滇东南地区小江断裂南段历史滑坡特征及其地震地质意义

高 帆 韩竹军 袁仁茂 董绍鹏 郭 鹏

（中国地震局地震与火山灾害重点实验室，北京 100029）

0 引言

沿活动断裂丛集状发育的地震滑坡可为识别和复核历史地震提供重要线索（Wangetal．，2011；Chenetal．，2013；Wangetal．，2014；陈晓利等，2018）。大陆M＞7大地震的重现周期一般超过1ka（McCalpinetal．，1996；邓起东，2008），故历史地震资料在研究地震活动性和评价地震危险性方面具有重要作用（胡聿贤等，1999；吴清等，2012；Guidobonietal．，2019）。例如，被广泛应用于中国重大工程地震安全性评价中的中国历史强震目录（公元前23世纪—公元1911年）正是依据史料记载的震害资料汇编而成的（国家地震局震害防御司，1995）。在2008年汶川MS8.0地震中，地震触发了海量的滑坡和崩塌（殷跃平，2008；Yuanetal．，2013），有研究结果表明这些边坡失稳现象具有围绕发震构造呈现丛集式分布的特征（Xuetal．，2013；Yuanetal．，2013），一些大型或特大型滑坡在成因机制上与地震地表破裂带及其运动学特征直接相关（袁仁茂等，2010；Yuanetal．，2014；Guoetal．，2019）。由于青藏高原东缘的龙门山地区地形落差巨大且雨量丰沛，导致洪水、泥石流等外动力侵蚀作用非常强烈。尽管汶川地震发生十余年后其地震地表破裂带已经面目全非，许多地段已无法体现当初的地震规模，甚至有些已经完全被侵蚀掉，然而大量地震滑坡、特别是一些巨型滑坡仍然保持了明显的滑坡堆积体特征，直观地反映了当时地震的严重程度。因此，地震滑坡所记录的地震信息往往可以作为推断或复核历史地震震级和震中位置的重要依据。

多年来，国内外许多学者致力于编制历史地震目录，而历史记载则是推断历史地震相关信息的重要依据之一（顾功叙，1983；谢毓寿等，1987；国家地震局震害防御司，1995；Guidobonietal．，2019）。历史上的某些点滴记载有时可能是大地震事件的线索，但地震灾害的历史记载主要集中于经济比较发达的少数城市乡镇等地，在震级和震中位置等参数的推断上有很大的不确定性（吴清等，2012）。而云南地处中国边境地区，历史时期相对落后的文化与交通则使基于历史记录推断地震相关信息的不确定性更加显著（皇甫岗等，2008）。为了降低其中的不确定性，皇甫岗等（2008）和袁道阳等（2016）强调应对历史资料进行深入挖掘与认真考证。Meghraoui等（2001）和Marco等（2003）分别给出了根据地质调查复核历史地震的实例。有明确时间的历史记录可以减少我们在确定地震事件发生时间方面的困难，而对野外地震滑坡等历史灾害现象开展调查，则可以建立历史滑坡、历史地震及活动断裂之间的相互联系，有助于厘定历史地震的震级。

近年来，有学者对小江断裂南段开展了1 50 000地质填图及断裂活动习性的定量研究，获得了一些关于该断裂段晚第四纪以来的活动性、滑动速率以及大地震复发规律等方面的与前人不同的新认识（韩竹军等，2017；Guoetal．，2021）。这些进展也对重新认识1606年发生在小江断裂南段的建水6级地震提供了重要启示（国家地震局震害防御司，1995）。有关此次地震的发震构造，何宏林等（1992）、宋方敏等（1998）认为是NWW 向的石屏－建水断裂，而闻学泽等（2011）则推测为近SN向的小江断裂带南段。小江断裂南段沿线滑坡丛集式分布现象的存在有可能为厘定这些认识上的分歧提供重要的基础资料。

为此，本文从小江断裂南段沿线滑坡的发育特征出发（图1），利用基于三维激光扫描技术（LiDAR）的精细地貌测量和地质调查结合地形和滑坡形态特征的分析，探讨了这些历史滑坡的地震成因，并进一步通过探槽开挖以及新年代样品的测试确定这些地震滑坡很可能是由1606年建水地震诱发。同时基于不同震级档地震的地质灾害强度以及人员伤亡数量的对比分析，对1606年建水地震的震级进行了复核。

图1 小江断裂南段的基本构造特征与滑坡分布图Fig．1 Fault features and landslide distribution of the southern segment of Xiaojiang Fault．a研究区构造位置图；b滇东南弧形构造带与小江断裂交会区的主要活动断裂与M≥6地震分布图；c小江断裂南段及其沿线的滑坡分布图

1 区域地震地质背景

滇东南地区发育近SN向和NW—NWW 向2组区域性活动断裂（图1）。近SN向断裂以小江断裂为主，该断裂长约450km，是青藏高原东南缘活动性最强的鲜水河－小江断裂系的重要组成部分（图1a）。该断裂中段结构较为复杂，主要分东、西2支，该段历史上发生过1500年宜良7级地震、1789年华宁7级地震和1833年嵩明8级地震等（图1b）。通过地质资料获得的该段左旋滑动速率一般为10～16mm／a（宋方敏等，1998；何宏林等，2002；Shenetal．，2003）；利用GPS数据给出的结果为7～10mm／a（Shenetal．，2005；王阎昭等，2008；闻学泽等，2011）。小江断裂带中段几何结构的复杂性终止于建水盆地之北，只有建水断裂作为其惟一的分支断裂从建水盆地东侧切穿了NWW 向的石屏－建水断裂并延伸至红河谷地（Wanget al．，1998）。鉴于小江断裂在建水断裂沿线的结构单一性以及与中段在几何学特征上的差异，可将建水断裂作为小江断裂带南段而与中段相区分（图1c）。

小江断裂南段在地形地貌上以串珠状的山间小盆地为主要特征（何宏林等，1993；Wanget al．，1998；韩竹军等，2017），长约80km。由北向南可以分为白云盆地、落水洞盆地、建水盆地、放马坪盆地、新寨盆地、苟街盆地和山花盆地，在如神仙洞等一些地段表现为开阔的断层谷地。除建水盆地属于一个规模较大的新近纪盆地外（Xiongetal．，2016），其他盆地的面积一般＜3km2（图1c）。与中段相比，小江断裂南段的研究程度还较低，一些关于该断裂段基本特征的认识还存在明显分歧。例如在该断裂段的空间分布方面，何宏林等（1993）、宋方敏等（1998）和徐锡伟等（2016）认为该断裂段未延伸到红河河谷，而是终止在距红河10～15km的建水县山花村附近；而Wang等（1998）、michel等（2000）、Schoenbohm 等（2006）和吴中海等（2015）的构造模型表明，鲜水河－小江断裂带向南穿过了红河断裂带，并与南侧的奠边府断裂等NE向断裂相连接，构成了一条统一的青藏高原东南缘东边界；Zuchiewicz等（2004）和唐渊等（2009）则认为奠边府断裂与小江断裂没有直接的构造关系。在断裂活动性上，韩竹军等（2017）给出了小江断裂南段全新世活动的地貌及地质证据，并获得该段全新世左旋走滑速率为（7.02±0.20）mm／a，与GPS水平滑动速率相当（Shenetal．，2005；王阎昭等，2008）。在地震活动性方面，根据中国历史强震目录（公元前23世纪—公元1911年）（国家地震局震害防御司，1995），小江断裂南段历史上没有发生过M≥7的大地震，仅于1606年在建水县城附近发生过6级地震（图1b）。Guo等（2021）通过开挖探槽揭示了小江断裂南段的古地震序列，并推断该断裂段最晚一次断错地表的地震事件为1606年建水地震。

曲江断裂、石屏－建水断裂和红河断裂是区内3条重要的NW—NWW 向断裂，由北向南依次近等间距排布。由于这3条断裂在平面上呈弧形伸展，弧顶凸向SW，又被称为滇东南弧形构造带（阚荣举等，1977）或滇东南楔形构造区（何宏林等，1992）。沿着弧形构造带的曲江断裂和石屏－建水断裂历史上发生过多次M≥7地震，其中1970年通海7.7级地震沿着曲江断裂形成了长60km地表破裂带，最大水平右旋位错为2.7m，最大垂直位错为0.47m（张俊昌，1979），运动性质以右旋走滑为主。Wang等（2014）获得的曲江断裂全新世右旋走滑速率为2.84～3.27mm／a。早期的动力学模型一般都强调红河断裂带在青藏高原东南缘晚新生代构造变形中的主导作用（Tapponnieretal．，1977）。该断裂在新近纪经历了一次运动性质反转，从左旋变为右旋（Replumazetal．，2001）。Allen等（1984）估算该断裂的平均走滑速率为2～3mm／a，虢顺民（2001）获得的该断裂中更新世以来的滑动速率为2.0～2.6mm／a。吴中海等（2015）认为上新世以来该断裂的走滑速率只有1.2～1.4mm／a。李西等（2016）提供了元江县西北腰街附近的全新世活动证据，但崔效锋等（2006）和Shen等（2005）分别基于构造应力场和GPS资料开展了研究，认为红河断裂带已经不是一条重要的活动构造边界带。

根据闻学泽等（2011）提出的构造动力学模型可知，滇东南弧形构造带现今的构造变形方式中应该具有较大的逆冲分量，并表现出明显的地壳缩短变形。上地壳缩短变形在沿着NWW向的曲江－石屏断裂、红河断裂带发育的新近纪盆地中普遍存在（何宏林等，1992），但是否一直持续到晚第四纪还存在疑问。1970年通海MS7.7地震的余震主要分布在曲江断裂南侧，震源机制解以及地形变资料反演的地震断层参数均显示发震断裂具有正走滑性质（王椿镛等，1978；陈立德，1988；刘祖荫等，1999）。呼楠等（2013）在小地震精定位的基础上反演得到了148个震源机制解，这些震源机制解覆盖了滇东南弧形构造带的不同部位，力学性质以正走滑为主。显然，在这样的一个动力学背景下，由于小江断裂中北段的左旋走滑运动在滇东南弧形构造带没有得到调整或吸收，小江断裂南段仍应表现出强烈的活动性。

2 小江断裂南段沿线历史滑坡的发育特征

2.1 滑坡体基本特征

沿小江断裂南段发育了一系列山间小盆地，使得断裂沿线的地势总体上较为开阔平坦，该区也成为人类活动的密集地带。断裂沿线规模最大的建水盆地在新近纪晚期或第四纪早期已经结束断陷活动，脱离湖相沉积（Xiongetal．，2016），因此盆地周围的山体以老年期地貌为主要特征，山体浑圆，山体与盆地之间起伏平缓。断裂沿线发育的泸江和龙潭大河分属南盘江和红河两大水系，分水岭位于新寨盆地，但在山花盆地以南邻近红河河谷区段受到红河河谷侵蚀基准面突然下降的影响，冲沟深切，起伏强烈（图1c）；而在其他区段沿断裂发育的河谷由于受到盆地平缓地形的影响，下切能力较弱，河谷上发育开阔的河流阶地。

虽然小江断裂南段大部分地区的地形起伏平缓，但还是有不少滑坡体堆积得比较突兀，与周围的地形地貌特征差异明显，易于识别（图1c）。基于Google Earth影像及现场调查，发现有10个比较明显的滑坡堆积体分布在断裂沿线（图2），这些滑坡体的后缘均存在明显的围椅状构造及滑坡后壁，且滑坡后壁上普遍已长满树木，滑坡堆积体边界清晰，多数仍可分辨出向前突出的舌状形态，野外调查结果显示这些滑坡都属于岩质滑坡。

在滑动距离方面，一些滑坡体的滑动距离较大，如白云村滑坡（图2a，b）、莫新滑坡（图2c）和马王庄滑坡（图2d）等，滑动距离为100～200m，因此也比较容易识别。神仙洞滑坡（图2g）和两岔河滑坡（图2i）的滑动距离较短，在遥感影像上这2个滑坡体的表现特征不同，但滑坡体边界仍然比较清晰，针对这2个滑坡体开展了现场地貌及地质调查，可以帮助我们更好地认识滑坡的形态特征、成因及形成时代。滑坡体的规模也大小不一，既有体积＞100万立方米的大型滑坡，如马王庄滑坡（图2d）；也有体积＜10万立方米小型滑坡，如垃圾场滑坡（图2f）和神仙洞滑坡（图2g）等。

这些滑坡大多表现为孤立且周长达数百米的混杂堆积体，分布在小江断裂沿线的盆地边缘或河谷岸坡地带，在滑坡体后缘形成相对开阔的槽谷，槽谷中已长满了植被，以粗大的树丛为主。在滑坡体顶部杂乱地分布有一些石块，棱角清楚，与砂质泥土混杂在一起，无分选、分层或磨圆现象，虽然后缘的槽谷两侧新发育自然冲刷沟，但冲沟的汇水面积小，不具备搬运这些石块的水动力学条件。在一些滑坡体中间地带可见局部洼地。堆积体前缘陡立，土体密实，长满树木，前缘的坡脚地带有泉水出露，并形成小型湿地及池塘。由于滑坡体土质疏松，地形上常出现较大的滑坡平台，一些滑坡体已经被开垦为农田或人类居住的村寨，如莫新滑坡（图2c）和神仙洞滑坡（图2g）等。

图2 小江断裂南段的滑坡解译图（位置参见图1c）Fig．2 Interpretation map of the landslide in the southern section of the Xiaojiang Fault．a白云村北滑坡（23°50′27.42″N，102°57′41.57″E）；b白 云 村 西 滑 坡（23°49′17.47″N，102°56′39.34″E）；c莫 新 滑 坡（23°48′52．95″N，102°56′20．18″）；d马王庄滑坡（23°42′8．41″N，102°54′27．43″E）；e泸江滑坡（23°39′45．79″N，102°54′26．65″E）；f垃圾场滑坡（23°36′8.62″N，102°52′44．68″E）；g放马坪滑坡（23°34′32．14″N，102°52′23．79″E）；h 神仙洞滑坡（23°33′56．83″；102°51′53．14″）；i两岔河滑坡（23°25′8．61″N，102°48′30．21″E）；j四家滑坡（23°21′28．28″N，102°46′10．59″E）。垃圾场滑坡（f） 和四家滑坡（j）为现场照片，其他图像均来源于Google Earth

从位置分布特征看，这些历史滑坡与小江断裂南段的最新活动地表迹线关系密切，滑坡沿断层迹线分布，大部分滑坡与断层间的距离＜200m，部分则直接发育在最新活动的地表破裂带上（图2 f，h）。值得注意的是，小江断裂地表破裂带斜切了山脊走向，并从垃圾场滑坡（图2 f）和神仙洞滑坡（图2h）的后缘部分通过，这一方面表明小江断裂南段的地表破裂带具有一定的新生性，另一方面也表明这2个滑坡的形成可能与断层运动直接相关。

2.2 基于LiDAR测量数据的地貌学分析

我们对神仙洞滑坡（图2h）的发育特征及其与地表破裂带的关系进行了进一步调查，基于无人机设备（型号为DM－150W）和配套的激光雷达系统（型号为SKY LARK）开展了野外数据采集（LiDAR）。通过点云分类分离地面点和植被点；然后去除植被点，获得地面高程的高密度点云数据，数据覆盖密度≥9个数据点／m2。基于地面点的点云数据，采用ArcGIS软件的las数据集的生成栅格工具生成数字高程模型（DEM）（栅格点距为0.3m），形成了如图3a所示的地形阴影图。

图3 神仙洞一带的滑坡发育特征图Fig．3 Map showing the development characteristics of landslides in Shenxiandong area．a基于LiDAR数据建立DEM后生成的地形阴影图，红色箭头指向地表破裂带的位置；b解译的地表破裂（红色线段）和滑坡（黄色），除了图2h所示的滑坡（L2）外，至少还可以解译出2个滑坡（L1、L3）。滑坡破坏了地表破裂带的连续性，反 映了滑坡的出现滞后于地表破裂带的形成；c现场照片，红色箭头指向地表破裂带的位置

神仙洞滑坡位于LiDAR测区的中间部位（图3b）。在去除植被后的地形阴影图上可清晰地分辨出神仙洞滑坡的形态特征，其后缘发育围椅状构造，滑坡体两侧已形成较为开阔下切的冲沟。滑坡体与周围山体分离，出现整体性下滑。仔细观察图3a，在神仙洞滑坡体（L2）的两侧还可分辨出2个规模较小的滑坡（L1、L3），比较而言，L1滑坡的滑动距离不大，但仔细观察仍可分辨出滑坡体与周围山体之间的拆离界线，显示了滑坡体与周围山体之间的不连续接触关系。L3滑坡的规模更小，且滑坡体本身又遭受后期的流水侵蚀，滑坡体及滑坡体两侧的自然冲刷沟切割很深，但滑坡体和周围不动的岩、土体在平面上的分界线仍清晰可辨。

由于在神仙洞一带的山坡上、尤其是坡脚地带已生长了较为茂密的树丛，虽然在野外的徒步考察中已经注意到L2滑坡（即图2h所示滑坡）的存在，但未能发现L1和L3这2个小滑坡体。基于LiDAR测量的高精度地形图揭示了神仙洞一带滑坡丛集性发育的特点。同样，尽管在野外调查中已经注意到神仙洞存在一个断续延伸的陡坎，但很难准确地勾画这一陡坎的分布特征（图3c）。在去除植被影像的地形阴影图上（图3a）可以看出该区段地表破裂迹线在走向上具有稳定性，表明这种地表破裂很可能是活动断层最新的活动证据。只是滑坡体L1和L2破坏了地表断裂迹线的连续性，反映了滑坡的出现滞后于地表破裂带的形成。

2.3 地质调查

野外调查结果表明，上述10个滑坡主要发育在三叠纪和泥盆纪地层中，其中白云村北、白云村西、莫新、马王庄、泸江、垃圾场、放马坪和神仙洞等滑坡体主体均发生在泥盆系灰岩或白云质灰岩（D2dq和D3l）中；两岔河滑坡和四家滑坡发育在三叠系灰岩（T2g）或砂岩（T3h）中。我们分别在2套地层中选取了典型的滑坡（神仙洞滑坡和四家滑坡），对滑坡体后缘及其邻近地段地层岩性特征和产状开展了野外调查，绘制了地质剖面图（图4，5）。

图4 神仙洞水库北山坡上的断裂剖面图Fig．4 Profile of the fault on the northern hillside of Shenxiandong Reservoir．①中泥盆统白云质灰岩；②断裂破碎带

在神仙洞的三维地形图中（图3a右侧）可见一条乡村土公路斜穿了沿着小江断裂南段发育的地表破裂带，揭示了一个较好的地质剖面（图4），位于上述神仙洞滑坡北侧约200m处。地表基岩陡坎向下与发育在泥盆系白云质灰岩中的断裂相连，虽然断面形态呈“追踪张式”折线状延伸，但断面新鲜平滑，折线棱角清楚，整体上倾角约达78°，断面陡立。断裂构造带沿线可见宽1.5～2.0m的构造破碎带，结构疏松，固结性较差。对于基岩断裂而言，断面的新鲜、平整以及断层物质的疏松说明该断裂最新活动的离逝时间应该不长。尽管断裂上、下盘的泥盆纪白云质灰岩破碎较为严重，但仍可以分辨出岩层的原始产状倾向SW，属于反坡向。在岩性特征上，离开断裂构造带一段距离后，岩层整体固结性较好，岩性单一，不存在受水浸泡性质容易发生变化的松散覆盖层或页岩、泥岩、千枚岩等及软硬相间的岩层。神仙洞的地层岩性特征及其产状特征表明：在正常外动力作用条件下，该地段边坡应该较为稳定，不会发生群发性滑坡。神仙洞滑坡群的出现应该与断裂构造带的存在及其突发的地震事件相关。断裂破碎带改变了神仙洞一带斜坡的抗剪强度，使得山体结构变得松散，抗剪强度大大降低。地表破裂带没有造成神仙洞滑坡的断错现象，因此该滑坡可能是一次强震事件的产物，在强地震动和地震加速度的作用下，边坡岩层发生变形破坏而形成滑坡。

对于发生在三叠系砂岩（T3h）中四家滑坡体，沿着该滑坡体后缘新开挖的一条乡村公路也揭示了较为新鲜的地层露头（图5b，c），地层岩性为一套胶结致密、透水性差的粉细砂岩。地层倾向W，虽然倾角较小，约为14°，但与坡向相反，在正常情况下属于较为稳定的边坡。从该露头剖面还可以看出，在基岩中仍残存着一组大致与滑坡后壁平行的高角度张性裂隙（图5c）。

图5 2个典型的滑坡剖面图Fig．5 Two typical landslide profiles．a神仙洞滑坡，岩性发育特征参见图4；b四家滑坡，滑坡后缘岩性露头参见图c；c四家滑坡后缘地层露头照片

3 小江断裂南段历史滑坡形成原因分析

地震地表破裂带以及地震过程中的强烈振动将破坏斜坡岩层的完整性，加剧原有结构面的不连续性。同时，一次强烈地震的发生往往伴随着若干次余震，在地震力的反复振动冲击下，斜坡岩体更容易发生变形、滑坡。例如在2008年汶川MS8.0地震中，地震触发了海量的滑坡和崩塌（殷跃平，2008；Yuanetal．，2013），且由地震触发的滑坡在空间分布上具有围绕发震构造呈丛集式分布的特征（Xuetal．，2013；Yuanetal．，2013）。遥感解译及野外调查显示小江断裂南段沿线发育了一系列规模不等的滑坡，这些滑坡的分布与小江断裂的展布方向具有密切关系，显示出沿小江断裂丛集式分布的特征。

虽然大部分滑坡体的后缘均存在明显的围椅状构造及明显的滑坡后缘陡坎，但野外调查结果显示滑坡后缘陡坎已普遍长满树木，在长期的侵蚀作用下陡坎坡度变缓，表明滑坡已经存在了相当长的一段时间，属于历史古滑坡。这也从一个侧面说明沿着小江断裂南段发育的滑坡在一般情况下是相对稳定的，反映了这些滑坡并非是在时空上随机发生的。

中国西南地区的地形地貌特征表现为山势陡峻，土壤结构疏松，雨水充沛，沟谷河流遍布于山体之中，与之相互切割，因而形成了众多具有足够滑动空间的斜坡体和切割面。在没有地震触发作用的情况下滑坡现象也比较常见。为此，下文从可能影响滑坡发生的地形地貌、降雨、岩土类型等因素进行分析。

小江断裂南段发育的一系列山间小盆地的地势总体上开阔平坦，地形坡面的坡角一般约为30°，但仍然存在相对较为陡峭的中高山体。然而沿小江断裂南段发育的滑坡大部分发生在相对开阔的盆地及其边缘地区，极少发生在相对陡峭的地带。从研究区地形剖面图上（图6）可以看出：在沿断层走向的纵剖面AB上，滑坡主要发生在中间的盆地区域，而在盆地南、北两边相对陡峭的山地则很少有滑坡分布。同样，在垂直断层走向的CD剖面上，这些历史滑坡也主要分布在地形坡度较缓的盆地及其边界地区，而非东边坡度相对较陡的山地区域。

图6 小江断裂南段沿线的地形剖面图Fig．6 Topographic profile along the southern section of the Xiaojiang Fault．a小江断裂南段沿线的纵剖面AB；b小江断裂南段的横剖面CD

降雨也是产生滑坡的一个重要触发因素，其影响机制是渗透水进入土体孔隙或岩石裂隙，使土石抗剪强度降低。洪水的冲刷、坡脚侵蚀也容易加大重力作用，从而诱发滑坡。在地质条件变化不大的情况下，区域降雨导致的滑坡可能更多地集中于坡度较陡的山地区域，而小江断裂南段的滑坡位置分布特征表明这些滑坡可能不是由降雨诱发的。另一方面，与降雨关系密切的滑坡与季节关系密切。目前沿着小江断裂南段分布的滑坡现象并非是受丰水季节影响而频繁发生，与降雨关系不大。

小江断裂沿线的10个滑坡均属于基岩滑坡，主要发育在三叠纪和泥盆纪地层中，其中白云村北、白云村西、莫新、马王庄、泸江、垃圾场、放马坪和神仙洞等滑坡体的主体均发生在泥盆系灰岩或白云质灰岩（D2dq和D3l）中，岩层整体固结性较好，岩性单一，不存在受水浸泡性质容易发生变化的松散覆盖层或页岩、泥岩、千枚岩等及软硬相间的岩层。两岔河滑坡和四家滑坡发育在三叠系灰岩（T2g）或砂岩（T3h）中，地层岩性为一套胶结致密、透水性差的粉细砂岩。从已揭示的地层产状来看，地层倾角较小，或与坡向相反，在正常情况下属于较为稳定的边坡。

通过上述对可能触发滑坡的地形地貌、降雨、岩土类型等非构造因素的讨论，结合神仙洞一带对丛集式分布的滑坡体与地表破裂带密切关系的认识（图3）以及对滑坡体后缘及其邻近地段地层岩性和产状的调查结果，可以推断沿着小江断裂南段丛集式分布的滑坡体很有可能是由地震触发的。活动断裂的存在改变了斜坡抗剪强度，使得山体结构变得松散，抗剪强度大大降低。在突发地震的作用下，边坡岩层发生变形破坏、失稳而形成滑坡。

4 滑坡形成时代的确定

4.1 基于滑坡后缘陡坎角度经验公式的估算

调查结果表明，滑坡后缘陡坎经受了长期的侵蚀作用，由于所处的区域地质地貌条件和气候条件相似，因此通过现今地形地貌分析获得的侵蚀速率也应该大致相当。为此，基于高精度DEM模型，对这些滑坡的后缘陡坎坡度进行了测量。图7以马王庄滑坡为例，简单展示了滑坡体后缘陡坎坡度的测量方法。所有滑坡体后缘陡坎坡度的测量结果见表1。

图7 马王庄滑坡剖面图以及滑坡后壁坡角的计算方法Fig．7 Profile of Mawangzhuang landslide and the measuring method for the main scarps．

表1 小江断裂南段滑坡后壁坡角Table 1 Slope angles of landslide main scarps

这些滑坡后缘陡坎的角度比较集中，大部分集中在29°～31°之间，对于地质条件类似的区域，如果是由同一次地震激发滑坡形成陡坎，在各种环境因素类似的情况下，其演化状况应该也相似，因此当滑坡后缘陡坎角度大致相同时，这些滑坡很可能为一次地质事件的结果。由于滑坡后缘陡坎坡角与断层崖坡角具有类似的特征，故可通过陡坎坡度与侵蚀时间之间的经验公式来计算这些滑坡大致的形成时间（Wallace，1977；Bucknametal．，1979）：

估算结果表明：这些滑坡发生的年代大致为1438—1681年。前文的分析表明这些滑坡极可能由同一次地震事件所诱发，也就是说，大致在1438—1681年之间沿着小江断裂南段很可能发生了一次较为强烈的历史地震事件。

4.2 基于地质探槽的滑坡时代确定

4.2.1 探槽

野外调查显示，两岔河滑坡发生在一条沿着小江断裂南段形成的冲沟右岸（图2i，8）。受冲沟空间的限制，滑坡的滑动距离不大。尽管滑坡后壁已长满树丛，但后缘围椅状陡坎依然清晰可辨（图8a）。滑坡体前缘堵塞了冲沟（图8b），形成一个小型的古堰塞湖，目前已被后期松散的堆积物填满，导致沟谷面较为平坦。滑坡体下游的沟谷则较为陡峭，高程上也存在明显落差。滑坡体上植被茂盛，树木直立，反映该滑坡目前较为稳定，属历史古滑坡。

图8 两岔河滑坡正面（a）、侧面（b）形态特征与探槽布置图、堰塞湖剖面图（c）Fig．8 The morphological features of the front（a）and side（b）of the Liangchahe landslide，the layout of the trenches，and the profile of the dammed lake（c）．

我们在两岔河滑坡体侧面及古堰塞湖堆积体上分别开挖了长约4m，宽2m、深2m的探槽（图9），主要目的包括：开挖在两岔河滑坡体侧面的探槽可以揭示滑坡滑动面的形态特征，且在滑坡下滑的过程中有可能把滑坡体前缘含碳的树木裹挟在滑动面上，能够采集到反映滑坡发生时间的碳样；在被滑坡堵塞的堰塞湖后期沉积物中也能够采集碳样，可从一个侧面对滑坡体的形成时间进行限制。

图9 两岔河的地质剖面图Fig．9 Geological profile of Liangchahe landslide．a滑坡体探槽照片；b滑坡体探槽地质剖面；c堰塞湖探槽剖面照片；d堰塞湖探槽地质剖面

4.2.2 探槽剖面与年代分析

探槽开挖结果表明：在两岔河滑坡体侧面及古堰塞湖堆积体开挖的探槽清晰地呈现了不同的地质特征。在滑坡体侧面开挖的探槽中，可清晰地识别出一个滑动面，上、下2套岩性存在明显差异。滑动面上部为一套棕褐色黏土与灰岩碎石的混杂体，灰岩碎石的母岩为三叠系灰岩（T2g）；下部为棕黄色二叠系玄武岩风化壳，构成了两岔河滑坡体的滑坡床，这表明两岔河滑坡发育在一条断裂构造带上。平行滑动面发育的滑动带上裹挟了碳样（SXJFC－38），测试结果为（274±63）a BP，即1613—1739AD（表2）。

表2 两岔河滑坡探槽新年代样品的测试结果Table 2 Dating results of trench samples from the Liangchahe landslide

在堰塞湖上开挖的探槽中（图9c，d）则显示为一套松散状含细砾的泥质粉细砂层，发育水平层理，并具有一定的沉积韵律，属于堰塞湖堆积。在两岔河滑坡形成后，堵塞了该处原先发育的一条小冲沟，储水到一定程度便形成堰塞湖，随着流量的大小带来粗细不同的沉积物，形成粗—细的沉积韵律。从该套沉积物中采集了2个碳样（SXJFC－35和SXJFC－36），测年结果分别为（132±77）a BP和（161±85）a BP（表2）。总体来看，堰塞湖中地层的沉积年代比滑坡带上采集的年代样品测年结果更小，说明了有关堰塞湖成因机制的合理性，即先发生滑坡、堵塞冲沟，后出现堰塞湖、接受沉积。

5 讨论

5.1 滑坡发生的时间

前面的资料分析结果表明：沿着小江断裂南段丛集式分布的滑坡很有可能是由该断裂段最晚一次断错地表的地震事件触发的。根据滑坡后缘陡坎经验公式推断，这些滑坡发生的年代大致在1438—1681AD，而在两岔河滑坡的滑坡带中年代测试结果为距今211～337a（约1950AD），即地震滑坡大致发生在1613—1739AD，堰塞湖相松散沉积物的年代测试结果也佐证了滑坡应该发生在距今300～400a之前。

如果在距今300～400a之前沿着小江断裂南段发生过一次断错地表的地震事件，并且此次地震还触发了一系列滑坡，那么在距离小江断裂南段最近的一座历史文化名城——建水县的史料中应该有关于此次地震事件的明确记载，并且由于其他邻近县城距小江断裂南段更远，此次历史地震在建水县城造成的破坏程度应最为严重。历史地震灾害资料表明：建水县城于1606年发生过一次强震，也是惟一对建水县城造成毁灭性破坏的地震（谢毓寿等，1987；国家地震局震害防御司，1995）。据谢毓寿等（1987）的研究记载：“万历三十四年（1606年）十一月丙寅朔，临安（治云南建水州，今建水县）地震，日晡时起（从下午16时左右开始），殷殷如雷声，以渐而盛。倾城垣，梵宇、官府、民舍殆尽，居民露出处街衢，燔柴措火。伤肌体者呻吟、哭泣者哀恸之声日夜不绝，死而不知名者数千人。每一动时，人皆昂首佛号，万犬齐吠。数月乃止”。此外，与历史文献记载中发生于1606AD的地震事件相比，测年结果的误差＜10a，这可能与碳样接近地表、受到现代碳污染有关。从现场的照片也可以看出，小江断裂南段沿线植被发育，气候炎热，水量充沛，现代植物根系或地下水的渗透容易带来有机质并沉淀在样品上，样品比预期结果略为年轻属于一种正常现象。因此，可以认为史料中记载的1606年地震事件在时间上与经验公式估算结果及测年结果比较吻合。Guo等（2021）在小江断裂带南段揭示了4次古地震事件，最新一次地震事件断错了形成年龄约为606a的地层，很有可能就是史料记载的1606年建水地震。

综合前人研究结果、历史文献资料、经验估算结果及其滑坡体探槽中年代测试结果，可以认为沿着小江断裂南段丛集式分布的滑坡形成于公元1606的地震事件中，且这次地震的震中位置与滑坡分布区域极为接近，为该地震的高烈度分布区。

5.2 1606年地震震级的复核

关于1606年建水地震，除了历史文献中有关建水县城的灾害记载外，上述的研究表明此次地震还触发了沿小江断裂南段丛集式分布的滑坡，这一方面为把小江断裂南段确定为该地震的发震构造提供了有力的证据，另一方面也为重新评价该地震震级提供了一个新的切入点。根据Guo等（2021）有关小江断裂南段最新的位错特征以及测年结果表明，在地表破裂带保留较好的地段恢复测量的最新一次地震事件的最大水平位错量为6.8m，断错了形成于距今约606a的地层，可以看出小江断裂南段存在作为1606年建水地震发震构造的地质证据。目前国际上应用最为广泛的Wells等（1994）的经验关系为

其中，MD为最大位错量，单位为m。根据式（2）可以估算出建水地震的震级约为MW7.5。

小江断裂沿线滑坡的发生时间距今约400a，并且此区域植被发育，雨水充沛，离建水县城最近距离约30km的曲江断裂在1970年1月5日发生过通海MS7.7地震，曲江断裂沿线的地形地貌及其地质条件上与小江断裂南段存在一定的可对比性。虽然通海地震在高大—曲江一带触发滑坡约11处，但根据刘祖荫等（1999）的资料及我们现场调查的结果可知，单个滑坡体一般为不足1万m3的小型滑坡，未发现像小江断裂南段体积＞100万立方米的类似马王庄滑坡的大型滑坡。从人员伤亡情况来看，史料中明确记载了1606年建水地震导致“死而不知名者数千人”，远高于目前定为7级的1588年通海地震、1799年石屏西7级地震及1887年日石屏地震中数百人员伤亡的情况；只有1833年嵩明8级地震导致了“压死6 700余人”。因此，从地震地质灾害强度以及人员伤亡数也可推断1606年建水地震的震级不应低于1970年通海地震的震级，即应该至少为7 级（7.5级），而非目前国家地震局震害防御司（1995）给出的级。

5.3 对鲜水河－小江断裂系活动特征的启示

前文的分析表明，小江断裂南段不但可被认为是1606年建水地震的发震构造，而且很可能具备发生M≥7.5地震的能力。鲜水河－小江断裂系是中国一条重要的地震构造带（徐锡伟等，2003；Shenetal．，2005）（图10），国家地震局震害防御司（1995）根据历史地震资料记载推断在该断裂系及其邻近相关断裂上共发生过8次MS≥7.5地震，由北向南分别为1973年炉霍7.6级地震、1816年炉霍7 级地震、1955年康定7.5级地震、1786年泸定7级地震、1733年东川7级地震、1833年嵩明8级地震和1970年通海7.7级地震（图10）。除小江断裂南段外，沿着该断裂系发生的大地震破裂几乎贯通了其余所有段落（闻学泽，2000；闻学泽等，2011）。一般认为小江断裂南段的活动性较弱（何宏林等，1992；李糲，1993），宋方敏等（1998）评估该断裂段未来发生的最大地震约为6级。闻学泽等（2011）提出的构造动力学模型认为：小江断裂带西盘（川滇块体）的主动S向运动被曲江－石屏断裂带以右旋走滑、剪切－横向缩短、逆冲变形的方式吸收与转换，鲜水河－小江断裂系的左旋剪切作用基本终结于建水盆地以北。

对1606年建水地震的复核结果表明：此次地震不但触发了较大规模的滑坡，并且一些滑坡的发育与此次地震的地表破裂带密切相关。因此，可以认为鲜水河－小江断裂系的强烈活动性和大地震发生能力至少一直延续到小江断裂南段。事实上，目前为GPS观测资料所证实的青藏高原东南缘地壳物质绕东喜马拉雅构造结（EHS）的顺时针转动需要一个连续的左旋走滑断裂系统作为东部边界（Zhangetal．，2004；Shenetal．，2005；王阎昭等，2008）（图1，10），本文的工作可促进对这样一个东部边界有更深入的认识。

6 结论

通过上述的分析与讨论，可以获得如下一些认识：

（1）沿小江断裂南段至少有10个地点发育滑坡，滑坡规模大小不一，既有体积＞100万立方米的大型滑坡，也有体积＜10万立方米的小型滑坡，但均表现为目前处于稳定状态的历史古滑坡。

（2）基于LiDAR测量建立的滑坡发育段落数字高程模型（DEM），生成的三维地形阴影图清晰地揭示了滑坡体与小江断裂南段最新地表破裂带的密切关系。这些历史滑坡主要分布在地形坡度较缓的盆地及其边界地区，很可能为地震滑坡，而非降雨诱发。滑坡后缘陡坎角度基本上集中于29°～31°，表明其应该为1次地震事件的结果。

（3）综合历史文献资料、经验估算结果及其滑坡体探槽中年代测试结果，沿着小江断裂南段丛集式分布的地震滑坡发生在公元1606年。对这些历史地震滑坡的认识一方面为把小江断裂南段确定为该地震的发震构造提供了有力的证据；另一方面也为重新评价地震震级提供了新的切入点。

（4）根据小江断裂南段地震地表破裂带的最新研究成果及经验关系式，同时结合不同震例的地质灾害强度和人员伤亡数的对比分析，对1606年建水地震震级的复核结果表明：其震级≥7 级（7.5级）。因此，可以认为鲜水河－小江断裂系的强烈活动和大震发生能力至少一直延续到小江断裂南段。

虽然本文解译的10处滑坡在空间分布特征上表现出沿着小江断裂南段丛集式分布的特点，但这些滑坡分布于一个长约80km的区域内，无论从点密度、线密度还是面密度上看，样本数均相对偏少。此外，与1606年建水地震相关的滑坡距今已有400余年的历史，滇东南地区植被茂盛，雨水充沛，与地表破裂带相比，还能观察到一些较为典型的滑坡。相信随着工作的深入，今后在小江断裂南段还会有更多的发现。