2010年Mw8.8 Maule地震震后形变三维粘弹性数值模拟
发布时间：2021-11-26 04:22
由于板块间的耦合作用,俯冲过程的能量部分被积蓄为弹性势能,并在超过板间断层的破裂极限时释放,产生板间大地震。由于俯冲作用的持续性,俯冲带大地震周期性的发生,而地下结构会因大地震的应力扰动产生粘弹性形变响应。这部分效应可能是由于俯冲带不同区域、不同性质的物质对大地震产生的响应叠加形成的。前人对俯冲带的研究中认为控制俯冲带地震周期形变的主要动力学过程包括上地幔粘弹性应力松弛效应、断层面震后余滑效应、断层面闭锁效应、孔隙回弹效应等。反之,通过对大地震震后变形的深入研究,可以进一步了解震后动力学过程,并且更好的约束俯冲带流变结构和性质。2010年在Nazca板块与南美板块交界的南美俯冲带上,发生了 Mw8.8智利Maule地震,是自1960年Mw9.5大地震后该区域震级最大的地震。本研究希望结合其它俯冲带地震最新研究成果以及南美俯冲带前人相关研究,通过建立更完善的三维有限元模型,对Maule大地震震后形变开展深入研究,对该地震的震后各部分动力学效应进行综合模拟,确定该俯冲带区域上地幔的流变学参数和震后余滑的时空演化。近几十年来发展起来的GPS等大地测量技术可以记录震前及震后高精度的、连续的位移...
【文章来源】：中国科学技术大学安徽省 211工程院校 985工程院校
【文章页数】：56 页
【学位级别】：硕士
【部分图文】：
图１．１所示，三个变形时期??接续变化，分别有不同的主导效应
?；?第１章引言???ａ?Ｓｕｍａｔｒａ?ｂ?Ｃｈｉｌｅ?ｃ?Ｃａｓｃａｄｉａ??，，？＇?＇?￣ｒ１?１?；?１?１?ｊ３５。ｓｆｒ—二」々〇；〇二５０。Ｎｒ，ｖ＾＃?ｒ＇．：ｒｖ?，！?；?＇＜??ｐＷ??Ｒ＿１??００°?Ｅ?７５°?Ｗ?７０。ｗ?１２５°?Ｗ?１２０°?Ｗ??图１．２三个处于地震周期中不同阶段的俯冲带（引自Ｗａｎｇ等，２０１２）??类似于余震，大地震后在断层面上仍然有持续的滑移在进行，但又与余震不??同的是，这部分滑移是无震的，在地震波形图上没有记录，但确实影响了震后形??变常一般认为震后余滑与包括俯冲带断层面上的ａｓｐｅｒｉｔｙ和随俯冲进入深部的??沉积物在内的等诸多因素有关。以上这些因素可以在摩擦准则中得以体现，一般??认为孕震区是速度弱化区，而震后余滑分布可能在同震没有破裂的速度强化区。??有许多实验研宄都试图量化断层面的摩擦参数以帮助理解孕震过程和地震??周期，但对这个问题的物理解释还存在分歧。Ｄｉｅｔｅｒｉｃｈ等（?１９７８；?１９７９）提出两??个滑动面之间真正的固？固接触面积导致了摩擦系数与速率或状态相关。在低滑??移速率或总体滑移为零的情况下，由于现有接触点受压蠕变，实际接触面积会增??力口。而在滑动速率增大时，实际的的接触面积也会增大，剪切阻力增大。在新的??速度下，剪切阻力向新的稳态演化，具有新的稳态接触面积。当较高速度的稳态??接触面积较大时，速度增强发生，而较高速度的稳态接触面积较低时，速度减弱。??对速度－状态相关的摩擦准则也有基于实际材料的解释，如热分解等（Ｈａｎ等，??２０１３）。热分解是指化合物在高温下分解为更简单的化合物的反应。其
压力会随着同震压??力的变化而变化，在压缩区域增加，而在扩张区域减校在地震之后，流体又将??从高压区迁移到低压区域。这样就导致了称之为孔隙回弹的地表变形效应（图??１．３）。孔隙回弹是一个与时间相关的过程，其回弹速率受流体粘度和岩石渗透率??等因素控制。??｜＿＿＿??Ｉ■—?｜—＂?＾?１—??１４０Ｅ?１４２＇Ｅ?１４４＇Ｅ?１４０’Ｅ?１４２Ｅ?１４４Ｅ?１４０Ｅ?１４２Ｅ?１４４＊Ｅ??－１０?０?１０??Ｖｅｒｔｉｃａｌ?（ｃｍ）??图１．３?２０１１年Ｔｏｈｏｋｕ地震后上地壳的孔隙回弹效应模拟（引自Ｈｕ等，２０１４）??（ａ）孔隙回弹只在大陆地壳上方６?ｋｍ发生（ｂ）孔隙回弹只在海洋地壳上方１６?ｋｍ发生??（ｃ）孔隙回弹在大陆地壳和海洋地壳中都发生??如上所述，我们需要根据近年来的新发现对纳斯卡－南美俯冲带的三维粘弹??性结构进行进一步的研究，而被地表ＧＰＳ台网记录到的２０１０年Ｍｗ８．８?Ｍａｕｌｅ地??震引发的震后形变数据为确定此区域的流变学结构提供了良好的约束。??１．２?２０１０年Ｍａｕｌｅ地震研究背景及研究目的??如图１．４所示，纳斯卡板块以６６?ｍｍ／ｙｒ的速率向南美板块下俯冲，积累的??５??
【参考文献】：
期刊论文
[1]Layering of subcontinental lithospheric mantle[J]. Ling Chen. Science Bulletin. 2017(14)
本文编号：3519387
【文章来源】：中国科学技术大学安徽省 211工程院校 985工程院校
【文章页数】：56 页
【学位级别】：硕士
【部分图文】：
图１．１所示，三个变形时期??接续变化，分别有不同的主导效应
?；?第１章引言???ａ?Ｓｕｍａｔｒａ?ｂ?Ｃｈｉｌｅ?ｃ?Ｃａｓｃａｄｉａ??，，？＇?＇?￣ｒ１?１?；?１?１?ｊ３５。ｓｆｒ—二」々〇；〇二５０。Ｎｒ，ｖ＾＃?ｒ＇．：ｒｖ?，！?；?＇＜??ｐＷ??Ｒ＿１??００°?Ｅ?７５°?Ｗ?７０。ｗ?１２５°?Ｗ?１２０°?Ｗ??图１．２三个处于地震周期中不同阶段的俯冲带（引自Ｗａｎｇ等，２０１２）??类似于余震，大地震后在断层面上仍然有持续的滑移在进行，但又与余震不??同的是，这部分滑移是无震的，在地震波形图上没有记录，但确实影响了震后形??变常一般认为震后余滑与包括俯冲带断层面上的ａｓｐｅｒｉｔｙ和随俯冲进入深部的??沉积物在内的等诸多因素有关。以上这些因素可以在摩擦准则中得以体现，一般??认为孕震区是速度弱化区，而震后余滑分布可能在同震没有破裂的速度强化区。??有许多实验研宄都试图量化断层面的摩擦参数以帮助理解孕震过程和地震??周期，但对这个问题的物理解释还存在分歧。Ｄｉｅｔｅｒｉｃｈ等（?１９７８；?１９７９）提出两??个滑动面之间真正的固？固接触面积导致了摩擦系数与速率或状态相关。在低滑??移速率或总体滑移为零的情况下，由于现有接触点受压蠕变，实际接触面积会增??力口。而在滑动速率增大时，实际的的接触面积也会增大，剪切阻力增大。在新的??速度下，剪切阻力向新的稳态演化，具有新的稳态接触面积。当较高速度的稳态??接触面积较大时，速度增强发生，而较高速度的稳态接触面积较低时，速度减弱。??对速度－状态相关的摩擦准则也有基于实际材料的解释，如热分解等（Ｈａｎ等，??２０１３）。热分解是指化合物在高温下分解为更简单的化合物的反应。其
压力会随着同震压??力的变化而变化，在压缩区域增加，而在扩张区域减校在地震之后，流体又将??从高压区迁移到低压区域。这样就导致了称之为孔隙回弹的地表变形效应（图??１．３）。孔隙回弹是一个与时间相关的过程，其回弹速率受流体粘度和岩石渗透率??等因素控制。??｜＿＿＿??Ｉ■—?｜—＂?＾?１—??１４０Ｅ?１４２＇Ｅ?１４４＇Ｅ?１４０’Ｅ?１４２Ｅ?１４４Ｅ?１４０Ｅ?１４２Ｅ?１４４＊Ｅ??－１０?０?１０??Ｖｅｒｔｉｃａｌ?（ｃｍ）??图１．３?２０１１年Ｔｏｈｏｋｕ地震后上地壳的孔隙回弹效应模拟（引自Ｈｕ等，２０１４）??（ａ）孔隙回弹只在大陆地壳上方６?ｋｍ发生（ｂ）孔隙回弹只在海洋地壳上方１６?ｋｍ发生??（ｃ）孔隙回弹在大陆地壳和海洋地壳中都发生??如上所述，我们需要根据近年来的新发现对纳斯卡－南美俯冲带的三维粘弹??性结构进行进一步的研究，而被地表ＧＰＳ台网记录到的２０１０年Ｍｗ８．８?Ｍａｕｌｅ地??震引发的震后形变数据为确定此区域的流变学结构提供了良好的约束。??１．２?２０１０年Ｍａｕｌｅ地震研究背景及研究目的??如图１．４所示，纳斯卡板块以６６?ｍｍ／ｙｒ的速率向南美板块下俯冲，积累的??５??
【参考文献】：
期刊论文
[1]Layering of subcontinental lithospheric mantle[J]. Ling Chen. Science Bulletin. 2017(14)
本文编号：3519387
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