2000年易貢鄉扎木弄溝滑坡型泥石流主控因素分析

李俊 陳寧生 劉美 張勇 向龍 高云建

摘要：為進一步查明2000年4月9日扎木弄溝滑坡型泥石流的成因，有必要分析內外動力條件對該次滑坡型泥石流的影響。基于1950-2000年的地震活動和氣溫資料，以及2000年3月-4月的降雨資料，分析地震活動、凍融循環和干濕循環與2000年滑坡型泥石流的時空耦合關系。結合花崗巖巖體結構特征，分析內外動力條件對2000年滑坡型泥石流的影響機制。研究結果包括兩方面內容：（1）極端的凍融循環、干濕循環和地震活動是2000年滑坡型泥石流的主控因素，其中災前Ms4.8的地震是2000年滑坡型泥石流形成的直接誘發因素。（2）長期的地震活動、凍融循環和干濕循環增加了向南傾的流域源頭花崗巖巖體的脆弱性，也增加了流域源頭巖體地表裂隙，受后續降水和冰雪融水滲流的影響，流域源頭巖體飽水強度衰竭，在4.8級地震誘發作用下，BH01崩滑體發生崩滑，2000年滑坡型泥石流發生。

關鍵詞：滑坡型泥石流;內外動力條件;巖體結構特征;耦合關系

中圖分類號：P642文獻標志碼：A開放科學（資源服務）標識碼（OSID）：李俊

Analysis of main factors for landslide-triggered debris flow in Zhamunong gully on April 9th，2000

LI Jun.1，CHEN Ningsheng.2，LIU Mei2，3，ZHANG Yong2，3，XIANG Long.4，GAO Yunjian2，3

（1.School of Civil Engineering，Sichuan University of Science & Engineering，Zigong 643000，China;2.Key Laboratory of Mountain Hazards and Land Surface Process，Institute of Mountain Hazards and Environment，Chinese Academy of Sciences & Ministry of Water Resources，Chengdu 610041，China;3.University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China;4.State Key Laboratory of Geological Hazards Prevention and Geological Environment Protection，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China）

Abstract：The landslide-triggered debris flow that occurred on April 9th，2000 （2000 LTDF） in Zhamunong gully had a volume of 3×10.8m.3.We studied the effects of internal and external dynamic conditions on the cause of the 2000 LTDF.Based on the earthquake data and temperature data from 1995 to 2000 and rainfall data from March to April 2000，we analyzed the spatio-temporal coupling relationship of the 2000 LTDF with seismicity，freeze-thaw cycle，and dry-wet cycle.Based on the structural characteristics of granite rock，we analyzed the mechanism of internal and external dynamic conditions on the cause of the 2000 LTDF.The results included two aspects.Firstly，the main factors of the 2000 LTDF were long-term freeze-thaw cycle，dry-wet cycle，and seismicity.Earthquake of Ms 4.8 was the direct inducing factor of the 2000 LTDF.Secondly，the long-term effect of seismicity，freeze-thaw cycle，and dry-wet cycle increased the vulnerability as well as the surface fracture of BH01 granite rock mass.Due to the influence of the subsequent seepage of rain and melt water，the strength of granite rock mass was exhausted.Under the effect of the Ms 4.8 earthquake，the BH01 landslide occurred in 2000 and triggered the debris flow.

Key words：landslide-triggered debris flow;internal and external dynamic conditions;feature of rock mass structure;coupling relationship

2000年4月9日20點，規模巨大的滑坡型泥石流發生于扎木弄溝（圖1和圖2）[1-5]。約0.91億m.3的花崗巖巖體從溝道源頭海拔高程為5 320 m的山頂處崩滑，受強降雨和深“V”型溝谷的影響，大方量的崩滑巖體和崩滑體坡腳處的600萬m.3沉積物質混合運動一段距離后轉化為高速運動的泥石流，泥石流將松散固體物質快速搬運至溝口，堵塞易貢藏布河道并形成堆積方量約3億m.3的天然壩體，該壩體使易貢湖再次成為堰塞湖[6-8]。

目前很多學者揭示2000年滑坡型泥石流的形成是內外動力條件相疊加的結果，認為該次滑坡型泥石流的主控因素為強降雨和凍融循環，而不包含地震[9-10]。尚彥軍等[11]較為系統地總結氣象和地質構造等內外動力條件對2000年滑坡型泥石流的影響程度，認為冰雪消融和降雨是此次泥石流形成的主要因素。在2000年4月易貢區域氣溫普遍升高和極端降雨增加的影響下，周佳文等[12]認為扎木弄溝源頭的冰川急劇消融引發的強風化的花崗巖破裂面孔隙水壓力的增加和有效應力的減少是形成大面積巖崩的主要原因。劉偉和劉國權[13-15]則認為易貢滑坡型泥石流發生原因是降水和冰川融化。據衛星影像分析結果，呂杰堂等[16]得出該次滑坡型泥石流的形成是地質構造、地層巖性、新構造運動、水文和氣象因素共同作用的結果。

實際上，1950年至2000年4月9日以來影響易貢區域的地震可達101次，以中小級地震居多，4.3級至6級地震次數為71次，2次8級以上地震（1950年察隅8.6級地震和1951年那曲當雄8.0級地震）[17-18]，長期的中小地震對2000年滑坡型泥石流的影響有待進一步分析，而且該次滑坡型泥石流發生前易貢鄉附近發生Ms4.8的地震[19]，震中距滑坡型泥石流發生位置的距離僅為13 km，該次地震對2000年滑坡型泥石流的影響也有待于進一步研究。

為進一步認識內外動力條件對2000年滑坡型泥石流的影響程度，本文基于災前長時間的易貢區域地震加速度、氣溫和降雨資料，定量分析中小地震活動和凍融循環和干濕循環與2000年滑坡型泥石流的時空耦合關系，并結合易貢區域花崗巖節理統計資料，論述內外動力條件對2000年滑坡型泥石流形成的影響機制。

1內外動力條件與2000年滑坡型泥石流的耦合關系

據下列分析結果，地震活動和凍融循環和干濕循環與2000年滑坡型泥石流的整個過程具有時空上的耦合關系。

1.1地震活動與2000年滑坡型泥石流的耦合關系

2000年滑坡型泥石流發生時，區域內有Ms4.8級地震發生。研究表明中小地震也會引發滑坡型泥石流的發生，世界范圍內統計資料顯示4.3級的地震就有可能觸發滑坡的發生[20]。基于中國地震與加速度關系的經驗模型[21]，估算地震對滑坡型泥石流發育作用的地震加速度值，評估其對2000年滑坡型泥石流的影響。

2000年4月9日晚上8點0分9秒，距扎木弄溝約13 km的林芝地區發生Ms4.8級的地震。根據表1提供的適合計算中國西部地區的地震加速度模型，模算了地震對扎木弄溝流域源頭BH01崩滑體作用的地震加速度值，其值為43.3 gal（圖3），相當于5.5度的地震烈度，此后的8點0分11.95秒開始發生了特大的崩滑。據調訪，2000年滑坡型泥石流災害于4月9日晚上8時5分發生，所以地震的作用與滑坡型泥石流的整個過程具有時空上的耦合關系。

1.2凍融循環與2000年滑坡型泥石流的耦合關系

寒凍風化帶主要分布為海拔高程為4 500～5 200 m的山體，該段山體花崗巖裸露，2000年滑坡型泥石流發生前這些花崗巖巖體長期遭受強烈凍融循環破壞作用。波密地區的溫度測量基準點為N29°51.5′-E94°46.1′，海拔高程2 731 m，根據波密氣象站的氣溫數據，估算扎木弄溝海拔高程3 700 m以上的氣溫，結果見圖4。從圖4可以看出，季節性最大溫差為25 ℃，災害發生前最大溫差為15 ℃，這說明扎木弄溝所受的季節性凍融作用非常強烈。

據圖4，扎木弄溝氣溫呈階段性變化。12月-1月為低溫分布時段，6月-7月為高溫分布時段。由于易貢降水豐富，年降水量在1 200 mm左右，冬季氣溫低于0 ℃，巖石大部分處于凍結狀態，當溫度高于0 ℃時巖石開始解凍，如此變化形成了季節性凍融循環作用。而2000年3月10日到4月11日[HJ1.9mm]小時氣溫監測結果表明，一天中氣溫的變化較大，表現出凍融循環。但季節性凍融循環作用要強于日凍融循環。

1.3干濕循環與2000年滑坡型泥石流的耦合關系

2000年4月9日滑坡型泥石流發生前2個月內，扎木弄溝經歷了一個以中旱和中小雨為背景的小量級的干濕循環過程。干旱等級由基于降水量的標準化降水指標值（簡稱SPI）來劃分（表2）[22-24]。圖2顯示了自1990年至2004年各月的扎木弄溝SPI值。從長時間尺度看，1990年至2000年4月9日干濕循環時常發生。從短時間尺度看，2000年4月9日扎木弄溝特大滑坡型泥石流發生前，3月份降水較少，SPI值為-1.41，為中旱。結果顯示，2000年3月份降水為62.6 mm，明顯低于多年平均降水量87.3 mm。在旱后的4月1日-8日共8天內前期降水量高達42.9 mm，占多年平均降水量的49%，而且4月9日晚上8點到10日早上8點波密站累計降水量為11.3 mm，占多年平均降水量的13%，這說明扎木弄溝在災害發生前經歷了較強的降水過程。

2內外動力條件對2000年滑坡型泥石流形成的影響機制

長期的中小地震和凍融循環和干濕循環增加向南傾的流域源頭花崗巖巖體的脆弱性，增加了流域源頭巖體地表裂隙，受后續降水和冰雪融水的影響，流域源頭巖體飽水強度衰竭，在Ms4.8級的地震的誘發作用下，BH01崩滑體發生崩滑，2000年滑坡型泥石流發生。

2.1花崗巖巖體結構特征

BH01崩滑區位于扎木弄溝流域源頭，基巖裸露，其巖性主要為花崗巖（圖5）。根據地形和楔形體的位置，確定BH01崩滑區的海拔高程在4 500 m到5 320 m之間，在災害發生前，BH01崩滑區為扎木弄溝源頭的主峰之一，該崩滑區常年被冰雪覆蓋。由現場觀測和衛星圖像顯示，崩滑體整體呈楔形體。BH01崩滑體在滑動后底面形態為V型深谷，并且兩側陡峭，滑面平直光滑，兩側谷坡坡度介于40°到50°之間，谷底較為平緩，平均坡度為25°，傾向為南西向。BH01崩滑體后緣呈近90°的陡崖。BH01崩滑體兩側發育大量的與側壁近平行的北東向裂隙，裂隙的貫通性良好。

由于測量扎木弄溝流域源頭的花崗巖節理存在較大的危險性，所以選取距扎木弄溝最近的貢德花崗巖開展區域節理調查，調查位置的經緯度為N30°17′48.71″，E94°43′18.65″，調查點距扎木弄溝溝口的距離為25 km。據現場觀測，崩滑區基巖裸露，巖性主要為花崗巖，節理裂隙的發育控制著崩滑體的邊界與規模，崩滑體形成過程中，由于受到區域性構造的影響，BH01崩滑體花崗巖節理裂隙非常發育，大型節理有三組（圖6（a））：節理1產狀為203∠34°，節理2產狀為94∠57°，節理3產狀為211∠86°，節理面傾角大。節理的分割作用使得巖體非常破碎，特別地是，節理3控制著BH01崩滑體后緣陡傾拉裂縫的發育，節理1控制著BH01崩滑體滑動面的發育（圖6（b））。根據調訪，扎木弄溝在4月8日水質明顯變黑，[HJ1.9mm]水量明顯減少。扎木弄溝水的顏色和流量變化表明BH01崩滑體主滑動面和后緣陡傾裂隙已經基本貫通，雨水和冰雪融水已經完全滲透到BH01崩滑體主滑動面，并且巖體已經處于飽水工況。

2.2內外動力條件對2000年滑坡型泥石流形成的影響

在易貢區域地震，氣溫變化和持續降雨等條件的共同作用下，BH01崩滑體的后緣陡傾裂隙快速發展，崩滑體沿著軟弱結構面或者裂隙面發生持續的蠕滑變形，并形成中部的“鎖固段”。當BH01崩滑體后緣拉裂段深度Hcr大于363 m或者巖體的鎖固段長度L小于455 m時，崩滑體中部鎖固段發生突然性的脆性破壞，崩滑體發生崩滑。

2.2.1崩滑體后緣拉裂深度和鎖骨段長度

易貢滑坡的形成關鍵是BH01崩滑體沿軟弱面滑動而產生崩滑。根據規范（滑坡防治工程設計與施工技術規范DZ 0240-2004），對于后緣有陡傾裂隙的BH01崩滑體穩定性的計算公式見式（1）。式（2）至式（5）為式（1）中各種力的詳細計算公式。式（6）為崩滑體后緣裂隙深度計算公式。

式中：F為崩滑體穩定系數，崩滑體已經趨于臨界穩定狀態，取值為1;FK為抗滑力（kN/m）;FS為滑動力（kN/m）;c為崩滑體滑動面巖體黏聚力（kPa）;φ為崩塌體滑動面巖體內摩擦角（°）;L為鎖固段長度（m），即崩滑體裂隙面未貫通的長度;V為裂隙水壓力（kN/m）;U為沿滑面揚壓力（kN/m）;Q為地震力（kN/m）;ζ為地震水平系數;α為滑動面的傾角。W為崩滑體自重（kN/m）;ρ為花崗巖密度（kg/m.3）;v為崩滑體體積（m.3）;g為重力加速度（m/s.2），h為后緣裂隙深度（m）;hw為后緣裂隙充水高度（m），天然時取0.2 h，暴雨時取（0.3～0.5）h，據降雨資料，BH01崩滑前有大雨，所以hw[WTBX]取0.5 h。Hc[KG*9]r為崩滑體后緣裂隙深度（m）。H為崩滑體前緣到裂隙后緣邊坡的坡體高度（m）。BH01崩滑體穩定性計算參數取值見表3。

由于現場沒有條件取到BH01崩滑體結構面的花崗巖樣品，故花崗巖巖體力學參數的選擇應考慮裂隙的貫通程度、裂隙的填充程度及裂隙的發育情況，并根據《建筑邊坡工程技術規范》（DB 50/330-2002）的巖體力學參數折減要求進行折減。扎木弄溝溝道源頭的巖體較為破碎，故BH01崩滑體巖體的內摩擦角折減系數取0.8，折減后崩塌體滑動面的內摩擦角為46.616°。當崩滑體后緣的拉裂段巖體開裂到363 m時，并且前緣的鎖固段貫通，此時崩滑體達到極限平衡狀態。根據式（1），當鎖固段長度L為455 m時，崩滑體處于臨界穩定狀態。當崩滑體后緣前緣進一步開裂，巖體的鎖固段長度L小于455 m或者后緣拉裂段深度r大于363 m時（表4），BH01崩滑體發生崩滑。

2.2.1內外動力條件對2000年滑坡型泥石流的影響機制

扎木弄溝巖體結構特征是2000年滑坡型泥石流形成的基礎。扎木弄溝流域源頭花崗巖普遍發育3組節理，其中傾向210度的南傾節理，與扎木弄溝流域源頭坡向一致，為降水和冰雪融水提供了地下滲流的通道（圖6）。在中小地震活動和凍融循環和干濕循環的作用下，扎木弄溝流域源頭的花崗巖巖體長期遭受破壞。一方面，長期的中小地震活動使巖體更加破碎。另一方面地震與干旱產生大量的震（干）裂巖土體，在降水和冰雪融水作用下，巖體內部的土粒容易產生濕陷收縮的現象，降雨過程中，土粒不斷吸水膨脹，巖體內部孔隙不斷變小，這導致孔隙水壓力急劇增大，巖體強度急劇衰減。

2000年3月，易貢區域降水較少，SPI值達-1.41，屬于中旱。災害發生前8天開始降雨，累計降水量為42.9 mm。災害當天發生強降雨過程，4月9日晚上8點至10日早上8點波密站累計降水量為11.3 mm。BH01崩滑體失穩過程于4月9日晚上8時5分發生。所以在凍融循環、干濕循環和中小地震的聯合作用下，扎木弄溝流域源頭頂部的破碎巖體飽水強度衰竭，而在4月9日晚上8點9.2秒時，扎木弄溝附近13 km處發生4.8級地震，流域獲得的地震加速度達43.3 gal。由于BH01崩滑體位于流域山巔處，地震對分水嶺巖體具有地形放大效應，在災前Ms4.8級地震的誘發作用下，當后緣拉裂段深度Hc[KG*9]r大于363 m或者巖體的鎖固段長度L小于455 m時，BH01崩滑體中部鎖固段發生突然性的脆性破壞，崩滑體發生崩滑（圖6）。

3結論

（1） ?2000年滑坡型泥石流的主控因素是極端的凍融循環、干濕循環和地震活動，其中2000年滑坡型泥石流形成的直接誘發因素有可能是災前的Ms4.8地震。地震活動、凍融循環和干濕循環與2000年滑坡型泥石流的整個過程具有時空上的耦合關系。扎木弄溝長期強烈的凍融循環使得流域源頭的花崗巖巖體強度降低，裂隙增多，孔隙增大。2000年3月至4月9日扎木弄溝經歷一個以中旱和中小雨為背景的小量級的干濕循環過程，此時受凍融循環和干濕循環作用破裂的BH01崩滑體處于飽水工況。BH01崩滑體失穩過程于4月9日晚上8時零分11.95秒發生，而在4月9日晚上8點整9.2秒，距扎木弄溝約13 km，發生4.8級地震，流域頂部巖土體獲得的地震加速度達43.3 gal。由于BH01崩滑體位于流域山巔處，地震對分水嶺巖體具有地形放大效應，在災前Ms4.8級的地震作用下，BH01崩滑體發生崩滑現象。

（2） ?長期的地震活動、凍融循環和干濕循環增加向南傾的流域源頭花崗巖巖體的脆弱性，也增加流域源頭巖體地表裂隙，受后續降水和冰雪融水滲流的影響，流域源頭巖體飽水強度衰竭，在4.8級地震誘發作用下，BH01崩滑體發生崩滑，2000年滑坡型泥石流發生。

參考文獻（References）：

[1]李俊，陳寧生，歐陽朝軍，等.扎木弄溝滑坡型泥石流物源及堵河潰壩可能性分析[J].災害學，2017，32（1）：80-84.（LI J，CHEN N S，OUYANG C J，et al.Volume of loose materials and the analysis of possibility of blocking and dam break triggered by debris flows in Zhamunonggou[J].Journal of Catastrophology，2017，32（1）：80-84.（in Chinese）） DOI：10.3969/j.issn.1000-811X.2017.01.014.

[2]XU Q，SHANG Y J，ASCHTHEO V，et al.Observations from the large，rapid Yigong rock slide-debris avalanch[J].Canadian Geotechnical Journal，2012，49（5）：589-606.DOI：10.1139/T2012-021.

[3]KANG C，CHAN D，SU F，et al.Runout and entrainment analysis of an extremely large rock avalanche—a case study of Yigong，Tibet，China[J].Landslides，2016，14（1）：1-17.DOI：10.1007/s10346-016-0677-7.

[4]HU M J，PAN H L，ZHU C Q，et al.High-speed ring shear tests to study the motion and acceleration processes of the Yingong landslide[J].Journal of Moutain Science，2015，12（6）：1534-1541.DOI：10.1007/S11629-014-3059-4.

[5]楊情情，蘇志滿，陳鑼增.冰屑對冰-巖碎屑流運動特性影響作用的初步分析[J].工程地質學報，2015，23（6）：1117-1126.（YANG Q Q，SUN Z M，CHEN L Z.Flume tests on influence of ince to mobility of rock-ice avalanches[J].Journal of Engineering Geology，2015，23（6）：1117-1126.（in Chinese）） DOI：10.13544 /j.Cnki.Jeg.2015.06.012.

[6]劉寧，蔣乃明，楊啟貴，等.易貢巨型滑坡堵江災害搶險處理方案研究[J].人民長江，2000，31（9）：10-12.（LIU N，JIANG N M，YANG Q G，et al.On emergency treatment scheme for Yigong massive landslide and river blockage disaster in Tibet[J].Yangzte River，2000，31（9）：10-12.（in Chinese）） DOI：10.16232/j.cnki.1001-4179.2000.09.004.

[7]殷躍平.西藏波密易貢高速巨型滑坡概況[J].中國地質災害與防治學報，2000，11（2）：100-103.（YIN Y P.The backgound of high-speed and huge landslide in Yigong，Bemo county，Tibet[J].The Chinese Journal of Geological Hazard and Control，2000，11（2）：100-103.（in Chinese）） DOI：10.16031/j.cnki.issn.1003-8035.2000.02.024.

[8]DELANEY K B，EVANS S G.The 2000 Yigong landslide （Tibetan Plateau），rockslide-dammed lake and outburst flood：Review，remote sensing analysis，and process modelling[J].Geomorphology，2015，246：377-393.DOI：10.1016/j.geomorph.2015.06.020.

[9]邢愛國，殷躍平，齊超，等.高速遠程滑坡氣墊效應的風洞模擬試驗研究[J].上海交通大學學報，2012，46（10）：1642-1646.（XING A G，YIN Y P，QI C，et al.Study on the wind tunnel testing of air cushion effect of high-speed and long-runout landslide[J].Journal of Shanghai Jiaotong University，2012，46（10）：1642-1646.（in Chinese））

[10][ZK（#]曹建磊.易貢高速遠程滑坡超前沖擊氣浪三維數值模擬分析[D].成都：西南交通大學，2016.（CAO J L.3D numerical simulation of the airblast generated by Yigong rock acalanche[D].Chengdu：Southwest Jiaotong University，2016.（in Chinese））

[11]SHANG Y J，YANG Z，LI L，et al.A super-large landslide in Tibet in 2000：background，occurrence，disaster，and origin[J].Geomorphology，2003，54（3-4）：225-243.DOI：10.1016/S0169-555X（02）00358-6.

[12]ZHOU J W，CUI P，HAO M H.Comprehensive analyses of the initiation and entrainment processes of the 2000 Yigong catastrophic landslide in Tibet，China[J].Landslides，2015，13（1）：1-16.DOI：10.1007/s10346-014-0553-2.

[13]劉國權，魯修元.西藏易貢藏布扎木弄溝特大型山體崩塌滑坡、泥石流成因分析[J].西藏科技，2000 （4）：15-17.（LIU G Q，LU X Y.The reason analysis of Yigong landslide，Tibet[J].Tibet Science and Technology，2000（4）：15-17.（in Chinese））

[14]劉國權，魯修元，李揚.西藏扎木弄溝山體滑坡和泥石流成因分析[J].東北水利水電，2001，19（6）：49-50.（LIU G Q，LU X Y，LI Y.The reason analysis of landslide in Zhamunong gully，Tibet[J].Water Resources & Hydropower of Northeast China，2001，19（6）：49-50.（in Chinese））DOI：10.14124/j.cnki.dbslsd22-1097.2001.06.024.

[15]劉偉.西藏易貢巨型超高速遠程滑坡地質災害鏈特征研析[J].中國地質災害與防治學報，2002，13（3）：9-18.（LIU W.Study on the characteristics of huge scale-super highspeed-long distance landslide chain in Yigong，Tibet[J].The Chinese Journal of Geological Hazard and Control，2002，13（3）：9-18.（in Chinese）） DOI：10.16031/j.cnki.issn.1003-8035.2002.03.002.

[16]呂杰堂，王治華，周成虎.西藏易貢大滑坡成因探討[J].地球科學—中國地質大學學報，2003，28（1）：107-110.（LV J T，WANG Z H，ZHOU C H.Discussion on the occurrence of Yigong landslide in Tibet[J].Earth Science-Journal of China University of Geosciences，2003，28（1）：107-110.（in Chinese））DOI：10.3321/j.issn：1000-2383.2003.01.018.

[17]溫燕林，宋治平，于海英，等.1950年墨脫8.6級巨震前地震活動特征與當前喜馬拉雅構造帶東段大震危險性對比分析[J].地球物理學進展，2016，31（1）：103-109.（WEN Y L，SONG Z P，YU H Y，et al.Current large earthquake risk on the eastern Himalayan belt and compared to the seismicities before 1950 Motuo M 8.6 earthquake[J].Progress in Geophysics，2016，31（1）：103-109.（in Chinese）） DOI：10.6038/PG20160112.

[18]楊珍，張永志，焦佳爽，等.基于GIS的當雄同震InSAR形變場分析[J].地震工程學報，2017，39（1）：119-125.（YANG Z，ZHANG Y Z，JIAO J S，et al.Analysis of the InSAR earthquake deformation field in Damxung based on GIS[J].China Earthquake Engineering Journal，2017，39（1）：119-125.（in Chinese）） DOI：10.3969/j.issn.1000-0844.2017.01.0119.

[19]任金衛，單新建，沈軍，等.西藏易貢崩塌——滑坡—泥石流的地質地貌與運動學特征[J].地質論評，2001，47（6）：642-647.（REN J W，SHAN X J，SEHN J，et al.Geological characteristics and kinematics of the rock fall-landslide in Yi'ong，Southeastern Tibet[J].Geological Review，2001，47（6）：642-647.（in Chinese）） DOI：10.16509/j.georeview.2001.06.019.

[20]CHEN N S，LU Y，ZHOU H B，et al.Combined Impacts of Antecedent Earthquakes and Droughts on Disastrous Debris Flows[J].Journal of Mountain Science，2014，11（6）：1507-1520.

[21]盧陽.地震和干旱對泥石流發育的影響模式及機理研究[D].北京：中國科學院大學，2013.

（LU Y.Study for the effect mode and mechanism of Earthquakes & droughts on debris flows[D].Beijing：University of Chinese Academy of Sciences，2013（in Chinese））

[22]潘妮，衛仁娟，詹存，等.干旱指數在四川省的適用性分析[J].南水北調與水利科技，2017，15（4）：71-78.

（PAN N，WEI R J，ZHAN C，et al.Applicability analysis of drought indexes in Sichuan Province[J].South-to-North Water Transfers and Water Science & Technology，2017，15（4）：71-78（in Chinese）） DOI：10.13476/j.cnki.nsbdqk.2017.04.013.

[23]王棟，梁忠民，王軍，等.基于主成分聚類分析的云南省干旱自然分區[J].南水北調與水利科技，2017，15（2）：15-21.（ WANG D，LIANG Z M，WANG J，et al.Natural zoning of drought in Yunnan Province based on principal component cluster analysis[J].South-to-North Water Transfers and Water Science & Technology，2017，15（2）：15-21.（in Chinese）） DOI：10.13476/j.cnki.nsbdqk.2017.02.003.

[24]郭群善.近50年長江中下游地區旱澇時空分布[J].南水北調與水利科技，2016，14（4）：72-76.（GUO Q S.Drought-flood temporal and spatial distribution in middle and downstream area of the Yangtze River over past 50 years[J].South-to-North Water Transfers and Water Science & Technology，2016，14（4）：72-76.（in Chinese）） DOI：10.13476/j.cnki.nsbdqk.2016.04.012.