Formation mechanism and motion processes of the Aizigou giant paleolandslide，Jinshajiang river
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摘要:
通过详细的野外调查，并结合遥感解译、室内试验以及数值模拟等手段，对矮子沟巨型古滑坡的基本特征、形成机制及运动演化过程进行了深入研究。矮子沟古滑坡的形成条件为：滑坡剪出口与坡脚之间存在巨大的高差，为滑坡的形成创造了良好的临空条件；顺向岸坡结构以及坡体内发育的多组控制性结构面是滑坡发生的结构基础；玄武岩系中的凝灰岩软弱夹层削弱了岩体的完整性，地表水及地下水长期入渗，水的软化作用降低了软弱夹层的抗剪强度；地震作用是造成岩体最终滑动失稳的关键因素。该滑坡的动力学过程可划分为四个阶段：① 启程活动阶段。斜坡地形效应使得地震波在斜坡上部表现出异常放大现象，当短时间内积聚的振动能量超过岩土体的强度时，易形成高位滑坡，滑坡的变形破坏机制为拉裂-滑移；② 近程活动阶段。近3.82×108 m3的滑坡物质高位高速下滑，与矮子沟右岸坡体发生猛烈碰撞后进一步碎裂解体；③ 高速远程碎屑流阶段。碎屑流继续沿矮子沟高速运动约3 km；④ 堆积堵江阶段。滑坡物质最终形成体积为2.73×108 m3的巨型堰塞坝，堵塞金沙江并形成堰塞湖，其回水区域向上游延续75 km至格勒一带。对金沙江矮子沟口上游河段采集到的堰塞湖沉积物进行光释光测年，结果指示该古滑坡发生于距今2.5万年左右。
Abstract:The Emeishan basalt group widely distributed in southwestern China is often considered as an ideal place for building large hydropower dams due to its deep canyon landforms. Historically, the large-scale high-position and long-distance landslides in Emeishan basalt have caused a large number of casualties, property damage and far-reaching environmental effects. Currently, there is no deep and systematic research for the development process of such landslides over the world, and it is still difficult to objectively access the risk of large-scale high-position landslides in southwestern China. Therefore, the study on the formation mechanism of large-scale high-position and long-distance landslides in Emeishan basalt has significant scientific and practical implication. The Aizigou paleolandslide, which represents a typical large basalt high-speed remote landslide, is located in the Liucheng section of the Lower Jinshajiang river, southwestern Sichuan Province, China. Geological investigation and interpretation of remote sensing imagery, in addition to experiments, numerical simulation, and geochronological dating were used to determine the formation mechanism and motion process of the landslide. Four factors were critical: a substantial height difference between the landslide shearing surface and the foot of the slope, multiple structural defects within the rock mass, a tuff intercalation in the basaltic series with long-term softening due to surface water and groundwater, and seismic activity. The dynamic behavior of the landslide is divided into four stages as follows. ① Seismic waves in the upper part of the slope were significantly amplified by the topography of the mountain. When the accumulation of vibrational energy over a short time period exceeded the strength of the rock mass, the landslide was formed easily. Accordingly, the deformation and failure mechanism was sliding and fracturing. ② Landslide materials with a volume of approximately 3.82×108 m3 slid down from a high position at a high velocity, after which they disintegrated into a debris flow after colliding with the mountainside on the right bank of Aizigou valley. ③ The high-speed debris flow moved approximately 3 km downstream within Aizigou valley. ④ Landslide materials blocked the Jinshajiang river, thereby forming a large barrier dam with a volume of 2.73×108 m3 and establishing a dammed lake behind the barrier dam; its backwater region reached 75 km upstream. An analysis of the landslide-dammed lake deposit samples via optically stimulated luminescence reveals that the landslide occurred approximately 25 thousand years ago.
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引言
海啸是联合国“国际减灾十年”所确定的全球重大自然灾害之一，它严重地威胁着沿海地区的安全。2011年3月11日5时46分24秒（UTC），在日本东北部海域发生MW9.0地震，该地震导致大约长450 km的日本海沟发生破裂，同时也引发了一场毁灭性的海啸，给太平洋沿岸地区造成了巨大的灾难（Fujii et al，2011）。
海啸是一种海洋重力波，其在传播过程中由于受到水深变化、海底地形以及近岸地形的反射、衍射等的影响，其传播路径随时间变化，表现为海啸能量的各向异性扩散（Titov et al，2005；Fine et al，2013；Shevchenko et al，2014）。由于海啸现象较为复杂，对海啸的形成机制、传播特征以及海啸源的定位等仍然存在诸多争议（Titov et al，2005；Fujii，Satake，2007；Fujii et al，2011）。早期研究对海平面的测量主要是沿岸记录（Pugh，Woodworth，2014），但是后续研究显示，在沿海地区，非线性、摩擦、混叠、仪器噪声、温度变化和风浪的影响会使海啸信号本身失真，这使得海啸监测更加复杂化，面临的挑战也更艰巨（Mungov et al，2013；Pugh，Woodworth，2014）。
海啸与地震有着密不可分的关系。据不完全统计，全球90%左右的海啸事件是由海底地震引发（叶琳等，2005）。通过海啸波形分析，能够推算引发海啸的地震震源参数（Fujii，Satake，2007；Satake et al，2013）。此外，海洋也是地球背景自由振荡、微地动和高频P波噪声的来源（Longuet-Higgins，Ursell，1948；Nishida et al，2000；Ekström，2001；Watada，Masters，2001；Rhie，Romanowicz，2004；Bromirski et al，2005；Xiao et al，2018），这表明海啸也会引起地震背景噪声的变化，通过揭示这种关联有望从新的角度来加强对海啸的监测。
地震背景噪声按周期从长到短可以分为地球背景自由振荡、微地动和更高频的地震噪声，目前对地震背景噪声的研究集中在反映大气-海洋-地球之间大尺度耦合的地球背景自由振荡（2—7 mHz）和微地动（0.05—0.5 Hz）上，并建立了较为系统的理论来阐述这些噪声的激发机制（Rhie，Romanowicz，2004；Rhie，Romanowicz，2006）。实际上，地球背景自由振荡和微地动都是地震台站所记录到的地面运动，由于这些运动是由天然地震以外的“震源”引起的，在以研究天然地震为主的记录上表现为需要被去除的背景噪声，因此通常将其统称为地震背景噪声.
地震观测研究显示，在没有地震的影响下仍然存在长周期的地面振动，即地球背景自由振荡（2—7 mHz） （Benioff et al，1959；Gilbert，MacDonald，1959；Kobayashi，Nishida，1998；Suda et al，1998），其来源最初被认为是大气的干扰（Kobayashi，Nishida，1998；Nishida，Kobayashi，1999；Tanimoto，Um，1999；Fukao et al，2002），后来关于地球背景自由振荡的季节性变化以及海底压力变化谱与地震噪声谱之间的相似性等方面的研究结果表明，海洋是地球背景自由振荡的来源（Nishida et al，2000；Ekström，2001；Watada，Masters，2001；Rhie，Romanowicz，2004；Webb，2007），Tanimoto （2005）基于此建立了海洋作为地球背景自由振荡噪声源的模型。
而这里提到的微地动并非是微小地震，而是海洋活动通过海陆耦合引发的连续地震波形记录上频率处于0.05—0.5 Hz的噪声（Longuet-Higgins，1950；Hasselmann，1963；Cicconi et al，1983；Bromirski et al，2005）。微地动一般分为两个频带：0.05—0.08 Hz的单频微地动和0.1—0.5 Hz的双频微地动，而且双频微地动的峰值有时会分裂成两个，其中峰值出现在0.1—0.15 Hz频带的被称为长周期双频微地动，峰值大约出现在0.18—0.4 Hz频带的被称为短周期双频微地动（Tanimoto，2007；Bromirski，Gerstoft，2009；Zhang et al，2010a；Sun et al，2013；Koper，Burlacu，2015）。一般认为单频微地动通过海浪的破裂及其对海岸的直接影响而在浅水中激发；双频微地动则由两列传播方向相反且频率相同或相近的波列，通过非线性波-波相互作用所激发，其频率是单频微地动的两倍，且其能量一般比单频微地动大得多（Longuet-Higgins，1950）。长周期双频微地动可能的源区有海岸（Bromirski et al，2005；Stehly et al，2006；Tanimoto et al，2006；Bromirski，2009）或开放大洋（Obrebski et al，2012），短周期双频微地动可能是由台站附近的重力波非线性作用所激发（Bromirski et al，2005），但也有可能是不同源区激发的特定频率微地动的叠加造成了微地动的分裂（Koper，Burlacu，2015），目前微地动分裂的机理仍不清楚。
除了地球背景自由振荡和微地动，连续地震波形记录上有时候会记录到更高频段（0.4—6 Hz）的高频噪声，其在地震背景噪声谱上的部分被称为火鲁（Holu）谱，这可能是由局部海洋风激发的海浪与海底作用而产生（McCreery et al，1993；Bromirski et al，2005；Sun et al，2013）。目前已有部分研究识别出火鲁谱内0.6—2.0 Hz频段的P波噪声（Gerstoft et al，2008；Zhang et al，2009，2010a，b），但高频P波地震噪声的产生机理尚不确定，Zhang等（2009，2010a）和Sun等（2013）认为这种噪声是由本地近海风通过风生海浪所激发。
目前地震背景噪声的源定位于海洋，其形成机制归因于海浪之间以及海浪与固体地球之间的相互作用，而海啸事件作为海浪运动的一种极端形式，是对整个海洋产生影响的大事件，其对连续地震波形记录上的背景噪声具有不可忽视的影响。但是，当前对海啸事件在连续地震波形记录的特征却知之甚少。关于海啸的地震学特征及其对地球背景自由振荡、微地动以及高频噪声的影响都是亟需研究的重要内容。
鉴于此，本研究以2011年3月11日日本东海岸MW9.0强震引发的海啸为例，详细阐述该海啸事件对上述三类地震背景噪声的影响，试图从连续地震波形记录中拾取海啸，以期为海啸预警、海啸物理学、背景噪声的应用以及海洋-固体地球系统耦合机制研究提供参考。
1. 数据和方法
1.1 数据
本研究从美国地震学研究联合会（Incorporated Research Institutions for Seismology，缩写为IRIS）网站https://ds.iris.edu上下载了宽频地震台站TA.O02D，TA.M31A和TA.TPFO从2011年3月10日至2011年3月15日的连续地震波形记录，台站位置分布如图1所示。台站选择基于以下考虑：选择距离震源较远的台站，利用海啸波与地震波之间的传播速度差，通过较远距离的传播，得到与主震激发的地震波分离较好的海啸波所激发的地震信号。此外，本研究还收集了地震台站附近深海评估和海啸预报系统（Deep-Ocean Assessment and Reporting of Tsunamis，简写为DART） DART46411的海底压力数据（图1），基于此得到海啸首波到达台站较精确的时刻。研究中还需要考虑潮汐的影响，潮汐预测数据源于美国海洋及大气管理局（National Oceanic and Atmospheric Administration，缩写为NOAA）网站https://www.noaa.gov。
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图 1 本文所用的地震台站、DART站、潮汐计以及2011年3月10日至3月15日期间全球M≥5.0地震震中位置的空间分布图（圆圈大小表示地震震级的相对大小）Figure 1. The spatial distributions of seismic stations，DART station and tide meters used in this study as well as the global M≥5.0 earthquake epicenter locations from March 10 to 15，2011 （The circle size indicates the relative magnitude of the earthquake）1.2 方法
1.2.1 时频分析
为了研究海啸在连续地震波形记录上的特征，本文应用时频分析方法来分析连续地震波形记录。对于每个连续地震波形记录，首先进行预处理，包括去均值、去线性趋势、去仪器响应，并进行0.004—4 Hz的带通滤波（考虑到本研究中宽频带地震仪的最长有效周期为240 s）（图2a）；然后将连续地震波形记录分解为连续半小时的时间序列，对其进行快速傅里叶变换，以获得它们各自的频谱；最后按时间顺序排列这些频谱，得到连续地震波形记录的时频图，如图2b所示。
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图 2 2011年3月10日至15日TA.O02D台站垂直分量的时频分析结果（a） 波形图；（b） 时频图；（c） 不同频段的半小时平均振幅A曲线；（d） 微地动频带内不同频段的半小时平均振幅A曲线。图（c）和（d）中红色圆圈表示M≥5地震的发生时刻和震级大小。地震目录引自美国国家地震信息中心（USGS，2020）Figure 2. Time-frequency analysis results of the vertical component of the station TA.O02D from March 10 to 15，2011（a） Waveform diagram；（b） Time-frequency diagram；（c） Half-hour average amplitude curves in different frequency bands；（d） Half-hour average amplitude curves of different frequency bands in microseisms. In Figs. （c） and （d），red circles indicate the time and magnitude of M≥5 earthquakes. Earthquake catalogue comes from USGS （2020）由于此次日本MW9.0地震的震级较大，所产生地震波的频率范围较宽，低频成分不少，可能存在与海啸事件产生的信号重叠的频带，于是本文以多种处理方式尝试压制主震强振幅的影响。例如，采用绝对均值归一化方法对连续地震波形记录进行归一化处理（Bensen et al，2007），以减弱地震发生时刻较强的地震能量，但出现了过校正的现象，并未取得预想的效果；又如，从实际观测的连续地震波形记录中减去正演所得的此次地震的理论连续地震波形记录，以消除大地震的影响，但是由于IRIS提供的理论合成连续地震波形记录与实际观测的连续地震波形记录的匹配度不够，也未能取得预想的效果。地震台站能够记录到由主震直接激发的地震波，以及由主震激发的海啸波传播到地震台站附近海域后与海岸作用所激发的地震波。由于本文所选取的地震台站和主震分别位于太平洋两岸，考虑到地震波与海啸波传播速度的差异，我们能够使两种不同激发机制所产生的地震信号在连续地震波形记录的时域上拉开距离。地震激发的地震波记录通常小于一个小时，在连续地震波形记录的时频分析图中仅占1到2个数据点，表现为尖峰（Sun et al，2013）。但此次引起海啸的日本大地震的矩震级高达MW9.0，震源持续时间超过三分钟（Ye et al，2013），直至震后近一天还能观测到该地震激发的绕地球表面传播的全球面波，不过后续的全球面波的到时有规律可循，且幅度显著降低，因此，本文选取距离震中较远的地震台站，以期在时域上能凸显海啸的特征，降低主震所激发的地震信号的影响。为便于比较，我们还在时频图上绘制了M≥5.0地震的发生时间，如图2c和2d所示。
1.2.2 极化分析
为了研究海啸激发地震波的源区，本文采取极化分析方法对地震台站接收到的三分量记录在不同频段进行极化分析，以此来判断该频段的能量从哪个方位到达地震台站，从而对不同频带的源区方位有个大致了解。与此同时，使用主极化方向方法来研究地震台站接收到的不同频带能量的到达方位（Rhie，Romanowicz，2006；Zhang et al，2010a）。在台站数目较少时，该方法比较有效（Sun et al，2013）。
应用主极化方向方法获取能量到达方位的具体过程如下：① 针对每个台站的水平分量记录中正北和正东分量的记录，从0°到360°以1°为间隔进行旋转；② 对所有旋转后的连续地震波形记录进行快速傅里叶变换得到其频谱；③ 计算不同旋转角度下目标频带内连续地震波形记录的平均振幅；④ 在目标频带内比较不同方位角的平均振幅大小，确定目标频带地震背景噪声的主要极化方向。与时频方法类似，我们将连续地震波形记录分解成连续半小时的时间序列，然后对每半小时时间序列应用主极化方向方法，获得目标频带随时间变化的主极化方向。
2. 结果
2.1 海啸对不同频段地球背景噪声的影响
我们首先对TA.O02D台站从2011年3月10日至15日海啸发生前后5天BHZ分量的波形连续记录进行时频分析，以判断海啸对地球背景自由振荡、微地动和高频噪声的影响（图2a和2b），并提取了地震频谱在地球背景自由振荡、微地动和高频噪声三个频带的平均振幅随时间变化的曲线（图2c和2d）。
图2b中最为显著的是0.1—0.25 Hz频段，该频段代表微地动水平状高能量条带，其次是与MW9.0地震相关的竖直状高能量条带。大地震发生时，由于地震的能量极大且激发的地震波频率成分丰富，在0—1.5 Hz频带内的地震波能量都呈突增状态。另外，在时频图上还可观测到不同时间出现的包含较多频率成分的数个竖直状高能量条带，尤其是在地震发生后的几个小时内，这些条带较为密集且能量水平较高，主要对应于该地震的余震。随着时间的推移，代表微地动的水平能量条带的高频成分能量逐渐增加，这可能反映了海啸作用于海底或海岸所导致的海洋整体活动性的增加。
由图2c可以看出，地震发生后，地球背景自由振荡、微地动和高频噪声的振幅均有一定程度的陡增，且随着时间的推移，振幅逐渐降低，其中：地球背景自由振荡（0.004—0.007 Hz）的衰减速率最小，震后近四天内逐渐衰减至震前的背景水平；微地动频段的能量衰减得相对快一点，大约在震后24小时振幅衰减至背景水平，而在震后48小时左右微地动频段噪声水平又逐渐上升；在1.3—1.5 Hz频带内的高频噪声，随着时间的推移振幅快速地降至背景水平。以上观测表明，海啸对地球背景自由振荡频带的影响最为显著，持续时间也最长，而对高频噪声频带的影响最小。这也表明海啸波激发的地震背景噪声的频率较低，从而对频率较低的地球背景自由振荡的影响较大且作用时间较长。而海啸波对微地动的影响主要体现在海啸在整个海洋传播开来并开始与海底和海岸作用，因此海啸对微地动的影响会延后发生，在地震造成微地动能量陡增并衰减至背景水平后，由海啸波作用于海底和海岸所引发的微地动能量开始逐渐增加并持续。
为了研究海啸对不同类型微地动的影响，我们给出了海啸期间不同频带微地动的平均振幅谱随时间的详细变化，如图2d所示，可见：在地震发生时刻，微地动在各频段均出现能量的激增，但是能量主要集中在0.15 Hz以下的长周期双频微地动和单频微地动频段，尤其是单频微地动频段的能量更高；随着震后时间的推移，各频段的能量均呈衰减状态，但衰减的速率有所差异。短周期双频微地动在地震发生时刻振幅突增，随后又快速衰减至背景水平并保持，未体现出海啸波的传播和到达，表明该频带主要受地震而非海啸的影响。相比之下，长周期双频微地动和单频微地动的能量增幅更大，衰减至背景水平所用时间更长，恢复至背景水平后，能量又开始逐渐增加并持续，这主要由延后到达的海啸波作用于海底和海岸而引发。与长周期、短周期双频微地动的平均振幅曲线相比，单频微地动出现了许多尖峰，也印证了单频微地动和双频微地动激发机制的差异：双频微地动的激发机制为两列传播方向相反而频率相同或相近的波，通过非线性波-波相互作用所激发，而单频微地动的激发机制为海浪与海底的直接作用，其激发条件较双频微地动更容易实现，从而表现为对地震较敏感的响应，平均振幅曲线上出现较多与地震对应的尖峰，也不排除其它来源所引起的尖峰，如沉积物中的剪切波共振也会产生时频谱峰值（McCreery et al，1993）。
此外，我们还比较了海啸期间水平地震分量与垂直地震分量的时频谱。以TA.O02D台站记录的三分量记录为例，图3给出了2011年3月10日至15日TA.O02D台站记录的5天时长的水平和垂直分量在不同频带的平均振幅随时间变化的曲线。可见：在地球背景自由振荡频带（0.004—0.007 Hz）内，垂直分量的能量在地震发生前低于水平分量的能量，在地震发生时刻，垂直分量的能量突增，三个分量的能量水平基本相当，震后垂直分量的能量水平逐渐下降，至震后8小时又低于水平分量（图3a）；而微地动（包括微地动中的各频带成分）和高频噪声的水平分量与垂直分量的平均振幅曲线基本重合，能量水平和变化趋势都极为相似（图3b-f）。这表明：在高频噪声和微地动频段，海洋与陆地的耦合在垂向和水平方向上激发的地震波能量相当；对更低频段的地球背景噪声而言，海陆耦合和大地震的发生均能激发这一频段的能量，但是海陆耦合激发的能量在水平方向更强，而此次MW9.0地震激发的能量在垂直方向更强（图3a）。
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图 3 2011年3月10日至15日TA.O02D台站三分量地震连续波形记录在不同频带的半小时平均振幅A的变化曲线（a） 地球背景自由振荡频带（0.004—0.007 Hz）；（b） 单频微地动频带（0.05—0.08 Hz）；（c） 长周期双频微地动频带（0.1—0.15 Hz）；（d） 短周期双频微地动频带（0.18—0.4 Hz）；（e） 微地动频带（0.05—0.5 Hz）；（f） 高频噪声频带（1.3—1.5 Hz）。红色圆圈的意思与图2相同。Figure 3. The variation curves of half-hour average amplitude A of the three-component seismic continuous waveform records for the station TA.O02D for different frequency bands from March 10 to 15，2011（a） The Earth’s background free oscillation frenquency band （0.004−0.007 Hz）；（b） Single-frequency microseism frenquency band （0.05−0.08 Hz）；（c） Long-period double-frequency microseism frenquency band （0.1−0.15 Hz）；（d） Short-period double-frequency microseism frenquency band （0.18−0.4 Hz）；（e） Microseism frenquency band （0.05−0.5 Hz）；（f） The high-frequency noise （1.3−1.5 Hz）. The meanings of the red circles are the same as in Fig. 22.2 海啸期间地球背景噪声的空间特征
前面部分中，我们已经讨论了海啸在地球背景噪声上的时频特征，下面将使用主极化分析方法来研究海啸激发的地球背景噪声的空间特征。尽管由主极化分析方法得到的噪声源方向具有180°的简并性，但是由于地球背景自由振荡和微地动的激发源在海洋，而且对于北美地区的微地动频段，观测一般以瑞雷波为主导（Toksöz，Lacoss，1968；Lacoss et al，1969），因此这里选择指向开放水域的方向为主极化方向（Rhie，Romanowicz，2004；Bromirski et al，2005；Shapiro et al，2006）。
图4为日本MW9.0地震发生前后近岸台站TA.O02D和TA.PTFO附近海域的DART46411台站记录的海底压力变化，可见大约震后7小时海啸波到达该台站。根据地震发生后DART46411台站接收到的海啸预警信号为依据（图4）选取六个时长为半小时的时窗，图5—10分别展示了海啸作用期间所选取三个台站的连续地震波形记录在这六个时窗的主极化分析结果。六个时窗分别为：① 主震到达各地震台站后半小时（图5）；② 海啸首波到达DART46411台站附近海岸后的连续两个半小时（图6和图7）；③ 海啸到达后，随机选取的三个时窗，以显示海啸的主要能量来源方向随时间的变化（图8—10），其中为了对比地震对极化分析的影响，图9给出了针对无M≥5.0地震发生的时窗所进行的极化分析。在每个时窗内，针对所选取台站的地震数据在四个频段内进行极化分析：① 地球背景自由振荡频带0.004—0.007 Hz （图5—10中a1，b1，c1）；② 单频微地动频带0.05—0.08 Hz （图5—10中a2，b2，c2）；③ 短周期双频微地动频带0.18—0.4 Hz （图5—10中a3，b3，c3）；④ 高频噪声频带1.3—1.5 Hz （图5—10中a4，b4，c4）。针对上述六个时窗内四个频段的噪声极化分析显示，噪声的来源均为全方位，但均存在一个主导方向，且主导方向随时间和记录点位置的变化而呈现不同的特征。为了便于研究地震对主极化分析的影响，在每个主极化方向图中标出该时窗内所发生地震到达对应台站的大圆路径方位。
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图 4 日本MW9.0地震前后DART46411台站记录到的2011年3月10日至15日的海底压力值箭头指示台站记录的海啸频段的海浪实测与预测高度残差幅值超过3 cm阈值进入快速汇报模式（提供海啸预警信息）的时刻Figure 4. The seafloor pressure values recorded by the station DART46411 during the 2011 Japanese tsunami from March 10 to 15，2011The arrows indicate the moments when the residuals between measured and predicted waves heightin the tsunami band recorded by the station exceeds the 3 cm threshold and enters the rapid reporting mode （which provides tsunami warning information）![]()
图 5 台站TA.O02D （a）、TA.TPFO （b）和TA.M31A （c）的连续地震波形记录在3月11日6:00—6:30时窗内的极化分析结果红色直线表示在该时间窗口内各频段内连续地震波形记录的主极化方向，蓝色实线表示各频段内连续地震波形记录在各方位上的振幅。第一列中，红色星形表示对应时间窗口内M≥5.0余震相对地震台站的大圆路径方位，绿色曲线表示该时间窗口内连续地震波形记录的R-T水平面内的质点振动图，橙色曲线表示R-Z竖直面内的质点振动图，蓝色虚线表示质点振动图中的R分量方向，红色虚线对R-T和R-Z质点振动图来说分别代表T分量和垂直分量Z的方向Figure 5. Polarization analysis results of the continuous seismic waveforms of the stations TA.O02D （a）， TA.TPFO （b） and TA.M31A （c） recorded from 6:00 to 6:30 on March 11Red lines indicate the predominant polarization direction of the continuous seismic waveforms recorded in each frequency band，and blue solid lines indicate the amplitude of the continuous seismic waveform recorded in each azimuth in each frequency band. In the first column subfigures，the red stars indicate the position of the great circle path of the M≥5 aftershocks relative to the seismic stations in the corresponding time window，green curves indicates the particle vibration diagram in the R-T horizontal plane，orange curves indicate the particle vibration diagram in the R-Z vertical plane. Blue dotted lines indicate the direction of the component R in the particle vibration diagrams，red dotted lines represent the direction of the component T and the vertical component Z of the R-T and R-Z particle vibration diagrams，respectively![]()
图 6 台站TA.O02D （a），TA.TPFO （b）和TA.M31A （c）的连续地震波形记录在时间窗3月11日15:00—15:30内的极化分析结果（图注说明同图5）Figure 6. Polarization analysis results of the continuous seismic waveforms of the stations TA.O02D （a），TA.TPFO （b） and TA.M31A （c） recorded from 15:00 to 15:30 on March 11 （The illustrations are the same as Fig. 5）![]()
图 7 台站TA.O02D （a），TA.TPFO （b）和TA.M31A （c）的连续地震波形记录在时间窗3月11日15:30—16:00内的极化分析结果（图注说明同图5）Figure 7. Polarization analysis results of the continuous seismic waveform of the stations TA.O02D （a），TA.TPFO （b） and TA.M31A （c） recorded from 15:30 to 16:00 on March 11，2011 （The illustrations are the same as Fig.5）![]()
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图 9 台站TA.O02D （a），TA.TPFO （b）和TA.M31A （c）的连续地震波形记录在时间窗3月11日22:00—22:30内的极化分析结果（该时窗内无M≥5.0地震发生，图注说明同图5）Figure 9. Polarization analysis results of the continuous seismic waveforms of the stations TA.O02D （a），TA.TPFO （b） and TA.M31A （c） recorded from 22:00 to 22:30 on March 11 （Note：No M≥5.0 earthquake occurred in the time window，and the illustrations are the same as Fig. 5）![]()
图 10 台站TA.O02D （a），TA.TPFO （b）和TA.M31A （c）的连续地震波形记录在时间窗3月12日15:00—15:30内的极化分析结果（图注说明同图5）Figure 10. Polarization analysis results of the continuous seismic waveforms of the stations TA.O02D （a），TA.TPFO （b） and TA.M31A （c） recorded from 15:00 to 15:30 on March 12，2011 （Illustrations are the same as Fig.5）由图5可见，在日本MW9.0地震发生并到达地震台站后的半小时内，沿岸台站TA.O02D，TA.TPFO和内陆台站TA.M31A在地球背景自由振荡频段的主导极化方向均为NE−SW，并未指向主震地震波到达的大圆路径方向。结合三个台站在该时窗内地球背景自由振荡频段的径向分量R和垂向分量Z平面内以及径向分量R和切向分量T平面内的质点振动曲线可知，在水平面内垂直于径向的切向上的质点的振动能量较强，反映了该地震在这一频段主要激发的地震波是沿切向极化的勒夫波，其极化方向正好与主震地震波到达的大圆路径垂直（图5a1，b1，c1），而在微地动频段，沿岸的台站TA.O02D和TA.TPFO的主极化方向的一致性略差，且二者均偏离主震地震波到达的大圆路径方向：两个台站的单频微地动主极化方向分别指向WNW和WSW （图5a2和b2），双频微地动主极化方向分别指向NW和NS （图5a3和b3），而高频噪声的主极化方向分别指向WNW和NNW （图5a4和b4）。内陆台站TA.M31A的主极化方向在单频微地动、双频微地动和高频噪声频段的能量来源方向的一致性较好，均指向NW−SE，即主震的大圆路径方向（图5c2，c3，c4）。总的来说，内陆台站各频带的主极化方向较沿岸台站一致性更好，这主要是由于与近岸台站相比，内陆台站受地震影响的同时受海洋活动影响较小。而近岸台站由于离海洋激发源较近，而且单频微地动和双频微地动的激发机制不同，源区位置不一定相同，造成近岸两个台站微地动频段的极化方向比较分散。
在日本MW9.0地震发生约7小时后海啸波到达沿岸台站附近的DART46411台站（图4），图6和图7分别给出了海啸波到达后该地震台站记录到的两个连续的半小时地震数据的主极化分析结果。可见：在海啸波到达后第一个半小时即2011年3月11日15:00—15:30，各频段的能量来源方向表现出较好的一致性，台站TA.O02D，TA.PTFO和TA.M31A的主极化方向均为NW （图6），基于此综合三个地震台站的能量来源方向可知，主要能量源区的位置指向北太平洋东北海域；而半小时后，即2011年3月11日15:30—16:00，三个台站的主极化方向分别为SE、NW和SW （图7），综合三个地震台站的能量来源方向可知，主要能量源区的位置指向紧邻沿岸台站的北太平洋东部海域。这与海岸附近的潮汐计的海啸波观测相对应：位于北美西北海岸亚历山大港口（Port Alexander）的潮汐计于2011年3月11日14:09监测到海啸首波，而位于北美西海岸洪堡湾（Humboldt Bay）的潮汐计于2011年3月11日15:41监测到海啸首波（Heidarzadeh，Satake，2013），本文主极化分析所得的噪声源区方位与其一一对应，表明海啸波在地震台站在这些时窗观测到的所有频段的噪声源中占主导地位。需要指出的是，内陆台站TA.M31A在地球背景自由振荡频段测到的主极化方向为ENE−WSW （图6c1），与日本MW9.0地震发生后半小时地球背景自由振荡频段的主极化方向一致（图5c1），而同一时段近岸台站TA.O02D和TA.TPFO在地球自由背景振荡频段的主极化方向指向海啸到达的区域（图6a1和图6b1），这主要是因为近岸台站更容易受到海啸激发的地球背景自由振荡的影响，而内陆台站的主极化方向主要还是受主震激发的环型地球自由振荡面波的影响（图5和图6c1）。这一点可以由内陆台站TA.M31A的质点振动图加以佐证（图6c1），该时间窗口内沿切向T的质点振动略强于指向海啸波到达台站近岸的NW方向，说明该台站由于位于离岸较远的内陆，海啸波激发的地震波的影响小于主震激发的勒夫波的影响，其在地球背景自由振荡频段的主极化方向大致与大圆路径方向垂直，保持着日本MW9.0地震后半小时相同的主极化方向（图5和图6c1）。
为了研究噪声源区位置随海啸波传播的变化，随机选取海啸首波到达后4小时、7小时和12小时后半小时时长的连续地震波形记录，分析各频段能量的主极化方向，结果如图8—10所示。可见在各个时窗内，三个地震台站在各频段的主极化方向均较一致：在海啸首波到达4小时后，即2011年3月11日19:00—19:30，台站TA.O02D，TA.PTFO和TA.M31A的主极化方向分别为近EW，WNW和NNW （图8），其主极化方向指向北太平洋东北海域，说明该海域为这个时窗内各频段的主要能量来源方向；在海啸首波到达7小时后，即2011年3月11日22:00—22:30，三个台站的主极化方向分别为近NW，NW和WNW （图9），其主极化方向指向北太平洋东北海域，说明该海域为这个时窗内各频段的主要能量来源方向；在海啸首波到达24小时后，即2011年3月12日15:00—15:30，三个台站的主极化方向分别为近NS，NW和SW （图10），其主极化方向又指向北太平洋东海域，说明该海域为这个时窗内各频段主要能量的来源方向。结果表明，海啸与海底作用并激发地震噪声的源区位置并非固定不变，而是随时间变化的。这与海啸波本身的传播特性相关，即受海底地形、水深等因素的影响，海啸波的多次反射和衍射导致了海啸波能量集中区所处位置在海域呈现出随时间而不断变化的情况（Munk，1963；Shevchenko et al，2014）。
需要指出的是，在海啸到达DART46411台站后的各个时窗内（图6—8，10），发生的地震均为MW9.0地震的余震，其发生位置接近于主震位置，且震级较小，为M5.0左右。而极化分析得到的以上时窗各频段能量源区的主极化方向各不相同，并不指向地震方位，且三个台站的主极化方向交会于海啸到达的海域。另外，在无M≥5.0地震发生的时窗内（图9），主极化分析结果展现出与存在M≥5.0地震发生的时窗一致的结果，如图8b （有地震发生）与图9b （无地震发生）。综上推断，在海啸波到达近岸后，各频段的主极化方向由海啸主导。
3. 讨论与结论
本文利用北美沿岸和内陆的地震台站记录的连续数据，分析了2011年日本大地震激发的海啸对背景噪声的影响，并结合DART系统记录的海底压力记录和潮汐预测数据，分析了海啸期间在各频段上背景噪声的时空分布特征，主要结果如下：
1） 在此次大海啸期间，高频噪声（1.3—1.5 Hz）受海啸影响最小；海啸对地球背景自由振荡（0.004—0.007 Hz）的影响最大，影响的持续时间也最长；海啸对微地动频带（0.05—0.5 Hz）的影响较小，其中对短周期双频微地动（0.18—0.4 Hz）的影响最小，对单频微地动（0.05—0.08 Hz）和长周期双频微地动（0.1—0.15 Hz）的影响略大，持续时间略长。
2） 海啸到达近岸时，对附近台站各频段的噪声均有影响，是各频段噪声的主控能量来源，且在后续过程中各噪声主控能量来源的位置会随时间变化。这与海啸的传播特性有关，海啸在传播过程中受水深、海底地形以及近岸地形的反射、衍射等的影响，海啸能量聚集区域随时间而变化，并非均匀传播至海岸。
由于海啸现象较为复杂，目前的研究对于海啸的激发机制、传播机制、海啸源的定位等的认识仍具有局限性，并且由地震激发的海啸在时间和空间上均存在不易分离的重叠问题，这些因素严重制约了对海啸特征的进一步研究，这也是下一步工作的重点。
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图 1 研究区地质图及构造背景图
F1：则木河断裂；F2：越西断裂；F3：四开—交际河断裂；F4：布拖断裂；F5：茂租断裂；F6：莲峰—巧家断裂；F7：小江断裂；F8：普渡河—大桥河断裂；F9：宁南—会理断裂。右下插图中：① 龙门山断裂带；② 则木河断裂带；③ 小江断裂带；④ 红河断裂带；⑤ 小金江断裂带
Figure 1. The geological map and tectonic settings of the study region
F1：Zemuhe fault；F2：Yuexi fault；F3：Sikai-Jiaojihe fault；F4：Butuo fault；F5：Maozu fault；F6：Lianfeng-Qiaojia fault；F7：Xiaojiang fault；F8：Puduhe-Daqiaohe fault；F9：Ningnan-Huili fault. Illustration in the lower right corner：① Longmenshan fault zone；② Zemuhe fault zone；③ Xiaojiang fault zone；④ Honghe fault zone；⑤ Xiaojinjiang fault zone
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图 3 矮子沟古滑坡平面图（上）和剖面图（下）
Ⅰ ：滑源区；Ⅱ ：高位高速下滑区；Ⅲ ：撞击碎裂区；Ⅳ ：流通区；Ⅴ ：堆积区
Figure 3. Geological map （upper） and cross section profile AB （lower） of the Aizigou paleolandslide
Ⅰ ：Landslide source area；Ⅱ ：High-position and high-speed sliding area；Ⅲ ：Impact fragmentation area；Ⅳ ：Transportation area；Ⅴ ：Accumulation area
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图 4 撞击碎裂区内及其相邻地区出露的玄武岩基岩
B1区和B2区为观测点#24至#25段出露的碎裂状玄武岩基岩；B3区和B4区为观测点#26至#27段出露的碎裂状玄武岩基岩；B5区为撞击碎裂区相邻地区出露的相对完整的玄武岩基岩
Figure 4. Basaltic bedrocks exposed in the impact fragmentation area and its adjacent areas
The subareas B1 and B2 are the cataclastic basalt bedrock outcropped at the section from the observation point #24 to point #25，the subareas B3 and B4 are those at the section from the point #26 to point #27，and the subarea B5 is the relatively intact basaltic bedrock adjacent to the impact fragmentation area
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图 5 滑源区对岸坡体上的滑坡堆积物
C1区和C2区为玄武岩大块石、孤石分布区，C3区和C4区为撞击碎裂区中下部分布的滑坡堆积物
Figure 5. Parts of the landslide deposits distributed on the bank opposite to the landslide source area
The subareas C1 and C2 are an area with large rocks and boulders，and the subareas C3 and C4 are landslide deposits exposed in the middle and lower parts of the impact fragmentation area
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图 7 #11调查点处的滑坡堆积物
Figure 7. Landslide deposits in excavation at the observation point #11
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图 8 矮子沟出口段北侧坡体上广泛分布的滑坡堆积物
（a−i） 调查点#12，#13和#14处的滑坡堆积物；（j，k） 调查点#18处的滑坡堆积物；（l） 山脊处分布的玄武岩大块石
Figure 8. Massive landslide deposits widely distributed across the northern slope of the mouth of Aizigou valley
（a−i） Landslide deposits at the observation points #12，#13，and #14；（j，k） Landslide deposits at the observation point #18；（l） Large basaltic boulders distributed on the ridge
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图 9 金沙江右岸坡体上广泛分布的滑坡堆积物
（a，b） 调查点#2处的滑坡堆积物；（d，e） 调查点#3处的滑坡堆积物；（c，f） 调查点6#处已出现泥化现象的部分玄武岩块碎石；（g，h，j，k） 调查点#7处的滑坡堆积物；（i，l） 金沙江右岸坡体平台处分布的玄武岩大块石
Figure 9. Massive landslide deposits widely distributed on the right bank of Jinshajiang river
（a，b） Landslide deposits at observation point #2；（d，e） Landslide deposits at observation point #3；（c，f） The basaltic blocks showing severe argillitization at observation point #6；（g，h，j， k） Landslide deposits at observation point #7；（i，l） Large basaltic boulders distributed on a platform on the right bank of Jinshajiang river
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图 10 金沙江两岸出露的古堰塞湖沉积物
（a） 古堰塞湖沉积物分布；（b） 新场出露的粉土层；（c） 葫芦口出露的完整的堰塞湖沉积物；（d） 金堂出露的粗砂层；（e） 格勒出露的砂砾石层
Figure 10. The ancient dammed lake sediments exposed along both banks of Jinshajiang river
（a） Distribution of the ancient dammed lake sediments；（b） Silt layers at Xinchang；（c） Dammed lake sediments at Hulukou；（d） Coarse sand layers at Jintang；（e） Sand gravel layers at Gele
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图 12 矮子沟古滑坡的3D离散元数值模型
Figure 12. The 3D discrete element model of the Aizigou paleolandslide
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图 13 边界条件及监测点A1−A5和B1−B6示意图
Figure 13. Boundary conditions and distribution of monitoring points A1−A5 and B1−B6 of 3DEC model
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图 14 地震波水平向（a）、竖直向（b）加速度时程曲线
Figure 14. Acceleration time-history curves in horizontal （a） and vertical （b） directions
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图 15 施加的地震动力荷载
（a） 水平向剪应力时程曲线；（b） 竖直向正应力时程曲线
Figure 15. Applied seismic dynamic loads
（a） Time history curve of horizontal shear stress；（b） Time history curve of vertical normal stress
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图 17 监测点A1和A5的水平向（a）、竖直向（b）加速度时程曲线
Figure 17. Horizontal （a） and vertical （b） acceleration time-history curves of monitoring points A1 and A5
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图 18 滑坡在不同阶段的运动状态
（a） 在启程活动阶段，滑坡体发生明显的变形和错动；（b） 锁固段岩体被剪断，滑坡体启动；（c） 在近程活动阶段，滑坡体高位高速下滑；（d） 滑坡体高速下滑过程中，与矮子沟右岸坡体发生猛烈碰撞后进一步碎裂解体转化为碎屑流；（e，f） 滑坡碎屑流继续沿矮子沟高速滑动，进入高速远程滑动阶段；（g） 滑坡最终堵塞金沙江河道，形成堰塞湖
Figure 18. Movement states of the landslide at different running periods in the numerical model
（a） In the set-out stage，the head scarp of the landslide ruptured with an obvious deformation；（b） The rock mass of the locked segment was sheared off and the body started sliding；（c） The landslide maintained a high speed after its violent start at a high altitude，and slid down with increasing velocity in the short-range stage；（d） Landslide materials disintegrated into a debris flow after colliding with the mountainside along the right bank of Aizigou valley；（e，f） The debris flow continued to move down along Aizigou valley at a high speed and entered the rapid and long-runout debris flow stage；（g） The landslide blocked the Jinshajiang river，and formed a lake
表 1 金沙江下游六城段河谷演化阶段（黄典等，2010；韩刚等，2011）
Table 1 Valley evolution stages in the Liucheng section of the lower Jinshajiang river （Huang et al，2010；Han et al，2011）
地貌类型 河拔高度/m 高程/m 地质年代 形成时代/ka Ⅳ级阶地 250 830 ${\rm{Q}}_{{\rm{p}}}^{2}$ 180 Ⅲ级阶地 140 720 ${\rm{Q} }_{ {\rm{p} } }^{2} $ 150 Ⅱ级阶地 100 680 ${\rm{Q} }_{ {\rm{p} } }^{3} $ 39 Ⅰ级阶地 20 600 ${\rm{Q} }_{ {\rm{h} } } $ 11 
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表 2 滑坡堰塞湖沉积物样品的光释光测年数据
Table 2 Optically stimulated luminescence dating of the landslide-dammed lake deposit samples
实验室编号 采样地点 K含量 Th含量/10−6 U含量/10−6 质量含水量 年龄/ka 年龄误差/ka 17 124-1 六城镇 1.76% 8.66 1.78 2.22% 6.8 0.7 17 124-2 新场 2.92% 12.20 2.26 2.03% 10.0 0.1 17 124-3 棉纱村 2.85% 12.90 3.02 5.72% 15.7 1.6 17 124-4 葫芦口 0.25% 11.83 0.54 22.20% 20.3 1.5 17 124-5 葫芦口 1.74% 12.30 1.85 6.27% 20.5 1.7 17 124-6 葫芦口 1.73% 12.4 1.89 5.41% 25.7 2.9 17 124-7 大崇 1.50% 8.28 1.41 5.64% 20.3 2.2 17 124-8 金堂 1.43% 9.85 1.78 16.53% 12.7 1.4 17 124-9 蒙姑 1.63% 11.80 2.02 14.75% 13.3 1.2 17 124-10 格勒村 1.74% 7.28 1.68 8.33% 19.6 2.3
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岩性 天然密度
/（kg·m−3）黏聚力
/MPa内摩擦角
/°体积模量
/GPa剪切模量
/GPa微风化玄武岩 2950 12.9 55 45.8 21.2 弱风化玄武岩 2860 9.8 45 31.6 17.3
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结构面 法向刚度
/（GPa·m−1）切向刚度
/（GPa·m−1）内摩擦角
/°黏聚力
/MPa抗拉强度
/MPa节理面 26 19 20 1.2 0.03 滑面 9 6 15 0.5 0.01
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表 5 监测点A1，A2，···，A5的峰值加速度及放大系数
Table 5 PGAs and their amplification coefficients of the monitoring points A1，A2，···，A5
监测点号 PGA/（m·s−2） PGA放大系数 水平向 竖直向 水平向 竖直向 A1 3.24 2.77 1.08 1.31 A2 4.68 3.95 1.56 1.87 A3 −7.02 −4.46 2.34 2.11 A4 −8.37 6.75 2.79 3.20 A5 −17.46 −14.24 5.82 6.75
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程谦恭,胡厚田,胡广韬,彭建兵. 2000. 高速岩质滑坡临床弹冲与峰残强降复合启程加速动力学机理[J]. 岩石力学与工程学报,19(2):173–176. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2000.02.010 Cheng Q G,Hu H T,Hu G T,Peng J B. 2000. A study of complex accelerated dynamics mechanism of highspeed landslide by elastic rocky impulse and peak-residual strength drop[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,19(2):173–176 (in Chinese).
方健,尹小涛,周磊,严飞. 2017. 金沙江中游凝灰岩强度参数综合识别研究[J]. 应用力学学报,34(3):507–513. Fang J,Yin X T,Zhou L,Yan F. 2017. Comprehensive study on strength parameters of the tuff at Jinshajiang grand bridge site on Huali freeway[J]. Chinese Journal of Applied Mechanics,34(3):507–513 (in Chinese).
中国地震局. 2020. GB/T 17742—2020中国地震烈度表[S]. 北京: 中国标准出版社: 5–7. China Earthquake Administration. 2020. GB/T 17742−2020 The Chinese Seismic Intensity Scale[S]. Beijing: Standards Press of China: 5–7 （in Chinese）.
韩刚,赵其华,彭社琴. 2011. 白鹤滩水电站坝区深部破裂岩体地应力演化特征[J]. 岩土力学,32(增刊1):583–589. doi: 10.16285/j.rsm.2011.s1.107 Han G,Zhao Q H,Peng S Q. 2011. In-situ stress field evolution of deep fracture rock mass at dam area of Baihetan hydropower station[J]. Rock and Soil Mechanics,32(S1):583–589 (in Chinese).
韩刚. 2015. 一类不对称发育的深部变形破裂成因机理: 以白鹤滩水电站坝址区深部变形破裂为例[D]. 成都: 成都理工大学: 57–60. Han G. 2015. A Type of Asymmetric Distributed Deep-Seated Crack Formation Mechanism: A Case Study of Baihetan Hydropower Station[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology: 57–60 （in Chinese）.
胡广韬. 1995. 滑坡动力学[M]. 北京: 地质出版社: 75–76. Hu G T. 1995. Landslide Dynamics[M]. Beijing: Geological Publishing House: 75–76 （in Chinese）.
胡卸文,黄润秋,施裕兵,吕小平,朱海勇,汪雪瑞. 2009. 唐家山滑坡堵江机制及堰塞坝溃坝模式分析[J]. 岩石力学与工程学报,28(1):181–189. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2009.01.024 Hu X W,Huang R Q,Shi Y B,Lü X P,Zhu H Y,Wang X R. 2009. Analysis of blocking river mechanism of Tangjiashan landslide and dam-breaking mode of its barrier dam[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,28(1):181–189 (in Chinese).
黄典,杨达源,李郎平,石安池,陆飞,葛兆帅,胥勤勉. 2010. 金沙江白鹤滩河段下切速率初步研究[J]. 第四纪研究,30(5):872–876. doi: 10.3969/j.issn.1001-7410.2010.05.03 Huang D,Yang D Y,Li L P,Shi A C,Lu F,Ge Z S,Xu Q M. 2010. Incision rates of the Baihetan section of the Jinsha river[J]. Quaternary Sciences,30(5):872–876 (in Chinese).
黄润秋. 2009. 汶川地震地质灾害研究[M]. 北京: 科学出版社: 233–235 Huang R Q. 2009. Geohazard Assessment of the Wenchuan Earthquake[M]. Beijing: Science Press: 233–235 （in Chinese）.
李国和,王思敬,孙承志. 2001. 金沙江水电开发区域工程地质环境综合评价[J]. 地球科学:中国地质大学学报,26(3):309–313. Li G H,Wang S J,Sun C Z. 2001. Comprehensive assessment of engineering geological environment in hydroelectric development zone,Jinshajiang River[J]. Earth Science: Journal of China University of Geosciences,26(3):309–313 (in Chinese).
李坪. 1993. 鲜水河—小江断裂带[M]. 北京: 地震出版社: 23–25. Li P. 1993. Xianshuihe and Xiaojiang Fault Zones[M]. Beijing: Seismological Press: 23–25 （in Chinese）.
李忠生. 2003. 国内外地震滑坡灾害研究综述[J]. 灾害学,18(4):64–70. doi: 10.3969/j.issn.1000-811X.2003.04.013 Li Z S. 2003. The state of the art of the research on seismic landslide hazard at home and abroad[J]. Journal of Catastrophology,18(4):64–70 (in Chinese).
王刚,王二七. 2005. 挤压造山带中的伸展构造及其成因:以滇中地区晚新生代构造为例[J]. 地震地质,27(2):188–199. doi: 10.3969/j.issn.0253-4967.2005.02.002 Wang G,Wang E Q. 2005. Extensional structures within the compressional orogenic belt and its mechanism:A case study for the Late Cenozoic deformation in Central Yunnan[J]. Seismology and Geology,27(2):188–199 (in Chinese).
文宝萍,王凡. 2021. 1965年烂泥沟滑坡前兆、高速远程运动及后期演化特征[J]. 水文地质工程地质,48(6):72–80. doi: 10.16030/j.cnki.issn.1000-3665.202108065 Wen B P,Wang F. 2021. Precursors and motion characteristics of the 1965 Lannigou rockslides and the subsequent evolution[J]. Hydrogeology and Engineering Geology,48(6):72–80 (in Chinese).
吴昊,裴向军,崔圣华,黄润秋,宋词. 2021. 强震山区滑坡发育分布的地形地质控制作用研究[J]. 岩石力学与工程学报,40(5):972–986. doi: 10.13722/j.cnki.jrme.2020.0944 Wu H,Pei X J,Cui S H,Hung R Q,Song C. 2021. Study of topographic and geological controls on landslide development and distribution within mountainous regions influenced by strong earthquakes[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,40(5):972–986 (in Chinese).
邢爱国,胡厚田,杨明. 2002. 大型高速滑坡滑动过程中摩擦特性的试验研究[J]. 岩石力学与工程学报,21(4):522–525. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2002.04.014 Xing A G,Hu H T,Yang M. 2002. Testing study on frictional characteristic of large-scale and high-speed landslide during sliding[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,21(4):522–525 (in Chinese).
邢爱国,陈龙珠,陈明中. 2004. 岩石力学特性分析与高速滑坡启动速度预测[J]. 岩石力学与工程学报,23(10):1654–1657. doi: 10.3321/j.issn:1000-6915.2004.10.012 Xing A G,Chen L Z,Chen M Z. 2004. Analysis on mechanical properties of rock and prediction of muzzle velocity of high-speed landslide[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,23(10):1654–1657 (in Chinese).
胥良. 2004. 金沙江白鹤滩水电站金江滑坡成因机制及稳定性研究[D]. 成都: 成都理工大学: 72–75. Xu L. 2004. A Study on Genetic Mechanism and Stability of Jinjiang Landslide at the Baihetan Hydropower Station in the Jinsha River[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology: 72–75 （in Chinese）.
徐湘涛. 2012. 金沙江白鹤滩水电站高边坡岩体力学特性及其稳定性研究[D]. 成都: 成都理工大学: 35–36. Xu X T. 2012. Research on Rock Mass Mechanical Characteristics and Stability of High Slope of Baihetan Hydropower Station[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology: 35–36 （in Chinese）.
殷跃平,王猛,李滨,冯振. 2012. 汶川地震大光包滑坡动力响应特征研究[J]. 岩石力学与工程学报,31(10):1969–1982. doi: 10.3969/j.issn.1000-6915.2012.10.003 Yin Y P,Wang M,Li B,Feng Z. 2012. Dynamic response characteristics of Daguangbao landslide triggered by Wenchuan earthquake[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,31(10):1969–1982 (in Chinese).
云南省巧家县志编纂委员会. 1997. 巧家县志[M]. 昆明: 云南人民出版社: 61–63. Chorography Compilation Committee of Qiaojia. 1997. History of Qiaojia[M]. Kunming: People’s Press of Yunnan: 61–63 （in Chinese）.
张明,王正波,孙琳. 2016. 滑坡碎屑流高速远程机制环剪试验研究[J]. 岩石力学与工程学报,35(增刊1):2673–2681. doi: 10.13722/j.cnki.jrme.2014.1609 Zhang M,Wang Z B,Sun L. 2016. Research on rapid and long-runout mechanisms of rockslide debris using ring shear tests[J]. Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering,35(S1):2673–2681 (in Chinese).
张曙光. 2007. 金沙江白鹤滩水电站高拱坝建设工程地质适宜性研究[D]. 成都: 成都理工大学: 31–32. Zhang S G. 2007. Engineering Geological Feasibility Study of High Arch Dam Construction at Baihetan Hydropower Station, Jinsha River[D]. Chengdu: Chengdu University of Technology: 31–32 （in Chinese）.
张欣,王运生. 2017. 白鹤滩水电站库区小江断裂带活动性研究[J]. 工程地质学报,25(2):531–540. doi: 10.13544/j.cnki.jeg.2017.02.033 Zhang X,Wang Y S. 2017. Activities of Xiaojiang fault zone in Baihetan hydropower station reservoir[J]. Journal of Engineering Geology,25(2):531–540 (in Chinese).
周洪福, 方甜, 韦玉婷. 2023. 国内外地震滑坡研究: 现状、问题与展望[J]. 沉积与特提斯地质, 43（3）: 615−628. Zhou H F, Fang T, Wei Y T. 2023. Research situations and suggestions on earthquake-induced landslides[J]. Sedimentary Geology and Tethyan Geology, 43（3）: 615−628 （in Chinese）.
Cho S H,Kaneko K. 2004. Influence of the applied pressure waveform on the dynamic fracture processes in rock[J]. Int J Rock Mech Min Sci,41(5):771–784. doi: 10.1016/j.ijrmms.2004.02.006
Cui S H,Yang Q W,Pei X J,Huang R Q,Guo B,Zhang W F. 2020. Geological and morphological study of the Daguangbao landslide triggered by the MS8.0 Wenchuan earthquake,China[J]. Geomorphology,370:107394. doi: 10.1016/j.geomorph.2020.107394
Fan X M,Scaringi G,Korup O,West A J,van Westen C J,Tanyas H,Hovius N,Hales T C,Jibson R W,Allstadt K E,Zhang L M,Evans S G,Xu C,Li G,Pei X J,Xu Q,Huang R Q. 2019. Earthquake-induced chains of geologic hazards:Patterns,mechanisms,and impacts[J]. Rev Geophys,57(2):421–503. doi: 10.1029/2018RG000626
Hungr O,Leroueil S,Picarelli L. 2014. The Varnes classification of landslide types,an update[J]. Landslides,11(2):167–194. doi: 10.1007/s10346-013-0436-y
Keefer D K. 1984. Landslides caused by earthquakes[J]. GSA Bull,95(4):406–421. doi: 10.1130/0016-7606(1984)95<406:LCBE>2.0.CO;2
Liu W,He S M. 2016. A two-layer model for simulating landslide dam over mobile river beds[J]. Landslides,13(3):565–576. doi: 10.1007/s10346-015-0585-2
Richter C F. 1958. Elementary Seismology[M]. San Francisco: W. H. Freeman and Co: 21–23.
Valagussa A,Marc O,Frattini P,Crosta G B. 2019. Seismic and geological controls on earthquake-induced landslide size[J]. Earth Planet Sci Lett,506:268–281. doi: 10.1016/j.jpgl.2018.11.005
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