一、藏东川西及其以南地区深部地质构造特征（论文文献综述）
陶亚玲[1]（2021）在《青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示》文中研究说明青藏高原在向东扩展过程中,受扬子板块板块阻挡,发生强烈的变形缩短变形,发育了龙门山–雅砻江逆冲带。雅砻江逆冲带作为龙门山逆冲带的南段,是青藏高原东部重要的构造地貌及地球物理特性过渡带,该带位于扬子板块西缘的过渡带上,断裂带空间展布较宽,地形梯度变化并不如龙门山地区显着。因此,其在高原扩展中的作用也往往被低估甚至忽视,其新生代以来的构造活动历史并未得到很好的约束。尽管国内外学者对青藏高原东部新生代以来的抬升历史做了大量的研究,但依旧存在很大争议。早期的研究结果显示晚中新世以来高原东部进入了快速剥露阶段,长期以来这也被当做是高原东部地区地表抬升的证据。然而,近些年来,来自于高原东部逆冲带上盘的研究报道了新生代早–中期的构造变形事件,揭示出了多期次的构造隆升与剥露过程。尽管来自于雅砻江上盘的研究也报道了其早期的变形过程,但该带变形的时空特征依旧不清楚,需要进一步的系统研究。本论文采用低温热年代学方法对雅砻江逆冲带新生代以来的剥露历史进行系统的研究。通过跨其腹地断裂玉农希断裂和逆冲前缘锦屏山–木里断裂采集4个高程剖面样品,进行磷灰石和锆石（U–Th）/He、磷灰石裂变径迹（FT）测试,利用QTQt软件进行了热史反演分析,精确约束了雅砻江逆冲带剥露过程的时空演化历史。另外,本论文系统收集整理了青藏高原周边关键带包括天山、高原东北部及东部地区已有的大量低温热年代学数据,以及整个青藏高原范围内的河流阶地年龄以及流域尺度10Be侵蚀速率,分析了新生代以来青藏高原在不同时间尺度的剥蚀速率。在探讨雅砻江逆冲带演化历史的基础上,讨论了整个青藏高原东部以及整个高原范围的新生代剥蚀历史及其机制。本论文新的测年结果及热史模拟表明,雅砻江逆冲带腹地的玉农希断裂上下盘记在40–30 Ma发生的同期不同步带变形标志着该断裂的启动。与龙门山逆冲带准同步变形过程表明此时高原的东部边界开始形成。逆冲带前缘锦屏山地区在渐新世（30–24 Ma）和中中新世（17–14 Ma）经历了两期快速的隆升剥露过程,比腹地断裂晚近15–10 Ma,这可能揭示了断块间变形的差异以及高原东边界向外扩展的过程。基于新生代以来低温热年代学数据的剥露速率时空特征显示,在时间上,青藏高原东部和东北部在晚始新世–渐新世进入加速隆升与剥露阶段,而天山地区相对较晚（中新世）;最普遍的剥露过程均发生在晚中新世以来。在空间上,剥露最快的区域与构造活跃区一致。另外,河流下切速率以及流域尺度10Be的侵蚀速率也显示了显着的空间差异性剥蚀过程,揭示了构造（断裂）活动对地表剥蚀过程长期的重要控制作用。结合Rohrmann等（2012年）提出的高原边界扩展模型,本论文认为青藏高原最东边界在～30 Ma延伸至锦屏山–龙门山及西秦岭一带,最东北部边界在柴达木南缘东昆仑一带。这一新生代早期的高原加速向外扩展变形是对印度与欧亚大陆碰撞的远程响应过程。而晚新生代在整个高原范围的广泛的快速剥蚀和变形阶段可能是由高原中部岩石圈拆沉作用驱动,或是由于下地壳物质向东–东南部和东北部的流动驱动。
王海军[2]（2021）在《川西高寒湿地多源遥感监测及其时空变化特征研究》文中研究指明川西高原分布着我国最大的高寒沼泽湿地,特有的地理环境和气候系统孕育了丰富的动植物群落,同时也是我国濒危动植物和高寒鱼类的栖息地。由于其地处全球气候变化敏感和生态脆弱地区,加之人类不合理开发活动,造成了高寒湿地旱化、逆向演替和沙化等生态环境问题。因此对川西高寒湿地资源更新调查、湿地生态环境监测以及湿地时空变化特征研究,对于区域生物多样性保护、地球化学循环、生物资源开发以及民族地区经济发展有重要意义。川西高寒湿地主要分布在高海拔地区,地形地貌和天气系统对卫星遥感成像特性产生重要影响;地区水热条件时空分异显着,高寒湿地植被生态系统生长季短,导致可以开展湿地资源调查和生态环境监测的最佳遥感窗口期少;多源遥感是进行高寒湿地研究的重要数据源,而利用传统模式进行多源遥感集成、高寒湿地信息提取和时空变化监测时效性较低。针对川西高寒湿地面临的严峻生态环境问题和省域尺度上多源遥感集成、分析模式的限制,开展川西高寒湿地多源遥感监测及其时空变化特征研究,为川西高寒湿地生态保护和湿地资源科学开发提供理论参考和技术支持。本文基于多源遥感数据,整合云计算、机器学习、光谱分析等技术对川西高寒湿地分类、生态环境监测和湿地变化特征开展研究,主要研究内容和成果如下:（1）针对川西高寒沼泽湿地遥感影像体量大、原始数据分辨率低、数据处理时效性差的问题,使用Google Earth Engine（GEE）平台对川西地区Sentinel-2和Landsat-8影像进行预处理,并对Landsat-8可见光波段和全色波段进行融合,将空间分辨率提升至15m。针对高寒沼泽单一分类方法精度低的问题,集成了以基于像素分类（PBIA）为主、面向对象分类（OBIA）和深度学习分类（DL）作为补充的沼泽分类方法。结合大样本数据集,实现对Landsat-8（15m）和Sentinel-2（10m）两种数据源的高寒沼泽湿地提取,精度和效率具有明显提升。2018-2020年期间,川西高寒沼泽湿地（10m尺度）资源总量为1745736.34 hm2,比第二次湿地资源调查增加3741.94hm2。（2）针对传统单一的水体指数受到地形、阴影的影响,难以在川西地区执行河流与湖泊湿地全域提取,建立基于NDWI-2、MNDWI和EWI复合水体指数的湿地提取方法。其次,针对传统使用桌面软件提取水体指数运行效率低的问题,使用云计算平台编写复合水体指数提取程序,实现川西高寒河流-湖泊湿地快速提取和资源量估算。结果显示2018-2020年,川西高寒湖泊与河地湿地分别为31560.11hm2和159418.00hm2。同口径下与第二次湿地资源调查相比,湖泊与河流湿地分别增加650.20 hm2和410.45 hm2。（3）针对湿地监测指标复杂、数据难以获取、监测效果不理想的问题,整合卫星驱动产品,建立了包括湿地景观、湿地水文、湿地生物量、湿地气候和外部干扰五个方面的川西高寒湿地生态环境监测空间大数据集。监测指标体系更加全面、数据获取更加高效。针对传统监测尺度过大或过小,使得监测结果无法同时体现湿地生态环境变化总体趋势和局部特征。构建一种复合尺度湿地生态环境监测体系,具体包括:样点尺度（π52km）-样带尺度（60km×70km）-全域尺度。针对湿地生态环境指标时序分析效率低和无交叉验证的问题,建立了基于云计算的LRM、MKM、SSM复合模型。该模型实现了高寒湿地生态环境变化趋势检测和精度验证,提高了传统单一模型的分析效率和精度。（4）针对川西高寒湿地时空变化特征认识不足的问题,集成湿地专题数据、卫星驱动产品和社会经济数据,建立涵盖气候系统、地理景观、水源补给、生态功能、社会经济,五个方面的影响因子集。在最佳尺度上（500m×500m）完成对川西高寒湿地时空变化影响因素探索分析。结果显示,地质条件和气候系统是川西高寒湿地空间分布成因,而气候系统和人类活动是影响湿地变化的主导因素。其中高原山地地区,湿地变化由气候主导,而平原和低海拔沼泽湿地区,人类活动对湿地变化影响更为显着。针对高寒湿地时空变化模拟中,单一模型难以验证和比较的问题,使用BIOCLIM、DOMAIN、MAXENT、GARP四种模型,融合湿地变化影响因子和World Clim气候模式数据进行高寒湿地时空变化趋势模拟。结果显示,随着CO2排放量和人类活动强度增加,川西高寒湿地逐渐向高纬、高海拔地区演退。
李连海[3]（2021）在《川西鲜水河断裂带道孚-康定段深部电性结构研究》文中提出鲜水河断裂带位于青藏高原东缘,四川省西北部,全长约400km,北起四川甘孜东谷附近,经炉霍、道孚、康定向南延伸,消亡在石棉县公益海附近。总体呈NW-SE向、向NE凸出的弧形展布,和东侧的龙门山断裂带、南侧的安宁河-小江断裂带一起组成的巨大的“Y”字型断裂系统共同影响着青藏高原的形成与演化。为明确断裂带深部地壳电性结构特征及深浅构造响应关系,本文以国家项目《巴颜喀拉地块北缘与东缘大型断裂区域地质调查》为依托,利用大地电磁测深法（MT）在鲜水河断裂带道孚-康定段开展了两条测线共计194.5km的数据采集工作,经数据精细化处理分析,阻抗张量GB分解、相位张量分析,获得了研究区的构造维性特征及电性主轴方向,对不同反演模式及参数进行了对比分析,最终选择了正则化因子为10、TM模式下的二维非线性共轭梯度（NLCG）反演,结果揭示出研究区整体上具有良好的二维电性结构特征,其深部呈现复杂构造特征,结合区域地质、其它地球物理资料,得到成果如下:1、根据MT反演结果,显示上地壳呈现高阻异常、中下地壳以发育较大规模低阻异常为特征,基本呈横向分块、纵向分层展布。雅江构造带、鲜水河构造上地壳均以发育中高阻体为主要特征,在雅江构造带、鲜水河构造的中下地壳广泛发育规模较大的壳内高导体,而在丹巴构造带和康定构造带以高阻体发育为主;在断裂发育的地方普遍表现为低阻特征,表明高导体发育具有不均匀性,与断裂活动关系密切;2、对反演结果的综合分析表明,研究区剖面范围内断裂发育,表现为低阻异常或电性梯度带,且以倾角陡立的深大断裂为主,断裂延伸多终止于上地壳,断裂构造倾向以北东为主,少部分倾向南西,断裂倾角浅部较陡,往深部渐变缓,主要的深大断裂为各构造单元的分界断裂,对本区其它构造活动起主导作用;鲜水河构造带内发育的断裂呈似花状特征,鲜水河主干断裂为切割深度达莫霍面的超壳断裂;3、研究区上地壳高导体的产生可能和断裂走滑挤压过程中生热、岩石破碎造成孔隙变大并被含水（盐）流体所充填等因素有关;中下地壳规模较大的高导体可能是在含盐（水）流体参与下地壳的部分熔融所形成,高导体发育规模及范围进一步扩大,在遇到较刚性块体阻挡时,高导体向上或向下沿断裂分支流动,进而引起地壳增厚、地表隆升形变。
朱弟成,王青,詹琼窑,谢锦程[4]（2021）在《三江北段晚三叠世构造-岩浆作用和几个相关的科学问题》文中认为中国西南三江北段的松潘-甘孜褶皱带和义敦地体以强烈的晚三叠世构造-岩浆活动为特征。松潘-甘孜褶皱带的岩浆活动主要发生在228～190 Ma（峰期时代为约210 Ma）,略晚于义敦地体的岩浆活动（236～200 Ma,峰期时代为约216 Ma）。金沙江洋可能经历了西向和东向的双向俯冲,于晚二叠世末—早三叠世初闭合,甘孜-理塘洋可能是金沙江洋东向俯冲背景下形成的弧后盆地,在217 Ma以前已经闭合。松潘-甘孜褶皱带和义敦地体晚三叠世岩浆岩均属于碰撞后岩浆作用的产物,可能分别与岩石圈拆沉和东向俯冲的金沙江洋俯冲板片的断离有关。这些晚三叠世碰撞后岩浆活动记录了地幔物质的贡献,幔源镁铁质岩浆的结晶分异作用在中酸性岩浆岩的形成过程中起到了重要作用,反映了地壳的净生长。三叠纪不同地体之间的碰撞导致了明显造山作用,造成了具有空间差异性的地壳增厚和山脉隆升。
邓山泉,章文波,于湘伟,宋倩,王小娜[5]（2020）在《利用区域双差层析成像方法研究川滇南部地壳结构特征》文中提出本文联合使用云南、四川和贵州地震台网的85个地震台站在2008年1月—2017年12月期间记录的49130个地震、317366个初至Pg震相绝对到时数据和2674110条高精度的相对到时数据,采用区域双差地震层析成像方法联合反演了川滇南部地壳三维P波速度结构和39621个地震的震源参数,探究了川滇南部中下地壳流和腾冲火山区岩浆囊的分布特征.研究结果表明:（1）川滇南部上地壳的速度异常特征与地表地形密切相关;（2）小江断裂带的中下地壳存在一条绵延近二百多公里的低速异常结构,最南端受到红河断裂带的阻挡而终止于断裂带南段北侧,这可能是川滇南部的一条中下地壳流,低速异常结构在红河断裂带南段转而向南东流动反映了红河断裂带可能为川滇菱形块体的西南边界;（3）红河断裂带各段速度异常存在明显的差异,重定位后的震源分布显示红河断裂带中段和南段虽然不如北段地震活动强烈,但地震震源深度分布较北段深;（4）腾冲火山区西侧和北侧下方10～20 km深度范围内存在的低速异常体推测为通过怒江断裂带形成的岩浆通道从中地壳涌入上地壳的岩浆囊,可能反映了自更新世延续至今的以橄榄玄武岩和安山岩为主要岩性的壳内岩浆活动,持续的岩浆活动为地表热活动提供了主要动力.
何旭东[6]（2020）在《金沙江白格特大型滑坡失稳机理研究》文中认为白格滑坡发生于2018年10月11日和2018年11月3日,间隔24天先后发生两次特大型滑坡,并两次形成堰塞体阻断金沙江。虽未直接造成人员伤亡,但因堰塞湖水位上涨和堰塞湖泄洪,导致金沙江上、下游乡镇部分房屋损坏,道路、桥梁冲毁,耕地被淹没,造成上、下游较大次生灾害和经济损失,并产生了巨大的社会影响。在环青藏高原,高地壳隆升速率、高海拔和高地震烈度地区开展滑坡发育分布特征和成因机理研究还有很多问题值得探索。特别是随着川藏铁路、川藏高速公路和水电工程的相继规划、建设,针对区域滑坡的发育特征及失稳机理的研究亟需开展,为川藏铁路、公路建设沿线边坡防治提供一定的参考价值。在眉山地质工程勘察院实习期间,参加了白格滑坡的野外现场调查工作。通过相关查阅文献和资料,采用现场地质调查、钻探、遥感影像解译、数值模拟和后期变形监测等方法,查明白格滑坡的工程地质条件,阐明白格滑坡的变形发展历程,分析白格滑坡的失稳机理。所得认识主要如下:（1）通过对白格滑坡地质条件进行详细的调查,得出白格滑坡位于金沙江深切峡谷段,河谷多为“V”型谷,滑坡发育于金沙江右岸（西藏岸）陡-缓-陡的台阶状岸坡。滑坡受后缘的波罗-木协断层（F14）影响,斜坡上部主要为华里西期侵入的蚀变碎裂状蛇纹岩,中下部为元古界雄松群组变质片麻岩,白格滑坡为上部坡体岩质软下部坡体岩质硬的岩质高边坡。（2）白格滑坡为大型高位、高速的岩质滑坡。滑坡平面形态呈圈椅状,主滑体呈楔形体,剖面形态呈陡缓相间的阶状。斜坡发育3级平台:第Ⅲ级平台最大,高程约3550～3450m;Ⅱ级次之,高程约3200～3100m;Ⅰ级平台很小,高程约2970～2940m,位于滑坡剪出口。滑坡后缘高程3732m,前缘高程2882m,前后高差约850m,剪出口位置位于金沙江面以上,高程约为3000m。滑坡纵向长约1600m,最大宽度约700m,平均宽度约550m,平均厚度45m,主滑方向82°～102°。（3）对现场变形破坏迹象进行了详细勘察,根据滑坡形态和变形特征,将滑坡体分滑源区（A1、A2）,刮铲区（B1、B2）,堆积区（C）,涌浪影响区（D）,滑坡影响区（K1、K2、K3）。根据滑源区岩性的差异,细分为左滑源区（A1）、右滑源区（A2）两个亚区;由于刮铲程度不同分为主刮铲区（B1）和次刮铲区（B2）;滑坡影响区根据位置关系分为后缘不稳定区（K1）,下游侧不稳定区（K2）和上游侧不稳定区（K3）三个亚区。（4）基于现场调查,得出不利的坡体结构为滑坡形成的不良地质条件,金沙江河谷的河流下切侵蚀、降雨和地震都对斜坡的演化起到明显不利于影响,导致斜坡局部破坏,逐步形成边坡破坏边界。滑坡及形成分为三个阶段:后缘滑移和沉降下错阶段;坡体裂缝发展、贯通,锁固段形成阶段;锁固段剪切破坏-滑坡高速滑动阶段。（5）通过滑坡区岩石物理力学试验得出:华里西期侵入蛇纹岩内摩擦角为31.3°,内聚力为3.22MPa,抗剪能力低,单轴抗压强度14.45MPa;元古界雄松群组片麻岩的内摩擦角45°,内聚力21.3MPa,抗剪能力高,单轴抗压强度45.01MPa;二者的力学性质差异与地形条件是片麻岩演化形成锁固段的根本原因。其中蚀变的蛇纹岩遇水易软化,岩体强度急剧降低。（6）选取白格滑坡Ⅰ-Ⅰ工程地质剖面,采用FLAC-3D6.0软件对滑坡进行建模进行了模拟,结果表明:（1）白格滑坡未完成下切时,初始应力总体上从坡表向里增大,最大主应力为-61Mpa。在河谷完成下切时,最大主应力为-37Mpa,边坡在河流下切侵蚀过程中,边坡发生了明显的侧向和垂向卸荷,最大主应力降低了24Mpa。在河谷未下切前,最小主应力为压应力,最小主应力为-21.7Mpa。河谷完成下切后,最小主应力中既有压应力同时也存在拉应力,在边坡河谷处,应力减小,最小主应力为-14.2Mpa,在坡顶和斜坡的中上部的坡表,出现了拉应力区域,大小约为0.023Mpa。越靠近金沙江方向,坡表的最小主应力变化较大,深部位置变化较小。表明卸荷作用主要发生在临空条件较好的坡表,且卸荷分带明显。（2）在地震工况下,加剧了坡体的变形。在坡体的F14断层附近出现了明显的拉张裂缝,由于蛇纹岩的力学性质较差,蛇纹岩中出现有条带状的应力集中带。在蛇纹岩和片麻岩交界的地方,出现了局部鼓胀,坡体整体处于稳定状态。（3）在降雨工况下,表层地下水的汇集,增加了岩土体的容重,坡体表层的第四系和全风化的蛇纹岩渗透性较好,利于雨水下渗。斜坡上部的蛇纹岩在雨水加载、强度软化和水力作用下,出现局部失稳。在滑坡的剪出口,塑性区逐渐沿着强卸荷底界向上贯通,但未形成贯通面。坡体的片麻岩充当了“挡墙”作用。（4）在降雨和地震作用后,上部蛇纹岩在重力的作用下,坡体后缘的沉降加剧,拉张裂缝加深。坡体中部的片麻岩无法承受坡体上部的荷载,塑性区贯通,滑坡失稳。失稳后,由于坡体具有良好的临空条件,上部陡部在坡体具备了较大的能量,向N90°E方向金沙江失稳,并沿线刮铲坡土体表面,在金沙江的对面四川岸形成了涌浪区,最后堵塞金沙江,形成了堰塞湖。
徐煜[7]（2020）在《金沙江白格滑坡形成机理及残余体变形趋势研究》文中进行了进一步梳理2018年10月和11月,昌都市江达县波罗乡白格村先后发生了两次大规模滑坡,堵塞金沙江河道,造成下游多处村庄淹没、道路设施被毁。滑坡还造成斜坡顶部岩体松动,存在再次失稳的风险。因此,本文以白格滑坡为研究对象,揭示滑坡的形成机理,为该区的滑坡治理提供理论依据,对保障人民生命财产安全、维护社会治安具有重大实际意义。通过文献查阅和分析,阐明滑坡所在河谷的地质演化过程。采用现场地质调查、钻探、遥感影像解译、数值模拟和变形监测等方法,查明白格滑坡的工程地质条件,阐明白格滑坡的变形发展历程,分析白格滑坡的形成机理,并对白格滑坡后缘残余体的变形发展趋势和可能的破坏方式进行初步研究。所得认识主要如下:（1）白格滑坡所在河段属于金沙江深切峡谷段,河谷多为“V”型谷,斜坡形态呈“陡-缓-陡-缓-陡”状,除顶部平台外,滑坡上还发育有2级平台。第1级平台高程约在2940～2960m,范围较小,地形较缓;第2级平台发育相对较小,高程约在3550～3450m,无农户居住,第2级平台前缘地形较陡,历史时期多发生滑塌变形。（2）根据对滑后现场变形破坏的调查,将坡体自上而下分为主滑区、阻滑区和影响区。主滑区主要位于第2级平台前缘陡坡段及以上斜坡范围,约在高程3250m以上,坡体主要由碎裂状蛇纹岩和片麻岩组成;阻滑区则主要位于第2级前缘陡坡段之下的局部片麻岩区,高程范围约3100～3250m,片麻岩体内结构面发育较差;影响区为阻滑区下部斜坡范围,斜坡部分岩土体受铲刮作用被带走。（3）白格滑坡最早在1966年便出现小规模滑塌变形,变形发展历经近52年。初始以滑坡后缘左侧及斜坡中部右侧发生小规模滑塌变形;2010年以后,主滑区后缘右侧片麻岩区发生局部蠕滑下错,后部形成拉裂缝,并逐渐扩展、贯通,构成滑坡后缘边界;2015年以后,滑坡变形加剧,主滑区岩土体发生蠕滑变形并挤压下部坡体;2017年至2018年,滑坡变形趋于一个整体,滑坡进入临滑阶段。（4）白格滑坡的形成演化主要分为四个阶段:（1）主滑区斜坡岩体蠕变变形阶段:该阶段变形主要以主滑区斜坡岩体蠕滑变形为主,后部形成不连续拉裂缝;（2）后缘裂缝贯通、剪切变形阶段:主滑区岩土体蠕变变形加剧,后部拉裂缝扩展、贯通,并不断加深、加宽,坡体内潜在剪切面上剪应力集中,发生剪切变形。主滑区前部发生鼓胀、隆起;（3）阻滑区“锁固段”形成阶段:主滑区变形加剧并挤压下部,下部片麻岩体内应力进一步集中,应力应变进一步增大,具有较高应力能与较大应变能,最终演变成锁固段;（4）“锁固段”剪断阶段:主滑区岩土体继续挤压斜坡下部,剪应变进一步发展,应力不断向前集中,伴随着降雨作用,锁固段最终被剪断,滑坡发生。其变形破坏模式可归结为“蠕变—拉裂—剪切—剪断式”。（5）选取白格滑坡1-1’工程地质剖面,通过FLAC-3D对滑坡进行建模计算,分别取5000时步、50000时步、60000时步和100000时步时滑坡模型的位移变形、应力状态及剪应变增量分布,结果表明:白格滑坡在初始状态下存在小范围位移变形,且变形量较小;坡体内存在剪切变形区,但变形较小,主要集中在主滑区内。当计算到50000时步,坡表拉应力范围增大,滑坡变形向深部发展,剪应力向下集中,中下部片麻岩锁固段出现剪应变。当计算到60000时步,坡体内剪切变形加剧,坡体前部逐渐隆起。当计算到100000时步,滑坡变形加剧,潜在剪切面逐渐贯通。（6）后缘残余体共分为3个强变形区,K3区整体稳定性相对K2区较好,但相对K1区较差。K1变形区在经过治理后,总体变形趋于收敛,稳定性相对较好,推测区内存在3个潜在滑动面。K2区内变形较为强烈,小规模滑塌不断,已进入加速变形阶段,稳定性差,前部地形陡变处在降雨等诱发因素下有很大可能性发生失稳,推测区内存在2个潜在滑动面。K3区总体上处于匀速变形阶段,块体前部有变形加速的趋势,推测区内存在2个潜在滑动面。
余厚云[8]（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》文中研究指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。
李洪奎[9]（2020）在《四川盆地地质结构及叠合特征研究》文中提出盆地与造山带研究是地质学家关注的热点问题,盆地的研究也是地球系统科学的重要组成部分。位于青藏高原东缘的四川盆地是环青藏高原盆山体系中的重要构造单元,也是经历了多旋回构造演化的克拉通内含油气叠合盆地。研究四川盆地的内部结构、不同时期的盆地类型与纵向上的叠置关系,对于四川盆地乃至扬子克拉通构造演化研究,加快四川盆地海相碳酸盐岩的勘探步伐,拓展四川盆地的勘探新领域,进一步扩大资源规模都具有重要意义。目前对四川盆地地质结构的认识已经有诸多成果,但仍然存在一些问题。对基底结构的研究主要依靠重磁电资料的解译,缺乏最新地震剖面的约束;盖层结构的刻画随着盆地资料精度的提高有待细化;不同地质历史时期的原型盆地性质需要深化研究;基底对盖层发展演化的影响研究比较薄弱,急需攻关,以提高对盆地的整体认识。因此,论文以四川盆地这一复杂含油气盆地为研究对象,在盆地动力学理论指导下,利用最新的地质、地球物理资料,对盆地内部不同时期的建造与改造进行详细剖析,揭示四川盆地的结构与不同时期发育的盆地原型,建立盆地演化序列及叠合模式,并对盆地叠合演化的动力机制、基底对盖层构造演化的控制作用进行探讨。取得的主要成果与认识如下:（1）在基底结构方面,厘定出17条呈“棋盘格式”展布的基底断裂,提出了四川盆地基底具有纵向上的三分性和横向上的三分性。纵向上由结晶基底、褶皱基底和沉积基底组成,横向上由峨眉-成都-三台、泸州-重庆-开江和广元-南江三个磁性不同的岩块组成。同时将四川盆地基底划分为3个二级构造单元（川中基底隆起带、川西基底拗陷带和川东基底拗陷带）、7个三级构造单元（川西南、川西北、川南、川中、川北、川东南和川东北基底构造带）。（2）在盖层结构方面,识别出五个明显的区域不整合面,将盖层在纵向上自下而上可划分为五个构造层:震旦系-志留系构造层（Z-S）、下二叠统-中三叠统构造层（P1l-T2l）、上三叠统须家河组一段-三段构造层（T3x1-T3x3）、上三叠统须家河组四段-侏罗系构造层（T3x4-J）、白垩系-第四系构造层（K-Q）。（3）在原型盆地叠合演化方面,提出处于地壳震荡环境下的四川盆地自下而上形成了海相克拉通裂陷盆地（Z-S）、海相克拉通拗陷盆地（D-T2l）、海陆交互相断陷盆地（T3x1-T3x3）、陆相拗陷盆地（T3x4-J）、前陆盆地（K-Q）等原型盆地的有序叠合。（4）在基底对盖层的控制作用方面:（1）认为基底结构及基底深大断裂控制了盆地现今的宏观构造格局。基底在横向上的三分性和“棋盘格式”的基底断裂系统致使现今盆地呈现出具有菱形边框、西部凹陷、中部隆起和东部强烈变形的特征。（2）厘定出基底断裂及基底活动控制了乐山-龙女寺古隆起的发育。北东向华蓥山断裂、龙泉-通江断层以及北西向厚坝-蓬安-丰都断裂控制了乐山-龙女寺古隆起构造形态、展布,基底堑垒式构造差异活动导致乐山-龙女寺古隆起进一步抬升剥蚀,古隆起范围扩大。（3）认为基底断裂的分期活动控制了活动时期的沉积格局。早寒武世晚期,华蓥山断裂、齐岳山断裂、厚坝-蓬安-丰都断裂、南江-通江-开江断裂及乐山-龙女寺古隆起控制了整个四川盆地龙王庙组沉积格局;晚二叠世长兴期,南江-通江-开江断裂与昭化-碧泉-达州断裂、厚坝-蓬安-丰都断裂与遂宁-合川断裂为两对倾向相对的正断层,由于基底断裂的差异性活动,在盖层形成北西向展布的开江-梁平海槽与篷溪-武胜台凹,以及相伴的地垒构造,由此形成晚二叠世四川盆地“三隆两凹”的古地理格局,控制了这一时期的沉积格局。
詹琼窑[10]（2020）在《川西九龙地区晚三叠世高Sr、低Y花岗岩成因及青藏高原东部边界初始生长》文中指出地壳内的岩浆作用通常贯穿了整个地壳,形成穿地壳岩浆系统。在穿地壳岩浆系统中,由于深部地壳具有高的热效应,岩浆成分分异总地来说发生在深部地壳。因而地壳厚度对岩浆成分具有一定的控制作用,反过来也可以通过岩浆成分重建地壳厚度。重建造山带古地壳厚度对于探讨造山带构造演化具有重要意义。近年来的地球化学大数据统计发现岩浆岩Sr/Y和（La/Yb）N比值与地壳厚度之间存在正相关关系,可以用来定量重建造山带古地壳厚度。高Sr/Y比值的花岗岩通常被认识是高压下岩浆作用的产物,从而指示增厚地壳的存在。然而,源区成分对于高Sr/Y 比值的影响没有被很好地限定。现今的青藏高原东部松潘-甘孜褶皱带具有显着增厚的地壳和高的海拔,其增厚地壳和高海拔是何时开始形成的存在较大争议。厘定松潘-甘孜褶皱带内晚三叠世强烈的褶皱变形和广泛的岩浆活动是否标志着高原的初始生长具有重要意义。同时,源区成分和压力对于松潘-甘孜褶皱带内晚三叠世高Sr/Y 比值花岗岩成因的控制需要进行限定。本文通过松潘-甘孜褶皱带晚三叠世大量中、酸性岩浆岩的Sr/Y 比值定量重建了当时的地壳厚度。同时以松潘-甘孜褶皱带东南部九龙地区的日鲁库高Sr/Y比值花岗岩为例,探讨了源区成分和压力对高Sr/Y比值花岗岩的成因控制。青藏高原东部边界现今显着增厚的地壳和高的海拔通常被认为形成于新生代的脆性地壳增厚或塑性下地壳流。然而本文通过松潘-甘孜褶皱带内大量中、酸性岩浆岩的Sr/Y比值限定的晚三叠世地壳厚度结果表明青藏高原东部边界在当时就存在增厚的地壳。在大约220 Ma到190 Ma期间,青藏高原东部边界地壳厚度为44±6 km到67±9 km。该时期内的平均地壳厚度为55±2 km,根据Airy均衡限定的平均海拔为2,600±300 m。晚三叠世增厚的地壳和高的海拔可以得到独立的地质证据支持,包括强烈的构造缩短,近同期的巴罗式变质作用,前陆盆地的形成。这表明青藏高原东部边界最初形成于晚三叠世,这一区域具有长时期的地壳增厚和造山历史。松潘-甘孜褶皱带东南部的日鲁库岩基侵位于约207 Ma,侵位深度约为14 km。来自岩基的二长花岗岩具有高Sr（481-1195ppm）,低Y（6.62-20.6ppm）以及高Sr/Y 比值（35-112）和（La/Yb）N比值（15-113）的特征。富集的全岩Sr、Nd同位素特征和锆石Hf同位素特征以及区域构造演化历史表明这些高Sr/Y比值的花岗岩不是起源于俯冲洋壳的部分熔融。低的Cr含量（0.8-1.0ppm）,Ni含量（0.9-3.2ppm）以及低的Mg#（24-41）表明它们同样不是起源于增厚拆沉下地壳的部分熔融。这些高Sr/Y 比值的花岗岩具有高的Rb含量（>150 ppm）和低的Sr/Rb比值（<5）,与低压下地壳岩石在注水熔融条件下斜长石优先于云母熔融不一致。基于大量实验岩石学的地球化学模拟表明源区成分对于限定日鲁库高Sr/Y 比值花岗岩的起源深度具有重要影响。综合研究表明在不能限定源区成分的前提下,单独的高Sr/Y 比值花岗岩岩体不能简单用来推断增厚地壳的存在。而根据一个造山带中大量近同期并具有不同Sr/Y 比值的中、酸性岩浆岩成分并结合基于全球数据拟合的经验公式可以更加合理地重建造山带古地壳厚度。
二、藏东川西及其以南地区深部地质构造特征（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、藏东川西及其以南地区深部地质构造特征（论文提纲范文）
（1）青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 青藏高原东缘研究现状及科学问题 |
| 1.1.1 青藏高原扩展动力学模型的争论 |
| 1.1.2 青藏高原东缘扩展与演化机制的争议 |
| 1.1.3 青藏高原东缘新生代构造隆升剥露历史 |
| 1.1.4 雅砻江逆冲带研究的科学问题 |
| 1.2 研究内容及研究思路 |
| 1.3 工作量统计 |
| 第二章 区域地质地貌概况 |
| 2.1 高原东南缘宏观地貌特征 |
| 2.2 主要构造单元与地层分布 |
| 2.3 主要断裂与地层分布 |
| 2.4 深部构造特征 |
| 第三章 研究方法 |
| 3.1 低温热年代学 |
| 3.1.1 (U-Th)/He法 |
| 3.1.2 裂变径迹法(FT) |
| 3.1.3 数值模拟 |
| 3.2 地貌特征分析 |
| 3.3 河流阶地及下切侵蚀速率 |
| 第四章 玉农希断裂带晚白垩-新生代剥露的时空特征 |
| 4.1 玉农希断裂地质背景及现状 |
| 4.2 玉农希断裂带活动的热年代学证据 |
| 4.2.1 剖面设计及样品采集 |
| 4.2.2 样品结果及分析 |
| 4.3 热历史反演模拟及结果 |
| 4.3.1 模型参数 |
| 4.3.2 热历史反演结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 青藏高原东部晚白垩纪剥露 |
| 4.4.2 晚始新世-早渐新世的快速剥露及意义 |
| 4.4.3 玉农希断裂活动历史讨论 |
| 4.5 小结 |
| 第五章 雅砻江逆冲前缘带及邻区晚新生代隆升剥露的时空特征 |
| 5.1 锦屏山地区地质背景及研究现状 |
| 5.1.1 地质地貌特征 |
| 5.1.2 雅砻江逆冲前缘带及邻区构造活动历史研究 |
| 5.2 雅砻江逆冲带晚新生代以来的热年代学记录 |
| 5.2.1 剖面设计与样品采集 |
| 5.2.2 磷灰石和锆石(U-Th)/He测试分析及结果 |
| 5.3 热历史反演模拟及结果 |
| 5.4 讨论 |
| 5.4.1 青藏高原东缘渐新世构造变形与地表剥露 |
| 5.4.2 中中新世以来构造变形与地表剥露 |
| 5.4.3 雅砻江逆冲前缘带的隆升剥露对区域变形的指示 |
| 5.4.4 雅砻江逆冲带活动特点与历史讨论 |
| 5.5 小结 |
| 第六章 青藏高原新生代隆升剥蚀与扩展讨论 |
| 6.1 低温热年代学研究(Myr)证据 |
| 6.1.1 青藏高原东缘新生代隆升剥露与断裂活动 |
| 6.1.2 青藏高原东北缘、天山地区新生代隆升剥露与断裂活动 |
| 6.2 河流阶地证据(Myr-Kyr) |
| 6.2.1 河流阶地成因分析 |
| 6.2.2 基于河流阶地约束的侵蚀速率 |
| 6.3 流域尺度~(10)Be剥蚀速率(Kyr) |
| 6.4 讨论 |
| 6.4.1 青藏高原向东扩展过程及机制 |
| 6.4.2 青藏高原新生代隆升剥蚀与向外扩展 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 主要结论与认识 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 存在问题 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 作者简介 |
| 攻读博士学位期间发表的论文 |
（2）川西高寒湿地多源遥感监测及其时空变化特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 绪论 |
| 1.1 研究背景与意义 |
| 1.1.1 研究背景 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 国内外研究进展 |
| 1.2.1 高寒湿地及其分类系统研究 |
| 1.2.2 高寒湿地遥感分类与信息提取研究 |
| 1.2.3 高寒湿地生态环境变化遥感监测研究 |
| 1.2.4 高寒湿地时空变化特征与情景模拟研究 |
| 1.2.5 川西高寒湿地研究面临的问题和挑战 |
| 1.3 论文研究内容与结构安排 |
| 1.3.1 论文研究内容 |
| 1.3.2 论文组织结构 |
| 1.4 论文的创新点 |
| 第2章 研究区概况与数据源 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 区域地质概况 |
| 2.1.2 自然地理概况 |
| 2.1.3 社会经济概况 |
| 2.2 数据源与预处理 |
| 2.2.1 遥感卫星影像 |
| 2.2.2 卫星驱动产品 |
| 2.2.3 基础地理与野外调查数据 |
| 第3章 高寒湿地遥感识别与变化监测关键技术 |
| 3.1 遥感大数据处理技术 |
| 3.1.1 遥感云计算 |
| 3.1.2 遥感云计算平台 |
| 3.2 同源遥感数据融合技术 |
| 3.2.1 数据融合的作用 |
| 3.2.2 同源遥感数据融合算法 |
| 3.3 机器学习遥感分类 |
| 3.3.1 基于像素分类(PBIA) |
| 3.3.2 面向对象分类(OBIA) |
| 3.3.3 深度学习分类(DL) |
| 3.4 复合光谱指数计算 |
| 3.5 空间数据多尺度网格化 |
| 3.6 趋势变化检测模型 |
| 3.6.1 Linear Regression Model(LRM)模型 |
| 3.6.2 Mann-Kendall Model(MKM)模型 |
| 3.6.3 Sen’s Slope Model(SSM)模型 |
| 3.6.4 变化趋势显着性检验模型 |
| 3.7 空间分布模拟模型 |
| 3.7.1 BIOCLIM和 DOMAIN模型 |
| 3.7.2 MAXENT模型 |
| 3.7.3 GARP模型 |
| 3.8 关键技术集成 |
| 3.9 小结 |
| 第4章 高寒沼泽湿地多源遥感分类与信息提取 |
| 4.1 高寒沼泽湿地分类方案 |
| 4.2 高寒沼泽湿地分类实验与验证 |
| 4.2.1 实验区选择和样本采集 |
| 4.2.2 高寒沼泽湿地PBIA分类与验证 |
| 4.2.3 高寒沼泽湿地OBIA分类与验证 |
| 4.2.4 高寒沼泽湿地DL分类与验证 |
| 4.3 分类方法精度与效率对比 |
| 4.4 高寒沼泽湿地资源估算与可视化 |
| 4.5 小结 |
| 第5章 高寒河流与湖泊湿地光谱指数提取 |
| 5.1 高寒河流与湖泊湿地提取方案 |
| 5.2 高寒河流与湖泊湿地判读标志 |
| 5.3 高寒河流与湖泊湿地水体指数计算 |
| 5.4 水体指数提取效果与阈值分析 |
| 5.4.1 水体指数提取效果分析 |
| 5.4.2 水体指数数值分布分析 |
| 5.5 高寒河流与湖泊湿地信息提取 |
| 5.6 高寒河流与湖泊湿地资源量估算 |
| 5.7 小结 |
| 第6章 高寒湿地生态环境变化遥感大数据监测 |
| 6.1 高寒湿地生态环境遥感监测指标体系 |
| 6.2 高寒湿地生态环境变化遥感监测方法 |
| 6.2.1 高寒湿地生态环境监测尺度 |
| 6.2.2 湿地生态环境趋势变化分析方法 |
| 6.3 高寒沼泽湿地生态环境时空变化遥感监测 |
| 6.3.1 高寒沼泽湿地样带选择与空间分布 |
| 6.3.2 高寒沼泽湿地植被覆盖时空变化分析 |
| 6.3.3 高寒沼泽湿地生物量时空变化分析 |
| 6.3.4 高寒沼泽湿地水文环境时空变化分析 |
| 6.3.5 高寒沼泽湿地气候环境时空变化分析 |
| 6.3.6 高寒沼泽湿地外部干扰时空变化分析 |
| 6.4 高寒湖泊湿地生态环境变化遥感监测 |
| 6.4.1 高寒湖泊湿地样点选择与空间分布 |
| 6.4.2 高寒湖泊湿地生态环境变化遥感分析 |
| 6.5 小结 |
| 第7章 高寒湿地时空变化特征与情景模拟 |
| 7.1 高寒湿地时空变化特征 |
| 7.1.1 高寒湿地季节变化特征 |
| 7.1.2 高寒湿地年际变化特征 |
| 7.1.3 高寒湿地面积变化特征 |
| 7.2 高寒湿地时空变化影响因素分析 |
| 7.2.1 因子选择与空间化处理 |
| 7.2.2 多重共线性诊断 |
| 7.2.3 最佳分析尺度 |
| 7.2.4 逻辑回归分析 |
| 7.2.5 因子贡献度排序 |
| 7.3 高寒湿地时空变化情景模拟 |
| 7.3.1 RCP-SSP排放情景与环境数据集 |
| 7.3.2 高寒湿地现状模拟与检验 |
| 7.3.3 高寒湿地时空变化情景模拟 |
| 7.4 高寒湿地生态环境保护策略 |
| 7.4.1 建立湿地资源共享平台 |
| 7.4.2 优化湿地资源监测体系 |
| 7.4.3 协调湿地保护与经济发展 |
| 7.4.4 加强湿地变化成因研究 |
| 7.5 小结 |
| 结论与展望 |
| 1.主要结论 |
| 2.研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
| 附录 |
（3）川西鲜水河断裂带道孚-康定段深部电性结构研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 引言 |
| 1.1 研究目的与意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 川西鲜水河断裂带国内外研究现状 |
| 1.2.2 大地电磁测深法国内外研究现状 |
| 1.3 研究内容 |
| 1.4 技术路线 |
| 1.5 完成工作量 |
| 第二章 川西鲜水河断裂带地质、地球物理特征 |
| 2.1 川西鲜水河断裂带地质构造特征 |
| 2.2 鲜水河断裂带地球物理特征 |
| 2.2.1 地震研究 |
| 2.2.2 重磁研究 |
| 2.2.3 大地电磁研究 |
| 第三章 大地电磁测深理论基础 |
| 3.1 大地电磁测深方法综述 |
| 3.2 大地电磁测深法基本理论 |
| 第四章 大地电磁测深数据采集、处理及分析 |
| 4.1 野外数据采集 |
| 4.1.1 测点布设 |
| 4.1.2 数据采集 |
| 4.2 数据处理与质量评价 |
| 4.2.1 数据处理 |
| 4.2.2 数据质量评价 |
| 4.3 数据分析 |
| 4.3.1 阻抗张量分解 |
| 4.3.2 相位张量分解 |
| 第五章 大地电磁测深数据反演与综合解释分析 |
| 5.1 大地电磁测深反演综述 |
| 5.1.1 二维反演网格剖分 |
| 5.1.2 二维反演正则化因子Tau的选取 |
| 5.1.3 二维反演模式的选取 |
| 5.2 研究区Line1、Line2 测线二维反演结果分析与解释 |
| 5.2.1 Line1 测线二维反演结果 |
| 5.2.2 Line2 测线二维反演结果 |
| 5.3 二维反演结果综合解释与分析 |
| 5.3.1 Line1 线反演综合解释与分析 |
| 5.3.2 Line2 线反演综合解释与分析 |
| 第六章 研究区深部电性结构的地质认识 |
| 6.1 研究区深部电性结构讨论 |
| 6.2 高导异常块体成因探讨 |
| 6.3 鲜水河断裂带及邻区动力学机制探讨 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 论文完成的主要工作 |
| 7.2 论文的主要结论 |
| 7.3 不足之处及工作展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
（4）三江北段晚三叠世构造-岩浆作用和几个相关的科学问题（论文提纲范文）
| 1 三江北段区域地质简况 |
| 2 三江北段晚三叠世岩浆作用 |
| 2.1 松潘-甘孜褶皱带 |
| 2.2 义敦地体 |
| 3 三江北段晚三叠世岩浆成因和构造背景的不同观点 |
| 4 几个相关科学问题的讨论 |
| 4.1 甘孜-理塘洋的属性和闭合时间 |
| 4.2 金沙江洋的属性和闭合时间 |
| 4.3 同位素空间变化趋势与金沙江洋的东向俯冲 |
| 4.4 碰撞后岩浆作用与地壳生长 |
| 4.5 晚三叠世碰撞造山与地壳增厚 |
| 4 主要认识 |
（5）利用区域双差层析成像方法研究川滇南部地壳结构特征（论文提纲范文）
| 0 引言 |
| 1 数据和方法 |
| 2 反演结果与讨论 |
| (1)中下地壳流 |
| (2)红河断裂带速度结构与地震活动性 |
| (3)腾冲火山区壳内岩浆囊 |
| 3 结论 |
（6）金沙江白格特大型滑坡失稳机理研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 前言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 斜坡结构特征及分类研究 |
| 1.2.2 斜坡失稳机理及类型划分 |
| 1.2.3 滑坡形成机理量化研究方法 |
| 1.3 主要研究内容、思路及技术路线 |
| 1.3.1 主要研究内容 |
| 1.3.2 研究思路及技术路线 |
| 第2章 研究区工程地质条件分析 |
| 2.1 自然地理 |
| 2.1.1 地理位置 |
| 2.1.2 气象水文 |
| 2.2 区域地质特征 |
| 2.2.1 区域地貌 |
| 2.2.2 区域构造 |
| 2.2.3 新构造运动及地震 |
| 2.3 滑坡区工程地质条件 |
| 2.3.1 地形地貌 |
| 2.3.2 地层岩性 |
| 2.3.3 地质构造 |
| 2.3.4 水文地质条件 |
| 2.3.5 岩体风化卸荷 |
| 2.4 人类工程活动 |
| 第3章 滑坡基本特征及形成机制定性分析 |
| 3.1 滑坡基本形态及规模 |
| 3.2 滑前斜坡结构特征 |
| 3.3 滑坡结构特征 |
| 3.3.1 滑源区特征 |
| 3.3.2 刮铲区特征 |
| 3.3.3 涌浪影响区特征 |
| 3.3.4 滑坡影响区特征 |
| 3.4 滑坡变形特征 |
| 3.4.1 基于光学卫星影像的历史形变定性分析 |
| 3.4.2 滑坡启动区特征 |
| 3.4.3 滑坡主滑区特征 |
| 3.4.4 滑坡阻滑区特征 |
| 3.4.5 滑坡堆积区特征 |
| 3.5 白格滑坡形成因机制分析 |
| 3.5.1 滑坡影响因素分析 |
| 3.5.2 滑坡形成机制定性分析 |
| 第4章 滑坡区岩体物理力学试验研究 |
| 4.1 岩石物理力学实验 |
| 4.1.1 岩土体密度实验 |
| 4.1.2 岩石含水率试验 |
| 4.2 岩石力学及变形特性研究 |
| 4.2.1 岩石直接剪切强度试验研究 |
| 4.2.2 岩石单轴压缩应力-应变全过程试验研究 |
| 4.3 岩石物理力学试验综合分析及物理力学参数取值 |
| 4.3.1 岩石物理力学试验综合分析 |
| 4.3.2 岩石物理力学参数取值 |
| 第5章 白格滑坡失稳机理数值模拟研究 |
| 5.1 计算模型的建立 |
| 5.1.1 模型的建立 |
| 5.1.2 模型的范围 |
| 5.1.3 模型介质及参数 |
| 5.1.4 计算方案 |
| 5.1.5 边界条件及网格划分 |
| 5.2 初始应力场模拟 |
| 5.3 地震条件下边坡变形破坏特征分析 |
| 5.3.1 地震波的选取 |
| 5.3.2 应力场分析 |
| 5.3.3 位移特征分析 |
| 5.3.4 剪应变分析 |
| 5.4 降雨条件下边坡变形破坏特征分析 |
| 5.4.1 应力场特征分析 |
| 5.4.2 位移特征分析 |
| 5.4.3 剪应变特征分析 |
| 5.4.4 塑性区分布分析 |
| 5.5 斜坡演化模式分析 |
| 5.6 滑坡失稳机理数值模拟研究 |
| 5.6.1 应力场特征分析 |
| 5.6.2 变形场特征分析 |
| 5.6.3 破坏特征分析 |
| 5.6.4 滑坡形成机理综合分析 |
| 5.7 小结 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
（7）金沙江白格滑坡形成机理及残余体变形趋势研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题背景及研究意义 |
| 1.2 国内外研究现状 |
| 1.2.1 滑坡形成机理研究 |
| 1.2.2 碎裂岩体及其边坡失稳研究 |
| 1.2.3 白格滑坡研究成果 |
| 1.2.4 主要存在问题及不足 |
| 1.3 研究内容及技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 第2章 研究区地质环境条件 |
| 2.1 自然地理概况 |
| 2.1.1 地理位置及交通 |
| 2.1.2 气象水文 |
| 2.2 地形地貌 |
| 2.3 地层岩性 |
| 2.4 区域地质构造背景 |
| 2.4.1 大地构造背景 |
| 2.4.2 区域主要断裂 |
| 2.4.3 新构造运动与地震 |
| 2.5 构造演化 |
| 2.5.1 区域构造演化 |
| 2.5.2 现今区域构造应力场 |
| 2.6 河谷演化 |
| 2.6.1 夷平面 |
| 2.6.2 阶地 |
| 2.6.3 研究区河谷发育历史 |
| 2.7 水文地质条件 |
| 2.8 人类工程活动 |
| 第3章 白格滑坡基本特征 |
| 3.1 滑坡形态特征 |
| 3.2 滑坡物质组成与结构特征 |
| 3.3 滑坡变形破坏特征 |
| 3.3.1 基于现场调查的变形特征分析 |
| 3.3.2 基于卫星影像的变形特征分析 |
| 第4章 白格滑坡形成机理分析及数值模拟 |
| 4.1 滑坡形成机制定性分析 |
| 4.2 基于FLAC-3D数值模拟形成机理研究 |
| 4.2.1 FLAC-3D简介 |
| 4.2.2 模型建立与参数选取 |
| 4.2.3 数值模拟分析结果 |
| 第5章 白格滑坡后缘残余体变形趋势分析 |
| 5.1 残余变形体的基本特征 |
| 5.1.1 K1变形区基本特征 |
| 5.1.2 K2变形区基本特征 |
| 5.1.3 K3变形区基本特征 |
| 5.2 基于现场调查的残余体变形分析 |
| 5.2.1 K1区现场变形 |
| 5.2.2 K2区现场变形 |
| 5.2.3 K3区现场变形 |
| 5.3 基于现场监测的残余体变形分析 |
| 5.3.1 K1区监测变形 |
| 5.3.2 K2区监测变形 |
| 5.3.3 K3区监测变形 |
| 5.3.4 残余体整体位移云图 |
| 5.4 残余体的变形趋势分析 |
| 5.4.1 K1区变形趋势分析 |
| 5.4.2 K2区变形趋势分析 |
| 5.4.3 K3区变形趋势分析 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（8）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 |
（9）四川盆地地质结构及叠合特征研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第1章 引言 |
| 1.1 选题依据及研究意义 |
| 1.2 研究现状及存在问题 |
| 1.2.1 叠合盆地研究现状 |
| 1.2.2 盆地动力学研究现状 |
| 1.2.3 四川盆地地质结构研究进展 |
| 1.3 主要研究内容与研究思路 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 研究思路与研究方法 |
| 1.4 完成的主要工作量 |
| 1.5 主要创新点 |
| 第2章 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造背景 |
| 2.2 区域地层概况 |
| 2.2.1 前震旦系 |
| 2.2.2 震旦系 |
| 2.2.3 古生界 |
| 2.2.4 中生界 |
| 2.2.5 新生界 |
| 2.3 区域构造演化 |
| 2.3.1 扬子克拉通 |
| 2.3.2 秦岭造山带 |
| 2.3.3 龙门山构造带 |
| 2.3.4 松潘-甘孜褶皱带 |
| 第3章 四川盆地基底结构特征 |
| 3.1 盆地深部结构 |
| 3.1.1 航磁异常反映的深部结构 |
| 3.1.2 重力异常反映的深部结构 |
| 3.1.3 岩石圈结构 |
| 3.2 基底断裂分布 |
| 3.2.1 一级基底断裂 |
| 3.2.2 二级、三级基底断裂 |
| 3.3 盆地基底结构特征 |
| 3.3.1 基底的纵向分层结构 |
| 3.3.2 基底的横向分块结构 |
| 3.3.3 基底构造单元划分 |
| 3.4 基底结构形成的动力学背景 |
| 第4章 四川盆地盖层结构及其叠合特征 |
| 4.1 地震剖面基本地质特征 |
| 4.2 不整合面识别与盖层结构 |
| 4.2.1 关键不整合面识别及其特征 |
| 4.2.2 构造层划分 |
| 4.3 不同地质时期盆地原型 |
| 4.3.1 震旦纪-志留纪(Z-S)盆地原型-克拉通裂陷盆地 |
| 4.3.2 泥盆纪-中三叠世(D-T2~l)盆地原型-克拉通拗陷盆地 |
| 4.3.3 晚三叠世早期(T_3x~1-T_3x~3)盆地原型-断陷盆地 |
| 4.3.4 晚三叠世晚期-侏罗纪(T_3x~4-J)盆地原型-拗陷盆地 |
| 4.3.5 白垩纪-第四纪(K-Q)盆地原型-前陆型盆地 |
| 4.4 盆地叠合模式 |
| 第5章 四川盆地基底对盖层的控制作用 |
| 5.1 基底控制盆地后期构造格局 |
| 5.1.1 基底结构控制现今盆地宏观格局 |
| 5.1.2 基底断裂活动控制盆内凹陷与隆起的发育 |
| 5.2 基底控制上覆地层的古构造演化 |
| 5.3 基底断裂对盖层沉积的控制作用 |
| 5.3.1 基底断裂对龙王庙组沉积的控制作用 |
| 5.3.2 基底断裂对长兴组沉积的控制作用 |
| 结论 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 攻读学位期间取得学术成果 |
（10）川西九龙地区晚三叠世高Sr、低Y花岗岩成因及青藏高原东部边界初始生长（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题依据 |
| 1.1.1 地壳厚度对岩浆岩成分的控制 |
| 1.1.2 源区成分与压力对高Sr/Y花岗岩类成因的控制 |
| 1.2 论文选题 |
| 1.3 研究现状 |
| 1.3.1 青藏高原东部地壳增厚和高原隆升 |
| 1.3.2 青藏高原东部松潘-甘孜褶皱带中生代岩浆岩 |
| 1.4 存在的科学问题 |
| 1.5 研究内容和研究方法 |
| 1.6 取得的认识和意义 |
| 1.7 论文工作量 |
| 2 地质背景 |
| 2.1 阿尼玛卿缝合带 |
| 2.2 甘孜-理塘缝合带 |
| 2.3 金沙江缝合带 |
| 2.4 龙门山断裂带 |
| 2.5 松潘-甘孜褶皱带 |
| 3 分析方法 |
| 3.1 锆石分选、制靶、透反射和阴极发光拍照 |
| 3.2 锆石U-Pb定年及微量元素分析 |
| 3.3 锆石Hf同位素分析 |
| 3.4 全岩主微量元素分析 |
| 3.5 全岩Sr、Nd同位素分析 |
| 3.6 单矿物成分分析 |
| 4 晚三叠世青藏高原东部边界初始生长 |
| 4.1 定年结果 |
| 4.2 数据集组成及数据处理 |
| 4.3 古地壳厚度计算结果 |
| 4.4 讨论 |
| 4.4.1 现今青藏高原东部边界在晚三叠世存在增厚的地壳 |
| 4.4.2 青藏高原东部晚三叠世地壳厚度差异的原因 |
| 4.4.3 青藏高原东部晚三叠世海拔 |
| 4.4.4 大地构造意义 |
| 4.5 小结 |
| 5.源区成分和压力对日鲁库岩基花岗岩高Sr/Y比值的控制 |
| 5.1 岩体地质及岩相学 |
| 5.2 锆石U-Pb定年及地球化学分析结果 |
| 5.2.1 锆石U-Pb年龄 |
| 5.2.2 锆石微量元素 |
| 5.2.3 锆石Hf同位素 |
| 5.2.4 全岩主微量元素及Sr-Nd同位素 |
| 5.2.5 矿物成分 |
| 5.3 讨论 |
| 5.3.1 日鲁库岩基花岗岩的年龄 |
| 5.3.2 日鲁库岩基高Sr/Y花岗岩结晶条件 |
| 5.3.3 关于日鲁库岩基高Sr/Y花岗岩的不同成因解释 |
| 5.3.4 地球化学模拟 |
| 5.3.5 对青藏高原东部晚三叠世地壳厚度的指示意义 |
| 5.4 小结 |
| 6.主要认识和研究展望 |
| 6.1 主要认识 |
| 6.2 研究展望 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 个人简介 |
四、藏东川西及其以南地区深部地质构造特征（论文参考文献）
- [1]青藏高原东缘雅砻江逆冲带新生代隆升剥露及其对高原扩展的启示[D]. 陶亚玲. 中国地震局地质研究所, 2021
- [2]川西高寒湿地多源遥感监测及其时空变化特征研究[D]. 王海军. 成都理工大学, 2021
- [3]川西鲜水河断裂带道孚-康定段深部电性结构研究[D]. 李连海. 昆明理工大学, 2021(01)
- [4]三江北段晚三叠世构造-岩浆作用和几个相关的科学问题[J]. 朱弟成,王青,詹琼窑,谢锦程. 沉积与特提斯地质, 2021(02)
- [5]利用区域双差层析成像方法研究川滇南部地壳结构特征[J]. 邓山泉,章文波,于湘伟,宋倩,王小娜. 地球物理学报, 2020(10)
- [6]金沙江白格特大型滑坡失稳机理研究[D]. 何旭东. 成都理工大学, 2020(04)
- [7]金沙江白格滑坡形成机理及残余体变形趋势研究[D]. 徐煜. 成都理工大学, 2020(04)
- [8]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)
- [9]四川盆地地质结构及叠合特征研究[D]. 李洪奎. 成都理工大学, 2020
- [10]川西九龙地区晚三叠世高Sr、低Y花岗岩成因及青藏高原东部边界初始生长[D]. 詹琼窑. 中国地质大学(北京), 2020(01)