王云[1]（2021）在《滇东南地热流体地球化学特征研究》文中认为滇东南地区受多期岩浆活动和深大断裂的影响,地热活动强烈,温泉数量多,是观测深部流体活动的最佳“窗口”。地表观测的流体同位素地球化学特征可以揭示地壳深部岩浆流体活动,对了解岩石圈物质演化和开展地震观测有着十分重要的意义。本文根据滇东南温泉地热流体（水和逸出气）地球化学特征,分析了地热流体中离子来源及成因、深部热储温度、气体成因、幔源流体释放强度及稳定碳同位素平衡分馏温度等,探讨地热异常与地震活动关系、屏边火山活动性、深源流体和地幔热流在地震孕育过程中的作用机制等,其结果对遴选一批具有深部动力学意义的观测对象和特征观测量具有重要的科学及实践意义。滇东南地热水化学特征显示,温泉水主要来自于大气降水的补给,水化学主、微量离子主要来自地表水循环过程对地层岩石的溶滤。地层岩性和断层构造特征对水化学特征有明显的控制作用,红河断裂带温泉中的SO42-、F-、Cl-等离子有深部来源特征。微量元素含量及分布特征与地层性质和沉积矿物有关。以地热储温度表示的浅层地热场分布特征显示,滇东南地热异常区地震活动强度弱、发震频度低,且地震往往发生在地热梯度带上。造成这现象的主要原因是地热来源主要为壳内生热元素(238U、232Th和40K)衰变产生的热量,热源较为稳定,产生的热应变或热应力与区域应力场趋于均衡状态。而滇东南楔形构造区内地震活动强烈,推测是红河断裂带与小江断裂带交汇区深部有刚性岩体阻挡了川滇块体继续向南或南西向运动而造成。气体地球化学特征研究表明,滇东南温泉逸出气体主要为地壳和大气来源,来自于红河断裂带南段上的幔源氦释放强度最高仅为5%左右,表明该断裂是连通壳幔的深大断裂。稳定碳同位素显示CO2和CH4也主要来自于地壳灰岩和热成因,幔源特征不明显。结合区域深部结构及构造活动背景,认为断裂活动性较弱和放射性成因He的稀释是导致幔源流体释放强度低的主要因素。CO2和CH4气体间同位素分馏温度（表观同位素温度）显示,屏边火山区的这些含碳气体源区温度低于壳内物质的最低熔融温度,表明现今壳内不存在玄武质岩浆活动。结合幔源流体的释放强度及含碳气体源区温度可推断屏边火山活动性较弱,但来自深部的流体仍值得长期关注。对比青藏高原东南缘主要构造边界及新生代火山区幔源流体释放,屏边火山区处于较低水平,大地热流结构主要以地壳热流为主。通过对青藏高原东南缘地震活动（M≥6.0）分布特征研究,发现地震活动频繁的地区往往伴随着较强地幔热流,表明地幔流体及其热对流活动在地震的孕育及发生中起着非常重要的作用。根据在滇东南地区四期的地热流体观测,发现位于红河断裂带上的泉点中具有幔源特征的物质及含碳气体源区温度对区内的地震活动（M≥4.0）有前兆响应。因此,具有幔源特征的泉点可作为地震监测预报的观测对象,而具有幔源特征的离子、气体和反映深部热状态的温度可作为特征观测组分或观测量。
王雪鹤[2]（2020）在《云南腾冲火山区剪切波分裂研究》文中认为地下岩浆体的不稳定状态或火山爆发会对大陆地壳演化和社会产生重大影响。岩浆侵入地壳甚至喷出地表,会在一定程度上受到地壳应力的影响,岩浆活动反过来也会影响地壳的应力状态。云南腾冲火山区地处青藏高原东南缘,是中国大陆最年轻的活火山区之一,也是研究岩浆活动与地壳应力相互作用的理想区域。本研究利用剪切波分裂分析测量的地震各向异性为工具,以研究腾冲火山区的上地壳应力状态,其结果对于认识和理解对岩浆活动与应力之间的相互作用具有重要意义。本研究利用2008年10月-2019年7月腾冲火山区15个固定和流动地震台站记录到的近震波形资料,采用MFAST方法进行了剪切波分裂分析,得到了该区中上地壳各向异性的剪切波分裂参数。此外,还利用腾冲火山周围10个固定台站记录的近震走时计算得到了研究区Vp/Vs值为1.68。本文研究首次使用了腾冲火山区8个火山台站和5个流动台站的数据,与已有的近震各向异性研究结果（Zhang et al.,2018;Shi et al.,2015）相比,更清晰的揭示了腾冲火山区中上地壳各向异性的横向变化特征。研究表明地壳各向异性的主要贡献源自中上地壳,研究区不同台站的快波偏振方向变化很大,似乎反映了构造和区域应力场的共同作用。通过对分裂得到的快波偏振方向、应力方向和断层走向的比较发现,以地震活动比较强烈的腾冲火山断裂带为界,其西侧地区总体快波偏振方向呈近N-S向,而东侧地区总体快波偏振方向呈NE-SW向,与Zhao et al.,（2013）根据震源机制解给出的区域主压应力方向基本一致,暗示研究区中上地壳各向异性主要是受主压应力引起定向排列的裂隙所致。结合研究区这种低的地壳波速比,可以推测腾冲火山区地壳应力场的局部变化可能是上地壳中富含气体的中酸性岩浆膨胀所致。另一方面,在腾冲火山区外围个别台站观测到了快波偏振方向与主压应力、已知断层等构造走向不一致的现象,暗示其各向异性是构造或构造和区域应力场共同作用的结果。本文利用云南腾冲火山区10个固定台站记录的远震波形资料,采用Splitlab方法进行了剪切波分裂分析。由于波形数据质量等因素的影响,本研究只得到了一些无效分裂参数。研究结果表明,这些无效地震事件的后方位角集中分布在SEE-NWW向和SSW向,与前人给出的研究区快波偏振方向一致/垂直,证明了其他学者对该区上地幔研究推断出的结果,即腾冲火山区上地幔快波偏振方向为NWW-SEE向。
杨旭[3]（2019）在《地震到时自动拾取与三维定位及其在腾冲火山区的应用》文中研究说明云南腾冲火山区地处青藏高原东南缘,是中国大陆最年轻的火山区之一。对该区的地震进行精确定位开展地震活动性研究,不仅有助于其深部地震构造的认识,还能为判定壳内岩浆囊的深度提供重要的约束条件。目前的地震定位通常采用人工拾取到时,这种人工手动拾取波到时不仅耗时、耗力,效率低下,而且由于人的主观因素的介入,往往会导致走时拾取上的较大误差。另一方面,已有研究表明,研究区壳幔结构横向变化明显,因此采用一维速度模型开展地震定位研究得到的地震定位精度往往并不高。论文利用腾冲地区固定和流动地震台站记录的波形资料开展三维地震定位研究。研究过程中考虑从震相到时自动拾取和基于三维速度模型的地震定位两个角度入手,提高了地震定位精度。论文改进了自动拾取参数优化函数算法和质量评估方案,引入了拾取到时优化方案。研究中使用基于参数优化的频带-带宽拾取算法、AICD拾取算法和峰度拾取算法对腾冲地区7个宽频带地震台站记录的地震资料开展了地震P、S波到时自动拾取,对拾取结果进行了优化和质量判定。结果表明:经参数优化、拾取优化后,采用3种方法自动拾取的P、S波到时与人工拾取到时的时差在0.1s内的记录占比分别达到74.66%、70.98%。这些参数值均优于算法改进前的同类参数,证明了优化方法的可靠性。论文使用三维定位方法对腾冲地区799个地震事件进行了重新定位。研究中选择拾取效能最高的AICD算法,对腾冲地区64套地震台站的波形记录进行了P、S波初至拾取,并分别利用一维和三维定位方法对地震事件进行了重新定位。为检验定位结果的可靠性和优越性,分别利用一维、三维定位方法对典型地震、人工震源进行重定位,结果表明三维定位的精度明显优于一维定位,三维地震定位在水平、垂直方向上的平均绝对定位误差分别为0.7km、2.0km。799个地震事件重定位结果显示,在水平方向上,一维、三维重定位结果相差不大;在深度方向上,三维定位的震源成丛分布且比一维定位结果更加密集。三维重定位后的地震集中分布在10km以浅的壳内低速层之上,这一结论为壳内岩浆囊的深度判定提供了重要的约束条件。
滑玉琎[4]（2019）在《基于体波层析成像的青藏高原东南缘地壳上地幔速度结构研究》文中提出青藏高原东南缘是物质迁移的重要通道,地震活动、构造活动和火山活动非常活跃,一直是地学研究的重点区域。为了探究青藏高原东南缘的地球动力学特征,更好地探索地震活动、构造活动和火山活动的机制,本文基于地震到时数据,利用体波层析成像技术反演得到该地区地壳上地幔速度结构。主要工作和成果如下:（1）利用云南省地震台网49个地震台站从2008年至2016年共9年的连续波形数据,依据国家地震台网数据共享中心公布的地震目录切出青藏高原东南缘及附近区域的地震事件波形数据,通过人工拾取得到4633个有效地震的42440个P波到时和27324个S波到时,再利用到时数据进行体波层析成像,得到青藏高原东南缘地壳上地幔P波和S波三维速度结构。（2）根据青藏高原东南缘P波速度结构,结合其他研究成果,揭示了一种新的地球动力学机制。岩石圈物质从青藏高原往东南方向迁移,在北纬25°附近,岩石圈地幔部分被阻挡,但地壳部分继续向南迁移,同时分成了两条通道;东南方向通道的边界形成了小江断裂和红河断裂,西南方向通道的边界形成了澜沧江断裂和中缅边境;由于物质发生迁移,在迁移通道范围内形成了记录到的数以百计的6级以上大地震;腾冲火山区的火山活动与物质迁移通道也存在密切联系。（3）总体上看,大地震的分布是由两条物质迁移通道控制的。几乎所有的大地震都发生在物质迁移通道中。同时,很好地解释了没有明显断层的块体内部（川滇菱形块体内部）发生大地震的原因,即由物质迁移过程中内部物质的相互碰撞引发。更多的大地震发生在主要的走滑断层附近（红河断裂和小江断裂）,这是由东南方向迁移通道中的物质与旁边稳定物质的相对运动（碰撞、摩擦）引发的。（4）青藏高原东南缘的构造由两条物质迁移通道控制。其中,红河断裂和小江断裂是由东南方向的物质迁移形成的,这也很好地解释了红河断裂的右旋特征和小江断裂的左旋特征;澜沧江断裂是由西南方向的物质迁移形成的。另外,思茅块体总体表现为P波高速,区别于川滇菱形块体的低速特征,应该属于印支块体。（5）腾冲火山区的地幔岩浆源很可能是从物质迁移通道与围岩形成的裂缝中上涌到地壳并到达地面的。这是因为,腾冲火山区位于西南物质迁移通道的西部边界上,同时,腾冲火山区下方地幔顶部存在低速异常。地幔顶部的低速异常很可能是地幔岩浆体。（6）本文利用腾冲火山地震监测台网9个地震台站和云南地震台网位于该区域的1个地震台站从2012年至2017年共6年的连续波形数据,通过人工拾取得到1235个地震事件的6975个P波到时和6685个S波到时,再利用到时数据进行体波层析成像,得到腾冲火山区上地壳的P波速度,S波速度和Vp/Vs三维结构。（7）通过Vp,Vs和Vp/Vs三维结构,参考腾冲火山区相对地热分布,以及世界范围内其他火山区的研究成果,本文发现腾冲火山区存在三个岩浆囊,这三个岩浆囊同时表现为高Vp/Vs值,P波高速异常,S波低速异常。参考腾冲火山区He3/He4分布,认为热海热泉下方的岩浆囊受到幔源岩浆的补充,其他两个岩浆囊没有补充或补充很少。（8）热海热泉区域表现为低Vp/Vs值,P波低速异常,S波低速异常,预示着热海热泉下方的地热储层内的水处于沸腾状态。热海热泉下方的地震活动是岩浆活动的结果。打鹰山火山与三个岩浆囊中的两个有连通,将来很有可能再次喷发。马鞍山火山下方没有发现与岩浆囊有连通现象,可能属于死火山。黑空山火山虽然与岩浆囊连通,但是岩浆囊没有得到幔源岩浆的补充,因此再次喷发的可能性较小。综上所述,本文基于青藏高原东南缘三维速度结构,比较全面地阐述了该地区的地球动力学特征,揭示了地震活动产生的地球动力学机制,构造活动尤其是深大断裂的形成机制,以及腾冲火山区的形成原因。另外,本文利用腾冲火山区上地壳的Vp,Vs和Vp/Vs三维结构,结合地球化学的相关成果,描述了腾冲火山区下方岩浆囊的分布以及热海热泉、打鹰山火山、马鞍山火山和黑空山火山的状态。
秦敏[5]（2013）在《腾冲火山区壳幔三维S波速度结构研究与岩浆囊探测》文中研究说明本文利用腾冲火山数字地震台网中心的箐口台（QK）、马站台（MZ）、民振台（MIZ）、腾冲台（TC）、沙坝台（SB）、热海台（RH）、热水塘（RS）台、新华台（XH）和城子山（CZS）台共9个宽频带地震台站的三分量远震记录数据（2007年6月-2011年12月）,采用接收函数线性反演方法（Ammon,1990）分别研究了腾冲火山区地壳上地幔结构的横向不均匀性和0-100km深度范围内的S波速度精细结构,根据反演得到的腾冲火山区S波速度结构低速异常区的空间区域勾画出了火山区可能存在的岩浆囊的位置和形态。在本文的研究过程中,首先对如何建立更加合理的接收函数线性反演的初始模型进行了理论数值试验分析,其次综合考虑接收函数随方位的变化特征及其水平扫描空间,按一定的反方位角和震中距范围对远震波形数据进行分区,然后对各详细分区内的接收函数使用H-k扫描等方法获得反演S波速度结构的有效约束参数,最终本文得到了较以往同类研究精度更高的结果。研究结果表明：由同一台站不同方位和震中距的接收函数反演获得的区内S波速度结构显示出速度明显存在横向差异,因此,在壳幔结构较为复杂的区域,对同一台站的远震记录根据接收函数的方位变化特性及其水平扫描范围进行研究十分必要。腾冲火山区壳幔结构较为复杂,具有明显的不均匀性,在一定深度范围内存在显着的S波高速异常区和低速异常区,且由于受到该区复杂构造背景的影响,其空间赋存位置变化较大。壳内局部呈现的S波低速异常区域可能与现存的岩浆囊相关；研究区内可能存在4个岩浆囊,其位置和深度分别为：腾冲台和热海台之间,深度约为9-12km；马站台东侧,深度约为11-18km；腾冲台和沙坝台之间,深度约为16-20km：新华台以东、城子山以南,深度约为8-11km；腾冲火山区岩浆囊的活动性及岩浆囊热流通道的确定,需要结合其他方法作进一步的研究。
季灵运[6]（2012）在《利用卫星遥感技术监测长白山天池火山活动性》文中研究指明位于中朝边界的长白山天池火山是一座具有潜在灾害性喷发的大型近代活动火山。长白山天池火山历史上发生了多次喷发事件，曾造成了巨大的灾难，发生在公元946年的大喷发，就规模和猛烈程度而言，属于全球近2000年以来最大的爆炸喷发之一。鉴于此，“九五”和“十五”期间，中国地震局等几家单位对长白山天池火山进行了较为系统的地质、地球物理探测研究，并进行了以地震活动、形变、地球化学变化为主的固定、流动台网监测研究工作，取得了很多有益的成果，但这些常规的监测方法由于受到天池火山地理位置的特殊性（跨国境）、工作条件的复杂性（原始森林、天池湖水）等限制，虽耗费了大量人力物力，但至今天池火山区下部的浅层岩浆统在什么位置、如何展布等问题，一直没有探测认识清楚。也有学者基于GPS、水准的形变监测资料进行了岩浆房参数的反演工作，但由于点距的稀疏性，各个学者给出的岩浆房参数不尽一致，存在争议。常规手段的监测结果表明，长白山天池火山2002‐2006年发生了较明显的岩浆异常扰动事件，但其机理尚不明确。另外，我国缺少现今正在喷发的活动火山，火山岩浆系统的存储、供给与运移动力机制研究方面比较薄弱。InSAR（Interferometric Synthetic Aperture Radar，合成孔径雷达干涉测量）技术是近二十年发展起来的全新空间对地观测技术，能够以较高的时间、空间分辨率对地表实现大范围监测，具有其他大地测量手段无法比拟的优势。此外，作为遥感领域的一个重要分支，卫星热红外遥感技术以其安全、有效、宏观、周期性地远距离对地观测的优势，已经广泛应用于各种类型的地表热变化监测。基于InSAR技术和卫星热红外遥感技术的优势，本文以长白山天池火山为主要研究对象，开展了两种技术在火山领域的应用与相关研究。主要研究内容如下：1.长白山天池火山的形变背景：收集了我国东北、华北、华南地区1999‐2007年的GPS水平速度场，以及日本及周边地区2000‐2010年的GPS速度场；从国家测绘局大地测量数据处理中心收集了我国东北地区上世纪70、90年代两期一等水准测量资料，采用以水准点间高差变化速率即速率差为观测值、以观测点速率为未知参数的垂直形变网整体平差方法，计算得到了我国东北地区长期地壳垂直形变速率；2.利用PSInSAR技术监测长白山天池火山近年来的形变演化：本文基于18景ENVISAT ASAR影像资料，利用PSInSAR技术获取了天池火山2004‐2010年的形变时间序列，结果与同期的水准测量结果吻合的较好，表明PSInSAR可以以毫米级的精度监测火山区地表形变。然后基于考虑地形影响的Mogi模型模拟了PSInSAR获取的累积形变场，确定了浅层岩浆房的空间位置；3.利用卫星热红外遥感技术监测长白山天池火山热异常：建立了基于Landsat TM/ETM和ASTER热红外波段遥感影像监测火山热活动的技术方法体系：首先，分别利用单窗算法和温度/比辐射率分离算法反演基于Landsat TM/ETM和ASTER热红外波段遥感影像的区域地表温度，然后分别计算不同地表覆盖类型的温度平均值，去除地表环境因素导致的温度差异影响，最后通过减去天池气象站当日的平均气温，去除气象因素的影响，得到了由火山活动引起的温度异常；4.从地震目录以及GPS基准站位移时间序列资料分析长白山天池火山2002‐2006年岩浆扰动事件的机理：2002年以来，太平洋板块俯冲速度有所加快，在日本岛弧地区表现为强震频发，而我国东北地区5级以上中强地震活动也明显增多，是板块俯冲加速导致应力调整在地表的体现。在此应力背景下，长白山天池火山的地幔岩浆房受到较大的应力触发，使得地壳岩浆房与地幔岩浆房的通道打开，引发一次小规模的岩浆补给，造成基性岩浆与酸性岩浆的混染，即触发岩浆扰动事件；5.利用InSAR技术研究长周期休眠火山的岩浆系统存储、运移机制：位于俄罗斯勘察加半岛的Kizimen火山历史上仅喷发过一次，是典型的监测能力较低的长周期休眠火山。本文基于ENVISAT ASAR（C波段）和ALOS PALSAR（L波段）两种影像资料（共6个航迹），共得到16个相干性较好的干涉图，结果显示Kizimen火山在2010年喷发前约两年开始发生大范围的地表隆升。形变场在升、降轨道的干涉图上表现迥异，本文采用升、降轨道干涉图联合反演，约束获得了岩浆源的几何参数。根据16幅干涉图得到的体积变化，本文利用加权最小二乘方法计算了体积变化时间序列。最后，结合火山地震目录资料，还原了喷发触发机制。通过以上研究，获得以下结论与认识：1.相对于华北华南块体，我国东北地区现今地壳水平运动比较活跃，整体趋势性明显；相对于长春基岩点，我国东北地区整体表现为西升东降的差异性垂直运动形变特征。在长期地壳垂直形变意义上，长白山天池火山并无明显的形变异常；2.长白山天池火山的岩浆房位于天池下方西北侧，深度约9km，与层析成像等地球物理监测资料一致。另外，由于岩浆上涌触发天池火山区分布的部分断裂两侧活动差异性明显；3.长白山天池火山的卫星热红外遥感监测结果表明，2002‐2006年火山活动产生的温度热异常逐年升高，每年上升约3‐7°C；到2005年，热异常达到了27.5°C，比2002年高出约10°C；自2005年开始，温度热异常明显下降，2006年下降了近10°C，以后温度场保持平稳的趋势，恢复到2002年以前的正常水平。与其他常规监测手段（测震、地表形变、流体地球化学）的趋势一致。由岩石变形与温度变化的弹性热力学关系，本文认为长白山天池火山地区在2002‐2006年发生了明显的岩浆扰动事件，导致岩浆房以及周围围岩受压，引起大范围的异常升温现象；4.长白山天池火山2002‐2006年的岩浆扰动事件，与同时间段内我国东北地区频发的5级以上中强深、浅源地震一样，都是太平洋板块向欧亚大陆下方加速俯冲造成的区域应力场变化的结果，而非2002年吉林汪清mb7.2深源地震触发；5.Kizimen火山的2010年喷发属于典型的裂隙侵入式喷发模式。喷发前，岩浆从深处上侵到7‐18km深处并开始累积存储，侵入始于2008年9月到2009年4月的某个时间。区域应力场的逐渐增加促进了Kizimen火山下方裂隙的拉张破裂，使得上侵的岩浆在裂隙内存储而形成狭长的存储区。裂隙破裂的开始阶段，伴随着区域内零星的地震活动，地表表现为微小的形变，随着岩浆的不断补给，裂隙的逐渐破裂，区域地震活动增加，表现为小震震群活动，以及地表的大范围较大形变。2010年1月前后，裂隙破裂向上传递接近地表，小震震群活动表现为震源深度逐渐变浅。逐渐补给的岩浆使得裂隙内的压力逐渐增大，最终超过了围岩的强度，岩浆从地壳最薄弱处冲出地表，形成了2010年11月中旬的喷发事件。总之，本文的研究明确了长白山天池火山的现今形变背景，确定了长白山天池火山下方的岩浆房的空间位置，建立了基于高空间分辨率遥感影像的卫星热红外遥感技术监测火山热异常的技术体系，探讨了长白山天池火山2002‐2006年岩浆扰动事件的机理，并研究了利用InSAR技术推断确定火山岩浆系统的存储、供给与运移动力机制的方法。
赵慈平,冉华,王云[7]（2012）在《腾冲火山区的现代幔源氦释放:构造和岩浆活动意义》文中研究指明深地震测深（DSS）和大地电磁测深（MT）都表明腾冲火山区现今仍存在壳内岩浆囊,但对其数量和空间分布还存在分歧并缺乏全貌性认识。MT探测认为腾冲火山区是一个软流圈上涌和岩石圈减薄区,但对这一减薄区的空间范围还缺乏充分的约束。通过对腾冲火山区及外围大范围温泉逸出气体的分析测试,我们共获得了75个温泉逸出气体的氦同位素3He/4He比值数据（部分为前人资料）。利用氦同位素示踪原理,我们研究了腾冲火山区幔源氦释放强度空间分布和时间变化特征,结果发现:腾冲火山区的幔源挥发份释放呈1带3区分布。以3He/4He≥1Ra,幔源氦比例≥15%为界,腾冲火山区的幔源挥发份释放异常区呈整片分布,为一南北走向的条带,南北长100km,东西宽50km。在整片异常区的内部,腾冲火山区的幔源挥发份释放又有强度不同的3个区域:①中部腾冲县城-热海一带,3He/4He比值达到5.5Ra以上,幔源氦比例达到70%以上,释放强度最强。②北部曲石一带,3He/4He比值达4.5Ra以上,幔源氦比例达到50%以上,释放强度次之。③南部五合-蒲川-新华一带,3He/4He比值达2Ra以上,幔源氦比例达到25%以上,释放强度最弱;腾冲火山区幔源挥发份释放强度在不断升高,其中第3个释放区的3He/4He比值（Ra）升高速率比前两者明显要大。我们认为:腾冲火山区现今幔源挥发份释放强度的空间分布图象就是该地区软流圈上涌和岩石圈减薄区空间尺度和上涌强度的最直接反映,上涌区（减薄区）的大小大致为南北长100km,东西宽50km;腾冲火山区现今存在3个壳内岩浆囊。第1个岩浆囊位于腾冲县城-热海一带,第2个岩浆囊位于马站-曲石一带,第3个岩浆囊位于五合-龙江-团田-蒲川-新华一带;腾冲火山区3个岩浆囊都在不断受到幔源岩浆的持续补充;第1个岩浆囊集幔源挥发份释放、相对地热梯度、地壳形变和地震活动等异常于一身,活动性最强,是未来腾冲火山最可能喷发的地点,需重点监视。第2个岩浆囊的幔源挥发份释放强度也引人注目,需加强监测。第3个岩浆囊规模大,埋深较浅,幔源挥发份释放增加较快,需引起注意。
杨晓涛,胥颐,刘建华,李志伟[8]（2012）在《腾冲火山区的地震层析成像及其构造意义》文中研究表明利用滇西南临时台网和固定台站的地震数据反演了腾冲及邻近地区的P波速度结构,着重分析了腾冲火山区和龙陵7级地震震源区的地壳结构特点.研究结果表明,腾冲火山区下方10～20 km深度范围存在明显的低速区,其横向尺度大约在20～30 km之间;推测这一低速区代表了仍处于活动状态的壳内岩浆源,热流通道有可能通过腾冲断裂延伸至地壳深部.地壳速度结构自东向西的变化显示出与不同时期的火山活动的关系,腾冲东侧偏高的速度结构反映了龙川江一带上新世时期火山通道内冷凝固结的岩浆侵入体或不易挥发的高密度残留物质,腾冲西侧的低速异常揭示了更新世以来持续至今的岩浆作用和热流活动.龙陵7级地震震源区的地壳结构存在明显的横向非均匀性,M7.3级和M7.4级地震与怒江断裂和龙陵断裂两侧的结构差异密切相关,它们分别发生在高速区和低速区的分界附近.怒江断裂东侧和龙陵断裂西侧具有较高的速度,是震源区应力积累的主要载体;两断裂之间地壳速度明显偏低,有可能是多期次的岩浆侵入导致地壳结构强度降低,使得怒江断裂和龙陵断裂易于受构造应力作用而引发强烈地震,估计地震的震源深度在10～12 km之间.
李瑞芬,高伟[9]（2009）在《《地震地磁观测与研究》创刊30年总目录（1980～2009年）》文中进行了进一步梳理在《地震地磁观测与研究》创刊30周年之际,将30年论着文章总目录奉献给广大的作者,读者,审稿专家,及多年关心,支持期刊发展的各位同仁。30年来地震科学的发展,尤其是观测技术的发展,为地震监测预报工作及防震减灾工作做出了贡献。30年来,本刊共发表各类文章2972篇,其中地震研究类860篇,地磁地电类367篇,观测技术类1189篇,计算机应用类293篇,专家讲座19篇,历史回顾23篇,其他221篇,本刊30年的文献就像燃烛,当你打开它,可以使你眼前一亮,照亮别人,燃烧自己。
赵慈平[10]（2008）在《腾冲火山区现代幔源氦释放特征及深部岩浆活动研究》文中研究表明解决的问题与研究方法1、解决的科学问题已有研究成果表明:腾冲火山区现今仍有热能和幔源挥发份的大量释放,腾冲火山区地下可能有多个岩浆囊存在,腾冲火山的喷发可能与板块俯冲无关,是局部地幔上隆产生的。但腾冲火山区现代热能和幔源物质释放的强度及其空间分布特征以及与地下岩浆囊的关系,这些岩浆囊的数量、空间分布、几何尺度、温度和活动性以及腾冲火山成因机理的具体模式等问题还没有得到解决。本论文拟尝试解决这些科学问题。2、思路本论文以揭示现今腾冲火山区岩浆活动为目标,以温泉为研究对象,以化学地质温标、同位素示踪、同位素地质温标为手段,依托现代化学和同位素分析测试技术,通过对腾冲火山区温泉逸出气体的大规模采样及成份和同位素分析测试,来研究腾冲火山区现今幔源物质释放场、上地壳温度场和岩浆囊现今温度,并结合前人深部探测、活动监测及成因研究方面的成果,提出腾冲火山孕育喷发的成因机制模型。3、应用的原理火山喷发是地球内部物质和热能向地表释放的一种方式。岩浆在向上运移或滞留在地壳中时,都会对由热传导形成的正常地热梯度造成局部扰动。反过来,正常地热梯度的局部扰动量可以反映岩浆囊的存在。温泉的形成与当地的地热梯度有关,温泉水中溶解的化学物质含量与热储的温度有关。温泉水化学地质温标可以用来揭示其循环深度范围内的正常地热梯度的局部扰动量,从而可以间接反映岩浆囊或其热晕的存在。溶解在岩浆中的气体是火山喷发的驱动力,也是火山岩浆活动的示踪剂。当岩浆向地表上升运移、喷出或在地下冷却结晶时都可释放出气体。气体在火山岩浆运移和喷发中起着重要作用,尤其是在爆炸性喷发中起着支配作用。气体组分和同位素组成资料可用于热力学计算,从而可以研究深部岩浆的物理化学状态。氦气是最稳定、最轻、挥发性最强和扩散渗透能力最强的惰性气体,当岩浆向地表上升运移时,它可以先于岩浆到达地表,因此,在岩浆上侵过程或侵入后的活动过程中,通过对其先行逸出和正在逸出的气体氦同位素组成进行测试,就可以利用其示踪原理确定岩浆的物质来源:对正在上侵的岩浆,应能观测到氦同位素组成的突然变化;对正在或已冷却的岩浆,氦同位素组成的变化会相当的平稳,氦同位素组成值的不同会反映它们的新老程度。来自岩浆的同源共生的CO2-CH4分子间的碳同位素平衡分馏受温度控制,其平衡时间与温度相关。温度越高,平衡时间越短,温度越低,平衡时间越长。平衡时间与平衡温度呈指数关系,高温（比如1000℃）时需要数小时或数天时间量级能达到平衡的在低温时（比如300℃）可能需要百万年的时间量级才能达到新的平衡。因此,当从高温岩浆区上升到地表时,气体的温度是迅速降低的,这使得在高温区达成的同位素平衡在低温区很难被改变,即同位素组成被“冻结”。同位素平衡分馏系数和平衡温度有关,因此通过测试到达地表低温区的CO2-CH4分子间的碳同位素组成,如能判断其同位素交换是平衡的,则可以通过同位素分馏方程来计算平衡温度,而这个温度代表的不是地表再平衡的温度,而是被“冻结”的高温源区温度,即岩浆囊的温度。4、技术路线本论文采取如下技术路线进行研究。首先利用前人已分析过的大量温泉的水化学资料,根据地球化学热力学原理,利用化学地质温标来研究腾冲火山区及其邻近地区的上地壳温度场。温度场可以间接反映岩浆的存在及其活动状况,地热梯度越高,岩浆存在的可能性越大,岩浆活动性越强。研究结果将为利用同位素示踪原理揭示岩浆囊和利用同位素地质温标原理获得岩浆囊温度工作的野外采样设计和实施提供依据。然后利用在腾冲火山区广泛分布的温泉,采集逸出气体为测试对象,分析其常规组分含量和He、Ne的同位素组成。在火山岩区及其外围（如怒江断裂带）的较大范围获取氦同位素组成数据,利用氦同位素3He/4He比值的示踪原理,揭示是否在整个火山区存在一个统一的或几个幔源物质释放中心,这一个或几个幔源物质释放中心则对应一个或几个岩浆囊。在此前提下、利用温度对CO2-CH4的碳同位素平衡分馏的控制原理,通过测试这个或这几个岩浆囊（范围已大大缩小）的CO2和CH4的碳同位素组成,计算这个或这几个岩浆囊的温度。温度越高,岩浆囊的活动性越强。接着,根据本论文的上述观测资料和研究成果,结合前人获得的大地电磁测深、人工地震测深等深部探测资料来佐证岩浆囊的存在,并研究这个或几个岩浆囊的规模及埋深;利用本研究和前人通过20多年积累的幔源物质释放强度的长期观测资料,岩浆囊温度资料,结合前人获得的形变、地震等活动性监测资料研究这个或几个岩浆囊的现今活动性。最后,利用以上观测研究成果,结合前人关于腾冲火山的成因研究成果,提出腾冲火山喷发孕育的机理模型。主要研究内容1、研制防大气污染和具富集功能的野外气体取样器为了保证所采集气体样品不被空气污染,提高观测结果的可信度。同时,为了克服野外采样中诸如温泉气体温度过高、采样空间狭小等原因难以近距离采样,排气规模太小以及CH4需要富集等等一系列问题,研制一套集排气装置、储气装置、微量组份富集装置、样品输出接口装置于一体的气体样品采集器具。2、采集腾冲火山区温泉逸出气体,分析测试这些气体的常规组份和氦氖碳同位素组成用本研究研制的防大气污染采样器采集腾冲火山区温泉逸出气样品,用于常规组分和碳同位素组成分析的气体样品用铝塑气体样品袋装样,用于氦同位素分析的样品用钢瓶或玻璃瓶装样。用气相色谱仪测试常规组分,质谱仪（VG5400）分析3He/4He、4He/20Ne。用本研究研制的防大气污染和具富集功能的采样器采集幔源物质释放强和相对地热梯度高的重叠异常区（岩浆活动区）上方温泉的CO2和CH4气体样品,对CH4碳同位素样品进行现场富集取样,外送分析这些样品的碳同位素组成。3、腾冲火山区上地壳温度场的研究利用前人的温泉水化学分析资料,选用统一地球化学温标,计算热储温度,假定各热储等深,则热储温度与泉口温度之差为相对地热梯度。计算腾冲火山区上地壳的相对地热梯度。通过克里金插值法获得整个腾冲火山区的相对地热梯度平面分布图。根据此空间分布图和数据,研究腾冲火山区上地壳温度场的空间分布特征,探讨与岩浆的存在及其活动性的关系4、腾冲火山区幔源物质释放场研究通过样品的4He/20Ne值对样品的大气污染进行3He/4He矫正,对样品氦同位素组成的源区百分比进行计算,最后对源区百分比进行校正计算。通过克里金插值法获得整个腾冲火山区的原始氦同位素组成3He/4He（Ra）、校正后的3He/4He校正（Ra）以及氦同位素组成地幔源贡献百分比M和校正后的氦同位素组成地幔源贡献百分比M校正的平面分布图。这种图件即能反映出腾冲火山区的幔源物质释放的空间强度水平,同一释放点的时间序列则能反映幔源物质释放的时间变化。结合具体的数据和这些图件,研究腾冲火山区幔源物质释放的时空分布特征,探讨与岩浆的存在及其活动性的关系。5、腾冲火山区岩浆囊现今温度研究对CO2-CH4碳同位素地质温度计的相关文献进行研究,选取最合理的已有平衡分馏方程,或利用最合理的平衡分馏系数数据拟合出最适用的平衡分馏方程,用本研究获得的CO2-CH4碳同位素分馏数据,计算腾冲火山区岩浆囊的的现今温度。6、岩浆的存在及其活动性的综合分析研究根据本论文的上述观测资料和研究成果,结合前人获得的大地电磁测深、人工地震测深等深部探测资料来佐证岩浆囊的存在,并研究这个或几个岩浆囊的规模;利用本研究和前人长期积累的幔源物质释放强度观测资料（20年）,岩浆囊温度资料,结合前人获得的形变、地震等活动性监测资料研究这个或几个岩浆囊的现今活动性。7、腾冲火山孕育喷发的成因机制模型研究根据本研究得到的上地壳温度场、幔源物质释放场、岩浆囊温度结果、结合前人大地电磁测深、人工地震测深成果确定目前腾冲火山区现存岩浆囊的数量、空间分布、大小和埋深。然后结合前人通过岩石学和岩石地球化学研究得到的相关成因信息,提出腾冲火山孕育喷发的成因机制模型。主要工作量为了研究目标和上述研究内容的实现,本论文2003年7月开始实施野外观测,2008年5月完成全部研究工作,历时5年。本论文在腾冲火山区及其外围共实施了3期（2003年、2004年、2006年各一期）温泉气体地球化学观测,先后使用车辆4辆,行程16200公里,在63公里半径,12350平方公里的范围内实地考察测量温泉159个次,测量温泉温度145个次,共采集气体样品254个,获得分析测试数据1229个。其中常规组份和CO2碳同位素样品117个,氦氖同位素样品88个,CH4碳同位素样品49个,获得常规气体组份数据724个（96个样品）,富集CH4常规气体组份数据181个（21个富集样品）,氦氖同位素数据264个（88个样品）,CO2碳同位素数据36个（36个样品）,CH4碳同位素数据24个（24个样品）。另外搜集与整理了研究区及外围304个温泉的前人温度和水化学成分数据。主要结论通过以上数据的获取和以此为基础对腾冲火山区上地壳温度场、幔源物质释放场及岩浆囊现今温度的研究,结合深部探测、活动性监测和前人的成因研究结果的综合分析,本研究得到如下5点结论:1、腾冲火山区地下现今可能存在3个岩浆囊,第1个岩浆囊位于腾冲县城和清水一带,第2个岩浆囊位于马站和曲石一带,第3个岩浆囊位于五合、龙江、团田和浦川一带。3个岩浆囊上方的上地壳相对地热梯度分别为140℃、120℃、130℃。3个岩浆囊释放挥发物质的幔源比例依次为70%、60%和30%。2、3个岩浆囊的几何尺度（水平方向的直径）可能依次约是20km、19km和23 km（长45km）。3个岩浆囊的埋藏深度不同:第1个岩浆囊位于地下5-25km之间,第2个岩浆囊可能也位于地下10-25km之间,第3个岩浆囊位于地下7-14km之间。3、3个岩浆囊的的现今温度分别为:第1个岩浆囊324-789℃间,平均555℃;第2个岩浆囊402-663℃间,平均532℃;第3个岩浆囊320-1194℃间,平均679℃。可以认为,腾冲火山区地下岩浆囊顶部气体富集区目前的温度变化范围为320-1200℃,岩浆囊的实际温度应高于平均值600℃。三大岩浆囊的边缘温度可能在300-600℃间,中心温度可能在700-1200℃间。4、3个岩浆囊的活动性不同:第1个岩浆囊集相对地热梯度、幔源物质释放、形变和地震活动等异常于一身,岩浆囊正在接受幔源岩浆的补充,活动性最强,直接位于腾冲县城之下,喷发将造成最为严重的损失,需重点监视;第2个岩浆囊的幔源物质释放强度也引人注目,岩浆囊可能也正在接受幔源岩浆的补充,需加强监测;第3个岩浆囊规模大,埋深较浅,幔源物质释放较弱（30%）,目前幔源岩浆的补充可能比较微弱,但岩浆囊温度依然较高,需引起注意。5、腾冲火山的形成与现今的板块俯冲无关,是局部地幔上隆引起地壳拉张的结果。地幔上隆的原因可能和古怒江洋壳型岩石圈或/和古密支那洋壳型岩石圈的拆沉有关,但地幔上隆和腾冲火山的喷发远远晚于东西两个古洋壳型岩石圈的俯冲时限,因此可以认为已与严格意义上的板块俯冲作用无关了。腾冲火山区现今幔源物质释放强度的空间分布图象就是这一地幔隆升区空间尺度和隆升强度的最直接反映,上隆区的大小大致为南北长100km,东西宽50km。局部上隆的地幔既为腾冲火山的孕育提供了岩浆物质来源,其产生的地壳拉张也为岩浆的上侵提供了构造通道,这种拉张得到现今本地区地貌和形变观测的支持。主要创新点本论文对腾冲火山的现今活动性这一关键科学问题进行了比较明确的回答,并结合前人通过岩石学和岩石地球化学研究得到的相关成因信息,提出了腾冲火山孕育喷发的成因机制模型,产出了如下4个创新点:1、提出了相对地热梯度的新概念和计算方法,揭示了腾冲火山区上地壳的温度场特征通过对前人温泉基本要素数据的深度挖掘,提出了相对地热梯度的新概念和计算方法。用该概念和方法揭示了腾冲火山区上地壳的温度场特征,发现腾冲火山区上地壳存在3个高于100℃的相对地热梯度异常区。相对地热梯度异常是其下方的岩浆囊的热扩散造成的,可以理解为岩浆囊的热晕（热帽）,间接反映了岩浆囊的存在。2、揭示了目前腾冲火山区的幔源物质释放强度的空间分布特征应用氦同位素示踪技术,在东起怒江,西至中缅边境的涵盖整个腾冲火山区的范围内进行了幔源物质释放强度测量。幔源物质释放强度空间分布结果表明,腾冲火山区的幔源物质释放可分强度不同的三个区域。这三个幔源物质释放较强的区域与相对地热梯度研究得到的3个高地热梯度区符合很好,进一步说明腾冲火山区岩浆囊的存在。3、发现目前腾冲火山区存在3个壳内岩浆囊,估计了它们的大小、埋深和现今温度等重要参数,评估了它们的活动性通过对腾冲火山区上地壳温度场、幔源物质释放场的分析研究,结合前人的大地电磁、人工地震等测深结果,发现目前腾冲火山区存在3个壳内岩浆囊。3个壳内岩浆囊的发现为回答腾冲火山现今活动性这一关键科学问题确立了基础。估计了3个岩浆囊的空间尺度和埋深。应用同位素地质温标原理,估算了3个岩浆囊的现今温度。评估了3个岩浆囊的活动性。4、提出了腾冲火山孕育喷发的成因机制模型根据本研究发现的目前腾冲火山区存在3个壳内岩浆囊,结合前人通过岩石学和岩石地球化学研究得到的相关成因信息,提出了腾冲火山孕育喷发的成因机制模型,认为腾冲火山的形成与板块俯冲无关,是局部地幔上隆并引起地壳拉张的结果。腾冲火山区现今幔源物质释放强度的空间分布图象就是这一地幔隆升区空间尺度和隆升强度的最直接反映。局部上隆的地幔既为腾冲火山的孕育提供了岩浆物质来源,也为岩浆的上侵提供了构造通道。
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。
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。
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。
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题目的与研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地热水化学分析及应用 |
| 1.2.2 地热气体同位素示踪 |
| 1.2.3 地热气体CO_2-CH_4同位素地质温标 |
| 1.2.4 地热流体时空演化与地震活动 |
| 1.2.5 滇东南地热流体研究现状 |
| 1.3 关键科学问题、研究内容及创新点 |
| 1.3.1 拟解决的科学问题 |
| 1.3.2 主要研究内容 |
| 1.3.3 本研究的创新之处 |
| 1.4 研究方法与技术路线 |
| 1.4.1 研究方法 |
| 1.4.2 技术路线 |
| 1.5 论文完成的工作量 |
| 第二章 区域地质背景 |
| 2.1 区域地层 |
| 2.2 区域构造活动 |
| 2.2.1 小江断裂带南段 |
| 2.2.2 红河断裂带南段 |
| 2.2.3 曲江-建水断裂带 |
| 2.3 区域岩浆活动 |
| 2.3.1 燕山期侵入岩 |
| 2.3.2 第四纪火山岩 |
| 2.4 区域水热活动 |
| 第三章 滇东南温泉水化学特征 |
| 3.1 温泉水样品采集和分析 |
| 3.1.1 样品采集与收集 |
| 3.1.2 样品分析与测试 |
| 3.2 温泉水化学特征 |
| 3.2.1 地下水的理化特征 |
| 3.2.2 水化学类型 |
| 3.2.3 水热成因初判 |
| 3.2.4 氢氧同位素分析 |
| 3.3 温泉微量元素特征 |
| 3.3.1 微量元素含量特征 |
| 3.3.2 微量元素聚类分析 |
| 3.3.3 微量元素地理分布特征 |
| 3.4 本章小结 |
| 第四章 滇东南地热异常与地震活动 |
| 4.1 资料选取与平衡判别 |
| 4.1.1 温泉资料选取 |
| 4.1.2 水岩平衡判断 |
| 4.2 热储温度 |
| 4.2.1 经典地热温标 |
| 4.2.2 热储温度计算与选取 |
| 4.2.3 硅焓模型图解 |
| 4.2.4 温泉循环深度 |
| 4.3 地热场特征 |
| 4.3.1 地热场分布 |
| 4.3.2 地热异常成因 |
| 4.4 地热异常与地震活动 |
| 4.4.1 地热与地震活动特征 |
| 4.4.2 地球动力学模式分析 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 滇东南温泉气体地球化学 |
| 5.1 气体样品的采集与分析 |
| 5.1.1 温泉逸出气收集 |
| 5.1.2 样品分析测试 |
| 5.2 气体样品的化学组成 |
| 5.2.1 气体化学组成 |
| 5.2.2 N_2-He-Ar组分的源区判别 |
| 5.3 气体样品的He、Ne同位素 |
| 5.3.1 He、Ne同位素组成 |
| 5.3.2 He、Ne气体源区判别 |
| 5.3.3 幔源氦的释放特征 |
| 5.4 气体样品稳定碳同位素组成 |
| 5.4.1 CO_2和CH_4的同位素组成 |
| 5.4.2 CO_2和CH_4的成因分析 |
| 5.5 气体源区温度 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 深源流体与地震活动 |
| 6.1 氦同位素组成与地热结构特征 |
| 6.1.1 青藏高原东南缘幔源氦地理分布 |
| 6.1.2 滇东南地区热流结构 |
| 6.1.3 热流结构对地震的影响 |
| 6.2 地热流体的时间演化 |
| 6.2.1 水化学特征随时间的演化 |
| 6.2.2 深源气体同位素随时间的演化 |
| 6.3 本章小结 |
| 第七章 总结与展望 |
| 7.1 主要结果与结论 |
| 7.2 存在的问题与展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历与研究成果 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 前言 |
| 1.2 研究的目的与意义 |
| 1.3 研究区的构造背景 |
| 1.4 全球典型火山区地壳各向异性研究 |
| 1.5 本文主要研究内容 |
| 第二章 地震各向异性的基本理论及研究方法 |
| 2.1 地震各向异性的概念 |
| 2.1.1 地壳各向异性 |
| 2.1.2 地幔各向异性 |
| 2.2 各向异性的成因 |
| 2.3 地震各向异性的研究方法 |
| 2.3.1 近震S波分裂方法 |
| 2.3.2 远震SKS波分裂方法 |
| 第三章 腾冲火山区的上地壳各向异性研究 |
| 3.1 数据 |
| 3.2 结果 |
| 3.3 讨论 |
| 3.3.1 各向异性强度与深度分布 |
| 3.3.2 与前人Pms和P波层析成像等各向异性结果的比较 |
| 3.3.3 地壳各向异性的成因 |
| 3.4 Vp/Vs |
| 第四章 腾冲火山区的上地幔各向异性研究 |
| 4.1 数据 |
| 4.2 结果 |
| 第五章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 选题依据及意义 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.3.1 地震震相初至拾取 |
| 1.3.2 线性地震定位方法 |
| 1.3.3 非线性地震定位方法 |
| 1.3.4 云南腾冲火山区速度结构研究现状 |
| 1.4 论文的主要研究内容及成果 |
| 第二章 基于优化参数的P、S波震相自动拾取及质量评估 |
| 2.1 自动拾取方法简介 |
| 2.1.1 频带-带宽拾取算法 |
| 2.1.2 AICD拾取算法 |
| 2.1.3 峰度拾取算法 |
| 2.2 基于优化参数的自动拾取算法 |
| 2.2.1 拾取参数优化算法 |
| 2.2.2 P、S波拾取结果优化 |
| 2.3 质量评估方案 |
| 第三章 自动拾取地震波形应用 |
| 3.1 数据集划分 |
| 3.2 优化结果及分析 |
| 3.3 P、S波自动拾取加权方案判定结果 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 地震事件重定位 |
| 4.1 数据和速度模型 |
| 4.1.1 台网及数据 |
| 4.1.2 震相到时自动拾取和质量评估 |
| 4.1.3 最优一维P、S波速度模型 |
| 4.1.4 三维速度模型 |
| 4.2 地震重定位方法 |
| 4.2.1 Hypomat精定位 |
| 4.2.2 三维地震定位 |
| 第五章 地震重定位结果 |
| 5.1 三维速度模型的选取 |
| 5.2 地震定位结果可靠性 |
| 5.2.1 人工震源重定位 |
| 5.2.2 典型震例重定位 |
| 5.3 不同方法定位结果比较 |
| 5.4 观测台站个数对重定位结果的影响 |
| 5.5 重定位震源深度分布 |
| 5.6 定位不确定性分析 |
| 5.7 小结 |
| 第六章 结论和讨论 |
| 6.1 总结 |
| 6.2 存在问题及展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
| 1.FBpicker拾取实例 |
| 2.KTpicker拾取实例 |
| 3.AICDpicker拾取实例 |
| 4.震相漏拾的地震事件实例 |
| 作者简介及攻读学位期间发表的学术成果 |
| 论文主要创新点 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.2.1 地球动力学正演模拟现状 |
| 1.2.2 GPS速度场研究现状 |
| 1.2.3 各向异性研究现状 |
| 1.2.4 速度结构研究现状 |
| 1.2.5 其他地球物理方法研究现状 |
| 1.2.6 腾冲火山研究现状 |
| 1.3 拟解决的关键问题 |
| 1.4 研究内容与目标 |
| 第2章 走时层析成像基本方法与原理 |
| 2.1 射线追踪原理 |
| 2.2 模型参数化方法 |
| 2.3 地震定位算法 |
| 2.4 反演原理 |
| 2.5 本章小结 |
| 第3章 数据处理与反演流程 |
| 3.1 到时提取 |
| 3.2 数据合并 |
| 3.3 一维参考模型的评估和优化 |
| 3.4 三维迭代反演 |
| 3.5 结果检测 |
| 3.6 本章小结 |
| 第4章 青藏高原东南缘速度结构 |
| 4.1 台站分布与观测数据 |
| 4.2 反演过程 |
| 4.2.1 选定一维速度模型 |
| 4.2.2 参数化 |
| 4.2.3 主要参数 |
| 4.3 结果检测 |
| 4.3.1 分辨率检测 |
| 4.3.2 奇偶检测 |
| 4.4 成像结果 |
| 4.5 成果解释 |
| 4.5.1 青藏高原东南缘物质迁移的两条通道 |
| 4.5.2 地震活动性 |
| 4.5.3 构造演化 |
| 4.5.4 腾冲火山的形成与物质迁移通道的关系 |
| 4.5.5 青藏高原东南缘地球动力学模型 |
| 4.6 本章小结 |
| 第5章 腾冲火山区的岩浆体系 |
| 5.1 台站分布与观测数据 |
| 5.2 反演过程 |
| 5.2.1 一维速度参考模型 |
| 5.2.2 参数化 |
| 5.2.3 反演参数 |
| 5.3 结果检测 |
| 5.3.1 分辨率检测 |
| 5.3.2 奇偶检测 |
| 5.3.3 刀切法检测 |
| 5.4 成像结果 |
| 5.5 成果解释 |
| 5.5.1 腾冲火山区的岩浆体系 |
| 5.5.2 打鹰山、马鞍山、黑空山以及热海热泉的地下状态 |
| 5.6 本章小结 |
| 第6章 结论与展望 |
| 6.1 主要工作与结论 |
| 6.2 工作展望 |
| 参考文献 |
| 作者简历攻读博士学位期间的重要工作与成果 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 目录 |
| 第一章 引言 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 研究区域构造背景及研究进展 |
| 1.2.1 腾冲火山区构造背景 |
| 1.2.2 腾冲火山区研究概况 |
| 1.3 研究内容与意义 |
| 第二章 理论方法及原理概述 |
| 2.1 接收函数基本原理及研究进展 |
| 2.1.1 接收函数基本原理 |
| 2.1.2 接收函数研究概况 |
| 2.2 P波接收函数的分析与计算 |
| 2.2.1 接收函数的提取 |
| 2.2.2 接收函数的叠加 |
| 2.3 基于接收函数的地壳厚度与泊松比估计 |
| 2.3.1 接收函数的H-k搜索扫描法 |
| 2.3.2 人工读取震相到时法 |
| 2.4 接收函数的反演 |
| 2.4.1 接收函数反演的基本原理 |
| 2.4.2 初始模型的建立 |
| 2.5 数值试验 |
| 2.5.1 简单模型 |
| 2.5.2 复杂模型 |
| 第三章 数据处理 |
| 3.1 资料收集 |
| 3.1.1 台站布设 |
| 3.1.2 数据来源 |
| 3.2 数据处理 |
| 3.2.1 数据预处理 |
| 3.2.2 接收函数的提取与信号叠加 |
| 第四章 研究结果与讨论 |
| 4.1 腾冲火山区壳幔S波速度结构的横向不均匀性 |
| 4.1.1 接收函数按反方位角及震中距进行分区研究 |
| 4.1.2 地壳厚度H、波速比k与泊松比σ估计的结果 |
| 4.1.3 S波速度结构的接收函数反演及反演初始模型的建立 |
| 4.1.4 反演结果 |
| 4.2 三维S波速度精细结构 |
| 4.2.1 接收函数扫描空间及Ps转换波的水平偏移距Xs |
| 4.2.2 Ps转换波在2倍水平偏移距(2Xs)处的S波速度结构验证 |
| 4.2.3 腾冲火山区各台站按方位在2Xs的S波速度结构 |
| 4.2.4 腾冲火山区三维S波速度结构 |
| 4.3 分析与讨论 |
| 4.3.1 S波速度低速异常区和高速异常区 |
| 4.3.2 与以往研究结果的对比 |
| 4.3.3 岩浆囊空间区域位置的测定 |
| 第五章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 绪论 |
| 1.1 引言 |
| 1.2 选题依据与研究意义 |
| 1.3 国内外研究现状 |
| 1.3.1 利用 InSAR 技术监测火山区地表形变的研究现状 |
| 1.3.2 利用卫星热红外遥感技术监测火山区热异常的研究现状 |
| 1.3.3 长白山天池火山的监测研究现状 |
| 1.3.3.1 地表形变监测现状 |
| 1.3.3.2 深部岩浆系统探测研究现状 |
| 1.4 论文研究内容 |
| 2 InSAR 误差源分析与多干涉图 InSAR 技术 |
| 2.1 InSAR 成像的几何模型 |
| 2.2 InSAR 提取地表形变的误差源与削弱措施 |
| 2.2.1 大气相位延迟 |
| 2.2.2 轨道误差 |
| 2.2.3 外部 DEM 误差 |
| 2.2.4 时间失相干 |
| 2.2.5 空间失相干 |
| 2.2.6 其他噪声 |
| 2.2.6.1 热噪声失相干 |
| 2.2.6.2 InSAR 配准误差 |
| 2.3 多干涉图 InSAR 技术 |
| 2.3.1 干涉图堆叠技术 |
| 2.3.2 PSInSAR 技术 |
| 2.3.3 SBAS 技术 |
| 2.3.3.1 SBAS 技术的原理 |
| 2.3.3.2 SBAS 技术腾冲火山区的应用 |
| 2.3.4 组合 PS、DS 的 InSAR 技术 |
| 2.4 本章小结 |
| 3 我国东北地区的现今地壳形变背景与长白山天池火山的近期活动特征 |
| 3.1 我国东北地区的现今地壳形变背景 |
| 3.1.1 我国东北地区的现今地壳水平形变特征 |
| 3.1.2 我国东北地区的现今地壳垂直形变特征 |
| 3.1.2.1 我国东北地区一等水准资料情况 |
| 3.1.2.2 水准资料处理方法 |
| 3.1.2.3 我国东北地区长期垂直形变速率场特征分析 |
| 3.1.2.4 垂直形变速率结果的可靠性分析 |
| 3.2 长白山天池火山的近期异常与活动性 |
| 3.2.1 地震活动性异常 |
| 3.2.2 地表形变异常 |
| 3.2.3 流体地球化学异常 |
| 3.3 本章小结 |
| 4 利用 PSInSAR 技术监测长白山天池火山地表形变 |
| 4.1 SAR 影像介绍 |
| 4.2 PSInSAR 数据处理与结果 |
| 4.2.1 PSInSAR 数据处理软件简介 |
| 4.2.2 长白山天池火山地区地表形变时间序列 |
| 4.3 PSInSAR、水准测量结果的对比分析 |
| 4.4 基于 PSInSAR 形变场的岩浆房参数反演 |
| 4.4.1 Mogi 点源模型简介 |
| 4.4.2 基于 Mogi 模型的长白山天池火山岩浆房参数反演 |
| 4.5 讨论 |
| 4.6 本章小结 |
| 5 利用卫星热红外遥感技术监测长白山天池火山活动性 |
| 5.1 热红外遥感技术的原理 |
| 5.2 卫星热红外遥感技术监测火山活动的可行性 |
| 5.3 卫星热红外遥感技术用于火山活动性监测的可用数据源 |
| 5.4 卫星热红外遥感技术监测火山活动性的技术手段的建立 |
| 5.4.1 基于 TM/ETM 卫星影像的覃志豪单窗算法 |
| 5.4.2 基于 ADE 的温度/比辐射率分离算法（ASTER） |
| 5.4.3 两种算法的精度与可靠性分析 |
| 5.5 利用卫星热红外遥感技术监测长白山天池火山的活动性 |
| 5.5.1 遥感数据处理 |
| 5.5.2 热红外遥感监测结果与分析 |
| 5.5.2.1 长白山天池火山地区地表温度场分布特征 |
| 5.5.2.2 长白山天池火山区火山活动热异常引起的温度提取与分析 |
| 5.5.3 讨论 |
| 5.6 本章小结 |
| 6 长白山天池火山 2002‐2006 年岩浆扰动机理探讨 |
| 6.1 汪清 m_b7.2 深震触发长白山天池火山的异常扰动？ |
| 6.2 太平洋板块向欧亚大陆俯冲活动加剧？ |
| 6.3 本章小结 |
| 7 基于 InSAR 技术研究火山喷发前岩浆存储与运移过程 |
| 7.1 Kizimen 火山构造背景与喷发历史简介 |
| 7.2 Kizimen 火山 2010 年喷发前 InSAR 形变场分析 |
| 7.3 InSAR 形变场模拟与岩浆源参数反演 |
| 7.4 Kizimen 火山 2010 年喷发事件的岩浆动力机制探讨 |
| 7.5 本章小结 |
| 8 结论 |
| 8.1 论文的主要结论 |
| 8.2 论文的创新点 |
| 8.3 论文存在的问题与进一步研究方向 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 在学期间发表文章 |
| 在学期间参加与论文有关的科研项目 |
| 附录 |
| 1 引言 |
| 2 地质背景 |
| 3 样品采集和分析测试 |
| 3.1 样品采集 |
| 3.2 样品常规组分分析 |
| 3.3 样品同位素组分分析 |
| 4 分析结果 |
| 4.1 氦同位素组成的大气污染校正 |
| 4.2 氦同位素组成的源区百分比计算 |
| 4.3 氦同位素比值空间分布 |
| 4.4 氦同位素比值随时间的变化 |
| 5 讨论 |
| 5.1 幔源氦释放与火山岩分布的关系 |
| 5.2 幔源氦释放与相对地热梯度的关系 |
| 5.3 幔源氦释放与深部探测结果的关系 |
| 5.4 构造和岩浆活动意义 |
| 5.5 腾冲火山目前活动性探讨 |
| 6 结论 |
| 摘要 |
| Abstract |
| 引言 |
| （一） 本论文研究的目的和意义 |
| （二） 关于氦同位素示踪 |
| 1、氦同位素示踪研究 |
| 2、氦同位素数据的矫正和源区比例计算 |
| 3、氦同位素在火山活动研究中的应用 |
| （三） 关于温泉水化学地质温标 |
| （四） 关于CO_2-CH_4气体分子对碳同位素地质温标 |
| （五） 关于腾冲火山研究 |
| 1、地质背景 |
| 2、腾冲火山研究回顾 |
| 3、前人对腾冲火山及其活动性的认识 |
| （六） 本论文拟解决的科学问题 |
| 第一章、研究思路、技术路线和内容 |
| （一） 总体思路 |
| （二） 原理 |
| （三） 技术路线 |
| （四） 研究内容 |
| 1、研制防大气污染和具富集功能的取样器 |
| 2、计算腾冲火山区上地壳的相对地热梯度 |
| 3、腾冲火山区上地壳温度场的空间分布特征研究 |
| 4、氦同位素样品采集、分析测试及计算 |
| 5、腾冲火山区幔源物质释放的时空分布特征研究 |
| 6 CO_2和CH_4气体样品采集、分析测试和岩浆温度计算 |
| 7、岩浆的存在及其活动性的综合分析研究 |
| 8、腾冲火山孕育喷发的成因机制模型 |
| 第二章、腾冲火山区上地壳温度场研究 |
| （一） 火山岩浆分布与温泉的关系 |
| （二） 温泉地球化学资料及选取 |
| （三） 相对地热梯度 |
| 1、相对地热梯度概念 |
| 2、相对地热梯度计算 |
| 3、最可能的相对地热梯度数据的选取 |
| 4、相对地热梯度数据的空间插值 |
| （四） 讨论 |
| 1、相对地热梯度异常区域 |
| 2、与地壳速度结构的关系 |
| 3、与地壳电性结构的关系 |
| 4、与幔源物质释放的关系 |
| 5、与地壳形变的关系 |
| 6、与地震活动的关系 |
| （五） 本章小结 |
| 第三章、防大气污染和具有富集功能气体取样器的研制及改进 |
| （一） 前言 |
| （二） 系统组成及各部分作用 |
| 1、集气罩 |
| 2、观察室 |
| 3、微量组分富集装置 |
| 4、储气装置 |
| 5、排气装置 |
| 6、气体样品转接装置 |
| 7、气样袋 |
| （三） 系统组装及采样方法 |
| 1、系统排气 |
| 2、气体富集 |
| （四） 本章小结 |
| 1、采样过程中应该注意的问题 |
| 2、本装置的优点 |
| 第四章、三期地球化学观测结果 |
| （一） 2003 年第一期地球化学观测结果 |
| （二） 2004 年第二期地球化学观测结果 |
| （三） 2006 年第三期地球化学观测结果 |
| 第五章、腾冲火山区幔源物质释放强度研究 |
| （一） 氦同位素示踪原理 |
| （二） 数据获取与计算方法 |
| （三） 2003 年第一期地球化学观测数据显示的幔源物质释放强度 |
| （四） 2004 年第二期地球化学观测数据显示的幔源物质释放强度 |
| （五） 2006 年第三期地球化学观测数据显示的幔源物质释放强度 |
| （六） 20 年来幔源物质释放强度的变化趋势 |
| （七） 本章小结 |
| 第六章、三大岩浆囊现今温度研究 |
| （一） CO_2/CH_4分子对碳同位素地质温度计原理 |
| （二） CO_2/CH_4分子对碳同位素地质温度计计算公式的选择 |
| （三） 热海地区观测数据获得的岩浆囊温度 |
| （四） 腾冲火山区观测数据获得的岩浆囊温度 |
| （五） 本章小结 |
| 第七章、腾冲火山现今活动性综合研究 |
| （一） 腾冲火山区的现存岩浆囊 |
| （二） 腾冲火山的成因模型 |
| （三） 腾冲火山现今活动性 |
| 1、地壳形变 |
| 2、地震活动 |
| 3、幔源物质释放的持续增强 |
| 第八章、结论及问题 |
| （一） 主要结论 |
| （二） 主要创新点 |
| （三） 遗留问题与后续研究工作 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
