汶川Ms8.0级地震后龙门山构造地貌及地表侵蚀过程研究——以湔江海子段河为例

赵国华，李 勇，闫 亮，马 超，张 威，颜照坤，郑立龙，李敬波

(1.成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610059;2.四川省地震局，四川成都 610041)

图1 汶川Ms8.0级地震后龙门山地区2010年8月泥石流和洪水与强降雨分布(据 Li et al.，2011 修改)［15］

龙门山是青藏高原和四川盆地之间的一个线性的、非对称的边缘山脉，北起广元，南至天全，长约500 km，宽约 30 km，呈北东—南西向展布［1］。从地貌上看，龙门山最高峰九顶山海拔为4 984 m，成都盆地的平均海拔为500 m，两者海拔高程相差很大，而且两者间地形变化宽度仅为15～20 km，比青藏高原南缘的喜马拉雅山脉地形变化陡度要大，显示龙门山是青藏高原边缘山脉中的陡度变化最大的地区之一［1-3］。从构造上看，龙门山脉是中国大陆典型推覆构造发育地区之一，主要形成于中生代和早新生代［4］，自西向东有汶川—茂汶断裂带(后山断裂)、映秀—北川断裂带(中央断裂带)和彭县—灌县断裂带(前山断裂)，这些断裂活动性强，具有明显地震风险性［1，5］。如今龙门山地貌形态就是地震构造作用驱动的隆升过程与地表剥蚀过程之间持续不断作用的结果［1］，龙门山也是一个地震频发的地带［6］，称为南北地震带之一部分。2008年5月12日在龙门山中北段发生了汶川Ms8.0级地震，2013年4月20日又在龙门山南段发生芦山Ms7.0级地震。汶川Ms8.0级地震在35 000 km2的区域内引发了超过60 000个滑坡体［7］，并且震后泥石流发生的数目也在不断上升，引起了该地区大规模的地表侵蚀［8］(泥石流分布如图1所示)。目前关于龙门山的形成模式主要有:Hubbard等提出的构造缩短相关的构造成山模式［9］、Royden等的下地壳流成山模式［4，10-11］以及 Li et al.等的与剥蚀相关的均衡成山模式［1-2，12］。按照这些模式，地震滑坡的快速侵蚀卸载作用会诱发地壳均衡反弹导致地表抬升，是形成龙门山现今高陡地貌特征的重要因素之一［12］。Parker等在实地考察基础上，利用遥感技术资料，计算了汶川Ms8.0级地震所导致的滑坡量及其同震构造抬升量参数，认为汶川Ms8.0级地震的发生使龙门山出现了物质亏损，导致龙门山平均高程下降［13］。而另外的研究认为，龙门山曾多次发生过与汶川Ms8.0级地震规模类似的地震［14］，这些地震不仅没有使龙门山降低，反而使得龙门山越发陡峻。综上所述，相关研究人员对于汶川Ms8.0级地震产生的构造抬升与滑坡剥蚀在龙门山地貌演化过程中所起的作用仍存在分歧。因此，强震事件在龙门山地貌演化和地表侵蚀过程中的作用成为当前相关研究人员关注的科学问题之一［14］。

图2 2008年汶川Ms8.0级地震引发的湔江流域大规模的滑坡(湔江流域DEM图(a)及震后TM影像(b))

本文利用地理信息系统(GIS)技术对湔江流域的坡度、地形起伏度、面积—高程积分及其曲线等进行分析，针对其构造地貌进行了定量化研究;并以湔江海子河右岸流域为例，在实地考察的基础上，利用了较高精度的遥感(EO1)、北京一号卫星、Google Earth等影像资料，对同震滑坡、泥石流进行识别，进行以下4种参数的定量计算:(1)研究区域内由汶川Ms8.0级地震产生的逆冲—走滑运动所导致的构造体抬升量;(2)海子河右岸的同震滑坡量、泥石流量及这两个量间的转化率;(3)海子河右岸流域滑坡、泥石流过程所代表的侵蚀量与地震驱动的构造抬升量及这两个量之间对比关系(为定量评价汶川Ms8.0级地震的构造抬升量与滑坡、泥石流量对龙门山地貌生长影响提供了一个范例和定量约束条件);(4)河流搬运能力和海子河右岸流域同震滑坡物质的卸载时间量。

1 湔江流域构造地貌特征

湔江发源于彭州市北九顶山神仙岩太子城下红龙池，为沱江上源西支，主要由银厂沟河、海子河、白水河、白鹿河等组成。向南流至九陇镇关口山区进入成都平原，河口处多年平均径流量86 m3/s，河长123 km，流域面积2 808 km2。流域北部山峰最高海拔达4 749 m，南部的海拔在500～700 m，地形变化大，属四川盆地向青藏高原地形变化的过渡地带［16］。湔江流域属于亚热带湿润气候，气候温和，雨量充沛，光照较同纬度地区偏少，四季分明，夏无酷暑，冬无严寒。流域内年平均气温为15.6℃，年极端最高气温为36.9℃，最低气温为6.2℃，全年无霜期平均为276天。年平均降水量为932.5 mm，最多的是1959年达1 280.9 mm，最少的是1997年为635.3 mm。一年中月平均降水最多的是7月份，为237.3 mm，最少的是12月份，为5.5 mm。湔江地区属四川盆地向青藏高原过渡的地区，由于地形的剧烈抬升，该地区具有明显地形雨效应，同时也处于属于龙门山暴雨带内，暴雨经常集中于5～9月份，水量大并引发山洪［16］。湔江流域内有映秀—北川断裂、彭县—灌县断裂穿过，断裂均成北东—南西向分布。在汶川Ms8.0级地震中，该流域内的映秀—北川断裂、彭灌断裂均出现地表破裂，并且出现一条新的小鱼洞断裂，其断裂呈北西—南东展布，地表破裂长约15 km，小鱼洞断裂是映秀—北川断裂与彭县—灌县断裂地表破裂唯一相交的断裂［17］。

1.1 湔江流域的坡度及地形起伏度特征

运用GIS平台，按照坡度及其最优地形起伏度参数定义，分别计算了湔江流域的参数值。从图3a中可以看出，映秀—北川断裂以北地区，坡度大多大于30°，地形十分陡峻;同样，在映秀—北川断裂以北地区，地形起伏度明显较大(如图3b所示)，这反映出映秀—北川断裂较强的活动性，该断裂上盘的不断抬升与风雨侵蚀作用塑造了映秀—北川断裂以北地区陡峻的地形。

图3 湔江流域地形坡度(a)和地形起伏度(b)(F1:北川-映秀断裂;F2:彭灌断裂;F3:小鱼洞断裂)

1.2 湔江流域的面积—高程积分

基于Straler的流域分级方法［18］，运用GIS平台和面积高程—积分参数的定义，计算了湔江流域内的三级、四级流域的面积高程—积分参数值并且绘制参数曲线。面积高程积分是描述地貌三维形态的有效定量方法［19］，参数代表流域内未被侵蚀掉的地体体积。若求得较大积分值，则说明流域内大部分物质体积未被侵蚀，地貌演化时间短，地貌处于幼年期，积分曲线呈上凸形，积分值与近期的构造、岩性、侵蚀速率等有关;反之，地形演化时间越长，地貌处于老年期，参数积分曲线呈下凹形态;若地貌处于中年期，则积分曲线介于凸形及凹形之间。湔江流域内，山脉海拔落差非常之大，切割深度在4 000 m左右，并且切割密度较大，与研究区域处于“壮年期—老年期”阶段地形相对应。通过图4a可以看出，在映秀—北川断裂以北地区，参数面积—高程积分值明显较高，处于壮年期，与图4b中的“S”形曲线相对应;在映秀—北川断裂以北地区，面积—高程积分参数值较低，与图4b中的“凹”形曲线相对应。映秀—北川断裂以北地区，由于地块不断抬升，加上河流的切割，形成了深切割的地形，面积—高程积分值较大，处于“壮年期”地形;映秀—北川断裂以南地区，构造抬升作用不是十分剧烈，地形较为平缓，地形处于“壮年期”。较小面积的流域盆地的面积—高程积分值变化大小，岩性差异的影响起到重要作用［20-21］，但从图4来看，该区域面积—高程积分值主要是受构造活动控制和侵蚀作用的影响。

图4 湔江流域面积—高程积分的平面插值图(a)及主要流域面积—高程积分曲线(b)

2 湔江海子河右岸滑坡、泥石流的参数计算

2.1 海子河右岸流域同震滑坡物质总方量的计算

滑坡面积与滑坡方量之间统计关系式是一个有意义的研究工具。许多学者对滑坡产生的体积进行了间接的计算［22-23］。Guzzetti et al.利用滑坡面积与滑坡体积的关系式，统计出估算单个滑坡体积的经验关系式［23］:

其中，VL为滑坡方量，AL为滑坡面积。Guzzetti等对该公式在汶川Ms8.0级地震产生的滑坡面积和体积关系式进行了验算［13，23］，认为(1)式对于该地区是贴切的。我们应用公式(1)对该地区谢家店滑坡的泥石流量进行了计算，结果为359×104m3，与王涛(2008)等计算的结果400×104m3计算接近［24-25］，说明此公式在该地区是适用的。在本研究中，将所有的单个滑坡体积(VL)进行相加，得到研究区域内的同震滑坡总量VTL:

研究中对于同震滑坡体，本文利用GIS技术，在高精度的遥感影像(EO1)、北京一号卫星影像、TM影像及Google Earth上对海子河右岸流域的同震滑坡体进行识别，共有66个滑坡处(如图5所示)。通过公式(1)和(2)计算得到海子河右岸流域的同震滑坡方量为3 852×104m3。

2.2 海子河右岸流域的泥石流及其输入河道量(截至2013年7月31日)

汶川Ms8.0级地震发生后，震区物质变得疏松破碎，且龙门山是一个暴雨带，在雨季5～9月极易发生暴雨，进而引发严重的泥石流灾害。据我们的野外调查、实地走访及前人资料收集［26-27］，2008年汶川Ms8.0级地震后在海子河右岸主要产生了泥石流(数量参见表1)。地震后泥石流输入海子河累计量约为1 000×104m3［28］。因其海子河右岸陡峻的坡度，泥石流绝大部分都冲入河道，转化为河道沉积物，因此，地震产生的泥石流量应略大于1 000×104m3。

2.3 海子河右岸流域滑坡、泥石流等参数和相互关系

强烈的构造活动是山脉持续隆升的一个重要的驱动因素，持续隆升的过程中会发生周期性的强震，强烈地震同时也改变了地震区域的地形地貌［13，29］。当同震构造变形驱动的构造隆升量大于同震滑坡量时，山脉平均高程将增高，地貌出现生长;反之，山脉平均高程将降低，地貌被渐渐夷平［13］。地震滑坡物质的河流卸载时间与强震复发周期长短之间的比较对于理解地震与造山带地貌演化的关系有着十分重要的意义［14］。

表1 汶川大地震后海子河右岸发生的主要泥石流

确定了海子河右岸流域的同震抬升量。在汶川Ms8.0级地震发生数日后，本研究小组立即赶赴地震现场，获得了宝贵的第一手资料。其中在研究区域内的龙门山镇胥家沟村实测了两组地表破裂数据:(1)东林寺—九峰山公路西侧 500 m 处地表破裂(31°17＇04.3″N，103°48＇59.8″E)，走向 N58°E，垂直错位 1.5 ±0.2 m，水平错位2.9±0.2 m;(2)距上点NE方向约30 m处，可见一小溪被垂直错断，垂直错位1.3±0.2 m。海子河右岸流域内有映秀—北川断层穿过，断层上盘在汶川地震过程中发生了同震隆升。我们用这些数据作为计算根据，海子河右岸流域隆升量为流域内断层的上盘区域面积乘以垂直隆升距离。本文取该地区垂直隆升距离为东林寺测点(1)和另外点(2)的平均值1.4 m加上海子河右岸流域北川—映秀断层上盘面积为3 813×104m3，计算得该区域的同震抬升体积量为5 339×104m3。

确定了海子河右岸流域的同震抬升量、同震滑坡量、泥石流量及河道沉积物之间的转化关系。经过计算，海子河右岸流域的同震抬升量为5 339×104m3，同震滑坡方量为3 852×104m3，同震抬升量大于同震滑坡量，约有72%的同震抬升物质转化为同震滑坡量。地震后泥石流输入海子河累计约有1 000×104m3，因其海子河右岸陡峻的坡度，绝大部分的泥石流冲入海子河，成为河道沉积物或形成堰塞湖，所以地震后泥石流量应略大于1 000×104m3。同震滑坡物质的30%转化为了泥石流量。

确定了海子河右岸流域同震滑坡物质的卸载时间。河流搬运物质的方式通常为溶解质、悬移质和底移质三种［14］。在这三搬运方式中，起主导作用的一般为后两种搬运方式。地震滑坡物质通常大量进入河道产生物质搬运。Hovius等认为台湾集集地震震后10年河流悬移质含量就恢复到了震前水平［30］，所以用悬移质来计算同震滑坡的卸载时间是不合适的。由于河流底移质的移动速度相对悬移质来说较慢，且在长期的地貌演化过程中，河流物质中底移质对河流过程和形态的影响最大，河流底移质约占河流中总物质量的30%［32］，甚至达到50%［33］。本文运用河流的底移质搬运时间来估算海子河右岸流域同震滑坡的卸载时间。运用区域滑坡物质的质量(ML)的30%与河流底移质的搬运能力(QT)的比值来计算滑坡物质的卸载时间T，公式为:

区域滑坡物质的质量ML应等于滑坡物质的密度ρL和体积VTL之积:

河流的搬运能力QT可由河流的剪切应力τb［33］推算出来，如(5)式:

式中，W为河宽，n是曼宁系数，对于山区河流通常取值为0.04［34］，QW为河流多年平均流量(m3/s)。河流的搬运能力QT的计算公式［35］为:

式中，ρS为底移质的密度，ρ为水的密度，g为重力加速度，D为底移质的中值粒径(cm)，τb为河床剪切应力，τ*C为河床临界启动剪切应力，对于基岩型河道，河床临界启动剪切应力数值通常变化范围为0.03～0.08［36］。本文取常数0.03作为湔江河床的临界启动剪切应力［36］。

确定了海子河右岸流域同震滑坡的卸载时间。当上游的河流搬运能力小于下游，地震滑坡物质则由河流下游相对上游的“剩余”的搬运能力来搬运［14］。根据公式(2)计算得到研究区内滑坡物质总量(ML)的30%约为28.32Mt，根据公式(6)计算得湔江的上下游河水的搬运能力差值为0.1 Mt/a。在海子河能够完全搬运出同震滑坡物质前提下，意味着同震滑坡物质搬运出龙门山至少需要283.2 a。

周期性地震构造抬升与河流剥蚀卸载作用对龙门山地貌生长的影响。龙门山最晚一次强震发生在930±40 a BC，表明龙门山地区的强震复发周期约为1 000年［1，38］，且自40 ka以来，龙门山地区至少存在30余次强震［5］。据此计算得到海子河右岸流域同震滑坡的卸载在时间为283.2 a，这个时间要小于龙门山强震的复发周期。在汶川大地震前，龙门山地区少有大面积的松散沉积物，这意味着在地震周期内，大量的同震滑坡物质将被搬运出龙门山。在这相对较短的时间内，可导致冲刷和切割地貌形成，这与龙门山现今陡峻的地貌是一致的。

3 讨论与结论

龙门山陡峻的地形与快速的剥蚀过程是地质学者研究的热点问题。根据古地貌的研究，3.6Ma以前，龙门山与青藏高原内部高程相近，但比现代平均高程要小，在快速的剥蚀卸载作用下，龙门山没有降低反而长高了，这可能是由于地壳均衡反弹作用及周期性地震构造抬升所致［39］。汶川地震发生后，在龙门山地区形成了规模巨大、数量众多的泥石流。本文对湔江海子河右岸流域的同震构造抬升量、同震滑坡量、泥石流量及同震滑坡的剥蚀卸载时间量展开了定量研究，探讨了他们之间的转化关系。为定量化研究强震区物质输送过程及对地貌生长提供了一个约束范例。

初步获得以下结论:(1)湔江流域内，映秀—北川断层切过，在映秀—北川断层以北地区，地貌处于“壮年期”，坡度、地形起伏度较大。而在映秀—北川断裂以南地区，地貌处于“老年期”，坡度、地形起伏度较小。这些基本的地形地貌是映秀—北川断层以北发生严重的同震滑坡、震后滑坡及泥石流的一个条件。(2)湔江海子河右岸流域内映秀—北川断层穿过，汶川大地震时该地区形成众多同震滑坡及大量疏松物质，为震后泥石流、滑坡的发生提供了物源基础。(3)海子河右岸流域的同震抬升量为5 339×104m3，同震滑坡量为3 852×104m3，同震抬升量大于同震滑坡量，约有72%的同震抬升物质转化为同震滑坡物，表明以逆冲—走滑作用为特征的汶川地震驱动的构造抬升量大于滑坡剥蚀量，并将导致了海子河右岸地区地貌产生新的抬升和生长。(4)地震后泥石流输入海子河累计量约有1 000×104m3，地震后泥石流量应略大于1 000×104m3，同震滑坡物质的30%转化为了泥石流量，因其海子河右岸陡峻的坡度，绝大部分的泥石流冲入海子河形成堰塞湖，后成为河道沉积物。(5)研究区内滑坡物质总量为94.39 Mt，在海子河能够完全搬运出同震滑坡物质的前提下，意味着地震同震滑坡物质搬运出龙门山至少需要283.2 a，表明在一个地震周期内，龙门的同震滑坡物质可以搬运出龙门山。(6)我们认为现今的龙门山是地壳均衡反弹作用及周期性的地震构造抬升共同作用下形成的。

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