青藏高原东缘活动断裂地质灾害效应研究

张永双, 郭长宝, 姚 鑫, 杨志华, 吴瑞安, 杜国梁

中国地质科学院地质力学研究所, 国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室, 北京 100081



青藏高原东缘活动断裂地质灾害效应研究

张永双, 郭长宝, 姚 鑫, 杨志华, 吴瑞安, 杜国梁

中国地质科学院地质力学研究所, 国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室, 北京 100081

摘 要:活动断裂的地质灾害效应是工程地质与地质灾害领域研究的重要内容。本文以第四纪以来构造活动最强烈的青藏高原东缘为例, 阐述了活动断裂地质灾害效应的主要表现形式, 包括: (1)活动断裂对地形地貌和岩体结构的影响; (2)断裂剧烈活动(地震)诱发地质灾害; (3)断裂蠕滑作用对斜坡应力场和稳定性的影响; (4)断裂活动是地质灾害链的源头, 为地质灾害提供物源。上述表现形式及灾害成因机理和分布规律是活动构造区地质灾害防治中需要关注的关键问题。根据青藏高原东缘典型地质灾害案例研究提出, 内外动力耦合作用成灾机理是未来地质灾害研究方向, 将为活动构造区地质灾害早期识别和防灾减灾提供理论依据。

关键词:活动断裂; 地质灾害; 内外动力耦合; 地震滑坡; 青藏高原东缘

本文由国家科技部基础性工作专项(编号: 2011FY110100-2)、中国地质调查局地质调查项目(编号: 1212010914025)和国家自然科学基金项目(编号: 41072269)联合资助。

断裂活动不仅可直接错断工程建(构)筑物, 还可促进或诱发崩塌、滑坡、碎屑流等地质灾害。活动断裂与地质灾害的相关性研究是现代构造地质学和现代工程地质学发展的新趋势(彭建兵, 2006)。青藏高原作为地球上一个独特的自然地域单元, 在晚新生代以来的强烈隆升及其对周边地区气候与地质环境的深刻影响, 一直为科学界所瞩目。特别是,青藏高原东缘作为中国东、西部地质地貌过渡带,现今构造活动强烈, 地震频发且强度大, 地质灾害的形成条件复杂, 滑坡泥石流频发, 防灾减灾形势严峻。

尽管人们普遍赞同构造活动是地质灾害形成过程中非常重要的地质作用, 但是由于除了地震之外的断裂构造活动不易观察到, 大多只能根据经验进行判断和定性研究。而且, 非地震状态下活动断裂对地质灾害的影响仍未受到重视。2008年四川汶川MS8.0级地震之后, 由于地震地表破裂和山体滑坡、碎屑流极其发育, 进一步促进了地质灾害与活动断裂之间关系的研究。黄润秋和李为乐(2009)认为, 汶川地震地质灾害的空间分布固然受地形地貌、地层岩性和人类工程活动等因素的影响, 但主要还是受发震断层的控制, 绝大多数大型滑坡紧邻断裂上盘发育, 而且断裂错断方式对滑坡滑动方向具有较大影响。在国内外著名的地震诱发滑坡实例中, 均发现地震滑坡的发育特征具有明显的坡向效应(Ashford and Sitar, 1997; 许强和李为乐, 2010)。

除了国内外报道的与地震有关的崩塌滑坡灾害外, 与活动断裂带有关的地质灾害案例不胜枚举,例如: 2010年7月18日, 在陕西安康市一个以断裂为侧边界的大型滑坡, 导致29人死亡和大量建筑物损坏。2000年4月9日, 西藏波密县易贡藏布河扎木弄沟发生巨型高速滑坡, 形成高54 m、体积约300×106m3的堰塞坝(殷跃平, 2000), 随即淹没了上游约7 km范围内的农田、茶园和厂矿等, 并造成交通中断。后经研究证实, 易贡滑坡与易贡藏布—帕隆藏布断裂带有关(Xu et al., 2012)。在四川省道孚县至炉霍县一带, 沿鲜水河断裂带发育一系列大-中型滑坡, 它们有的是历史地震造成的老滑坡, 在断裂蠕滑作用下产生复活并转化为泥石流, 几乎每年都有导致公路中断、阻断河道的事件发生。国外比较著名的圣安德烈斯断裂及其诱发地质灾害是众所周知的(Scheingross et al., 2013)。可以看出, 活动断裂的地质灾害效应不仅体现在断裂剧烈活动产生的地震地质灾害, 活动断裂在长期演化过程中对地形地貌、岩体结构、斜坡结构以及局部地应力条件的影响等, 都是活动断裂地质灾害效应的研究范畴。因此, 无论从区域活动构造控震角度, 还是从局地斜坡带活动断裂控滑角度分析, 活动断裂对群发地质灾害的诱发作用均不容忽视。

本文结合作者多年来对青藏高原东缘活动构造、地震地质和地质灾害的研究积累, 阐述青藏高原东缘活动断裂地质灾害效应的主要表现形式、灾害成因机理和分布规律等, 对于活动构造区地质灾害早期识别和防灾减灾具有重要的指导意义。

1 区域地质构造背景

青藏高原东缘是典型的高山峡谷地区, 崇山峻岭、峡谷纵横, 地形起伏度一般在1 000 m/km2以上,最大可达1 600 m/km2。海拔从不到500 m迅速上升到4 000 m以上, 形成一个巨大的地形陡变带(图1)。

青藏高原东缘地层岩性的分布受地质构造控制比较明显, 地层走向与区域性断裂走向基本一致。青藏高原东缘也是“南北地震带”的重要组成部分(徐锡伟等, 2005; 王双绪等, 2005; 张岳桥等, 2008), 带内的条-块结构清楚、南北分段明显, 地震分布与活动构造密切相关。地震常诱发滑坡等地质灾害, 尤其是强烈地震往往造成分布广、密度大、规模大的地震滑坡。在众多与地质灾害密切相关的活动断裂带中, 尤以逆冲型为主的龙门山断裂带、走滑型的鲜水河断裂带和逆冲兼走滑型的安宁河断裂带最为典型, 它们都属于区域性的地块边界断裂带(图1)。

上述陡峻的地形、强烈的河流深切作用、活跃的构造活动以及受构造控制而结构软弱的岩性条件,造成青藏高原东缘成为内外动力地质作用都非常强烈的地区, 地质环境十分脆弱。

2 活动断裂带地质灾害的一般特征

2.1活动断裂对地形地貌的控制作用

野外调查和研究表明, 活动断裂带大型地质灾害的发育主要受控于特殊的地形地貌、山体结构以及断裂强烈活动的动力特征等方面, 常形成完整的断裂活动-差异性隆升-风化剥蚀(滑坡)的演化序列。活动断裂的发育为地质块体的快速差异性隆升奠定了基础, 造成河流深切, 为地质灾害产生有利条件(彭建兵, 2006; 冯向阳, 2007; Avouac, 2008)。强烈的新构造活动形成了高山峡谷地貌, 相对高差大,容易积累势能, 有利于大型滑坡尤其是高速远程滑坡的发生(图2)。高速远程滑坡启动后, 作为远程飞行重要条件的气垫效应受到峡谷地貌圈闭作用的控制。汶川地震形成的若干高速远程滑坡, 如牛圈沟滑坡、谢家店子滑坡、文家沟滑坡、东河口滑坡等,都存在峡谷圈闭而产生的气垫效应。

Hovius和Meunier(2012)采用中国四川汶川和台湾Chi-Chi(集集)、日本Niigata(新泻)、西班牙Finisterre、美国Northridge等地的实例, 分析总结了地形对地质灾害的贡献, 并指出, 活动断裂造成的山体隆升, 主要由崩塌、滑坡或剥蚀作用进行平衡、协调。这些例子有着共同的地貌特征: 在滑坡最大密度区中地震滑坡是最多的; 在山脊和其它凸出地形, 常诱发滑坡群集体出现(Parker et al., 2011)。并且, 滑动速度可以在地震发生多年后仍旧维持在高位。持续的滑动加上地震引起的侵蚀量, 降低或消除了地震引起的表面隆起。例如, 1950喜马拉雅山阿萨姆(中国察隅)M8.6级地震引发的山体滑坡体积约47 km3(Mathur, 1953), 1935在巴布亚新几内亚托里切利山M7.9地震造成的山体滑坡导致地表平均降低74～400 mm, 这反映了在地震质量平衡作用下引起侵蚀的潜在重要性(Keefer, 1999), 这样的体积估算可以与地震有关的地表位移约束匹配。

2.2活动断裂带滑坡的一般特征

断裂带内斜坡的岩体结构通常比较复杂, 表现为结构面密集发育、类型多样, 使活动断裂带及其附近一定范围内斜坡的完整性大大降低, 岩体破碎程度高、岩土体力学性质差, 由此导致大型滑坡容易发生, 且稳定性较差。现以滑坡为例, 管窥活动断裂带地质灾害的一般特征:

(1)沿断裂带成群成带分布

图1　青藏高原东部活动构造与地质灾害分布略图(据徐锡伟等, 2005; 张岳桥等, 2008; 张永双等, 2013)Fig. 1 Major active structures and corresponding geohazards in the eastern margin of the Tibetan Plateau (after XU et al., 2005; ZHANG et al., 2008; ZHANG et al., 2013)

图2　断裂—隆升—剥蚀(滑坡)的更迭示意图Fig. 2 Schematic change of fault–uplift–denudation (rockslide)

活动断裂对地质灾害的形成和分布具有直接的控制作用。断裂带通常是破碎和易风化的部位,为滑坡的形成创造了有利条件。如在映秀镇莲花心沟上游斜坡, 龙门山中央断裂通过处, 彭灌杂岩的风化带厚度可达40 m以上, 而断裂带之外一般仅为5～10 m。

图3　2008年汶川MS8.0地震诱发大型滑坡分布图Fig. 3 Huge landslide distribution induced by 2008 MS8.0 Wenchuan earthquake

在断裂带交汇处或断裂方向发生变化地段, 如安宁河断裂与南河断裂交汇处、安宁河断裂与则木河断裂交汇处、则木河断裂与小江断裂交汇处等部位, 地质灾害密集发育。这与黄润秋和李为乐(2009)提出的锁固段效应是一致的。

(2)一坡到顶和高位特征

断裂带在控制陡峻地形的同时, 也为地形放大和动力放大效应奠定了基础(Ashford and Sitar, 1997; Sepúlveda et al., 2005; Peng et al., 2009), 其本质是应力与地形的耦合作用。地震动的地形放大效应导致地震滑坡异常密集的现象在国内外地震中很普遍(Hartzell et al., 1994; Murphy, 2006; Peng et al., 2009;黄润秋和李为乐, 2009; 王涛等, 2015); 在非地震状态下, 沿断裂带斜坡发生滑坡时, 不管滑坡的滑动方向与断裂走向平行或垂直, 断裂带滑坡都会表现出一坡到顶和高位发生的特征。在断裂持续活动状态下, 滑坡往往还会出现多次活动。

(3)后缘推挤型滑坡特征

中国西南山区强震触发的滑坡, 按照运动方式可分为推移式、牵引式、溜滑式、崩塌式滑坡4种类型(周本刚和张裕明, 1994)。其中“推移式”是活动断裂带滑坡的突出特点。当断裂带从软弱岩体斜坡中部通过时, 在断裂和降水联合作用下, 易出现推移式滑坡, 即滑坡从断裂处启动, 而不表现为前端启动的牵引式。后缘推挤型滑坡在其它地区的活动断裂带也比较常见(辛鹏等, 2013), 其与降雨型滑坡通常表现为牵引特征具有明显的区别。

3 断裂剧烈活动(地震)诱发大型滑坡的主要特征

沿活动断裂发生的强烈地震不仅会形成连续分布的地表破裂带(董树文等, 2008), 也使震前不存在滑坡隐患的山体成为灾害敏感区, 在降雨作用下发生滑坡或泥石流。一些不稳定的山体也可能受地震影响直接形成滑坡, 汶川地震灾区就有许多此类实例。

3.1分布特征

以龙门山断裂带为例, 汶川地震诱发大型-特大型滑坡数百处, 在汶川、什邡、绵竹、安县、北川和青川等地最为发育(图3), 其中70%以上的大型滑坡密布于中央断裂带附近。统计结果表明(许强和李为乐, 2010), 在距发震断裂约3 km范围内, 大型高速滑坡达94个, 超过大型滑坡总数的50%, 说明距发震断裂越近, 滑坡密度越大, 滑坡规模也越大。

当然, 走滑型地震诱发的滑坡分布范围与逆冲型地震相比, 前者比后者要窄得多, 这可以从炉霍地震(走滑型)、玉树地震(走滑型)和汶川地震(逆冲型)诱发滑坡的分布范围看出来(图4, 图5)。

图4　汶川地震大型滑坡沿龙门山断裂带分布统计Fig. 4 Distribution of huge landslides induced by Wenchuan earthquake along Longmenshan fault

图5　炉霍地震地质灾害沿鲜水河断裂分布统计Fig. 5 Distribution of geohazards induced by Luhuo earthquake along Xianshuihe fault

3.2 形态特征

调查表明, 活动断裂所在的斜坡发生地震滑坡后, 斜坡上部多出现平台(图6)。这是由于逆冲断裂上盘物质被抛射后形成的平缓台面。当断裂上盘伴生同倾向的次级断裂或斜坡为层状反向坡时, 也可出现2级或多级平台(张永双等, 2009)。地震滑坡平台多由下方的基岩和堆积物联合构成, 其形成过程一般为: 冲击力首先造成断裂带浅部松散物质抛射,然后斜坡上方的松散岩体在重力作用下产生崩塌,崩塌的物质堆积于滑坡壁与平台后缘之间。

我们近期在安宁河断裂带开展地质调查时发现, 古地震滑坡也存在沿断裂带呈线状分布和高速远程的特征。例如, 位于冕宁县漫水湾镇的漫水湾滑坡, 体积约(2.0～2.5)×108m3, 滑动距离达3.5～4.0 km(图7a)。安宁河断裂从滑体中部通过, 具有地震高速远程滑坡的一般特点, 其启程区位于安宁河断裂上盘, 断裂突然错动造成断裂两侧的节理化花岗岩快速解体, 滑体物质向安宁河方向运动,具有规模大、剪出口高、高速远程等特点, 并引起安宁河堰塞。再如, 在喜德县中坝村西侧, 沿安宁河断裂发育大型古滑坡群, 主体滑动方向朝东, 与安宁河断裂走向近于垂直(图7b)。

3.3断裂活动方式与地震滑坡的力学行为

从地质构造控制论的角度, 以往人们在研究活动断裂与地质灾害关系时, 已经注意到了I级结构面的宏观作用, 在研究滑坡成因时关注的是IV级或V级结构面(祁生文等, 2004), 而关于II级或III级结构面对滑坡形成机理的影响如何进行分析还比较模糊, 也未形成统一的认识, 这正是研究活动断裂与地质灾害关系的关键之所在(伍法权和祁生文, 2014)。

根据汶川地震滑坡调查和分析认为, 地震作用常沿地震断裂产生很强的冲击力(张永双等, 2011; 王焕等, 2015), 造成断裂带及上盘斜坡破碎岩体产生抛掷(图8a)。地震滑坡抛掷量与地震动力、斜坡风化卸荷程度及其形成的松散岩土体有很大的关系, Huang等(2009)提出的地震诱发大型滑坡的模式, 也有力地支持这一观点。冲击力可用式(1)表示:

式中:Iσ为冲击力,Tσ为滑坡壁岩体抗拉强度,Gσ为重力沿滑壁的法向分量。

对于5·12汶川MS8.0级地震而言, 通常被抛掷出的滑坡体厚度与斜坡中等风化带厚度相当。强震诱发滑坡的后缘破裂面与重力式滑坡有明显的差异,前者表现为断壁陡立、裂面粗糙呈锯齿状、张剪性特征; 而后者的滑坡后壁主要表现为光滑、呈弧形的特点。

图6　陈家坝太洪村地震滑坡平台的形成过程Fig. 6 Formation process of earthquake-induced landslide platform in Taihong village, ChenjiabaTown

图7　安宁河断裂漫水湾滑坡(a)和中坝村一带古滑坡(b)发育特征Fig. 7 Characteristics of Manshuiwan landslide (a) and old landslides near Zhongba village (b) along Anninghe fault

对于4·20芦山MS7.0级地震而言, 地震冲击力远比汶川地震小(图8b), 或者说并未充分满足式(1)的条件(Zhang et al., 2013)。根据地震诱发地质灾害的调查结果可以看出, 芦山地震仅造成表层全-强风化带产生局部失稳, 或者沿节理等结构面控制的楔形体产生崩落。

3.4地震滑坡与碎屑流的链生性及分段性

野外调查表明, 地震高速远程滑坡具有明显的链生性。滑坡启动后, 通常会在运移过程中发生铲刮和撞击作用, 由滑坡转化为碎屑流(图9)。在平面上大致可分为5段: 启动崩滑段、重力加速段、快速气垫飞行-撞击段、铲刮减速碎屑流段、堆积掩埋段(张永双等, 2009), 汶川地震诱发的滑坡普遍具有类似的分段性和灾害链特点。

图8　地震诱发地质灾害概念模型图Fig. 8 Conceptual model of earthquake-induced geo-hazards

4 断裂蠕滑作用对斜坡稳定性的影响

众所周知, 并非所有的断裂都会诱发地震, 断裂的蠕滑作用对斜坡应力场具有重要的影响, 并制约着地质灾害的发育特征。从大尺度来说, 大型断裂控制了区域构造应力场的分布(谢富仁, 1993); 从小尺度来看, 在褶皱或断裂构造附近, 应力场常发生变化,形成与区域应力场不一致的局部应力场。断裂构造对于大型-超大型滑坡的形成与稳定性具有重要的控制作用, 是内外动力耦合作用下形成地质灾害的主要表现形式之一(李晓等, 2008; 张永双等, 2009), 在断裂构造作用下, 坡体结构更易破坏, 从而产生规模更大、破坏性更强的崩塌和滑坡等地质灾害。

4.1断裂蠕滑作用对斜坡应力场的影响

断裂活动对斜坡应力场影响的数值模拟结果表明, 断裂蠕滑作用对斜坡体内应力分布和斜坡体的稳定性有直接的影响(图10), 主要表现为: 断层面后缘的塑性区范围远大于断层不活动时的范围,而且断层后缘的塑性区大于坡脚位置的塑性区和范围。逆断层斜坡的塑性区范围大于正断层相同断错量的范围, 也比无断层斜坡体相对应的范围大, 这与逆断活动造成的挤压作用有关。

断裂蠕滑作用对斜坡稳定性的影响与斜坡应力场的变化规律是相辅相成的。在青藏高原东缘, 断裂的蠕滑作用对滑坡和泥石流的控制作用明显, 特别是当活动断裂直接穿越滑坡、泥石流等灾害体时, 其对地质灾害具有直接的控制作用。当断裂穿越顺向坡且断裂产状与岩层产状相反时, 断裂蠕滑容易引起顺向坡上部岩层发生弯折倾倒现象, 并发生失稳。

图9　谢家店子滑坡分段性特征Fig. 9 Development stages of the Xiejiadianzi landslide

图10　正断活动(左)和逆断活动(右)状态下斜坡体塑性应变分布图Fig. 10 Plastic strain distribution of slope body under normal fault active(left) and reverse fault active(right)

图11　活动断裂带蠕滑型滑坡特征Fig. 11 Slow-moving slides along the active faults

4.2断裂蠕滑活动的斜坡变形响应

近年来, 断裂蠕滑作用对滑坡的影响得到国内外学者的重视, Scheingross等(2013)采用InSAR监测技术, 在美国加州圣安德烈斯断裂带附近获取了150个以前未识别出来的蠕滑型滑坡, 主要发生在梯度为20%～40%的山坡上, 其中75%的山体滑坡分布在距活动断裂不到2 km的地带(图11a)。这种现象仅用地形, 降水和岩石类型等指标来解释是远远不够的, 这极可能是圣安德烈斯断裂导致区域岩体强度降低而加剧山坡失稳的结果。

作者采用2007年1月9日—2011年3月7日的ALOS卫星PALSAR数据, 通过PS-InSAR数据处理方法获得了鲜水河断裂带道孚段的地表变形量,并进行了断裂活动与蠕滑型滑坡的对比分析。结果表明, 该段断裂带附近构造活动产生的LOS变形速率在–3.8～0.19 mm/a之间, 超出这个范围则反映了滑坡蠕滑造成的变形。在鲜水河支流纽日河左岸斜坡带高变形PS“点团”反映了一系列滑坡的存在及其活动特征(图11b)。其中, PS-InSAR观测到的蠕滑型滑坡主要沿断裂带分布, 尤其是在地形中等陡峭、岩体破碎、现今活动迹象明显的道孚—松林口一带非常显著, 体现了活动断裂的地质灾害效应。

图12　断裂蠕动诱发克木水电站滑坡示意图Fig. 12 Sketch map of Kemu hydropower landslide induced by fault slipping

我们还考察了位于炉霍县仁达乡南约1 500 m的鲜水河克木电站滑坡(图12), 该滑坡位于水库大坝上游1 000 m, 鲜水河断裂从滑坡前缘通过, 该段断裂目前左旋走滑速率高达10 mm/a以上, 对滑坡整体产生强烈的牵引作用, 加速了滑坡的整体蠕变滑动。

5 断裂破碎带是地质灾害链的源头

区域性活动断裂常控制河谷的形成发育, 并与泥石流主沟呈大角度相交, 成为地质灾害链的源头。特别是活动断裂垂直穿越部分泥石流沟的形成区和流通区时, 造成沟道两岸岩土体破碎强烈, 易发生崩塌滑坡, 为泥石流提供丰富物源(Zhang et al., 2014)。上述现象在青藏高原东缘也较常见, 例如安宁河断裂带沿线的浑水沟泥石流、冷渍沟泥石流、盐井沟泥石流、勒帕沟泥石流和拖乌泥石流等活动强烈, 危害严重。

野外调查表明, 安宁河断裂带从冷渍沟穿过(图13), 断裂破碎带宽60～100 m, 其内发育的崩塌滑坡为泥石流提供了丰富的松散物源。泥石流长约1 500 m, 平均宽约100 m, 平均厚约30 m, 体积达450×104m3。冷渍沟在1920—1930年曾发生过大规模的滑坡, 并演变成为碎屑流, 随后多次暴发泥石流。近年来, 每年雨季都会暴发泥石流, 少则1次,多则5～6次, 位于沟口的公路多次遭受泥石流的冲毁和淤埋。

图13　冕宁县冷渍沟泥石流遥感影像图(底图引自Google Earth)Fig. 13 Remoting sensing image of Lengzigou debris flow in Mianning County (the base map quoted from Google Earth)

6 结语

活动断裂带的地质灾害效应是工程地质与地质灾害领域研究的重要内容。本文以构造活动最强烈的青藏高原东缘为例, 阐述了活动断裂地质灾害效应的主要表现形式。获得如下认识:

(1)活动断裂带地质灾害的发育主要受控于活动断裂带特殊的地形地貌、山体结构以及断裂强烈活动的动力特征等方面。活动断裂带滑坡具有沿断裂带成带成群分布、一坡到顶、高位剪出、呈后缘推挤失稳模式等特征。

(2)不同类型的断裂发生剧烈活动, 其诱发大型滑坡范围不同, 以逆冲型地震诱发滑坡分布范围最大。逆断层上盘岩土体在地震力作用下被抛射后,常在滑坡上部形成平台。在地震力的冲击抛射作用下, 滑体高位剪出形成高速远程滑坡, 甚至向碎屑流转化。

(3)断裂的蠕滑作用通过改变斜坡应力场的分布来影响斜坡稳定性, 断裂破碎带易发生滑坡和崩塌, 同时为泥石流发育提供了丰富的物源。

(4)与活动断裂有关的地质灾害广泛分布。随着研究的深入, 作者发现当前仍存在许多亟待解决的重要科学问题, 例如: 新构造、活动断裂、第四纪地质等基础性研究与地质灾害研究有待进一步交叉和融合; 在内外动力地质灾害的耦合研究方面, 前期研究比较注重以外动力作用为主的地质灾害成灾规律, 很少从活动构造角度去研究地质灾害链, 也缺乏地质灾害链评价方法; 针对青藏高原东缘强烈侵蚀山区与活动断裂地质灾害效应相关的多因素综合观测(崩塌滑坡灾害、地应力、微地震、地脉动等)比较薄弱, 地表过程对深部构造活动响应的研究还处于初步探索阶段。作为活动断裂和地质灾害最严重的区域, 青藏高原东缘存在着许多值得深化研究的问题。

Acknowledgements:

This study was supported by Basic Research Project of Ministry of Science and Technology, China (No. 2011FY110100-2), China Geological Survey (No. 1212010914025), and National Natural Science Foundation of China (No. 41072269).

参考文献:

董树文, 张岳桥, 龙长兴, 吴珍汉, 安美建, 张永双, 杨农, 陈正乐, 雷伟志, 施炜, 石菊松. 2008. 四川汶川Ms8.0地震地表破裂构造初步调查与发震背景分析[J]. 地球学报, 29(3): 392-396.

冯向阳. 2007. 试论西藏当雄-羊八井活动构造带的基本特征及其对青藏铁路安全运营的影响[J]. 地球学报, 28(2): 173-180.

黄润秋, 李为乐. 2009. 汶川大地震触发地质灾害的断层效应分析[J]. 工程地质学报, 17(1): 19-28.

李晓, 李守定, 陈剑, 廖秋林. 2008. 地质灾害形成的内外动力耦合作用机制[J]. 岩石力学与工程学报, 27(9): 1792-1806.

彭建兵. 2006. 中国活动构造与环境灾害研究中的若干重大问题[J]. 工程地质学报, 14(1): 5-12.

祁生文, 伍法权, 刘春玲, 丁彦慧. 2004. 地震边坡稳定性的工程地质分析[J]. 岩石力学与工程学报, 23(16): 2792-2797.

王焕, 李海兵, 司家亮, 孙知明, 付小方, 刘栋梁, 裴军令, 李成龙, 张佳佳, 宋圣荣, 郭力伟, MORI J, 薛莲, BRODSKY E E, 云锟, 龚正. 2015. 汶川地震断裂作用研究新认识[J].地球学报, 36(3): 257-269.

王涛, 吴树仁, 石菊松, 辛鹏, 梁昌玉. 2015. 历史强震对渭河中游群发大型滑坡的诱发效应反演[J]. 地球学报, 36(3): 353-361.

王双绪, 张希, 张四新, 张晓亮, 薛富平. 2005. 青藏高原东北缘现今构造变动与地震活动特征[J]. 地球学报, 26(3): 209-216.

伍法权, 祁生文. 2014. 岩体结构力学效应的统计岩体力学研究[J]. 工程地质学报, 22(4): 601-609.

谢富仁, 祝景忠, 梁海庆, 刘光勋. 1993. 中国西南地区现代构造应力场基本特征[J]. 地震学报, 15(4): 407-417.

辛鹏, 吴树仁, 石菊松, 王涛, 石玲, 韩金良. 2013. 渭河中游宝鸡-扶风北岸斜坡结构及其对大型滑坡形成机理指示意义[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 43(2): 506-514.

徐锡伟, 张培震, 闻学泽, 秦尊丽, 陈桂华, 朱艾斓. 2005. 川西及其邻近地区活动构造基本特征与强震复发模型[J]. 地震地质, 27(3): 446-461.

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.

殷跃平. 2000. 西藏波密易贡高速巨型滑坡特征及减灾研究[J].水文地质工程地质, (4): 8-11.

张永双, 石菊松, 孙萍, 姚鑫. 2009. 汶川地震内外动力耦合及灾害实例[J]. 地质力学学报, 15(2): 131-141.

张永双, 苏生瑞, 吴树仁, 石菊松, 孙萍, 姚鑫, 熊探宇. 2011.强震区断裂活动与大型滑坡关系研究[J]. 岩石力学与工程学报, 30(S2): 3503-3513.

张岳桥, 杨农, 施炜, 董树文. 2008. 青藏高原东缘新构造及其对汶川地震的控制作用[J]. 地质学报, 82(12): 1668-1678.

周本刚, 张裕明. 1994. 中国西南地区地震滑坡的基本特征[J].西北地震学报, 16(1): 95-103.

References:

ASHFORD S A, SITAR N. 1997. Analysis of topographic amplification of inclined shear waves in a steep coastal bluff[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 87(3): 692-700.

AVOUAC J P. 2007. Dynamic processes in extensional and compressional settings–mountain building: from earthquakes to geological deformation[J]. Earth Systems and Environmental Sciences, 6: 377-439.

DONG Shu-wen, ZHANG Yue-qiao, LONG Chang-xing, WU Zhen-han, AN Mei-jian, ZHANG Yong-shuang, YANG Nong, CHEN Zheng-le, LEI Wei-zhi, SHI Wei, SHI Ju-song. 2008. Surface Rupture Investigation of the Wenchuan Ms 8.0 Earthquake of May 12th, 2008, West Sichuan, and Analysis of Its Occurrence Setting[J]. Acta Geoscientica Sinica, 29(3): 392-396(in Chinese with English abstract).

FENG Xiang-yang. 2007. Basic caracteristics of the Damxung Yangbajain active tectonic zone in Tibet and its influence on the safety of the Qing Zang Railway[J]. Acta Geoscientica Sinica, 28(2): 173-180(in Chinese with English abstract).

HARTZELL S H, CARVER D L, KING K W. 1994. Initial investigation of site and topographic effects at Robinwood Ridge, California[J]. Bulletin of the Seismological Society of America, 84(5): 1336-1349.

HOVIUS N, MEUNIER P. 2012. Earthquake ground motion and patterns of seismically induced landsliding[J]. Landslide, 24-36.

HUANG R Q, LI W L. 2009. Development and distribution of geohazards triggered by 5.12 Wenchuan earthquake in China[J]. Science in China (Series E) - Technological Sciences, 52(4): 810-819.

HUANG Run-qiu, LI Wei-le. 2009. Fault effect analysis of geo-hazard triggered by Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology, 17(1):19-28(in Chinese with English abstract).

KEEFER D K. 1999. Earthquake-induced landslides and their effects on alluvial fans[J]. Journal of Sedimentary Research, 69(1): 84-104.

LI Xiao, LI Shou-ding, CHEN Jian, LIAO Qiu-lin. 2008. Coupling effect mechanism of endogenic and exogenic geological processes of geological hazards evolution[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering, 27(9): 1792-1806(in Chinese with English abstract).

MATHUR L P. 1953. Assam earthquake of 15th August 1950: A short note on factual observations[J]//A Compilation of Papers on the Assam Earthquake of August 15, 1950. National Geographical Research Institute, Hyderabad, Central Board ofGeophysics Publication 1: 56-60.

MURPHY W. 2006. The role of topographic amplification on the initiation of rock slopes failures during earthquakes[J]. NATO Science Series, Landslides from Massive Rock Slope Failure, PART 2, 49: 139-154.

PARKER R N, DENSMORE A L, ROSSER N J, DE MICHELE M, L Y, HUANG R Q, WHADCOAT S, PETLEY D N. 2011. Mass wasting triggered by the 2008 Wenchuan earthquake exceeds orogenic growth[J]. Nature Geoscience, 4, doi: 10.1038/ ngeo1154.

PENG Jian-bing. 2006. Some important problems to be addressed in research of active tectonics and environmental disasters in China[J]. Journal of Engineering Geology, 14(1): 5-12(in Chinese with English abstract).

PENG W F, WANG C L, CHEN S T, LEE S T. 2009. A seismic landslide hazard analysis with topographic effect, a case study in the 99 Peaks region, Central Taiwan[J]. Environmental Geology, 57(3): 537-549.

QI Sheng-wen, WU Fa-quan, LIU Chun-ling, DING Yan-hui. 2004. Engineering geology analysis on stability of slope under earthquake[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering, 23(16): 2792-2797(in Chinese with English abstract).

SCHEINGROSS J S, MINCHEW B M, MACKEY B H, SIMONS M, LAMB M P, HENSLEY S. 2013. Fault-zone controls on the spatial distribution of slow-moving landslides[J]. Geological Society of America Bulletin, 125(3-4): 473-489.

SEPÚLVEDA S A, MURPHY W, PETLEY D N. 2005. Topographic controls on coseismic rock slides during the 1999 Chi-Chi earthquake, Taiwan[J]. Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology, 38: 189-196.

WANG Huan, LI Hai-bing, SI Jia-liang, SUN Zhi-ming, FU Xiao-fang, LIU Dong-liang, PEI Jun-ling, LI Cheng-long, ZHANG Jia-jia, SONG Sheng-rong, GUO Li-wei, MORI James, XUE Lian, BRODSKY E E, YUN Kun, GONG Zheng. 2015. Progress in the Study of the Wenchuan Earthquake Faulting[J]. Acta Geoscientica Sinica, 36(3): 257-269(in Chinese with English abstract).

WANG Shuang-xu, ZHANG Xi, ZHANG Si-xin, ZHANG Xiao-liang, XUE Fu-ping. 2005. Characteristics of recent tectonic deformation and seismic activity in the northeastern margin of Tibetan Plateau[J]. Acta Geoscientica Sinica, 26(3): 209-216(in Chinese with English abstract).

WANG Tao, WU Shu-ren, SHI Ju-song, XIN Peng, LIANG Chang-yu. 2015. Inversion of the inducing effects of historical strong earthquakes on large-scale landslides around the middle reaches of the Weihe River[J]. Acta Geoscientica Sinica, 36(3): 353-361(in Chinese with English abstract).

WU Fa-quan, QI Sheng-wen. 2014. Statistical mechanics on the structure effects of rock masses[J]. Journal of Engineering Geology, 22 (4): 601-609(in Chinese with English abstract).

XIE Fu-ren, ZHU Jing-zhong, LIANG Haiqing, LIU Guang-xun. 1993. The basic characteristics of recent tectonic stress field in southwest region of China[J]. Acta Seismologica Sinica, 15(4): 407-417(in Chinese).

XIN Peng, WU Shu-ren, SHI Ju-song, SHI Ling, HAN Jin-liang. 2013. Slope structure on the north bank of Baoji-Fufeng section in the middle reaches of Weihe River and its indicative significance on the formation mechanism of large landslide[J]. Journal of Jilin University (Earth Science Edition), 43(2): 506-514(in Chinese with English abstract).

XU Q, SHANG Y J, VAN ASCH T, WANG S T, ZHANG Z Y, DONG X J. 2012. Observations from the large, rapid Yigong rock slide – debris avalanche, southeast Tibet[J]. Canadian Geotechnical Journal, 49(5): 589-606.

XU Qiang, LI Wei-le. 2010. Distribution of large-scale landslide induced by Wenchuan earthquake[J]. Journal of Engineering Geology, 18(6): 818-826(in Chinese with English abstract).

XU Xi-wei, ZHANG Pei-zhen, WEN Xue-ze, QIN Zun-li, CHEN Gui-hua, ZHU Ai-lan. 2005. Features of active tectonics and recurrence behaviors of strong earthquakes in the western Sichuan Province and its adjacent regions [J]. Seismology and Geology, 27(3): 446-461(in Chinese with English abstract).

YIN Yue-ping. 2000. Rapid huge landslide and hazard reduction of Yigong River in Bomi, Tibet[J]. Hydrogeology and Engineering Geology, (4): 8-11 (in Chinese with English abstract).

ZHANG Y S, CHENG Y L, YIN Y P, LAN H X, WANG J, FU X X. 2014. High-position debris flow: A long-term active geohazard after the Wenchuan earthquake[J]. Engineering Geology, 180: 45-54.

ZHANG Y S, DONG S W, HOU C T, GUO C B, YAO X, LI B, DU J J, ZHANG J G. 2013. Geohazards induced by the Lushan Ms7.0 earthquake in Sichuan Province, Southwest China: typical examples, types and distributional characteristics[J]. Acta Geologica Sinica, 87(3): 646-657.

ZHANG Yong-shuang, SHI Ju-song, SUN Ping, YAO Xin. 2009. Coupling between endogenic and Exogenic geological processes in the Wenchuan earthquake and example analysis of geo-hazards[J]. Journal of Geomechanics, 15(2): 131-141(in Chinese with English abstract).

ZHANG Yong-shuang, SU Sheng-rui, SHI Ju-song, SUN Ping, YAO Xin, XIONG Tan-yu. 2013. Research on relationship between fault movement and large-scale landslide in intensive earthquake region[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering, 30(S2): 3503-3513(in Chinese with English abstract).

ZHANG Yue-qiao, YANG Nong, SHI Wei, DONG Shu-wen. 2008. Neotectonics of Eastern Tibet and its control on the Wenchuan earthquake[J]. Acta Geologica Sinica, 82(12): 1668-1678(in Chinese with English abstract).

ZHOU Ben-gang, ZHANG Yu-ming. 1994. Some characteristics of earthquake-induced landslide in southwestern China[J]. Northwestern Seismological Journal, 16(1): 95-103(in Chinese with English abstract).

Research on the Geohazard Effect of Active Fault on the Eastern Margin of the Tibetan Plateau

ZHANG Yong-shuang, GUO Chang-bao, YAO Xin, YANG Zhi-hua, WU Rui-an, DU Guo-liang Key Laboratory of Neotectonic Movement and Geohazard, Ministry of Land and Resources, Institute of Geomechanics, Chinese Academy of Geological Sciences, Beijing 100081

Abstract:The geohazard effect of active fault is one of the important subjects of engineering geology and geohazard research. Exemplified by the east margin of the Tibetan Plateau characterized by the most intense tectonic activities since Quaternary, this paper has presented major manifestations of the geohazard effects of active faults, which include (1) influence of active faults on terrain landforms and rock mass structure, (2) dramatic activities of a certain fault (earthquake) inducing geohazards, (3) influence of fault creep slipping on slope stress field and slope stability, (4) fault activity acting as the source of geohazard chain, which can provide abundant materials for landslides or debris flows. These manifestations, together with the geohazard formation mechanisms and their distribution regularity, are key problems which should be emphasized during geohazard prevention. Based on typical geohazard cases on the eastern margin of the Tibetan Plateau, the authors point out that the coupling mechanism of endogenic and exogenic geological processes is the research direction of geohazards in the future, which can provide important theoretical basis for early recognition and prevention of geohazards in the tectonic active regions.

Key words:active fault; geo-hazard; coupling of endogenic and exogenic process; earthquake-induced landslide; east margin of the Tibetan Plateau

中图分类号:P546; P694

文献标志码:A

doi:10.3975/cagsb.2016.03.03

收稿日期:2015-12-07; 改回日期: 2016-02-20。责任编辑: 张改侠。

第一作者简介:张永双, 男, 1968年生。博士, 研究员, 博士生导师。主要从事工程地质与地质灾害方面的研究工作。E-mail: zhys100@sohu.com。