金沙江上游特米大型古滑坡的成因及古地震參數(shù)反分析*

龍 維，陳 劍，王鵬飛，許 沖，劉 輝，孫進(jìn)忠

(1.中國(guó)地質(zhì)大學(xué) (北京)工程技術(shù)學(xué)院，北京100083;2.中國(guó)地震局地質(zhì)研究所，北京100029;3.中國(guó)電建集團(tuán)中南勘測(cè)設(shè)計(jì)研究院有限公司，湖南長(zhǎng)沙410014)

0 引言

中高山地區(qū)發(fā)生的強(qiáng)烈地震容易觸發(fā)大型滑坡，地震觸發(fā)滑坡形成的次生災(zāi)害有時(shí)比地震振動(dòng)本身以及斷層錯(cuò)斷所造成的災(zāi)害更為嚴(yán)重 (Jibson et al.，2000;Keefer，2000;Boomer，Rodriguez，2002)。對(duì)于有地震記錄資料的現(xiàn)代地震滑坡，國(guó)內(nèi)外一些學(xué)者利用地震動(dòng)參數(shù)對(duì)地震滑坡進(jìn)行研 究 (Wilson， Keefer， 1983;Jibson， Keefer，1993;Harp，Wilson，1995;王 秀 英 等，2009，2010，2011)，取得良好效果。對(duì)于缺乏地震記錄資料的古地震滑坡，國(guó)內(nèi)外有部分學(xué)者開(kāi)展通過(guò)古滑坡對(duì)古地震參數(shù)進(jìn)行反分析的相關(guān)研究，并取得了一定成果 (Jibson，1996;Oded，Onn，2007;Neta et al.，2009)，但目前有關(guān)這方面系統(tǒng)而深入的研究仍然十分缺乏。

對(duì)于缺乏歷史資料記載的古地震，如果能夠明確判定古滑坡或古滑坡群是由地震觸發(fā)，則可利用古滑坡通過(guò)反分析法求取古地震參數(shù)。因此，對(duì)古地震滑坡進(jìn)行研究可幫助重建區(qū)域或場(chǎng)地的地震歷史 (Jibson，1996)，為現(xiàn)今地震危險(xiǎn)性評(píng)估及現(xiàn)代大型工程設(shè)計(jì)提供重要參考依據(jù)。

本文通過(guò)詳細(xì)的野外地質(zhì)地貌調(diào)查，對(duì)金沙江上游特米滑坡發(fā)育特征進(jìn)行了分析，并結(jié)合年代學(xué)和反分析法，分析和討論了特米滑坡的成因機(jī)制及觸發(fā)其發(fā)生的古地震參數(shù)。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

研究區(qū)域位于青藏高原東南緣金沙江上游，特米滑坡地處巴塘縣城西南，距巴塘縣城約4 km(29°58'32.48″N，99°03'13.30″E)(圖 1、2)。特米滑坡所在河段屬金沙江深切割區(qū)，地形起伏大，相對(duì)高差在2 000 m以上，兩岸山體自然坡度30°以上，為典型高山峽谷地貌，河谷多為V型，寬200～400 m。該河段滑坡、崩塌、泥石流等不良地質(zhì)現(xiàn)象廣泛發(fā)育。

研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，活動(dòng)斷裂發(fā)育，其中金沙江斷裂帶和巴塘斷裂帶 (圖1)是區(qū)域內(nèi)兩條主要的活動(dòng)斷裂帶 (Chen et al.，2013;Wang et al.，2014)。金沙江斷裂帶 (F6)是由多條主干斷裂組成的長(zhǎng)約700 km、寬約80 km的復(fù)雜構(gòu)造帶 (周榮軍等，2005)，歷史上多次發(fā)生地震，1870年發(fā)生過(guò)7.5級(jí)地震，1989年4次6級(jí)以上地震也發(fā)生在此斷裂帶上 (伍先國(guó)，蔡長(zhǎng)星，1992)。金沙江斷裂帶的一條重要分支雄松—蘇洼龍斷裂從特米滑坡后緣附近穿過(guò)，此斷裂1923年發(fā)生過(guò)6.5級(jí)地震 (伍先國(guó)，蔡長(zhǎng)星，1992)。巴塘斷裂 (F7)長(zhǎng)約200 km，由一組北北東向彼此平行的斷層和破碎帶組成，此斷裂晚第四紀(jì)以來(lái)地震活動(dòng)強(qiáng)烈，1948年發(fā)生過(guò)7.3級(jí)地震 (周榮軍等，2005)。

區(qū)域主要出露中生代片巖、大理巖、石灰?guī)r、花崗巖和基性火山巖 (圖2)。特米滑坡區(qū)的基巖巖性主要為黑云母石英片巖，片巖的節(jié)理比較發(fā)育。表層巖體風(fēng)化較嚴(yán)重，巖體完整性較差。

研究區(qū)地震強(qiáng)度大，頻度高，強(qiáng)震沿活動(dòng)斷裂帶分布，歷史上多次發(fā)生地震。近300年以來(lái)發(fā)生過(guò)多次中強(qiáng)震，其基本參數(shù)見(jiàn)表1(伍先國(guó)，蔡長(zhǎng)星，1992;西藏自治區(qū)科學(xué)技術(shù)委員會(huì)，西藏自治區(qū)檔案館，1982;四川省地方志編纂委員會(huì)，1998)。

圖1 研究區(qū)位置及區(qū)域斷裂 (據(jù)Chen等 (2013)修改)(1722～1980年)Fig.1 Map of the location of the study area and regional faults(revised based on Chen et al.，2013)(1722～1980)

圖2 研究區(qū)地層巖性及滑坡位置Fig.2 Formation lithology and the location of landslides in the study area

表1 研究區(qū)近300年以來(lái)發(fā)生的主要地震Tab.1 The main earthquakes occurred in the study area in the recent 300 years

研究區(qū)處于半干旱氣候帶，年平均降雨量小于400 mm，降雨主要集中在每年7～9月。氣溫最高為7月，平均為19℃，最低為1月，平均氣溫為3.7℃。氣候隨海拔的升高有所變化，河谷地區(qū)屬于干熱氣候 (Chen et al.，2013)。這種氣候條件導(dǎo)致河谷地區(qū)物理風(fēng)化強(qiáng)烈，植被稀少。

2 特米滑坡基本特征

特米滑坡左岸和右岸均分布有殘留滑坡堆積體和湖相沉積，右岸下游分布有滑坡壩潰決堆積物 (圖3)。

2.1 地貌形態(tài)與堆積特征

左岸滑坡殘留堆積體縱剖面前緩后陡，前緣呈平緩的臺(tái)階狀;后緣坡角約25°，前緣坡角0～3°，平均坡角約15°。堆積體前緣橫向剖面呈向上凸的弧形，中間厚，兩端變薄，寬度沿河流流向展布。兩側(cè)及后緣邊界具有明顯陡坎，整個(gè)滑坡體的周界呈明顯的圈椅狀形態(tài)。滑坡后緣邊界明顯，表層可見(jiàn)紅褐色粘土 (圖4a)。滑坡前緣的堆積體主要由松散的塊碎石組成，最大粒徑可達(dá)5 m(圖4b)。

圖3 湖相沉積、特米滑坡和滑坡壩潰決堆積物的空間位置分布Fig.3 Spatial distribution of lacustrine deposits and accumulation masses of Temi landslide and landslide dam outburst deposits

左岸滑坡殘留堆積體后緣最高點(diǎn)高程約3 200 m，前緣頂部高程約2 680 m，堆積體長(zhǎng)約900 m，縱向平均長(zhǎng)約350 m，堆積體最寬處約600 m，平均寬度約250 m，縱向剖面表現(xiàn)為前緣厚后緣薄，前緣最厚處約175 m(圖4c)，計(jì)算得左岸滑坡殘留堆積體體積約700×104m3。

右岸滑坡殘留堆積體覆蓋于谷坡之上 (圖4d)，堆積體最高點(diǎn)高程約2 645 m，組成物質(zhì)主要為塊碎石，粒徑差異較大，最大粒徑達(dá)8 m。計(jì)算所得右岸殘留堆積體體積約為30×104m3。

滑坡堆積體上游左岸及右岸均分布有湖相沉積 (圖5)，湖相沉積組成物質(zhì)主要為粉土和粘土，層理十分清晰，湖相層厚約15 m(圖5a)，湖相層覆于滑坡堆積體之上 (圖5b)，底部局部可見(jiàn)覆蓋于滑坡塊石堆積之上 (圖5c)。右岸堆積體下游見(jiàn)有大量的滑坡壩潰決堆積物，潰決堆積體長(zhǎng)約1 600 m，寬30～180 m(圖3)。

上述研究表明，特米滑坡發(fā)生后形成堵江滑坡壩，滑坡發(fā)生時(shí)滑速較高，滑坡前端沖過(guò)河床直達(dá)對(duì)岸，并且滑坡壩可能穩(wěn)定存在了較長(zhǎng)一段時(shí)間后才發(fā)生潰決。

圖4 特米滑坡地貌形態(tài)及堆積特征Fig.4 Landform and accumulation characteristics of Temi landslide

圖5 特米滑坡堆積體上游湖相沉積Fig.5 Lacustrine deposits at upstream of accumulation mass of Temi landslide

2.2 滑坡地形恢復(fù)

經(jīng)計(jì)算滑坡壩潰決部分體積約1 380×104m3，加上左右岸滑坡殘留堆積體體積，可得滑坡總體積約為2 110×104m3。結(jié)合滑坡圈椅狀地形、兩側(cè)的地形地貌特征，利用體積補(bǔ)償法，可恢復(fù)得到原斜坡地形 (圖6)。

圖6 特米滑坡原始地形線、堆積體地形線及滑動(dòng)面Fig.6 Initial landform line、accumulation mass landform line and sliding surface of Temi landslide

2.3 年代測(cè)量

利用AMS14C法對(duì)滑坡形成年代進(jìn)行測(cè)定，樣品為湖相沉積的紅色粘土，采樣位置位于特米滑坡右岸上游殘留的湖相層底部 (圖6)。在北京大學(xué)碳十四實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行測(cè)試。由AMS14C測(cè)年結(jié)果(表2)可知，滑坡發(fā)生時(shí)間約為7 210 BP。

表2 特米滑坡14 C年代學(xué)實(shí)驗(yàn)結(jié)果Tab.2 14 C geochronology test results of Temi landslide

3 地震參數(shù)的反分析

利用滑坡對(duì)古地震參數(shù)進(jìn)行反分析的步驟如下:(1)確定滑動(dòng)面位置，并對(duì)滑動(dòng)前斜坡地貌形態(tài)進(jìn)行恢復(fù)，確定滑坡巖土體物理力學(xué)參數(shù)及滑坡的形成年代;(2)通過(guò)地質(zhì)地貌調(diào)查及計(jì)算分析，判斷滑坡是否由地震誘發(fā);(3)基于Newmark法 (Jibson et al.，2000;Newmark，1965)，計(jì)算地震震級(jí)、震中距、Newmark位移及臨界加速度之間的關(guān)系，結(jié)合其它條件確定觸發(fā)滑坡的地震參數(shù)。

3.1 原始斜坡穩(wěn)定性分析

本文采用極限平衡法對(duì)恢復(fù)所得原始斜坡進(jìn)行穩(wěn)定性分析。采用巖土工程界常用軟件Geo-studio進(jìn)行計(jì)算分析，滑動(dòng)面位置依據(jù)滑坡地形地貌調(diào)查、節(jié)理發(fā)育情況確定，巖體物理力學(xué)參數(shù)見(jiàn)表3。分別采用Bishop法 (Bishop，1955)和Janbu法 (Janbu，1954)進(jìn)行計(jì)算，假設(shè)了3種水位條件:自然水位、低洪水位、高洪水位(圖6)。

表3 原始斜坡巖石物理力學(xué)參數(shù)Tab.3 Rock mechanics parameters of initial slope

分析結(jié)果 (表4)表明，在各種水位條件下，用同種方法計(jì)算所得原斜坡穩(wěn)定性系數(shù)相差不大。表4中臨界加速度ac由 (1)式計(jì)算得到， (1)式見(jiàn)3.2節(jié)地震參數(shù)反演。

表4 不同工況條件下使用不同方法所得原始斜坡穩(wěn)定性結(jié)果Tab.4 The results of stability of initial slope by different methods under different working condition

由靜力分析可知，在非地震荷載作用下，即使高水位 (極端洪水位)情況下斜坡也不可能失穩(wěn)。由計(jì)算結(jié)果并結(jié)合野外地質(zhì)調(diào)查分析，地震很可能是滑坡的重要誘發(fā)因素，主要依據(jù)如下:

(1)靜力分析結(jié)果表明，在3種工況條件下，斜坡穩(wěn)定性系數(shù)均遠(yuǎn)大于1，處于穩(wěn)定狀態(tài)。

(2)區(qū)域處于半干旱氣候帶，斜坡處于金沙江熱干河谷。在巴塘，近20年的年平均降雨量小于400 mm(Chen et al.，2013)，全新世湖相沉積孢粉記錄顯示，臨近地區(qū)氣候在8.2～6.0 ka時(shí)間段處于相對(duì)暖干氣候環(huán)境 (蔣雪中等，1998)。這樣的氣候條件誘發(fā)如此大的巖質(zhì)滑坡可能性很小。

(3)區(qū)域內(nèi)存在多處巨型古滑坡，這些滑坡多數(shù)為巖質(zhì)滑坡，體積巨大，形成堵江滑坡壩，且沿雄松—蘇哇龍活動(dòng)斷裂帶呈線性分布。結(jié)合該區(qū)地震活動(dòng)歷史及滑坡年代學(xué)研究，認(rèn)為這些大型古滑坡主要由地震誘發(fā)形成(Chen et al.，2013)，特米滑坡與這些滑坡具有相同特征，很可能存在相同的觸發(fā)因素。

(4)區(qū)域構(gòu)造活動(dòng)強(qiáng)烈，活動(dòng)斷裂發(fā)育，地震活動(dòng)頻度高，近300年以來(lái)發(fā)生過(guò)9次6級(jí)以上地震 (表1)。金沙江斷裂帶和巴塘斷裂帶歷史上發(fā)生過(guò)多次地震，區(qū)域具有發(fā)生強(qiáng)地震條件。

3.2 地震參數(shù)反演

本文基于 Newmark法 (Jibson et al.，2000;Newmark，1965)對(duì)觸發(fā)特米滑坡的地震強(qiáng)度及震中位置進(jìn)行分析。在Newmark法里，滑塊為位于斜面上的剛塑摩擦體，并且具有一個(gè)固有的臨界加速度 (ac)，當(dāng)?shù)卣鸺铀俣瘸^(guò)其臨界加速度時(shí)，滑塊克服摩擦阻力得以啟動(dòng)。在地震動(dòng)加速度作用過(guò)程中用Newmark法計(jì)算滑體的累積永久位移來(lái)評(píng)判斜坡的穩(wěn)定性情況。

潛在滑坡的臨界加速度是穩(wěn)定性系數(shù) (FS)和斜坡幾何參數(shù)之間的函數(shù) (Newmark，1965):

式中，ac為臨界加速度，單位與重力加速度g相同 (1 g=9.8 m/s2);FS為穩(wěn)定性系數(shù);β為豎直向與滑體質(zhì)心到滑體繞滑中心連線之間的夾角或滑動(dòng)面傾角 (Newmark，1965;Jibson et al.，1993)。在本文模型里β為28°。

Jibson(2007)建議采用下式來(lái)計(jì)算Newmark位移、Arias強(qiáng)度 (Arias，1970)和臨界加速度之間的關(guān)系:

式中，DN為Newmark位移，單位cm;Iα為Arias強(qiáng)度，單位m/s。

本文使用式 (3)計(jì)算Arias強(qiáng)度與震級(jí)、震中距關(guān)系，此式被多位學(xué)者 (Neta et al.，2009;Oded，Onn，2007)使用過(guò):

式中，MW為矩震級(jí);R為震中距，單位為km。

Newmark位移并不表示潛在滑坡在地震荷載作用下真實(shí)位移，其意義由使用者自行去判斷 (Neta et al.，2009;Jibson，1996;Jibson et al.，1993)，評(píng)價(jià)斜坡穩(wěn)定性時(shí)需要將Newmark位移與“臨界位移”進(jìn)行比較。一般將10 cm作為剛性體的承受極限 (王秀英等，2009)，組成物質(zhì)越松散破碎，臨界位移越小 (王秀英等，2011)。Jibson等(1993，2000)使用5～10 cm作為導(dǎo)致斜坡變形破壞的臨界位移判據(jù)。考慮到特米滑坡原斜坡體為巖質(zhì)邊坡且節(jié)理發(fā)育，筆者也使用Newmark位移為5～10 cm作為導(dǎo)致斜坡變形破壞的臨界位移判據(jù)，范圍大則更保守也更合理。

本文分析了DN為5 cm和10 cm兩種情況下導(dǎo)致斜坡破壞的地震震級(jí)與震中距之間的關(guān)系，最低的臨界加速度限制震中距的上限，并約束最遠(yuǎn)震中位置。

表5為最大 (ac=0.497 g)和最小(ac=0.421 g)臨界加速度條件下震級(jí)與震中距計(jì)算結(jié)果。依據(jù)此計(jì)算結(jié)果，并結(jié)合野外地質(zhì)調(diào)查以及相關(guān)資料分析，筆者認(rèn)為觸發(fā)特米滑坡的地震震中位置很可能位于特米滑坡下游巴塘主干斷裂與金沙江斷裂帶重要分支雄松—蘇哇龍斷裂交匯地段 (圖2、7)，有如下依據(jù):

(1)有記載以來(lái)的地震記錄資料顯示，巴塘斷裂帶和金沙江斷裂帶交匯地帶是地震高發(fā)區(qū)(圖1)，該區(qū)域多次發(fā)生6級(jí)以上地震，而兩斷裂帶的交匯段往往多發(fā)地震。其中，巴塘主干斷裂與雄松—蘇哇龍斷裂在水磨溝附近相交，并沿金沙江延伸，此段離特米滑坡較近。

(2)特米滑坡上游沿金沙江還分布有兩個(gè)巖質(zhì)滑坡，特米滑坡與這兩個(gè)滑坡線型排列 (圖7)，往上游規(guī)模依次減小，從殘留滑坡堆積體和湖相沉積特征推測(cè)3個(gè)滑坡形成期次相同，由同一次地震誘發(fā)，由震中距增加地震烈度減小規(guī)律推測(cè)震中位置也應(yīng)在此地段。

(3)經(jīng)計(jì)算原斜坡臨界加速度較大，為0.421～0.497(表4)，要觸發(fā)擁有如此大臨界加速度的斜坡體，滑坡距離發(fā)震斷裂要足夠近，雄松—蘇哇龍斷裂從特米滑坡后緣附近通過(guò)，震中位置應(yīng)位于此斷裂上。

(4)野外地質(zhì)調(diào)查顯示，此段斷層出露部分巖土體極為松散破碎，表明該地段可能靠近震中位置。

依據(jù)震級(jí)與震中距計(jì)算結(jié)果 (表5)判斷，震中位置最可能位于巴塘主干斷裂與雄松—蘇哇龍斷裂交匯段中部棟索—拉扎西段，此段位于兩斷裂交匯段中部，極有可能發(fā)震。棟索—拉扎西段距特米滑坡約10～20 km(對(duì)應(yīng)表5中9.79～20.5 km)，由表5可知，地震震級(jí)應(yīng)為7.0～7.4級(jí)。

表5 不同臨界加速度條件下Newmark法分析結(jié)果Tab.5 Results of the Newmark analysis under different critical acceleration

以滑坡位置為圓心，可以得到地震震級(jí)與震中距關(guān)系圓圖 (圖7)，圖7中臨界加速度ac=0.421 g，Newmark位移DN=5 cm，最保守的標(biāo)準(zhǔn)計(jì)算得到最大距離 (黃色圓)，限制最遠(yuǎn)震中位置。

圖7 給定震級(jí) (M W)條件下可能導(dǎo)致斜坡失穩(wěn)的最大震中距圓圖Fig.7 Maximal distance from Temi landslide of earthquakes that can trigger slope failure for a given magnitude(M W)

綜上，初步得到誘發(fā)特米滑坡的地震震級(jí)為7.0～7.4級(jí)，震中距9.79～20.5 km，圖7中白色橢圓之內(nèi)的斷裂均可能是震中位置所在地。

4 結(jié)論

特米滑坡發(fā)生前的原始斜坡在非地震荷載作用下不會(huì)發(fā)生失穩(wěn)破壞，即使是在極端高洪水位條件下也保持穩(wěn)定狀態(tài)。綜合野外的地質(zhì)地貌調(diào)查及對(duì)原始斜坡進(jìn)行穩(wěn)定性分析，認(rèn)為特米滑坡由強(qiáng)地震觸發(fā)形成。

大約7 210 BP，四川巴塘金沙江上游地區(qū)強(qiáng)地震誘發(fā)了特米大型滑坡，該滑坡曾經(jīng)形成堰塞壩堵塞了金沙江。通過(guò)對(duì)觸發(fā)特米大型古滑坡的地震參數(shù)進(jìn)行反分析，計(jì)算得到觸發(fā)特米滑坡的古地震震級(jí)為7.0～7.4級(jí)，震中距為9.79～20.5 km，震中位置大致位于棟索—拉扎西一帶。

對(duì)特米大型古滑坡進(jìn)行研究，不但有助于加深對(duì)金沙江上游地區(qū)的區(qū)域地震歷史的認(rèn)識(shí)，而且可為現(xiàn)今地震危險(xiǎn)性評(píng)估及現(xiàn)代水利工程設(shè)計(jì)提供重要依據(jù)。

中國(guó)科學(xué)院地質(zhì)與地球物理研究所戴福初研究員對(duì)本文野外工作給予了指導(dǎo)和支持，在此表示感謝。

蔣雪中，王蘇民，羊向東.1998.云南鶴慶盆地30ka以來(lái)的古氣候與環(huán)境變遷［J］.湖泊科學(xué)，10(2):10-16.

四川省地方志編纂委員會(huì).1998.四川省志·地震志［M］.成都:四川人民出版社，117-131.

王秀英，聶高眾，王登偉.2009.利用強(qiáng)震記錄分析汶川地震誘發(fā)滑坡［J］.巖石力學(xué)與工程學(xué)報(bào)，28(11):2369-2376.

王秀英，聶高眾，王登偉.2010.汶川地震誘發(fā)滑坡與地震動(dòng)峰值加速度對(duì)應(yīng)關(guān)系研究［J］.巖石力學(xué)與工程學(xué)報(bào)，29(1):82-89.

王秀英，聶高眾，王松.2011.汶川地震誘發(fā)滑坡的地震動(dòng)加速度評(píng)判標(biāo)準(zhǔn)［J］.地震學(xué)報(bào)，33(1):82-90.

伍先國(guó)，蔡長(zhǎng)星.1992.金沙江斷裂帶新活動(dòng)和巴塘6.5級(jí)地震震中的確定［J］.地震研究，15(4):401-410.

西藏自治區(qū)科學(xué)技術(shù)委員會(huì)，西藏自治區(qū)檔案館.1982.西藏地震史料匯編［M］.拉薩:西藏人民出版社.

周榮軍，陳國(guó)星，李勇，等.2005.四川西部理塘—巴塘地區(qū)的活動(dòng)斷裂與1989年巴塘6.7級(jí)震群發(fā)震構(gòu)造研究［J］.地震地質(zhì)，27(1):31-43.

Arias A..1970.Measure of earthquake intensity［C］//Hansen R.J..Seismic Design for Nuclear Power Plants.Cambridge:Massachusetts Institute of Technology Press，438-483.

Bishop A.W..1955.The use of the slip circle in the stability analysis of slopes［J］.Geotechnique，5(1):7-17.

Boomer J.J.，Rodriguez C.E..2002.Earthquake-induced landslides in Central America［J］.Engineering Geology，63:189-220.

Chen J.，Dai F.C.，Lv T.Y.，et al..2013.Holocene landslide-dammed lake deposits in the Upper Jinsha River，SE Tibetan Plateau and their ages［J］.Quaternary International，298:107-113.

Harp E.L.，Wilson R.C..1995.Shaking intensity thresholds for rock falls and slides:evidence from1987 whittier narrows and superstition hilss earthquake strong-motion records［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，85(6):1739-1757.

Janbu N..1954.Application of composite slip surface for stability analysis［C］//Proceedings of European Conference on Stability of Earth Slopes.Sweden:Stockholm，43-49.

Jibson R.W.，Harp E.L.，Michael J.A..2000.A method for producing digital probabilistic seismic landslide hazard maps［J］.Engineering Geology，58:271-289.

Jibson R.W.，Keefer D.K..1993.Analysis of the seimic origin of landslides:Examples from the New Madrid Seimic Zone［J］.Geological Society of America Bulletin，105(4):521-536.

Jibson R.W..1996.Use of landslides for paleoseismic analysis［J］.Engineering Geology，43:291-323.

Jibson R.W..2007.Regression models for estimating coseismic landslide displacement［J］.Engineering Geology，91:209-218.

Keefer D.K..2000.Statistical analysis of an earthquake-induced landslide distribution—the1989 Loma Prieta，California event［J］.Engineering Geology，58:231-249.

Neta W.，Oded K.，Yehoshua D.，et al..2009.Estimating location and size of historical earthquake by combining archaeology and geology in Umm-El-Qanatir，Dead Sea Transform［J］.Nat Hazards，50(1):27-43.

Newmark N.M..1965.Effects of earthquakes on dams and embankments［J］.Geotechnique，15(2):139-160.

Oded K.，Onn C..2007.The geotechnical effects of long human habitation(2000＜years):Earthquake induced landslide hazard in the city of Zefat，northern Israel［J］.Engineering Geology，95(3-4):57-78.

Wang P.F.，Chen J.，Dai F.C.，et al..2014.Chronology of relict lake deposits around the Suwalong paleolandslide in the upper Jinsha River，SE Tibetan Plateau:Implications to Holocene tectonic perturbations［J］.Geomorphology，217:193-203.

Wilson R.C.，Keefer D.K..1983.Dynamic analysis of a slope failure from the 6 August 1979 Coyote Lake，California，earthquake［J］.Bulletin of the Seismological Society of America，73(3):863-877.