茂县滑坡的滑动机制与震后滑坡形成的地质条件

邵崇建, 李芃宇, 李 勇, 兰恒星, 周荣军, 邓 涛, 颜照坤, 闫 亮, 李立军

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；2.四川省蜀通岩土工程公司，成都610036；3.资源环境信息系统国家重点实验室(中国科学院 地理科学与资源研究所)，北京 100101；4.四川省地震局，成都610041; 5.渤海钻探井下技术服务分公司，天津300283)

茂县滑坡的滑动机制与震后滑坡形成的地质条件

邵崇建1,3, 李芃宇2, 李 勇1, 兰恒星3, 周荣军4, 邓 涛1, 颜照坤1, 闫 亮1, 李立军5

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；2.四川省蜀通岩土工程公司，成都610036；3.资源环境信息系统国家重点实验室(中国科学院 地理科学与资源研究所)，北京 100101；4.四川省地震局，成都610041; 5.渤海钻探井下技术服务分公司，天津300283)

2017年6月24日在四川茂县新磨村发生高位巨型滑坡，是汶川地震后所发生的规模最大的一次岩质滑坡，滑坡体积巨大，破坏性强，造成了巨大的损失。基于现场调查资料和搜集的相关资料，描述了茂县滑坡的几何形态特征和沉积物特征，初步探讨了该区降雨条件、历史地震、活动断裂等特征及其对滑坡发生的影响，提出了茂县滑坡的滑动机制和动力学机制。主要成果包括：(1)茂县滑坡所在的富贵山处于松坪沟断裂和岷江断裂交汇和夹持的区域，显示为挤压型高陡(微)地貌，并具有“X”形平面断裂组合样式和“背冲式”剖面组合样式。(2)该区经历了多次强烈历史地震的影响，反复强烈的震动及叠加、累积变形破坏了岩体结构、坡面结构，降低了岩石的内聚力、摩擦强度和斜坡岩体的稳定性，并导致该区滑坡降雨阈值的降低，表明活动断裂及其历史地震是驱动茂县滑坡形成的主要控制因素，而降雨仅为诱发因素。(3)茂县滑坡的滑动模式为顺层拉裂-顺坡滑脱型模式，滑动过程可分为山体裂解阶段、高速溃滑阶段、碎屑流堆积阶段。在此基础上，提出了茂县滑坡的成因机制，主要表现在：高陡的单面山斜坡(顺层、顺坡)的临空条件是滑坡产生的势能条件；贯通性好的变质砂岩与板岩之间的滑动面(层面)是滑坡形成顺层拉裂-顺坡滑脱的滑动条件；富贵山两侧活动断裂对该山体的挤压抬升以及多次高强度历史地震的震动、变形的积累及其对岩体结构的长期破坏，是导致滑坡产生的地质条件。

茂县滑坡；几何形态；沉积物；滑动机制；历史地震；降雨；活动断裂；形成机制

2017年6月24日5时38分55秒，四川茂县叠溪镇新磨村发生山体滑坡，滑坡中心点位于东经103.650°，北纬32.091°，持续时间为100 s[1]。茂县滑坡为2008年“5·12”汶川地震后发生的最大规模的滑坡，具有高位、岩质、巨型、高速等特征，破坏性极大，造成松坪沟的河道堵塞，可能有几十人被掩埋(图1)。

茂县滑坡是一个非常独特的强震后巨型滑坡，不仅表现出一系列特殊的动力破裂和失稳现象，如高位、岩质、巨型、基岩的后缘拉裂等；而且显现出高速溃滑、快速堆积的特征。为什么如此巨大的滑坡能在瞬间产生，并高速滑出呢？是什么样的过程导致滑动面的形成并在瞬间摩阻力骤然丧失呢？这其中必然包含着独特的滑动机制和特殊的动力过程。因此，深入研究该滑坡的地质环境条件及形成过程，为强震后斜坡失稳机理研究提供了一个重要的范例。本团队在第一时间赶赴现场，对茂县滑坡的几何形态参数、沉积物特征进行勘测，并充分搜集了相关的其他资料(包括无人机DSM影像、遥感影像解译、现场照片、区域地质图、地形图、活动构造数据、历史地震数据、降雨数据、水文数据等)。在此基础上，本文主要采用现场勘测资料和Google Earth影像的比对手段，对茂县滑坡的几何形态、滑坡分区和沉积物等基本特征和参数进行详细地描述和计算，并从降雨、历史地震、活动断裂等3个方面探讨茂县滑坡的滑动机制、运动过程和动力机制。尽管本文的工作是初步的，但所述的内容不仅可以作为震后滑坡的历史档案，而且为汶川地震灾区的震后滑坡的预防和排查提供参考意见。

图1 茂县滑坡滑动前后的影像对比Fig.1 Comparison of the Maoxian landslide before and after sliding(A)2003年Google Earth影像; (B)滑坡发生后的遥感解译图[2]

1 区域地质地貌背景

在区域地貌上，青藏高原东缘自西向东可分为3个Ⅰ级地貌单元，分别为青藏高原地貌区、龙门山高山地貌区和四川盆地地貌区(图2)，构成原-山-盆系统[3]。茂县滑坡区位于青藏高原地貌区和龙门山高山地貌区的交界区(图2)，处于深切割的高山峡谷地貌，地形陡峻。该滑坡具体位于岷山南部的富贵山西坡，夹于松坪沟河谷和岷江河谷之间，两条河流的下切作用使得该区形成了深切的“V”形峡谷，呈现为两岸陡峭的地形地貌特征。

区域地质构造上，青藏高原东缘自西向东由松潘-甘孜褶皱带、龙门山造山带和四川盆地3个构造单元组成。茂县滑坡位于松潘-甘孜褶皱带和龙门山造山带的交接区域(图2)，并坐落于松潘-甘孜褶皱带的东部边缘。滑坡区的基岩由古生代和中生代浅变质岩组成，具有变质、变形、变位的特征；发育了复杂的印支期和燕山期的褶皱变形和断裂构造，其最典型的为弧形构造，包括较场弧、小金弧等[4-5]。而茂县滑坡就位于较场弧的弧顶部位，构造变形强烈，构造样式复杂，岩石破碎。

在活动构造上，青藏高原东缘自西向东划分为川青块体、龙门山活动造山带和成都盆地3个单元(图2)。茂县滑坡位于川青块体与龙门山活动构造带的交接区，并坐落川青块体东缘。新构造时期以来，川青块体以强烈垂向抬升为特征，并伴随着沿块体边界断裂的走滑作用[6-10]。在该区域内主要发育3组活动断裂带，分别为北东向的龙门山活动断裂带、北西向的松坪沟活动断裂带和南北向的岷江活动断裂带(图2)。其中，龙门山活动断裂带由茂汶断裂、北川断裂和彭灌断裂组成，具有明显的地震风险性[4,11]，其中北川断裂为2008年Ms 8.0汶川地震的发震断裂[12-13]。北西向的活动断裂主要包括松坪沟断裂、米亚罗断裂和抚边河断裂等。南北向的活动断裂主要以岷江断裂和虎牙断裂为代表。

值得注意的是，茂县滑坡所在的富贵山位于岷江断裂和松坪沟断裂交汇和夹持的区域(图3-B)，明显受到这2条活动断裂带的控制和影响。

图2 青藏高原东缘构造格架与茂县滑坡位置图Fig.2 Tectonic framework of the eastern margin of the Tibetan Plateau and location of Maoxian landslideF1.龙泉山断裂； F2.浦江-新津断裂； F3.大邑断裂； F4.彭灌断裂； F5.映秀-北川断裂； F6.茂汶断裂；F7.岷江断裂； F8.虎牙断裂； F9.米亚罗断裂； F10.抚边河断裂； F11.鲜水河断裂

图3 茂县滑坡区及邻区的地形地貌与活动断裂、历史地震分布图Fig.3 Topography and distribution of historical earthquakes and active fault in the Maoxian and its adjacent area地貌图及河流纵剖面均在30 m DEM上提取；历史地震资料据四川省地震局

2 茂县滑坡的几何形态与参数

茂县滑坡的崩塌区位于富贵山西坡半山腰的山脊处，地形较陡，落差较大，具有较好的临空面和势能条件，显示为高位、巨型、岩质滑坡或基岩滑坡。

茂县滑坡堆积区在剖面上总体呈下厚上薄的倒锥形，在平面上呈下宽上窄的扇形。根据实际勘测资料和遥感影像对比计算(Google Earth影像、无人机DSM照片、灾后遥感解译影像图)和解译，本次初步确定了茂县滑坡的各项参数。为了对遥感影像几何参数进行较为精确地标定，本次通过道路的长度换算出了遥感影像的线段比例尺。用影像长度(AA’，图4)和Google Earth测量长度进行了对比和误差计算，结果表明，两者之间的误差≤6%。

图4 茂县滑坡的几何形态特征与参数Fig.4 Geometric characteristics and parameters of Maoxian landslide背景遥感影像来自文献[2]；影像线段比例尺通过Google Earth 2003年影像东侧公路长度(120 m)换算获取；同时用AA’的长度进行误差计算，用线段AA’图面长度进行比例尺换算的长度为1 185.62 m，Google Earth 测量得到AA’长度为1 262.35 m，所以图4跟Google Earth测量相比误差约为6%，由于线段越长误差累积越大，实际上图中测量的线段误差≤6%；滑坡最大宽度CC’(1 207 m)根据实测经纬度导入Google Earth中测算而来；DD’( 476 m)、BB’(1 125 m)和EE’(371 m)为线段长度跟比例尺换算得到；滑坡水平距离(2 270 m)和高差(1 000 m)实测经纬度导入Google Earth测算获得；红线为道路，浅蓝色为松坪沟河床，绿虚线为滑坡堆积区和刨蚀区的后缘边界，紫虚线为滑坡堆积区纵长线

2.1 茂县滑坡的高差、滑动距离及坡度

茂县滑坡点的海拔高度为3 281 m(位于富贵山西坡半山腰的山脊处)，滑坡崩塌区的坡度达50°～55°，相对高差约1 000 m，水平滑动距离达2 270 m，因此该滑坡崩塌点具有较好的临空性和较大重力势能，为高位滑坡(图5)。具体计算方法如下：

图5 茂县滑坡及邻区三维地形图Fig.5 Three-dimensional topographic map of Maoxian landslide and its adjacent area三维地形图根据30 m精度的DEM在ArcGIS软件中生成， AA’ 剖面为过滑坡崩塌区的东西向剖面，见图18-A

a.根据现场实地勘测结果，并结合无人机三维航拍影像[14]，确定了滑坡崩塌区的海拔高度H1、松坪沟河床的海拔高度H2和滑坡前缘位置B。

b.将实测的位置坐标(32°4′51.44″，103°39′36.72″)、(32°3′54.65″，103°38′56.76″)和(32° 3′48.76″，103°38′51.06″)导入Google Earth，获取了崩塌区海拔高度H1和河床的海拔高度H2分别为3 281 m和2 286 m。

c.计算结果表明，茂县滑坡的相对高差约为1 000 m，水平滑动距离约为2 270 m(图4)，斜向滑动距离约为2 481 m,滑坡发育区的平均坡度为23.77°(其中滑坡崩塌区的坡度为50°～55°，刨蚀区的坡度为30°～40°，堆积区坡度为10°～20°)。

2.2 茂县滑坡堆积区的面积

初步计算结果表明，茂县滑坡堆积区的前缘最大宽度为1 207 m，后缘最小宽度为476 m，滑坡堆积区的长度为1 125 m，总面积约为1×106m2。具体计算方法如下：

a.根据现场实测，茂县滑坡堆积区最大宽度的2个端点(C和C’)坐标分别为(32°3′39.6″,103°39′14.4″)和(32°4′4.8″,103°38′38.4″)。将其导入Google Earth，获得滑坡堆积区的最大宽度(CC’线段水平距离)为1 207 m。根据影像线段长度与比例尺之间的换算，得到的滑坡堆积区的最小宽度(后缘边界DD’的长度)为476 m，滑坡堆积区的长度为1 125 m(图4)。

b.本次采用2种方法对茂县滑坡面积进行了计算和校正。其一，将滑坡堆积区作为梯形来计算面积，即[滑坡堆积区的最大宽度(CC’)+滑坡堆积区的最小宽度(DD’) ]×滑坡堆积区长度(BB’)×0.5=(1 207+476)×1 125×0.5=946 687 m2。其二，利用遥感影像解译来计算面积，即将遥感影像解译底图(图4)导入AutoCAD软件中，计算后获得的滑坡堆积区面积为1 109 988 m2。鉴于上述2种计算方法所得的面积值基本相似，故本次取其平均值(1 000 000 m2)作为滑坡堆积区的面积(A)。

2.3 茂县滑坡的体积

初步计算结果表明，茂县滑坡的体积为23.44×106m3，属于巨型滑坡(>10×106m3[15])。具体计算方法如下：

a.根据实地测量数据和按参照物对照片进行比对(图6)，初步获得了茂县滑坡堆积区的最大厚度为25 m±，平均厚度为15 m±。

图6 茂县滑坡堆积区特征与厚度计算Fig.6 Picture showing the characteristics of landslide accumulation and its thickness calculation(照片来自文献[17])

b.根据地震滑坡面积和厚度的回归关系式[16]

δ= 1.432 lnA- 4.985, (R2= 0.93)

其中：δ表示滑坡的平均厚度(m);A表示滑坡的面积(m2)。计算了茂县滑坡堆积区的平均厚度，结果为14.80 m。

c.根据I.J.Larsen等[18]提出的岩质滑坡的面积(A)和体积(V)之间的回归关系式

V=10-0.73±0.06A1.35±0.01, (R2=0.96)

计算茂县岩质滑坡的体积为23 442 288 m3。

2.4 茂县滑坡的分区

茂县滑坡为巨型高位岩质滑坡，破坏力较大，掩埋了山前整个新磨村(图1)。根据现场的观察和滑坡全景图[14]，可将茂县滑坡区分为崩塌区(物源区)、刨蚀区和滑坡堆积区3个区(图7、图8)。

a.崩塌区:崩塌区位于富贵山西坡的半山腰，表现为崩塌后所暴露的基岩新鲜面，较光滑，残留面积为180 677 m2。其中长度约为487 m，宽度约为371 m，坡度为50°～55°。崩塌区的基岩为中三叠统杂谷脑组(T2z)的变质砂岩夹板岩(图9)[19]，显示为南西倾向的单斜地层。其中变质砂岩为坚硬的块状层，而板岩则显示为厚度较薄的软弱层。由于地层倾向与山坡倾向一致，显示为单面山，因此该崩塌区表现为顺层、顺坡的滑动。

b.刨蚀区:刨蚀区位于崩塌区与堆积区之间(图7、图8)。在滑坡后显示为暴露的新鲜面，均为基岩，面积约为369 376 m2，其中长度约为776m，宽度为371～476 m，坡度为30°～40°。在暴露的新鲜面上存在大量阶坎(图10-C、D)，反映滑坡在顺层、顺坡的滑动过程中对滑动面具有强烈的刨蚀作用。

图7 茂县滑坡的分区与分带图Fig.7 Maps showing partition and zoning of Maoxian landslide(A)茂县滑坡的分区图；(B)茂县滑坡的分区、分带图，堆积物厚度略有放大

图8 茂县滑坡的分区及界线标定Fig.8 Division of Maoxian landslide and its boundary calibration崩塌区和刨蚀区，刨蚀区和滑坡堆积区的界线均为斜坡陡缓交界处

图9 茂县滑坡区及邻区地质图Fig.9 Geological map of Maoxian landslide and its surrounding area底图来自文献[19]和[20]，其中黄色五角星为茂县滑坡的具体位置

c.堆积区:滑坡堆积区位于富贵山西坡的坡脚和松坪沟的左岸，为碎屑流堆积区。滑坡堆积区的长度约为1 125 m，宽度为476 ～1 207 m。根据沉积物的差异性，本次将其分为前缘带(Ⅰ)、边缘带(Ⅱ)、中间带(Ⅲ)、尾带(Ⅳ)等4个部分。

3 茂县滑坡的沉积物特征

茂县岩质滑坡的堆积物显示为碎屑流型松散沉积物，其与泥石流的不同，表现在堆积物中不含水分或含水极少。碎屑流型松散沉积物显示为杂基支撑结构，分选性差，磨圆度差。其典型的特征是分布着许多巨型漂砾，直径达2～3 m；砾石多为扁平状(图11-C)，均为坚硬的变质砂岩；而砾石间的填隙物多为较弱的板岩软化、磨蚀转化而来的泥、沙。

根据茂县堆积区沉积物的成分、粒度和分选性变化，至少可以将滑坡堆积区分为 4个带(图7、图8、图11)。

a.前缘带(Ⅰ)：滑坡堆积体头部，该带的纵长约为265.4 m，宽度约为1 120 m，包括在松坪沟河床上堆积物与冲到河对岸的堆积物。其中冲到松坪沟对岸(右岸)的滑坡沉积物相对较细，表面主要显示为砾石覆盖，粒径为10～20 cm，其下为泥、沙和砾石混合，且以泥、沙为主(图11-A、B、C)，砾石较少，为杂基支撑结构，分选性差，磨圆度差，砾石多为变质砂岩。在松坪沟的河床上堆积物经流水冲洗作用，泥、沙较难保存，使得河床里的沉积物主要为砾石。

图10 茂县滑坡区的崩塌区和刨蚀区与滑动面特征Fig.10 Photographs showing characteristics of collapse region, ploughing region and sliding surface(A,B)崩塌区的滑动面，崩塌后暴露的岩层新鲜面，存在大量纵向裂缝，且裂缝被雨水淋滤呈现黄色，坡度最陡； (C,D)刨蚀区的滑动面，滑坡后暴露的新鲜面，存在大量阶坎， 反映滑坡在滑动过程中对滑动面的强烈刨蚀作用， 表面残留有磨蚀物质

图11 茂县滑坡堆积区各分带沉积物的差异性对比Fig.11 Contrast of sediments difference in each sub-bands of accumulation area of Maoxian landslideⅠ.前缘带; Ⅱ.边缘带; Ⅲ.中间带; Ⅳ.尾带

b.边缘带(Ⅱ):该带为主要堆积区，位于松坪沟的左岸。纵长约为215 m，宽度约为916 m。堆积物中不含水分，以巨型砾石(直径以1～2 m的居多，最大直径为7 m,图11-D)堆积为主，砾石的体积分数为60%～70%。砾石多为扁平状，磨圆度差，原岩多为变质砂岩。填隙物为沙和泥基质，体积分数为30%～40%(图11-A、C)。该带为砾石含量最高、粒径最大、分选性最差的分带。

c.中间带(Ⅲ):该带为边缘带和尾带之间的分带。长度约为370 m，宽度约为810 m。分选性差，磨圆度差，具杂基支撑结构。砾石多为扁平状变质砂岩，含少量巨砾(直径为50～100 cm)，体积分数为5%～10%；较小的砾石(直径约为20～30 cm)体积分数为30%～40%；其余为沙、泥基质，体积分数为50%～65%(图11-E、F)。

d.尾带(Ⅳ):位于堆积区的后缘，长度约为222 m，宽度约为452 m，主要由沙和泥组成，体积分数约为90%，为泥、沙含量最高的分带(图11-G、H)。其中仅含少量砾石(砾径为10～20 cm)，砾石多为变质砂岩，磨圆度差，分选性差，杂基支撑结构。

4 滑动机制分析

茂县滑坡是一个非常独特的强震后巨型滑坡，是汶川地震后所发生的规模最大的一个滑坡，不仅表现出一系列特殊的动力破裂和失稳现象，如高位、岩质、巨型、基岩的后缘拉裂等；而且显现出高速溃滑、快速堆积的特征。为什么如此巨大的滑坡能在瞬间产生，并高速滑出呢？是什么样的过程导致滑面的形成并在瞬间摩阻力骤然丧失呢？这其中必然包含着独特的发生机制和特殊的动力过程。以下将从滑动面、滑动机制和滑动过程等3个方面进行分析。

4.1 滑动面与滑动机制

滑动面是岩质滑坡形成的基础条件。初步研究成果表明，茂县滑坡的滑动面为基岩中变质砂岩与板岩之间的滑动面。主要依据有：

a.茂县滑坡的原岩为杂谷脑组(T2z)，由厚层变质砂岩夹薄层板岩组成，显示为软弱层(板岩)和坚硬层(变质砂岩)交互出现(图12-A)。其中坚硬层为变质砂岩，原岩为砂岩，显示为厚层-块状层。软弱层为板岩，原岩主要为泥岩和粉砂质泥岩等，具有密集的板状劈理，板理面平滑，沿板理方向易剥成薄片，具有较易变形，水易沁入，遇水易分解的特点。因此，软弱层经过水淋滤之后容易转化为滑脱层，成为岩质滑坡的滑动面。

图12 茂县滑坡崩塌区后缘特征及滑动模式图Fig.12 Characteristics of trailing edge and sliding model of landslide in Maoxian landslide(A)崩塌区后壁变质砂岩和板岩被拉裂的现象，示滑动面即为层面，照片来自文献[14]；(B)本次提出的顺层拉裂-顺坡滑脱型滑动模式图

b.茂县滑坡的滑坡后壁为顺层坡，滑动面为岩层面，坡度为50°～55°(图12-A)。根据滑坡后壁的岩性判断(图10-A、B)，茂县滑坡的滑动面为变质砂岩和板岩之间的层面(砂岩的底面)。

4.2 滑动机制

滑动机制是岩质滑坡形成的运动条件。根据实地观察，我们认为茂县滑坡为岩质滑坡，其滑动机制为顺层拉裂-顺坡滑脱模式。主要依据有：

a.崩塌区出露岩层产状为182°∠54°，为单斜岩层，崩塌区的斜坡方向与岩层倾向一致，显示为顺层坡(图12-A、B)；刨蚀区的斜坡(30°～40°)与层面呈较小的锐夹角(10°～20°)，为顺向坡，因此可将茂县滑坡整体视为顺层、顺坡滑坡(图12-A)。前人研究表明顺层、顺坡的斜坡有利于滑坡的形成[21]。

b.茂县滑坡发生时，顺层面拉断后缘的岩层，呈锯齿状(图12-A)。

c.滑坡后壁存在大量的长大竖向裂缝，呈黄色(图10-A、B)，很可能为降雨淋滤作用所致。即很可能为雨水沿着岩体的裂缝渗入到软弱层(板岩)，使软弱层逐渐变软，并转换为滑脱层，成为茂县滑坡的滑动面。

d.后缘滑动面较光滑(图10-A、B)，这说明茂县滑坡发生时，上覆岩体跟滑坡后壁滑动面之间的摩擦系数较小，这也指示可能是雨水渗入软弱层(板岩)，使其变形软化转化为滑脱层，从而降低上覆岩层和滑动面之间的摩擦系数，在重力作用下发生滑坡。

4.3 滑动过程

虽然茂县滑坡持续的时间只有100 s(据附近33个地震台站记录[1])，非常短暂，但是其形成过程可能是漫长的。本次将茂县滑坡的滑动过程分为3个阶段，分别为山体裂解阶段、高速溃滑阶段和碎屑流堆积阶段。

a.山体裂解阶段:历史地震的反复强烈震动对茂县滑坡点的岩体结构造成破坏，产生纵长的裂缝(图10-A、B)，岩体逐渐裂解。另外，降雨通过裂缝渗入软弱层(板岩)，使其变软并逐渐转化为滑动面。同时茂县滑坡崩塌区位于半山腰的山脊处，温差较大，裂缝可能受降雨的冻融作用影响进一步加速岩体的裂解。该阶段以茂县滑坡后缘拉裂边界的产生和滑动面(滑脱层)的形成为标志。

b.高速溃滑阶段:在滑动面(滑脱层)形成后，在降雨的诱发下，岩层之间滑动面的摩擦系数降低，滑坡体在重力作用下，快速向下溃滑。其斜向滑动速率达24.81 m/s(89.3 km/h)，为高速滑坡。

c.碎屑流堆积阶段:滑坡体滑落到坡脚区域，由于坡面平缓，重力的垂直分量迅速降低，摩擦力加大，以碎屑流形式堆积成扇体。

5 成因机制与地质条件分析

茂县滑坡的形成为内部条件和外部条件的控制。外部条件主要包括以降雨为主的外动力地质作用，内部条件主要包括以活动构造和历史地震为主的内动力地质作用。因此，本文将从降雨条件、历史地震、活动构造3个方面对茂县滑坡的成因进行分析。

5.1 降雨条件

茂县滑坡区位于松坪沟流域左岸和岷江右岸，处于高原干旱气候带和岷江干热河谷地带，年均降雨量仅为570 mm[22]。因此以高原性的干燥气候为特征，降水较少。其原因在于，该区位于青藏高原东缘，属于高原季风气候区。在龙门山脉东侧形成迎风坡，受地形的影响而增强了降雨量，产生"雨影区"效应和"地形雨"，形成了沿龙门山山前的北东向展布的强降雨带；而在龙门山脉西侧的背风侧，受焚风效应影响降水大幅度减少，形成较干旱的草原和荒漠[23]。

虽然该区年降雨量较少，但是降水分布相对集中，雨季极易形成局部强降雨，诱发山洪或滑坡、泥石流。根据国土资源部资料[24]，在茂县现查明的滑坡、崩塌、泥石流总共404处，其中滑坡215处(53.21%)、崩塌115处(28.47%)、泥石流74处(18.31%)。这说明龙门山后缘背风坡的茂县，气候干燥，地质灾害以滑坡、崩塌为主，泥石流较少。

初步研究成果表明，降雨对茂县滑坡的发生具有一定的诱发作用，具体说明如下：

a.茂县滑坡区位于背风坡，属于干旱区，降雨较少，使得崩塌区域植被以灌木为主，部分处于裸露状态(图1)，植物对斜坡的固定作用较差。震后地质灾害以滑坡、崩塌为主，泥石流较少。

b.茂县滑坡的崩塌区以裸露的新鲜基岩为特征，并在滑动面上存在大量的雨水淋滤作用呈现黄色的裂缝(图10-A、B)。表明该区植被稀疏或裸露，表面风化较为严重，雨水容易进入岩体裂缝，促使软弱层(板岩)转化为滑脱层，进一步降低斜坡的稳定性。从而使得茂县滑坡点滑坡发生的降雨阈值变小。

c.在2017年6月24日之前，该区持续降雨，日降雨量为8～12 mm，降雨日数多，累计雨量较大，导致了茂县地区土壤含水量达到饱和，易造成山体和土壤松动。茂县滑坡发生的当日降雨量为9.2 mm(据四川省气象局)，因此，当日降雨量和累积降雨量对茂县滑坡的发生具有一定的影响。

5.2 历史地震

茂县滑坡区及邻区为历史地震的频发地区，多次历史强震均发育于该区或邻区，因此历史强震对该滑坡的形成具有重要影响。该区的南侧为北东向的龙门山断裂地震带，北侧为南北向的虎牙断裂地震带，而茂县滑坡区位于南北向岷江断裂地震带和北西向松坪沟断裂地震带的交汇处(图13)。其中1933年的叠溪地震、1976年的松潘、平武间地震和2008年的汶川地震均对该滑坡区有重要影响。

茂县滑坡区位于历史强震发育区，历史上曾发生多次原地地震。据记载，该区曾发生的Ms≥5的原地历史地震至少有4次，分别为1713年Ms 7.0茂县叠溪地震(烈度达Ⅸ)、1933年Ms 7.5茂县叠溪地震(烈度达Ⅹ)、1934年Ms 5.5茂县叠溪地震(烈度达Ⅶ)、1952年Ms 5.5茂县叠溪地震(烈度达Ⅵ)(表1)。

对本次滑坡区烈度影响最大的是1933年叠溪地震。该地震的宏观震中位于叠溪镇南侧(N32.0°，E103.6°)，震源深度为15 km，地震最大烈度为Ⅹ度[26]。该次地震所造成的崩塌和滑坡的数量与规模是有记载以来在岷江上游最多、最严重的一次，在岷江河谷和松坪沟形成了多个滑坡和堰塞湖(图14)。本次茂县滑坡区即位于该次地震的震中区域(Ⅹ度烈度区)。

以上资料表明，在过去的300年内，茂县滑坡区曾发生4次强烈的原地历史地震，对茂县滑坡区的影响烈度达Ⅵ～Ⅹ度。多次历史地震的叠加和破坏作用，破坏了岩体结构，降低了岩石的内聚力和摩擦强度[27-28]，导致了该地坡面结构和岩层结构的“内伤”。值得注意的是，在1933年叠溪地震到本次滑坡之前，在茂县滑坡点并未发生滑坡，且2016年地质灾害稳定性调查中，已认为新磨村附近的岩体属于中型不稳定斜坡[29]，说明茂县滑坡点岩体的“内伤”在不断积累，并在本次滑坡前已经部分显现出来。

图13 茂县滑坡区及邻区的历史地震分布图Fig.13 Distribution of historical earthquakes in the Maoxian and its adjacent area(据四川地震局)

序号发震日期震中位置纬度/(°)经度/(°)参考地名精度震级(Ms)震中与茂县滑坡区之间的距离/km震中烈度对茂县滑坡区的影响烈度11713-09-0432.0103.7四川茂县叠溪27.0ⅨⅨ21879-07-01甘肃武都南8.0165ⅪⅥ*31933-08-2532.0103.6四川茂县叠溪27ⅩⅩ41934-06-0932.0103.7四川茂县叠溪5ⅦⅦ51938-03-1432.3103.6四川松潘南26.031ⅨⅥ*61952-11-0432.0103.5四川叠溪附近517Ⅵ*71976-08-16四川松潘、平武间7.278Ⅵ*82008-05-12四川汶川8.0122Ⅷ

*对茂县滑坡区的影响烈度，是利用中国西部地区烈度平均轴衰减关系[32][I=4.394+1.447M-1.824 ln(d+16)]计算了历史地震对茂县滑坡点的影响烈度,式中d为震中到茂县滑坡点的最短距离(km)，M为震级。其余历史地震的数据来自于四川省地震局。

图14 茂县滑坡区及邻区历史地震、活动断裂与堰塞湖、滑坡及崩塌分布图Fig.14 Map showing distribution of historical earthquakes, active faults, barrier lakes, landslide and collapse in the Maoxian and its adjacent area1933年Ms 7.5叠溪地震导致的堰塞湖、滑坡及崩塌的分布位置据文献[25]

此外，邻区历史地震也对茂县滑坡区具有较大的烈度影响和破坏。据历史记载，4次历史地震(表1)对茂县滑坡区具有较大的烈度影响，分别为：1879年甘肃武都南Ms 8.0地震(对茂县滑坡区的影响烈度值为Ⅵ度)、1938年四川松潘南Ms 6.0地震(对茂县滑坡区的影响烈度值为Ⅵ度)、1976年四川松潘、平武间Ms 7.2地震(对茂县滑坡区的烈度值为Ⅵ度)、2008年汶川Ms 8.0地震(对茂县滑坡区的烈度值为Ⅷ度)。其中2008年汶川地震是对茂县滑坡区影响最大的特大地震，其影响烈度达到Ⅷ度，并在茂县叠溪镇发生了同震滑坡[30-31]。因此，邻区地震对茂县滑坡区产生了多次的震动影响，地震烈度达到Ⅵ～Ⅷ度，并引发了同震滑坡。多次邻区历史地震的震动和累积叠加作用加剧破坏了茂县滑坡区的岩石结构。

综上所述，历史上的原地地震和邻区地震对茂县滑坡区的影响烈度达到Ⅵ～Ⅹ，其中影响最大的原地地震为1933年的叠溪地震，影响最大的邻区地震为2008年的汶川地震。地震作用不仅破坏了岩体结构，降低了岩石的内聚力和摩擦强度，而且增加表层物质的孔隙，当斜坡表层物质孔隙较大时，可以不受降雨影响就能发生滑坡[33]。因此，我们认为，多次历史地震的反复强烈的震动、叠加、累积变形使茂县滑坡区的岩体结构有了较大的破坏，裂缝更加发育，并进一步导致茂县滑坡点滑坡降雨阈值的降低。事实上，本次茂县滑坡为岩质滑坡，而非表层的土质滑坡(图12)，也就说明该滑坡区的岩体内部结构已遭到破坏。

5.3 活动断裂

茂县滑坡区及邻区处于活动断裂发育区，而且两条活动断裂直接穿过该区，因此活动断裂对茂县滑坡的形成具有重要影响。该区的南侧为北东向的龙门山活动断裂带，北侧为南北向的虎牙断裂带，而茂县滑坡区位于南北向岷江断裂带和北西向松坪沟断裂带的交汇处(图15)，并处于松坪沟断裂和岷江断裂所夹持的区域。因此，松坪沟断裂和岷江断裂(中段)对茂县滑坡的形成具有重要影响。

图15 茂县滑坡区的活动断裂平面组合图Fig.15 Diagram demonstrating the combination of active faults in Maoxian landslide area主应力方向根据文献[26]标定

5.3.1 松坪沟断裂

图16 墨石寨附近松坪沟断裂的构造剖面图[26]Fig.16 Schematic diagram illustrating structural section of Songpinggou Fault near Moshizhai①断裂破碎带及断裂泥；②石英脉；③灰黑色砂板岩；④残坡积含砾砂土

松坪沟断裂是青藏高原东缘北西向活动断裂的代表性断裂之一。该断裂[26,34]大致沿松坪沟断续出露，断裂的总体走向为NW315°～318°。在松坪乡以北，断裂产状为NE∠61°(图16);在松坪乡以南，断裂面倾向SW，倾角达80°，近于直立。因此，该断裂面总体倾向北东，为上冲断裂，并具有左旋分量，推测为一条北西向隐伏断裂[26]。此外，在松坪沟发育一条北西向地震破裂带，延伸长度达30 km。据此，唐荣昌等[26]认为松坪沟断裂是1933年叠溪地震的发震断裂，是全新世活动断裂。

值得指出的是，茂县滑坡点紧邻松坪沟断裂，并位于该断裂的北东侧上盘，属于抬升盘。因此，松坪沟断裂对茂县滑坡的发生具有重要影响。

5.3.2 岷江断裂

岷江断裂是青藏高原东缘南北向活动断裂的代表性断裂之一。岷江断裂带北起于贡嘎岭以北，向南在畜牧铺一带消失，全长170 km，以较场、川主寺为界可分为南、中、北3段[35]。据叠溪镇团结村剖面资料(图17)，岷江断裂的总体走向为近南北向，断裂面倾向北西，倾角为50°～70°，显示为逆断裂，并具有左旋走滑性质。钱洪和周荣军等认为该断裂是1933年叠溪地震的发震断裂，属于全新世活动断裂[34-36]。

图17 叠溪镇团结村阶地中部岷江断裂剖面Fig.17 Photograph showing the profile of Minjiang Fault occurred in the valley terrace at the Tuanjie Village(据四川省地震局)

值得指出的是，茂县滑坡区所在的富贵山位于岷江断裂(中段)西侧上盘，属于抬升盘。因此，岷江断裂对茂县滑坡的发生具有重要影响。

5.4 活动断裂的平面组合样式

茂县滑坡区位于南北向岷江断裂带和北西向松坪沟断裂带的交汇处(图15)，并处于松坪沟断裂和岷江断裂所夹持的富贵山区域。在平面上显示为由北西向松坪沟断裂与南北向岷江断裂组成的“X”形平面构造组合样式。其中北西向松坪沟断裂显示为左旋逆断裂，其东盘向北西方向移动；南北向岷江断裂显示为左旋逆断裂，其西盘向南移动。因此，茂县滑坡区所在的富贵山位于北西向松坪沟断裂与南北向岷江断裂的交接区域，处于挤压区和旋转区。但是该平面组合样式明显不同于典型的“X”形共扼断裂，其原因在于：其一，南北向岷江断裂带和北西向松坪沟断裂带是否属于同一级别的活动断裂尚有争议[35]；其二，南北向岷江断裂带和北西向松坪沟断裂带之间的夹角为锐角(约为30°)；其三，目前尚不能确定北西向松坪沟断裂带在叠溪镇南东方向的延伸情况；其四，目前尚不能确定南北向岷江断裂带在叠溪一带是右阶羽列区还是被北西向松坪沟断裂带切割并位错了。

尽管存在上述的不确定性，但是在平面上茂县滑坡点所在富贵山确实处于松坪沟断裂和岷江断裂共同的挤压区。在现今近东西向主压应力场的作用下，富贵山区域显示为顺时针旋转的挤压区(图15)。因此，富贵山区域是压应力集中区和构造变形强烈区，基岩易于发育裂隙，岩石结构和坡面结构更为破碎。

5.5 活动断裂的垂向组合样式

在垂向上，茂县滑坡所在的富贵山区域显示为由倾向北东的松坪沟断裂与倾向西的岷江断裂组成的"背冲型"剖面构造组合样式(图18-A)。松坪沟断裂显示为向南西上冲的逆断裂，其上盘(北东盘)向南西方向上冲、抬升。岷江断裂显示为向西上冲的逆断裂，其上盘(西盘)向东上冲、抬升。显然，茂县滑坡区所在的富贵山区域就位于由松坪沟断裂与岷江断裂所夹持的共同的上盘区域，属于强烈的抬升区。2条逆断裂分别向两侧上冲，促使坐落于抬升区的富贵山的持续隆升。经标定，该小区域的最高点(富贵山)海拔高度为4 283 m(图14)，而沟口与岷江交汇处的海拔高度为2 151 m，因此，富贵山的相对高差为2 132 m。据此，我们认为茂县滑坡区位于由松坪沟断裂与岷江断裂夹持的抬升区(富贵山)，其抬升幅度和抬升速率应明显高于东西两侧的区域(图18、图19)，易于诱发滑坡。

此外，松坪沟水系和岷江分别位于富贵山的东西两侧。构造抬升运动会促进水系剥蚀能力增强，对陡峭地貌的塑造起重要作用[37-38]。该区岷江的河流下蚀速率达1.19 mm/a[39]，因此，“背冲式”抬升与两侧河流下切的联合作用铸就了富贵山比周边地区具有更大的相对高差和更陡的坡度(图5、图19)，使得富贵山具有滑坡发育的势能条件和临空条件。

值得指出的是，1933年Ms 7.5叠溪地震的同震滑坡和堰塞湖的分布规律就证实上述结论。通过对比该区的地形坡度值、地形起伏度值(图19)、同震滑坡和堰塞湖的位置(图14)，我们发现，1933年Ms 7.5叠溪地震的同震滑坡和堰塞湖主要分布于富贵山的东西两侧(图14)。因此，我们认为富贵山的高陡地形控制了同震滑坡和堰塞湖的分布位置，同震滑坡均位于富贵山两侧，滑坡的物源均来自于富贵山。

图18 茂县滑坡区的活动断裂垂向组合样式与“背冲式”构造动力模式图Fig.18 Vertical combination style of active faults in Maoxian landslide area and its back thrust model(A)茂县滑坡区的活动断裂垂向组合样式; (B)“背冲式”构造动力模式图。F1.松坪沟断裂; F2.岷江断裂。剖面线AA’位置见图5

图19 松坪沟流域及邻域地形起伏度及坡度图Fig.19 Diagram illustrating the topography and slop of Songpinggou watershed and its adjacent area(A)地形起伏度图； (B)坡度图

5.6 茂县滑坡形成的构造动力模式

基于上述分析，提出了茂县滑坡发育的“背冲式”构造动力模式(图18-B)，认为茂县滑坡的发生是活动断裂和历史地震长期叠加的结果，降雨仅具有一定的诱发作用。高陡斜坡的临空条件是茂县滑坡产生的临空条件和势能条件；贯通性好的砂岩、板岩之间的层面是茂县滑坡产生的物质基础；山体两侧活动断裂(松坪沟断裂、岷江断裂)对山体(富贵山)的挤压、抬升，以及多次高强度的历史地震震动的累积和对岩体结构的长期破坏，是导致茂县滑坡产生的根本因素。

6 初步结论

本文主要采用现场勘测和Google Earth影像比对测量的手段，结合灾区资料(无人机DSM影像、遥感影像解译照片等)，对茂县滑坡的几何形态特征、滑坡分区和沉积物特征进行详细刻画，同时探讨了降雨、历史地震、活动断裂对茂县滑坡发生的影响，初步建立了茂县滑坡的滑动机制和构造动力机制，初步获得以下几点结论：

a. 2017年6月24日发生的茂县滑坡是2008年汶川地震后发生的最大规模的岩质滑坡，具有高位、高速、巨型、岩质等特征。本文初步标定了茂县滑坡的几何形态为：剖面上总体呈下厚上薄的倒锥形、平面呈扇形，滑坡水平滑动距离约为2 270 m、崩塌点海拔高度约为3 281 m、高差约为1 000 m、平均坡度为23.77°，其中崩塌区为50°～55°，刨蚀区为30°～40°，认为茂县滑坡为高位巨型滑坡，具有较好的临空条件和势能条件。

b.茂县滑坡堆积物的规模巨大，显示为近原地的基岩破碎堆积物，属于岩质碎屑流堆积物。茂县滑坡的最大宽度为1 207 m，面积约为1×106m2，最大厚度可达25 m左右，平均厚度为14.8 m，体积约为23.44×106m3。

c.茂县滑坡的滑动机制为顺层拉裂-顺坡滑脱型模式。其特点是：茂县滑坡的斜坡结构为单面山，后缘岩层被拉断，滑动面为以板岩为主的软弱层，滑体为坚硬的变质砂岩夹板岩，显示为顺层、顺坡向滑动。其滑动过程分为坡体解体阶段、高速溃滑阶段和碎屑流堆积阶段。

d.统计了原地和邻区的大于Ms 5的历史地震及其对茂县滑坡区的影响烈度，结果表明，多次历史地震的反复强烈的震动、叠加、累积变形使茂县滑坡区的岩体结构有较大的破坏,裂缝更加发育，导致了滑坡降雨阈值的降低。其中影响最大的是1933年的叠溪地震和2008年的汶川地震，它们对茂县滑坡区的影响烈度达到了Ⅷ～Ⅹ度。

e.建立了松坪沟断裂和岷江断裂的“X”形平面组合样式和“背冲式”剖面组合样式，认为茂县滑坡所在的富贵山在平面上位于该两条活动断裂交汇的挤压区，在剖面上位于该两条活动断裂背冲式抬升区。富贵山的抬升幅度和抬升速率应明显高于东西两侧的区域，同震滑坡和震后均位于富贵山两侧，滑坡的物源均来自于富贵山。

f.提出了茂县滑坡发育的“背冲式”构造动力模式，认为茂县滑坡的发生是活动断裂和历史地震长期叠加的结果，降雨仅具有一定的诱发作用。高陡斜坡的临空条件是茂县滑坡产生的临空条件和势能条件；贯通性好的砂岩、板岩层面是茂县滑坡产生的物质基础；山体两侧活动断裂(松坪沟断裂、岷江断裂)对山体(富贵山)的挤压、抬升，以及多次高强度的历史地震震动的累积和对岩体结构的长期破坏，是导致茂县滑坡产生的根本因素。

总之，通过对茂县滑坡这一典型案例的分析，我们认识茂县滑坡的发生是活动断裂和历史地震长期叠加的结果，降雨仅具有一定的诱发作用。因此认为活动断裂附近的陡边坡，尤其是活动断裂交汇的区域是汶川地震后大型、特大型滑坡发生的最主要地区，建议对这些特定区域进行详细的活动构造和地质灾害填图，以有效地预防大型震后滑坡的危害。

[1] 震天下(公众号).据地震台网记录:茂县滑坡发生在5时38分55持续约100秒[EB/OL]. 2017-06-24[2017-06-26].https://baijiahao.baidu.com/po/feed/share?wfr=spider&for=pc&context=%7B%22 sourceFrom%22%3A%22bjh%22%2C%22nid%22%3A%22news_3296330072519117646%22%7D. Zhentianxia(Public number). According to the seismic network records: Maoxian landslide occurred at 5:38 pm 55 for about 100 seconds[EB/OL]. 2017-06-24[2017-06-26]. https://baijiahao.baidu.com/po /feed/share?wfr=spider &for=pc&conte xt=%7B%22sourceFrom%22%3A%22bjh%22%2C%22nid%22%3A%22news_3296330072519117646%22%7D. (in Chinese)

[2] 四川省测绘信息局.“6.24”茂县山体垮塌地理信息系统[EB/OL]. [2017-06-27]. http://www.scgis.net/mxxy/. Sichuan Bureau of Surveying, Mapping and Geoinformation. “6.24” Maoxian mountain collapsed geographic information system[EB/OL]. [2017-06-27]. http://www.scgis.net/mxxy/. (in Chinese)

[3] 李勇，徐公达，周荣军，等.龙门山均衡重力异常及其对青藏高原东缘山脉地壳隆升的约束[J].地质通报, 2005,24(12):1162-1168. Li Y, Xu G D, Zhou R J,etal. Isostatic gravity anomalies in the Longmen Mountains and their constraints on the crustal uplift below the mountains on the eastern margin of the Qinghai-Tibet Plateau[J]. Geological Bulletin of China, 2005, 24(12): 1162-1168. (in Chinese)

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

[5] 许志琴，侯立玮，王宗秀,等．中国松潘-甘孜造山带的造山过程[M].北京:地质出版社,1992. Xu Z Q, Hou L W, Wang Z X,etal. Orogenic Processes of the Songpan-Ganze Orogenic Belt of China[M]. Beijing: Geological Publishing House, 1992. (in Chinese)

[6] Chen Z, Burchfiel B C, Liu Y,etal. Global positioning system measurements from eastern Tibet and their implications for India/Eurasia intercontinental deformation[J]. Journal of Geophysical Research-Solid Earth, 2000, 105(B7): 16215-16227.

[7] Wang Q, Zhang P Z, Freymueller J T,etal. Present-day crustal deformation in China constrained by global positioning system measurements[J]. Science, 2001, 294(5542): 574-577.

[8] Zhang P, Shen Z, Wang M,etal. Continuous deformation of the Tibetan Plateau from global positioning system data[J]. Geology, 2004, 32(9): 809.

[9] 邓起东，张培震，冉勇康，等.中国活动构造基本特征[J].中国科学:D辑,2002,32(12):1020-1030. Deng Q D, Zhang P Z, Ran Y K,etal. The characteristic of active tectonics in China [J]. Science in China: Series D, 2002, 32(12): 1020-1030. (in Chinese)

[10] 张培震，邓起东，张国民，等.中国大陆的强震活动与活动地块[J].中国科学：D辑,2003,33(B04):12-20. Zhang P Z, Deng Q D, Zhang G M,etal. The activity of strong earthquake and active block in China [J]. Science in China: Series D, 2003, 33(B04): 12-20. (in Chinese)

[11] Densmore A L, Ellis M A, Li Y,etal. Active tectonics of the Beichuan and Pengguan faults at the eastern margin of the Tibetan Plateau[J]. Tectonics, 2007, 26(4): 1-17.

[12] Li Y, Huang R, Yan L,etal. Surface rupture and hazard of Wenchuan Ms 8.0 earthquake, Sichuan, China[J]. International Journal of Geosciences, 2010, 1(1): 21-31.

[13] Xu X, Wen X, Yu G,etal. Coseismic reverse- and oblique-slip surface faulting generated by the 2008 Mw 7.9 Wenchuan earthquake, China[J]. Geology, 2009, 37(6): 515-518.

[14] 成都理工大学宣传部.国重团队航拍最高精度三维影像解译灾情[EB/OL]. 2017-06-29[2017-06-29]. http://www.cdut.edu.cn/xww/news/1498704197 82357401.html. Propaganda Department of Chengdu University of Technology. The highest accuracy of three-dimensional image interpretation of the national team [EB/OL]. 2017-06-29[2017-06-29]. http://www.cdut.edu.cn/xww/news/149870419782357401.html. (in Chinese)

[15] 崩塌(危岩体)、泥石流规模级别划分标准[EB/OL]. 2011-10-19[2017-06-28]. http://www.docin.com/p-275384876.html. Collapse (dangerous rock), debris flow scale classification criteria [EB/OL]. 2011-10-19[2017-06-28]. http://www.docin.com/p-275384 876.html. (in Chinese)

[16] Tang C, Zhu J, Chang M,etal. An empirical-statistical model for predicting debris-flow runout zones in the Wenchuan earthquake area[J]. Quaternary International, 2012, 250: 63-73.

[17] 百度图片.茂县滑坡_百度图片搜索[EB/OL]. [2017-06-29]. http://image.baidu.com/search/index?tn=baiduimage&ct=20132 6592&lm=-1&cl=2&ie=gbk&word=%C3%AF%CF%D8%BB%AC%C6%C2&fr=ala&ori_query=%E8%8C%82%E5%8E%BF%E6%BB%91%E5%9D%A1&ala=0&alatpl=sp&pos=0&nolink=1&click_t=1499689677459&s_info=2068_1034. Baidu pictures. Maoxian landslide_Baidu image search[EB/OL]. [2017-06-29]. http://image.baidu.com/search/index?tn=b aiduimage&ct=201326592&lm=-1&cl=2&ie=gbk&word=%C3%AF%CF%D8%BB%AC%C6%C2&fr=ala&ori_query=%E8%8C%82%E5%8E%BF%E6%BB%91%E5%9D%A1&ala=0&alatpl=sp&pos=0&nolink=1&click_t=14996896774 59&s_info=2068_1034. (in Chinese)

[18] Larsen I J, Montgomery D R, Korup O. Landslide erosion controlled by hillslope material[J]. Nature Geoscience, 2010, 3(4): 247-251.

[19] 四川省地质局第二区域地质测量队测制.1∶20万松潘幅地质图[Z].成都:成都理工大学档案馆,1975. The Geological Survey Team of the Second Regional Geological Bureau of Sichuan Province. 1∶200000 Songpan Geological Map[Z]. Chengdu: The Archive of Chengdu University of Technology, 1975. (in Chinese)

[20] 四川省地质局第二区域地质测量队测制.1∶20万茂汶幅地质图[Z].成都:成都理工大学档案馆,1975. The Geological Survey Team of the Second Regional Geological Bureau of Sichuan Province. 1∶200000 Maowen Geological Map[Z]. Chengdu: The Archive of Chengdu University of Technology, 1975. (in Chinese)

[21] Qi S, Xu Q, Lan H,etal. Spatial distribution analysis of landslides triggered by 2008.5.12 Wenchuan earthquake, China[J]. Engineering Geology, 2010, 116(1/2): 95-108.

[22] Ding H, Li Y, Ni S,etal. Increased sediment discharge driven by heavy rainfall after Wenchuan earthquake: A case study in the upper reaches of the Min River, Sichuan, China[J]. Quaternary International, 2014, 333: 122-129.

[23] Li Y, Zhou R, Zhao G,etal. Tectonic uplift and landslides triggered by the Wenchuan earthquake and constraints on orogenic growth: A case study from Hongchun Gully, Longmen Mountains, Sichuan, China[J]. Quaternary International, 2014, 349: 142-152.

[24] 国土资源部.茂县共有地质灾害隐患点538处[EB/OL]. 2017-06-24[2017-06-26]. http://www.cankaoxiaoxi.com/china/ 20170624/2145354.shtml. China Ministry of Land and Resources. Maoxian has a total of 538 geological hazards[EB/OL]. 2017-06-24[2017-06-26]. http://www.cankaoxiaoxi.com/china/ 20170624/2145354.shtml. (in Chinese)

[25] 黄润秋，许强.中国典型灾难性滑坡[M].北京：科学出版社,2008. Huang R Q, Xu Q. Typical Catastrophic Landslides in China [M]. Beijing: Science Press, 2008. (in Chinese)

[26] 唐荣昌，蒋能强，刘盛利.迭溪7.5级地震的地质构造背景及其对发震构造条件的认识[J].地震研究, 1983(3):327-338. Tang R C, Jiang N Q, Liu S L. Recognition of the geological setting and the seismogenic condition for the Diexi magnitude 7.5 earthquake [J]. Journal of Seismological Research, 1983(3): 327-338. (in Chinese)

[27] Dadson S J, Hovius N, Chen H,etal. Earthquake-triggered increase in sediment delivery from an active mountain belt[J]. Geology, 2004, 32(8): 733.

[28] Meunier P, Hovius N, Haines J A. Topographic site effects and the location of earthquake induced landslides [J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 275(3/4): 221-232.

[29] 四川省蜀通岩土工程公司.四川省2016年茂县1∶5万地质灾害详细调查区域工程地质图[Z].成都：四川省蜀通岩土工程公司, 2017. Sichuan Shutong Geotechnical Engineering Company. Sichuan Province 2016 Maoxian 1∶ 50000 Geological Hazard Survey Regional Engineering Geological Map [Z]. Chengdu: Sichuan Shutong Geotechnical Engineering Company, 2017. (in Chinese)

[30] Gorum T, Fan X, van Westen C J,etal. Distribution pattern of earthquake-induced landslides triggered by the 12 May 2008 Wenchuan earthquake [J]. Geomorphology, 2011, 133(3/4): 152-167.

[31] Huang R, Li W. Development and distribution of geohazards triggered by the 5.12 Wenchuan Earthquake in China [J]. Science in China: Series E, 2009, 52(4): 810-819.

[32] 中国地震信息网.中国地震烈度区划图[EB/OL]. [2017-06-29]. http://www.csi.ac.cn/publish/main/837/1075/index.html. China Seismic Information. China Seismic Intensity Division[EB/OL]. [2017-06-29]. http://www.csi.ac.cn/publish/main/ 837/1075/index.html. (in Chinese)

[33] Corominas J, Moya J. Reconstructing recent landslide activity in relation to rainfall in the Llobregat River basin, Eastern Pyrenees, Spain[J]. Geomorphology, 1999, 30(1): 79-93.

[34] 钱洪，周荣军，马声浩，等.岷江断裂南段与1933年叠溪地震研究[J].中国地震,1999,15(4):333-338. Qian H, Zhou R J, Ma S H,etal. South segment of Minjiang Fault and Diexi earthquake in 1993[J]. Earthquake Research in China, 1999, 15(4): 333-338. (in Chinese)

[35] 周荣军，蒲晓虹，何玉林，等.四川岷江断裂带北段的新活动、岷山断块的隆起及其与地震活动的关系[J].地震地质,2000,22(3):285-294. Zhou R J, Pu X H, He Y L,etal. Recent active of Minjiang fault zone, uplift of Minshan block and their relationship with seismicity of Sichuan [J]. Seismology and Geology, 2000, 22(3): 285-294. (in Chinese)

[36] 钱洪，周荣军，马声浩，等.关于1933年叠溪7.5级地震若干问题的讨论[J].四川地震,1999(3):11-17. Qian H, Zhou R J, Ma S H,etal. Discussion on some problems of Diexi earthquake with magnitude 7.5 in 1933[J]. Earthquake Research in Sichuan, 1999(3): 11-17. (in Chinese)

[37] Burbank D W, Leland J, Fielding E,etal. Bedrock incision, rock uplift and threshold hillslopes in the northwestern Himalayas[J]. Nature,1996, 379(6565): 505-510.

[38] Whipple K X, Kirby E, Brocklehurst S H. Geomorphic limits to climate-induced increases in topographic relief[J]. Nature, 1999, 401(6748): 39-43.

[39] 李勇，Densmore A L, 周荣军，等.青藏高原东缘数字高程剖面及其对晚新生代河流下切深度和下切速率的约束[J].第四纪研究,2006,26(2):236-243. Li Y, Densmore A L, Zhou R J,etal. Profiles of digital elevation models (DEM) crossing the eastern margin of the Tibetan plateau and their constraints on dissection depths and incision rates of late Cenozoic rivers[J]. Quaternary Sciences, 2006, 26(2): 236-243. (in Chinese)

Sliding mechanism of Maoxian landslide and geological condition analysis of formation of post-earthquake landslide

SHAO Chongjian1,3, LI Pengyu2, LI Yong1, LAN Hengxing3, ZHOU Rongjun4, DENG Tao1, YAN Zhaokun1, YAN Liang1, LI Lijun5

1.State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China;2.Sichuan Shutong Geotechnical Engineering Company, Chengdu 610000, China；3.State Key Laboratory of Resources and Environmental Information System, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China;4. Seismological Bureau of Sichuan Province, Chengdu 610041, China；5.Downhole Technology Service Company, Bohai Drilling Engineering Company, Ltd, CNPC, Tianjin 300283, China

On June 24, 2017, a large rocky landslide occurred at the Xinmo village, Maoxian County, Sichuan, after the Wenchuan earthquake in 2008. The landslide is huge and destructive, resulting in huge loss of life and property. Based on the field survey data and other collected data, the geometric characteristics and sedimentary characteristics of the Maoxian landslide are studied, the characteristics and effect of rainfall, historical earthquakes and active faults on the landslides are discussed, and the sliding mechanism and dynamic mechanism of Maoxian landslide are proposed. The study reveals that the landslide is located in the special area clamped by Songpinggou fault and the Minjiang fault with a steep slope landform and the faults are characterized by “X” pattern in the plane with a back thrust mode in the profile. Investigation shows that intense historical earthquakes have occurred in the area and the strong repetitive vibration destroyed the rock mass structures. Therefore, the active faults and historical earthquakes in the area are the main factors responsible for the formation of the Maoxian landslides, and the rainfall is only the predisposing factors trigger the landslides. The in site investigation also demonstrates that the sliding model of Maoxian landslide is characterized by layer parallel pull-apart together with slope parallel sliding. These are 3 stages in the formation processes of Maoxian landslide, beginning with the mountain rock cracking stage, then the high speed crushing stage and followed by debris flow accumulation stage. The steep slope and downward grade provide potential energy for the landslide. Well developed permeability interface between meta-sandstone and slate provide sliding condition bringing in the layer parallel pull-apart and slope parallel sliding. The fault compression induced uplift of Fugui Mountain, together with the accumulation of high-intensity historical earthquake vibration and accumulation of deformation，which resulted in long-term damage to the mountain rock structure, are the fundamental factors leading to the Maoxian landslide.

Maoxian landslide; geometric features; sedimentary characteristics; sliding mechanism; historical earthquake; rainfall; active fault; formation mechanism

10.3969/j.issn.1671-9727.2017.04.01

1671-9727(2017)04-0385-18

2017-07-16。

国家自然科学基金项目(41525010, 41472282, 41502116, 41372114, 41340005, 41172162)。

邵崇建(1989-)，男，博士研究生，研究方向：构造地貌学, E-mail:scj350936@163.com。

李勇(1963-)，男，博士，教授，博士生导师，研究方向：构造地貌学, E-mail:liy@cdut.edu.cn。

P642.22

A