Development characteristics and controlling factors of coseismic geohazards triggered by the Luding MS6.8 earthquake occurred on September 5，2022
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摘要: 基于2022年9月5日泸定MS6.8地震的野外调查，结合遥感解译结果，总结了泸定地震同震地质灾害的发育特征和主控因素，研判了同震地质灾害的演化趋势，并针对同震地质灾害防灾减灾的不同阶段给出了相应的建议。结果显示：泸定地震同震地质灾害整体以小−中型崩塌、滑坡为主，集中分布在磨西镇和海螺沟、得妥镇湾东村、得妥镇大渡河沿岸三个区域；主震和余震、鲜水河活动断裂、地形地貌、特殊岩土体是泸定地震同震崩滑空间分布的主控因素；泸定地震震后地质灾害在未来十年内会极为活跃，需要密切关注磨西河和支沟、大渡河河谷两侧的高陡岸坡、大渡河高阶地、磨西台地边缘区域以及磨西镇、得妥镇同震崩滑密集发育的泥石流沟谷。根据同震地质灾害应急防范的管理逻辑，建议地方政府按照过渡性安置详查阶段、恢复重建阶段、长远规划阶段三个阶段来针对性地开展地质灾害的防灾减灾工作。Abstract: Based on the field investigation of the Luding MS6.8 earthquake occurred on September 5, 2022, combined with the remote sensing interpretation, the development characteristics and controlling factors of coseismic geohazards triggered by the Luding earthquake are summarized, and the evolution trend of coseismic geohazards is studied and judged. According to the different phases of prevention and mitigation of coseismic geohazards, corresponding suggestions are given in order to benefit the prevention and control of geohazards. The results show that the coseismic geohazards of the Luding earthquake are mainly small-medium-sized collapses and landslides, which are concentratedly distributed in three areas: Moxi town and Hailuogou valley, Wandong village of Detuo town and both banks of Daduhe river in Detuo town. Mainshock and aftershocks, Xianshuihe active fault, topography, special rock and sediment mass are the main controlling factors for spatial distribution of coseismic landslides triggered by the Luding earthquake. The geohazards after Luding earthquake will be extremely active in the next 10 years. It is necessary to pay close attention to the high-locality and steep slopes on both banks of the Moxihe river and its tributaries, the Daduhe river, the high-locality terrace along the Daduhe river, the edge area around the Moxi platform, and the debris flows in Moxi town and Detuo town where coseismic landslides are densely developed. Therefore, according to the management logic of emergency prevention of coseismic geohazards, it is suggested that local governments should follow the three phases of detailed investigation, restoration and reconstruction, and long-term planning to carry out geohazard prevention and mitigation work.
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前言
井地电法通过井中激发、地面接收的方式对地下目标体进行成像，该方法综合了测井与地面两种电法勘探的优势，被广泛应用于油气资源、固体矿产、工程和环境等勘察领域（Xiong et al，2020）。相较于常规的地面电阻率方法，井地电法通过井眼将电流延伸至更靠近勘探目标体的位置，这样更有利于对深部或复杂构造地区目标体的成像。针对深部小规模目标体，井地电法的异常信号可能非常微弱，导致目标体的响应特征不明显或边界识别模糊不清，以至于很难准确地圈定目标体的分布范围（戴前伟等，2013；王智，潘和平，2014），从而影响到对资源量的准确评估或对安全生产事故与环境污染的及时防治。在复杂地形起伏地区开展电磁勘探时，地形是影响电磁场分布形态的重要因素，压制地形影响是地形起伏地区地质勘探取得良好效果的关键技术之一（薛国强等，2016）。另外，随着地质勘探目标复杂度的不断提高以及对实测资料精细化处理与解释的需要，继续采用一维、二维简单模型对构造复杂地区的数据进行处理和解释已无法满足工业生产的需求（Spitzer，1995）。因此，开展三维复杂模型下井地电法的边界识别与地形校正方法研究，对提高井地电法的勘探效果具有重要的理论意义和应用价值。
边界识别是位场资料处理与解释的常用手段（Li et al，2014），但是在同属于位场范畴的井地电法中的研究及应用实例却很少。在井地电法勘探中，地质体电性横向分界面对应地表处的电流密度变化剧烈，为利用边界识别技术刻画地质体的电性分界面提供了条件。戴前伟等（2013）应用异常电位的导数来圈定目标体的边界范围；王智和潘和平（2014）通过异常电位的归一化总水平导数增强了目标体的响应特征和边界位置反映；杨沁润等（2020）和Yang等（2021）应用电位的梯度参数使目标体在地表的反映更加显著。汤井田等（2007）利用视电阻率的歧离率来确定高阻油气藏边界，但该方法对井旁盲矿的探测能力很弱。
此外，我国多山区丘陵，在这些山地开展电磁勘探，地形对电磁场响应的影响往往不容忽视（Xiong et al，2019）。尽管早在二十世纪七十年代，Ku等（1973）就指出地形对电磁场的分布存在影响，然而已有文献中针对井地电法的理论研究大多仍然是基于平坦地表的假设，在地形校正方面的研究则更少见报道。张天伦和张伯林（1995）通过水槽模拟试验给出了一种消除井地电法中地形或浅层非均匀体等干扰的方法；李长伟等（2010）通过有限元方法实现了三维带地形模型的井地电位响应计算；王智等（2018）模拟了含地形的二维极化介质模型的井地电法响应。
如何有效地离散复杂地电模型对于提高正演计算的精度和效率至关重要。相较于结构化网格，非结构化网格能更好地适应不规则的复杂模型。鉴于此，本文将基于非结构网格有限元方法开展线源三维井地电法的数值计算研究。文中通过采用对井地电法响应求取导数的方法来刻画目标体边界范围，并将差异场处理技术（Kong et al，2008；Xiong et al，2020）应用到井地电法中进行地形校正，以加强对边界的刻画和对地形的压制，提升井地电法的计算效率和成像效果。
1. 方法
在笛卡尔坐标系中，设点电流源的位置为
${\boldsymbol{r}}_0＝ $ （x0，y0，z0），电流强度为I，则空间中任意位置的电流密度${\boldsymbol{J}} $ 满足$$ \nabla \cdot {\boldsymbol{J}} = I{\text{δ}} （ {{r_0}} ） \text{，} $$ (1) 式中，
${\boldsymbol{J}} $ 为传导电流密度，单位为A/m2；δ为Dirac函数。稳态场的电场强度
${\boldsymbol{E}} $ 可表示为电位u的负梯度，即$$ {\boldsymbol{E}} ＝ - \nabla u {\text{.}} $$ (2) 由式（1）和式（2）并结合微分形式的欧姆定律，得到点源电位u满足的微分方程为
$$ \nabla \cdot （ {\sigma \nabla u} ） ＝ - I{\text{δ}} （ {{r_0}} ） \text{，} $$ (3) 式中σ为电导率，单位为S/m。
由于空气的电阻率无穷大，因此没有电流穿过地空界面
$\varGamma ^{\rm{s}}$ 流入空气中，即地表处电流密度的法向分量为零，故地表处电位u满足第二类边界条件：$$ \frac{{\partial u}}{{\partial n}} ＝ 0 {\text{.}} $$ (4) 将侧边界和下边界（Γ∞）取得足够远，使电位u在其上衰减为零，即
$$ u＝0，$$ (5) 则由式（3）—（5）可得到地下稳恒点电流源的边值问题：
$$ \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} {\nabla \cdot （ \sigma \nabla u ） ＝ - I{\text{δ}} （ {r_0} ） }， \\ {\begin{array}{*{20}{l}} {\dfrac{{\partial u}}{{\partial n}} ＝ 0}&{{\varGamma ^{\rm{s}}}} ， \end{array}} \\ {\begin{array}{*{20}{l}} {u ＝ 0}&{{\varGamma ^\infty }} {\text{.}} \end{array}} \end{array}} \right. $$ (6) 依据变分原理以及第一标量格林定理，方程（6）对应的变分问题为
$$ \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} { F （ u ） ＝ \dfrac{1}{2}\displaystyle\iiint_V {\nabla u \cdot （ {\sigma \nabla u} ） {\rm{d}}V － \displaystyle\iiint_V {uI{\text{δ}} （ {r_0} ） {\rm{d}}V}}}， \\ { {\text{δ}} F （ u ） ＝ 0} ，\\ {\begin{array}{*{20}{c}} {u ＝ 0}&{{\varGamma ^\infty }} \end{array}} {\text{.}} \end{array}} \right. $$ (7) 井地电法通过钢套管向地层供电时，套管直径远小于套管长度，因而可将钢套管简化为有限长线电流源模型来处理（谭河清等，2004）。有限长线源产生的电位可以看成是将线源划分为n段小线源产生的电位的叠加，而每段小线源均可当作点源处理。根据叠加原理，线源激励的电位变分问题为
$$ \left\{ {\begin{array}{*{20}{l}} {{F^*} （ u ） ＝ \displaystyle\sum\limits_{m ＝ 1}^n {\left[ {\dfrac{1}{2}\displaystyle\iiint_V {\nabla u \cdot （ {\sigma \nabla u} ） {\rm{d}}V － \iiint_V {uI{\text{δ}} （ {r_0} ） {\rm{d}}V}}} \right]} } ，\\ {\delta {F^ * } （ u ） ＝ 0} ，\\ {u ＝ 0}\quad{{\varGamma ^\infty }} {\text{.}} \end{array}} \right. $$ (8) 将方程（8）中第一式展开成如下的表达形式：
$$ {F^ * } （ u ） ＝ \sum\limits_{m ＝ 1}^n {\left\{ {\frac{1}{2}\iiint_V {\left[ {\frac{{\partial u}}{{\partial x}}\left( {\sigma \frac{{\partial u}}{{\partial x}}} \right) ＋ \frac{{\partial u}}{{\partial y}}\left( {\sigma \frac{{\partial u}}{{\partial y}}} \right)＋ \frac{{\partial u}}{{\partial {\textit{z}}}}\left( {\sigma \frac{{\partial u}}{{\partial {\textit{z}}}}} \right)} \right]{\rm{d}}V － \iiint_V {uI{\text{δ}} （ {r_0} ） {\rm{d}}V}}} \right\}} {\text{.}} $$ (9) 由于本文采用线性的四面体单元剖分地电模型，因此单元e内任意点p（
$x， y， {\textit{z}}$ ）的电位u可表示为$$ {u_p} ＝ \sum\limits_{i = 1}^4 {{N_i}{u_i}} \text{，} $$ (10) 式中Ni和ui分别为四面体单元第i个节点的插值函数和电位值。
将式（10）代入到式（9）中，并取F*对ui的偏导可得
$$ \frac{{\partial {F^ * }}}{{\partial {u_i}}} ＝ \sum\limits_{m ＝ 1}^n {\sum\limits_{j ＝ 1}^4 {\iiint_V {\left[ {\sigma {u_j}\left( {\frac{{\partial {N_i}}}{{\partial x}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial x}} ＋ \frac{{\partial {N_i}}}{{\partial y}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial y}} ＋ \frac{{\partial {N_i}}}{{\partial {\textit{z}}}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial {\textit{z}}}}} \right) － {N_i}I{\text{δ}} （ {r_0} ） } \right]{\rm{d}}V}} } {\text{.}} $$ (11) 对单元e进行单元分析时，单元刚度矩阵Be中元素
${{B}}^e_{ij}$ 为$$ {{B}}_{ij}^e ＝ \iiint_V {\sigma {u_i}\left( {\frac{{\partial {N_i}}}{{\partial x}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial x}} ＋ \frac{{\partial {N_i}}}{{\partial y}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial y}} ＋ \frac{{\partial {N_i}}}{{\partial {\textit{z}}}}\frac{{\partial {N_j}}}{{\partial {\textit{z}}}}} \right){\rm{d}}V} \text{，} $$ (12) 式中三重积分采用如下的公式进行计算：
$$ \iiint_V {{{ （ {{N_1}} ） }^k}{{ （ {{N_2}} ） }^l}{{ （ {{N_3}} ） }^b}{{ （ {{N_4}} ） }^a}{\rm{d}}V ＝ \frac{{k!l!b!a!}}{{ （ {k ＋ l ＋ b ＋ a ＋ 3} ） !}}}6{V^e} \text{，} $$ (13) 式中V e为单元e的体积。
将单元刚度矩阵合成总体刚度矩阵，即可得到最终的大型线性方程组
$$ {\boldsymbol{BU}}{\text{ = }}{\boldsymbol{f}} \text{，} $$ (14) 式中，B为大型稀疏系数矩阵，U为待求节点电位向量，f为源项向量。最后采用PARDISO求解器求解方程（14）。
视电阻率计算公式为
$$ \rho ＝ \frac{{\Delta u}}{I}\frac{1}{{{K_M} － {K_N}}} \text{，} $$ (15) 式中，Δu为电位差，M和N为测量电极，K为装置系数，其表达式为
$$ \begin{split}& {K_p} ＝ \frac{1}{{4\pi （ {l_2} － {l_1} ） }}\ln \frac{{\left( {{l_2} － {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{\left({l_2} － {{\textit{z}}_p}\right)}^2} ＋ r_p^2} } \right)\left( {{l_2} ＋ {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_2} ＋ {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_p^2} } \right)}}{{\left( {{l_1} － {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_1} － {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_p^2} } \right)\left( {{l_1} ＋ {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_1} ＋ {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_p^2} } \right)}} － \\& \frac{1}{{4\pi （ {l_{2b}} － {l_{1b}} ） }}\ln \frac{{\left( {{l_{2b}} － {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_{2b}} － {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_{bp}^2} } \right)\left( {{l_{2b}} ＋ {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_{2b}} ＋ {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_{bp}^2} } \right)}}{{\left( {{l_{1b}} － {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_{1b}} － {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_{bp}^2} } \right)\left( {{l_{1b}} ＋ {{\textit{z}}_p} ＋ \sqrt {{{ （ {l_{1b}} ＋ {{\textit{z}}_p} ） }^2} ＋ r_{bp}^2} } \right)}}， \end{split} $$ (16) 式中：p代表M或N；l1，l2，l1b和l2b分别为发射、回流线源的顶、底埋深，单位为m；zp为测点埋深，单位为m；rp和rbp分别为测点距发射、回流线源的径向距离，单位为m。
2. 模型计算及结果分析
为验证本文算法的计算精度，设计垂直线源长度为300 m、电阻率为100 Ω·m的均匀半空间模型（图1），其中回流线源位于发射线源右侧4 km处且位置固定不变（下同），电流强度为20 A （下同）。从图1b中可见，均匀半空间模型的数值解与解析解基本重合，相对误差小于1%，表明了本文算法的可靠性。由图1c可知，电流主要分布于源附件一定范围内，可见以发射源为圆心呈放射状布设测量电极（如图1a所示），有利对于捕捉微弱的有效信号。
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图 1 均匀半空间模型的电极布设及计算结果（a） 电极布设；（b） 数值解与解析解对比及其相对误差；（c） 电流密度lgJ （单位为A/m2）分布Figure 1. Electrode layout and calculation results of uniform half-space model（a） Electrode layout；（b） Comparison of numerical solution with analytical solution and their relative error； （c） Distribution of current density lgJ （unit in A/m2）2.1 井地电法对高、低阻体的识别能力
模型设计如图2所示：线源长度为500 m，背景电阻率为100 Ω·m；A和B两个目标体的尺寸为200 m×200 m×40 m （按x，y，z顺序），中心埋深为170 m，中心点距源为300 m，电阻率分别为1 Ω·m和1×104 Ω·m，以发射源为中心呈左右对称分布。测线布设如图2c所示，以发射源为圆心，按环形测网方式呈放射状布置24条测线，测线近源端距源10 m，测点间距为10 m （下同），发射源位于图形中心（下同）。
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图 2 模型的剖面（a）和平面（b）以及测点分布（c）示意图Figure 2. Schematic diagram of profile （a） and plane （b） of the model and distribution of measuring points （c）图3给出了地表的视电阻率等值线图，可见高阻体和低阻体在图中均较清晰，低阻体呈现得更为清晰，高阻体在形态和水平位置的确定上相较低阻体略差。这表明，相较于高阻体，井地电法对低阻目标体的探测更加灵敏。因此可以利用井地电法圈定低阻积水采空区或隐伏矿体的分布范围，但是该方法整体上对高阻体和低阻体的边界刻画得仍然不够精确。
2.2 巷道模型的响应特征与边界识别
2.2.1 边界增强技术
在重磁资料的处理中，边界识别技术是刻画地质体边界的常用手段，其中数值类边界识别方法常利用极值或零值点来圈定地质体的边界范围。在井地电法勘探中，目标体与围岩横向边界对应地表处的电流密度变化剧烈，因而在位场资料处理中将边界识别的高阶求导和归一化总水平导数引入井地电法中，以便更加精细地刻画目标体的边界位置。
导数的求解公式由五点拉格朗日插值函数表示。一阶导数的计算公式为
$$ {f'} ＝ L_0'{f_0} ＋ L_1'{f_1} ＋ L_2'{f_2} ＋ L_3'{f_3} ＋ L_4'{f_4} \text{，} $$ (17) 二阶导数计算公式为
$$ {f{{''}}} ＝ L''_0{f_0} ＋ L''_1{f_1} ＋ L''_2{f_2} ＋ L''_3{f_3} ＋ L''_4{f_4} \text{，} $$ (18) 式中
$L'_i $ 和$L''_i $ （i＝0，1，2，3，4）分别为拉格朗日插值函数的一阶、二阶导数，fi为相应的井地电法响应。极坐标下总水平导数的计算公式为
$$ {\rm{Thd}} ＝ \sqrt {f_r^2 ＋ \frac{{f_\theta ^2}}{{{r^2}}}} \text{，} $$ (19) 式中fr和fθ分别为井地电法响应沿着径向方向r和对极角θ的导数。
归一化总水平导数为
$$ {\rm{Thd}}_{{\rm{nor}}} （ {i，j} ） ＝ \frac{{{\rm{Thd}} （ {i，j} ） }}{{\max \left[ {{\rm{Thd}} （ {i - n:i ＋ n， j － m:j ＋ m} ） } \right]}} \text{，} $$ (20) 式中，Thd（i，j）为点（i，j）处井地电法响应的总水平导数，m和n表示窗口大小。
2.2.2 模型设计与结果分析
巷道模型是煤田中的常见模型，研究积水巷道的响应特征对认识和防治矿井水害事故具有积极的意义。为了考察巷道的井地电法响应规律以及对积水采空区复杂边界范围圈定的有效性，这里设计了两个不同的巷道模型。其中，模型一展示不同空间展布的低阻巷道的井地电法计算结果，模型二探讨井地电法对积水采空区复杂边界的识别能力的提高。
模型一：如图4所示，线源长度为150 m，背景电阻率为100 Ω·m，巷道的中心埋深为55 m，电阻率为1 Ω·m。巷道的规模与相对位置如表1中所示。分别计算表1中四个不同走向、不同长度巷道模型的井地电法响应。同时，为了更加清晰、准确地刻画巷道边界，对测线上的视电阻率分别求取一阶和二阶导数，测线位置如图4b中黑色虚线所示。图5为巷道模型的地表视电阻率平面等值线图，图6为视电阻率一阶导数曲线图，图7为模型3的视电阻率二阶导数曲线图。
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图 4 模型的剖面（a）和平面（b）示意图Figure 4. Schematic diagram of profile （a） and plane （b） of the model表 1 巷道规模及位置Table 1. Roadway scale and location模型 巷道规模 巷道左侧距源/m 长/m 宽/m 高/m 1 200 20 10 100 2 200 20 10 0 3 20 200 10 100 4 500 20 10 −200 ![]()
图 5 巷道模型地表视电阻率平面等值线图（白色方框代表巷道在地表的投影）（a） 模型1；（b） 模型2；（c） 模型3；（d） 模型4Figure 5. Contour maps of apparent resistivity on surface of roadway model where the white box represents the projection of the roadway on the surface（a） Model 1；（b） Model 2；（c） Model 3；（d） Model 4![]()
图 6 巷道模型视电阻率一阶导数曲线图Figure 6. Curves of the first-order derivative of apparent resistivity of the roadway models![]()
图 7 巷道模型3的视电阻率二阶导数曲线图Figure 7. Curve of the second-order derivative of apparent resistivity of the roadway model 3由图5可见，四个不同空间展布的低阻巷道从位置到走向均得到了较为明显的反映，但其响应规律却不尽相同。沿着径向方向的巷道（图6a，b，d）的两端边界可由视电阻率的假高阻异常边界大致圈定，视电阻率低值区的长轴与巷道走向基本平行；对于垂直于径向方向的巷道（图6c），其上下两端边界均能较为准确地给出。由于源电流的影响，巷道在地表的异常显示往径向外一侧弯曲。可见，视电阻率等值线结果有助于快速确定巷道平面展布的大致位置。
虽然视电阻率平面等值线结果能够大致显示出巷道的边界位置，但是对于边界的刻画却不够清晰和准确，因而不利于积水采空区的准确定位和后期治理。为了更加清晰地圈定巷道边界，这里利用位场边界识别技术中的高阶导数方法，分别对视电阻率求取一阶和二阶导数，利用视电阻率的梯度变化特征来进一步精细刻画巷道的边界位置。在一阶导数曲线（图6）中，沿着径向方向的巷道模型1，2和4 （分别对应于图6中a，b和d）的两端边界可由一阶导数极值点（极小值或极大值）准确给出，而垂直于径向方向的巷道模型3的两侧边界仍不够清晰。对巷道模型3的响应求取二阶导数（图7）之后，二阶导数的极值点与巷道模型3两侧边界位置则对应得比较准确。由此可见，当视电阻率不足以准确地圈定目标体边界时，可以考虑使用其一阶或二阶导数来提高井地电法对巷道边界的刻画能力。需要注意的是，视电阻率的导数尽管能比较准确地给出巷道在x方向的边界（如图6和图7），但是要确定细长巷道的整体边界是困难的。
模型二：如图8所示，垮塌巷道模型的线源长度为100 m，背景电阻率为100 Ω·m；巷道尺寸为20 m×200 m×10 m （按x，y，z顺序），其中心埋深为35 m，中心点距源210 m，电阻率为1 Ω·m，垮塌部分对称分布于巷道中心的两侧且尺寸均为20 m×40 m×10 m。观测参数中除了将测线增至48条外，其余参数均不变。图9为模型响应的平面等值线图。
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图 9 平面等值线图（a） 电位；（b） 视电阻率；（c） 异常电位；（d） 电位总水平导数的负对数；（e） 电位的归一化总水平导数Figure 9. Plane contour maps（a） Electric potential；（b） Apparent resistivity；（c） Abnormal electric potential；（d） Negative logarithm of the total horizontal derivative of the electric potential；（e） Normalized total horizontal derivative of the electric potential在电位等值线图（图9a）中，低阻巷道产生的异常电位被淹没在背景场中，未能引起井地电位的显著畸变；在视电阻率等值线图（图9b）中巷道的位置指示准确、形态显示清晰；在异常电位（图9c）与总水平导数（图9d）结果中同样能准确地给出巷道的中心位置，但均不能准确刻画巷道边界的范围；在电位归一化总水平导数图（图9e）中，垮塌巷道的边界变化特征显示清晰，水平展布圈定准确。由此可见，将重磁位场处理边界的方法应用到井地电法中不仅是合适的，而且采用的电位归一化总水平导数方法显著增强了井地电法刻画巷道边界的效果。
2.3 地形的井地电法响应规律及其校正技术
我国约三分之二的国土面积为山区丘陵，众多资源分布于地形起伏地区，实际勘探常受到各种复杂地形环境的影响。张天伦和张伯林（1995）的研究结果显示，存在地形时可能会淹没目标体的井地电法响应，以至于无法准确地确定目标体的边界范围。因此，有必要深入研究地形对井地电场分布的影响规律以及地形校正技术。
为探究地形的响应特征，设计了如图10所示的均匀半空间表面的金字塔形状的纯地形（地垒或地堑）模型，其中：线源长度为500 m，电阻率为100 Ω·m；金字塔地形的宽边长260 m，窄边长100 m，中心点距源300 m。计算地垒高或地堑深取为20 m和40 m时模型的井地电法响应。图11为地表视电阻率等值线图，图中白色虚线框表示金字塔地形的上、下两个截面边界；图12为视电阻率曲线图，测线位置如图10b中虚线所示。
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图 10 地形模型的剖面（a）和平面（b）示意图Figure 10. Schematic diagram of profile （a） and plane （b） of the topographic model![]()
图 11 当地垒（a，c）和地垫（b，d）深为20 m （上）和40 m （下）时纯地形模型地表视电阻率等值线图Figure 11. Surface apparent resistivity contour maps of pure topography model with horst （a，c） and graben （b，d） being 20 m （upper panels） and 40 m （lower panels） deep由图11和图12可见，地形对井地电场分布的影响是显著的，其影响范围基本集中在地形分布区域。图11中视电阻率的异常值能准确地刻画出金字塔地形的截面边界和各条棱边。图12中视电阻率的极值也准确地指示了地形的截面边界位置，地垒和地堑地形的响应特征正好与地形形状相反，具体表现为地垒低阻、地堑高阻的异常现象，且地垒地形越高或地堑地形越深，对井地视电阻率响应的影响则越大。
由上述计算结果可见，地形对井地电位响应的影响显著，对地形起伏变化（特别是剧烈变化）地区的电法资料进行精细化处理，欲获得准确、可靠的地下电性结构信息，就必须消除地形的影响。为了有效地削弱地形因素对井地电法高精度成像的干扰，本文将差异场处理技术用于井地电法的地形压制中。该方法的具体处理思路如下：地形产生的异常电位值Utopo由含地形的均匀半空间电位Ubackg与不含地形的均匀半空间电位Uhasp来表达，即
$$ {U_{{\rm{topo}}}} ＝ {U_{{\rm{backg}}}} － {U_{{\rm{hasp}}}} \text{；} $$ (21) 再从含地形模型的总场电位Utotal中减去地形产生的异常电位Utopo，即可实现地形校正处理。地形校正后的新总场电位Unew为
$$ {U_{{\rm{new}}}} ＝ {U_{{\rm{total}}}} － {U_{{\rm{topo}}}} {\text{.}} $$ (22) 为了验证上述差异场地形校正技术的应用效果，设计一个含地形的三维井地电法模型，如图13所示。模型中线源长度为500 m，背景电阻率为100 Ω·m；代表积水采空区的低阻目标体的尺寸为200 m×200 m×20 m （按x，y，z顺序），中心埋深为160 m，中心点距源300 m，电阻率为1 Ω·m。地堑和地垒地形均设置为金字塔形状，具体参数如图13中所示。图14为未进行地形校正的地表视电阻率等值线图。
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图 13 带地形模型的剖面（a）和平面（b）示意图Figure 13. Schematic diagram of profile （a） and plane （b） of the topography model![]()
图 14 地垒（a）和地堑（b）地形未校正的地表视电阻率等值线图Figure 14. Contour maps of surface apparent resistivity for uncorrected horst （a） and graben （b）从图14中能明显地看出地形与低阻体共同引起的井地电法响应，该响应不仅体现了地下目标异常体的响应，也叠加了纯地形的结果，而且由于地形在浅地表面，其响应的影响幅度甚至远大于低阻体。也就是说，由于地形的干扰，地下目标体的响应甚至可能被淹没，这使得准确圈定低阻体的分布范围变得困难。另一方面也表明地形对井地电法响应产生的影响显著。为了提高井地电法在地形起伏地区的应用效果，有必要对地形起伏地区的观测数据首先进行地形校正处理。
图15为地形校正之后的地表视电阻率等值线图，可见经过地形校正后（如图15a，b），地形对井地电法成像的影响被显著压制，可以比较准确地给出目标体的水平位置，显著地提高了井地电法的成像精度。需要注意的是，地形校正仅消除了地形影响，并未改变由于地形存在导致接收器位置上下起伏放置所造成的影响（不同于水平地表时全部接收器到异常体的垂直距离均完全一致的情况），因此与完全水平地表时的测量结果略有差异，即：地垒地形校正后的视电阻率值（图15a）较水平地表（图15c）略大，地堑地形校正后的结果（图15b）较水平地表略小。通过地形校正后，目标体的位置和范围都可以得到较为准确的恢复，可见利用这种差异场处理技术已经显著地压制了地形对井地电法响应的影响。
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图 15 地形校正之后以及水平地表模型的视电阻率等值线图（a） 地垒地形校正后；（b） 地堑地形校正后；（c） 水平地表模型Figure 15. Apparent resistivity contour maps after topography correction and without topography（a） After topography correction for horst；（b） After topography correction for graben； （c） Model results without topography2.4 复杂模型
为了探讨地形校正对目标体边界识别的改善效果，设计如图16所示地垒地堑组合模型：线源长度为500 m，背景电阻率为100 Ω·m；目标体的尺寸为200 m×200 m×20 m （按x，y，z顺序），中心埋深为160 m，中心点距源为430 m，电阻率为1 Ω·m，地垒高或地堑深20 m，地形其余参数如图16中所示。图17为该模型的地表视电阻率等值线图。
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图 17 地形校正前（a，c）、后（b，d）的视电阻率（上）和视电阻率归一化总水平导数（下）Figure 17. Apparent resistivity （a，c） and normalized total horizontal derivative of apparent resistivity （c，d） before （upper panels） and after （lower panels） topographical correction由图17可知，经过地形校正后显著增强了地下目标体的呈现效果：地形校正前（图17a）视电阻率主要体现地形的轮廓，而地形校正后（图17b）视电阻率低阻异常准确地给出了目标体的水平位置；在视电阻率归一化总水平导数结果（图17c）中，异常主要体现的是地形的棱边，不能指示目标体的边界位置，而地形校正后的视电阻率归一化导数结果（图17d）较好地呈现了目标体的边界位置。可见，消除地形的影响有助于提高井地电法对目标体边界的识别能力。
3. 讨论与结论
本文基于非结构网格有限元方法实现了三维井地模型的电位响应模拟。文中分别计算了巷道模型和带地形模型的电位响应，并将位场处理方法引入到井地电法资料处理中，利用井地电法响应的导数更准确地圈定了目标体的边界范围。同时本文将差异场处理技术用于压制地形的影响，通过求取和分离地形引起的电位响应，显著增强了井地电法对复杂模型的成像效果。通过对设计的一系列三维地电模型的计算，得到了以下几点认识：
1） 井地电法响应的变化率能显著地增强井地电法对地下目标体边界位置的识别能力，将其用于刻画目标体的边界位置能够提高井地电法的应用效果和资料解释准确度。
2） 差异场地形校正技术能有效地压制地形干扰，利用其消除地形影响对于提高地形起伏地区井地电法资料处理与解释的精度和可信度是至关重要的。
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图 1 2022年9月5日四川泸定地震区域构造图
Figure 1. Tectonic settings of Luding earthquake occurred on September 5，2022
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图 2 2022年9月5日四川泸定地震同震地质灾害分布图
Figure 2. Distribution of coseismic landslides triggered by Luding earthquake
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图 3 （a） 磨西台地典型冰水堆积物崩塌；（b） 海螺沟景区内的高位崩塌
Figure 3. （a） Collapse occurred in glaciofluvial sediment around Moxi platform；（b） High-locality collapse occurred in Hailuogou valley
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图 4 （a） 湾东村区域大沟内的同震崩滑；（b） 湾东村村委会周边同震崩滑的面状特征
Figure 4. （a） Collapse occurred in Dagou valley of Wandong village；（b） Polygon shape feature of landslides around Wandong Village Committee
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图 5 （a） 得妥镇大渡河大桥上游的同震崩滑；（b） 磨岗岭滑坡后缘变形特征
Figure 5. （a） Landslides occurred in the upstream of Daduhe river bridge；（b） Deformation feature at backedge of Mogangling landslide
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图 6 磨西镇—田湾乡鲜水河断裂沿线同震崩滑与断裂、地震的位置关系
Figure 6. The spatial relationship between coseismic landslides and fault，earthquakes along Moxi-Tianwan segment of Xianshuihe fault
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图 7 同震崩滑距离发震断裂的空间分布规律
Figure 7. The spatial distribution law between co-seismic landslides and the seismogenic fault
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图 8 震区特殊岩土体中的同震崩塌和滑坡
（a） 燕子沟景区公路沿线的冰水堆积崩塌；（b） 海螺沟景区公路沿线坡积碎石土中形成的滑坡；（c） 大渡河沿岸S211公路云母片岩中的顺向坡滑坡；（d） 燕子沟景区公路北侧斜坡花岗岩中的崩塌
Figure 8. Co-seismic landslides occurred in special rock and sediment mass
（a） Collapse occurred in glaciofluvial sediment along road in Yanzigou valley；（b） Landslide occurred in gravel soil along road in Hailuogou valley；（c） Consequent landslide occurred in mica slate along S211 road along Daduhe river； （d） Rockfall occurred in granite along road in Yanzigou valley
表 1 历史地震震后地质灾害活跃期统计
Table 1 Statistics of active period of geohazard after historical earthquakes
地震 MS 震后地质灾害活跃期/a 1923年日本关东地震 7.9 15 1999年台湾集集地震 7.6 5 2005年巴基斯坦克什米尔地震 7.6 5 2008年汶川地震 8.0 20 2013年芦山地震 7.0 10 
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白明坤,Marie-Luce C,李海兵,潘家伟,吴琼,王世广,刘富财,焦利青,张进江,张蕾,龚正. 2022. 鲜水河断裂带乾宁段晚第四纪走滑速率及区域强震危险性研究[J]. 地质学报,96(7):2312–2332. doi: 10.3969/j.issn.0001-5717.2022.07.005 Bai M K,Marie-Luce C,Li H B,Pan J W,Wu Q,Wang S G,Liu F C,Jiao L Q,Zhang J J,Zhang L,Gong Z. 2022. Late Quaternary slip rate and earthquake hazard along the Qianning segment,Xianshuihe fault[J]. Acta Geologica Sinica,96(7):2312–2332 (in Chinese).
崔鹏,陈晓清,张建强,杨宗佶,游勇,范建容,苏凤环,孔应德,朱兴华. 2013. “4·20”芦山7.0级地震次生山地灾害活动特征与趋势[J]. 山地学报,31(3):257–265. doi: 10.3969/j.issn.1008-2786.2013.03.001 Cui P,Chen X Q,Zhang J Q,Yang Z J,You Y,Fan J R,Su F H,Kong Y D,Zhu X H. 2013. Activities and tendency of mountain hazards induced by the MS7.0 Lushan earthquake,April 20,2013[J]. Journal of Mountain Science,31(3):257–265 (in Chinese).
戴岚欣,许强,范宣梅,常鸣,杨琴,杨帆,任敬. 2017. 2017年8月8日四川九寨沟地震诱发地质灾害空间分布规律及易发性评价初步研究[J]. 工程地质学报,25(4):1151–1164. Dai L X,Xu Q,Fan X M,Chang M,Yang Q,Yang F,Ren J. 2017. A preliminary study on spatial distribution patterns of landslides triggered by Jiuzhaigou earthquake in Sichuan on August 8th,2017 and their susceptibility assessment[J]. Journal of Engineering Geology,25(4):1151–1164 (in Chinese).
范宣梅,方成勇,戴岚欣,王欣,罗永红,魏涛,王运生. 2022a. 地震诱发滑坡空间分布概率近实时预测研究:以 2022 年 6 月 1 日四川芦山地震为例[J]. 工程地质学报,30(3):729–739. Fan X M,Fang C Y,Dai L X,Wang X,Luo Y H,Wei T,Wang Y S. 2022a. Near real time prediction of spatial distribution probability of earthquake-induced landslides:Take the Lushan earthquake on June 1,2022 as an example[J]. Journal of Engineering Geology,30(3):729–739 (in Chinese).
范宣梅,王欣,戴岚欣,方成勇,邓宇,邹城彬,汤明高,魏振磊,窦向阳,张静,杨帆,陈兰,魏涛,杨银双,张欣欣,夏明垚,倪涛,唐小川,李为乐,戴可人,董秀军,许强. 2022b. 2022年MS6.8级泸定地震诱发地质灾害特征与空间分布规律研究[J]. 工程地质学报,30(5):1504–1516. Fan X M,Wang X,Dai L X,Fang C Y,Deng Y,Zou C B,Tang M G,Wei Z L,Dou X Y,Zhang J,Yang F,Chen L,Wei T,Yang Y S,Zhang X X,Xia M Y,Ni T,Tang X C,Li W L,Dai K R,Dong X J,Xu Q. 2022b. Characteristics and spatial distribution pattern of MS6.8 Luding earthquake occurred on September 5,2022[J]. Journal of Engineering Geology,30(5):1504–1516 (in Chinese).
付小方,侯立玮,李海兵,王宗秀,邹付戈. 2008. 汶川大地震(MS8.0)同震变形作用及其与地质灾害的关系[J]. 地质学报,82(12):1733–1746. doi: 10.3321/j.issn:0001-5717.2008.12.009 Fu X F,Hou L W,Li H B,Wang Z X,Zou F G. 2008. Coseismic deformation of the MS8.0 Wenchuan earthquake and its relationship with geological hazards[J]. Acta Geologica Sinica,82(12):1733–1746 (in Chinese).
黄润秋. 2011. 汶川地震地质灾害后效应分析[J]. 工程地质学报,19(2):145–151. doi: 10.3969/j.issn.1004-9665.2011.02.001 Huang R Q. 2011. After effect of geohazards induced by the Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology,19(2):145–151 (in Chinese).
黄润秋,李为乐. 2008. “5·12”汶川大地震触发地质灾害的发育分布规律研究[J]. 岩石力学与工程学报,27(12):2585–2592. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2008.12.028 Huang R Q,Li W L. 2008. Research on development and distribution rules of geohazards induced by Wenchuan earthquake on 12th May,2008[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,27(12):2585–2592 (in Chinese).
李洪梁,黄海,李元灵,张佳佳,王灵,李宝幸. 2022. 川藏铁路沿线板块缝合带地质灾害效应研究[J]. 地球科学,47(12):1–23. Li H L,Huang H,Li Y L,Zhang J J,Wang L,Li B X. 2022. Geohazard effect of plate suture zone along Sichuan-Tibet railway[J]. Earth Science,47(12):1–23 (in Chinese).
倪化勇. 2010. 海螺沟景区典型泥石流流域地貌特征及灾害防治[J]. 水土保持研究,17(1):154–158. Ni H Y. 2010. Geomorphologic characteristics of typical debris-flow basins in Hailuogou scenic spot and disaster prevention[J]. Research of Soil and Water Conservation,17(1):154–158 (in Chinese).
潘家伟,李海兵,Chevalier M L,白明坤,刘富财,刘栋梁,郑勇,卢海建,赵中宝. 2020. 鲜水河断裂带色拉哈—康定段新发现的活动断层:木格措南断裂[J]. 地质学报,94(11):3178–3188. Pan J W,Li H B,Chevalier M L,Bai M K,Liu F C,Liu D L,Zheng Y,Lu H J,Zhao Z B. 2020. A newly discovered active fault on the Selaha-Kangding segment along the SE Xianshuihe fault:The South Mugecuo fault[J]. Acta Geologica Sinica,94(11):3178–3188 (in Chinese).
四川省地震局地震地质队鲜水河活动断裂带填图组. 2013. 鲜水河活动断裂带地质图（1 ∶ 50 000）说明书[M]. 北京: 地震出版社: 1. Xianshuihe Active Fault Zone Mapping Group, Seismic Geological Team, Sichuan Earthquake Administration. 2013. Manual of Geological Map of Xianshuihe Active Fault Zone （1∶50 000）[M]. Beijing: Seismological Press: 1 （in Chinese）.
唐川,梁京涛. 2008. 汶川震区北川9·24暴雨泥石流特征研究[J]. 工程地质学报,16(6):751–758. Tang C,Liang J T. 2008. Characteristics of debris flows in Beichuan epicenter of the Wenchuan earthquake triggered by rainstorm on September 24,2008[J]. Journal of Engineering Geology,16(6):751–758 (in Chinese).
铁永波,张宪政,卢佳燕,梁京涛,王东辉,马志刚,李宗亮,鲁拓,石胜伟,刘民生,巴仁基,何龙江,张新克,甘伟,陈凯,高延超,白永健,龚凌枫,曾孝文,徐伟. 2022. 四川省泸定县MS6.8地震地质灾害发育规律与减灾对策[J]. 水文地质工程地质,49(6):1–12. Tie Y B,Zhang X Z,Lu J Y,Liang J T,Wang D H,Ma Z G,Li Z L,Lu T,Shi S W,Liu M S,Ba R J,He L J,Zhang X K,Gan W,Chen K,Gao Y C,Bai Y J,Gong L F,Zeng X W,Xu W. 2022. Characteristics of geological hazards and it’s mitigations of the MS6.8 earthquake in Luding county,Sichuan Province[J]. Hydrogeology &Engineering Geology,49(6):1–12 (in Chinese).
闻学泽,Allen C R,罗灼礼,钱洪,周华伟,黄伟师. 1989. 鲜水河全新世断裂带的分段性、几何特征及其地震构造意义[J]. 地震学报,11(4):362–372. Wen X Z,Allen C R,Luo Z L,Qian H,Zhou H W,Huang W S. 1989. Segmentation,geometric features,and their seismotectonic implications for the Holocene Xianshuihe fault zone[J]. Acta Seismologica Sinica,11(4):362–372 (in Chinese).
许冲,徐锡伟,吴熙彦,戴福初,姚鑫,姚琪. 2013. 2008年汶川地震滑坡详细编目及其空间分布规律分析[J]. 工程地质学报,21(1):25–44. Xu C,Xu X W,Wu X Y,Dai F C,Yao X,Yao Q. 2013. Detailed catalog of landslides triggered by the 2008 Wenchuan earthquake and statistical analyses of their spatial distribution[J]. Journal of Engineering Geology,21(1):25–44 (in Chinese).
许强,李为乐. 2010. 汶川地震诱发大型滑坡分布规律研究[J]. 工程地质学报,18(6):818–826. Xu Q,Li W L. 2010. Distribution of large-scale landslides induced by the Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology,18(6):818–826 (in Chinese).
殷跃平. 2008. 汶川八级地震地质灾害研究[J]. 工程地质学报,16(4):433–444. doi: 10.3969/j.issn.1004-9665.2008.04.001 Yin Y P. 2008. Researches on the geo-hazards triggered by Wenchuan earthquake,Sichuan[J]. Journal of Engineering Geology,16(4):433–444 (in Chinese).
殷志强,赵无忌,褚宏亮,孙巍. 2014. “4·20”芦山地震诱发地质灾害基本特征及与“5·12”汶川地震对比分析[J]. 地质学报,88(6):1145–1156. Yin Z Q,Zhao W J,Chu H L,Sun W. 2014. Basic characteristics of geohazards induced by Lushan earthquake and compare to them of Wenchuan earthquake[J]. Acta Geologica Sinica,88(6):1145–1156 (in Chinese).
张佳佳,李海兵,赵国华,李勇,颜照坤,王焕,云锟. 2015. 2013年四川芦山地震次生山地灾害发育规律[J]. 地质通报,34(5):898–907. Zhang J J,Li H B,Zhao G H,Li Y,Yan Z K,Wang H,Yun K. 2015. Features of secondary mountain hazards triggered by the 2013 Lushan earthquake,Sichuan Province[J]. Geological Bulletin of China,34(5):898–907 (in Chinese).
赵德军,王道永,吴德超,刘援朝. 2008. 磨西断裂变形与运动学特征研究[J]. 沉积与特提斯地质,28(3):15–20. doi: 10.3969/j.issn.1009-3850.2008.03.003 Zhao D J,Wang D Y,Wu D C,Liu Y C. 2008. Structural deformation and kinematics of the Moxi fault in western Sichuan[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology,28(3):15–20 (in Chinese).
郑本兴. 2001. 贡嘎山东麓第四纪冰川作用与磨西台地成因探讨[J]. 冰川冻土,23(3):283–291. Zheng B X. 2001. Study on the Quaternary glaciation and the formation of the Moxi platform in the east slopes of the Mount Gongga[J]. Journal of Glaciology and Geocryology,23(3):283–291 (in Chinese).
中国地震局地球物理研究所. 2022. 2022年9月5日四川甘孜州泸定6.8级地震的震源特征[EB/OL]. [2022-09-06]. http://mp.weixin.qq.com/s?__biz=MzA4MzkxODc5Nw==&mid=2247485850&idx=1&sn=da384b868f35745092495f41e124d4d6&chksm=9fee6338a899ea2eccdfe5c4ca5a8c4ff5fe8aa474f5d1c12d5ad9b16b508f99f915d9d8af8c#rd. Institute of Geophysics, China Earthquake Administration. 2022. The source characteristics of the Luding 6.8 earthquake in Ganzi prefecture, Sichuan Province on September 5, 2022[EB/OL]. [2022-09-06]. http://mp.weixin.qq.com/s?__biz=MzA4MzkxODc5Nw==&mid=2247485850&idx=1&sn=da384b868f35745092495f41e124d4d6&chksm=9fee6338a899ea2eccdfe5c4ca5a8c4ff5fe8aa474f5d1c12d5ad9b16b508f99f915d9d8af8c#rd （in Chinese）.
周洪福,韦玉婷,王运生,刘宏. 2017. 1786年磨西地震触发的摩岗岭滑坡演化过程与成因机理[J]. 成都理工大学学报(自然科学版),44(6):649–658. Zhou H F, Wei Y T, Wang Y S, Liu H. 2017. Discussion on the formation evolution and genetic mechanism of Mogangling landslide triggered by Moxi earthquake, Sichuan, China[J]. Journal of Chengdu University of Technology （Science & Technology Edition）, 44（6）: 649–658 （in Chinese）.
Bai M K,Chevalier M L,Pan J W,Replumaz A,Leloup P H,Métois M,Li H B. 2018. Southeastward increase of the late Quaternary slip-rate of the Xianshuihe fault,eastern Tibet:Geodynamic and seismic hazard implications[J]. Earth Planet Sci Lett,485:19–31. doi: 10.1016/j.jpgl.2017.12.045
Jiang G Y,Xu X W,Chen G H,Liu Y J,Fukahata Y,Wang H,Yu G H,Tan X B,Xu C J. 2015. Geodetic imaging of potential seismogenic asperities on the Xianshuihe-Anninghe-Zemuhe fault system,southwest China,with a new 3-D viscoelastic interseismic coupling model[J]. J Geophys Res:Solid Earth,120(3):1855–1873. doi: 10.1002/2014JB011492
Khan S F,Kamp U,Owen L A. 2013. Documenting five years of landsliding after the 2005 Kashmir earthquake,using repeat photography[J]. Geomorphology,197:45–55. doi: 10.1016/j.geomorph.2013.04.033
Lin C W,Liu S H,Lee S Y,Liu C C. 2006. Impacts of the Chi-Chi earthquake on subsequent rainfall-induced landslides in central Taiwan[J]. Eng Geol,86(2/3):87–101.
Nakamura H, Tsuchiya S, Inoue K, Ishikawa Y. 2000. Sabo Against Earthquakes[M]. Tokyo: Kokon Shoin: 190–220.
Shao Z G,Xu J,Ma H S,Zhang L P. 2016. Coulomb stress evolution over the past 200 years and seismic hazard along the Xianshuihe fault zone of Sichuan,China[J]. Tectonophysics,670:48–65. doi: 10.1016/j.tecto.2015.12.018
Yin Y P,Wang F W,Sun P. 2009. Landslide hazards triggered by the 2008 Wenchuan earthquake,Sichuan,China[J]. Landslides,6(2):139–152. doi: 10.1007/s10346-009-0148-5
-
期刊类型引用(9)
1. 余建胜，赵斌，董培育，刘刚，刘成利，徐锐，陈正松，黄功文，房立华，熊维，王明明，林牧，聂兆生，乔学军. GNSS约束的2022年泸定M6.8地震滑动分布及同震应力变化. 地球物理学报. 2024(03): 1022-1036 . 
百度学术
2. 张亦凡，伍纯昊，李渝生，易树健. 同震岩体损伤特征的定量分析——以2022年泸定M_S6.8地震为例. 工程地质学报. 2024(03): 1020-1034 . 百度学术
3. 田钧灵，李育，代雨，孙乙，薛婧，彭彬，李勋，张艳. “9.5”泸定地震对土壤呼吸及团聚体有机质的影响. 现代农业研究. 2024(07): 98-103 . 百度学术
4. 李环宇，李东平，尹晶飞，李敏，孙海青. 新疆乌什7.1级地震人口热力及其应急响应功能分析. 地震工程学报. 2024(04): 992-1000 . 百度学术
5. 邬凯，易雪斌，付晓东，张磊，康景宇，袁泉，邵江. 泸定地震震中海螺沟景区道路地质灾害发育规律及灾后重建对策. 岩石力学与工程学报. 2024(08): 1909-1922 . 百度学术
6. 牛鹏飞，韩竹军，郭鹏，李科长，吕丽星. 2022年青海门源M_S6.9地震灾害致灾机理. 地震地质. 2024(04): 761-782 . 百度学术
7. 王鹏程，罗永红，刘红枫，景俊杰. “9·5”四川泸定M_s6.8级地震诱发磨西台地地震响应分析. 山地学报. 2024(04): 576-590 . 百度学术
8. 田钧灵，薛婧，代雨，孙乙，李育，周佳慧，罗林，邓金坤，张艳. “9·5”泸定地震对土壤团聚体及其碳储量的影响. 现代园艺. 2024(23): 6-9 . 百度学术
9. 匡萱，余斌，陈龙，董秀军. 基于无人机测量的泥石流固体颗粒图像识别与泥石流预警. 山地学报. 2023(05): 733-747 . 百度学术
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