趙國(guó)華，李 勇，閆 亮，馬 超，張 威，顏照坤，鄭立龍，李敬波

(1.成都理工大學(xué)油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川成都 610059;2.四川省地震局，四川成都 610041)

圖1 汶川Ms8.0級(jí)地震后龍門山地區(qū)2010年8月泥石流和洪水與強(qiáng)降雨分布(據(jù) Li et al.，2011 修改)［15］

龍門山是青藏高原和四川盆地之間的一個(gè)線性的、非對(duì)稱的邊緣山脈，北起廣元，南至天全，長(zhǎng)約500 km，寬約 30 km，呈北東—南西向展布［1］。從地貌上看，龍門山最高峰九頂山海拔為4 984 m，成都盆地的平均海拔為500 m，兩者海拔高程相差很大，而且兩者間地形變化寬度僅為15～20 km，比青藏高原南緣的喜馬拉雅山脈地形變化陡度要大，顯示龍門山是青藏高原邊緣山脈中的陡度變化最大的地區(qū)之一［1-3］。從構(gòu)造上看，龍門山脈是中國(guó)大陸典型推覆構(gòu)造發(fā)育地區(qū)之一，主要形成于中生代和早新生代［4］，自西向東有汶川—茂汶斷裂帶(后山斷裂)、映秀—北川斷裂帶(中央斷裂帶)和彭縣—灌縣斷裂帶(前山斷裂)，這些斷裂活動(dòng)性強(qiáng)，具有明顯地震風(fēng)險(xiǎn)性［1，5］。如今龍門山地貌形態(tài)就是地震構(gòu)造作用驅(qū)動(dòng)的隆升過程與地表剝蝕過程之間持續(xù)不斷作用的結(jié)果［1］，龍門山也是一個(gè)地震頻發(fā)的地帶［6］，稱為南北地震帶之一部分。2008年5月12日在龍門山中北段發(fā)生了汶川Ms8.0級(jí)地震，2013年4月20日又在龍門山南段發(fā)生蘆山Ms7.0級(jí)地震。汶川Ms8.0級(jí)地震在35 000 km2的區(qū)域內(nèi)引發(fā)了超過60 000個(gè)滑坡體［7］，并且震后泥石流發(fā)生的數(shù)目也在不斷上升，引起了該地區(qū)大規(guī)模的地表侵蝕［8］(泥石流分布如圖1所示)。目前關(guān)于龍門山的形成模式主要有:Hubbard等提出的構(gòu)造縮短相關(guān)的構(gòu)造成山模式［9］、Royden等的下地殼流成山模式［4，10-11］以及 Li et al.等的與剝蝕相關(guān)的均衡成山模式［1-2，12］。按照這些模式，地震滑坡的快速侵蝕卸載作用會(huì)誘發(fā)地殼均衡反彈導(dǎo)致地表抬升，是形成龍門山現(xiàn)今高陡地貌特征的重要因素之一［12］。Parker等在實(shí)地考察基礎(chǔ)上，利用遙感技術(shù)資料，計(jì)算了汶川Ms8.0級(jí)地震所導(dǎo)致的滑坡量及其同震構(gòu)造抬升量參數(shù)，認(rèn)為汶川Ms8.0級(jí)地震的發(fā)生使龍門山出現(xiàn)了物質(zhì)虧損，導(dǎo)致龍門山平均高程下降［13］。而另外的研究認(rèn)為，龍門山曾多次發(fā)生過與汶川Ms8.0級(jí)地震規(guī)模類似的地震［14］，這些地震不僅沒有使龍門山降低，反而使得龍門山越發(fā)陡峻。綜上所述，相關(guān)研究人員對(duì)于汶川Ms8.0級(jí)地震產(chǎn)生的構(gòu)造抬升與滑坡剝蝕在龍門山地貌演化過程中所起的作用仍存在分歧。因此，強(qiáng)震事件在龍門山地貌演化和地表侵蝕過程中的作用成為當(dāng)前相關(guān)研究人員關(guān)注的科學(xué)問題之一［14］。

圖2 2008年汶川Ms8.0級(jí)地震引發(fā)的湔江流域大規(guī)模的滑坡(湔江流域DEM圖(a)及震后TM影像(b))

本文利用地理信息系統(tǒng)(GIS)技術(shù)對(duì)湔江流域的坡度、地形起伏度、面積—高程積分及其曲線等進(jìn)行分析，針對(duì)其構(gòu)造地貌進(jìn)行了定量化研究;并以湔江海子河右岸流域?yàn)槔趯?shí)地考察的基礎(chǔ)上，利用了較高精度的遙感(EO1)、北京一號(hào)衛(wèi)星、Google Earth等影像資料，對(duì)同震滑坡、泥石流進(jìn)行識(shí)別，進(jìn)行以下4種參數(shù)的定量計(jì)算:(1)研究區(qū)域內(nèi)由汶川Ms8.0級(jí)地震產(chǎn)生的逆沖—走滑運(yùn)動(dòng)所導(dǎo)致的構(gòu)造體抬升量;(2)海子河右岸的同震滑坡量、泥石流量及這兩個(gè)量間的轉(zhuǎn)化率;(3)海子河右岸流域滑坡、泥石流過程所代表的侵蝕量與地震驅(qū)動(dòng)的構(gòu)造抬升量及這兩個(gè)量之間對(duì)比關(guān)系(為定量評(píng)價(jià)汶川Ms8.0級(jí)地震的構(gòu)造抬升量與滑坡、泥石流量對(duì)龍門山地貌生長(zhǎng)影響提供了一個(gè)范例和定量約束條件);(4)河流搬運(yùn)能力和海子河右岸流域同震滑坡物質(zhì)的卸載時(shí)間量。

1 湔江流域構(gòu)造地貌特征

湔江發(fā)源于彭州市北九頂山神仙巖太子城下紅龍池，為沱江上源西支，主要由銀廠溝河、海子河、白水河、白鹿河等組成。向南流至九隴鎮(zhèn)關(guān)口山區(qū)進(jìn)入成都平原，河口處多年平均徑流量86 m3/s，河長(zhǎng)123 km，流域面積2 808 km2。流域北部山峰最高海拔達(dá)4 749 m，南部的海拔在500～700 m，地形變化大，屬四川盆地向青藏高原地形變化的過渡地帶［16］。湔江流域?qū)儆趤啛釒駶?rùn)氣候，氣候溫和，雨量充沛，光照較同緯度地區(qū)偏少，四季分明，夏無酷暑，冬無嚴(yán)寒。流域內(nèi)年平均氣溫為15.6℃，年極端最高氣溫為36.9℃，最低氣溫為6.2℃，全年無霜期平均為276天。年平均降水量為932.5 mm，最多的是1959年達(dá)1 280.9 mm，最少的是1997年為635.3 mm。一年中月平均降水最多的是7月份，為237.3 mm，最少的是12月份，為5.5 mm。湔江地區(qū)屬四川盆地向青藏高原過渡的地區(qū)，由于地形的劇烈抬升，該地區(qū)具有明顯地形雨效應(yīng)，同時(shí)也處于屬于龍門山暴雨帶內(nèi)，暴雨經(jīng)常集中于5～9月份，水量大并引發(fā)山洪［16］。湔江流域內(nèi)有映秀—北川斷裂、彭縣—灌縣斷裂穿過，斷裂均成北東—南西向分布。在汶川Ms8.0級(jí)地震中，該流域內(nèi)的映秀—北川斷裂、彭灌斷裂均出現(xiàn)地表破裂，并且出現(xiàn)一條新的小魚洞斷裂，其斷裂呈北西—南東展布，地表破裂長(zhǎng)約15 km，小魚洞斷裂是映秀—北川斷裂與彭縣—灌縣斷裂地表破裂唯一相交的斷裂［17］。

1.1 湔江流域的坡度及地形起伏度特征

運(yùn)用GIS平臺(tái)，按照坡度及其最優(yōu)地形起伏度參數(shù)定義，分別計(jì)算了湔江流域的參數(shù)值。從圖3a中可以看出，映秀—北川斷裂以北地區(qū)，坡度大多大于30°，地形十分陡峻;同樣，在映秀—北川斷裂以北地區(qū)，地形起伏度明顯較大(如圖3b所示)，這反映出映秀—北川斷裂較強(qiáng)的活動(dòng)性，該斷裂上盤的不斷抬升與風(fēng)雨侵蝕作用塑造了映秀—北川斷裂以北地區(qū)陡峻的地形。

圖3 湔江流域地形坡度(a)和地形起伏度(b)(F1:北川-映秀斷裂;F2:彭灌斷裂;F3:小魚洞斷裂)

1.2 湔江流域的面積—高程積分

基于Straler的流域分級(jí)方法［18］，運(yùn)用GIS平臺(tái)和面積高程—積分參數(shù)的定義，計(jì)算了湔江流域內(nèi)的三級(jí)、四級(jí)流域的面積高程—積分參數(shù)值并且繪制參數(shù)曲線。面積高程積分是描述地貌三維形態(tài)的有效定量方法［19］，參數(shù)代表流域內(nèi)未被侵蝕掉的地體體積。若求得較大積分值，則說明流域內(nèi)大部分物質(zhì)體積未被侵蝕，地貌演化時(shí)間短，地貌處于幼年期，積分曲線呈上凸形，積分值與近期的構(gòu)造、巖性、侵蝕速率等有關(guān);反之，地形演化時(shí)間越長(zhǎng)，地貌處于老年期，參數(shù)積分曲線呈下凹形態(tài);若地貌處于中年期，則積分曲線介于凸形及凹形之間。湔江流域內(nèi)，山脈海拔落差非常之大，切割深度在4 000 m左右，并且切割密度較大，與研究區(qū)域處于“壯年期—老年期”階段地形相對(duì)應(yīng)。通過圖4a可以看出，在映秀—北川斷裂以北地區(qū)，參數(shù)面積—高程積分值明顯較高，處于壯年期，與圖4b中的“S”形曲線相對(duì)應(yīng);在映秀—北川斷裂以北地區(qū)，面積—高程積分參數(shù)值較低，與圖4b中的“凹”形曲線相對(duì)應(yīng)。映秀—北川斷裂以北地區(qū)，由于地塊不斷抬升，加上河流的切割，形成了深切割的地形，面積—高程積分值較大，處于“壯年期”地形;映秀—北川斷裂以南地區(qū)，構(gòu)造抬升作用不是十分劇烈，地形較為平緩，地形處于“壯年期”。較小面積的流域盆地的面積—高程積分值變化大小，巖性差異的影響起到重要作用［20-21］，但從圖4來看，該區(qū)域面積—高程積分值主要是受構(gòu)造活動(dòng)控制和侵蝕作用的影響。

圖4 湔江流域面積—高程積分的平面插值圖(a)及主要流域面積—高程積分曲線(b)

2 湔江海子河右岸滑坡、泥石流的參數(shù)計(jì)算

2.1 海子河右岸流域同震滑坡物質(zhì)總方量的計(jì)算

滑坡面積與滑坡方量之間統(tǒng)計(jì)關(guān)系式是一個(gè)有意義的研究工具。許多學(xué)者對(duì)滑坡產(chǎn)生的體積進(jìn)行了間接的計(jì)算［22-23］。Guzzetti et al.利用滑坡面積與滑坡體積的關(guān)系式，統(tǒng)計(jì)出估算單個(gè)滑坡體積的經(jīng)驗(yàn)關(guān)系式［23］:

其中，VL為滑坡方量，AL為滑坡面積。Guzzetti等對(duì)該公式在汶川Ms8.0級(jí)地震產(chǎn)生的滑坡面積和體積關(guān)系式進(jìn)行了驗(yàn)算［13，23］，認(rèn)為(1)式對(duì)于該地區(qū)是貼切的。我們應(yīng)用公式(1)對(duì)該地區(qū)謝家店滑坡的泥石流量進(jìn)行了計(jì)算，結(jié)果為359×104m3，與王濤(2008)等計(jì)算的結(jié)果400×104m3計(jì)算接近［24-25］，說明此公式在該地區(qū)是適用的。在本研究中，將所有的單個(gè)滑坡體積(VL)進(jìn)行相加，得到研究區(qū)域內(nèi)的同震滑坡總量VTL:

研究中對(duì)于同震滑坡體，本文利用GIS技術(shù)，在高精度的遙感影像(EO1)、北京一號(hào)衛(wèi)星影像、TM影像及Google Earth上對(duì)海子河右岸流域的同震滑坡體進(jìn)行識(shí)別，共有66個(gè)滑坡處(如圖5所示)。通過公式(1)和(2)計(jì)算得到海子河右岸流域的同震滑坡方量為3 852×104m3。

2.2 海子河右岸流域的泥石流及其輸入河道量(截至2013年7月31日)

汶川Ms8.0級(jí)地震發(fā)生后，震區(qū)物質(zhì)變得疏松破碎，且龍門山是一個(gè)暴雨帶，在雨季5～9月極易發(fā)生暴雨，進(jìn)而引發(fā)嚴(yán)重的泥石流災(zāi)害。據(jù)我們的野外調(diào)查、實(shí)地走訪及前人資料收集［26-27］，2008年汶川Ms8.0級(jí)地震后在海子河右岸主要產(chǎn)生了泥石流(數(shù)量參見表1)。地震后泥石流輸入海子河累計(jì)量約為1 000×104m3［28］。因其海子河右岸陡峻的坡度，泥石流絕大部分都沖入河道，轉(zhuǎn)化為河道沉積物，因此，地震產(chǎn)生的泥石流量應(yīng)略大于1 000×104m3。

2.3 海子河右岸流域滑坡、泥石流等參數(shù)和相互關(guān)系

強(qiáng)烈的構(gòu)造活動(dòng)是山脈持續(xù)隆升的一個(gè)重要的驅(qū)動(dòng)因素，持續(xù)隆升的過程中會(huì)發(fā)生周期性的強(qiáng)震，強(qiáng)烈地震同時(shí)也改變了地震區(qū)域的地形地貌［13，29］。當(dāng)同震構(gòu)造變形驅(qū)動(dòng)的構(gòu)造隆升量大于同震滑坡量時(shí)，山脈平均高程將增高，地貌出現(xiàn)生長(zhǎng);反之，山脈平均高程將降低，地貌被漸漸夷平［13］。地震滑坡物質(zhì)的河流卸載時(shí)間與強(qiáng)震復(fù)發(fā)周期長(zhǎng)短之間的比較對(duì)于理解地震與造山帶地貌演化的關(guān)系有著十分重要的意義［14］。

表1 汶川大地震后海子河右岸發(fā)生的主要泥石流

確定了海子河右岸流域的同震抬升量。在汶川Ms8.0級(jí)地震發(fā)生數(shù)日后，本研究小組立即趕赴地震現(xiàn)場(chǎng)，獲得了寶貴的第一手資料。其中在研究區(qū)域內(nèi)的龍門山鎮(zhèn)胥家溝村實(shí)測(cè)了兩組地表破裂數(shù)據(jù):(1)東林寺—九峰山公路西側(cè) 500 m 處地表破裂(31°17＇04.3″N，103°48＇59.8″E)，走向 N58°E，垂直錯(cuò)位 1.5 ±0.2 m，水平錯(cuò)位2.9±0.2 m;(2)距上點(diǎn)NE方向約30 m處，可見一小溪被垂直錯(cuò)斷，垂直錯(cuò)位1.3±0.2 m。海子河右岸流域內(nèi)有映秀—北川斷層穿過，斷層上盤在汶川地震過程中發(fā)生了同震隆升。我們用這些數(shù)據(jù)作為計(jì)算根據(jù)，海子河右岸流域隆升量為流域內(nèi)斷層的上盤區(qū)域面積乘以垂直隆升距離。本文取該地區(qū)垂直隆升距離為東林寺測(cè)點(diǎn)(1)和另外點(diǎn)(2)的平均值1.4 m加上海子河右岸流域北川—映秀斷層上盤面積為3 813×104m3，計(jì)算得該區(qū)域的同震抬升體積量為5 339×104m3。

確定了海子河右岸流域的同震抬升量、同震滑坡量、泥石流量及河道沉積物之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系。經(jīng)過計(jì)算，海子河右岸流域的同震抬升量為5 339×104m3，同震滑坡方量為3 852×104m3，同震抬升量大于同震滑坡量，約有72%的同震抬升物質(zhì)轉(zhuǎn)化為同震滑坡量。地震后泥石流輸入海子河累計(jì)約有1 000×104m3，因其海子河右岸陡峻的坡度，絕大部分的泥石流沖入海子河，成為河道沉積物或形成堰塞湖，所以地震后泥石流量應(yīng)略大于1 000×104m3。同震滑坡物質(zhì)的30%轉(zhuǎn)化為了泥石流量。

確定了海子河右岸流域同震滑坡物質(zhì)的卸載時(shí)間。河流搬運(yùn)物質(zhì)的方式通常為溶解質(zhì)、懸移質(zhì)和底移質(zhì)三種［14］。在這三搬運(yùn)方式中，起主導(dǎo)作用的一般為后兩種搬運(yùn)方式。地震滑坡物質(zhì)通常大量進(jìn)入河道產(chǎn)生物質(zhì)搬運(yùn)。Hovius等認(rèn)為臺(tái)灣集集地震震后10年河流懸移質(zhì)含量就恢復(fù)到了震前水平［30］，所以用懸移質(zhì)來計(jì)算同震滑坡的卸載時(shí)間是不合適的。由于河流底移質(zhì)的移動(dòng)速度相對(duì)懸移質(zhì)來說較慢，且在長(zhǎng)期的地貌演化過程中，河流物質(zhì)中底移質(zhì)對(duì)河流過程和形態(tài)的影響最大，河流底移質(zhì)約占河流中總物質(zhì)量的30%［32］，甚至達(dá)到50%［33］。本文運(yùn)用河流的底移質(zhì)搬運(yùn)時(shí)間來估算海子河右岸流域同震滑坡的卸載時(shí)間。運(yùn)用區(qū)域滑坡物質(zhì)的質(zhì)量(ML)的30%與河流底移質(zhì)的搬運(yùn)能力(QT)的比值來計(jì)算滑坡物質(zhì)的卸載時(shí)間T，公式為:

區(qū)域滑坡物質(zhì)的質(zhì)量ML應(yīng)等于滑坡物質(zhì)的密度ρL和體積VTL之積:

河流的搬運(yùn)能力QT可由河流的剪切應(yīng)力τb［33］推算出來，如(5)式:

式中，W為河寬，n是曼寧系數(shù)，對(duì)于山區(qū)河流通常取值為0.04［34］，QW為河流多年平均流量(m3/s)。河流的搬運(yùn)能力QT的計(jì)算公式［35］為:

式中，ρS為底移質(zhì)的密度，ρ為水的密度，g為重力加速度，D為底移質(zhì)的中值粒徑(cm)，τb為河床剪切應(yīng)力，τ*C為河床臨界啟動(dòng)剪切應(yīng)力，對(duì)于基巖型河道，河床臨界啟動(dòng)剪切應(yīng)力數(shù)值通常變化范圍為0.03～0.08［36］。本文取常數(shù)0.03作為湔江河床的臨界啟動(dòng)剪切應(yīng)力［36］。

確定了海子河右岸流域同震滑坡的卸載時(shí)間。當(dāng)上游的河流搬運(yùn)能力小于下游，地震滑坡物質(zhì)則由河流下游相對(duì)上游的“剩余”的搬運(yùn)能力來搬運(yùn)［14］。根據(jù)公式(2)計(jì)算得到研究區(qū)內(nèi)滑坡物質(zhì)總量(ML)的30%約為28.32Mt，根據(jù)公式(6)計(jì)算得湔江的上下游河水的搬運(yùn)能力差值為0.1 Mt/a。在海子河能夠完全搬運(yùn)出同震滑坡物質(zhì)前提下，意味著同震滑坡物質(zhì)搬運(yùn)出龍門山至少需要283.2 a。

周期性地震構(gòu)造抬升與河流剝蝕卸載作用對(duì)龍門山地貌生長(zhǎng)的影響。龍門山最晚一次強(qiáng)震發(fā)生在930±40 a BC，表明龍門山地區(qū)的強(qiáng)震復(fù)發(fā)周期約為1 000年［1，38］，且自40 ka以來，龍門山地區(qū)至少存在30余次強(qiáng)震［5］。據(jù)此計(jì)算得到海子河右岸流域同震滑坡的卸載在時(shí)間為283.2 a，這個(gè)時(shí)間要小于龍門山強(qiáng)震的復(fù)發(fā)周期。在汶川大地震前，龍門山地區(qū)少有大面積的松散沉積物，這意味著在地震周期內(nèi)，大量的同震滑坡物質(zhì)將被搬運(yùn)出龍門山。在這相對(duì)較短的時(shí)間內(nèi)，可導(dǎo)致沖刷和切割地貌形成，這與龍門山現(xiàn)今陡峻的地貌是一致的。

3 討論與結(jié)論

龍門山陡峻的地形與快速的剝蝕過程是地質(zhì)學(xué)者研究的熱點(diǎn)問題。根據(jù)古地貌的研究，3.6Ma以前，龍門山與青藏高原內(nèi)部高程相近，但比現(xiàn)代平均高程要小，在快速的剝蝕卸載作用下，龍門山?jīng)]有降低反而長(zhǎng)高了，這可能是由于地殼均衡反彈作用及周期性地震構(gòu)造抬升所致［39］。汶川地震發(fā)生后，在龍門山地區(qū)形成了規(guī)模巨大、數(shù)量眾多的泥石流。本文對(duì)湔江海子河右岸流域的同震構(gòu)造抬升量、同震滑坡量、泥石流量及同震滑坡的剝蝕卸載時(shí)間量展開了定量研究，探討了他們之間的轉(zhuǎn)化關(guān)系。為定量化研究強(qiáng)震區(qū)物質(zhì)輸送過程及對(duì)地貌生長(zhǎng)提供了一個(gè)約束范例。

初步獲得以下結(jié)論:(1)湔江流域內(nèi)，映秀—北川斷層切過，在映秀—北川斷層以北地區(qū)，地貌處于“壯年期”，坡度、地形起伏度較大。而在映秀—北川斷裂以南地區(qū)，地貌處于“老年期”，坡度、地形起伏度較小。這些基本的地形地貌是映秀—北川斷層以北發(fā)生嚴(yán)重的同震滑坡、震后滑坡及泥石流的一個(gè)條件。(2)湔江海子河右岸流域內(nèi)映秀—北川斷層穿過，汶川大地震時(shí)該地區(qū)形成眾多同震滑坡及大量疏松物質(zhì)，為震后泥石流、滑坡的發(fā)生提供了物源基礎(chǔ)。(3)海子河右岸流域的同震抬升量為5 339×104m3，同震滑坡量為3 852×104m3，同震抬升量大于同震滑坡量，約有72%的同震抬升物質(zhì)轉(zhuǎn)化為同震滑坡物，表明以逆沖—走滑作用為特征的汶川地震驅(qū)動(dòng)的構(gòu)造抬升量大于滑坡剝蝕量，并將導(dǎo)致了海子河右岸地區(qū)地貌產(chǎn)生新的抬升和生長(zhǎng)。(4)地震后泥石流輸入海子河累計(jì)量約有1 000×104m3，地震后泥石流量應(yīng)略大于1 000×104m3，同震滑坡物質(zhì)的30%轉(zhuǎn)化為了泥石流量，因其海子河右岸陡峻的坡度，絕大部分的泥石流沖入海子河形成堰塞湖，后成為河道沉積物。(5)研究區(qū)內(nèi)滑坡物質(zhì)總量為94.39 Mt，在海子河能夠完全搬運(yùn)出同震滑坡物質(zhì)的前提下，意味著地震同震滑坡物質(zhì)搬運(yùn)出龍門山至少需要283.2 a，表明在一個(gè)地震周期內(nèi)，龍門的同震滑坡物質(zhì)可以搬運(yùn)出龍門山。(6)我們認(rèn)為現(xiàn)今的龍門山是地殼均衡反彈作用及周期性的地震構(gòu)造抬升共同作用下形成的。

［1］Li Y，Zhou R J，Densmore A L et al.The Geology of the Eastern Margin of the Qinghai-Tibetan Plateau.Beijing:Geological Publishing House，2006:1-168.

［2］Densmore A L，Li Y，Ellis M，et al.Active tectonics and erosion unloading of eastern margin［J］.Journal of Mountain Science，2005，2(2):146-154.

［3］Godard V，Pik R，Lavé J et al.Late Cenozoic evolution of the central Longmen Shan，Eastern Tibetan:Insight from(U-Th)/He thermo-chronometry［J］.Tectonics，2009，(28).

［4］Burchfiel B C.A geological and geophysical context for the Wenchuan earthquake of 12 May 2008，Sichuan，People＇s Republic of China［J］.GSA Today，2008，18(7):4-11

［5］Densmore A L，Ellis M A，Li Y，et al.Active tectonics of the Beichuan and Pengguan faults at the eastern margin of the Tibetan Plateau［J］.Tectonics，2007，80(8):113-127.

［6］聞學(xué)澤，張培震，杜方，等.2008年汶川8.0級(jí)地震發(fā)生的歷史與現(xiàn)今地震活動(dòng)背景.地球物理學(xué)報(bào)，2009，52(2):444-454.

［7］Huang R Q and Fan X M.Landslides story［J］.Nature Geoscience，2013，(6):325-326.

［8］Ouimet W B.Landslides associated with the May 12，2008，Wenchuan earthquake:Implications for the erosion and tectonic evolution of the Longmen Shan［J］.Tectonophysics，2010，(491):244-252.

［9］Hubbard J，Shaw J.Uplift of the Longmen Shan and Tibetan plateau，and the 2008 Wenchuan(M=7.9)earthquake［J］.Nature，2009，(458):194-197.doi:10.1038/nature07837.

［10］Royden L H，Burchfiel B C，King R W，et al.Surface deformation and lower crustal flow in eastern Tibet［J］.Science，1997，(276):788-790.

［11］Clark M K，House M A，Royden L H，et al.Late Cenozoic uplift of southeastern Tibet［J］.Geology，2005，(33):525-528.

［12］付碧宏，石丕龍，張之武.四川汶川MS 8.0大地震地表破裂帶的遙感影像解析［J］.地質(zhì)學(xué)報(bào)，2008，82(12):1679-1687.

［13］Fu Bihong，Shi Pilong，Zhang Zhiwu.Spatial Characteristics of the Surface Rupture Produced by the Wenchuan M 8.0 Earthquake Using High 2 resolution Remote Sensing Imagery［J］.Acta geologica sinica，2008，82(12):1679-1687.

［14］劉鋒，付碧宏，楊順虎.龍門山地區(qū)類似2008年汶川大地震滑坡物質(zhì)河流卸載時(shí)間的定量估算［J］.地球物理學(xué)報(bào)，2013，56(5):1517-1525，doi:10.6038/cjg20130510.

［15］Li Y，Zhou R J，Densmore A L，et al.Spatial relationship between surface ruptures in the Ms 8.0 Wenchuan earthquake，the Longmen Shan region，Sichuan，China［J］.Journal of Earthquake and Tsunami，2011，5(4):329-342.

［16］Baofeng Di，Hongjuan Zeng，Minghua Zhang，Susan L.Ustin，Ya Tang，et al.Quantifying Spatial Distribution of Soil Mass Wasting Processes after the 2008 Earthquake in Wenchuan，China-A case study of the Longmenshan area［J］.Remote Sensing of Environment，2010，114:761-771.

［17］李勇，黃潤(rùn)秋，A.L.Densmore，等.龍門山小魚洞斷裂在汶川地震中的地表破裂及地質(zhì)意義［J］.第四紀(jì)研究，2009，29(3):502-512.

［18］Strahler A N.Hypsometric(Area～Altitude)analysis of erosional topography［J］.Bulletin of the Geological Society of America，1952，63:1117-11421.

［19］陳彥杰，鄭光佑，宋國(guó)城.面積尺度與空間分布對(duì)流域面積高程積分及其地質(zhì)意義的影響［J］.地理學(xué)報(bào)(臺(tái)灣)，2005，(39):53-69.

［20］Kirby，E.，Whipple，K.X.，Tang，W.，Distribution of active rock uplift along the eastern margin of the Tibetan Plateau:inferences from bedrock channel longitudinal profiles［J］.Journal of Geophysical Research，2003，108(B4):2217.

［21］Lifton N.A.，Chase C.G..Tectonic，climatic and lithologic influences on landscape fractal dimension and hypsometry:implications for landscape evolution in the San Gabriel Mountains，California［J］.Geomorphology，1992，(5):77-114.

［22］Hovius，N.，Stark，C.＆ Allen，P.Sediment flux from a mountain belt derived by landslide mapping［J］.Geology 1997，(25):231-234.

［23］Guzzetti F.，Ardizzone F.，Cardinali M，et al.Landslide volumes and landslide mobilization rates in Umbria，central Italy［J］.Earth Planet Science Letter.2009，279(3-4):222-229.

［24］王濤，馬寅生，龍長(zhǎng)興，等.四川汶川地震斷裂活動(dòng)和次生地質(zhì)災(zāi)害淺析［J］.地質(zhì)通報(bào)，2008，27(11):1913-1922.

［25］韓金良，吳樹仁，何淑軍，等.汶川8級(jí)地震次生地質(zhì)災(zāi)害的基本特征及其形成機(jī)制淺析［J］.地學(xué)前緣，2009，1216(3):306-326.

［26］馬煜，馬東濤，李鋒，等.汶川強(qiáng)震區(qū)泥石流特征研究—以銀廠溝東林寺—海匯橋段為例［J］.桂林理工大學(xué)學(xué)報(bào)，2011，31(3):351-356.Ma Yu，Ma Dongtao，Li Feng，et al.Characteristics of Earthquake Debris Flow in Wenchuan Earthquake Area［J］.Journal of Guilin University of Technology，2011，31(3):351-356.

［27］四川日?qǐng)?bào)，2012-8-19，http://sichuandaily.scol.com.cn/2012/08/19/20120819256444238028.html.

［28］葛永剛，宋國(guó)虎，郭朝旭，等.四川彭州龍門山鎮(zhèn)8.18泥石流災(zāi)害特征與成災(zāi)模式分析［J］.水利學(xué)報(bào):2012，43(增2):147-152.

［29］Hovius，N.，Stark，C.P.，Chu H.T.et al.2000.Supply and removal of sediment in a landslide-dominated mountain belt:Central Range，Taiwan［J］.J.Geol，108，73-89.

［30］Hovius，N.et al.Prolonged seismically induced erosion and the mass balance of a large earthquake［J］.Earth Planet.Sci.Lett.2011，304，347-355.

［31］Yanites，B.J.，G.E.Tucker，H.L.Hsu et al.2011.The influence of sediment cover variability on long-term river incision rates:An example from the Peikang River，central Taiwan［J］.J.Geophys.Res.，116，F(xiàn)03016，doi:10.1029/2010JF001933.

［32］Galy A，F(xiàn)rance-Lanord C.Higher erosion rates in the Himalaya:Geochemical constraints on the riverine fluxes［J］.Geology，2001，29(1):23-26.

［33］Yanites，B.J.，G.E.Tucker，Muller K J，et al.2010.Incision and channel morphology across active structures along the Peikang River，central Taiwan:Implications for the importance of channel width［J］.Geological Society of America Bulletin，122(7-8):1192-1208.

［34］Barnes H H Jr.1967.Roughness Characteristics of Natural Channels［J］.US Geological Survey Water Supply Paper 1849.Washington，DC:United States Government Printing Office，213.

［35］Meyer-Peter E.Muller R.Formulas for bed-load transport［A］.paper presented at 2nd meeting，International Association for Hydraulic Structures Research［C］.1948.39-64.

［36］Buffington J M，Montgomery D R.A systematic analysis of eight decades of incipient motion studies，with special reference to gravel-bedded rivers［J］.Water Resource Res.，1997，33(8):1993-2029.

［37］Li Y，Huang RQ，Yan L，et al.Surface Rupture and Hazard of Wenchuan Ms 8.0 Earthquake，Sichuan，China.International Journal of Geosciences，2010，1(1):21-31.DOI:10.4236/ijg.2010.11003.

［38］Lin A，Ren Z，Jia D，et al.Evidence for a Tang-Song Dynasty great earthquake along the Longmen Shan Thrust Belt prior to the 2008 Mw 7.9 Wenchuan earthquake，China.J.Seismol.，2010，(14):615-628

［39］王巖，付碧宏，劉少峰.龍門山晚新生代地表剝蝕與均衡抬升［A］.第四屆構(gòu)造地質(zhì)與地球動(dòng)力學(xué)學(xué)術(shù)研討會(huì)論文摘要集［C］.南京:2011，638-639.