重力台站观测：观测对象是测点的重力加速度随时间的变化地倾斜台站观测：台站的设置具有以下特点I：根据大陆区域块体活动的边界带布设，且在 易震构造部位相对集中，少震或无震区少量布设按工作条件可分为洞体观测和钻孔井下观 测观测对象是地平面与水平面之间的夹角及其随时间的变化目的：研究地壳形变垂直 方向的相对运动和固体潮汐的动态变化洞体应变台站观测：观测对象是洞体内两基点之间的水平距离随时间的相对变化目的： 主要利用伸缩仪测定水平应变，为研究地震孕育过程的水平应变的变化规律提供数据，也为 地球弹性研究提供重要数据钻孔应变台站：钻孔应变观测具有优越的高频性能，能直接观测地层的应变张量，其灵敏度 比GPS高2~3个数量级钻孔应变观测量的张量性质，使得单点观测就能感应到附近断层 的存在它是在钻孔内对岩体应变状态随时间的相对变化进行观测，观测对象包括:体应变、 差应变和分量应变目的：在钻孔内对岩体应变状态随时间的相对变化进行观测，用来研 究应变固体潮，地壳结构，地震理论和地震预报连续观测序列的数据缺失补值预处理：序列值缺失补值预处理法：模拟或数字记录的连续 观测资料，由于仪器工作性能或供电等偶然因素的影响，致使资料出现几小时或短期断缺， 给资料保存、分析及研究工作带来影响.为了解决由于资料缺记带来的影响与不便，需要进 行数据插值。
该方法具有两个特点：尽量利用头、尾相邻数据序列已有信息；符合序列本身 的特性和变化规律.外推补值法：当缺值位于资料的首尾时，可按泰勒级数展开的线性组合 式推求补值，有两种可能出现的情况：顺推，逆推连续形变观测数据处理方法：1）多元线性回归模型2）带控制项的自回归模型（CAR）3） 卡尔曼滤波模型：卡尔曼滤波是用前一个估计值和最后一个观测值来估计信号的当前值，它 是用状态方程和递推方法进行这种估计的此方法不限于平稳随机过程，它的信号与噪声是 用状态方程和量测方程表示的.第八章区域地壳形变监测数据处理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 干涉测量技术来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 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InSAR应用:地形测量，地震形变监测， 火山形变监测，构造形变，冰川、冰盖移动，地表沉降，气象，海洋测图，滑坡监测，地物 分类。
雷达：无线电探测与测距SAR：合成孔径雷达星载合成孔径雷达（SAR）是一种 以卫星为载体平台的对地观测技术，用来获得地物的高分辨率雷达图像InSAR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、相位解缠第九章地震地壳形变地震地壳形变定义：由于地壳结构的不均匀性，地壳在内力及外力作用下所产生的不均匀形 变，它导致某些地壳特殊部位上的应力-应变累积，当其突破断层的抗剪切强度时，地壳便 突然破裂，从而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被称为地 震地壳形变地震地壳形变分类：同震形变：地震断层错动时刻所产生的地球介质形变震间形变：地 震断层闭锁段在长期构造加载过程中所产生的地球介质形变震后形变：地震断层错动后持 续的滑动所产生的地球介质形变（震后余滑）；地震断层错动后地球介质的黏弹性松弛所产 生的地球介质形变（震后黏弹性松弛）；地震断层错动后地球介质的孔隙压力变化所产生的 地球介质形变（震后孔隙回弹）地震地壳形变的三种表现形式：1，震前地壳形变，是指孕震过程中的地震地壳形变，主要 包括断层系和块体运动、近场地壳应变积累、扩容与地表隆起2,同震（震时）地壳形变， 震时地壳破裂引起的地壳形变。
主要表现为地震断层和地裂缝3,震后地壳形变，是指震 后地壳形变继续调整过程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 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 震预测地震预报途径：1） 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组合， 并通过实际观测不断检验和修改理论模式2） 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 地震源兆：源兆即为在震源形成及演变过程中震源区及近源地区出现的各种效应。
场兆：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 现象参考系统与参考框架地球参考系从定义到实现需要下面几步工作：1给出理论定义和协议约定，2,建立地面观 测台站，并用空间大地测量技术进行观测，3,根据千米那对协议地球参考系的一些约定， 采用国际推荐的一组模型和常熟看，对观测数据进行数据处理，解算出各观测台站在某一历 元的站坐标，即建立一个国际协议地球参考框架，4,对于影响地面台站稳定的各种形变因 素进行分析处理，建立相应的时变模型，以维持该协议地球参考架的稳定参考系统：可以看做是为了表示位置坐标而定义的类似于标尺作用的参照物参考框架：在参考系统的具体实现中，我们不可能把椭球体或笛卡尔坐标这类人为定义的东 西具体标示出来，只能代之用固定在地球上的一组标记及其坐标和其它一些参数间接地 CTRS：协议地球参考系即对所建立的参考系的各种方法、参数和模型做出一定的协议 CTRF：协议地球参考框架具体实现某一协议参考系的一组参考点的位置和坐标构成CTRF ITRS:国际地球参考系它的定义为：1，地心包括海洋和大气的整个地球的质量中心2，长度为米，是在广义相对论框架下定义的。
3，坐标轴的定向与国际时间局BIHI1984.0历元 的定义一致4,系统的时间演变基准是使用满足无整体旋转NNR条件的板块运动模型来描 述地球各块体随时间的变化猝框架的定义的差异：定向基准、原点基准、尺度基准、时间演变基准ITRF：国际地球参考框架是ITRS的一种具体实现是基于VLBI、LLR、SLR、GPS和DORIS 等空间技术所建立起来的现代全球地面参考框架，它提供了一个全球统一的、地心得、三维 的和动态的高精度地面坐标参考基准是最优的CTRFCTRF的维持：1，板块运动的影响和改正2,局部地壳形变的影响和反正3,冰后期地壳 回弹的影响和改正4,地球质心运动的影响和改正建立全球最优的协议地球参考架CTRF的步骤：1） 历元的统一由于各分析中心提交的CTRF（也叫站坐标组SSC）的历元和其所采用的运 动模型可能是不同的，所以在综合处理以前，必须先根据各CTRF所采用的运动模型把它们 归算到同一历元2） 最优CTRF站坐标解算由各种技术提供的坐标数据组（SSC）组合建立CTRF的观测方 程 是 （给 定 一 个 新 框 架）： （C7-J2F）. +匕=耳 + 屏 + % （用）馅（代）& （，） X； +。
勾它包括对新CTRF坐标原点、尺度和定向的约定3） 最优CTRF速度场的建立联合平差的方法，完全类似于前面求解新CTRF站坐标的 方法即把各分折中心提供的站速度组（SSV）作为输入数据，用2）中的方程式进行平差，求 解出新CTRF的SSV以及它与其它SSV的变换参数建立ITRF的步骤：1，历元的统一2，ITRF站坐标解算3，ITRF速度场的建立fib)和YZ分别为转换框架ITRFX和目标框架1 TRFY的坐标才分别为转换框架ITRFX和］|标框架ITRFY的坐标我化率，耳,T2国玖应奶,%利&一是-耳小奇］3「珞分别为ITRFX框架到口标 框架ITRFY的7个转换参救和参数的哽化率2）＜3 分）山甲带历元1的参数PC］・加I：从准历.•元上到转换历元［的龙化屋力可得:4）=尸（而）+汶（—, ⑵这样山（l）fll（2）就可以完成不同的参考框架在指定历无t的坐标转换.VLBI:,VLBI （very long baseline interferometry）甚长基线干涉测量技术：VLBI由相距遥远的两 个或多个射电天线构成，两个或多个天线同时对准一个射电源，接收其发出的射频信号简 单来说，VLBI就是把几个小望远镜联合起来，达到一架大望远镜的观测效果。
它具有很高的测量精度，用这种方法进行射电源的精确定位，测量数千公里范围内基线 距离和方向的变化，有利于建立以河外射电源为基准的惯性参考系，研究地球板块运动和地 壳的形变，以及揭示极移和世界时的短周期变化规律等VLBI特性：1）VLBI是一种纯粹的几何方法，它不涉及地球重力场；2）它不受气候限 制，有长期稳定性；3）为大地测量、地球物理和星际航行提供了一个以河外射电源为参考 的参考系，这个参考系与地球、太阳系和银河系的动态无关，是迄今最佳的准惯性参考系 *LR | （Satellite Laser Ranging）卫星激光测距：基本原理是，根据地面台站精确记录宽度极窄 的激光脉冲信号从望远镜到安装有后向反射器的卫星之间的往返时间，利用光速已知这个先 决条件，可以计算出望远镜到卫星之间的瞬间距离利用SLR可以测定板块运动，其原理是通过测定台站的位置变化来确定板块运动参数或通过 测定站间基线长度的变化率来确定板块运动参数进行的其精度主要取决于在各所选时间间 隔内测得的站间基线精度，这与基线的观测误差、地球定向参数的误差以及卫星的定轨误差 都有关系不足：1，SLR观测采用的是可见光，并非GPS使用的电磁波，因此观测受天气 影响非常大，不能实现全天候观测。
其数据的获取只能在晴朗或少云的天气进行2, SLR 台站的建立和维护费用偏高，建站需要上千万元的投入GPS相对定位：亦称差分GPS定位，是目前GPS定位中精度最高的一种定位方法基本 定位原理是：用两台GPS用户接收机分别安置在基线的两端，并同步观测相同的GPS卫 星，以确定基线端点（测站点）在WGS84坐标系中的相对位置或称基线向量WGS84坐标系：WGS84坐标系-世界大地坐标系统，是美国建立的地心坐标系统，其中心在地球质心；采用 广义相对论下地。