汶川地震驱动的隆升、剥蚀作用与龙门山地貌生长——以映秀红椿沟为例

李 勇，周荣军，赵国华，李海兵，苏德辰，丁海容，颜照坤，闫 亮，云 锟，马 超

（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；2.四川省地震局工程地震研究院，成都610041；3.中国地质科学院地质研究所，北京100037）

汶川地震驱动的隆升、剥蚀作用与龙门山地貌生长
——以映秀红椿沟为例

李 勇1，周荣军2，赵国华1，李海兵2，苏德辰3，丁海容1，颜照坤1，闫 亮1，云 锟1，马 超1

（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；2.四川省地震局工程地震研究院，成都610041；3.中国地质科学院地质研究所，北京100037）

汶川（Ms 8.0）地震驱动的构造抬升作用和滑坡、泥石流剥蚀作用如何影响龙门山的地貌生长是目前争论的焦点。作者以位于汶川地震震中位置的映秀红椿沟泥石流为例，利用野外实测资料、航片和数字高程资料，开展了红椿沟流域汶川地震驱动的构造抬升与滑坡、泥石流的表面侵蚀过程及其对龙门山地貌生长约束方面的定量研究，获得以下初步认识：（1）红椿沟位于汶川地震震中区的高山峡谷，发震断裂——北川断裂从该沟切过。（2）汶川地震触发的同震滑坡体积达3.800 1×106m3，是震前滑坡量的3倍。（3）2010—08—13和2010—08—18强降雨形成的震后泥石流体积为0.705×106m3，表明震后强降雨使同震滑坡量的20%转化为泥石流。（4）红椿沟泥石流将0.485×106m3固体物质输入岷江河道（主河），导致河道变窄、河床升高、河床比降增大。（5）冲入河道量与同震滑坡量之间的转化率约为13%，冲入河道量与泥石流量之间的转化率为70%。（6）在红椿沟流域同震的滑坡体积（3.800 1×106m3）小于同震的构造抬升体积（6.67×106m3），仅有约57%的构造抬升量转化为滑坡量，表明以逆冲—走滑作用为特征的汶川地震所导致的构造抬升量大于滑坡量，将使龙门山地貌产生新的抬升和生长。

汶川地震；构造抬升；同震滑坡；震后泥石流；沉积通量；山脉生长；红椿沟；岷江；龙门山；青藏高原东缘

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500km，宽约30km，呈北东—南西向展布。龙门山与山前地区的高差＞4km，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]。龙门山断裂带从西向东发育汶川—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），活动性强，具有明显的地震风险性[2，4]。龙门山及邻区的均衡重力异常显示龙门山地区的地壳尚未达到均衡，下地壳顶面抬升了11km[5]，处于强烈的剥蚀阶段，剥蚀厚度达6～10km[5，6]。它现今的构造地貌形态就是地震构造作用驱动的隆升过程与表面过程驱动的剥蚀过程之间持续不断竞争的结果。该地区的长周期岩石隆升率达6～7mm/a[3，5，7]，导致在青藏高原东缘建构了最高达5km的陡峻地形。

众所周知，自从板块构造理论提出后，板块间的碰撞和构造缩短一直是山脉形成的主要机制，构造驱动的山脉成因说影响了近30年来人们对山脉的研究。但是近年来却提出了一些新的山脉形成机制。针对青藏高原东缘龙门山的成山机制，目前在国际上业已提出了3种：（1）与构造缩短相关的构造成山模式[8]；（2）与剥蚀相关的均衡成山模式[1，5，9，10]；（3）下地壳流成山模式[11—13]。李勇等（2006）以青藏高原东缘数字高程地形剖面和裂变径迹测量数据作为切入点，定量计算了青藏高原东缘龙门山山脉的剥蚀厚度，结果表明龙门山以构造缩短隆升和剥蚀卸载隆升相叠合为特征，是第1和第2种机制的结合[5]。

2008年5月12日在龙门山中北段发生了汶川（Ms 8.0）地震（图1），2013年4月20日又在龙门山南段发生芦山（Ms 7.0）地震。汶川8.0级地震的构造抬升在瞬间就改变了地形坡度，形成了巨量的滑坡和泥石流，并导致地貌和河流体系产生相应的变化和调整[14]。因此，强震事件在龙门山地貌演化和地表过程中的作用成为当前关注的科学问题之一。人们通常认为，逆冲型地震是一种造山运动，将导致山脉新的抬升，使山脉持续生长。但是强震又导致了巨量的滑坡剥蚀作用可以使山脉降低。Parker等（2011）认为汶川地震所导致的滑坡量远大于同震构造抬升量，使龙门山产生了物质亏损，并导致龙门山地形降低了，引起了巨大的反响和争论，表明目前对汶川地震构造抬升与滑坡剥蚀作用在龙门山地貌演化过程中所起作用仍存在明显的分歧[15]。值得注意的是，2010年8月的震后暴雨导致同震滑坡重新活动，并诱发了大面积滑坡和泥石流的产生，显示了震后大型滑坡、泥石流的空间分布特征和规模是一个动态变化的过程，并受强降雨的控制；而位于汶川地震震中的2010年8月红椿沟堵江滑坡、泥石流（图1）记录了汶川地震构造作用与滑坡、泥石流和河流地貌变化之间定量化的数据和信息。本文以红椿沟（图1，图2）为实例，以实地测量和遥感技术为基础，对红椿沟地震滑坡、泥石流的活动情况进行实时跟踪，确定地震滑坡、震后泥石流的分布特征和沉积体量的变化情况。在此基础上，利用测量的汶川地震的构造抬升量与滑坡量、泥石流量之间的定量关系，定量评价滑坡、泥石流过程所代表的侵蚀量与地震驱动的构造抬升量之间对比关系，探索汶川地震驱动的构造抬升与滑坡、泥石流的表面侵蚀过程及其对龙门山地貌生长的约束。第一，在对精度为5m的SPOT、精度为10m的EO—1图像、航片和数字高程图等图像资料进行解译的基础上，对红椿沟滑坡、泥石流进行填图工作，精确刻画滑坡、泥石流沉积物空间分布特征和规模的变化，定量计算红椿沟滑坡量、泥石流量、沉积通量及它们之间的转化率；第二，定量计算红椿沟由汶川地震逆冲—走滑作用所导致的构造抬升量；第三，定量计算红椿沟滑坡、泥石流过程所代表的侵蚀量与地震驱动的构造抬升量之间的对比关系，为定量评价汶川地震的构造抬升量与滑坡、泥石流量对龙门山地貌生长的影响提供范例和定量约束条件。

1 红椿沟流域地貌特征

红椿沟（沟口坐标：北纬N31°04′01.1″，东经E103°29′32.7″）位于汶川地震震中的岷江上游。岷江发源于岷山，穿过龙门山而流入四川盆地。从河源至山口（都江堰市）之间的河段被称为上游段，河道长340km，主干河道的流向为由北向南，在汶川南侧转向东南，并横切龙门山流入成都平原，落差达3 009m，河道平均比降为8‰，河谷与山脊之间相对高差达3km以上。将岷江上游分为岷江源头段、松潘—汶川段、汶川—都江堰段和都江堰—成都段（李勇等，2006），其中红椿沟位于汶川—都江堰段。该河段的河谷走向与映秀—北川断裂、彭县—灌县断裂的走向斜交或直交，河谷类型显示为不对称峡谷，切割深度为0.25～1.4 km，水流湍急，河面宽度一般在91m左右，发育5级阶地，河床平均坡降为9.7‰，最大流速为6.9m/s。

红椿沟流域的平面形态显示为矩形（图2），流域面积约为5.60×106m2，沟道右岸面积约为2.90×106m2，沟道左岸面积约为2.70×106m2，沟谷上游窄、下游较宽。在剖面上显示为深切割的“V”型河谷，岸坡的坡度一般在40°～50°之间。主沟的长度为3.62km，沟谷口的底宽为300m。河床纵剖面呈直线，河床的平均纵坡降为31.25‰（图3），沟谷陡峻。在沟域内最高点的海拔高度为2 168.4m，而沟口与岷江交汇处的海拔高度为880m，相对高差为1 288.4m。红椿沟的径流主要来自降水和泉水补给，流量受降水量影响较大，下游流量为0.3～0.5m3/s，丰水期流量可达2.0～5.0m3/s，降雨的径流系数一般在0.2～0.3，沟口的最大流速为2.6m/s，最大的洪峰流量达61.67m3/s。以上资料表明，红椿沟具有以下特征：（1）位于汶川地震震中的映秀—北川断裂带上，地表发生破裂，表层土体结构松散，岩石节理裂隙发育，多被切割成块状，岩层破碎；（2）具有岸坡陡峻、沟床比降大的特征；（3）沟口宽度为80～110m，与岷江宽度（91m）之比约为1∶1。

2 同震滑坡量

汶川地震在红椿沟的沟谷两岸诱发了大量的崩塌、滑坡及支沟泥石流等（图2、图4、图5、图6），坡面结构变得松散，坡面滑塌现象发育，植被破坏严重，水土流失加剧，泥石流松散固体沉积物量大幅度增加，主要有崩滑型物源、沟道堆积型物源，其次为坡面型物源，并沿红椿沟沟道及支沟沟道的两侧分布。

经实地调查，汶川地震后新增的崩塌、滑坡点共40处（图6），包括：（1）崩滑堆积物源点31个，其中崩塌28个（小型崩塌9个，中型崩塌19个），滑坡3处（小型滑坡1个，中型滑坡2个）。最大的滑坡体位于主沟中上游右侧岸坡，宽约180m，顺坡长约300m，土层厚度10～20m，总体积约36×104m3。滑坡所形成的大量松散物质进入沟道，将原有沟道填高了约20m。经统计，沟域内崩塌、滑坡的沉积物总体积为1.345 4×106m3，可能参与泥石流活动的动储量为0.355 7×106m3。（2）沟道堆积物有7处（其中1处为原沟道堆积物源，1处为新形成滑坡、崩塌的沟道沉积物，5处为来自支沟泥石流沉积物），主要为地震引起的支沟两侧的崩塌体进入主沟道而形成的泥石流沉积物。经统计，沟道沉积物体积约为2.420 7×106m3，可能参与泥石流活动的动储量为0.115 6×106m3。（3）坡面侵蚀的固体沉积物体积为3.4×104m3，该部分堆积物离沟道较远，不能进入沟道参与泥石流活动。（4）震后沟内共计有松散固体物源3.800 1×106m3，可能参与泥石流活动的动储量为0.471 3×106m3。

3 震后强降雨驱动的泥石流量

2010—08—13强降雨驱动的红椿沟泥石流的沉积体量巨大，泥石流与主河的流量比、泥石流入汇总量、泥石流浆体屈服应力等较大，加之红椿沟泥石流与岷江的入汇角为直角，造成了红椿沟泥石流堵江现象的发生。

3.1 泥石流量与沉积物构成

红椿沟特大泥石流灾害显示，震区暴发泥石流的物源主要有如下3个方面：崩滑堆积物、沟道堆积物、坡面震裂松动层。在2010—08—13暴雨泥石流中，新启动的泥石流体积为0.705×106m3（表1），物源点共计37处，其中：①崩滑类物源26处，启动量共0.412×106m3；②沟道堆积物物源11处，启动量0.293×106m3[17]。红椿沟泥石流堆积体主要成分为碎块石夹砂块碎石土，其中块碎石的体积分数约占60%，粒径多在20～50 cm；其次为漂石（约15%）、漂砾（约10%）、角砾（约10%）和砂（约5%）。红椿沟内出露的岩石及松散固体物质成分主要为花岗闪长岩、石英闪长岩等，属于节理极度发育的硬岩，在风化作用下多风化成粉砂状和碎块状。汶川地震的崩塌堆积物的直径一般也在1.0m以下；沟道内的堆积物多为块碎石，粒径一般在0.5～1.2m。

3.2 红椿沟泥石流沟与岷江（主河）之间的交角

红椿沟是一条断层沟，映秀—北川断裂顺该沟穿过，沟的走向与断层的走向一致，均为为NE45°左右。而岷江主河道的走向为SE135°，因此，红椿沟与岷江（主河）之间的交汇角接近90°。由于红椿沟泥石流沟与主河正交，泥石流出沟口后顺河向的流速分量为零，红椿沟泥石流与主河相互顶托，消耗了大量能量，从而导致泥石流中固体物质的动量骤减，使泥石流体产生了巨量的沉积物堆积，阻塞岷江。

3.3 沟口泥石流的几何形态

堆积在红椿沟沟口的泥石流形成了体积约为0.705×105m3的洪积扇（图5，图6），扇长约为900m，扇面辐角约为20°，扇体面积约为0.06 km2，堆积厚度为10～20m。该堆积扇在平面上呈扇状，前部宽大，向后逐渐变窄，尾部狭长；在纵断面上，头部高陡，厚度较大，向后逐渐变低变薄，呈楔形；在横断面上，头部呈弧形隆起，中部变成平面，而尾部呈下凹弧面。

3.4 红椿沟泥石流一次冲入岷江的沉积物量和几何形态

红椿沟泥石流一次冲入岷江的沉积物量为0.705×106m3，其中0.405×106m3（表2）的泥石流龙头快速冲入岷江，形成扇状堆积体，长约600 m，宽约320m，平均厚度约20m。因岷江河谷十分狭窄（宽度仅80～100m），堵塞岷江，并形成了堵塞型的泥石流堰塞体，将主河道的3/4堵塞。其中在河道中的堰塞体的宽度约为100m，长度为350～400m，厚度为2～25m，并在水面形成7～15m高的坝体（图7）。

3.5 红椿沟内残存的沉积物量

2010年8月13日的泥石流沉积物主要是由距沟口较近的松散堆积物形成。据实地调查，在距红椿沟沟口约1km处的沟道内集中分布了汶川地震形成的3个崩塌和滑坡体的松散堆积物，体积约为106m3，由大量泥土夹少量碎块石组成，结构松散，堆积厚度约20m。约0.705×106m3的泥石流体，在经约1km沟道的加速流动后冲到沟口，其中的0.405×106m3一次性冲入岷江，另外的0.30×106m3滞留在红椿沟沟口。此外，在沟内上游尚残存有2.87×106m3松散固体物源量。2010年8月18日的另一次强降雨则使停积于红椿沟沟口段的部分堆积物再次启动0.08 ×106m3，并冲入岷江，使已疏通的河道再次被堵塞，造成2010年映秀镇的2次洪涝灾害。

3.6 红椿沟泥石流的流量、流速与河床演变

红椿沟泥石流（图8）以大容重、高流速、大流量和强摧毁力为特征，属于复杂的非牛顿流体。该泥石流是由水与泥沙、石块和大漂石组成的非均质的混合体，属于黏性泥石流，其中固体物质的体积分数为40%～80%。流体重度为1.71t/m3，固体物质重度为2.65t/m3。红椿沟泥石流与岷江（主河）之间的流量比为1.54，沟口泥石流峰值流量为696.45m3/s，而岷江的流量为452 m3/s，表明红椿沟泥石流的流量是岷江（主河）流量的1.5倍。红椿沟泥石流沟与岷江（主河）之间的流速比为0.71，其中红椿沟泥石流的流速为4.92m/s，岷江的流速为6.9m/s。

红椿沟泥石流具有高强度的输沙能力和强烈的冲淤作用，在很短时间内将大量大小混杂的固体物质输入岷江河道（主河），影响了主河道的河床演变。支流泥石流的非牛顿流体与主河的牛顿流体之间的相互交汇，在短时间内改变主河水沙组成及局部边界条件，对主河水沙特性、运动特性及演变规律等都有重要的影响，主要表现在以下3个方面：（1）该交汇区属于强紊动区域，水流运动规律复杂。由于水流的掺混、漩涡、边壁阻力、泥沙内部碰撞离散作用以及两种流体间的剪切作用等，引起了交汇区能量的损失，导致主河交汇口附近水位壅高以及交汇区泥沙淤积。（2）河道变窄。红椿沟泥石流直接进入岷江河道中，以单侧挤占河道的方式挤占和压缩河道，阻断河流，河曲加剧，迫使主河水流靠近对岸形成洪水，冲入映秀新区。（3）河床升高。红椿沟泥石流堵塞河道，致使岷江改道300m左右，导致淤堵，引起上游的河床抬升，河床累计淤高约为8～10m；此外，高强度的泥沙也向下游输移，使河道中的泥沙含量大幅增加，引起了下游河床的抬升，河床累计淤高约3.5m。（4）河床比降增大。在剖面上，泥石流在主河河谷形成卡口，主河被堵断，引起主河雍塞，使河流特性发生改变。在卡口以上的上游，水流减缓，形成壅水，淤积作用增强；在卡口以下的下游，水流变急，形成跌水或急流，冲刷作用加剧：使河流纵剖面发生变化，形成了急流—深潭型梯级河床剖面，河道纵剖面的比降明显增加。

4 红椿沟地震滑坡、泥石流的形成机制

4.1 红椿沟滑坡、泥石流的空间分布受汶川地震断裂的控制

红椿沟位于映秀镇东北侧的岷江左岸，处于汶川地震的震中区。汶川地震的发震断裂——映秀—北川断裂顺该沟穿过，倾向300°～315°，倾角35°～60°。其右岸为断层的上盘，岩性为前震旦系“彭灌杂岩”，沟谷和左岸断层的下盘为震旦系和三叠系白云岩、石灰岩、砂岩等，岩石破碎，裂缝异常发育，岩土体松动。映秀—北川断裂地表破裂从映秀镇北西角穿过，并在穿过岷江Ⅳ级阶地面及岷江后，向北东方向延伸至红椿沟，将国道G213线垂直位错了2.3±0.1m，并右行位错了0.8±0.2m[18，19]。对该地区活动构造[2，4]和汶川地震地表破裂[18—20]的研究结果表明，映秀地区的地表破裂发生在有历史地震破裂和活动断裂出露的地段，70ka B.P.以来曾在同一地点形成约40 m的断层陡坎，表明在第四纪以来曾发生过大震和地表破裂的地方，仍是现在和将来还会发生大地震的地方，属于特征地震。以上结果表明，汶川地震驱动的隆升作用导致龙门山坡度的增加，促使滑坡量增加；红椿沟滑坡、泥石流的空间分布受汶川地震断裂的控制，沿发震断裂呈带状分布，滑坡带的宽窄受到汶川地震破裂带宽度的控制，显示龙门山在北东向的地形分异界线对滑坡量和密度的变化具有明显的控制作用，而滑坡量和密度随构造抬升幅度呈相应的变化。

4.2 红椿沟泥石流沉积物的物质来源受汶川地震触发的崩塌、滑坡的控制

泥石流暴发需要3个基本条件，即降雨条件、地形条件和松散固体物质条件，并可用沟谷纵比降、山坡坡度、沟谷沉积物厚度、山坡堆积物厚度、流域相对高差、单位面积内的节理数、最大粒径、沟宽等为主要因子来进一步刻画。红椿沟泥石流发生在汶川地震的震中区，处于X度以上的地震烈度区。汶川地震震裂山体，对红椿沟沟谷斜坡岩土体的破坏严重，崩塌、滑坡形成的大量松散物质堆积于沟道中，为泥石流的形成提供了丰富的物源。

4.3 震后泥石流的突发性受强降雨控制

4.3.1 龙门山“地形雨”是导致该区强降雨的基本条件

龙门山位于青藏高原东缘，龙门山构造带是构造缩短和物质聚集的狭窄区域，由于地形的影响，降雨量较大，因而剥蚀率很高，这使得这里的地壳物质被快速地剥蚀和搬运，因而，龙门山是青藏高原东缘长江上游大陆碎屑物质最大的物源区之一。该区降雨主要受东亚季风控制，在7～9月份东亚季风气流由南东向北西移动，并穿过龙门山脉，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”，降雨量剧增，形成北东向展布的强降雨带，年平均降雨量达到1 600～2 000mm/a。强降雨必然诱发大量的滑坡，导致龙门山快速的质量亏损。在龙门山脉西侧的背风侧，降水大幅度减少，形成较干旱的草原和荒漠，侵蚀作用明显减少，其结果是有利于龙门山西侧（背后）青藏高原的形成（图9）。

4.3.2 2010年8月汶川地震后的强降雨期

降雨条件包含了降雨强度和雨量两个方面，而降雨量又包括前期雨量和当次降雨量，降雨强度则包括总降雨强度和瞬时降雨强度。在2008～2009年期间岷江流域没有发生特大洪水、泥石流等灾害，其原因在于该时期的降水量较小。与地震前比较，没有发生大的变化，降水主要集中在每年的雨季（6～9月份）。其中2008年8月的降水量为245mm，略小于该区域的月均降水量（268.83mm）；9月份的降水量为256.2mm，略高于同期的月降水量。但是在2010年8月12～19日，龙门山地区普降大雨到暴雨，局部地区有大暴雨（表3）。2010年8月13日16时30分左右，映秀镇开始降雨，13日20：00开始降暴雨，14日01：20分即暴发了特大泥石流灾害。至8月14日凌晨雨强加大，2h降雨量达163mm。14日凌晨3：00时左右，红椿沟上游及其甘溪铺、大水沟、新店子等支沟同时暴发泥石流，5：00时左右结束。该次降雨量大幅度超过了历史平均日降水量。

汶川地震后震区泥石流启动的临界降雨量显著降低，比震前降低了约1/3～1/2。临界雨强仅为35～40mm/h，最低仅为15mm/h。因此，泥石流的暴发频率可能提高，成为中频甚至高频泥石流，震后5～20年其发生频率可能达到1～3年一次；以后，随着植被的恢复和部分物源趋于稳定，其发生频率可能逐渐降低。

4.3.3 强降雨带与地震断裂带基本重合在龙门山东侧的向风坡为北东向展布的强降雨带，此区域也是北东向展布的汶川地震断裂带，显示了强降雨带与龙门山汶川地震破裂带在空间位置上基本重合（图1、图7），导致目前“震区滑坡、泥石流沿龙门山断裂带分布”。因此，汶川地震是引发山洪泥石流灾害的主要因素，区域性强降雨是滑坡、泥石流灾害的诱发因素，体现了汶川地震构造作用过程﹑地表剥蚀过程和降雨过程之间的正反馈关系。

综上所述，红椿沟泥石流的区域分布和发育程度，受控于映秀—北川断裂和断层沟谷地貌组合；该泥石流的爆发强度则受控于强降雨的激发因素；该泥石流的性质和规模，则受控于汶川地震导致的松散固体物质的储量和补给方式。

5 红椿沟滑坡、泥石流的侵蚀速率及其对岷江沉积通量的影响

本文以红椿沟滑坡、泥石流为例，定量估算汶川地震滑坡、泥石流的侵蚀速率，并试图与地震前滑坡的侵蚀速率和不同时间尺度（1ka和1Ma）的地表侵蚀速率进行比较，探讨地震滑坡的侵蚀作用在龙门山长期的地貌演化过程中所起的作用。

5.1 汶川地震前红椿沟的滑坡剥蚀厚度与剥蚀速率

据实地调查，在汶川地震前红椿沟为一条老泥石流沟，沟内松散沉积物主要为沟道堆积物，流域内沉积物总体积约为0.90×106m3。据历史记录，以前曾发生过2次泥石流，一次在20世纪30年代初期，另一次在1962年，洪水夹带大量泥沙、石块冲出沟口，冲出量约为20×103m3，但未堵塞岷江。据此，我们将震前已有滑坡的沉积总量（0.90×103m3）与流域面积（5.60×106m2）进行对比，获得的能够代表该沟在震前滑坡的剥蚀厚度仅为0.16m。

鉴于汶川地震地表破裂的位置与映秀—北川断裂带的断层陡坎位置一致，我们认为汶川地震具有原地复发的特点[2，21—23]，属于特征地震。自40ka B.P.以来，龙门山地区至少存在30余次强震的古地震记录，最晚一次强震发生在（930±40）a B.P.左右[2]，表明龙门山地区的强震“重现时距”约为1ka[21—23]。如果按1ka复发周期计算，则红椿沟的震前滑坡剥蚀速率为0.16mm/a。其与岷江流域震前千年尺度的侵蚀速率（0.2～0.3mm/a，据宇宙成因核素法[24]）较为接近，而明显小于百万年尺度的龙门山平均剥蚀速率（0.5～0.7mm/a，据低温热年代学方法[3，7]），表明在汶川地震前，红椿沟滑坡侵蚀速率与千年尺度的侵蚀速率较为接近，而明显小于百万年尺度的侵蚀速率。

5.2 汶川地震驱动的新增滑坡量与同震滑坡的侵蚀速率

同震滑坡的侵蚀速率是量化地震滑坡在地貌演化过程中的作用的一个重要指标。也就是说，在地震复发周期内，地震滑坡的侵蚀速率相当于地表高程的平均降低速率。汶川地震所导致的同震滑坡体积（3.800 1×106m3）与震前已有滑坡体积（0.90×106m3）相比，新增的滑坡体积为2.900 1×106m3，增长率为322%，表明汶川地震驱动的隆升作用导致龙门山坡度的增加，促使滑坡量的增加，同震滑坡量是震前滑坡量的3倍。按该流域面积（5.60×106m2）计算，震后该沟滑坡的平均剥蚀厚度为0.68m。

如果按1ka复发周期[21—23]计算，则红椿沟的同震滑坡剥蚀速率为0.68mm/a。其明显大于岷江流域震前千年尺度的侵蚀速率（0.2～0.3 mm/a，据宇宙成因核素法[24]），而与百万年尺度的龙门山平均剥蚀速率（0.5～0.7mm/a，据低温热年代学方法[3，7]）较为接近。表明地震成因的滑坡或崩塌是这些区域长期地表侵蚀过程的主要的外部营力；而且地震滑坡侵蚀速率大于震前的滑坡侵蚀速率，地震滑坡的侵蚀作用可能在龙门山的长期地貌演化过程中起着重要作用。

因此，我们可以认为，在汶川地震中，强烈的地面运动引发了大面积的边坡破坏，汶川地震驱动的隆升作用导致龙门山坡度的增加，促使滑坡量的增加，同震的滑坡量远远大于震前的滑坡量，同震滑坡侵蚀速率也远远大于震前滑坡侵蚀速率，平均的同震滑坡侵蚀速率是震前边坡侵蚀速率的3倍以上。其原因在于，强烈的地震运动激活了更深层的岩体，使之变得不稳定，隆升的基岩通过滑坡向谷底转移物质的速率受山谷比降和受破坏的基岩的总体强度控制，震后的强降雨又加速了滑坡和泥石流的发育。

5.3 震后泥石流量与同震滑坡量之间的转化率与泥石流的侵蚀速率

5.3.1 震前冲入河道的沉积物量与滑坡量之间的转化率

在红椿沟，震前冲入河道的沉积物量与滑坡量之间的转化率很小。据历史记载，震前仅在1962年的泥石流有沉积物冲入岷江，冲出量约为20×103m3，仅占红椿沟滑坡量（0.90×106m3）的2.22%。表明在汶川地震前滑坡转化为河道沉积物的速率是相当慢的。

5.3.2 震后泥石流量与同震滑坡量间的转化率

红椿沟同震滑坡的沉积物体积（3.584 4× 106m3）与震后2010—08—13和2010—08—18形成泥石流的沉积物体积（0.705×106m3）相比，转化率为19.67%，约为20%，表明震后一次强降雨使汶川地震滑坡量的1/5转化为泥石流，显示地震滑坡转化为泥石流的速率是相当快的。可以获得如下2个结论：（1）在汶川地震后，滑坡转化为泥石流的速率约为汶川地震前的10倍以上；（2）据目前的观测，激发泥石流的临界雨强值已经大幅度降低，因此震后超过临界雨强的暴雨所引发泥石流的暴发频率较高，震后超过临界雨强的暴雨的发生频率可能为1～3a，据此推测，同震滑坡将在未来5～15年间可能大部分转化为泥石流。

5.4 冲入河道的沉积物量与泥石流沉积物量、同震滑坡沉积物量之间的转化率

地震滑坡和泥石流的坡面过程与河流作用的结合是塑造龙门山活动造山带河流地貌的主要地表营力。其中，坡面过程主要以滑坡、泥石流等重力侵蚀方式进行，而河流在地表过程中不仅对地貌景观下切侵蚀，同时还是坡面剥蚀物质被搬运出龙门山造山带的载体。河流下切使得河谷边坡超过坡面失稳临界坡度，从而发生大规模的崩塌滑坡，导致河流沉积通量的增加。因此，可以利用红椿沟流域汶川地震所导致的滑坡量与冲出量之比来表征滑坡量与河流搬出量，揭示滑坡量与河流剥蚀量之间的比率。

将冲入河道的沉积物体积（0.491×106m3）与同震滑坡的沉积物体积（3.800 1×106m3）相比，可以获得冲入河道沉积物量与同震滑坡沉积物量的转化率约为13%。冲入河道沉积物体积与泥石流沉积物体积（0.705×106m3）之间的转化率为69.64%，表明震后一次强降雨使泥石流的沉积总量的2/3转化为河道沉积物，并可以获得如下2个结论：（1）在汶川地震后，滑坡、泥石流转化为河道沉积物的速率是汶川地震前的35倍；（2）震后超过临界雨强的暴雨的发生频率可能为1～3a，若按红椿沟滑坡量的搬运速率为0.491× 106m3/a进行推算，那么，同震滑坡在未来7～21年间可能大部分转化为泥石流。因此，我们推测在未来10～30年间同震滑坡和泥石流沉积物将大部分转化为河道沉积物。

5.5 冲入河道沉积物量对岷江沉积通量的影响

红椿沟泥石流具有高强度的输沙能力和强烈的冲淤作用，能在很短时间内将大量大小混杂的固体物质输入岷江河道（主河），使岷江中的泥沙含量大幅增加，导致河流输沙量和搬运能力的增加。2010年红椿沟泥石流2次冲入岷江的沉积物体积为0.481×106m3，可折合为0.37×106t。将其与岷江流域的多年平均输沙量（7.64×106t）进行对比，表明2010年8月发生的红椿沟泥石流的产沙量对岷江流域新增输沙量的贡献率达到5%。考虑到2010年8月特大暴雨所引发的泥石流达数十处之多，其中最大的是龙池泥石流，一次冲入岷江中的沉积物达4.00×106m3；因此，我们估计在2010年8月因泥石流冲入岷江流域的物质总体积为5.00×106m3左右，可折合为3.846 2×106t，对岷江流域新增输沙量的贡献率达到50%。Dadson等认为地震滑坡将导致河流沉积通量的增加[24]。本项研究结果表明，汶川地震滑坡和泥石流确实导致河流沉积通量的增加，增幅为50%。

因此，在构造活动强烈的龙门山造山带，汶川地震的同震滑坡和震后泥石流使大量地表松散物进入河流系统，水系对地表物质的剥蚀、搬运、沉积过程因此而被加快，使得该地区的剥蚀作用加强，河流输沙量加大，增加河流沉积通量，加快地表侵蚀强度和范围，控制龙门山地表物质的迁移，以此来影响活动造山带的地表侵蚀和地貌演化。

6 红椿沟流域汶川地震驱动的构造抬升量与滑坡量之比及其对龙门山地貌生长的影响

在构造活动强烈的造山带，周期性强震所导致的同震垂直位移的累积是山脉持续隆升的一个重要的驱动因素；同时地震也导致了大量地表物质的迁移，改变了地形地貌[14，15，26]。当同震的构造抬升量大于同震的滑坡剥蚀量，其结果是导致山脉平均高程的增加；反之，将导致山脉平均高程的降低[15]。Parker等（2011）认为汶川地震的同震滑坡量（5～15km3）大于同震构造抬升导致的物质增加量（2.6±1.2km3）[27]，进而提出汶川地震导致龙门山的物质亏损和高度的降低[15]。然而，这种关系的确立将取决于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[26]。因此，定量化地分析地震滑坡物质的河流卸载时间将对理解地震与造山带地貌演化之间的关系有着十分重要的意义。显然，本次所计算的红椿沟地震滑坡物质的河流卸载时间将有助于对龙门山地震、滑坡侵蚀和地貌演化之间关系的重新认识。

6.1 红椿沟流域汶川地震驱动的构造抬升量

汶川地震的发震断裂（映秀—北川断裂）从红椿沟穿过，导致沟口的水泥路面垂直位错了（2.3 ±0.1）m[28]。如果将主沟以北属于断层上盘的构造抬升量均按（2.3±0.1）m计算，那么在红椿沟流域内，汶川地震所导致的构造抬升量为6.67 ×106m3（构造抬升厚度×流域的右岸面积＝2.3 m×2.90×106m2）。

6.2 红椿沟流域汶川地震导致的构造抬升量与滑坡量之比

本文根据红椿沟因汶川地震造成的构造抬升量、滑坡和泥石流的定量数据，对比了汶川地震导致的构造抬升量与滑坡量之间的定量关系，获得如下初步结论：（1）红椿沟流域汶川地震导致的构造抬升量（6.67×106m3）与同震滑坡的沉积物量（3.800 1×106m3）的对比结果表明，其中构造抬升量的56.97%已转化为滑坡，转化率约为57%。（2）同震滑坡量小于同震构造隆升增加的山脉体积，表明以逆冲—走滑作用为特征的汶川地震导致了巨量的构造抬升，造成龙门山山脉的抬升，因此，这种大型的陆内冲断带地震导致了龙门山地区的地势升高。这一结果与台湾集集（Mw 7.6）地震导致的结果相似，即1999年台湾集集Mw 7.6级地震触发滑坡的剥蚀量并没有超过同震抬升的岩体的增加量[26]。（3）汶川地震滑坡作用所产生的物质并不能直接而迅速地搬运出龙门山区，表明同震滑坡量并未在很短的时间内搬运出龙门山。计算结果表明，红椿沟中至少仍有86%的滑坡沉积物滞留，表明在未来10～30a同震滑坡和泥石流沉积物才能全部转化为河道沉积物；也就是说，至少需要10～30a同震滑坡量才可能全部被河流搬运出龙门山。因此，目前滑坡、泥石流尚不可能造成龙门山的物质亏损。（4）鉴于同震构造抬升量和滑坡剥蚀量在同一个数量级，后者是前者的一半，表明在地震活动强烈的龙门山，周期性的同震构造抬升和滑坡剥蚀的累积在相似尺度上对地貌景观的塑造具有深刻的影响。

6.3 周期性地震构造抬升与河流剥蚀作用对龙门山地貌生长的影响

汶川地震构造作用使岩石发生抬升和位移，而震后的地表剥蚀过程则使地表的物质重新分配，因此，地表的形貌反映了同震构造抬升过程与震后地表剥蚀过程之间的相互作用；所以，同震构造的物质输入与震后剥蚀作用的物质输出之间的交替性变化，导致了地形分布和地形幅度的交替变化，而且表面过程的剥蚀速率和剥蚀方式也会紧接着发生变化，并导致区域性质量平衡的变化。自40ka B.P.以来，龙门山地区至少发生过30余次强震，最晚一次强震发生在（930±40）a B.P.左右，表明龙门山地区的强震“重现时距”约为1 ka[2，22，23]，显示地震活跃期与构造稳定期大约以1 ka为周期。在强震期，地表物质的剥蚀、搬运、沉积过程是迅速的、突变的；在震后的稳定期，水系对地表物质的剥蚀、搬运、沉积过程是缓慢的、渐进的。因此，在龙门山地区，水系对地表物质的剥蚀、搬运、沉积过程也将随地震的周期性活动而呈现出幕式发展的规律。汶川地震的启示是，地震构造过程常常在很短的时间导致整个山脉景观发生变化；相反，河流系统对被地震打破的平衡状态的调整往往需要几十年到几百年。对于整个山脉的剥蚀作用而言，时间尺度为几十年到几百年旋回的气候变化，可导致冲刷—切割地貌形成。特别是这种龙门山地区所特有的地形性的强降水使侵蚀作用增强，所产生巨量的滑坡和泥石流又减缓了龙门山脉的生长速度。

7 讨论与结论

汶川地震后暴雨诱发了红椿沟泥石流，大规模泥石流冲出沟口后迅速堵断岷江，导致淤埋和洪涝灾害。通过对位于汶川地震震中的红椿沟同震滑坡、震后泥石流与河流卸载过程进行定量研究，建立了红椿沟同震滑坡和震后泥石流沉积物的传输路径框架体系，为定量研究滑坡沉积物量与构造抬升量之间的相互关系、龙门山地震滑坡在河流系统中的物质传输过程提供一个典型案例和约束条件，初步获得以下结论：（1）红椿沟位于汶川地震震中区的高山峡谷地貌区，发震断裂（映秀—北川断裂）切过该沟，导致地质构造复杂、岩体结构破碎，为特大型滑坡、泥石流的暴发提供了基本地形和地质条件。（2）汶川地震使沟内山体大范围震裂松动，并触发了大量的崩塌、滑坡，同震滑坡的沉积物量为3.800 1×106m3，同震的滑坡量是震前的滑坡量3倍。（3）2010—08—13和2010—08—18局地短时强降雨直接诱发泥石流的发生，其降雨量大大超过了泥石流启动的临界雨量（35～40mm/h）；新形成泥石流的沉积物量为0.705×106m3，表明震后一次强降雨使汶川地震滑坡量的20%转化为泥石流。（4）红椿沟泥石流将0.485×106m3固体物质输入岷江河道（主河），导致河道变窄、河床升高、河床比降增大。（5）冲入河道量与同震滑坡量之间的转化率为12.76%；冲入河道量与泥石流量之间的转化率为70%。（6）在红椿沟流域同震的滑坡量（3.584 4 ×106m3）小于同震的构造抬升量（6.67×106m3），仅有约57%构造抬升量转化为滑坡量，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，这会导致龙门山地貌产生新的抬升和生长。

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Uplift and erosion driven by Wenchuan earthquake and their effects on geomorphic growth of Longmen Mountains：A case study of Hongchun gully in Yingxiu，China

LI Yong1，ZHOURong—jun2，ZHAOGuo—hua1，LI Hai—bing2，SUDe—chen3，
DING Hai—rong1，YANZhao—kun1，YANLiang1，YUNKun1，MAChao1
1.State Key Laboratory of Oil and Gas Reservoir Geology and Exploitation，Chengdu University of Technology，Chengdu610059，China；2.Institute of Earthquake Engineering，Seismological Bureau of Sichuan Province，Chengdu610041，China；3.Institute of Geology，Chinese Academy of Geological Science，Beijing100037，China

Abstract：How the tectonic uplift，landslides，and debris flow erosion driven by the Wenchuan（Ms 8. 0）earthquake affect the geomorphic growth of Mt.Longmen is the focus of the debate at present. The aim of this study is to make clear how the mass wasting triggered by the Wenchuan earthquake affect the growth of the Mt.Longmen.Field data，aerial photographs，and digital elevation data are used to conduct quantitative analyses of the tectonic uplift driven by the Wenchuan earthquake and of landslide and debris flow erosion processes，along with their effects on the geomorphic growth of Mt. Longmen.The preliminary insights obtained are as follows.（1）The Hongchun gully is located in alpine valleys within the earthquake epicenter area.The seismogenic fault—the Beichuan fault cuts through the gully.（2）The Wenchuan earthquake triggered the coseismic landslides of 3.800 1×106m3，being three times the volume before the earthquake.（3）The volume of the debris flow resulting from heavy rainfalls on August 13and 18，2010after the earthquake was 0.705×106m3，indicating that 20%of the volume of the coseismic landslides after the earthquake was changed into debris flows because of heavy rainfalls.（4）The Hongchun gully debris flow discharged solid materials of 0.485× 106m3into the Minjiang River（the main river），leading the watercourse to be narrowed，the riverbed elevated，and the riverbed gradient increased.（5）The conversion ratio between the sediments input into the watercourse and the coseismic landslide sediments was about 13%.The conversion ratio between the sediments input into the watercourse and the debris flow sediments was 70%.（6）The volume（3.800 1×106m3）of the coseismic landslides in the Hongchun gully was less than that of the coseismic uplift（6.67×106m3）.Only about 57%of the uplift volume was converted into the landslide volume，indicating agreater volume of the tectonic uplift compared to the volume of the landslides resulting from the Wenchuan earthquake characterized by thrust and strike—slip motions. This has caused the new uplift and the geomorphic growth of the Mt.Longmen.

Wenchuan earthquake；landslide；debris flow；erosion；sediment flux；mountain growth；Hongchun gully；Minjiang River；Longmen Mountains；eastern margin；Tibetan Plateau

P534.63

A

10.3969/j.issn.1671—9727.2015.01.02

1671—9727（2015）01—0005—13

2013—12—16。

国家自然科学基金资助项目（40841010，40972083，41172162，41372114，41340005）；国土资源部地质调查工作项目（1212011121268）；油气藏地质及开发工程国家重点实验室自主研究课题（SK—0801）。

李勇（1963—），男，博士，教授，博士生导师，从事沉积盆地与造山带研究，E—mail：liy＠cdut.edu.cn。