滇東南地區小江斷裂南段歷史滑坡特征及其地震地質意義

高 帆 韓竹軍 袁仁茂 董紹鵬 郭 鵬

（中國地震局地震與火山災害重點實驗室，北京 100029）

0 引言

沿活動斷裂叢集狀發育的地震滑坡可為識別和復核歷史地震提供重要線索（Wangetal．，2011；Chenetal．，2013；Wangetal．，2014；陳曉利等，2018）。大陸M＞7大地震的重現周期一般超過1ka（McCalpinetal．，1996；鄧起東，2008），故歷史地震資料在研究地震活動性和評價地震危險性方面具有重要作用（胡聿賢等，1999；吳清等，2012；Guidobonietal．，2019）。例如，被廣泛應用于中國重大工程地震安全性評價中的中國歷史強震目錄（公元前23世紀—公元1911年）正是依據史料記載的震害資料匯編而成的（國家地震局震害防御司，1995）。在2008年汶川MS8.0地震中，地震觸發了海量的滑坡和崩塌（殷躍平，2008；Yuanetal．，2013），有研究結果表明這些邊坡失穩現象具有圍繞發震構造呈現叢集式分布的特征（Xuetal．，2013；Yuanetal．，2013），一些大型或特大型滑坡在成因機制上與地震地表破裂帶及其運動學特征直接相關（袁仁茂等，2010；Yuanetal．，2014；Guoetal．，2019）。由于青藏高原東緣的龍門山地區地形落差巨大且雨量豐沛，導致洪水、泥石流等外動力侵蝕作用非常強烈。盡管汶川地震發生十余年后其地震地表破裂帶已經面目全非，許多地段已無法體現當初的地震規模，甚至有些已經完全被侵蝕掉，然而大量地震滑坡、特別是一些巨型滑坡仍然保持了明顯的滑坡堆積體特征，直觀地反映了當時地震的嚴重程度。因此，地震滑坡所記錄的地震信息往往可以作為推斷或復核歷史地震震級和震中位置的重要依據。

多年來，國內外許多學者致力于編制歷史地震目錄，而歷史記載則是推斷歷史地震相關信息的重要依據之一（顧功敘，1983；謝毓壽等，1987；國家地震局震害防御司，1995；Guidobonietal．，2019）。歷史上的某些點滴記載有時可能是大地震事件的線索，但地震災害的歷史記載主要集中于經濟比較發達的少數城市鄉鎮等地，在震級和震中位置等參數的推斷上有很大的不確定性（吳清等，2012）。而云南地處中國邊境地區，歷史時期相對落后的文化與交通則使基于歷史記錄推斷地震相關信息的不確定性更加顯著（皇甫崗等，2008）。為了降低其中的不確定性，皇甫崗等（2008）和袁道陽等（2016）強調應對歷史資料進行深入挖掘與認真考證。Meghraoui等（2001）和Marco等（2003）分別給出了根據地質調查復核歷史地震的實例。有明確時間的歷史記錄可以減少我們在確定地震事件發生時間方面的困難，而對野外地震滑坡等歷史災害現象開展調查，則可以建立歷史滑坡、歷史地震及活動斷裂之間的相互聯系，有助于厘定歷史地震的震級。

近年來，有學者對小江斷裂南段開展了1 50 000地質填圖及斷裂活動習性的定量研究，獲得了一些關于該斷裂段晚第四紀以來的活動性、滑動速率以及大地震復發規律等方面的與前人不同的新認識（韓竹軍等，2017；Guoetal．，2021）。這些進展也對重新認識1606年發生在小江斷裂南段的建水6級地震提供了重要啟示（國家地震局震害防御司，1995）。有關此次地震的發震構造，何宏林等（1992）、宋方敏等（1998）認為是NWW 向的石屏－建水斷裂，而聞學澤等（2011）則推測為近SN向的小江斷裂帶南段。小江斷裂南段沿線滑坡叢集式分布現象的存在有可能為厘定這些認識上的分歧提供重要的基礎資料。

為此，本文從小江斷裂南段沿線滑坡的發育特征出發（圖1），利用基于三維激光掃描技術（LiDAR）的精細地貌測量和地質調查結合地形和滑坡形態特征的分析，探討了這些歷史滑坡的地震成因，并進一步通過探槽開挖以及新年代樣品的測試確定這些地震滑坡很可能是由1606年建水地震誘發。同時基于不同震級檔地震的地質災害強度以及人員傷亡數量的對比分析，對1606年建水地震的震級進行了復核。

圖1 小江斷裂南段的基本構造特征與滑坡分布圖Fig．1 Fault features and landslide distribution of the southern segment of Xiaojiang Fault．a研究區構造位置圖；b滇東南弧形構造帶與小江斷裂交會區的主要活動斷裂與M≥6地震分布圖；c小江斷裂南段及其沿線的滑坡分布圖

1 區域地震地質背景

滇東南地區發育近SN向和NW—NWW 向2組區域性活動斷裂（圖1）。近SN向斷裂以小江斷裂為主，該斷裂長約450km，是青藏高原東南緣活動性最強的鮮水河－小江斷裂系的重要組成部分（圖1a）。該斷裂中段結構較為復雜，主要分東、西2支，該段歷史上發生過1500年宜良7級地震、1789年華寧7級地震和1833年嵩明8級地震等（圖1b）。通過地質資料獲得的該段左旋滑動速率一般為10～16mm／a（宋方敏等，1998；何宏林等，2002；Shenetal．，2003）；利用GPS數據給出的結果為7～10mm／a（Shenetal．，2005；王閻昭等，2008；聞學澤等，2011）。小江斷裂帶中段幾何結構的復雜性終止于建水盆地之北，只有建水斷裂作為其惟一的分支斷裂從建水盆地東側切穿了NWW 向的石屏－建水斷裂并延伸至紅河谷地（Wanget al．，1998）。鑒于小江斷裂在建水斷裂沿線的結構單一性以及與中段在幾何學特征上的差異，可將建水斷裂作為小江斷裂帶南段而與中段相區分（圖1c）。

小江斷裂南段在地形地貌上以串珠狀的山間小盆地為主要特征（何宏林等，1993；Wanget al．，1998；韓竹軍等，2017），長約80km。由北向南可以分為白云盆地、落水洞盆地、建水盆地、放馬坪盆地、新寨盆地、茍街盆地和山花盆地，在如神仙洞等一些地段表現為開闊的斷層谷地。除建水盆地屬于一個規模較大的新近紀盆地外（Xiongetal．，2016），其他盆地的面積一般＜3km2（圖1c）。與中段相比，小江斷裂南段的研究程度還較低，一些關于該斷裂段基本特征的認識還存在明顯分歧。例如在該斷裂段的空間分布方面，何宏林等（1993）、宋方敏等（1998）和徐錫偉等（2016）認為該斷裂段未延伸到紅河河谷，而是終止在距紅河10～15km的建水縣山花村附近；而Wang等（1998）、michel等（2000）、Schoenbohm 等（2006）和吳中海等（2015）的構造模型表明，鮮水河－小江斷裂帶向南穿過了紅河斷裂帶，并與南側的奠邊府斷裂等NE向斷裂相連接，構成了一條統一的青藏高原東南緣東邊界；Zuchiewicz等（2004）和唐淵等（2009）則認為奠邊府斷裂與小江斷裂沒有直接的構造關系。在斷裂活動性上，韓竹軍等（2017）給出了小江斷裂南段全新世活動的地貌及地質證據，并獲得該段全新世左旋走滑速率為（7.02±0.20）mm／a，與GPS水平滑動速率相當（Shenetal．，2005；王閻昭等，2008）。在地震活動性方面，根據中國歷史強震目錄（公元前23世紀—公元1911年）（國家地震局震害防御司，1995），小江斷裂南段歷史上沒有發生過M≥7的大地震，僅于1606年在建水縣城附近發生過6級地震（圖1b）。Guo等（2021）通過開挖探槽揭示了小江斷裂南段的古地震序列，并推斷該斷裂段最晚一次斷錯地表的地震事件為1606年建水地震。

曲江斷裂、石屏－建水斷裂和紅河斷裂是區內3條重要的NW—NWW 向斷裂，由北向南依次近等間距排布。由于這3條斷裂在平面上呈弧形伸展，弧頂凸向SW，又被稱為滇東南弧形構造帶（闞榮舉等，1977）或滇東南楔形構造區（何宏林等，1992）。沿著弧形構造帶的曲江斷裂和石屏－建水斷裂歷史上發生過多次M≥7地震，其中1970年通海7.7級地震沿著曲江斷裂形成了長60km地表破裂帶，最大水平右旋位錯為2.7m，最大垂直位錯為0.47m（張俊昌，1979），運動性質以右旋走滑為主。Wang等（2014）獲得的曲江斷裂全新世右旋走滑速率為2.84～3.27mm／a。早期的動力學模型一般都強調紅河斷裂帶在青藏高原東南緣晚新生代構造變形中的主導作用（Tapponnieretal．，1977）。該斷裂在新近紀經歷了一次運動性質反轉，從左旋變為右旋（Replumazetal．，2001）。Allen等（1984）估算該斷裂的平均走滑速率為2～3mm／a，虢順民（2001）獲得的該斷裂中更新世以來的滑動速率為2.0～2.6mm／a。吳中海等（2015）認為上新世以來該斷裂的走滑速率只有1.2～1.4mm／a。李西等（2016）提供了元江縣西北腰街附近的全新世活動證據，但崔效鋒等（2006）和Shen等（2005）分別基于構造應力場和GPS資料開展了研究，認為紅河斷裂帶已經不是一條重要的活動構造邊界帶。

根據聞學澤等（2011）提出的構造動力學模型可知，滇東南弧形構造帶現今的構造變形方式中應該具有較大的逆沖分量，并表現出明顯的地殼縮短變形。上地殼縮短變形在沿著NWW向的曲江－石屏斷裂、紅河斷裂帶發育的新近紀盆地中普遍存在（何宏林等，1992），但是否一直持續到晚第四紀還存在疑問。1970年通海MS7.7地震的余震主要分布在曲江斷裂南側，震源機制解以及地形變資料反演的地震斷層參數均顯示發震斷裂具有正走滑性質（王椿鏞等，1978；陳立德，1988；劉祖蔭等，1999）。呼楠等（2013）在小地震精定位的基礎上反演得到了148個震源機制解，這些震源機制解覆蓋了滇東南弧形構造帶的不同部位，力學性質以正走滑為主。顯然，在這樣的一個動力學背景下，由于小江斷裂中北段的左旋走滑運動在滇東南弧形構造帶沒有得到調整或吸收，小江斷裂南段仍應表現出強烈的活動性。

2 小江斷裂南段沿線歷史滑坡的發育特征

2.1 滑坡體基本特征

沿小江斷裂南段發育了一系列山間小盆地，使得斷裂沿線的地勢總體上較為開闊平坦，該區也成為人類活動的密集地帶。斷裂沿線規模最大的建水盆地在新近紀晚期或第四紀早期已經結束斷陷活動，脫離湖相沉積（Xiongetal．，2016），因此盆地周圍的山體以老年期地貌為主要特征，山體渾圓，山體與盆地之間起伏平緩。斷裂沿線發育的瀘江和龍潭大河分屬南盤江和紅河兩大水系，分水嶺位于新寨盆地，但在山花盆地以南鄰近紅河河谷區段受到紅河河谷侵蝕基準面突然下降的影響，沖溝深切，起伏強烈（圖1c）；而在其他區段沿斷裂發育的河谷由于受到盆地平緩地形的影響，下切能力較弱，河谷上發育開闊的河流階地。

雖然小江斷裂南段大部分地區的地形起伏平緩，但還是有不少滑坡體堆積得比較突兀，與周圍的地形地貌特征差異明顯，易于識別（圖1c）?；贕oogle Earth影像及現場調查，發現有10個比較明顯的滑坡堆積體分布在斷裂沿線（圖2），這些滑坡體的后緣均存在明顯的圍椅狀構造及滑坡后壁，且滑坡后壁上普遍已長滿樹木，滑坡堆積體邊界清晰，多數仍可分辨出向前突出的舌狀形態，野外調查結果顯示這些滑坡都屬于巖質滑坡。

在滑動距離方面，一些滑坡體的滑動距離較大，如白云村滑坡（圖2a，b）、莫新滑坡（圖2c）和馬王莊滑坡（圖2d）等，滑動距離為100～200m，因此也比較容易識別。神仙洞滑坡（圖2g）和兩岔河滑坡（圖2i）的滑動距離較短，在遙感影像上這2個滑坡體的表現特征不同，但滑坡體邊界仍然比較清晰，針對這2個滑坡體開展了現場地貌及地質調查，可以幫助我們更好地認識滑坡的形態特征、成因及形成時代?；麦w的規模也大小不一，既有體積＞100萬立方米的大型滑坡，如馬王莊滑坡（圖2d）；也有體積＜10萬立方米小型滑坡，如垃圾場滑坡（圖2f）和神仙洞滑坡（圖2g）等。

這些滑坡大多表現為孤立且周長達數百米的混雜堆積體，分布在小江斷裂沿線的盆地邊緣或河谷岸坡地帶，在滑坡體后緣形成相對開闊的槽谷，槽谷中已長滿了植被，以粗大的樹叢為主。在滑坡體頂部雜亂地分布有一些石塊，棱角清楚，與砂質泥土混雜在一起，無分選、分層或磨圓現象，雖然后緣的槽谷兩側新發育自然沖刷溝，但沖溝的匯水面積小，不具備搬運這些石塊的水動力學條件。在一些滑坡體中間地帶可見局部洼地。堆積體前緣陡立，土體密實，長滿樹木，前緣的坡腳地帶有泉水出露，并形成小型濕地及池塘。由于滑坡體土質疏松，地形上常出現較大的滑坡平臺，一些滑坡體已經被開墾為農田或人類居住的村寨，如莫新滑坡（圖2c）和神仙洞滑坡（圖2g）等。

圖2 小江斷裂南段的滑坡解譯圖（位置參見圖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馬王莊滑坡（23°42′8．41″N，102°54′27．43″E）；e瀘江滑坡（23°39′45．79″N，102°54′26．65″E）；f垃圾場滑坡（23°36′8.62″N，102°52′44．68″E）；g放馬坪滑坡（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兩岔河滑坡（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）。垃圾場滑坡（f） 和四家滑坡（j）為現場照片，其他圖像均來源于Google Earth

從位置分布特征看，這些歷史滑坡與小江斷裂南段的最新活動地表跡線關系密切，滑坡沿斷層跡線分布，大部分滑坡與斷層間的距離＜200m，部分則直接發育在最新活動的地表破裂帶上（圖2 f，h）。值得注意的是，小江斷裂地表破裂帶斜切了山脊走向，并從垃圾場滑坡（圖2 f）和神仙洞滑坡（圖2h）的后緣部分通過，這一方面表明小江斷裂南段的地表破裂帶具有一定的新生性，另一方面也表明這2個滑坡的形成可能與斷層運動直接相關。

2.2 基于LiDAR測量數據的地貌學分析

我們對神仙洞滑坡（圖2h）的發育特征及其與地表破裂帶的關系進行了進一步調查，基于無人機設備（型號為DM－150W）和配套的激光雷達系統（型號為SKY LARK）開展了野外數據采集（LiDAR）。通過點云分類分離地面點和植被點；然后去除植被點，獲得地面高程的高密度點云數據，數據覆蓋密度≥9個數據點／m2。基于地面點的點云數據，采用ArcGIS軟件的las數據集的生成柵格工具生成數字高程模型（DEM）（柵格點距為0.3m），形成了如圖3a所示的地形陰影圖。

圖3 神仙洞一帶的滑坡發育特征圖Fig．3 Map showing the development characteristics of landslides in Shenxiandong area．a基于LiDAR數據建立DEM后生成的地形陰影圖，紅色箭頭指向地表破裂帶的位置；b解譯的地表破裂（紅色線段）和滑坡（黃色），除了圖2h所示的滑坡（L2）外，至少還可以解譯出2個滑坡（L1、L3）?；缕茐牧说乇砥屏褞У倪B續性，反 映了滑坡的出現滯后于地表破裂帶的形成；c現場照片，紅色箭頭指向地表破裂帶的位置

神仙洞滑坡位于LiDAR測區的中間部位（圖3b）。在去除植被后的地形陰影圖上可清晰地分辨出神仙洞滑坡的形態特征，其后緣發育圍椅狀構造，滑坡體兩側已形成較為開闊下切的沖溝。滑坡體與周圍山體分離，出現整體性下滑。仔細觀察圖3a，在神仙洞滑坡體（L2）的兩側還可分辨出2個規模較小的滑坡（L1、L3），比較而言，L1滑坡的滑動距離不大，但仔細觀察仍可分辨出滑坡體與周圍山體之間的拆離界線，顯示了滑坡體與周圍山體之間的不連續接觸關系。L3滑坡的規模更小，且滑坡體本身又遭受后期的流水侵蝕，滑坡體及滑坡體兩側的自然沖刷溝切割很深，但滑坡體和周圍不動的巖、土體在平面上的分界線仍清晰可辨。

由于在神仙洞一帶的山坡上、尤其是坡腳地帶已生長了較為茂密的樹叢，雖然在野外的徒步考察中已經注意到L2滑坡（即圖2h所示滑坡）的存在，但未能發現L1和L3這2個小滑坡體?；贚iDAR測量的高精度地形圖揭示了神仙洞一帶滑坡叢集性發育的特點。同樣，盡管在野外調查中已經注意到神仙洞存在一個斷續延伸的陡坎，但很難準確地勾畫這一陡坎的分布特征（圖3c）。在去除植被影像的地形陰影圖上（圖3a）可以看出該區段地表破裂跡線在走向上具有穩定性，表明這種地表破裂很可能是活動斷層最新的活動證據。只是滑坡體L1和L2破壞了地表斷裂跡線的連續性，反映了滑坡的出現滯后于地表破裂帶的形成。

2.3 地質調查

野外調查結果表明，上述10個滑坡主要發育在三疊紀和泥盆紀地層中，其中白云村北、白云村西、莫新、馬王莊、瀘江、垃圾場、放馬坪和神仙洞等滑坡體主體均發生在泥盆系灰巖或白云質灰巖（D2dq和D3l）中；兩岔河滑坡和四家滑坡發育在三疊系灰巖（T2g）或砂巖（T3h）中。我們分別在2套地層中選取了典型的滑坡（神仙洞滑坡和四家滑坡），對滑坡體后緣及其鄰近地段地層巖性特征和產狀開展了野外調查，繪制了地質剖面圖（圖4，5）。

圖4 神仙洞水庫北山坡上的斷裂剖面圖Fig．4 Profile of the fault on the northern hillside of Shenxiandong Reservoir．①中泥盆統白云質灰巖；②斷裂破碎帶

在神仙洞的三維地形圖中（圖3a右側）可見一條鄉村土公路斜穿了沿著小江斷裂南段發育的地表破裂帶，揭示了一個較好的地質剖面（圖4），位于上述神仙洞滑坡北側約200m處。地表基巖陡坎向下與發育在泥盆系白云質灰巖中的斷裂相連，雖然斷面形態呈“追蹤張式”折線狀延伸，但斷面新鮮平滑，折線棱角清楚，整體上傾角約達78°，斷面陡立。斷裂構造帶沿線可見寬1.5～2.0m的構造破碎帶，結構疏松，固結性較差。對于基巖斷裂而言，斷面的新鮮、平整以及斷層物質的疏松說明該斷裂最新活動的離逝時間應該不長。盡管斷裂上、下盤的泥盆紀白云質灰巖破碎較為嚴重，但仍可以分辨出巖層的原始產狀傾向SW，屬于反坡向。在巖性特征上，離開斷裂構造帶一段距離后，巖層整體固結性較好，巖性單一，不存在受水浸泡性質容易發生變化的松散覆蓋層或頁巖、泥巖、千枚巖等及軟硬相間的巖層。神仙洞的地層巖性特征及其產狀特征表明：在正常外動力作用條件下，該地段邊坡應該較為穩定，不會發生群發性滑坡。神仙洞滑坡群的出現應該與斷裂構造帶的存在及其突發的地震事件相關。斷裂破碎帶改變了神仙洞一帶斜坡的抗剪強度，使得山體結構變得松散，抗剪強度大大降低。地表破裂帶沒有造成神仙洞滑坡的斷錯現象，因此該滑坡可能是一次強震事件的產物，在強地震動和地震加速度的作用下，邊坡巖層發生變形破壞而形成滑坡。

對于發生在三疊系砂巖（T3h）中四家滑坡體，沿著該滑坡體后緣新開挖的一條鄉村公路也揭示了較為新鮮的地層露頭（圖5b，c），地層巖性為一套膠結致密、透水性差的粉細砂巖。地層傾向W，雖然傾角較小，約為14°，但與坡向相反，在正常情況下屬于較為穩定的邊坡。從該露頭剖面還可以看出，在基巖中仍殘存著一組大致與滑坡后壁平行的高角度張性裂隙（圖5c）。

圖5 2個典型的滑坡剖面圖Fig．5 Two typical landslide profiles．a神仙洞滑坡，巖性發育特征參見圖4；b四家滑坡，滑坡后緣巖性露頭參見圖c；c四家滑坡后緣地層露頭照片

3 小江斷裂南段歷史滑坡形成原因分析

地震地表破裂帶以及地震過程中的強烈振動將破壞斜坡巖層的完整性，加劇原有結構面的不連續性。同時，一次強烈地震的發生往往伴隨著若干次余震，在地震力的反復振動沖擊下，斜坡巖體更容易發生變形、滑坡。例如在2008年汶川MS8.0地震中，地震觸發了海量的滑坡和崩塌（殷躍平，2008；Yuanetal．，2013），且由地震觸發的滑坡在空間分布上具有圍繞發震構造呈叢集式分布的特征（Xuetal．，2013；Yuanetal．，2013）。遙感解譯及野外調查顯示小江斷裂南段沿線發育了一系列規模不等的滑坡，這些滑坡的分布與小江斷裂的展布方向具有密切關系，顯示出沿小江斷裂叢集式分布的特征。

雖然大部分滑坡體的后緣均存在明顯的圍椅狀構造及明顯的滑坡后緣陡坎，但野外調查結果顯示滑坡后緣陡坎已普遍長滿樹木，在長期的侵蝕作用下陡坎坡度變緩，表明滑坡已經存在了相當長的一段時間，屬于歷史古滑坡。這也從一個側面說明沿著小江斷裂南段發育的滑坡在一般情況下是相對穩定的，反映了這些滑坡并非是在時空上隨機發生的。

中國西南地區的地形地貌特征表現為山勢陡峻，土壤結構疏松，雨水充沛，溝谷河流遍布于山體之中，與之相互切割，因而形成了眾多具有足夠滑動空間的斜坡體和切割面。在沒有地震觸發作用的情況下滑坡現象也比較常見。為此，下文從可能影響滑坡發生的地形地貌、降雨、巖土類型等因素進行分析。

小江斷裂南段發育的一系列山間小盆地的地勢總體上開闊平坦，地形坡面的坡角一般約為30°，但仍然存在相對較為陡峭的中高山體。然而沿小江斷裂南段發育的滑坡大部分發生在相對開闊的盆地及其邊緣地區，極少發生在相對陡峭的地帶。從研究區地形剖面圖上（圖6）可以看出：在沿斷層走向的縱剖面AB上，滑坡主要發生在中間的盆地區域，而在盆地南、北兩邊相對陡峭的山地則很少有滑坡分布。同樣，在垂直斷層走向的CD剖面上，這些歷史滑坡也主要分布在地形坡度較緩的盆地及其邊界地區，而非東邊坡度相對較陡的山地區域。

圖6 小江斷裂南段沿線的地形剖面圖Fig．6 Topographic profile along the southern section of the Xiaojiang Fault．a小江斷裂南段沿線的縱剖面AB；b小江斷裂南段的橫剖面CD

降雨也是產生滑坡的一個重要觸發因素，其影響機制是滲透水進入土體孔隙或巖石裂隙，使土石抗剪強度降低。洪水的沖刷、坡腳侵蝕也容易加大重力作用，從而誘發滑坡。在地質條件變化不大的情況下，區域降雨導致的滑坡可能更多地集中于坡度較陡的山地區域，而小江斷裂南段的滑坡位置分布特征表明這些滑坡可能不是由降雨誘發的。另一方面，與降雨關系密切的滑坡與季節關系密切。目前沿著小江斷裂南段分布的滑坡現象并非是受豐水季節影響而頻繁發生，與降雨關系不大。

小江斷裂沿線的10個滑坡均屬于基巖滑坡，主要發育在三疊紀和泥盆紀地層中，其中白云村北、白云村西、莫新、馬王莊、瀘江、垃圾場、放馬坪和神仙洞等滑坡體的主體均發生在泥盆系灰巖或白云質灰巖（D2dq和D3l）中，巖層整體固結性較好，巖性單一，不存在受水浸泡性質容易發生變化的松散覆蓋層或頁巖、泥巖、千枚巖等及軟硬相間的巖層。兩岔河滑坡和四家滑坡發育在三疊系灰巖（T2g）或砂巖（T3h）中，地層巖性為一套膠結致密、透水性差的粉細砂巖。從已揭示的地層產狀來看，地層傾角較小，或與坡向相反，在正常情況下屬于較為穩定的邊坡。

通過上述對可能觸發滑坡的地形地貌、降雨、巖土類型等非構造因素的討論，結合神仙洞一帶對叢集式分布的滑坡體與地表破裂帶密切關系的認識（圖3）以及對滑坡體后緣及其鄰近地段地層巖性和產狀的調查結果，可以推斷沿著小江斷裂南段叢集式分布的滑坡體很有可能是由地震觸發的。活動斷裂的存在改變了斜坡抗剪強度，使得山體結構變得松散，抗剪強度大大降低。在突發地震的作用下，邊坡巖層發生變形破壞、失穩而形成滑坡。

4 滑坡形成時代的確定

4.1 基于滑坡后緣陡坎角度經驗公式的估算

調查結果表明，滑坡后緣陡坎經受了長期的侵蝕作用，由于所處的區域地質地貌條件和氣候條件相似，因此通過現今地形地貌分析獲得的侵蝕速率也應該大致相當。為此，基于高精度DEM模型，對這些滑坡的后緣陡坎坡度進行了測量。圖7以馬王莊滑坡為例，簡單展示了滑坡體后緣陡坎坡度的測量方法。所有滑坡體后緣陡坎坡度的測量結果見表1。

圖7 馬王莊滑坡剖面圖以及滑坡后壁坡角的計算方法Fig．7 Profile of Mawangzhuang landslide and the measuring method for the main scarps．

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

這些滑坡后緣陡坎的角度比較集中，大部分集中在29°～31°之間，對于地質條件類似的區域，如果是由同一次地震激發滑坡形成陡坎，在各種環境因素類似的情況下，其演化狀況應該也相似，因此當滑坡后緣陡坎角度大致相同時，這些滑坡很可能為一次地質事件的結果。由于滑坡后緣陡坎坡角與斷層崖坡角具有類似的特征，故可通過陡坎坡度與侵蝕時間之間的經驗公式來計算這些滑坡大致的形成時間（Wallace，1977；Bucknametal．，1979）：

估算結果表明：這些滑坡發生的年代大致為1438—1681年。前文的分析表明這些滑坡極可能由同一次地震事件所誘發，也就是說，大致在1438—1681年之間沿著小江斷裂南段很可能發生了一次較為強烈的歷史地震事件。

4.2 基于地質探槽的滑坡時代確定

4.2.1 探槽

野外調查顯示，兩岔河滑坡發生在一條沿著小江斷裂南段形成的沖溝右岸（圖2i，8）。受沖溝空間的限制，滑坡的滑動距離不大。盡管滑坡后壁已長滿樹叢，但后緣圍椅狀陡坎依然清晰可辨（圖8a）?；麦w前緣堵塞了沖溝（圖8b），形成一個小型的古堰塞湖，目前已被后期松散的堆積物填滿，導致溝谷面較為平坦?；麦w下游的溝谷則較為陡峭，高程上也存在明顯落差?；麦w上植被茂盛，樹木直立，反映該滑坡目前較為穩定，屬歷史古滑坡。

圖8 兩岔河滑坡正面（a）、側面（b）形態特征與探槽布置圖、堰塞湖剖面圖（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）．

我們在兩岔河滑坡體側面及古堰塞湖堆積體上分別開挖了長約4m，寬2m、深2m的探槽（圖9），主要目的包括：開挖在兩岔河滑坡體側面的探槽可以揭示滑坡滑動面的形態特征，且在滑坡下滑的過程中有可能把滑坡體前緣含碳的樹木裹挾在滑動面上，能夠采集到反映滑坡發生時間的碳樣；在被滑坡堵塞的堰塞湖后期沉積物中也能夠采集碳樣，可從一個側面對滑坡體的形成時間進行限制。

圖9 兩岔河的地質剖面圖Fig．9 Geological profile of Liangchahe landslide．a滑坡體探槽照片；b滑坡體探槽地質剖面；c堰塞湖探槽剖面照片；d堰塞湖探槽地質剖面

4.2.2 探槽剖面與年代分析

探槽開挖結果表明：在兩岔河滑坡體側面及古堰塞湖堆積體開挖的探槽清晰地呈現了不同的地質特征。在滑坡體側面開挖的探槽中，可清晰地識別出一個滑動面，上、下2套巖性存在明顯差異。滑動面上部為一套棕褐色黏土與灰巖碎石的混雜體，灰巖碎石的母巖為三疊系灰巖（T2g）；下部為棕黃色二疊系玄武巖風化殼，構成了兩岔河滑坡體的滑坡床，這表明兩岔河滑坡發育在一條斷裂構造帶上。平行滑動面發育的滑動帶上裹挾了碳樣（SXJFC－38），測試結果為（274±63）a BP，即1613—1739AD（表2）。

表2 兩岔河滑坡探槽新年代樣品的測試結果Table 2 Dating results of trench samples from the Liangchahe landslide

在堰塞湖上開挖的探槽中（圖9c，d）則顯示為一套松散狀含細礫的泥質粉細砂層，發育水平層理，并具有一定的沉積韻律，屬于堰塞湖堆積。在兩岔河滑坡形成后，堵塞了該處原先發育的一條小沖溝，儲水到一定程度便形成堰塞湖，隨著流量的大小帶來粗細不同的沉積物，形成粗—細的沉積韻律。從該套沉積物中采集了2個碳樣（SXJFC－35和SXJFC－36），測年結果分別為（132±77）a BP和（161±85）a BP（表2）。總體來看，堰塞湖中地層的沉積年代比滑坡帶上采集的年代樣品測年結果更小，說明了有關堰塞湖成因機制的合理性，即先發生滑坡、堵塞沖溝，后出現堰塞湖、接受沉積。

5 討論

5.1 滑坡發生的時間

前面的資料分析結果表明：沿著小江斷裂南段叢集式分布的滑坡很有可能是由該斷裂段最晚一次斷錯地表的地震事件觸發的。根據滑坡后緣陡坎經驗公式推斷，這些滑坡發生的年代大致在1438—1681AD，而在兩岔河滑坡的滑坡帶中年代測試結果為距今211～337a（約1950AD），即地震滑坡大致發生在1613—1739AD，堰塞湖相松散沉積物的年代測試結果也佐證了滑坡應該發生在距今300～400a之前。

如果在距今300～400a之前沿著小江斷裂南段發生過一次斷錯地表的地震事件，并且此次地震還觸發了一系列滑坡，那么在距離小江斷裂南段最近的一座歷史文化名城——建水縣的史料中應該有關于此次地震事件的明確記載，并且由于其他鄰近縣城距小江斷裂南段更遠，此次歷史地震在建水縣城造成的破壞程度應最為嚴重。歷史地震災害資料表明：建水縣城于1606年發生過一次強震，也是惟一對建水縣城造成毀滅性破壞的地震（謝毓壽等，1987；國家地震局震害防御司，1995）。據謝毓壽等（1987）的研究記載：“萬歷三十四年（1606年）十一月丙寅朔，臨安（治云南建水州，今建水縣）地震，日晡時起（從下午16時左右開始），殷殷如雷聲，以漸而盛。傾城垣，梵宇、官府、民舍殆盡，居民露出處街衢，燔柴措火。傷肌體者呻吟、哭泣者哀慟之聲日夜不絕，死而不知名者數千人。每一動時，人皆昂首佛號，萬犬齊吠。數月乃止”。此外，與歷史文獻記載中發生于1606AD的地震事件相比，測年結果的誤差＜10a，這可能與碳樣接近地表、受到現代碳污染有關。從現場的照片也可以看出，小江斷裂南段沿線植被發育，氣候炎熱，水量充沛，現代植物根系或地下水的滲透容易帶來有機質并沉淀在樣品上，樣品比預期結果略為年輕屬于一種正?，F象。因此，可以認為史料中記載的1606年地震事件在時間上與經驗公式估算結果及測年結果比較吻合。Guo等（2021）在小江斷裂帶南段揭示了4次古地震事件，最新一次地震事件斷錯了形成年齡約為606a的地層，很有可能就是史料記載的1606年建水地震。

綜合前人研究結果、歷史文獻資料、經驗估算結果及其滑坡體探槽中年代測試結果，可以認為沿著小江斷裂南段叢集式分布的滑坡形成于公元1606的地震事件中，且這次地震的震中位置與滑坡分布區域極為接近，為該地震的高烈度分布區。

5.2 1606年地震震級的復核

關于1606年建水地震，除了歷史文獻中有關建水縣城的災害記載外，上述的研究表明此次地震還觸發了沿小江斷裂南段叢集式分布的滑坡，這一方面為把小江斷裂南段確定為該地震的發震構造提供了有力的證據，另一方面也為重新評價該地震震級提供了一個新的切入點。根據Guo等（2021）有關小江斷裂南段最新的位錯特征以及測年結果表明，在地表破裂帶保留較好的地段恢復測量的最新一次地震事件的最大水平位錯量為6.8m，斷錯了形成于距今約606a的地層，可以看出小江斷裂南段存在作為1606年建水地震發震構造的地質證據。目前國際上應用最為廣泛的Wells等（1994）的經驗關系為

其中，MD為最大位錯量，單位為m。根據式（2）可以估算出建水地震的震級約為MW7.5。

小江斷裂沿線滑坡的發生時間距今約400a，并且此區域植被發育，雨水充沛，離建水縣城最近距離約30km的曲江斷裂在1970年1月5日發生過通海MS7.7地震，曲江斷裂沿線的地形地貌及其地質條件上與小江斷裂南段存在一定的可對比性。雖然通海地震在高大—曲江一帶觸發滑坡約11處，但根據劉祖蔭等（1999）的資料及我們現場調查的結果可知，單個滑坡體一般為不足1萬m3的小型滑坡，未發現像小江斷裂南段體積＞100萬立方米的類似馬王莊滑坡的大型滑坡。從人員傷亡情況來看，史料中明確記載了1606年建水地震導致“死而不知名者數千人”，遠高于目前定為7級的1588年通海地震、1799年石屏西7級地震及1887年日石屏地震中數百人員傷亡的情況；只有1833年嵩明8級地震導致了“壓死6 700余人”。因此，從地震地質災害強度以及人員傷亡數也可推斷1606年建水地震的震級不應低于1970年通海地震的震級，即應該至少為7 級（7.5級），而非目前國家地震局震害防御司（1995）給出的級。

5.3 對鮮水河－小江斷裂系活動特征的啟示

前文的分析表明，小江斷裂南段不但可被認為是1606年建水地震的發震構造，而且很可能具備發生M≥7.5地震的能力。鮮水河－小江斷裂系是中國一條重要的地震構造帶（徐錫偉等，2003；Shenetal．，2005）（圖10），國家地震局震害防御司（1995）根據歷史地震資料記載推斷在該斷裂系及其鄰近相關斷裂上共發生過8次MS≥7.5地震，由北向南分別為1973年爐霍7.6級地震、1816年爐霍7 級地震、1955年康定7.5級地震、1786年瀘定7級地震、1733年東川7級地震、1833年嵩明8級地震和1970年通海7.7級地震（圖10）。除小江斷裂南段外，沿著該斷裂系發生的大地震破裂幾乎貫通了其余所有段落（聞學澤，2000；聞學澤等，2011）。一般認為小江斷裂南段的活動性較弱（何宏林等，1992；李糲，1993），宋方敏等（1998）評估該斷裂段未來發生的最大地震約為6級。聞學澤等（2011）提出的構造動力學模型認為：小江斷裂帶西盤（川滇塊體）的主動S向運動被曲江－石屏斷裂帶以右旋走滑、剪切－橫向縮短、逆沖變形的方式吸收與轉換，鮮水河－小江斷裂系的左旋剪切作用基本終結于建水盆地以北。

對1606年建水地震的復核結果表明：此次地震不但觸發了較大規模的滑坡，并且一些滑坡的發育與此次地震的地表破裂帶密切相關。因此，可以認為鮮水河－小江斷裂系的強烈活動性和大地震發生能力至少一直延續到小江斷裂南段。事實上，目前為GPS觀測資料所證實的青藏高原東南緣地殼物質繞東喜馬拉雅構造結（EHS）的順時針轉動需要一個連續的左旋走滑斷裂系統作為東部邊界（Zhangetal．，2004；Shenetal．，2005；王閻昭等，2008）（圖1，10），本文的工作可促進對這樣一個東部邊界有更深入的認識。

6 結論

通過上述的分析與討論，可以獲得如下一些認識：

（1）沿小江斷裂南段至少有10個地點發育滑坡，滑坡規模大小不一，既有體積＞100萬立方米的大型滑坡，也有體積＜10萬立方米的小型滑坡，但均表現為目前處于穩定狀態的歷史古滑坡。

（2）基于LiDAR測量建立的滑坡發育段落數字高程模型（DEM），生成的三維地形陰影圖清晰地揭示了滑坡體與小江斷裂南段最新地表破裂帶的密切關系。這些歷史滑坡主要分布在地形坡度較緩的盆地及其邊界地區，很可能為地震滑坡，而非降雨誘發?；潞缶壎缚步嵌然旧霞杏?9°～31°，表明其應該為1次地震事件的結果。

（3）綜合歷史文獻資料、經驗估算結果及其滑坡體探槽中年代測試結果，沿著小江斷裂南段叢集式分布的地震滑坡發生在公元1606年。對這些歷史地震滑坡的認識一方面為把小江斷裂南段確定為該地震的發震構造提供了有力的證據；另一方面也為重新評價地震震級提供了新的切入點。

（4）根據小江斷裂南段地震地表破裂帶的最新研究成果及經驗關系式，同時結合不同震例的地質災害強度和人員傷亡數的對比分析，對1606年建水地震震級的復核結果表明：其震級≥7 級（7.5級）。因此，可以認為鮮水河－小江斷裂系的強烈活動和大震發生能力至少一直延續到小江斷裂南段。

雖然本文解譯的10處滑坡在空間分布特征上表現出沿著小江斷裂南段叢集式分布的特點，但這些滑坡分布于一個長約80km的區域內，無論從點密度、線密度還是面密度上看，樣本數均相對偏少。此外，與1606年建水地震相關的滑坡距今已有400余年的歷史，滇東南地區植被茂盛，雨水充沛，與地表破裂帶相比，還能觀察到一些較為典型的滑坡。相信隨著工作的深入，今后在小江斷裂南段還會有更多的發現。