李艷豪 蔣漢朝* 徐紅艷 梁蓮姬

(中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京 100029)

四川岷江上游滑坡觸發(fā)因素分析

李艷豪 蔣漢朝* 徐紅艷 梁蓮姬

(中國地震局地質(zhì)研究所， 地震動力學國家重點實驗室， 北京 100029)

以高山峽谷為地貌特征的岷江上游地區(qū)人口密集， 在晚更新世以來發(fā)生了數(shù)以萬計的滑坡， 探討該地區(qū)滑坡發(fā)生的主要觸發(fā)因素對該地區(qū)的地質(zhì)災害防治意義重大。文中從區(qū)域降雨特點、 滑坡坡形特點、 地震震級大小與滑坡面積的對應關(guān)系以及疊溪已恢復地震記錄的周期性分析等方面入手展開探索性研究。在降雨方面， 與滑坡災害嚴重的尼泊爾相比， 岷江上游無論是累積降雨量還是日降雨量均未達到觸發(fā)滑坡的關(guān)鍵閾值。在坡形方面， 岷江上游的滑坡不具有暴雨觸發(fā)滑坡形成的坡底峽谷地形特征， 而具有地震觸發(fā)滑坡形成的自上而下較為平坦的坡面特征。在震級大小與滑坡面積的對應關(guān)系中， 岷江上游的大面積滑坡分布支持地震觸發(fā)， 與暴雨觸發(fā)的局部小面積滑坡形成鮮明對比。在疊溪已恢復地震記錄的周期分析中， 我們獲得能夠?qū)е略摰貐^(qū)軟沉積物變形的>5.0或5.5級地震的復發(fā)周期集中于二三十年， 而引發(fā)大面積滑坡的可能類似汶川特大地震的平均復發(fā)間隔為2.6ka。這與中等—特大地震以及滑坡面積隨地震震級一般呈現(xiàn)指數(shù)增長關(guān)系相吻合。據(jù)此， 我們初步認為， 岷江上游地區(qū)晚更新世以來發(fā)育的大量滑坡由降雨觸發(fā)的可能性很小， 絕大部分可能為地震觸發(fā)。這一初步認識有待今后的細致研究進一步驗證。

四川岷江上游 滑坡成因 地震 暴雨 滑坡坡形 復發(fā)間隔

0 引言

滑坡是指斜坡上的土體或者巖體， 受河流沖刷、 地下水活動、 雨水浸泡、 地震及人工切坡等因素影響， 在重力作用下， 沿著一定的軟弱面或軟弱帶， 整體或部分順坡向下滑動的自然現(xiàn)象。據(jù)相關(guān)統(tǒng)計， 滑坡每年在全球范圍內(nèi)造成數(shù)十億美元的經(jīng)濟損失(Spikeretal.， 2003)。大多數(shù)滑坡沿剪切面發(fā)生， 受摩擦強度減弱觸發(fā)(Lambeetal.， 1969)。已有研究顯示， 引起剪切面摩擦強度減弱的最常見因素是暴雨(Trauthetal.， 2000， 2003； Gabetetal.， 2004； Bookhagenetal.， 2005)和地震活動(Keefer， 1984， 1999； Jibsonetal.， 1993； Malamudetal.， 2004； Dadsonetal.， 2004； Owenetal.， 2008； Hewittetal.， 2011； Xuetal.， 2014a)。 Schulz等(2009)研究認為， 大氣潮汐也會調(diào)整剪切面摩擦強度進而引起滑坡運動。

有效識別1個地區(qū)滑坡發(fā)生的主要因素需要從這個地區(qū)的具體條件(滑坡的時空分布規(guī)律、 區(qū)域構(gòu)造背景、 氣候及地形地貌特點等)入手展開工作(Cozieretal.， 1995； 黃潤秋， 2004， 2007； 李曉等， 2008)。最近， 青藏高原東部地區(qū)發(fā)生了以汶川8.0級特大地震為代表的嚴重自然災害， 引起廣大科研工作者的關(guān)注。在震后科考中， 殷躍平(2008)、 Yin等(2009)、 Dai等(2011)和Xu等(2012， 2014a)等發(fā)現(xiàn)汶川地震之后岷江上游地區(qū)滑坡面積和滑坡數(shù)量有較為明顯的增加， 可能是岷江上游大面積滑坡的主要觸發(fā)因素。另一方面， 考慮到該地區(qū)位于青藏高原東緣， 屬于亞熱帶—暖溫帶， 受西南季風影響， 降雨主要集中于夏季。這為暴雨引起岷江上游地區(qū)發(fā)生大規(guī)?；绿峁┝丝赡?李媛等， 2004； 常曉軍等， 2007)。這樣， 岷江上游地區(qū)觸發(fā)滑坡的主要因素到底是降雨還是地震， 成為當前迫切需要解決的科學問題。這對滑坡發(fā)生嚴重的岷江上游地區(qū)自然災害防治工程設(shè)計與規(guī)劃影響深遠。

1 研究區(qū)地質(zhì)背景

岷江是長江上游左岸的一級支流， 發(fā)源于四川與甘肅交界的岷山南麓。岷江上游是指都江堰以上河段及其支流， 處于青藏高原東緣至四川盆地的過渡帶， 長約340km。該地區(qū)的地貌類型以高山峽谷為特征。河谷深切， 最大相對高差達3000m(Wangetal.， 2011)。河谷兩側(cè)的谷坡陡峭， 平均坡度為30°～35°(葛永剛等， 2009； 張斌等， 2011)。區(qū)域內(nèi)出露的地層主要有志留系茂縣群的千枚巖、 絹云石英片巖和碳酸鹽巖， 白龍江群的板巖、 千枚巖和灰?guī)r等； 泥盆系危關(guān)群的絹云千枚巖、 石英千枚巖、 板巖和石灰?guī)r等； 石炭系雪寶頂群的灰?guī)r及千枚巖， 西溝群的灰?guī)r； 二疊系的千枚巖和灰?guī)r； 三疊系菠茨溝組的板巖、 變質(zhì)砂巖及灰?guī)r， 雜谷腦組的變質(zhì)砂巖和灰?guī)r， 侏倭組的變質(zhì)石英砂巖與千枚巖不等厚互層、 新都橋組的千枚巖和板巖， 羅空松組的變質(zhì)砂巖和板巖以及第四系多種成因的松散沉積物。其中， 志留系和三疊系發(fā)育相對完整， 以千枚巖分布較為廣泛為特征。第四系因高山峽谷地形地貌和長期剝蝕僅零星分布。受岷江斷裂帶、 虎牙斷裂和龍門山逆沖推覆帶的影響(Chenetal.， 1994； Zhangetal.， 2010； Wangetal.， 2011)。該地區(qū)褶皺和斷裂較為發(fā)育， 部分地層如千枚巖等較為破碎， 易于風化和被水軟化。較低的巖石強度， 結(jié)合顯著的高山峽谷地形地貌和全年降雨多集中于夏季的特征， 導致崩塌滑坡等表生地質(zhì)災害頗為嚴重。據(jù)不完全統(tǒng)計， 2008年之前， 岷江上游地區(qū)的滑坡有300多處， 其中岷江主干流汶川—較場段滑坡最為密集， 規(guī)模最大的是汶川縣岷江左岸的周倉坪滑坡， 滑坡體的體積達3×107m3， 滑坡崩塌的總體積達到數(shù)億m3(喬建平， 1994； 孟暉等， 2004)。

2 岷江上游滑坡成因探討

基于岷江上游嚴重的滑坡災害， 本次研究擬從區(qū)域降雨特點、 滑坡坡形特點、 誘發(fā)該地區(qū)滑坡發(fā)生的震級以及已發(fā)表的晚更新世地震記錄周期特征與近期地震復發(fā)間隔的對比等方面展開分析， 以期為該地區(qū)滑坡發(fā)生誘因的厘定提供有效制約。

2.1 岷江上游降雨引起滑坡的可能性

針對1個具體地區(qū)而言， 降雨能否觸發(fā)滑坡， 需要對該地區(qū)的降雨特點開展詳細而具體的分析， 如降雨區(qū)域、 降雨量、 降雨強度、 降雨歷時、 研究區(qū)地質(zhì)地貌條件等(Finlayetal.， 1997； 鐘蔭乾， 1998； Daietal.， 2001； 林孝松， 2001； 林孝松等， 2001； Gabetetal.， 2004； 謝劍明等， 2004； 魏麗等， 2006)。謝劍明等(2004)研究浙江非臺風區(qū)和臺風區(qū)滑坡穩(wěn)定性時發(fā)現(xiàn)， 觸發(fā)滑坡發(fā)生的降雨閾值明顯不同： 在非臺風區(qū)， 當日降水量達到60mm和130mm， 有效降水量達到150mm和225mm時， 滑坡高易發(fā)區(qū)和中易發(fā)區(qū)的滑坡點密度明顯增加； 而在臺風區(qū)， 日降雨量分別達到90mm和150mm， 有效降雨量分別達到125mm和275mm時， 滑坡高易發(fā)區(qū)和中易發(fā)區(qū)的滑坡點密度明顯增加。Brand等(1984)詳細分析了1963—1983年的香港滑坡數(shù)量與1～30d的累積降雨關(guān)系之后， 認為香港絕大部分滑坡由歷時短的強降雨誘發(fā)， 把小時降雨量75mm作為災難性滑坡的臨界降雨量， 并進一步提出可利用24h 累積降水量預測滑坡的發(fā)生。當24h降雨量<100mm時， 滑坡發(fā)生的可能性很小； 當24h降雨量>200mm時， 嚴重的滑坡災害發(fā)生的可能性很大。楊順泉(2002)研究湖南省滑坡災害時提出， 發(fā)生滑坡的降水臨界值為日降雨量≥120mm， 小時降水量≥40mm。除了降雨量， 林孝松(2001)和李曉(1995)強調(diào)滑坡發(fā)生區(qū)域的地質(zhì)地貌條件也應該引起重視， 如重慶市北岸區(qū)繆云山及相鄰地區(qū)植被相對較好， 引起地質(zhì)災害的臨界降雨強度為150mm/d； 而重慶市南岸區(qū)真武山一帶植被相對較差時， 產(chǎn)生地質(zhì)災害的臨界降雨強度為100mm/d(李曉， 1995)?？梢姡?降雨引起滑坡多發(fā)生在降雨量大且比較集中的華東—華中地區(qū)， 盡管引發(fā)滑坡的短時強降雨閾值在不同地區(qū)差別明顯， 但累積有效降雨量一般要超過100mm。

圖1 青藏高原東緣地區(qū)降雨量Fig. 1 Rainfall in the eastern margin of the Tibetan plateau.藍色(坐標橫軸之上)表示每月日平均降雨量(mm)； 紫色(坐標橫軸之下)表示月平均降雨量(mm)； P降雨量

值得注意的是， 這些研究地區(qū)的區(qū)域特點與岷江上游相比， 無論是降雨分布還是地形地貌特點都相差較大。不過， 令人興奮的是， Gabet等(2004)對尼泊爾的安納布爾納山脈的Khudi Khola流域開展了降雨與滑坡的關(guān)聯(lián)性研究。該地區(qū)與岷江上游地區(qū)分屬青藏高原南緣和東緣， 同受西南季風影響。在坡度方面， Khudi Khola流域的地形坡度主要為20°～35°， 平均坡度為26°±8°。而岷江上游地區(qū)的平均坡度為30°～35°， 兩個地區(qū)均發(fā)育較多的陡坡， 坡度分布較為一致。在地形地貌方面， Khudi Khola流域的海拔高度為600～5100m， 平均海拔為2565m(Gabetetal.， 2004)， 屬于高山峽谷地形。岷江上游地區(qū)同屬高山峽谷地形， 海拔高度900～5000m左右， 平均海拔3000m左右， 兩地區(qū)都主要為中高山地貌。在巖性方面， Khudi Khola流域出露的基巖多為片巖和片麻巖， 與岷江上游地區(qū)類似， 均屬強度低、 易被水滲透軟化的巖石類型。青藏高原活動的整體性和連貫性為我們研究岷江上游降雨與滑坡之間的關(guān)聯(lián)性找到了與該地區(qū)(尼泊爾Khudi Khola流域)的可對比性。Gabet等(2004)利用2000—2002年間的日輸沙量和日降雨量詳細對比分析了Khudi Khola流域季風降雨與滑坡之間的關(guān)系， 得出降雨引發(fā)滑坡的2個關(guān)鍵閾值——累積季風降雨量需要達到860mm， 同時日降雨量需要達到11mm。相比之下， 岷江上游以松潘和紅原為代表的1970—2000年降雨數(shù)據(jù)(圖1)顯示， 年平均降雨量(MAP)分別只有721.9mm和767.3mm， 夏季(6—9月)的累積平均降雨量(MCP)分別為414.3mm和492.3mm， 最高降雨月的日平均降雨量(MMDP)分別只有4mm和4.5mm。它們均未達到尼泊爾降雨-滑坡關(guān)系的累積季風降雨閾值。值得注意的是， 茂縣年平均降雨量只有490.7mm(Jiangetal.， 2014)， 推測夏季MCP與松潘和紅原相比更低。不僅如此， 我們也對松潘和紅原附近的青藏高原東緣其他地區(qū)進行了分析， 如阿壩(MAP為727mm， MCP為510mm， MMDP為4.5mm)、 馬爾康(MAP為781.4mm， MCP為515.3mm， MMDP為5.1mm)、 道孚(MAP為617.4mm， MCP為460.3mm， MMDP為4.3mm)、 小金(MAP為616.3mm， MCP為398.8mm， MMDP為4.3mm)和甘孜(MAP為662.1mm， MCP為457.4mm， MMDP為4.4mm)。值得注意的是， 即使在岷江上游的下限都江堰地區(qū)， 其MAP為1173mm， MCP為821mm， MMDP為8.5mm/d， 也未達到尼泊爾降雨-滑坡關(guān)系研究得出的累積季風降雨閾值。鑒于日平均降雨量不能代表具體某一天的降雨量， 我們仔細檢查核對了岷江上游地區(qū)中國地面國際交換站各氣象站點的降雨數(shù)據(jù)， 發(fā)現(xiàn)岷江上游地區(qū)的日降雨量絕大部分都低于11mm/d。這表明岷江上游地區(qū)不僅年平均降雨量達不到860mm(圖2)， 季風期日降雨量達到11mm/d的可能性也很小， 由此推測暴雨引發(fā)滑坡的可能性也很小。

圖2 岷江上游區(qū)域年降水量等值線圖Fig. 2 Annual precipitation isograms of the upper reaches of the Minjiang River.數(shù)據(jù)來源： 中國地面國際交換站《氣候資料年值數(shù)據(jù)集》中所有岷江上游地區(qū)1951—2009年間的降水量數(shù)據(jù)

圖3 滑坡發(fā)生坡面橫截面的概念模型圖(a， b；Densmore et al.， 2000)與岷江上游滑坡(c—f)Fig. 3 Hypothetical hillslope cross sections showing(a) storm and(b) earthquake triggered bedrock landslides(Densmore et al.， 2000)； (c-f)Representative photos showing landslides in the study area.a 暴雨誘發(fā)的滑坡形態(tài)； b 地震誘發(fā)的滑坡形態(tài)； 虛線表示滑坡前地形， 實線表示滑坡后地形， 同時還給出了從坡底到坡頂發(fā)生滑坡的概率分布推測

2.2 岷江上游滑坡形態(tài)特征

山地地形侵蝕通常通過山坡風化剝蝕和山谷下切實現(xiàn)(Burbanketal.， 1996)。暴雨和地震能夠優(yōu)先影響山地地形不同部位的演化(Iversonetal.， 1992； Bouchonetal.， 1996)。不管是暴雨還是地震， 它們長期作用于山坡的證據(jù)可能被該山坡地形很好地鎖定和保存。

Iverson 等(1992)研究發(fā)現(xiàn)， 接近飽和狀態(tài)的山坡的滲透壓力會引起有效應力的顯著改變。滲透壓力的空間梯度增加了山坡物質(zhì)的整體應力， 因而導致了滑坡的形成?；聺摿υ跐B透壓力接近飽和的山坡坡腳位置比其他地方高很多， 因為那里存在向上和向外的滲透壓力。暴雨引起的山坡滲透壓力接近飽和， 也確實引起了大量滑坡， 且主要聚集在坡腳位置(Megahanetal.， 1978)。因為滑坡的幅度普遍遵循冪律分布(Hoviusetal.， 1997)， 最頻繁的滑坡規(guī)模常常較小， 風化剝蝕碎屑產(chǎn)物僅在坡腳被帶走。這種作用形成的明顯較陡的坡腳只會在偶爾發(fā)生的大型滑坡作用下被破壞(Densmoreetal.， 1997)。因此， 暴雨觸發(fā)的滑坡地形至少應該有一些明顯較陡的坡腳(Densmoreetal.， 2000； 圖3a)， 被稱為內(nèi)峽谷(inner gorges)(Kelsey， 1988)。

另一方面， 地震發(fā)生時， 垂直方向的地震波被地表地形衍射傳播， 造成地面加速破壞， 這種效果向山頂山脊方向被顯著放大(Davisetal.， 1973； Celebi， 1987； Gelietal.， 1988； Bouchonetal.， 1996)。這在2008年汶川地震后的野外科考中被證實(殷躍平， 2008)。中強地震發(fā)生時， 聚集山頂或山脊的滑坡會引起山頂和山脊的優(yōu)先侵蝕。值得注意的是， 地震引起的地面加速破壞無處不在， 從坡頂?shù)狡履_， 常常形成較為一致的侵蝕平面， 而缺少明顯的峽谷地形(Densmoreetal.， 2000； 圖3b)。

針對暴雨和地震引起山坡地形侵蝕產(chǎn)生顯著不同的山坡外貌特征， 我們觀察了岷江上游不同位置的山坡坡面特征， 如圖3c—f。無論是侵蝕剛剛發(fā)生不久的坡面， 還是地質(zhì)時期接受侵蝕而現(xiàn)在被植被覆蓋、 表現(xiàn)相對穩(wěn)定的坡面， 都具有較為一致的特征——自上而下顯示相對較平坦的侵蝕面， 可能反映當時自坡頂至坡腳經(jīng)歷了近乎一致的破壞和侵蝕。這種特征符合圖3b呈現(xiàn)的地震作用的特征(Densmoreetal.， 2000)。因此， 我們認為， 岷江上游高山峽谷地形呈現(xiàn)的頗為一致的面狀坡形， 缺少與暴雨作用有關(guān)的峽谷地形特征(Densmoreetal.， 2000； 圖2a)， 支持研究區(qū)大多數(shù)滑坡長期受地震觸發(fā)的認識。

2.3 岷江上游滑坡的空間分布支持地震觸發(fā)

降雨型滑坡和地震型滑坡雖同屬滑坡， 但由于觸發(fā)營力的不同， 兩者在區(qū)域的空間分布上有顯著差別。由降雨觸發(fā)的滑坡通常以土質(zhì)物質(zhì)為主， 主要發(fā)生于具有滑動面的土層與巖層接觸面或巖性對比反差大的成層巖質(zhì)與基巖的接觸面， 以小范圍分布于暴雨區(qū)和久雨區(qū)為特征， 受降雨地區(qū)和降雨時間的嚴格控制(鐘蔭乾， 1998； Daietal.， 2001)。相比之下， 由地震觸發(fā)的滑坡的分布通常與地震參數(shù)(震級、 烈度、 震源深度、 發(fā)震斷裂和震中距等)和斜坡環(huán)境參數(shù)(坡度、 坡向以及地層巖性等)密切相關(guān)(Keefer， 1984， 1994， 2002； Malamudetal.， 2004； Yinetal.， 2009； Xuetal.， 2014b)。值得注意的是， 由強震觸發(fā)的滑坡不僅發(fā)生在松散和強度較低的地層中， 在硬巖和較硬巖石地層中也有發(fā)育； 并且在高山峽谷地形地貌條件下常常呈現(xiàn)大范圍集群分布的現(xiàn)象。最近的研究表明， 岷江上游的滑坡多沿斷裂分布， 不完全統(tǒng)計顯示僅汶川—茂汶段岸坡就集中了80%的崩塌滑坡(喬建平， 1994； 孟暉等， 2004)。在硬巖、 較硬巖石區(qū)域， 崩塌滑坡也有廣泛分布， 并且在岷江上游由崩塌滑坡堵塞河道形成的堰塞湖成串分布(聶高眾等， 2004； 楊文光等， 2008； Wangetal.， 2011； 王蘭生等， 2012； Xuetal.， 2015)。

Keefer(1984)較早利用1911—1980年間全球范圍內(nèi)40次地震滑坡的資料對滑坡與地震參數(shù)的定量關(guān)系進行了研究， 給出了地震誘發(fā)滑坡的最小震級為4.0， 并繪制了地震滑坡影響面積與地震震級的統(tǒng)計曲線(圖4)。后來， Rodríguez等(1999)又對其進行了補充和完善。總的來說， 滑坡隨地震震級的增大而增加。尤其是在高山峽谷地區(qū)， 1次大地震可以誘發(fā)數(shù)以萬計的滑坡。岷江上游強震頻繁， 據(jù)史料記載， 公元638—2002年間該區(qū)M≥4.7 地震就有52次， 其中M≥7.0地震3次， 而2002年至今又發(fā)生多次地震， 尤其是2008年的8.0級汶川地震和2013年的7.0級蘆山地震， 對該區(qū)滑坡的發(fā)育和分布特征影響甚廣。在圖4 中， 汶川地震滑坡的影響面積略高于其他震例， 也表明該區(qū)極易發(fā)生地震滑坡的特點。這與震后科考統(tǒng)計分析發(fā)現(xiàn)的汶川地震產(chǎn)生的高密度滑坡沿震區(qū)延伸約240km(Ouimet， 2010)、 總數(shù)目達197481個、 總面積達1160km2(許沖， 2012)相吻合。這在2008年汶川地震前后的滑坡遙感影像對比中十分明顯(圖5)。同時對其中的巨型滑坡進行了初步解譯。

圖4 滑坡影響區(qū)面積與地震震級的關(guān)系(Xu et al.， 2014)Fig. 4 Relationship between area of landslide-affected zone and earthquake magnitude(after Xu et al.， 2014).

圖5 滑坡密集分布區(qū)岷江流域汶川地震前后QuickBird遙感影像對比 Fig. 5 QuickBird images showing the pre- and post-Wenchuan earthquake comparison of the landslide concentration area along the Minjiang River.短曲線指示研究區(qū)巨型滑坡分布； a采集日期為2005年6月26日； b采集日期為2008年6月3日

2.4 岷江上游晚更新世以來地震周期與近期地震復發(fā)間隔初步對比

地震周期最早由Reid(1911)在對1906年舊金山大地震的地震斷層進行研究時提出， 它是指斷層面用來恢復前一次地震所釋放應變的時間。Wallace(1970)利用斷層平均滑動速率與同震位移的關(guān)系估計了圣安德列斯斷裂的地震重復間隔， 開創(chuàng)了利用斷裂活動歷史的資料預測未來大地震發(fā)生時間的先例。20世紀70年代以后， 隨著第四紀測年技術(shù)的發(fā)展， 可以利用地層樣品年代控制探槽中多次地震事件的年代進而得到地震復發(fā)間隔。目前， 對晚更新世以來地震周期的研究主要是利用活動構(gòu)造參數(shù)(單次和多次地震的同震位移量、 斷裂的累積位移量和滑動速率)、 古地震探槽事件的精細定年和歷史地震資料(Xuetal.， 1996； 聞學澤， 1998； 張培震等， 2003； 冉勇康等， 2008； Ranetal.， 2010， 2013)。相比之下， 從沉積記錄中提取古地震信息建立古地震事件發(fā)生的時間序列， 進而探討區(qū)域古地震周期的研究較少。河湖相沉積物的高分辨率粒度記錄常常含有豐富的物源信息(Jiangetal.， 2010a， b)。最近， Jiang等(2014)對四川岷江上游疊溪出露的末次冰消期湖相沉積物開展詳細的物源研究(稀土元素、 粒度和石英顆粒掃描電鏡)， 證明該湖相沉積物主要為風力搬運。其中， >16μm的組分可能為近源粉塵沉積， 與研究區(qū)地震觸發(fā)的大面積滑坡提供大量粉塵物源有關(guān)， 因而>16μm的組分可以用來揭示該地區(qū)的地震事件。

圖6 岷江上游疊溪新磨村湖相沉積剖面>16μm粒組頻譜分析結(jié)果Fig. 6 Spectral results of the grain-size fraction of >16μm from the Xinmocun section in the Diexi Lake，the upper reaches of the Minjiang River.拋物線表示95%的置信度水平， 頻譜圖上標注的數(shù)字為周期值(單位： a)

本次研究我們運用redfit 3.8頻譜分析軟件(Schulzetal.， 2002)對疊溪新磨村湖相沉積剖面中>16μm的組分進行了地震活動周期分析， 時間跨度為18.65～10.63ka。在95%置信度之上的周期有88a、 55a、 35a、 32～28a、 26a、 23a和18a(圖6)。值得注意的是， 岷江上游1933年在疊溪發(fā)生7.5級大地震、 1976年松潘發(fā)生7.2級大地震和2008年汶川發(fā)生8.0級大地震， 其復發(fā)間隔為三四十年， 接近于我們周期分析結(jié)果中的32～28a周期群。盡管該周期分析粗顆粒粉塵組分的變化與滑坡緊密相關(guān)， 而滑坡可能不完全是地震觸發(fā)， 但是如前文所述， 岷江上游的滑坡主要還是地震觸發(fā)。基于這一點， 我們推測， 岷江上游高山峽谷地區(qū)觸發(fā)滑坡的地震震級要求可能不太高。這一推測與已有研究揭示的觸發(fā)軟沉積物變形的震級>5或5.5(Leeder， 1987； Ken-toretal.， 2001； Moneckeetal.， 2004)相吻合。另一方面， 我們觀察該剖面高分辨率粒度記錄時發(fā)現(xiàn)， 近源風成粉塵粒度組分(>16μm)持續(xù)時間較長的有3次。它們分別在17.83～17.5ka BP、 15.17～14.79ka BP和12.63～12.14ka BP， 對應持續(xù)時間分別為330a、 380a和490a， 復發(fā)間隔為2.66ka和2.54ka， 平均2.60ka。這與過去研究得出的青藏高原大震復發(fā)間隔約為2000a(Xuetal.， 1996； Ouimet， 2010)或2000～3000a(Dengetal.， 1996)較為一致。與此同時， 1個簡單的地震震級-頻率法研究給出了7級地震的發(fā)生次數(shù)通常達到8級的10倍， 6級地震發(fā)生次數(shù)通常達到8級的100倍(Ouimet， 2010)。這與我們給出的研究區(qū)中等震級(>5或5.5)發(fā)生周期為幾十年而類似汶川地震的大震發(fā)生周期為2 000多年的認識也較為一致， 與地震觸發(fā)滑坡面積隨震級呈指數(shù)增長的認識(Keefer， 1984； Rodríguezetal.， 1999)也頗為一致。

3 討論與結(jié)論

地球內(nèi)外動力地質(zhì)作用、 地形地貌條件及氣象條件等因素的相互耦合是群發(fā)性地質(zhì)災害發(fā)生的主要原因(Scheidegger， 1998； Flageolletetal.， 1999； 王思敬， 2002； 張永雙等， 2009)。針對一個具體的災害發(fā)生地區(qū)， 從該地區(qū)的具體條件入手分析災害發(fā)生的主要誘因?qū)窈蟮臑暮Ψ乐我饬x重大。龍門山地區(qū)， 在不到100km的距離內(nèi)海拔由約500m(四川盆地)急劇增加到4000m以上(青藏高原東緣)的地形特點和2008年發(fā)生的8.0級汶川地震， 吸引了眾多科研人員對該地區(qū)展開研究。殷躍平(2008)對震后地質(zhì)災害及隱患進行了系統(tǒng)分析， 提出地震觸發(fā)了15000多處滑坡、 崩塌和泥石流。后來， 黃潤秋等(2009)統(tǒng)計提出汶川地震觸發(fā)的崩塌滑坡數(shù)量約為3.5萬處， 分布面積約為1×105km2。Dai等(2011)在震后利用遙感影像進行解釋得出地震觸發(fā)的滑坡超過56000個， 總面積達811km2。Parker 等(2011)對汶川地震滑坡統(tǒng)計的數(shù)量為73367， 滑坡面積565.8km2。最近， 汶川地震滑坡的編錄成果顯示， 地震觸發(fā)了197481處滑坡， 滑坡面積約為1160km2， 大致分布在面積約1.1×105km2的區(qū)域內(nèi)(許沖， 2012)?？赡苡捎谂挪榉秶爱敃r可用遙感數(shù)據(jù)的局限性， 這些統(tǒng)計數(shù)據(jù)不盡相同， 但都表明汶川地震滑坡數(shù)量多、 密度大、 分布廣， 具有群集性發(fā)育的特點， 與研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造背景和高山峽谷地形地貌密切相關(guān)。

黃潤秋(2007)對中國大型滑坡機制的研究結(jié)果表明， 中國大陸大型滑坡發(fā)育最根本的原因是具有有利的地形地貌條件， 約80%的大型滑坡發(fā)生在環(huán)青藏高原東側(cè)的大陸地形第1個坡降帶范圍內(nèi)。對岷江上游而言， 除了高山峽谷地形地貌條件， 不同地質(zhì)時代的巖石強度低而易碎可能也是滑坡發(fā)生的重要地質(zhì)條件。有了這些重要的條件組合， 最重要的還是主要觸發(fā)因素——頻發(fā)的地震活動。只有詳細客觀地了解地震沿斷層活動的位置、 規(guī)律、 強度及已經(jīng)造成的危害， 才能在今后的災害防治工作中采取有針對性的細致工作。鑒于此， 岷江上游晚更新世以來的地震活動記錄還需要進一步開展細致深入的研究， 為更好地了解該地區(qū)的地震活動性提供基礎(chǔ)數(shù)據(jù)。

致謝 在本文撰寫過程中與許沖副研究員、 袁仁茂副研究員、 何宏林研究員、 鄭文俊研究員進行了深入細致的討論， 受益匪淺， 在此深表感謝!中國地震局蘭州地震研究所謝虹博士提供了詳細的降雨數(shù)據(jù)， 在此一并致謝。最后， 感謝本刊主編和審稿人提出的寶貴意見和建議， 使本文得到進一步提升。

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ANALYSES ON THE TRIGGERING FACRORS OF LARGE QUANTITIES OF LANDSLIDES IN THE UPPER REACHES OF THE MINJIANG RIVER， SICHUAN PROVINCE

LI Yan-hao JIANG Han-chao XU Hong-yan LIANG Lian-ji

(StateKeyLaboratoryofEarthquakeDynamics，InstituteofGeology，ChinaEarthquakeAdministration，Beijing100029，China)

Over the past geological and historical period， tens of thousands of landslides occurred in the upper reaches of the Minjiang River， an area which is characterized by alpine valleys and has been densely populated over the past several hundreds of years. Discussing the triggering factor of these landslides is of great significance to geological hazard mitigation and prevention in this region. In this paper， we focus on four aspects of regional rainfall， shape features of landslide slopes， the corresponding relationship between landslide area and earthquake magnitude， and the recurring features of the reconstructed palaeoearthquake record at Diexi. Compared with those in Nepal， both mean seasonal rainfall accumulation and mean daily rainfall for the past 30 years are too low to reach the threshold values triggering landslides in the upper reaches of the Minjiang River. Secondly， landslides in the study area are usually absent of inner gorges(canyon topography)on the hillslope toes， which are confirmed in previous studies as typical features of landslides triggered by storms. Thirdly， wide distribution of the landslides in the study area supports our notion of earthquake-triggering because the landslides triggered by storms commonly distribute locally. Fourthly， periodicity analysis of the reconstructed palaeoearthquake record at Diexi provides a few cycles of twenty to thirty years， possibly corresponding to the earthquakes of magnitudes>5.0 or 5.5 which are believed to have caused soft-sediment deformation in the study area. In contrast， like the 2008MS8.0 Wenchuan earthquake， the average recurrence interval of the large earthquakes in the study area is 2.6ka. They caused tens of thousands of landslides and provided more coarse silt particles for the nearby lake sediments at least in 330 years for each time. This is consistent with exponential increase of earthquake magnitude from large to medium and of the landslide area with the increased earthquake magnitude. To sum up， we suggest that tens of thousands of landslides in the upper reaches of the Minjiang River were most likely triggered by earthquakes instead of storms. This preliminary viewpoint needs further examination in the future.

upper reaches of the Minjiang River， landslide mechanism， earthquake， storm， shape features of landslide slopes， recurrence interval

10.3969/j.issn.0253- 4967.2015.04.017

2014-09-14收稿， 2015-10-18改回。

中國地震局地質(zhì)研究所基本科研業(yè)務(wù)專項(IGCEA1118)和地震動力學國家重點實驗室自主研究課題(LED2013A03)共同資助。

P694

A

0253-4967(2015)04-1147-15

李艷豪， 女， 1988年生， 2015年于中國地震局地質(zhì)研究所獲第四紀地質(zhì)學專業(yè)碩士學位， 主要研究方向為新生代環(huán)境重建與古地震， 電話： 13793929206， E-mail： liyanhao0069@163.com。

*通訊作者： 蔣漢朝， 副研究員， E-mail： hcjiang@ies.ac.cn。