一、2001年2月23日四川省雅江—康定6.0级地震宏观烈度考察及发震构造背景刍议（论文文献综述）
高帅坡[1]（2021）在《川西北次级块体内部及其西边界断裂的晚第四纪活动习性》文中研究说明青藏高原及其周缘地区是我国大陆现今构造变形和强震活动最为复杂的地区之一,其变形模式一直是地质学研究的热点。“刚性块体”与“连续变形”两个认识迥异、最具代表性的模式被广为关注。块体运动是我国大陆现今变形的主要特征,控制着我国绝大多数的强震活动。活动块体的层次性和分级性可以看做是“刚性块体”与“连续变形”模式相互耦合的一种地质学方式,活动地块的精细划分使得地质学上的“刚性活动块体”在尺度上越来越小,其变形模式越来越能代表局部变形的特征,使区域变形逐渐弥散化,并向“连续变形”靠拢。块体内部断裂的活动强度及频度是评判活动块体类别及能否进一步进行分级的重要依据。从强震分布来看,我国大陆约14%的7级及以上强震、10-40%的6-6.9级地震就发生在块体内部的活动构造带上。青藏地块区次级块体内部的一些断裂有很强的活动性。近期发生的青海玛多7.4级地震就可能受控于巴颜喀拉块体内部的玛多-甘德断裂,也提醒我们应加强对活动块体内部断裂的研究。青藏高原东南缘地区是青藏高原现今变形最复杂的地区,也是活动块体和块体内部次级活动断裂非常发育的地区。川西北次级块体是青藏高原东南缘的一个III级活动块体,其边界断裂带及其内部的理塘断裂带、玉农希断裂全新世以来活动强烈,块体内部发生过如1948理塘7.3级地震等多次6级以上强震,是研究次级断裂及其区域作用的理想场所。本文以川西北次级块体内部的理塘断裂、玉农希断裂以及西边界的巴塘断裂为研究对象,通过影像解译、摄影测量、地质调查、古地震研究等技术方法,获得了这些断裂的古地震序列,并结合断裂的几何特征、运动性质等,建立了目标断裂的大震破裂行为。在此基础上,探讨了研究区块体活动与断裂之间的相互响应关系及其变形模式。论文主要获得了以下认识:（1）厘定了理塘断裂带现存地震地表破裂与历史地震的关系。1948年理塘7.3级地震同时破裂了理塘段及康嘎-德巫段,破裂总长度约76km,最大同震位错3.1m。理塘段及康嘎-德巫段之间存在扎嘎山非永久性分段边界,这两段均具有独立的破裂能力且全新世以来至少发生过3次级联破裂事件。毛垭坝盆地北缘段地表破裂则可能是1729年历史地震的产物。（2）建立了理塘断裂带大震复发行为的断层破裂旋回模型。全新世以来理塘断裂带上的3个大的断层破裂旋回显示了理塘断裂带上破裂事件的非特征破裂行为,在理塘断裂带上表现出持续的沿破裂的迁徙特征,各个段落上的破裂次数大致相同以保持应力的均匀释放。古地震揭示的理塘断裂带上三次断层破裂旋回的时间跨度从约6000年迅速缩减为1800年再到520年,与各探槽揭露的古地震特征基本一致,表明理塘断裂带进入全新世以来活动在持续增强。（3）获得了巴塘断裂的古地震序列。揭示其在全新世早期整体上表现出较弱的活动性,但进入公元元年以来活动加剧,进入丛集阶段,复发间隔缩短至约830年。（4）获得了玉农希断裂的古地震序列。证实其晚更新世晚期复发周期较长,全新世以来活动加速且可能遵循准周期复发模型,大震复发间隔约2000-2500年,且目前离逝时间已2600余年,未来地震危险性值得关注。（5）川西北次级块体内部理塘断裂带和鲜水河断裂带、巴塘断裂带的全新世破裂行为基本保持一致,且次级块体内部存在主压应力方向的偏转,块体边界各断裂的运动性质表现出较大的差异。川西北次级块体的不均匀运动及局部的不均匀变形反映川西北次级块体可以分为更小的活动地块,即北东侧的雅江地块及南西侧的中甸地块。这意味着川滇块体已被分割成了更多、更小的活动地块,青藏高原东南缘地区的构造变形更加趋于“分布式”展布,连续变形模型可能更能代表青藏高原东南缘地区的主体变形模式。
夏朝旭[2]（2020）在《基于实地调查的地震人员死亡致死性评估技术研究》文中研究说明地震由于其突发性、不可预测性和造成的破坏及损失的巨大性,是威胁人类生命财产安全和造成损失的最主要的自然灾害之一。我国地震呈现出了频度高、强度大、震源浅、分布广的特点,造成的人员伤亡和财产损失也更加严重。地震人员死亡评估方法的研究在地震应急救援中发挥着重要作用,也是地震灾害风险评估的重要组成部分。目前地震人员死亡评估方法主要分为基于建筑物易损性和基于地震动参数2类。其中基于建筑物易损性的方法对于建筑基础资料要求严格且准确,造成评估结果存在一定的限制,而基于地震动参数方法大多基于一定数量或者区域范围内的地震数据构建模型,造成了模型方法的区域局限性明显。本研究的目的是通过对大量野外实地调查和历史震例数据的统计拟合分析,提出致死性水平的概念,构建致死性水平矩阵及基于矩阵的人员死亡评估模型,以及实地调查的致死性水平计算方法,提高评估结果的准确性和方法的可推广性,能够为震前预评估、风险评估和震后的快速评估提供理论和技术支撑。目前主要进展包括以下几个方面:（1）提出致死性水平概念。所谓致死性是区域中各种可能导致震后人员死亡因素的综合可能性或者水平。描述致死性的最好指标,是地震导致的人员死亡率,每次地震的各种致死因素所导致的结果都被综合反映在了灾区人员死亡率上,特别是分烈度的人员死亡率。致死性水平从高到低,对应着建筑物损毁后致人死亡的可能性从大到小、次生灾害导致人员死亡的可能性从大到小、救灾救援交通条件的从差到好等。（2）构建致死性矩阵。基于历史地震中分烈度死亡率数据拟合结果的分组特征,发现历史震例的分组现象,基于大量的野外调查经验的结果,以及对于标志性震例的认定,发现历史震例的分组并不是基于空间分布位置的分组,而是与每个震例分组所反映出的人员死亡率和致死性水平有关。按照历史震例的分组特征,结合±50%的误差要求,将致死性水平分为了A-K的11个等级,并对每一级致死性水平的区间范围进行了定义,结合震例分组中的历史地震的真实死亡率,并以标志性地震作为制约,将每一个烈度的人员死亡率划分为了11个分隔区间,每一个震例分组对应一个致死性水平等级,也对应一组分烈度人员死亡率的分组。基于这种对应关系,构建了基于致死性水平等级和分烈度人员死亡率的矩阵,将全国范围划分为了11个等级区间,每一个等级对应一组VI-XI度的人员优势死亡率数据。（3）构建基于致死性矩阵的人员死亡评估模型。基于致死性水平等级对应的各烈度人员死亡率,在确定区域致死性等级的情况下,结合等级下各个烈度的人口数量和时间调整系数来进行人员死亡数量的快速评估,并从历史震例和实际应用两个角度验证了本文提出的评估模型的有效性和实用性。（4）开展实地调查中致死性水平的方法研究。通过对历史地震数据的计算,同时结合大量的野外调查经验,确定每种建筑物类型的致死性水平区间范围,并在此区间范围值的基础上,基于不同建筑物类型影响因素的种类和权重比例,以及区域致死性水平影响因素种类和权重比例,构建了实地调查中致死性水平的计算方法。（5）结合地震灾害损失预评估工作内容,论述了本文提出的相关模型在预评估等实际调查工作中的应用研究。构建了实地调查中不同行政级别致死性水平的计算模型,能够为实地调查工作方法提供理论支撑。本研究的主要结论包括以下几个方面:（1）通过对历史震例死亡率的研究发现,相邻烈度人员死亡率一般相差3-16倍之间,均值在10倍左右,存在指数关系,通过对分烈度人员死亡率的拟合分析,发现历史地震的分组特征,位于不同区域的震例,可能位于同一分组内,即有些相距遥远的地震区域可能会表现出相近的分烈度人员死亡率;同组内不同震例死亡率的变化率小于50%,而相邻区域的震例却可能位于不同的分组中,即一些相邻区域的地震的分烈度人员死亡率可能会出现较大差别,历史震例死亡率不能随意引用。（2）通过理论分析结合实地调查经验,发现历史震例分组特征代表的是人员死亡率分隔区间,指示的是区域致死性水平的不同。位于同一省份的不同震例的人员死亡率可能出现较大差别,说明即使同省份的相邻区域也可能具有不同的致死性水平;而相距甚远的不同省份的震例却可能具有大致相同的死亡率,说明一些并不相邻的不同区域也可能具有大致相同的致死性水平。历史震例的分组并不是基于空间分布位置的分组,而是与其所代表的致死性水平和人员死亡率有关。基于分组特征,将致死性水平分为11级,每一级对应一组分烈度人员死亡率区间,结合历史震例的真实数据,构建了基于致死性水平等级和分烈度人员死亡率的矩阵,致死性水平等级越高,对应的各烈度人员死亡率越大,致死性水平与人员死亡率呈现正相关关系。（3）基于历史震例数据中的建筑物破坏比例数据,构建了致死性水平计算模型,同时基于建筑物类型和比例数据,结合实地调查经验,获得了各个类型建筑物致死性水平区间范围,其中土坯结构的区间范围在0.85-1之间,土木结构在0.7-0.95之间,砖木结构在0.6-0.9之间,石木结构在0.55-0.9之间,砖混结构在0.25-0.7之间,木结构在0.2-0.4之间,框架结构在0.1-0.3之间,钢结构在0.05-0.15之间,不同类型建筑物致死性水平区间范围是一个非等分区间,彼此之间存在重叠区域。（4）以不同类型建筑物致死性水平区间范围为基础,通过对每一类建筑物影响因素,以及区域影响因素的确定和权重计算,构建实地调查建筑物致死性水平计算模型。并结合实地调查经验,构建不同行政级别致死性水平计算模型。结合已经开展的江苏省盐城市和宿迁市的“乡乡到”预评估实地调查结果,验证了本文提出调查方法的评估模型的科学性和可推广性。（5）基于致死性水平矩阵构建了人员死亡评估模型,在确定区域致死性水平前提下,基于等级对应的分烈度人员死亡率和各个烈度内的人口数量进行快速评估计算,8次历史地震的评估结果与实际死亡数量处于同一数量级,误差在±30%之内,22次地震的实际应用发现,对于不同区域和不同震级的地震,评估结果的误差均在±30%之内,说明基于致死性水平的人员死亡评估模型的有效性和实用性。
余厚云[3]（2020）在《川滇地区破坏性地震的震源动力学过程及强地面运动模拟与震害评估》文中研究说明在实际地震动力学破裂过程模拟中,区域背景应力场和断层几何等因素起着非常重要的作用。川滇块体位于青藏高原的东缘,区域构造应力场多变,块体边界断裂带几何复杂。同时,边界断裂带的构造活跃,断裂上发生的地震破坏性强、频度高,给断裂周边区域带来严重的威胁。首先,本文选取了川滇块体边界上两个代表性地震,1970年通海地震和1833年嵩明地震,使用曲线网格有限差分法对它们的动力学破裂和波场传播过程进行模拟,以期加深对这两个地震破裂过程的认识和对研究区的地震危险性分析及震害评估提供科学的支持。另外,本文选取了发生在川滇块体东边界和北边界上的其它8个历史破坏性地震,对它们进行自发动力学破裂模拟,用来研究这些地震在对应断层面上的破裂过程。在通海地震模拟中,采用了非平面的断层几何和非均匀的介质速度结构。我们用5°的间隔测试了区域最大主压应力场方向,也模拟了不同地表几何的垂直断层模型和不同倾向的断层模型。此外,我们还提出一些可能解释通海地震发生时曲江断裂西北段保持不破裂的原因和通海盆地内烈度异常现象的原因。最后,我们在前述得到的合理的模拟参数基础上,给定三个不同的成核区位置模拟了一些未来可能发生在曲江断裂上的设定地震。我们的模拟结果显示,通海地震发震时区域最大主压应力场方向可能为N25°W;曲江断裂几何上不太可能在五街处或者峨山处存在跳跃断层;再者,曲江断裂在倾向上比较复杂,很有可能在西北段倾向于南西在东南段倾向于北东。我们的模拟结果同时也揭示出通海地震时曲江断裂西北段未破裂的原因可能为多种,包括区域应力方向旋转、曲江断裂西北段断层面上内聚力增加和断层缺失。另外,通海地震后通海盆地内的烈度异常现象可以用低速沉积盆地效应很好的解释,并能够通过数值模拟重现。曲江断裂上的设定地震模拟结果表明,当成核区位于峨山和五街时,不论是采用垂直曲江断裂模型还是复杂倾向的断层模型,破裂均可以传播到整个断层面上,因而对断层周边的区域造成严重的地震破坏威胁。然而,当我们将成核区放置于曲溪处时,虽然垂直断层模型的破裂可以传播到整个断层面上,但是复杂倾向断层模型的破裂被限制在破裂被触发的曲江断裂东南段上,不能向断层的西北段继续传播。尽管如此,这个模型造成的曲溪地区的震后灾害分布仍然值得重视和关注。在曲溪盆地的作用下,这个设定地震在盆地区域内造成的最大烈度可达Ⅷ度。在嵩明地震模拟中,我们采用非均匀的介质速度模型和两个非平面的小江西支断裂模型（连续断层模型和清水海跳跃断层模型）,模拟了嵩明地震的自发破裂过程和波场传播过程。动力学破裂模拟得到的矩震级、断层地表破裂长度和断层地表位错与实际观测对比结果较好。其中连续断层模型模拟结果中断层地表位错分布与野外观测值符合较好,尤其是在位错量较大的海尾村北P2测点、南冲南100mP6测点和下李子箐南P8测点。然而,在一些位错量较小的测点符合不好,如龙街子北P3测点。清水海跳跃断层模型动力学模拟结果显示,断层地表位错不但在位错量大的测点符合良好,而且在位错量较小的测点符合得也很好。在小江西支断裂两个断层模型的模拟中,断裂的南部均出现了自由地表作用下的超剪切现象,推测为SV-P转换导致。此外,两个断层模型的破裂也都不能传播到小江西支断裂的阳宗海—澄江段的整个断层面,这很好的解释了嵩明地震发生后没有观测到该段断层的地表破裂。以上两个动力学模型对应的波场传播模拟结果均表明,嵩明地震释放的能量以水平方向为主,震中以南的破坏略大于震中以北区域的破坏,与文字记载推测得到的破坏分布符合较好。两模型得到的烈度分布均呈沙漏型,而推测烈度总体呈纺锤型。造成这种差异的原因可能有:一、断层几何、应力配置等模型参数的简化;二、模拟中未考虑介质衰减;三、模拟未能包含浅地表沉积层速度结构等。在川滇块体东边界和北边界的历史破坏性地震动力学破裂过程模拟中,我们首先构建每个地震的发震断层几何模型和速度结构模型,然后选取合适的应力状态参数和摩擦参数,最后给出每个地震断层面上的破裂过程和断层面上的滑动量分布。此外,我们还将模拟得到的破裂长度、断层位错等数据与观测数据进行对比。动力学模拟计算结果显示,7个川滇边界历史破坏性地震的破裂过程受发震断层几何的控制,如1500年宜良地震、1536年冕宁地震、1786年康定地震和1854年甘孜地震等。这些地震的破裂前锋在遇到断层转折处或走向变化较大的部分时,将被减速或者停止。另外,从动力学破裂模拟结果可以发现,有6个地震的破裂过程中出现了自由地表作用下的超剪切破裂现象。这些地震的破裂从成核区传出约40 km后出现超剪切破裂。这些超剪切破裂同样是由于断层面下方SV波在地表入射时转换成P波引起的应力加载导致。同时,我们认为对断层几何的简化可能促进了自由地表超剪切破裂现象的出现。最后,在这8个历史破坏性地震的动力学破裂模拟中使用的区域最大主压应力方位角从南到北大致呈逆时针方向旋转,与实际主压应力方向分布规律一致。
胡芹龙[4]（2020）在《川西地区地质灾害防治工程效果评价研究》文中研究指明川西地区地处青藏高原和四川盆地的过渡部位,为我国最重要的地势陡变带。该区地势险峻,地形起伏大,侵蚀切割强烈,地层与地质构造复杂,新构造运动活跃,地震活动频繁,为崩塌、滑坡、泥石流等地质灾害高易发区域。地质灾害点数量多,分布面广,具有灾害发展速度快且严重,危害性大的特点,极大威胁了受灾区人民生命财产安全。每年四川省投入了大量的人力和物力,对川西地区地质灾害实施了治理工程,特别是汶川地震以来政府加大了治理力度,为震后恢复重建起到保驾护航的作用。但是,近几年工程效果调查中也暴露了“快速的工程治理”存在的一些问题,在技术上对这些不足进行系统总结在未来山区地质灾害的有效管控方面具有重要的借鉴意义。论文在全面阐述川西地区复杂地质环境的特点基础上,通过遥感解译及实地复核,揭示了区域内的滑坡、崩塌、泥石流等地质灾害的空间分布规律;以滑坡、泥石流、崩塌三类代表性山地区地质灾害防治工程竣工后的结构完好性及工程效果进行统计、分析评价,对治理工程中部分失效工程进行了分类,剖析了治理工程失效的原因,进而选择典型工程案例深入分析防治工程的失效机制,通过治理工程失效的力学和数值模拟分析,再现了失效过程。论文取得主要进展与结论如下:（1）全面收集川西地区地质环境资料,特别是控制地质灾害发育的地层岩性、地形地貌数据,气象资料如气温与降雨数据,新构造运动特征。分析了康滇SN向构造带、龙门山前陆冲断带、川西前陆盆地、鲜水河断裂带、雅江弧形构造带五大区域构造单元地质环境差异,认为新生代以来强烈的表生改造为区内崩、滑、流地质灾害的发生创造了条件,内、外动力的耦合作用决定了区内大多数地区为地质灾害高易发区。（2）以区内主要城镇、大江大河地质灾害防治工程为研究对象,通过遥感、治理工程结构资料收集及现场调查等手段,对区内154个重大治理工程竣工后工程结构的完整性、受损性及各具体工程承担的工程使命进行了分析,对其工程效果进行了评价。研究揭示川西地区90%以上的治理工程均起到防灾减灾的目的,具体表现为滑坡支档工程保证了城镇、重大基础设施的安全,泥石流拦砂工程最大限度的将固体物源拦在沟内,尽管部分满库或接近满库,通过清库仍能发挥拦挡功能;崩塌主动防治及被动工程最大限度的保护了干线公路如G213的正常通行,保护了所威胁的居民点及城镇安全。（3）对川西地区已经失效或局部破损的地质灾害防治工程进行梳理,较全面分析了滑坡、崩塌及泥石流治理工程失效的特征。总结、分析滑坡支档工程失效模式,并以川西地区典型的坡折部位巴地五坡村滑坡为解剖案例,从地貌演化、堆积体成因、斜坡结构及横向坡基岩内部软弱夹层剪切阶梯式错动的失效过程,定性分析了此类治理工程失效是堆积体之下伏基岩含软弱夹层致锚固段岩体嵌固能力不足引起的,进而运用数值模拟分析其治理工程失效的过程。这类斜坡结构在川西具有代表性,巴地五坡村滑坡支档失效是基覆界面以下横向坡千枚岩“阶梯状拉-剪式”致抗滑桩嵌固段倾倒所致的分析结论为该类滑坡的客观认识及有效治理提供了借鉴。（4）以川西地区代表性泥石流灾害作为研究对象,对治理措施的分类、治理措施有效性、防治工程的安全性和实效性、防治工程级别、施工工期等指标对泥石流灾害治理效果进行全面分析,总结其中治理工程失效的类型。首先,泥石流防治工程失效较为普遍的是特大地震后对沟域物源的严重低估、堵溃事件（堵塞系数）低估、大比降沟谷沟道物源启动的低估、高频极端气候的低估,导致防治工程设计强度偏低而破损或毁坏;其二,设计中沟道侵蚀强度的低估导致防护堤等埋深不够,大坡降或行洪断面挤占后流速加快强冲刷作用下防护堤地基掏蚀后倾覆失稳;其三,渗流稳定估计不足致部分拦砂坝坝肩、副坝坝基冲刷破坏;其四,格栅坝等拦粗排细理念并非促效,粘性泥石流发生后粗大颗粒首先堵塞格栅,细粒物质无法排放。（5）以羊岭沟泥石流工程治理为典型案例,对其在天然工况条件下的正常流量和溃决性流量、以及在加固坝体条件下的溃决性流量分别计算其治理工程的承载力,最后对该类溃决型泥石流灾害的关键参数进行计算和优化,为该类泥石流灾害有效治理提供依据。（6）以簇头沟8.20泥石流为例,通过沟道比降、物源条件及水动力条件及冲刷堵溃分析,提出了冲刷—堵溃耦合效应（D值骤然增加）激发了特大山洪揭底（拉槽）的地质模式,揭示了8.20大型群发泥石流的形成机理,进而通过泥石流动力学计算与分析,表明携带粗颗粒大流量的泥石流拥有巨大的冲击力,导致震后修建的拦砂坝及沟口桥梁直接被摧毁。（7）对崩塌防治措施中使用频率较高的被动网失效进行了剖析,其失效的主要原因在于对强震震裂危岩块体块度估计偏小、对危岩的规模估计不足、部分块度大的危岩应该主动为主兼被动防治方案仅仅采用了单一被动网拦挡措施等。进一步分析揭示,震后流行的“松动的危岩该震的都震下来的认识”忽略了危岩失稳的滞后性,在岷江G213线震后应急保通过程设置的被动网损坏较多;部分被动网工程是因应急需要,没有系统研究危岩体特征,部分大危岩块体失稳导致的毁坏占有很大比例,后期改用棚洞、拦石墙等措施取得良好效果。
赵波[5]（2019）在《川西北高烈度峡谷区大型地震滑坡成因机制研究》文中研究说明大型地震滑坡是指由地震触发且失稳方量在100×104m3以上的滑坡,其巨大方量往往会阻塞河流、掩埋村庄和道路,并造成大量的人员伤亡和财产损失。中国四川省西北部区域（简称:川西北区域）是世界上大型地震滑坡易发区之一。本文依托国家自然科学基金创新研究群体科学基金“西部地区重大地质灾害潜在隐患早期识别与监测预警”（41521002）、国家自然科学基金面上项目“深切河谷强震作用下谷坡地震动响应监测研究”（41072231）、中国地调局项目“强震条件下斜坡动力响应及成灾机理研究”（12121003009700）、地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室自主课题项目“川西北地区大型堆积体发育特征及其环境效应研究”（SKLGP2015Z001）和国家重点研发计划项目“强震山区特大地质灾害致灾机理与长期效应研究”（2017YFC1501000）对川西北十余万平方公里区域的大型地震滑坡展开野外调查并进行长期地震动监测和理论分析来研究川西北大型地震滑坡分布发育特征和成因机制,取得的主要认识和结论如下:（1）全面揭示川西北区域大型地震滑坡分布发育特征。通过大范围的野外调查与识别,确定研究区内至少发育847个大型地震滑坡,主要发育于川西北地震集中区,其区域烈度≥VII（PGA≥0.1g）,并主要集中在中高山地貌的深切峡谷区。川西北大型地震滑坡规模总体分布符合Y=4.0+400.0×0.999x（Y-滑坡数量,x-滑坡方量）;各流域的大型地震滑坡规模也均符合相关的指数分布特征。川西北大型地震滑坡沿断层呈带状分布,96%的滑坡集中在距断层10 km范围内,并满足Y=18.6+660.0×0.9992x的变化关系（Y-滑坡数量,x-距断层距离）。81.28%的滑坡集中在距水系400-1200m的范围内,呈现先增大后降低的变化趋势。80.43%的滑坡相对高度主要集中在200-800m,滑坡方量与滑坡高度满足Y=270×log（0.06x+1.67）（Y-滑坡高度,x-滑坡方量）。89.61%的大型地震滑坡发生在层状斜坡中（顺倾坡中有191个,占比22.67%;反倾坡中有185个,占比21.84%;横向坡中有231个,占比27.27%）,10.39%的大型地震滑坡（88个）发生在非层状斜坡中。针对川西北大型地震滑坡集群分布特征,圈定8个川西北大型地震滑坡集群带,统计表明8个集群带内集中了464个大型地震滑坡,占总量的54.87%,其影响面积（约7995 km2）占川西北总面积的5.8%。川西北大型地震滑坡明显集中于断块边缘的活断层附近、断裂主动盘、逆冲断裂上盘、断层交汇和错断处;高地应力区和区域GPS速度变化剧烈区也是大型地震滑坡集中区。滑坡滑源区主要集中在斜坡上部（占比76%）,地形地貌以单薄山脊、坡折和三面临空为主,分别占比34.34%、30.29%和14.57%;软硬相间的岩性组合占比最高（44.75%）;志留系茂县群、三叠系侏倭组、三叠系杂谷脑组等14个主要岩组中集中了612个大型地震滑坡,占比72.26%。73%大型地震滑坡失稳后（局部）阻塞河道;堆积体形态主要为舌形、长条形和箕形;堆积组成主要为块碎石堆积。（2）揭示川西北大型地震滑坡的运动特征。已知的大型地震滑坡的最大运动速度均在15 m/s以上;滑坡相对高度H与运动长度L满足L=1.85×H+95的变化关系;超过80%的大型地震滑坡为远程滑坡（H/L<0.6）;滑坡方量Y与运动距离x满足Y=510+590×（log（x）-2）2的对应关系。川西北大型地震滑坡运动特征均值（H/L）为0.485,其中超过56%的大型地震滑坡表现出高速-远程的运动特征;超过76%的大型地震滑坡滑坡在运动过程表现出碎屑流特征;33%的大型地震滑坡在运动过程具有强碎屑流特征。运动性较好滑坡一般为高剪出口滑坡,运动性较差滑坡一般为低剪出口滑坡。（3）总结川西北大型地震滑坡变形-破坏地质力学模模式。川西北大型地震滑坡变形-破坏地质力学模式可分为土质滑坡地质力学模式、岩质滑坡地质力学模式和抛射滑坡地质力学模式。土质滑坡主要分布在研究区北部少数区域,主要为地震液化-塑流模式。岩质滑坡地质力学模式可分为震动拉裂-滑移、反倾拉裂-倾倒、震动拉裂-剪切和震动拉裂-溃滑模式等。高位抛射滑坡是川西北区域强震叠加地形效应后所形成的一种特殊滑坡,其地质力学模式为地震拉裂-抛射模式。（4）揭示川西北大型地震滑坡成因机制。对川西北大型地震滑坡的形成条件进行总结分析,提出川西北大型地震滑坡形成6要素:临空条件、发震断裂、岩体裂隙（卸荷裂隙、构造裂隙等）、岸坡结构、岩性组合和斜坡地震动响应。在靠近发震断裂的深切峡谷上部,以软弱相间的层状岩体为主的岩体内部存在大量由卸荷和构造产生的陡倾坡外的长大裂隙,强烈卸荷和地震不断劣化这些裂隙,并在某次强震作用下,岩体裂隙被贯通,形成大型地震滑坡,当动力条件足够强时,失稳岩体可以克服重力被抛出,形成具有临空滑翔性质的抛射型滑坡。川西北大型地震滑坡的变形破坏模式主要是“震动拉裂+其他”。
姜峰[6]（2019）在《贡嘎山地区三维电性结构及其隆升机制研究》文中进行了进一步梳理早新生代以来,作为印度板块与亚欧板块碰撞拼合边界,青藏高原至今依然发生着强烈变形。其东侧与扬子克拉通碰撞,不仅产生了地势陡峻的龙门山,而且形成了地势变化相对平缓的东南缘。在龙门山与东南缘交界的位置是区域海拔最高的贡嘎山（7556m）。贡嘎山地区主要出露三叠纪复理石沉积以及中生代为主的侵入岩体,紧邻其东侧为被左旋走滑的鲜水河断裂所隔开的康定前寒武杂岩带。在整个青藏高原东缘,贡嘎山地区地表抬升速率最快。近年,贡嘎山隆升的动力学机制受到地球科学家的关注,且争议较大。研究该区域精细的地球物理深部结构,将为进一步推测其隆升动力学机制提供重要依据。本文获得了区域分辨率较高的地壳三维电阻率结构,并基于已有地表地质和区域地球物理观测认识,提出了贡嘎山局部地区的抬升模式。本文具体工作和认识概括如下:（1）MT野外数据采集及处理本文在贡嘎山及其邻区新增了57个MT宽频带测点,联合南侧已有的约70个MT测点,研究区域大小约南北200 km,东西150km。数据采集同时,架设了单独的连续记录的远参考站,采用带远参考的Robust数据处理技术,最大限度降低数据噪声干扰,获得质量优秀的大地电磁传输函数数据。保证阻抗张量幅值和相位数据在不同旋转方向均满足大地电磁测深曲线连续光滑的基本特征,作为可靠原始资料。（2）MT单剖面数据的二、三维反演对比研究对于单剖面数据,究竟二维还是三维解释更加合理,目前研究和认识还不足。本文有两条剖面（L03和L04）近垂直横跨断裂构造。所以,基于这两条剖面数据首先获得了其二维和三维电阻率结构。对于二维反演,本文同时采用了三种国内外广泛应用且有效的MT数据畸变分析方法:共轭阻抗法（CCZ）、相位张量（PT）、Groom-Bailey（GB）。经过详细对比,发现三种畸变方法对区域电性主轴方位和数据维性特征的指示具有较好的一致性。结合磁感应矢量结果和区域地表构造获得区域电性主轴方位为N40°E,沿剖面深部电阻率结构表现为上层为高阻,下层为高导的定性分布特征。最后采用CCZ剔除观测数据中影响较大的电流型畸变,反演得到不同极化模式数据组合的单剖面二维模型。此外在二维反演阶段,较详细对比了阻抗张量分解前和后的数据以及反演模型,发现反演张量分解之后的数据比反演只做旋转不做张量分解的数据得到的模型受畸变影响可能更小,获得的模型更加可靠。对于三维单剖面反演,本文基于L03剖面数据,详细对比研究了不同网格尺寸、数据误差门槛、模型光滑因子、是否带倾子等因素对反演结果的影响。发现倘若选择合理的网格尺寸和模型光滑因子,单剖面的三维反演模型也具有较高的分辨率,带入倾子可能有助于提高模型对断裂深部几何结构的约束。最终,选择反演全阻抗加倾子获得的模型为L03三维解释模型。对于L04,选择反演全阻抗张量模型作为最优解释结果。对比单剖面的二、三维结果模型,发现当剖面二维性较好时（L03）,两反演结果差别相对较小;三维性较强时（L04）,结果模型差别相对较大。在本文,相比二维模型,三维反演结果较清楚的显示了玉农希断裂（YNXF）和沙德断裂（SDF）深部几何延伸情况,说明单剖面数据的三维反演结果不比二维模型分辨率差。（3）区域MT数据带地形三维反演区域地形起伏较大,为尽可能消除地形畸变影响,对区域MT测点,做了较详细的带地形三维反演研究。在构建带地形三维模型反演解释区域MT数据之前,本文在不带地形条件下对比了反演副对角阻抗幅值（Rxy,Ryx）和相位（Pxy,Pyx）,反演Zxy,Zyx（Z2）,反演Zxx,xy,yx,xx（Z4）,以及反演Z+Tipper（Z4T2）获得的模型。发现反演副对角视电阻率和相位与直接反演副对角阻抗Z2获得的结果模型差别很小。在本文,不带地形反演模型能够较好的拟合Zxy,yx分量,但不能拟合Zxx,yy以及倾子数据。推测这一方面与地形有关,另一方面可能与网格尺寸有关。所以,本文将水平网格尺寸大小从3.5km降到2.5km,并基于高分辨率的区域DEM数据构造三维带地形模型,再次三维反演区域MT数据。其中,采用90m的均匀层,共计65个来模拟研究区强烈起伏的地形,地形层之下采用分段递增因子构建纵向网格,共计70层。最终,获得三个模型:单独反演倾子（T2）、反演全阻抗张量（Z4）、反演全阻抗张量加倾子（Z4T2）。本文发现T2模型能够较好的分辨出与地表构造对应的电阻率横向变化边界,获得的模型电阻率分布特征与观测阻抗定性分析结果吻合较好;虽然Z4T2获得的全局RMS值略大于Z4模型,但是两模型差异较小,且Z4T2对构造横向位置约束更好好。带入倾子数据后全局RMS值增加,分析主要有两个原因:其一,在Z4模型中拟合不好的测点和频点在Z4T2中RMS值进一步增加;其二,倾子分量计算RMS值比阻抗要大。所以,在本文,带入倾子并不影响数据质量较好、在Z4中本身拟合较好的测点和频点的拟合。而Z4获得的模型正演响应完全不能拟合倾子数据。因此,本文最终选择带地形的Z4T2三维反演模型作为解释模型。（4）区域地壳电阻率结构特征纵向上,区域地壳总体特征为上层是较厚的高阻,下层为电阻率很低的高导层。上地壳高阻层,被区域NE向展布的走滑断裂切割成块。东西横向切片模型显示中地壳高导层顶界面较平整,而在南北或北西-南东横向切片中,存在一定量起伏。本文数据对位于中地壳高导层之下的下地壳（45km以下）电阻率值约束较弱。横向上,以鲜水河-小金河断裂带为界,在中地壳深度,西侧电阻率值明显低于东侧,分别对应松潘-甘孜地体和扬子地块。在北侧数据覆盖较好的贡嘎山局部地区,则显示上地壳表层为高阻,其平面几何形态与浅部出露的贡嘎山花岗岩体对应较好;周围为一圈“环形”高导体。中地壳深度也为高阻体,平均电阻率值约为300Ωm、厚约10km,四周被围着区域电阻率值较低的中地壳高导体,顶面为与地表连通的高导薄层。在贡嘎山局部地区,下地壳电阻率值可能远高于区域中地壳高导体。因此推测区域中下地壳高温熔融热物质可能分布在贡嘎山局部地区之外,并非位于其正下方。结合前人研究认识,本文将区域中地壳显着层状高导体解释为易于变形的、热的软物质,将贡嘎山中地壳高阻层解释为正在被热侵蚀弱化的扬子地块残留,其顶面高导薄层为滑脱构造层。（5）讨论区域活断裂深部电性结构与地震活动性在L03剖面位置,SDF从地表向深部为高导条状,倾向SE;YNXF近直立（或高角度倾向SE）,两断裂均从地表一直延伸到中地壳高导层。在L04位置,断裂带深部几何延伸情况不明显,可能与在地表观测到YNXF断裂行迹存在南北差异相一致,推测YNXF可能存在较强的南北差异活动。鲜水河断裂带南段（康定-石棉段）深切上地壳约20km厚的高阻层,断裂下方及西侧中地壳为显着高导体,东侧为高阻的康定杂岩体与下伏的扬子结晶基底。指示现今鲜水河断裂带南段为松潘-甘孜地体与扬子克拉通的边界。沿着鲜水河断层面,北侧电阻率值较低,南侧两河口-磨西之间存在从地表延伸至约25km深的高阻体,对应地震较少区域。推测现今鲜水河断裂带在两河口-磨西之间可能积累了较大的弹性应变能。沿着安宁河与小金河断裂带,深部电性结构的横向变化明显。在断裂北侧,位于西侧的中地壳高导体可能跨过小金河断裂带,直到安宁河断裂带下方,断层面近直立切过上地壳脆性层。在冕宁附近安宁河断裂带断层面沿着向西倾斜的扬子基底顶面斜向下深入西侧,与小金河断裂带在上地壳底界交汇。南部,安宁镇附近,东西向切片显示小金河断裂带与安宁河断裂带之间的上地壳为厚度约为15-20km的连续高阻层。沿着安宁河断层面的切片显示,北侧从石棉到拖乌乡,电阻率值明显较低;从拖乌乡往南至冕宁县为高阻,冕宁县上地壳为相对高导体,再往南侧直到安宁镇,上地壳为25km厚的高阻层。从拖乌乡往南侧的断层面高阻对应地震稀少的闭锁区域。本文推测冕宁县上地壳电阻率低,易于释放区域长期积累的地震弹性应变能,地震危险性相对较高。玉农希断裂正下方中地壳为电阻率值较低的连续高导层;以玉龙西村为界,上地壳电阻率存在南北差异,北侧低,南侧高。本文推测玉农希断裂起着协调区域地表差异抬升和水平刚性运动的作用。（6）贡嘎山隆升动力学机制讨论目前已有的解释贡嘎山局部地区抬升的动力学模式,对深部结构特征的要求与本文实际勘探结果存在较明显差异。“动力地貌”与“构造瘤”模式均需要贡嘎山隆起区的深部为高温软物质,与本文获得的贡嘎山深部中地壳为高阻不符。“弯折挤压”模式需要贡嘎山上地壳浅层相对周围介质易于发生横向变形,与本文获得贡嘎山总体表现为高阻体,四周为高导体不符。本文推测贡嘎山局部地区差异抬升过程可能分三个阶段:第一阶段（30-25Ma）:青藏高原东缘与扬子地块碰撞拼合,较刚性的扬子地块被动俯冲到松潘-甘孜地体内,使得青藏区域抬升,并形成早新生代前陆盆地。第二阶段（约15Ma）:在青藏高原东缘中下地壳物质推挤作用下,被动俯冲到松潘-甘孜地体内的扬子地块前端发生折断,在扬子地块中积累的弹性能释放,向上反弹使得区域快速抬升。在此期间由于青藏高原东缘收到扬子地块阻挡变小,在侧向挤出作用下,松潘-甘孜地体迅速向东滑行到扬子地壳之上,并盖住早新生代前陆盆地。第三阶段（鲜水河断裂带形成之后）:在此阶段,左旋走滑的鲜水河断裂带切断扬子地块并使其残留在松潘-甘孜地体之内,阻碍中下地壳软物质向SSE方向运移,使得区域地壳增厚、地表抬升;其次,走滑断裂带在该处发生弯折,可能也引起少量挤压作用,使得区域发生一定量的横向缩短,引起垂向抬升。
张力方[7]（2019）在《强震构造区地震危险性分析中的潜在震源模型研究》文中提出本文以鲜水河断裂带及周边为研究示范区,开展强震构造区的地震危险性分析方法研究。该断裂带为我国南北地震带的西北分支,地震构造复杂,历史上大震频发,是人口稠密的峡谷型人口聚集带。未来仍将面临强震破坏及诱发型地质灾害的巨大风险,一直是我国防震减灾工作的重点关注地区,因此在该地区开展针对性的地震危险性分析方法研究尤为必要。由于整个地区贯穿一条由多个分段组成全新世走滑断裂,其地震活动具有典型的特征地震特征,同时受到较活跃的本底地震和中强地震的影响。故在本文中,根据研究区的地震构造环境与地震活动特征进行多种地震潜源建模,并采用时间相依的地震复发模型进行未来不同时间窗的地震危险性分析。为实现该目的我们主要开展了以下四个方面的研究:（1）对于活动断裂分段上可能发生的大地震,尤其是鲜水河断裂带具有典型的特征地震活动特征,故根据特征断层的三维构造参数建立三维断面源,震级频度关系采用特征地震模型;大震复发性描述除了采用常规的泊松分布模型,并采用以离逝时间为条件的布朗过程时间模型;用多种震级-破裂经验关系综合评价特征震级大小与平均复发周期及方差,得到不同时间窗内大地震的发震概率;采用断层距的衰减关系得到近断层区域的地震动分布。采用断层距衰减关系可体现逆冲构造发震时的地震动上下盘效应,并有望解决经典水平面源容易低估近断层地震的问题。在布朗过程时间模型中特征震级大小、复发周期和非周期因子是影响时间相依地震危险性的重要因子,在地震构造和地震活动信息不很完备的情况下,需慎重使用,地震复发模型应采用泊松模型以降低系统不确定性。（2）对于强震构造区的本底地震活动在空间上具有明显的成丛性和条带性,为了体现这种空间不均匀性,采用网格化的点源模型,地震发生率估计采用考虑构造对其影响的椭圆平滑算法;震级频度关系为截断的G-R分布,地震复发采用泊松分布模型表达。最终得到的地震危险性与本底地震的分布具有很好的空间相关性,有效解决了经典水平面源模型无法体现本底地震分布不均匀性的问题。（3）对于强震构造区本底地震和特征地震之间的中强地震活动,其发震位置和时间依然与活断层活动性仍具有一定的相关性,只是相关性要比特征地震的弱很多,在空间与时间上呈现更多的随机性。所以,采用活动性类似的几条断层的包络区作为其潜在震源区,即经典的水平面源模型,采用等效的平均地震深度。考虑的震级范围为本底地震上限到特征断层的次大震级,地震活动为遵循G-R分布的泊松过程,并借鉴空间分布函数以体现地震在各潜源区之间的分布不均匀性。通过对以上三种潜源模型的全概率综合得到三类潜源共同作用下的地震危险性,最终给出多概率（重现期475年、2475年）多频段（峰值、0.2s和1s）的地震动谱参数评估结果。（4）以概率性地震危险性分析中三维断层面源中特征断层的震源参数,进行基于设定地震的确定性地震危险性评估,得到近断层的地震动场模拟结果。该方法具有明确的物理机制,由于放弃了地震要素中最难把握的时间因素,得到确定性的结果可视为鲜水河断裂带最大可信地震动,可作为概率地震危险分析中对小概率水准地震动上限的约束值。根据比较分析,在断层30km缓冲区内50年超越概率2%的结果与该确定性结果基本一致。
李为乐[8]（2019）在《典型强震同震地质灾害分布规律及后效应研究》文中进行了进一步梳理地震是诱发山区地质灾害的重要因素之一,一次强震（M>6.0）可以触发数百至数万处地质灾害,同震地质灾害直接造成的生命和财产损失可以占到整个地震损失的三分之一,甚至更多。此外,强震还会造成大面积山体震裂松动和大量崩塌滑坡松散固体物质堆积于沟谷和斜坡坡麓,在震后强降雨条件下很容易重新复活,引发新的滑坡、泥石流灾害,造成更大的损失。一次强震事件引起的震后地质灾害的数量、规模、频率一般会远远超出震前水平,并持续数年甚至上百年。2008年汶川Ms 8.0级特大地震发生10余年来,我国相继发生了2010年玉树Ms 7.1级、2013年芦山Ms 7.0级、2014年鲁甸Ms 6.5级、2017年九寨沟Ms 7.0级和2017年西藏米林Ms 6.9级等多次强烈地震,强震呈现出频发态势,严重威胁山区人民生命财产安全。2008年汶川特大地震后,同震地质灾害分布规律、震后地质灾害灾害链效应与长期效应成为国内外学者研究的热点,取得了丰富的研究成果。但大多数研究仅针对某一研究区域的单次地震,而对不同发震机制和地质环境背景下的地震地质灾害发育分布规律对比研究相对较少,震后地质灾害动态演化机制和规律、灾害链效应与长期效应方面的研究还多处于定性评价,长时间序列的定量研究还非常匮乏。本研究基于光学遥感影像对1920年海原Ms 8.5级地震、2008年汶川Ms 8.0级地震、2013年芦山Ms 7.0级地震、2014年鲁甸Ms 6.5级地震、2017年九寨沟Ms 7.0级地震、2017年西藏米林Ms 6.9级地震、2018年日本北海道Mw 6.6级地震和印度尼西亚帕卢Mw 7.5级地震8次强震同震地质灾害进行了编目建库,并对其空间分布规律进行了统计分析和对比研究。在此基础上,基于逻辑回归和层次分析法分别建立了逆冲型和走滑型强震同震地质灾害易发性评价模型,实现了汶川地震同震地质灾害易发性评价,以及芦山地震和鲁甸地震同震地质灾害48小时快速预测评价。最后,通过长时间序列遥感影像对比解译和现场监测,对汶川地震强震区绵远河流域震后滑坡、泥石流特征、演化规律和主河泥沙搬运和河床演化特征以及震后植被恢复态势进行了跟踪研究。通过以上研究,得到以下主要认识:（1）建立了国内外8次不同震级、不同发震断层类型强震同震地质灾害空间分布数据库,统计发现同震地质灾害总面积和分布范围与地震震级均符合幂函数关系,发震断层性质和产状等对同震地质灾害的发育强度有较大影响。震级相同条件下,逆冲断层型地震同震地质灾害数量要显着多于走滑型断层地震,断层倾角越大同震地质灾害越发育。（2）同震地质灾害空间分布主要受到地震因素、地形因素和地层岩性三类因素的共同作用和影响。其中,地震烈度、地震峰值加速度、距发震断层距离等地震因素主要控制同震地质灾害的宏观分布规律,地形坡度、坡向、距水系距离等地形因素主要控制同震地质灾害的微观分布规律（具体发生部位）,而地层岩性因素主要控制同震地质灾害的类型。具体表现为:（1）同震地质灾害分布密度与地震烈度总体表现为正相关。同震地质灾害主要发生在地震烈度≥VII度的区域,地震烈度<VII度的区域很少有同震地质灾害分布。大型同震地质灾害主要分布于地震烈度≥VIII度区。地震烈度≥IX度的区域均具备了发生滑坡所需的动力条件,同震地质灾害呈现出集中高密度分布的特点。（2）同震地质灾害分布密度与地震峰值加速度（PGA）也总体表现为正相关。PGA≥0.1g便可触发大量同震地质灾害,对于大部分地震PGA≥0.2g的区域同震地质灾害的发育密度显着升高。（3）发震断层对同震地质灾害空间分布具有带状控制作用且不同震级发震断层的影响宽度不一样。震级≥Mw7.5的地震发震断层影响范围可达0～10 km,震级≥Mw6.5的地震发震断层影响范围一般为0～5 km,震级<Mw6.5的地震发震断层影响范围一般为0～2 km。逆冲型地震同震地质灾害空间分布具有显着的“上下盘”效应。（4）强震同震地质灾害均表现出在特定海拔高程范围内集中分布的特点。同震地质灾害较发育的高程范围均对应地震区河流由底部峡谷向上部宽谷过渡的区域。这些地形过渡和转折部位长期遭受重力卸荷作用,岩体相对破碎且临空条件好,因而在地震作用下更容易发生地质灾害。（5）同震地质灾害主要为岩质滑坡时,其发育密度表现出随地形坡度增大而增大的趋势,且主要发育在25-45°坡度范围。同震地质灾害主要为地震液化导致的土质滑坡时,同震地质灾害主要分布在坡度<20°的区域,>20°的区域同震地质灾害相对稀少。（6）同震地质灾害在特定区域会表现出显着的方向效应。“方向效应”显着区斜坡具有以下典型特征:斜坡的走向近垂直或平行于发震断裂且一般为陡峭而单薄的山体。（7）同震地质灾害除了表现出沿发震断层呈现带状分布特征,还表现出沿主干河流线状分布的特征。水系对同震地质灾害空间分布的影响范围在距离主要水系0～1 000 m。（8）地层岩性主要对同震地质灾害的类型有控制作用。岩浆岩、灰岩、白云岩等硬岩中主要发育崩塌灾害,千枚岩、板岩、变质砂岩等软岩中主要发育浅层滑坡,而巨型岩质滑坡主要发生在“上硬下软”岩层中。（9）强震会导致砂土液化并触发大量低角度流态型滑坡,初步研究认为其空间分布主要受到土层厚度、地下水位、土体物质成分、土体饱水程度等因素影响。（3）选取地震峰值加速度、距发震断层距离、地形坡度、海拔高程（坡高）、地层岩性、距离水系距离为评价因子,基于逻辑回归方法实现了汶川地震同震地质灾害易发性评价和芦山地震地质灾害快速预测评价;基于层次分析法建立了逆冲地震同震地质灾害易发性快速评价模型,实现了鲁甸地震同震地质灾害48小时快速预测评价,并向社会发布,为震后重灾区圈定、重点救援区确定、救援通道选择以及临时和过渡安置点安全选址提供了重要支撑。（4）汶川地震同震崩塌、滑坡在绵远河流域共产生了约4.0×108m3的松散固体物质,为震后大规模群发性泥石流的发生提供了丰富的物源。按照物源供给和起动方式,将震后泥石流分为大型滑坡堆积体起动型、支沟物源起动型、分散物源起动型和震裂山体滑坡起动型。震后5年,绵远河主河泥沙搬运总量为1.31×107m3,假设搬运速率保持不变,将所有可搬运固体物质全部搬运至主河河道需要23～46年。（5）汶川地震对绵远河流域植被破坏严重,植被覆盖率较震前降低了约20%。震后10年来流域内植被整体呈现逐年恢复的态势,最高植被覆盖率达95.1%,略低于震前的98.7%。研究区植被要恢复到震前覆盖水平,尚需要一定时间。
李大虎[9]（2016）在《川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究》文中研究说明川滇地区位于青藏高原东南缘,其特殊的地震构造环境和频繁的强震活动特征表明该地区是研究现今构造运动、大陆强震孕育背景和预测未来强震危险区的理想场所,对该区深部构造环境和介质物性特征的研究将有助于探查川滇活动块体的深部构造环境和形变场特征,深化各向异性与构造变形作用的认识,以及研究块体内部和边界地震成因的深部构造背景。近年来,川滇交界地段地震频次增加,地震强度增大,该地段强震/大地震的中-长期危险背景和潜在的发震能力已经引起了国内外地学科研工作者的强烈关注。但由于该地段长期缺乏可靠的深部地球物理场资料,这就给研究强震潜在危险区内地震孕育、发生的深部介质环境和地震构造背景、地震活动性之间的关系带来了很大的困难。由于各种地球物理反演方法往往存在程度不同的非唯一性,所以,对同一研究区域,采用不同的地球物理观测数据源和多种数据处理和反演方法研究其深部结构背景无疑成为解决这一问题的有效途径。本文充分收集了四川省和云南省及其周边区域所布设的区域数字地震台网、流动地震科考台站和中国地震科学探测台阵（“喜马拉雅”项目一期）共计634个台所记录到的18530个近震事件和754个远震事件（具体包括四川、云南等区域数字地震台网中224个固定地震台站2009年1月～2014年12月的观测数据、“中国地震科学台阵探测—南北地震带南段"356个流动地震台阵2011年8月～2013年5月的观测数据、四川芦山Ms7.0地震科学考察35个台阵2013年6月～2014年9月的观测数据、四川西昌19个流动台阵2013年5月-2015年3月的观测数据）,拾取了249316条P波到时和103902条相对P波走时残差,应用近震和远震联合反演的方法获得了川滇地区三维P波速度结构；接着,采用重力三维视密度反演和航磁数据的位场分离和异常特征提取的方法获得了川滇地区重磁异常的分布特征。在此基础上,综合分析和讨论了川西高原中下地壳是否具备发生塑性流动的环境、高原东缘中下地壳物质的塑性流展边界以及中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据等问题,并重点剖析和研究了川滇交界地段强震潜在危险区（莲峰、昭通断裂带、木里—盐源弧形构造带和攀西构造带）的深部结构和孕震环境,取得的主要成果如下：（1）P波成像结果表明,川西高原20km深度以下的中下地壳显示出明显的低速异常分布特征,松潘—甘孜地块和川西北次级块体均有大范围的低速层存在,结合三维视密度反演结果表明在松潘—甘孜地块存在低密度中心带,低速、低密度的塑性层的存在成为松潘—甘孜地块深部动力作用的依据。同时,大凉山块体在中下地壳深度范围内也存在连续的低速层分布,且低速异常的优势展布方向为近SN向,与大凉山断裂的走向基本一致,该低速层自西向东越过大凉山断裂,最终止于四川盆地西缘的荥经—马边断裂构造带附近。壳内低速层的存在也是大凉山块体内部及边界断裂构造变形和地震活动的深部动力来源。（2）重磁异常特征的研究结果表明,四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧表现出高密度、强磁性的重磁场响应特征,随着川青块体向南东方向滑移,受到高密度、强磁性的四川盆地西缘、雅安-泸定-石棉一带及其东侧刚性基底的强烈阻挡,青藏高原东缘的中下地壳物质的塑性流动转向强度较低的大凉山次级块体内部。因此,雅安-泸定-石棉一带刚性基底的存在是造成青藏高原东缘中下地壳物质塑性流展过程中转向南东—南南东方向的深部制约因素。（3）莲峰、昭通断裂带：P波速度结构结合视密度反演、航磁正则化滤波等结果,共同揭示了鲁甸Ms6.5地震及其余震位于上地壳高、低速异常的交会地带,而余震沿着高低速异常的分界线NW向聚集分布,这与航磁正则化滤波结果揭示出鲁甸Ms6.5地震的震中位于正负磁异常的分界线附近相互吻合。视密度反演结果和P波速度结构特征均表明了鲁甸地震震源体下方低速、低密度的异常体的存在,进而论证了鲁甸地震震源体处在坚硬的、脆性的中上地壳介质内。考虑到昭通断裂北段（鲁甸—彝良段）沿着高波速、正磁异常区呈NE向的条带状展布,表明昭通断裂北段上地壳深度范围内的介质较之南段坚硬,有利于应力的积累,川滇交界东段的昭通断裂带北段具有强震／大地震的中-长期危险背景。（4）木里—盐源弧形构造带：P波成像结果表明了在木里-盐源弧形构造带壳内10-30km深度处存在低速层,我们认为该低速层应是该区壳内深部重要推覆构造滑脱界面的反映,它构成了本区重要的深部动力来源。一方面,该壳内低速层在地壳的构造运动中起着重要的作用,它是塑性软弱层,难于积累应变能,容易将应力传递给上地壳的脆性介质,使之产生一系列收敛壳内低速层的断层。另一方面,低速层的流动过程中受到扬子地块西缘的强烈阻挡,容易产生了塑性形变,并将应力转递给上部的脆性地壳,当应力持续积累,就会使上地壳的断块沿该低速层产生滑动,形成了木里一盐源地区一系列的推覆构造。（5）攀西构造带：根据我们的P波速度结构、视密度反演和航磁异常分布特征结果,综合表明了在攀西构造带地壳内存在着较大范围的高密度、强磁性、高波速的异常分布,我们推断这可能是晚古生代地幔柱活动时期,大量基性和超基性幔源物质侵入地壳有关。在地壳穹隆的过程中,大量幔源物质的侵入增强了地壳介质的力学强度,并形成以攀枝花为核心的壳内坚硬块体,轴部地区存在一系列海西期的层状基性、超基性侵人岩体便是很好的证据。攀西地区坚硬物质的存在对青藏高原物质SE向逃逸也起到了一定的阻挡作用,造成了攀西—滇中等地的新构造运动是以间歇性的抬升运动为主,第四纪以来的抬升幅度大约在2000m左右,由于区内较强烈的隆升运动,形成了深切河谷并以基岩裸露的高山峡谷地貌为特征,同时区内存在更次一级的差异断陷,形成了元谋、昆明等断陷盆地。P波速度结构还揭示了攀西构造带80km～120km存在上地幔低速层,加之攀西构造带位于上地幔隆起区,正是由于上地幔的隆起及深大断裂的存在为地幔热物质侵入提供了条件,成为该区中强地震活动的深部构造背景。
丁宝荣[10]（2016）在《地震烈度表中相关定量参数研究》文中提出我国的烈度表以房屋震害程度为主要评定指标,水平向地震动参数等为参考评定指标。目前该烈度表虽然与其他国家烈度表相比,有许多先进之处,但仍存在一定问题有待改进。一方面,现行烈度表中的地震动参数仍然延续烈度表（1980）的数值,30余年未曾修订,近期统计的烈度与强震动参数的经验关系又表明,当前采用的数值与烈度的相关性较差;另一方面,由于我国房屋类型发生较大的变化,量大面广的钢筋混凝土房屋并未包含其中,给烈度评定工作带来一定困难,需要补充新类型房屋的烈度评判标准。鉴于此,本文将围绕地震烈度表中的地震动参数、烈度评定中的房屋震害定量参数开展研究,主要工作与结果如下:1.提出我国目前采用的烈度对应的PGA、PGV值偏低的意见。总结了百年来（19042014年）国内外关于烈度与PGA、PGV关系的研究成果,将众多成果分为远、中、近期三个阶段分别进行统计分析,并将各阶段成果均值与现行烈度标准中的相应值对比。结果表明,烈度对应的PGA、PGV均值在这三阶段不断提高,其增长趋势前期较快,后期放缓,现行烈度标准中的相应值偏低。2.提出了烈度与PGA、PGV新的定量关系公式,以及不同烈度下PGA、PGV的均值和应用范围。通过收集国内外强震动记录和相应震后烈度调查数据资料,涉及19332014年间的97次地震以及800个强震动观测台站。在不同背景的基础数据分析与整理的基础上,采用箱线图检验数据中的离群值,层次分析法设置权重的加权最小二乘法进行回归分析,得到了烈度与PGA、PGV的定量关系,即I=3.73logPGA-1.23,I=3.61logPGV+2.72,该定量关系得到的不同烈度对应的PGA、PGV值大于现行烈度标准中相应值。3.建立了钢筋混凝土框架房屋和穿斗木屋架房屋的烈度评定定量参数和评定指标,并对现行烈度标准中的3类房屋的烈度评定定量指标提出修订建议,并给出或修订了5类房屋不同烈度下的平均震害指数。系统地收集整理了19762014年间的112次地震的房屋震害资料,按照房屋类型对震害资料进行了分类整理。经过统计分析,给出5类房屋在不同烈度下各破坏等级对应的破坏比、地震易损性曲线以及平均震害指数。4.探讨了烈度与地震动参数关系研究的数学统计方法,引入机器学习方法对其进行统计分析,通过标准均方误差评价各方法的优劣,结果表明,应采用最小二乘法对烈度与PGA、PGV的关系进行统计回归,采用机器学习中的最近邻方法对地震动参数进行烈度指标的分类研究。
二、2001年2月23日四川省雅江—康定6.0级地震宏观烈度考察及发震构造背景刍议（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、2001年2月23日四川省雅江—康定6.0级地震宏观烈度考察及发震构造背景刍议（论文提纲范文）
（1）川西北次级块体内部及其西边界断裂的晚第四纪活动习性（论文提纲范文）
| 摘要 |
| abstract |
| 引言 |
| 0.1 选题背景及意义 |
| 0.2 研究进展及存在的主要问题 |
| 0.2.1 理塘断裂带研究现状及主要问题 |
| 0.2.2 巴塘断裂研究现状及主要问题 |
| 0.2.3 玉农希断裂研究现状及主要问题 |
| 0.3 论文的研究目标与拟解决的关键技术问题 |
| 0.3.1 论文的研究目标 |
| 0.3.2 拟解决的关键技术问题 |
| 0.4 论文研究思路与技术路线 |
| 0.5 论文获得的成果及主要创新点 |
| 第1章 研究方法 |
| 1.1 古地震研究技术 |
| 1.2 无人机摄影测量技术 |
| 1.3 年代测定技术 |
| 第2章 区域地震地质背景 |
| 2.1 活动构造位置 |
| 2.2 主要断裂活动性 |
| 2.3 地震活动特征 |
| 第3章 理塘断裂带晚第四纪活动习性 |
| 3.1 理塘断裂带几何结构 |
| 3.1.1 理塘断裂带的几何展布 |
| 3.1.2 理塘断裂带的平面几何模型 |
| 3.2 理塘断裂带古地震研究 |
| 3.2.1 毛垭坝盆地北缘段古地震研究 |
| 3.2.2 理塘段古地震研究 |
| 3.2.3 康嘎-德巫段古地震研究 |
| 3.3 理塘断裂带现存地震地表破裂与历史地震的关系 |
| 3.3.1 1948 年理塘7.3 级地震考察及主要争议 |
| 3.3.2 理塘断裂带现存地震地表破裂展布及大震历史记录 |
| 3.3.3 现存破裂与历史地震间的关系讨论 |
| 3.4 理塘断裂带大震破裂行为讨论 |
| 第4章 巴塘断裂晚第四纪活动习性 |
| 4.1 巴塘断裂几何展布 |
| 4.2 巴塘断裂古地震研究 |
| 4.2.1 莫西探槽 |
| 4.2.2 党巴探槽 |
| 4.2.3 黄草坪探槽 |
| 4.2.4 莽岭探槽 |
| 4.3 巴塘断裂古地震复发行为讨论 |
| 第5章 玉农希断裂晚第四纪活动习性 |
| 5.1 玉农希断裂几何展布 |
| 5.1.1 斯丁措段 |
| 5.1.2 兰尼巴沟段 |
| 5.1.3 玉农希-盐水塘段 |
| 5.1.4 八窝龙段 |
| 5.2 玉农希断裂古地震研究 |
| 5.2.1 木雅探槽 |
| 5.2.2 汤古探槽 |
| 5.2.3 木雅圣地剖面 |
| 5.3 玉农希断裂古地震复发行为讨论 |
| 第6章 川西北次级块体断层破裂行为与变形模式讨论 |
| 6.1 川西北次级块体断层破裂行为对比分析 |
| 6.2 川西北次级块体内部活动构造变形模式讨论 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简历及主要研究成果 |
（2）基于实地调查的地震人员死亡致死性评估技术研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地震灾害损失评估现状 |
| 1.2.2 地震人员死亡评估方法 |
| 1.3 研究目的 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 章节安排 |
| 1.3.3 技术路线 |
| 1.4 本研究的创新点、拟解决科学问题 |
| 1.4.1 本研究的创新点 |
| 1.4.2 拟解决的科学问题 |
| 1.5 本章小结 |
| 第2章 论文数据基础 |
| 2.1 我国历史地震数据 |
| 2.1.1 历史地震数据 |
| 2.1.2 分烈度人员死亡率数据 |
| 2.1.3 不同类型建筑物比例数据 |
| 2.2 基于“乡乡到”的实地调查数据 |
| 2.3 致死性评估模型验证数据 |
| 2.4 本章小结 |
| 第3章 致死性水平矩阵 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 分烈度人员死亡率 |
| 3.2.1 地震人员死亡率研究现状 |
| 3.2.2 烈度与死亡率相关性分析 |
| 3.3 人员死亡率拟合 |
| 3.3.1 拟合曲线的分组 |
| 3.3.2 历史震例的分组 |
| 3.4 致死性水平 |
| 3.5 致死性水平分级 |
| 3.6 死亡率分组 |
| 3.6.1 各个等级分烈度人员死亡率确定 |
| 3.7 致死性水平矩阵 |
| 3.8 本章小结 |
| 第4章 致死性水平模型 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 历史地震建筑物破坏比 |
| 4.2.1 建筑物整体易损性水平计算方法 |
| 4.2.2 烈度系数及建筑物破坏比 |
| 4.3 人员死亡率影响因素确定 |
| 4.4 区域致死性水平影响因素 |
| 4.4.1 区域致死性水平调整因素 |
| 4.4.2 区域致死性水平调整系数模型 |
| 4.5 区域致死性水平模型 |
| 4.5.1 历史地震区域致死性水平 |
| 4.6 不同类型建筑物致死性水平 |
| 4.6.1 建筑物致死性水平计算方法 |
| 4.6.2 建筑物致死性水平区间 |
| 4.7 本章小结 |
| 第5章 实地调查的致死性水平方法 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 实地调查致死性水平区间 |
| 5.3 致死性水平影响因素 |
| 5.4 致死性水平影响因素权重分析方法 |
| 5.5 致死性水平影响因素权重 |
| 5.6 实地调查致死性水平计算模型 |
| 5.7 本章小结 |
| 第6章 致死性水平死亡评估方法与应用 |
| 6.1 引言 |
| 6.2 致死性水平人员死亡评估模型 |
| 6.3 模型有效性评价 |
| 6.3.1 历史地震检验 |
| 6.3.2 模型方法对比验证 |
| 6.3.3 实际地震应用 |
| 6.4 模型方法的预评估应用 |
| 6.4.1 地震灾害损失预评估 |
| 6.4.2 实地调查方式 |
| 6.5 实地调查结果 |
| 6.6 本章小结 |
| 第7章 结论与展望 |
| 7.1 结论 |
| 7.2 创新点 |
| 7.3 存在的问题 |
| 7.4 展望 |
| 参考文献 |
| 附录1 盐城市142个乡镇级别行政单元致死性水平调查结果 |
| 附录2 宿迁市139乡镇级别行政单元致死性水平调查结果 |
| 致谢 |
| 作者简介及攻读学位期间发表的学术论文及研究成果 |
（3）川滇地区破坏性地震的震源动力学过程及强地面运动模拟与震害评估（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 主要符号对照表 |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题来源和研究意义 |
| 1.1.1 选题来源 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 地震波场传播模拟研究现状 |
| 1.2.1 地震波传播模拟常用方法 |
| 1.2.2 有限差分模拟地震波传播研究进展 |
| 1.2.3 强地面运动模拟影响因素 |
| 1.3 地震动力学破裂模拟研究现状 |
| 1.3.1 地震动力学破裂模拟关键要素 |
| 1.3.2 地震动力学破裂模拟常用方法 |
| 1.3.3 地震动力学破裂模拟进展与现状 |
| 1.4 本文研究目的和内容 |
| 第二章 曲线网格有限差分方法 |
| 2.1 曲线网格有限差分方法基本理论 |
| 2.1.1 曲线坐标系下的波动方程 |
| 2.1.2 偏心算子以及Runge-Kutta积分 |
| 2.2 自由表面牵引力镜像法 |
| 2.3 曲线网格有限差分方法模拟断层动力学破裂 |
| 2.3.1 断层描述 |
| 2.3.2 摩擦准则 |
| 2.3.3 基本方程和变量 |
| 2.3.4 速度更新 |
| 2.3.5 应力更新 |
| 2.3.6 矩震级计算 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 1970年通海Ms 7.7地震模拟 |
| 3.1 通海地震 |
| 3.2 曲江断裂 |
| 3.3 科学问题 |
| 3.4 模型参数设置 |
| 3.4.1 断层几何 |
| 3.4.2 速度结构 |
| 3.4.3 初始应力 |
| 3.4.4 破裂准则和成核方式 |
| 3.4.5 网格离散和计算时间 |
| 3.5 模拟结果 |
| 3.5.1 区域最大主压应力方向 |
| 3.5.2 曲江断裂几何效应 |
| 3.5.3 曲江断裂西北段未破的解释 |
| 3.5.4 低速沉积盆地效应 |
| 3.5.5 曲江断裂设定地震 |
| 3.5.6 地形效应的简单讨论 |
| 3.6 本章小结 |
| 第四章 1833年嵩明M 8.0地震模拟 |
| 4.1 小江断裂带 |
| 4.2 1833年嵩明地震 |
| 4.3 相关问题 |
| 4.4 动力学破裂模拟 |
| 4.4.1 模型设置 |
| 4.4.2 计算结果 |
| 4.5 强地面运动模拟 |
| 4.5.1 嵩明地震连续断层破裂模型波场模拟结果 |
| 4.5.2 嵩明地震跳跃断层破裂模型波场模拟结果 |
| 4.6 本章小结 |
| 第五章 川滇块体破坏性地震动力学破裂模拟初步 |
| 5.1 小江断裂东支破坏性地震动力学破裂模拟 |
| 5.1.1 宜良1500年M 8.0级地震动力学破裂模拟 |
| 5.1.2 东川1733年M 7~(3/4)级地震动力学破裂模拟 |
| 5.2 则木河断裂1850年西昌M 7~(1/2)级地震动力学破裂模拟 |
| 5.3 安宁河断裂1536年冕宁M 7~(1/2)级地震动力学破裂模拟 |
| 5.4 鲜水河断裂破坏性地震动力学破裂模拟 |
| 5.4.1 1786年康定M 7~(3/4)级地震动力学破裂模拟 |
| 5.4.2 1973年炉霍Ms7.9级地震动力学破裂模拟 |
| 5.5 甘孜—玉树断裂破坏性地震动力学破裂模拟 |
| 5.5.1 1854年甘孜Mw 7.7级地震动力学破裂模拟 |
| 5.5.2 1896年玉树Mw 7.3级地震动力学破裂模拟 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 结论 |
| 6.2 展望 |
| 参考文献 |
| 附录A 波动方程 |
| 附录B 断层两侧连续性关系的系数矩阵 |
| 致谢 |
| 在读期间发表的学术论文与取得的其他研究成果 |
（4）川西地区地质灾害防治工程效果评价研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地质灾害空间发育研究 |
| 1.2.2 地质灾害防治工程失效研究 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 论文的特色及创新点 |
| 第2章 川西地区地质环境背景 |
| 2.1 区域地质环境 |
| 2.2 研究区地质环境 |
| 2.2.1 气象水文 |
| 2.2.2 地形地貌 |
| 2.2.3 地层岩性 |
| 2.2.4 地质构造 |
| 2.2.5 新构造运动特征及地震 |
| 第3章 川西地区既有地质灾害治理工程效果研究 |
| 3.1 汶川地震前后川西地区地质灾害发育概况 |
| 3.2 川西地区地质灾害防治基本措施 |
| 3.3 川西地区地质灾害防治的总体效果 |
| 3.3.1 地质灾害防治效果的评判原则 |
| 3.3.2 川西地质灾害防治工程的总体效果 |
| 3.4 汶川地震前川西地区代表性地质灾害治理工程效果分析 |
| 3.4.1 丹巴县城后山滑坡治理工程 |
| 3.4.2 金川八步里沟拦砂坝 |
| 3.4.3 丹巴县江口沟泥石流综合治理 |
| 3.4.4 国道G318线老虎嘴崩塌治理工程 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 川西地区既有治理工程失效模式 |
| 4.1 川西地区滑坡、崩塌治理工程失效模式 |
| 4.1.1 抗滑桩的剪断或拉断 |
| 4.1.2 抗滑桩倾倒或滑移 |
| 4.1.3 抗滑桩桩间溜土 |
| 4.1.4 抗滑桩桩后土体越顶 |
| 4.1.5 锚索被拉断或拔出 |
| 4.1.6 挡土墙破裂或掩埋 |
| 4.1.7 崩塌防护网失效模式 |
| 4.2 川西地区代表性泥石流治理工程失稳模式 |
| 4.2.1 拦挡工程满库失效 |
| 4.2.2 坝基冲刷掏蚀破坏失效 |
| 4.2.3 坝基渗透破坏失效 |
| 4.2.4 坝肩失稳破坏失效 |
| 4.2.5 坝顶冲蚀破坏失效 |
| 4.2.6 桩林地基掏刷毁坏失效 |
| 4.2.7 排导槽破坏失效 |
| 4.2.8 边墙掩埋失效 |
| 4.2.9 副坝破坏失效 |
| 4.3 本章小结 |
| 第5章 典型滑坡治理工程失效机制及治理效果评价研究 |
| 5.1 川西峡谷区坡折部位变形与滑坡 |
| 5.2 巴地五坡村滑坡形成机制 |
| 5.2.1 巴地五坡村滑坡环境条件 |
| 5.2.2 滑坡基本特征 |
| 5.2.3 滑坡治理工程措施及失效过程 |
| 5.2.4 滑坡变形演化过程及其成因机制 |
| 5.2.5 巴地五坡村滑坡治理工程失效过程数值模拟研究 |
| 5.3 巴地五坡村滑坡治理工程效果评价 |
| 5.3.1 滑坡防治效果评价因素 |
| 5.3.2 治理效果综合评价模型 |
| 5.3.3 巴地五坡村滑坡治理工程治理效果 |
| 5.4 本章小结 |
| 第6章 典型泥石流治理工程效果评价研究 |
| 6.1 川西地区典型泥石流概况 |
| 6.1.1 川西地区泥石流分布概况 |
| 6.1.2 川西地区典型泥石流防治工程案例 |
| 6.2 羊岭沟泥石流治理效果 |
| 6.2.1 地质环境概况 |
| 6.2.2 羊岭沟泥石流基本概况 |
| 6.2.3 羊岭沟泥石流治理工程失效数值模拟研究 |
| 6.3 簇头沟泥石流8.20启动机理及治理工程失效分析 |
| 6.3.1 泥石流形成条件研究 |
| 6.3.2 簇头沟泥石流物源启动模式 |
| 6.4 本章小结 |
| 结论与展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（5）川西北高烈度峡谷区大型地震滑坡成因机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 大型地震滑坡的研究现状 |
| 1.2.2 斜坡动力响应研究现状 |
| 1.3 川西北大型地震滑坡的识别 |
| 1.4 主要研究内容 |
| 1.5 研究方法与技术路线 |
| 1.5.1 研究方法 |
| 1.5.2 技术路线 |
| 1.6 论文创新点 |
| 第2章 川西北工程地质环境 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.2 工程地质条件 |
| 2.2.1 地形地貌 |
| 2.2.2 地层岩性 |
| 2.2.3 地质构造 |
| 2.2.4 新构造运动与地震 |
| 第3章 川西北大型地震滑坡发育特征 |
| 3.1 川西北大型地震滑坡基本发育特征 |
| 3.2 川西北大型地震滑坡分布特征 |
| 3.2.1 大型地震滑坡规模分布特征 |
| 3.2.2 大型地震滑坡沿断裂带状分布特征 |
| 3.2.3 大型地震滑坡沿水系线状分布特征 |
| 3.2.4 大型地震滑坡相对高度特征 |
| 3.2.5 大型地震滑坡坡体结构特征 |
| 3.2.6 大型地震滑坡集群分布特征 |
| 3.2.7 大型地震滑坡空间分布不均一性 |
| 3.3 川西北大型地震滑坡滑源区发育特征 |
| 3.3.1 岸坡相对位置与地形地貌特征 |
| 3.3.2 地层岩性特征 |
| 3.4 川西北大型地震滑坡堆积体形态及结构组成特征 |
| 3.4.1 滑坡堆积体形态特征 |
| 3.4.2 堆积体物质组成与结构特征 |
| 3.5 本章小结 |
| 第4章 川西北大型地震滑坡运动特征 |
| 4.1 基本特征 |
| 4.2 川西北大型地震滑坡典型运动特征 |
| 4.3 不同运动性滑坡的典型特征 |
| 4.3.1 高速运动性滑坡的典型特征 |
| 4.3.2 低速运动性滑坡的典型特征 |
| 4.4 本章小结 |
| 第5章 川西北典型地震滑坡分析 |
| 5.1 川西北大型地震滑坡主要类型 |
| 5.2 典型地震滑坡分析 |
| 5.2.1 为头土质滑坡 |
| 5.2.2 刘家湾滑坡 |
| 5.2.3 摩岗岭滑坡 |
| 5.2.4 麂子坪-小关子滑坡群 |
| 5.2.5 高位抛射滑坡 |
| 5.3 本章小结 |
| 第6章 川西北大型地震滑坡形成机制 |
| 6.1 川西北大型地震滑坡形成条件 |
| 6.1.1 内外动力耦合的临空条件 |
| 6.1.2 高地应力背景下的斜坡卸荷松弛 |
| 6.1.3 深切峡谷岸坡结构和岩性组合 |
| 6.1.4 发震断裂 |
| 6.1.5 高位斜坡地震动响应 |
| 6.2 地震滑坡形成机制分析 |
| 6.3 本章小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 川西北大型地震滑坡分布图 |
（6）贡嘎山地区三维电性结构及其隆升机制研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究目的及科学问题 |
| 1.2 研究方法 |
| 1.3 主要研究内容 |
| 1.4 论文章节安排 |
| 第二章 大地电磁方法与应用理论基础 |
| 2.1 大地电磁方法简介 |
| 2.2 大地电磁场源及其在地球介质中的传播 |
| 2.2.1 大地电磁方法场源 |
| 2.2.2 大地电磁场源在地球介质中的传播 |
| 2.2.3 大地电磁趋肤深度 |
| 2.3 大地电磁阻抗、视电阻率、相位 |
| 2.3.1 一维介质假设 |
| 2.3.2 二维介质假设 |
| 2.3.3 三维介质假设 |
| 2.4 大地电磁方法中的倾子 |
| 2.5 大地电磁观测时间序列处理 |
| 2.5.1 基于最小二乘法求解MT传输函数 |
| 2.5.2 远参考站资料处理技术 |
| 2.5.3 MT时序的Robust数据处理技术 |
| 2.6 大地电磁数据畸变 |
| 2.6.1 畸变的基本概念 |
| 2.6.2 Swift方法 |
| 2.6.3 Bahr方法 |
| 2.6.4 Groom-Bailey(GB)方法 |
| 2.6.5 相位张量(Phase Tensor) |
| 2.6.6 共轭阻抗法(“CCZ”) |
| 2.6.7 二维有效因子 |
| 2.6.8 地形的影响 |
| 2.7 大地电磁反演基础 |
| 2.7.1 反演简介 |
| 2.7.2 大地电磁NLCG反演方法简介 |
| 2.8 小结 |
| 第三章 区域研究背景及MT数据采集 |
| 3.1 区域地质构造演化及动力学背景 |
| 3.2 区域地块和主要活动构造 |
| 3.2.1 松潘-甘孜地体和华南地块 |
| 3.2.2 主要活动断裂 |
| 3.3 区域地表水平和纵向运动 |
| 3.3.1 基于GPS的地表水平和垂向运动速度场 |
| 3.3.2 区域水准测量获得的垂向位移速度 |
| 3.3.3 区域侵入岩冷却年龄及剥露速率 |
| 3.4 区域地球物理探测研究 |
| 3.4.1 大地电磁方法探测结果 |
| 3.4.2 地震勘探方法探测研究结果 |
| 3.5 贡嘎山局部地区地表地质概况 |
| 3.6 本论文项目简介及数据 |
| 3.6.1 论文项目来源及研究区域构造 |
| 3.6.2 时间序列预处理 |
| 第四章 剖面MT数据二、三维反演对比研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 剖面数据情况概述 |
| 4.3 剖面数据维性分析 |
| 4.3.1 L03数据维性分析 |
| 4.3.2 L04数据维性分析 |
| 4.4 实感应矢量 |
| 4.5 L03和L04视电阻率、相位拟断面 |
| 4.6 二维反演 |
| 4.6.1 剖面3二维反演 |
| 4.6.2 剖面4二维反演 |
| 4.7 L03和L04数据三维反演 |
| 4.7.1 L03数据三维反演 |
| 4.7.2 L04数据三维反演 |
| 4.8 二、三维反演解释模型对比及电阻率结构特征 |
| 本章附件 |
| 第五章 区域MT数据带地形三维反演 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 区域三维MT数据定性分析 |
| 5.2.1 区域电阻率结构纵横向变化趋势 |
| 5.2.2 基于相位张量的区域维性分析 |
| 5.2.3 区域磁感应矢量 |
| 5.3 区域MT数据三维反演:不带地形反演模型 |
| 5.4 区域三维MT数据模型:带地形反演模型 |
| 5.4.1 单独反演倾子数据获得的三维模型 |
| 5.4.2 联合反演阻抗张量和倾子获得的三维模型 |
| 5.5 三维带地形最终解释模型与前人结果对比 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 区域深部电阻率结构特征 |
| 6.1 区域深部电阻率结构总体特征 |
| 6.2 区域深部电导率结构与地表构造对应关系 |
| 6.2.1 浅部上地壳高阻层 |
| 6.2.2 中地壳高导层 |
| 6.2.3 下地壳电阻率结构 |
| 6.3 贡嘎山局部地区电阻率结构特征 |
| 6.3.1 贡嘎山深部电性结构及正演验证 |
| 6.3.2 贡嘎山深部电性结构与地表构造对应关系 |
| 6.4 区域活动构造深部电阻率结构 |
| 6.4.1 玉农希断裂深部电性结构 |
| 6.4.2 鲜水河断裂深部电性结构 |
| 6.4.3 安宁河与小金河断裂带深部电性结构 |
| 6.5 本章小结 |
| 第七章 贡嘎山隆升机制讨论 |
| 7.1 “动力地貌”模式 |
| 7.2 “弯折挤压”模式 |
| 7.3 “构造瘤”模式 |
| 7.4 新的贡嘎山抬升模式 |
| 7.5 本章小结 |
| 第八章 认识与展望 |
| 8.1 论文获得的主要认识 |
| 8.2 论文创新点 |
| 8.3 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
（7）强震构造区地震危险性分析中的潜在震源模型研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 选题背景 |
| 1.1.1 我国强震构造区面临巨大的地震风险 |
| 1.1.2 经典概率性地震危险性方法的三个基本假设面临的挑战 |
| 1.1.3 地震危险性技术发展的需求 |
| 1.2 国内外地震危险性评价方法研究现状 |
| 1.2.1 概率性地震危险性分析方法研究现状 |
| 1.2.2 美国地震危险性分析发展状况 |
| 1.2.3 我国概率地震危险性研究现状与存在的问题 |
| 1.2.4 确定性地震危险性分析方法研究现状 |
| 1.3 科学问题与选题意义 |
| 1.3.1 科学问题 |
| 1.3.2 选题意义 |
| 1.4 研究思路和主要内容 |
| 第二章 强震构造区多层异构潜在震源区划分 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 研究区地震构造与地震活动概况 |
| 2.3 研究区地震目录资料及预处理 |
| 2.3.1 地震活动概况 |
| 2.3.2 研究区地震目录 |
| 2.4 面波震级与矩震级之间的统计关系 |
| 2.5 鲜水河断裂带的特征地震研究 |
| 2.5.1 鲜水河断裂带的特征地震活动特征 |
| 2.5.2 鲜水河断裂带的特征地震复发周期研究 |
| 2.5.3 鲜水河断裂带分段上滑动速率研究 |
| 2.5.4 鲜水河断裂带的单段破裂统计 |
| 2.6 多层异构潜源模型的建立 |
| 2.6.1 多层异构潜源模型方法与原则 |
| 2.6.2 鲜水河断裂带的三层异构潜源模型建立 |
| 2.7 衰减关系选取 |
| 2.8 小结 |
| 第三章 三维潜在震源模型建立与危险性分析 |
| 3.0 引言 |
| 3.1 三维断层面源的建立 |
| 3.2 三维断层面源上震级-频度分布 |
| 3.3 地震复发概率模型 |
| 3.3.1 时间独立的泊松模型 |
| 3.3.2 时间相依的复发概率模型 |
| 3.4 三维断层面源概率地震危险性计算方法 |
| 3.5 三维断层面源上地震活动性参数确定 |
| 3.5.1 利用活断层规模与滑动速率评估活动性参数 |
| 3.5.2 蒙特卡洛模拟古地震进行活动性参数评估 |
| 3.6 三维断层源的不同计算模型结果比较 |
| 3.6.1 相同震级-频度模型下不同概率分布函数(Poisson+BPT) |
| 3.6.2 计算结果分析 |
| 3.7 小结 |
| 第四章 空间平滑模型及其应用 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 本底地震潜源的空间平滑方法 |
| 4.2.1 背景点源的震级-频度分布关系 |
| 4.2.2 考虑断层导向性的空间平滑方法 |
| 4.2.3 二阶空间平滑方法 |
| 4.3 不同地震目录建立计算模型 |
| 4.4 概率地震危险性计算方法 |
| 4.5 断层导向性的椭圆空间平滑结果 |
| 4.6 由背景网格点源模型得到的地震危险性结果 |
| 4.7 经典水平面源模型 |
| 4.7.1 利用空间分布函数得到水平面源的活动性参数 |
| 4.7.2 经典水平面源的地震危险性分析 |
| 4.8 小结 |
| 第五章 基于特征地震的确定性地震危险性分析 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 研究区历史破坏性地震重现模拟 |
| 5.2.1 地震动模拟方法 |
| 5.2.2 康定MW6.0 级地震动模拟与验证 |
| 5.2.3 康定MW6.0 地震动模拟结果 |
| 5.2.4 地震动的衰减特征 |
| 5.3 基于特征断层的区域性地震动场模拟 |
| 5.3.1 特征地震的震源参数确定 |
| 5.3.2 区域地震动场模拟结果 |
| 5.4 小结 |
| 第六章 强震构造区地震危险性多模型融合方案 |
| 6.1 不同潜源的全概率综合方法 |
| 6.2 不同潜源模型的全概率综合结果 |
| 6.2.1 时间相依的综合危险性结果 |
| 6.2.2 时间独立的综合危险性结果 |
| 6.3 概率地震危险的逻辑树加权分析 |
| 6.3.1 逻辑树方法介绍 |
| 6.3.2 逻辑树加权结果 |
| 6.4 地震危险性的震级与距离反聚合分析 |
| 6.5 地震危险性的概率与确定性结果比较 |
| 6.6 小结 |
| 第七章 结论和展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 展望 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读博士期间主持的课题 |
| 攻读博士期间期刊论文 |
（8）典型强震同震地质灾害分布规律及后效应研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 地震地质灾害发育特征与规律研究 |
| 1.2.2 强震后地质灾害发展趋势研究 |
| 1.3 主要研究内容、研究方法及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容和研究方法 |
| 1.3.2 研究技术路线 |
| 1.4 论文的组织结构 |
| 1.5 论文的主要创新点 |
| 第2章 典型强震地质灾害编目 |
| 2.1 1920年海原地震地质灾害编目 |
| 2.1.1 海原地震概况 |
| 2.1.2 海原地震地质灾害编目 |
| 2.2 2008年汶川地震地质灾害编目 |
| 2.2.1 汶川地震概况 |
| 2.2.2 汶川地震地质灾害编目 |
| 2.3 2013年芦地震地质灾害编目 |
| 2.3.1 芦山地震概况 |
| 2.3.2 芦山地震地质灾害编目 |
| 2.4 2014年鲁甸地震地质灾害编目 |
| 2.4.1 鲁甸地震概况 |
| 2.4.2 鲁甸地震地质灾害编目 |
| 2.5 2017年九寨沟地震地质灾害编目 |
| 2.5.1 九寨沟地震概况 |
| 2.5.2 九寨沟地震地质灾害编目 |
| 2.6 2017年西藏米林地震地质灾害编目 |
| 2.6.1 米林地震概况 |
| 2.6.2 米林地震地质灾害编目 |
| 2.7 2018年日本北海道地震地质灾害编目 |
| 2.7.1 北海道地震概况 |
| 2.7.2 北海道地震地质灾害编目 |
| 2.8 2018年印度尼西亚帕卢地震地质灾害编目 |
| 2.8.1 帕卢地震概况 |
| 2.8.2 帕卢地震地质灾害编目 |
| 第3章 强震地质灾害空间分布规律 |
| 3.1 海原地震大型滑坡空间分布特征与规律 |
| 3.1.1 与地震烈度的关系 |
| 3.1.2 与发震断层距离的关系 |
| 3.1.3 与海拔高程的关系 |
| 3.1.4 与斜坡高度的关系 |
| 3.1.5 与地形坡度的关系 |
| 3.1.6 与坡向的关系 |
| 3.1.7 与黄土厚度的关系 |
| 3.1.8 小结 |
| 3.2 汶川地震地质灾害分布规律 |
| 3.2.1 与地震烈度的关系 |
| 3.2.2 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.2.3 与距发震断层距离的关系 |
| 3.2.4 与海拔高程的关系 |
| 3.2.5 与地形坡度的关系 |
| 3.2.6 与坡向的关系 |
| 3.2.7 与距离水系距离的关系 |
| 3.2.8 与地层岩性的关系 |
| 3.3 芦地震地质灾害分布规律 |
| 3.3.1 与地震烈度的关系 |
| 3.3.2 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.3.3 与距发震断层距离的关系 |
| 3.3.4 与海拔高程的关系 |
| 3.3.5 与地形坡度的关系 |
| 3.3.6 与坡向的关系 |
| 3.3.7 与距离水系距离的关系 |
| 3.3.8 与地层岩性的关系 |
| 3.4 鲁甸地震地质灾害分布规律 |
| 3.4.1 与地震烈度的关系 |
| 3.4.2 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.4.3 与距发震断层距离的关系 |
| 3.4.4 与海拔高程的关系 |
| 3.4.5 与地形坡度的关系 |
| 3.4.6 与坡向的关系 |
| 3.4.7 与距离水系距离的关系 |
| 3.4.8 与地层岩性的关系 |
| 3.5 九寨沟地震地质灾害分布规律 |
| 3.5.1 与地震烈度的关系 |
| 3.5.2 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.5.3 与距发震断层距离的关系 |
| 3.5.4 与海拔高程的关系 |
| 3.5.5 与地形坡度的关系 |
| 3.5.6 与坡向的关系 |
| 3.5.7 与距离水系距离的关系 |
| 3.5.8 与地层岩性的关系 |
| 3.6 米林地震地质灾害分布规律 |
| 3.6.1 与地震烈度的关系 |
| 3.6.2 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.6.3 与距发震断层距离的关系 |
| 3.6.4 与海拔高程的关系 |
| 3.6.5 与地形坡度的关系 |
| 3.6.6 与坡向的关系 |
| 3.6.7 与距离水系距离的关系 |
| 3.6.8 与地层岩性的关系 |
| 3.7 北海道地震地质灾害分布规律 |
| 3.7.1 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.7.2 与距发震断层距离的关系 |
| 3.7.3 与海拔高程的关系 |
| 3.7.4 与地形坡度的关系 |
| 3.7.5 与坡向的关系 |
| 3.7.6 与距离水系距离的关系 |
| 3.7.7 与地层岩性的关系 |
| 3.8 帕卢地震地质灾害分布规律 |
| 3.8.1 与地震峰值加速度的关系 |
| 3.8.2 与距发震断层距离的关系 |
| 3.8.3 与海拔高程的关系 |
| 3.8.4 与地形坡度的关系 |
| 3.8.5 与坡向的关系 |
| 3.8.6 与距离水系距离的关系 |
| 3.8.7 与地层岩性的关系 |
| 3.9 强震同震地质灾害分布规律对比 |
| 3.9.1 强震地质灾害数量、规模与分布范围 |
| 3.9.2 与地震烈度的关系对比 |
| 3.9.3 与地震峰值加速度的关系对比 |
| 3.9.4 与距发震断层距离的关系对比 |
| 3.9.5 与海拔高程的关系对比 |
| 3.9.6 与地形坡度的关系对比 |
| 3.9.7 与坡向的关系对比 |
| 3.9.8 与距水系距离的关系对比 |
| 3.9.9 与地层岩性的关系对比 |
| 第4章 强震地质灾害易发性评价与快速预测 |
| 4.1 前言 |
| 4.2 汶川地震同震地质灾害易发性评价 |
| 4.2.1 评价模型 |
| 4.2.2 评价因子选择与量化 |
| 4.2.3 回归分析 |
| 4.2.4 易发性评价结果与精度评价 |
| 4.3 芦山地震同震地质灾害快速预测评价 |
| 4.3.1 芦山地震与汶川地震对比分析 |
| 4.3.2 芦山地震地质灾害空间分布快速预测 |
| 4.3.3 讨论 |
| 4.4 鲁甸地震同震地质灾害快速预测评价 |
| 4.4.1 评价因子选取与量化 |
| 4.4.2 评价模型构建 |
| 4.4.3 预测评价结果 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 强震地质灾害后效应研究 |
| 5.1 研究区概况 |
| 5.2 同震地质灾害 |
| 5.3 震后泥石流灾害 |
| 5.3.1 主要泥石流灾害事件 |
| 5.3.2 文家沟泥石流发生历史和演化特征 |
| 5.3.3 小岗剑滑坡泥石流发生历史和演化特征 |
| 5.4 震后主河泥沙淤积与河床演化特征 |
| 5.4.1 震后主河泥沙搬运量 |
| 5.4.2 流域泥沙搬运时间估算 |
| 5.4.3 震后河床演化特征 |
| 5.5 震后植被恢复态势 |
| 5.5.1 实验数据与方法 |
| 5.5.2 实验结果 |
| 5.6 小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（9）川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究（论文提纲范文）
| 摘要 Abstract 第一章 引言 |
| 1.1 选题依据及意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状 |
| 1.3 构造背景 |
| 1.4 研究目标、方法与内容 |
| 1.4.1 研究目标 |
| 1.4.2 研究方法 |
| 1.4.3 研究内容 |
| 1.5 论文的研究特色 第二章 P波走时层析成像 |
| 2.1 地震层析成像的发展及研究现状 |
| 2.2 地震层析成像方法原理 |
| 2.3 近震远震层析成像 |
| 2.3.1 近震层析成像 |
| 2.3.2 远震层析成像 |
| 2.3.3 近震远震联合反演 |
| 2.4 数据资料和成像方法 |
| 2.4.1 数据来源和分析 |
| 2.4.2 成像方法 |
| 2.4.3 初始模型和网格划分 |
| 2.4.4 反演结果和评价 |
| 2.5 反演结果的分析和讨论 |
| 2.5.1 反演结果分析 |
| 2.5.2 讨论 |
| 2.6 本章小结 第三章 重磁数据的位场分离和异常特征提取 |
| 3.1 视密度反演方法原理 |
| 3.1.1 切割法分离 |
| 3.1.2 迭代法延拓 |
| 3.1.3 反演视密度 |
| 3.2 航磁异常特征提取 |
| 3.2.1 航磁ΔT化极处理 |
| 3.2.2 航磁正则化滤波 |
| 3.2.3 航磁ΔT化极向上延拓 |
| 3.3 本章小结 第四章 强震潜在危险区的深部结构和孕震环境 |
| 4.1 莲峰、昭通断裂带的深部结构和孕震环境 |
| 4.1.1 区域地震构造环境 |
| 4.1.2 P波速度结构 |
| 4.1.3 视密度反演、航磁正则化滤波 |
| 4.1.4 结论与讨论 |
| 4.2 木里—盐源弧形构造带的深部构造和孕震环境 |
| 4.2.1 区域地震构造环境 |
| 4.2.2 地震活动特征 |
| 4.2.3 P波速度结构 |
| 4.2.4 视密度反演结果 |
| 4.2.5 航磁异常特征 |
| 4.2.6 结论与讨论 |
| 4.3 攀西构造带的深部结构和孕震环境 |
| 4.3.1 地质构造背景 |
| 4.3.2 P波速度结构 |
| 4.3.3 重磁异常特征 |
| 4.3.4 结论与讨论 |
| 4.4 本章小结 第五章 结论和存在的问题 |
| 5.1 结论 |
| 5.1.1 川西高原壳内管流层存在的物性依据 |
| 5.1.2 川西高原壳内管流层的塑性流展边界问题 |
| 5.1.3 青藏高原东缘中下地壳物质流动方向转变的重磁响应依据 |
| 5.1.4 莲峰、昭通断裂带深部构造背景 |
| 5.1.5 木里—盐源弧形构造带深部构造背景 |
| 5.1.6 攀西构造带深部构造背景 |
| 5.2 存在的问题与展望 参考文献 致谢 作者简历、攻读学位期间取得的学术成果 |
（10）地震烈度表中相关定量参数研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| ABSTRACT |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究课题背景及意义 |
| 1.2 地震烈度与峰值加速度、峰值速度相关性研究现状 |
| 1.2.1 地震烈度与PGA相关性的早期研究 |
| 1.2.2 美国相关研究现状 |
| 1.2.3 中国相关研究现状 |
| 1.2.4 日本相关研究现状 |
| 1.2.5 欧洲相关研究现状 |
| 1.2.6 其它国家相关研究现状 |
| 1.3 基于房屋震害评定地震烈度的研究现状 |
| 1.3.1 房屋类型 |
| 1.3.2 房屋破坏等级 |
| 1.3.3 数量词的界定 |
| 1.3.4 震害指数 |
| 1.4 研究思路 |
| 1.5 研究内容和结构安排 |
| 第二章 地震烈度与PGA、PGV定量关系现状分析 |
| 2.1 引言 |
| 2.2 地震烈度与PGA、PGV定量关系比较分析 |
| 2.2.1 均值比较分析 |
| 2.2.2 年代比较分析 |
| 2.2.3 区间比较分析 |
| 2.3 地震烈度与PGA、PGV定量关系的适用性检验 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 地震烈度与PGA、PGV相关性研究 |
| 3.1 引言 |
| 3.2 普通最小二乘法（OLS） |
| 3.3 数据资料的建立 |
| 3.3.1 基础数据 |
| 3.3.2 影响地震烈度的因素 |
| 3.3.3 离群值检验 |
| 3.3.4 均值比较分析 |
| 3.3.5 烈度表(1980)中烈度与PGA、PGV关系的检验 |
| 3.4 回归分析 |
| 3.5 对比分析 |
| 3.6 偏差分析 |
| 3.7 分析结果 |
| 3.8 本章小结 |
| 第四章 地震烈度与PGA、PGV关系统计方法研究 |
| 4.1 引言 |
| 4.2 机器学习算法的数学背景介绍 |
| 4.2.1 决策树方法 |
| 4.2.2 自适应助推法 |
| 4.2.3 自助整合法 |
| 4.2.4 随机森林方法 |
| 4.2.5 支持向量机方法 |
| 4.2.6 最近邻方法 |
| 4.3 烈度与PGA、PGV关系的回归方法比较 |
| 4.4 烈度与PGA、PGV关系的分类方法比较 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 基于房屋震害评定地震烈度的研究 |
| 5.1 引言 |
| 5.2 评定烈度的房屋类型 |
| 5.3 房屋震害数据统计分析 |
| 5.3.0 搜集统计数据的基本信息 |
| 5.3.1 单层或多层砖砌体房屋震害数据处理 |
| 5.3.2 各类型房屋破坏比分析 |
| 5.3.3 各类型房屋累积破坏比和易损性曲线分析 |
| 5.3.4 各类型房屋的破坏概率分析 |
| 5.4 地震烈度与震害指数的对应关系研究 |
| 5.4.1 各类房屋平均震害指数统计分析 |
| 5.4.2 各类房屋平均震害指数推断分析 |
| 5.5 地震烈度与房屋震害对应关系的建议值 |
| 5.6 本章小结 |
| 第六章 结论与展望 |
| 6.1 研究工作总结 |
| 6.2 进一步研究的问题 |
| 附录 |
| 附录1 地震烈度与强震记录对应的基本信息 |
| 附录2 房屋震害资料 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读博士期间发表的文章 |
| 攻读博士期间参与的科研项目 |
四、2001年2月23日四川省雅江—康定6.0级地震宏观烈度考察及发震构造背景刍议（论文参考文献）
- [1]川西北次级块体内部及其西边界断裂的晚第四纪活动习性[D]. 高帅坡. 中国地震局地质研究所, 2021(02)
- [2]基于实地调查的地震人员死亡致死性评估技术研究[D]. 夏朝旭. 中国地震局地质研究所, 2020(03)
- [3]川滇地区破坏性地震的震源动力学过程及强地面运动模拟与震害评估[D]. 余厚云. 中国科学技术大学, 2020(01)
- [4]川西地区地质灾害防治工程效果评价研究[D]. 胡芹龙. 成都理工大学, 2020(04)
- [5]川西北高烈度峡谷区大型地震滑坡成因机制研究[D]. 赵波. 成都理工大学, 2019
- [6]贡嘎山地区三维电性结构及其隆升机制研究[D]. 姜峰. 中国地震局地质研究所, 2019
- [7]强震构造区地震危险性分析中的潜在震源模型研究[D]. 张力方. 中国地震局工程力学研究所, 2019(01)
- [8]典型强震同震地质灾害分布规律及后效应研究[D]. 李为乐. 成都理工大学, 2019
- [9]川滇交界地段强震潜在危险区深部结构和孕震环境研究[D]. 李大虎. 中国地震局地球物理研究所, 2016(11)
- [10]地震烈度表中相关定量参数研究[D]. 丁宝荣. 中国地震局工程力学研究所, 2016(02)