一、强余震活动的持续时间（论文文献综述）
文亚猛[1]（2021）在《青藏高原东北缘现代中小地震密集区与历史强震关系探讨》文中研究指明我国是一个具有悠久历史的文明古国,在悠久的历史文化中记载了极为丰富的地震史料,具有非常高的科学研究价值。我国老一辈历史地震学家曾经对大量的地震史料进行分析和考证,确定了许多历史地震的基本参数,并编撰了我们现在正使用的地震目录。这些地震目录在地震科研中发挥了极为重要的作用,但是由于受到时间久远和史料记载详略程度不同的影响,在现有的地震目录中还存在不少参数尚不明确的历史地震。多年来,有关学者一直在探索如何更加科学合理地确定历史地震重破坏区范围、震级等基本参数的方法,检验是否存在历史地震位置明显偏差或遗漏等相关问题。随着现代地震台网建设的发展,人们能获得的小震活动性资料越来越多。据此,王健等提出了小震活动的网格点密集值方法,该方法将地震活动性资料与历史地震研究相结合,很好地弥补了历史地震研究仅靠零散史料考证和野外地质现象佐证的不足。青藏高原东北缘是青藏块体向北东方向挤压扩展的最前缘,该地区活动断裂众多,构造变形强烈,因其构造部位不同和力学机制的差异而形成了性质不同的活动构造区。该地区历史及现代强震活动频繁,是我国地震灾害的多发区,历史上曾发生十余次7级以上大地震,仅8级地震就达5次,包括1654年天水南8级地震、1739年平罗8级地震、1879年武都南8级地震、1920年海原8.5级地震和1927年古浪8级地震等。本文将利用网格点密集值方法对历史及现代地震丰富的青藏高原东北缘地区进行研究,按照其构造属性的不同将青藏高原东北缘地区分成走滑构造区、逆走滑构造区和逆冲构造区分别讨论其历史强震与现代中小地震密集区的关系。进而分析讨论网格点密集值方法在青藏高原东北缘地区的适应性和使用条件。论文通过网格点密集值方法对青藏高原东北缘地区三种不同构造属性地区（甘东南走滑构造区、青藏高原东北隅逆走滑构造区和祁连山中西段逆断裂构造区）的历史强震与现代中小震活动密集区关系进行了深入探讨和综合分析,主要得出以下几点认识:1、本文通过网格点密集值方法对青藏高原东北缘地区现今中小地震的计算,将其划分成若干个密集区并与历史强震重破坏区进行对比分析发现,大多数历史强震区都有密集区相对应,表明该方法对研究历史强震区的地震活动及其持续时间是有效的。2、研究区内共发生过6级以上地震89次。通过对历史强震与小震密集区对应关系的综合分析表明,历史强震震级越大,其小震密集活动持续时间越长。统计得到历史强震震级（M）与密集区持续时间（T）符合如下规律:=4.7×10-7×10.88。3、研究发现由于部分历史强震距今时间过长,其应力已经调整完毕,在其周围不存在小震密集活动区,成为小震活动空区。4、研究中发现部分小震密集区没有历史强震相对应。通过对相应资料的综合分析,认为这类密集区位于采矿区附近,可能受到采矿活动的影响,也可能为历史强震遗漏区,或受到断裂活动增强的影响,其未来大震风险值得关注。5、研究中发现在多次历史地震集中分布区,采用小震密集值方法难以识别同一个密集区中早期历史强震的持续时间,这是本方法的局限性。
马玉虎[2]（2020）在《回顾：青海玉树7.1级地震应急会商和序列趋势研判》文中指出2010年4月14日05时39分,玉树藏族自治州玉树县发生4.7级地震。震情就是命令,收到信息后时任预报中心负责人立即发出紧急会商指令,预报人员立即从城市四面八方紧急赶赴青海省地震局办公大楼。6点30分全体人员已投入到震情跟踪分析和会商资料准备工作中,7点整召开紧急会商会,结合以往
李利波,付虹,李琼,何德强[3]（2019）在《滇东北地区地震弱活动前兆异常特征研究》文中进行了进一步梳理以鲁甸MS6.5地震震中附近的鲁甸大坪子泉水氡、水质观测资料为基础,通过对其地震前后的异常特征进行差异性对比,分析认为震前地震活动丛集,水氡、水质异常持续时间较长,幅度较大,表现为破年变异常现象;震后为小震群弱活动,水氡、水质异常幅度相对较小,持续时间较短,多次出现同步转折,表现为介质弱化区的前兆异常特征。从水样测试结果, GNSS位移观测资料、 GPS时间序列曲线及地震活动性等方面分析了鲁甸水氡、水质的异常机理,认为鲁甸的水质离子组分群体异常,与区域的变形活动有关,局部应力的不断积累,加剧了地下深部物质活动及构造活动;近期的同步转折现象属于介质弱化区应力调整状态下的前兆异常。
李水平[4]（2019）在《喜马拉雅造山带现今地壳变形：GPS观测与模拟解释》文中研究说明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。
刘淑君[5]（2019）在《川滇地区MS6.5及以上大地震地震序列研究》文中指出大地震发震前后的地震活动可以很好地反映出地震周期中断层累积和释放构造应力的过程,故其一直以来都是地震学研究的热门方向。许多研究结果表明,大地震震源附近常伴有明显的前震或余震活动,透过前、余震序列的时空演化过程可以为解释某些断层活动现象提供良好的观测证据,例如震前成核过程、震后蠕滑、断层深部滑移等现象。本研究对川滇地区2009年后MS 6.5及以上的大地震事件进行前震和余震序列活动分析。首先利用匹配滤波技术对2013年四川芦山MS 7.0地震、2014年云南鲁甸MS 6.5、景谷MS 6.6和2017年四川九寨沟MS 7.0地震进行地震目录完善。根据中国地震台网中心提供的主震震前约五年至震后两年的地震目录进行模板挑选,随后对四个主震发震前、后各3个月的连续波形数据进行遗漏地震事件扫描,新检测地震数量较原始地震目录提升近3150倍。并引用现有文献的重定位地震震源位置进行替换,除景谷地震外,其他重定位地震比例均可达到50%,这为构建更为精细的地震序列时空演化过程提供了良好的数据基础。通过使用完善后的地震目录进行地震活动序列的统计分析与时空演化过程的构建,本研究发现如下前、余震活动特征:（1）地震序列在时间和空间上分布不均匀,大多数地震及其累积地震矩主要分布在主震震源附近,地震活动性随着震中距增加而降低。芦山、鲁甸和九寨沟地震序列均位于体波波速变化较大的区域且在高速侧,说明地震序列分布形态可能受到地下介质不均匀性的影响;然而景谷地震序列位于低体波波速区域,可能与地壳高度破碎及断层或微裂隙中有流体存在相关。（2）主震震前约一个月内,芦山、景谷和鲁甸研究区的时变b值分布呈下降趋势,表明区域应力增加;然而,九寨沟研究区的b值迅速增大且相应的地震活动没有明显变化,本文推测可能是由于地震数量较少导致b值计算不稳定。（3）四个研究区的前震序列均可在对数时间轴下观测到沿断层走向或倾向朝向主震震源的明显的聚集现象。同时,芦山和鲁甸研究区存在非强震引起的地震群活动;景谷和九寨沟研究区中观察到一些前震的波形相似度很高,说明在同一断层小破裂区域上存在前震的重复破裂。这些结果表明前震序列是发生在主震破裂区域附近的无震滑移。（4）主震破裂后,四个研究区的余震序列均远离主震震源沿断层走向和倾向扩散迁移,余震频数沿松弛时间遵循大森衰减规律逐渐衰减,相应地震震级也逐渐降低。这些结果说明震后蠕滑是余震序列发生的主要因素。综合这些研究结果,可以推测四个目标地震事件的前震活动更符合震前滑移模型,即震源区的无震滑移过程,前震聚集反映了应力不断向主震初始破裂点传递的过程。余震序列远离主震的扩散迁移反映了主破裂区周边的震后蠕滑过程,余震迁移速率主要受控于断层摩擦参数和应力变化。
徐昊,孙玉军,吴中海[6]（2018）在《岩石圈结构对大地震震后形变的影响——以1976年唐山大地震和2001年昆仑山大地震为例》文中研究说明大地震发生之后通常会诱发一系列的余震序列,对比1976年MS7.8唐山大地震和2001年MS8.1昆仑山大地震周边区域的地震事件可以看出,唐山大地震余震活动时间要明显长于昆仑山大地震余震活动时间.余震序列往往与震后形变密切相关,而影响震后形变的因素不仅与地震发震断层和震级有关,同时与岩石圈的结构有关.考虑到唐山大地震的发震区华北地块和昆仑山大地震的发震区青藏高原有着较大的岩石圈结构差异,本文采用PSGRN/PSCMP软件计算了岩石圈分层模型的大地震同震和震后形变,分析了地壳弹性模量、弹性厚度以及黏滞性系数对同震和震后形变的影响,进而讨论了影响唐山地震和昆仑山地震余震序列差异的原因.计算结果显示,震后形变会在黏弹性效应的作用下逐渐调整,震后形变的持续时间与地壳弹性模量、地壳弹性厚度和下地壳黏滞性系数有关.上地壳和下地壳弹性模量越大,震后形变达到稳定值的时间越短,弹性模量对震后形变稳定值影响很小.地壳弹性厚度越大,震后形变达到稳定值的时间越短,当断层面底端深度小于地壳弹性厚度时,地壳弹性厚度的增加会引起震后形变稳定值的减小;下地壳厚度对震后形变达到稳定值的时间和稳定值基本无影响.下地壳黏滞性系数越大,震后形变达到稳定值的时间越长,反之亦然.结合唐山地震区的华北地块和昆仑山地震的青藏高原深部结构发现,两者之间的上地壳弹性模型差别不大,唐山地震区地壳弹性厚度略大于昆仑山地震区,但昆仑山地震区下地壳黏滞性系数明显低于唐山地震区.这些因素均决定了昆仑山地震的震后形变持续时间短（余震时间序列短）而唐山地震的震后形变持续时间长（余震时间序列长）.由此可见,岩石圈结构差异可能是导致唐山地震和昆仑山地震余震序列差异的主要因素之一.
徐昊[7]（2018）在《岩石圈结构对陆内大地震同震和震后形变的影响》文中提出大地震触发前区域会经历一段时间的构造加载而引起地表形变发生变化,当地震发生时会在很短的时间内形成较为明显的同震破裂,而主震结束后较长的时间里岩石圈粘弹性层仍会以粘性松弛的方式形成震后形变。余震序列往往与震后形变密切相关,而影响震后形变的因素不仅与地震发震断层和震级有关,同时与岩石圈的结构有关。大陆岩石圈结构在横向和垂向上都会存在较大的差异,地震作为地球内部运动和能量调整的一种方式,不同的岩石圈结构对地震形变的各个阶段影响不同。研究表明龙门山断裂带两侧岩石圈结构存在明显的横向不均匀性,唐山大地震余震活动时间明显长于和昆仑山大地震余震活动使我们进一步考虑岩石圈结构垂向不均匀性对同震和震后形变的影响。通过ABAQUS有限元软件的二维粘弹塑性模型和PSGRN/PSCMP程序的半无限空间分层模型分别研究了上地壳弹性模量、上地壳弹性厚度和中下地壳粘滞性系数对地震形变的影响。综合两者的计算结果,可以发现一些共性:上地壳弹性模量越大,同震形变量越大,震后形变达到稳定的时间越短,;上地壳厚度越大,震后粘性松弛引起的形变量越小;中下地壳粘滞性系数越大,粘性松弛时间越长,松弛形变速率越小。断层倾角主要影响地震的同震形变的样式和大小,低倾角断层的水平和垂直变形量均大于高倾角断层,高倾角断层会在断层附近形成凹陷区,铲型断层既具有较大的垂直同震变形,又会形成类似高角度断层的凹陷区。以山东郯城1668年大地震为例,以前人地表形变调查结果为约束,利用弹性位错理论获取了地震的同震破裂模型;在此基础上,基于粘弹性半无限分层模型计算了此次地震的同震和震后形变,同时设置发震断层为接收断层计算了区域库仑应力变化分布,讨论了当地幔取不同粘滞性系数时对地表形变和库仑应力变化的影响。计算结果表明,地震的发震断层具有右旋走滑兼逆冲的性质,同震位移量巨大且能量释放较彻底;同震的破裂造成震中郯城县西北、东北和南部区域库仑应力增大,而震后形变使得这些区域库仑应力进一步增加;震后形变以及库仑应力变化达到稳定的时间取决于粘滞性系数的大小,但最终的稳定数值基本一致。
史海霞,孟令媛,刘杰,李智超[8]（2015）在《三次8级以上大地震的余震活动特征分析》文中认为统计研究了2004年12月26日印尼苏门答腊MW9.0、2008年5月12日中国汶川MS8.0和2010年2月27日智利MW8.8三次大震后一个月内（特别关注24 h,15 d,30 d 3个时段）余震序列的时空强演化特征。结果显示,大震序列的时间和强度具有显着的分时段起伏特征,而余震频次呈现阶梯式衰减。大震后第12天内和第1317天余震强度最大,有可能发生最大余震,最大余震位于余震区端部的可能性较大,且利用震后3 h的余震可估计余震区范围。最后,讨论了强余震起伏时段以及最大强余震可能与固体潮调制具有相关性。
蒋海昆[9]（2010）在《5.12汶川8.0级地震序列震后早期趋势判定及有关问题讨论》文中提出详细叙述了5.12汶川8.0级地震后早期阶段的序列追踪及强余震预测过程,以期全面、如实地记录震后早期阶段的序列跟踪情况,尤其是在科学认识上的进展、反复、乃至错误.分序列类型判定、最大强余震震级估计、强余震活动持续时间、强余震可能发生地点及19～20日6～7级强余震预测等方面,对当时所依据的科学依据、所得结论、判定过程等进行简要归纳,并站在目前的角度对有关问题进行简单评述.
张国民,钮凤林,邵志刚,汪素云[10]（2010）在《中国大陆MS≥7.8大震的余震活动差异性特征及其成因研究》文中研究说明文章以20世纪60年代以来中国大陆发生的4次MS≥7.8大震,即1970年云南通海7.8级、1976年河北唐山7.8级、2001年青海昆仑山口西8.1级和2008年四川汶川8.0级地震为研究对象,探讨了8级左右巨大地震的余震活动及分类,并以流变模型讨论了序列类型差异性的物理力学成因。初步给出:①4次大震的余震序列可归为两种类型,即低活动序列类型和高活动序列类型;②余震的差异性特征与主震孕育过程密切相联,理论模型和实际震例资料均给出,余震活动持续时间长短与大震孕震时间长短之间呈正相关变化;③根据对汶川8.0级大震的研究,孕震区介质流变性和构造变形速率的高低可能是造成大地震余震序列差异性特征的重要原因。
二、强余震活动的持续时间（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、强余震活动的持续时间（论文提纲范文）
（1）青藏高原东北缘现代中小地震密集区与历史强震关系探讨（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 研究意义 |
| 1.4 研究内容与流程 |
| 1.5 论文总体框架和相应工作量 |
| 第二章 研究方法 |
| 2.1 网格点密集值法 |
| 2.2 图像的处理 |
| 2.3 地震重破坏区的选取 |
| 第三章 甘东南地区现代中小地震密集区与历史强震的关系探讨 |
| 3.1 甘东南活动断裂及地震活动概况 |
| 3.2 甘东南地区小震密集值分区与历史强震关系探讨 |
| 3.3 小结 |
| 第四章 青藏高原东北隅中小地震密集区与历史强震的关系探讨 |
| 4.1 青藏高原东北隅地区活动断裂及地震活动概况 |
| 4.2 青藏高原东北隅地区小震密集值分区与历史强震关系探讨 |
| 4.3 小结 |
| 第五章 祁连山中西部地区中小地震密集区与历史强震关系探讨 |
| 5.1 祁连山中西部地区活动断裂及地震活动概况 |
| 5.2 祁连山中西部地区小震密集值分区与历史强震关系探讨 |
| 5.3 小结 |
| 第六章 青藏高原东北缘小震密集区与历史强震关系讨论 |
| 6.1 青藏高原东北缘地区部分历史强震参数探讨 |
| 6.2 青藏高原东北缘地区密集区与历史强震关系讨论 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 论文研究特色和创新 |
| 7.3 未来工作展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（3）滇东北地区地震弱活动前兆异常特征研究（论文提纲范文）
| 引言 |
| 1 鲁甸观测泉介绍 |
| 2 鲁甸地震前兆异常特征 |
| 2.1 震前异常特征 |
| 2.2 震后异常特征 |
| 2.3 地震前后异常差异性 |
| 3 前兆机理分析 |
| 3.1 水样测试 |
| 3.2 周围观测资料 |
| 3.3 机理探讨 |
| 4 地震危险性分析 |
| 5 结论与讨论 |
（4）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 |
（5）川滇地区MS6.5及以上大地震地震序列研究（论文提纲范文）
| 作者简历 |
| 摘要 |
| abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题的目的及意义 |
| 1.2 选题的研究背景 |
| 1.3 区域地质背景 |
| 1.4 论文主要研究内容及创新点 |
| 1.5 论文组织结构 |
| 第二章 数据与方法 |
| 2.1 研究数据来源 |
| 2.1.2 地震台站及波形数据 |
| 2.2 研究方法 |
| 2.2.1 匹配滤波技术 |
| 2.2.2 地震矩计算 |
| 2.2.3 b值计算 |
| 第三章 研究结果 |
| 3.1 新地震目录及统计特征 |
| 3.1.1 新地震目录完善 |
| 3.1.2 地震频数-时间分布 |
| 3.1.3 地震震级-时间分布 |
| 3.1.4 地震频数-震级及时变b值分布 |
| 3.2 地震序列及地震矩时空演化 |
| 3.2.1 四川芦山M_S7.0 地震 |
| 3.2.2 四川九寨沟M_S7.0 地震 |
| 3.2.3 云南鲁甸M_S6.5 地震 |
| 3.2.4 云南景谷M_S6.6 地震 |
| 3.2.5 累积地震矩-时间分布 |
| 第四章 讨论 |
| 4.1 前震聚集及区域应力变化 |
| 4.2 余震迁移及触发机制 |
| 4.3 地震序列分布及构造意义 |
| 4.4 与欧亚板块边界大地震活动对比 |
| 第五章 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（6）岩石圈结构对大地震震后形变的影响——以1976年唐山大地震和2001年昆仑山大地震为例（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 研究方法 |
| 1.1 地震资料 |
| 1.2 计算方法 |
| 1.3 计算参数 |
| 2 结果分析 |
| 2.1 参考模型同震和震后形变 |
| 2.2 弹性模量E对形变的影响 |
| 2.3 地壳厚度T对形变的影响 |
| 2.4 黏滞性系数η对形变的影响 |
| 3 讨论 |
| 3.1 剖面AA′上形变 |
| 3.2 岩石圈结构参数的对比 |
| 3.2.1 弹性模量 |
| 3.2.2 地壳弹性厚度 |
| 3.2.3 黏滞性系数 |
| 4 结论 |
（7）岩石圈结构对陆内大地震同震和震后形变的影响（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 引言 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.2 地震形变理论 |
| 1.2.1 震后余滑 |
| 1.2.2 孔隙回跳 |
| 1.2.3 粘弹性松弛 |
| 1.3 研究方法 |
| 1.4 小结 |
| 第二章 有限元方法理论 |
| 2.1 弹性力学基本方程 |
| 2.2 虚功原理 |
| 2.3 有限元方法的分析过程 |
| 2.4 有限元软件ABAQUS简介 |
| 2.5 小结 |
| 第三章 岩石圈横向结构差异对地震形变的影响 |
| 3.1 研究背景 |
| 3.2 研究方法 |
| 3.2.1 模型设置 |
| 3.2.2 材料本构和控制方程 |
| 3.3 计算结果 |
| 3.3.1 震间以及同震地表位移 |
| 3.3.2 断层倾角对同震地表位移的影响 |
| 3.3.3 粘滞性系数对地表形变的影响 |
| 3.3.4 上地壳厚度对地表形变的影响 |
| 3.3.5 上地壳弹性模量对地表形变的影响 |
| 3.4 讨论 |
| 3.5 小结 |
| 第四章 岩石圈垂向结构差异对震后形变的影响 |
| 4.1 研究现状 |
| 4.2 研究方法 |
| 4.2.1 地震资料 |
| 4.2.2 计算方法 |
| 4.2.3 计算参数 |
| 4.3 结果分析 |
| 4.3.1 参考模型同震和震后形变 |
| 4.3.2 弹性模量E对形变的影响 |
| 4.3.3 地壳厚度T对形变的影响 |
| 4.3.4 粘滞性系数η对震后形变的影响 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 剖面AA'上形变 |
| 4.4.2 岩石圈结构参数的对比 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 1668年郯城M8.5级地震对周边地震活动性的影响 |
| 5.1 地震相关参数 |
| 5.1.1 震中位置 |
| 5.1.2 震源深度 |
| 5.1.3 发震断层的延伸与分布 |
| 5.1.4 同震位移大小 |
| 5.2 计算方法 |
| 5.3 计算结果 |
| 5.3.1 同震和震后形变 |
| 5.3.2 库仑应力变化 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 作者简历及攻读学位期间发表的学术论文与研究成果 |
（8）三次8级以上大地震的余震活动特征分析（论文提纲范文）
| 0引言 |
| 1三次大地震相关背景及序列概况 |
| 2 3次大地震的余震序列特征分析 |
| 2. 1震后24 h内强余震起伏特征 |
| 2. 2震后30 d内的余震衰减及强余震活动特征 |
| 2. 3震后30 d内强余震空间分布特征 |
| 3主震与最大强余震的调制特征 |
| 4结论 |
四、强余震活动的持续时间（论文参考文献）
- [1]青藏高原东北缘现代中小地震密集区与历史强震关系探讨[D]. 文亚猛. 中国地震局兰州地震研究所, 2021
- [2]回顾：青海玉树7.1级地震应急会商和序列趋势研判[J]. 马玉虎. 防灾博览, 2020(02)
- [3]滇东北地区地震弱活动前兆异常特征研究[J]. 李利波,付虹,李琼,何德强. 地震, 2019(03)
- [4]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)
- [5]川滇地区MS6.5及以上大地震地震序列研究[D]. 刘淑君. 中国地质大学, 2019(02)
- [6]岩石圈结构对大地震震后形变的影响——以1976年唐山大地震和2001年昆仑山大地震为例[J]. 徐昊,孙玉军,吴中海. 地球物理学报, 2018(08)
- [7]岩石圈结构对陆内大地震同震和震后形变的影响[D]. 徐昊. 中国地质科学院, 2018(07)
- [8]三次8级以上大地震的余震活动特征分析[J]. 史海霞,孟令媛,刘杰,李智超. 地震研究, 2015(04)
- [9]5.12汶川8.0级地震序列震后早期趋势判定及有关问题讨论[J]. 蒋海昆. 地球物理学进展, 2010(05)
- [10]中国大陆MS≥7.8大震的余震活动差异性特征及其成因研究[J]. 张国民,钮凤林,邵志刚,汪素云. 地震, 2010(04)