地震成因軟沉積物變形記錄的地震強度研究進展

鐘寧，蔣漢朝，李海兵，蘇德辰，徐紅艷，梁蓮姬

1)自然資源部活動構造與地質安全重點實驗室，中國地質科學院地質力學研究所，北京，100081；2)中國地質調查局新構造與地殼穩(wěn)定性研究中心，北京，100081；3)地震動力學國家重點實驗室，中國地震局地質研究所，北京，100029；4)深地動力學自然資源部重點實驗室，中國地質科學院地質研究所，北京，100037；5)北京工業(yè)大學建筑工程學院，北京，100124

內容提要:確定地震震級對中長期地震預報、震后應急救援和地震危險性評價具有重要意義。古地震學是研究地質記錄中的地震事件，特別是它們的位置、時間和震級大小。然而，傳統(tǒng)由地表破裂參數(shù)確定的古地震震級仍存在不確定性(大多數(shù)地震事件不會導致地表破裂，或位移小于0.3 m)，尤其是由湖泊沉積記錄的古地震事件。為了解決未發(fā)現(xiàn)明顯位錯地震震級問題，本文依據(jù)軟沉積物變形構造的類型和形式，對確定地震震級/強度的方法(經驗估算、最大液化距離、擾動層厚度、軟沉積物變形類型，經驗公式，快速沉積砂層厚度)進行總結和討論，并分析其理論基礎、優(yōu)缺點、誤差大小、適用性、存在問題等。并以中東死海盆地利桑組晚更新世湖相沉積中的震積巖(混雜層)和岷江上游蘿卜寨晚第四紀湖相沉積中地震成因的液化底劈為例，利用上述6種方法推斷，其代表的震級分別為M5.5～6.5和M6.0～7.0，進一步證實了前人的研究結果。這6種方法的結合，為確定地震震級/強度，特別是湖泊沉積中的地震事件提供了一種新的、相對便捷的方法。該研究可為基于地表破裂參數(shù)確定的古地震震級提供可靠的參考，為更好地認識構造活躍地區(qū)的地震活動性和危險性提供數(shù)據(jù)支持。

地震是地球動力作用的表現(xiàn)，它是地球內部結構失去平衡，應力突然釋放并產生巨大能量的災變事件。強烈的破壞性地震不僅引起地表位錯、破裂和裂隙、構造隆升或沉降、大量的滑坡崩塌和塵暴，場地的液化、海平面突然變化及海嘯，還導致地下水位變化、水文異常、河流變遷、生態(tài)變化，以及人類的生命和財產損失等(Michetti et al.，2007；Reicherter et al.，2009)(圖1)。震級越強，震中附近的破壞性和毀滅性越大，對自然、社會和人類生存環(huán)境的影響也越大。對于強烈地震(M≥7.5)尤為顯著，例如1999年臺灣Ms7.6集集地震(Chang Muhsiung et al.，2012)和2008年汶川Ms8.0地震(Liu-Zeng Jing et al.，2012)，均造成了重大人員傷亡和財產損失。因此，地震震級/強度的確定對于中長期地震預報、震后應急救援和地震危險性評估具有重要意義?？梢?，建立一個較為完整的和新穎的地震危險性評價方法具有重要的理論和現(xiàn)實意義。

古地震學是研究地質記錄中的地震事件，特別是它們的位置、時間和震級，分為古液化和地貌瞬時變形的研究。古地震學中的古液化研究側重于軟沉積物變形構造(SSDS)和液化引起的地表破壞等(Mccalpin and Nelson，1996；Michetti et al.，2007)。傳統(tǒng)古地震震級確定主要基于矩震級的經驗關系，包括地表破裂長度、破裂面積，以及同震事件的最大或者平均位移等(Wells and Coppersmith，1994；鄧起東等，2004)。盡管這些方法受到了廣泛的關注并取得了一定的成果，但仍然存在三個方面的問題。首先是同震位錯量未達到地表或小于0.3 m(M=6～6.8)時，無法確定其地震活動性(冉勇康和鄧起東，1999)。其次，通過探槽開挖研究古地震并不總是有效的，因為多數(shù)地震不會造成明顯的地表破裂。例如，2013廬山Ms7.0地震(Chen Lichun et al.，2014)，2015年皮山Ms6.4地震(Li Tao et al.，2016)，2015年尼泊爾Ms8.1地震(劉剛等，2015)和2017年九寨溝Ms7.0地震(徐錫偉等，2017)，震后應急考察中都沒有發(fā)現(xiàn)明顯的同震地表破裂，但這些地震均對建筑物造成破壞，還產生了大量張性地裂縫、滑坡、基巖崩塌和液化現(xiàn)象。最后，關于多大地震可以產生地表破裂還存在很大爭議。唐茂云等(2015)分析了1950～2014年全球范圍內有明確記錄產生地表破裂的56個中小強度震例，發(fā)現(xiàn)伴有地表破裂地震的震級下限比M61/2要小，可能在M5.0級左右，極端情況下震級可以低至M3.6級(例如1966年的Lompoc地震，震源深度只有1.1 km)。通過探槽研究古地震僅能識別少數(shù)的幾次古地震事件，時間尺度也較短。由于缺乏地表破裂和明顯的位錯，沉積記錄(如湖泊沉積)的古地震震級已成為研究的熱點問題。因此，建立一個新的古地震震級方法是古地震學研究的一個重要課題。

除產生地表破裂外，地震作用(M≥4.5)常導致飽含水未固結的沉積物產生液化和(或)流化作用(Allen，1986)，從而形成不同類型的軟沉積物變形構造(SSDS)。沉積記錄或探槽中的軟沉積物變形也常作為構造活動區(qū)域古地震發(fā)生的關鍵性證據(jù)之一(Sims，1973；喬秀夫，1996；Moretti et al.，1999；杜遠生和韓欣，2000；田洪水等，2003；殷秀蘭等，2005；喬秀夫等，2006;黃宏偉等，2007；Moretti and Sabato，2007；王昌勇等，2008；王約等，2009；Jiang Hanchao et al.，2014，2016，2017；Tian Hongshui et al.，2016；van Loon et al.，2016；鐘寧等，2017，2020a；Liang Lianji et al.，2018；Zhong Ning et al.，2019；丁孝忠等，2021)。早在40年前，研究人員就開始分析和討論SSDS與地震震級/強度的關系，主要的方法有經驗估算法(Seed and Idriss，1971；Scott and Price，1988)、最大液化距離法(Kuribayashi and Tatsuoka，1975；喬秀夫等，2017)、擾動層厚度法(Hibsch et al.，1997；Rodriguez-Pascua et al.，2003)、經驗公式法(Rodriguez-Pascua et al.，2003)、變形類型法(Rodriguez-Pascua et al.，2000；Neuwerth et al.，2006；鐘寧等，2017)、快速沉積砂層厚度法(Moernaut et al.，2014；鐘寧等，2020b)等。本文的目的是：① 總結利用SSDS確定地震強度的方法；② 分析各種方法的適用性和優(yōu)缺點；③ 發(fā)展一種相對便捷的軟沉積物變形與地震震級/強度方法。本文的研究成果可為更好地認識區(qū)域地震危險性及其相關地質災害提供了科學依據(jù)。

1 確定古地震震級的方法

基于SSDS類型和樣式確定地震震級/強度的方法有經驗估算法、最大液化距離法、擾動層厚度法、經驗公式法、變形類型法、快速沉積砂層厚度法等。其中最常用的方法是最大液化距離法和變形類型法。經驗估計法和擾動層厚度法分別基于液化強度和SSDS變形幅度與地震強度的關系。這兩種方法只能提供地震震級/強度的下限，使用較少。經驗公式和累計砂層厚度法分別以軟沉積物變形層厚度及其與上覆砂層厚度與震級的關系。由于SSDS變形機制和湖泊沉積過程的復雜性，該方法仍在探索中。而且對變形層厚度(<15 cm)和堆積砂層厚度(<50 cm)也有嚴格要求，限制了其使用范圍。下面，我們將逐個分析每種方法的適用性和優(yōu)缺點。

1.1 經驗估算

在構造活動區(qū)域，斷層的活動常導致地震的發(fā)生，而地震作用過程中地殼顫動引起的各種作用力(振動力、剪切力、擠壓力和拉張力等)使得飽含水未固結的沉積物發(fā)生液化或(和)流化作用，形成復雜多變的各種變形體。起初一些研究者認為M2.0～3.0的地震就能夠導致液化作用(Seed and Idriss，1971)。隨后，Scott 和Price(1988)認為地震小于M5.0級時，距離震中4 km以外的地區(qū)，不能引起沉積物的液化；或者震級為7級時，地震影響的液化距離不超過20 km。Valera 等 (1994)認為最易受影響的礫石沉積中，誘發(fā)液化現(xiàn)象的震級約為M7.0級(例如，2008年汶川Ms8.0地震中，礫石土的液化占所有液化點的80%～85%，Cao Zhenzhong et al.，2010)，而砂土液化所需震級約為M5.5。Marco 和 Agnon(1995)認為能夠觸發(fā)液化的震級應高于M4.5級，這也符合科學統(tǒng)計的結果(Kuribayashi and Tatsuoka,1975；Youd，1977)。多數(shù)研究者(Youd，1977；Allen，1986；Scott and Price，1988；Galli，2000)認為地震震級M≥5.0級時，近地表、飽含水，半固結到松散的沉積物中才能產生明顯的液化現(xiàn)象。而震級M<5.0級時，地震沒有足夠的持續(xù)時間(或動能)引起沉積物液化。

Ⅵ級地震烈度(MMI，修正麥加利地震烈度)區(qū)是小尺度SSDS(如褶皺、假結核、擾動層理和橫臥褶皺)廣泛發(fā)育的下限值(Sims，1975)。盡管在Ⅴ～Ⅵ級地震烈度可以發(fā)現(xiàn)液化現(xiàn)象，Keefer(1984)認為導致液化變形的最低烈度是MMI>Ⅶ。Monecke 等(2004)發(fā)現(xiàn)，對于湖泊沉積物可能需要MMI>Ⅵ～Ⅶ，才會受到影響，或發(fā)生液化現(xiàn)象。當M=5.0～5.5時，地震會產生小規(guī)模的SSDS，如擾動和扭曲變形，以及液化變形(如碟狀構造)(Monecke et al.，2004，2006)。當?shù)卣鹨痫柡练e物液化和/或流化，形成各種類型的SSDS時，其應M≥5.0或MMI≥Ⅵ。經驗估算法的優(yōu)點是方便、快速和適用范圍廣。缺點是精度有限，只提供地震震級/強度下限值。因此，經驗估算法僅能作為一種初步的地震震級/強度估計方法。

1.2 最大液化距離

地震造成的沙土液化現(xiàn)象與地震的震級和震源深度具有明顯的相關性，在其他條件相同的情況下，震級越大，地震造成的液化分布范圍越廣。古地震震級是參考現(xiàn)代地震與歷史地震觸發(fā)的沙土液化記錄統(tǒng)計給出的，關鍵是要確定與震中最遠的沙土液化的位置。因此在野外區(qū)域地質調查或古地震專題研究中要盡量找尋和確定與發(fā)震斷裂最遠的液化變形位置。Kuribayashi和Tatsuoka(1975)根據(jù)1872～1968年以來日本境內44次Ms>5.3的地震資料，繪制了日本地震與液化分布圖，發(fā)現(xiàn)最遠液化距離(R)與地震震級(M)之間存在明顯的對應關系，首次繪制了R—M關系圖(圖2)。劉穎和謝君裴(1984)統(tǒng)計了中國1955年前近900年間30余次M5.0級以上的地震資料，繪制了中國的液化現(xiàn)象與地震震級和最大震中距離的關系圖。Obermeier(1996，1998)和Obermeier 等(2002)在多篇文章和報告中對Ambraseys(1988)的結果進行了修正補充。喬秀夫等(2017)制作了綜合性的最大液化距離與地震震級關系圖(圖3)，表明地震震中與地表最遠液化點之間具有明顯的線性關系。因此，可以根據(jù)野外確定的液化點與地震震中(或發(fā)震斷層)之間的距離，利用現(xiàn)有的R—M圖件，反推地震的震級。

圖2 地震震級與最遠地表液化點關系圖(Kuribayashi and Tatsuoka，1975)Fig.2 Relatienship between the maximum epicentrical distance of liquefied sites R and magnitude M(Kuribayashi and Tatsuoka，1975圖中的數(shù)字為地震編號The number in the figure are earthquake No.

在野外往往很難確定所研究的液化變形是否是距震中最遠的，但仍可用圖3來推測古地震震級，因為其給出了一個震級由小到大的合理變化范圍。古地震由古發(fā)震斷裂觸發(fā)軟沉積物變形(包括液化變形)，只有確定古發(fā)震斷裂方能應用圖3。與現(xiàn)代地震震中相同，古地震震中(宏觀與微觀震中)也應沿斷裂分布。當不知道古地震震中時，可以將最遠的液化變形記錄與發(fā)震斷裂垂直的直線距離投影至圖3中，得出古地震震級。當然，這里給出的古地震震級只是準定量的，不可能像現(xiàn)代地震震級的確定。

圖3 液化變形最大震中距(R)與地震震級(M)關系圖(據(jù)喬秀夫等，2017修改)Fig.3 Relationship of magnitude(M)and maximum liquefied deformation distance(R)圖中地震震級主要為矩震級，中國的地震用灰色實心圓圈表示，除汶川地震外，均為Ms震級。黑色虛線代表最大的地震震級，灰色虛線代表最小地震地級The magnitude of the earthquakes in the figure is mainly moment magnitude.The earthquakes in China are represented by gray solid circles.Except for the Wenchuan earthquake,they are all Ms magnitude.The black dotted line represents the largest earthquake magnitude and the gray dotted line represents the smallest earthquake magnitude

1.3 擾動層厚度

地震震級越大，其釋放能量越大，破壞性也越強，對震中范圍內沉積物擾動程度也越強。關于軟沉積物變形構造的厚度與地震強度關系，已有學者做了一些嘗試。Sims(1973)通過加利福尼亞州圣費爾南多Van Norman人工湖中記錄的軟沉積變形(負載和卷曲)的研究，在考慮距震中位置情況下，分別獲得了1930年M5.2、1952年M7.7和1971年M6.5等3次地震對湖相沉積物擾動的烈度為Ⅵ、Ⅶ和Ⅷ～Ⅸ級，沉積物擾動厚度為厘米到毫米級。Guiraud和Plaziat(1993)測量了尼日利亞東北部Beune盆地下白堊統(tǒng)Bima砂巖組震積巖的變形強度。Hibsch 等(1997)比較了厄瓜多爾基多盆地北部全新世河湖相沉積中同震軟沉積物變形層厚度(擾動或卷曲變形層)和歷史地震強度分布，提出了一種新的古地震強度估算方法，該方法對Ⅵ以上的地震強度區(qū)具有較好的約束。圖4為基多的古地震強度與同震變形層厚度的關系?？紤]到沉積學特征對地層厚度的影響，對于相似巖性(粒度、分選、巖石學、壓實度等)的地層，地震強度越強，擾動層越厚。Ⅵ級強度地震對應擾動層厚度為0～8 cm；Ⅺ級強度地震對應擾動層厚度為27～53 cm。值得注意的是，擾動層產生于水/沉積物界面，并具有以下特征：卷曲變形和破碎層的厚度與滑塌作用無關；變形層與震后的水平砂層沉積具有相同的巖性組合(Hibsch et al.，1997)。由于統(tǒng)計資料較少，缺乏實驗數(shù)據(jù)驗證，且局限于一個地點的研究結果，從而限制了其使用范圍。此外，該方法并未考慮地震波(振幅和傳播時間)對沉積層厚度的影響(李留藏等，1991)。在一個特定的沉積序列中，地震波可使同一層(或一組)沉積物變形，而與震級無關。強震也可能僅導致薄層狀沉積層變形，而弱震也可能使厚層狀地層變形，需要進一步的研究。

圖4 地震烈度與水平擾動層厚度關系圖(Hibsch et al.，1997)Fig.4 Scales of relations seismic intensity—thickness of contorted bedding horizon(Hibsch et al.，1997)

1.4 經驗公式

“b”值是由古登堡和里克特提出的大小地震之間的重要統(tǒng)計關系，通常采用最小二乘法對lgN=a-bM關系式求解b值，主要用于衡量某地區(qū)地震活動水平的標志，是地震危險性和地震預報分析的基礎參數(shù)(易桂喜等，2013)。Rodriguez-Pascua 等(2003)發(fā)現(xiàn)西班牙中新世的Cenajo、Hijar和Elche de la Sierra盆地湖相沉積中73個震積巖的頻率—厚度關系服從指數(shù)關系，且求解的“b”值(0.86±0.06)與利用震級與頻度關系求解的b值(0.86±0.08)相同。另外，他們又詳細對比了西班牙現(xiàn)代和近代地震作用形成的SSDS與古代地震作用形成的SSDS，發(fā)現(xiàn)兩者非常相似。然后，建立了地震相關沉積層(液化層和碎屑層)厚度與地震震級之間的經驗關系M=T/3+3.83，其中T是地震相關沉積物的厚度(單位為厘米)，M為震級。完整的地震相關沉積序列中，可以分3個具有不同變形類型的變形層：頂部的流化層、中間的韌性—脆性變形層(破裂和破碎紋層)和底層典型的韌性變形層(褶皺紋層)；頂層之上覆蓋有未變形的紋層(Rodríguez-Pascua et al.，2003)(圖5)?；谝巴鈱嵺`和文獻閱讀，地震擾動層必須是液化或流化的均一層、碎屑層(Marco and Agnon，1995，2005)，或者破碎層(Rana et al.，2013)，有變形強弱(韌性到脆性)和粒序變化的變形層。

圖5 西班牙埃爾切—德拉謝拉盆地中新世湖相沉積中典型的混雜層(Rodriguez-Pascua et al.，2003)Fig.5 Typical mixed layer in Miocene lacustrine sediments from Elche de la Sierra basin，Spain(Rodriguez-Pascua et al.，2003)

Rodríguez-Pascua 等(2003)對地震相關沉積層的厚度并未提出明確的判斷標準，因此限制了其應用。Mugnier 等(2011)發(fā)現(xiàn)巖性、粒度、沉積環(huán)境和地震加速度都會影響震積巖的厚度，且一次地震的振動次數(shù)和地震復發(fā)周期也會影響變形層的厚度。數(shù)值模擬表明：變形強度隨著加速度的增加和變形層厚度的減小而增大；地震持續(xù)時間會對變形構造的幾何形態(tài)產生影響，但不會影響變形的幅度(Wetzler et al.，2010)。Mugnier 等(2011)認為地震相關沉積層厚度與地震強度之間的關系非常復雜，可能不是單一的線性關系。此外，大量實際資料表明，震級與地震頻度的對數(shù)并不嚴格呈線性關系(傅征祥，1997)，需要對b值進行穩(wěn)健估計處理和置信區(qū)間的研究。因此，采用上述經驗公式，必須非常小心。

1.5 軟沉積物變形類型

在飽含水松散的沉積物中，不同地震震級和變形機制(液化、流化、觸變等)會形成不同類型的SSDS。例如，重力和液化作用可以逐漸形成負載、火焰、球枕構造和枕狀層：① 上覆顆粒較粗，密度大的物質沉入下伏密度低的、顆粒較細紋泥中，形成簡單負載構造。② 隨著變形構造的繼續(xù)發(fā)展，下伏細顆粒物質開始向上擠入，發(fā)生垂向位移形成懸垂負載、擠入的火焰構造。③ 下伏的地層在受到上覆地層的超覆壓力下，發(fā)生水平剪應力，使得細顆粒的紋泥發(fā)生卷曲或褶皺變形(Suter et al.，2011)。④ 隨著液化及流化的進一步作用，粗顆粒物質完全掉入下伏低密度層中形成脫落負載構造、假結核(Anketell et al.，1970)、球—枕構造(Owen，1987)等，并最終形成枕狀層(喬秀夫和李海兵，2008)。Sims(1973)認為由負載構造演變成假結核可能需要更大的震級，或長時間的地震震動。在同等條件下(相同的沉積環(huán)境)，形成球—枕構造所需的震級/強度應大于形成負載和火焰構造所需要的震級/強度；而形成枕狀層所需的震級/強度應大于生成球—枕構造所需的震級/強度(Owen，1987)。

Rodriguez-Pascua 等(2000)總結出軟沉積物變形類型與地震震級的關系(圖6)，其中液化混合層，假結核、球—枕構造和液化脈所對應的震級分別為M5.5～6.5，M6.5～8，M6.0～8.0，M5.0～8.0。Berra和Felletti(2011)結合前人研究的結果，認為地震成因所導致的液化或流化作用形成的球—枕構造和塑性擠入構造，其對應的震級為M6.0～8.0和M5.0～6.0級。Qiao Xiufu 和 Guo Xianpu (2013)依據(jù)新疆西南天山下侏羅統(tǒng)的液化變形(液化滴狀體與液化均一層)與震中距離關系(圖3)，認為其古地震震級為M6.5～7.0級，與液化變形層同期有大量的負載、球—枕構造記錄。龍門山地區(qū)以及晚三疊世的汶川—茂縣斷裂有關的液化變形與球—枕構造，采用液化變形最大震中距與地震震級關系獲得的古地震震級為M6.6～7.2級(喬秀夫等，2012)。鐘寧等(2017)在研究現(xiàn)代湖沼環(huán)境軟沉積物變形中，總結出負載、球—枕構造若為地震成因時，其代表的震級為M6.0～7.0級。因此，在確定軟沉積物變形為地震成因時，通過不同沉積環(huán)境類似的軟沉積物變形對比和分析研究，有望獲得較為可信的古地震震級大小。

圖6 不同類型軟沉積變形與古地震震級關系圖(據(jù)Rodriguez-Pascua et al.，2000修改)Fig.6 Summarized the different soft sediment deformation types with the relationship of the rank of earthquake magnitudes(Modified from Rodriguez-Pascua et al.，2000)

1.6 快速沉積砂層厚度法

強烈地震(M≥5.0)不僅會導致飽含水未固結沉積物液化或流化作用，形成不同類型的脆性和(或)韌性軟沉積物變形，還會產生大量的碎屑(滑坡、灰塵等)物質，通過風和(或)河流迅速搬運到湖泊中沉積，形成一系列地震相關沉積(Howarth et al.，2012；Moernaut et al.，2014；Arche et al.，2019)。地震震動還會引發(fā)湖盆斜坡或湖泊岸坡沉積物的不穩(wěn)定(Katz et al.，2009)和湖震(Beck，2009；Avar et al.，2014)，導致近端塊體搬運(滑坡、崩塌、泥石流等)和遠端的濁流沉積(地震濁積巖等)(Zhang Yongshuang et al.，2014)。當?shù)卣鸢l(fā)生時，首先會導致未固結的湖相沉積物形成軟沉積物變形，隨后滑坡、粉塵等碎屑物質被搬運到湖泊中，堆積到軟沉積物變形層之上，形成地震事件層(地震后快速沉積的砂層)(Jiang Hanchao et al.，2014，2017；鐘寧等，2020b)。進一步的研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原東緣理縣湖泊沉積中軟沉積物變形層上部均存在不同厚度的砂層(地震事件層)，這些軟沉積物變形與粒度和磁化率記錄顯示出良好的一致性(Jiang Hanchao et al.，2016，2017)；分別代表同震的變形層和震后快速沉積的砂層。Jiang Hanchao 等(2017)指出理縣湖相沉積剖面中的粒度和磁化率反復出現(xiàn)突然變粗(增大)和向上緩慢變細(減小)趨勢，與區(qū)域頻繁的地震活動導致陸源碎屑突然增加/減少有關。然而，有些地震(M≥5.0/5.5)并未導致湖泊中飽含水未固結沉積物變形，這可能是由于它們與震中距離較遠(Owen and Moretti，2011)或湖泊沉積物的泥砂比例較高(Jiang Hanchao et al.，2017)；不過它們仍可能在湖泊上游匯水區(qū)范圍內產生大量的碎屑物質，并通過河流或風搬運到湖泊中沉積。早期研究者證實了軟沉積物變形的擾動層或液化均一層厚度與地震震級或強度具有一定的正相關關系(Hibsch et al.，1997；Rodrguez Pascua et al.，2003)。那么，地震事件層或者塊體搬運沉積快速沉積的厚度(地震后快速沉積的砂層)與地震震級是否存在相關關系？

Keefer(1984)較早利用1911～1980年間全球范圍內40次地震滑坡的資料對滑坡與地震參數(shù)定量關系進行了研究，給出了地震誘發(fā)滑坡的最小震級為M4.0級，并繪制了地震滑坡影響面積與地震震級的統(tǒng)計曲線。后來，Rodríguez 等(1999)和Xu Chong 等(2014)又對其進行了補充和完善。Bommer 和 Rodríguez(2002)研究了中美洲地震引發(fā)的滑坡數(shù)據(jù)，并指出滑坡面積和地震震級的統(tǒng)計關系，可以應用到全球其他地區(qū)。Malamud 等(2004)證實了Keefer(1984)的結果，并提出觸發(fā)滑坡所需的最小地震震級為M=4.3±0.4。在相同條件下，地震越大，滑坡面積和體積越大。一次強烈的地震可以誘發(fā)數(shù)以萬計的山體滑坡，特別是在高山峽谷區(qū)(Xu Chong et al.，2014；Zhang Yongshuang et al.，2017)。

圖7(a)滑坡面積與地震震級關系(據(jù)Keefer，1984；Xu Chong et al.，2014；李艷豪等，2015整理)；(b)快速沉積的砂層沉積厚度(D 單位為cm)與地震震級(M)關系(鐘寧等，2020b)Fig.7(a)Area affected by landslides in earthquakes of different magnitudes (Modified from Keefer，1984；Xu Chong et al.，2014；Li Yanhao et al.，2015&)；(b)cumulative sand sediment thickness (D，unit is cm)in earthquakes of different magnitudes (M)(Zhong Ning et al.，2020b&)

通過建立高分辨率全新世死海地震歷史，Migowski 等(2004)發(fā)現(xiàn)擾動層厚度與震級有較好的相關性。這種擾動層沉積類型被連續(xù)的擾動沉積構造所分隔，其沉積結構通常由文石的碎屑“漂浮”在粉砂質碎屑的基質中。此外，Moernaut 等(2014)發(fā)現(xiàn)濁積巖的空間分布和厚度與地震強度有一定的相關性，可用于重建區(qū)域古地震強度。并建立了快速沉積濁積巖厚度與地震強度之間的線性關系。理論上講，震級越大，產生的碎屑物質(滑坡、灰塵等)就越多，而搬運到附近水體中的碎屑物質就多，形成的積累砂層厚度越厚。當然，如沉積塊體的重力失穩(wěn)程度、結構參數(shù)、滑動面深度也是需要考慮的因素，特別是在水下湖盆或斜坡中。基于這種假設，鐘寧(2017)統(tǒng)計了公元181～2010年間法國、土耳其、新西蘭、智利等32次地震導致流域內或其周圍湖泊中塊體搬運沉積的碎屑物質急劇增加，并堆積形成向上變細的砂層(地震事件層)；并建立了震級與快速沉積的砂層厚度關系圖(圖7b)。統(tǒng)計資料顯示，隨著地震震級越大(M4.0 ～M9.0)，快速沉積的砂層厚度(0.1 ～ 50 cm)越厚，并具有一定的正相關關系，協(xié)和度R2=0.52。當快速沉積砂層厚度為1 cm，對應的震級為M4.0 ～M6.0(5.0±1.0)；快速沉積砂層厚度為10 cm，對應的震級為M5.8 ～M8.4(7.1±1.3)。假設湖泊流域范圍內或周圍的滑坡等碎屑物質絕大多數(shù)是由地震觸發(fā)所致，那么就可以利用地震事件層厚度，推測事件沉積時對應的地震強度。

考慮湖泊流域范圍內滑坡、崩塌等碎屑物質剝露機制的復雜性，以及物源、地形、風力和水動力條件等因素對物質輸運的影響，造成同一沉積環(huán)境中沉積物往往是由具有不同輸運機制的組分組成。此外，湖泊沉積物的來源還可能受到極端天氣事件(如暴雨、沙塵暴等)的影響。因此，我們建議在研究地震事件層及其厚度時，應通過端元分析方法(Weltje，1997；鐘寧等，2020b)，識別出不同動力組分和沉積動力環(huán)境，厘定出沉積記錄的構造事件(地震等)或氣候事件，然后在利用快速沉積砂層厚度法確定地震震級。不可否認，這種利用快速沉積砂層法只是基于數(shù)據(jù)的統(tǒng)計結果，還需要更多的數(shù)據(jù)支持和檢驗。因此，累計砂層厚度法只能得到粗略的震級估計，還需要與其他確定地震震級方法進行對比驗證。

2 實例分析和討論

2.1 以色列利桑湖(死海)馬薩達湖相沉積中破碎層及其震級

表1利桑湖和蘿卜寨中軟沉積物變形構造所代表的地震震級Table 1 Earthquake magnitudes inferred from LakeLisan and Luobozhai soft～sediment deformation structures

死海是一個由沿死海—約旦轉換板塊邊界的轉換拉張作用形成的活動沉降盆地。死海斷層具有很強的地震活動性(Marco and Agnon，1995，2005；Klinger et al.，1999)。在過去～3 ka期間，沿死海斷層曾發(fā)生了數(shù)十次M>6的地震(Ambraseys and Finkel，1991；Ambraseys，2009)，最強兩次地震發(fā)生在1995年的亞喀巴灣(最南端的死海)，Mw7.3(Klinger et al.，1999)和1927年杰里科山谷Mw6.2(Shapira et al.，1993)。Marco 和 Agnon(1995)在研究以色列利桑湖(死海)馬薩達附近的晚更新世扇三角洲沉積時，識別出具有自碎屑、破碎混雜的季節(jié)性湖相紋層，認為是死海盆地的震積層。這些混雜的紋層是位于上下未擾動紋層之間的震間變形層(圖8a)，代表著一次強烈的地震事件(M≥5.5)。為了進一步厘定上述混雜層所記錄的古地震震級，我們采用上述6種軟沉積物變形構造與地震震級/強度方法進行驗證。首先，能夠導致液化或流化作用的地震，其應M>5.0。研究剖面位于馬薩達的同沉積活動斷層旁(<5)，利用液化變形最大震中距與地震震級(圖3)，獲得其震級為M5.2～7.0。其次，研究剖面擾動層厚度約13 cm，采用擾動層厚度與地震強度關系(圖4)，獲得地震烈度為Ⅶ～Ⅺ，震級大致在M5.0～7.0級；而液化均一層厚度約為9 cm，基于液化均一層與地震沉積關系(M=T/3+3.83)，獲得的震級為M6.83。再次，利用軟沉積物變形類型與地震震級關系(圖6)，獲得研究剖面混雜層(液化混合層)對應的震級為M5.5～6.5。最后，根據(jù)變形層上覆約2 cm厚的水平砂層，利用快速沉積的砂層厚度與震級關系(圖7b)，獲得的震級為M4.2～6.6。結合上述6種確定地震震級/強度方法，死海地區(qū)以色列利桑湖馬薩達附近晚更新世扇三角洲沉積記錄中的混雜層所代表的古地震震級為M5.5～6.5。

2.2 岷江上游蘿卜寨湖相沉積中液化底劈變形及其震級

圖8(a)以色列利桑湖(死海)馬薩達附近晚更新世扇三角洲沉積中典型的地震成因混雜層(Marco 和 Agnon，1995)；(b)青藏高原東緣岷江上游蘿卜寨晚第四紀湖相沉積中地震成因的液化底劈變形(本研究)Fig.8(a)Typical mixed layer in late Pleistocene of fan delta sediments which overlying laminated layers shows gradual upward transition from folded strata of Masada near Lisan lake Formation in Israel,through fragment-supported texture,to matrix-supported texture at top.Underlying folds are asymmetrical and recumbent,and in places they have box shapes.Undisturbed,postseismic layers overlie mixed layer(Marco and Agnon，1995).(b)Typical liquefied diapir which was induced by earthquake in late Quaternary of Luobozhai lacustrine sediment,upper reaches of Minjiang River，east Qinghai—Xizang(Tibetan)Plateau(This study)

岷江上游地處“南北向地震構造帶”中段的北中部，受岷江斷裂帶、松坪溝斷裂、虎牙斷裂及龍門山逆沖推覆構造帶的影響(Wang Ping et al.，2011)。區(qū)域地震頻發(fā)，曾發(fā)生2017年九寨溝Ms7.0、2008年汶川Ms8.0、1976年松潘—平武Ms7.2、1933年疊溪Ms7.5等一系列強震，表明該地區(qū)具有較強的地震活動性。由于該區(qū)為高山峽谷地貌，缺少第四紀沉積，開挖探槽困難，古地震研究相對薄弱。2008年汶川地震和1933疊溪地震后，岷江上游形成一系列的滑坡堰塞湖(Xu Hongyan et al.，2015；李艷豪等，2015)。通過湖泊沉積中發(fā)育的軟沉積物變形構造和高分辨率指標(粒度和磁化率等)，研究人員識別出多個地震事件(Wang Ping et al.，2011；Jiang Hanchao et al.，2014，2016；鐘寧等，2020a,b)。鐘寧(2019)在研究岷江斷裂中南段晚第四紀活動性時，在岷江上游茂縣蘿卜寨湖相沉積剖面中識別出一層液化底劈變形，上覆和下伏均為未變形層(圖8b)。另外，此剖面中也發(fā)現(xiàn)了地震成因的負載/火焰構造、微斷層和球—枕構造等(圖9)，均為厘米級的變形構造，具有垂向的重復性和側向的延展性，且與室內震動模擬實驗結果非常相似，表現(xiàn)為地震觸發(fā)的變形構造(鐘寧等，2017)。初步認為羅卜寨湖剖面的液化底劈為地震成因，雖然不能排除重力負載(Moretti and Sabato，2007)和快速沉積(Lowe，1975)的影響。考慮到羅卜寨液化底劈變形強烈，且變形層中黏土含量較高，黏性大，需要較大的震級才能引起液化變形(Tian Hongshui et al.，2016；蘇德辰和喬秀夫，2018)。利用上述6種方法，羅卜寨剖面的液化底劈可能代表M6.0～7.0級地震事件(表1)。

圖9 青藏高原東緣岷江上游蘿卜寨晚第四紀湖相沉積中地震成因的負載/火焰構造(a)；微斷層(b)；火焰構造和微斷層(c)；以及球—枕構造變形(d)(本研究)Fig.9 Typical load and flame structure (a);micro fault (b),flame structure and micro fault (c),and ball-and-pillow deformation structure (d)which was induced by earthquake in late Quaternary of Luobozhai lacustrine sediment,upper reaches of Minjiang River,east Qinghai—Xizang(Tibetan)Plateau(This study)

上述6種方法中，SSDS的類型和最大液化距離提供了一種更為可靠的確定地震震級方法，以上兩個案例研究中已得到證實。需要指出的是，在利用SSDS確定地震震級/強度時，還應考慮以下5個方面。

(1)考慮到SSDS變形機制和觸發(fā)因素的復雜性，首先要確定SSDS的成因和觸發(fā)機制(Owen and Moretti，2011)。

(2)SSDS形態(tài)和震積層厚度易受沉積環(huán)境、巖性、沉積物的物理特征、液化和/或流化等影響，可能會影響我們對SSDS類型(例如火焰構造與底辟構造)的厘定。因此，在分析SSDS的特征(類型、變形強度、擾動厚度等)時，需要仔細考慮。

(3)考慮到古地震震中的不確定性和古液化點的空間分布。為了減小不確定性，建議采用液化變形記錄(或液化變形的位置)與發(fā)震斷層或震中之間的垂直距離。

(4)為了驗證方法的可靠性，重建的地震震級/強度應與研究區(qū)現(xiàn)代地震、古地震的震級相當。

(5)有些地震(M≥5)可能并形成SSDS，或未在沉積物中保存，或者被侵蝕(Moretti et al.，1999)；一次地震也可能誘發(fā)多個沉積層變形(Gibert et al.，2011)，形成多層的SSDS，這就導致了地震事件的遺漏或過多解讀。

因此，在利用SSDS研究古地震時，需要利用沉積學和微觀指標(如粒度、磁化率等)來識別那些沒有形成SSDS但可能誘發(fā)大量碎屑物質(如滑坡、塵暴等)的地震事件，建立長時間尺度，連續(xù)的地震事件。然而，湖泊沉積物的來源和化學性質變化除受強烈地震釋放的碎屑物質影響外，還可能受到極端天氣(如沙塵暴等)(Chen Fahu et al.，2013)、風化作用(Liang Lianji and Jiang Hanchao，2017)和人類活動(Karlin and Abella，1996)的影響。由此可見，宏觀SSDS和微觀沉積指標變化的耦合，以及沉積學分析，使得湖泊沉積中識別出的地震事件更可靠。對于湖相沉積，除了上述提到的6種方法外，最好使用下伏SSDS和上覆砂層的組合，以其獲得更為可靠的古地震震級/強度?？傊鲜龈鞣N方法都各有其應用條件和局限性，目前還只是一種嘗試，還有待進一步研究。

3 結論

(1)利用經驗估算、最大液化距離、擾動層厚度、經驗公式、變形類型、快速沉積砂層厚度等6種方法，中東死海盆地晚更新利桑組典型的震積層(混雜層)代表的震級應在M5.5～6.5之間；岷江上游蘿卜寨晚第四紀湖相沉積中的液化底劈變形代表的古地震震級為M6.0～7.0級；

(2)軟沉積物變形與古地震震級/強度關系的研究，使它特別適合于高山峽谷、強烈侵蝕，沒有地表破裂，探槽開挖困難的地區(qū)。不僅為確定古地震震級或強度提供了一個相對便捷，新穎的方法，同時也是對利用地表破裂參數(shù)確定古地震震級方法的補充和參考；

(3)軟沉積物變形與古地震震級/強度關系，不僅可以提供可靠或可對比的地震震級或強度數(shù)據(jù)，也為我們研究構造活躍地區(qū)長期的地震活動性和危險性提供了一種新的方法。

致謝：謹以此篇文章紀念中國地質科學院地質研究所喬秀夫先生(1930-10-30～2021-03-01)。他是我國當之無愧的震積巖研究的開拓者、古地震研究先驅及領航人；也是我從事軟沉積物變形和古地震研究的領路人，指導者和支持者。喬秀夫先生一生愛國敬業(yè)、忘我工作、無私奉獻、熱情豁達、平易近人；對工作精益求精、一絲不茍、嚴謹認真的精神，一直激勵我從事活動構造、古地震和災變沉積學研究。同時，感謝何碧竹研究員、碩士研究生張獻兵和楊鎮(zhèn)在文章修改過程中的幫助及寶貴意見。最后，感謝審稿專家和章雨旭研究員提出的寶貴意見和建議。