堰塞湖成因种类较多,冰碛物堵塞河流可形成堰塞湖(moraine dammed lake),火山物质堵塞河流可形成堰塞湖,地震或强降雨引起的滑坡堵塞河流还可形成堰塞湖、 即滑坡型堰塞湖(landslide dammed lake),另外还有人工堰塞湖。滑坡型堰塞湖与地形有密切关系^{[1, 2]}。地震堰塞湖(Earthquake dammed lakes/earthquake induced landslide lakes)是由地震引起的滑坡或岩崩堆积河道产生的,属于滑坡型堰塞湖。地震堰塞湖广泛发育在板内造山带、 活动带和活动大陆边缘,前者如喜马拉雅南麓^{[3, 4, 5, 6]}、 青藏高原东缘^{[7, 8]},后者如台湾^{[9, 10, 11]}、 Cordillera造山带^[12]、 New Zealand^{[13, 14]}、 阿根廷西岸^{[15, 16, 17]}等。

在经历了汶川地震之后,堰塞湖及其危害对中国的普通老百姓而言已不再陌生。由于堰塞湖坝体主要是岩土体快速堆积所致,因而其物质松散、 结构松垮,处于非固结或者欠固结状态^[18]。与人工坝体相比,没有心墙防止渗流管涌,没有输干区控制孔隙水压力,也没有溢流设施来稳定堰塞湖水位,坝体可能会由于漫顶溢流、 管涌或者渗透而破坏^{[18, 19, 20, 21]}。所以堰塞湖一般都很短命。据统计约27％一天内溃决,约41％一周内溃决,一半以上10天内溃决,约56％一月内溃决,约80％半年内溃决,约85％一年内溃决^[20]。Schuster和Costa^[22]对国外63个已知溃坝时间的滑坡堵江事件、 结合国内24个堵江实例的研究发现93％的天然堆石坝在一年之内自然溃决。以上这些数据说明堰塞湖能够保持一年之上也只有10％左右。如果简单以时间划分,一天或者几天内溃决的是即生即消型堰塞湖; 几天至100年溃决的是高危型堰塞湖; 溃决时间超过100年者是稳态型堰塞湖^[19]——这在自然界是凤毛麟角的。堰塞湖溃坝(dam failure)事件是重要的地质灾害,经常造成巨大的人员伤亡和经济损失。如1933年8月25日叠溪75级地震造成岷江两岸山崩、 河道堵塞,45天后因余震和暴雨触发,叠溪高160m的大坝溃决,伤亡数千人^[23]。再如1786年6月1日(清乾隆年间)位于康定与磨西之间雅家埂附近发生了7 _3/4级地震^[24],造成大渡河堵塞,停蓄山间,积九日,倒灌百余里,6月10日堵河大坝溃决死伤十万之众^{[25, 26]}。2008的汶川地震形成了大型的唐家山堰塞湖,引起了国际关注^[7]。其在人力的介入下最终破坏,很难估计唐家山堰塞湖倘若自然溃坝会造成怎样的损失。所以对堰塞湖稳定性、 灾害效应^{[25, 26, 27, 28, 29]}、 与地震的关系^{[14, 30, 31, 32, 33, 34]}研究一直是该领域的热点。堰塞湖有其灾难的一面,也有其有利的一面。如新西兰的Waikaremoana古堰塞湖,已经保留上百年之久,目前被改造成大型的水电站^[35]; 又如位于西安市附近的翠华山岩崩和天池则是陕西境内非常著名的旅游景点,服务当地经济^[36]。虽然在深切河谷地段堰塞湖发生溃坝风险非常大,但是一旦形成稳定的堰塞湖,还有着改善河流生态的效果^{[37, 38]}。

另外重要的研究有:Hsu等^[9]注意到堰塞湖对河谷地貌演化的影响; Chen等^[39]基于统计结果,区分了地震和降雨引起的滑坡型堰塞湖之间的差异; John Adams^[14]和Keeper^{[30, 31]}论述过滑坡型堰塞湖的古地震意义和研究方法; Wang等^[34]通过对叠溪古堰塞湖湖相地层内软沉积变形的研究恢复了该地区的古地震频率; 还有古堰塞湖的溃坝与古文明消失之间的关系研究^{[40, 41]},大型滑坡型堰塞湖的形成与气候之间的关系研究^{[15, 42, 43, 44]}等。

前人的资料对于理解滑坡型堰塞湖的地质意义提供了大量有用素材,但仍存很多值得深入思考的科学问题。如影响堰塞湖堵江物质来源与保存条件研究,堰塞湖的环境效应,堰塞湖形成后水动力的改变特征以及其对河谷地貌演化的影响,堰塞湖形成过程是否存在构造-气候的耦合等。

青藏高原东缘地震频发而降雨充沛,同时缺乏新生代火山活动和大面积冰川作用。可以确定发育在该区的堰塞湖总体为滑坡型堰塞湖。一些研究者发现在青藏高原东缘河流主干道内,发育一些大型的、 可保留万年、 数万年的堰塞湖^{[8, 32, 45, 46]}。这些堰塞湖沉积厚度从几十米到百米不等,有些超大型古堰塞湖的高度超过当今三峡大坝^{[8, 32, 33, 47, 48]}。从地质历史角度而言万年并不长、 百米也不算厚。然而这些古堰塞湖均发育在具有较高地势差、 水流量大的主河道内。在这样的主河道内,一般的沙泥层很难得以保留,为什么可以保留如此厚的、 松散的湖相地层呢？所以这些深切河谷内发育可保留数万年的堰塞湖必有其特殊性。这样的古堰塞湖在青藏高原东缘的南北向深切河谷内广泛发育^{[8, 32, 49, 50, 51, 52, 53, 54, 55, 56]},类似的现象在长江中下游仅有一例^[57]。说明青藏高原东缘具有形成大型堰塞湖、 并使之长久保留下来的条件。本文通过国内外相关文献研读,剖析了河流地貌过程与堰塞湖坝体的物质来源、 堰塞湖对河流地貌的影响、 堰塞湖的保存因素以及气候变化对堰塞湖的影响等问题,探讨了堰塞湖这一特殊地质现象的研究意义。

在青藏高原东缘发育数条南北走向的河流,如岷江、 涪江、 大渡河、 雅砻江、 鲜水河及金沙江等。这些河流下切作用强烈,发育典型的V型河谷。它们并非一贯南北,其上游均存在北西转为南北的流向特点,其南北段流水作用总体表现为自北向南(图1和图2a)。笔者将其命名为南北向河流系统^[8]。该系统具有如下特点:1)其位于中国大陆地形第一坡降带范围内、 青藏高原与四川盆地的过渡区、 地形起伏度剧烈变化的地带。2)该系统切割了不同的气候带,保留了不同气候区的沉积物。其东缘的四川盆地属于亚热带气候,青藏高原属于高原山地气候,二者的年降水量差异巨大,高原干旱少雨而盆地内雨量充沛。位于二者过渡地区受高原热力异常、 地形地势、 气压和环流等因素的影响,易产生大暴雨,进而引发洪水、 泥石流等灾难性事件。由于青藏高原东缘有着强烈的地形高差变化,南北向河流切割了不同垂直气候带。如岷山雪宝顶海拔3800m以下为非冻土带,3800-4200m为多年冻土带,4200m以上为新老冰川带^[58]。不同的气候带的地貌过程有明显差异,如流水侵蚀、 冻融侵蚀和冰川侵蚀等^[58]。3)南北向河流系统流经中国大陆南北地震带的中段^{[59, 60, 61]}。该区包含了青藏高原东缘的多条活动断裂带,构造变形复杂,断裂活动强烈,发生过一系列历史强震,如汶川Ms7?9级地震。以上3个特点说明南北向河流系统存在大量的降雨、 频发的地震,这容易形成大量且成因复杂的松散沉积物、 堆积物和坡积物。这些物质一旦壅积在河道便可以形成堰塞湖。

图1(Fig.1)

图1 青藏高原东缘的断裂系统、南北向河流系统 及其伴生的堰塞湖沉积 Fig.1 The fault system,the meridional river system,and the ancient dammed lakes of eastern Tibet

图2(Fig.2)

图2 青藏高原东缘南北向河流系统 (a)青藏高原东缘南北向河流系统的分布范围,据李海龙等[8]修改； (b)南北向河流形成的构造背景,据Zhang等[62]修改；(c)南北向河流内的大型滑坡堵江分布图,据柴贺军等[2]修改 Fig.2 The meridional river system of eastern Tibet. (a)The distribution of the meridional river system on eastern Tibte,after Li Hailong et al.[8],modified； (b)Geotectonic setting of the formation of the meridional river system,after Zhang Yueqiao et al.[62],modified； (c)The distribution map of damming landslides in in meridional river system,after Chai Hejun et al.[2],modified

南北向河流系统的形成与青藏高原东缘不同块体向东挤出的构造背景有关^[8]。笔者注意到南北向河流系统北西转为南北的流向特点与区域断裂带具有相似的空间特点。有两组构造控制了川西龙门山一带的第四纪和现今构造变形: 北西西向构造和近南北向构造。二者呈不明显的弧形过渡关系^[60]。如北西走向的玛曲断裂弧形过渡为近南北走向的岷江断裂、 虎牙断裂,北西走向的鲜水河断裂带弧形过渡为南北走向的安宁河断裂带。这样的弧形特征影响着河流的发育。针对这一现象,本文认为南北向河流系统与青藏高原东缘断裂系统的构造转折有关: 即早中更新世以来川滇、 川青地块有序向东、 东南的挤出,受扬子基底阻挡、 于青藏高原东缘出现巨大的北西转为南北向的构造转换带^{[8, 62]}(图2b)。南北向构造转换带制约了南北向河流的总体形态,是南北向河流系统形成的动力学基础。

青藏高原与周边地区具有明显的高程差异。从川西高原到四川盆地,约50km宽的地势斜坡带内,海拔平均降低3000m,最大的高差超过5000m。如此大的梯度变化成为滑坡发生的最有利位置(图2c)^[2]。据统计,中国大陆约80 ％ 的大型滑坡发生在环青藏高原东侧的大陆地形第一梯度带内^[1]。这在南北向的河谷中形成了大量的滑坡体和堰塞湖。统计表明滑坡型堰塞湖的诱发因素中约90 ％ 是由于降水和地震引起的,其中降雨引起的滑坡堵塞事件略高^[20]。 在台湾的研究表明地震形成的堰塞湖的坝体更高、 体积更大^{[63, 64]}。降雨成因的堰塞湖,其迅速溃坝率高达82 ％ ,是地震成因的近乎两倍^[65]。这是因为降雨引起的滑坡坝体中缺少组构的胶结而较容易溃坝^{[63, 65]}。虽然目前还缺乏进一步统计数据,但可以断言在漫长的地质历史中降雨引起的堰塞湖能长时间保留的可能性非常小。

青藏高原东缘是世界上板内活动最为活跃的地区之一。其具有较高的地应力状态、 显著的地形起伏度^[66],以及深部地壳的重力不均衡^[67]。其地壳内外动力强烈的交织与转化,促使高陡边坡发生强烈的动力过程,促使大型滑坡及堰塞湖在深切河流中发育^[1]。地震堰塞湖的形成是在短暂时间内完成的,在地震能的驱动下,山体的滑坡、 岩崩和泥石流都要释放势能并转化为动能。堰塞湖形成后,河流水位升高而势能增加。所以从能量的角度而言,地震堰塞湖的形成与破坏均体现了自然界瞬间的能量转化。

如 图3表示,随着时间的推移堰塞坝体抵抗剥蚀的能力会逐步减弱。期间河流动能在不同时期波浪式变化。假设堰塞湖溃坝的临界阈值f=(河流动能＋湖水势能)/堰塞坝抵抗能。在堰塞坝开始形成时,f＜1,堰塞坝的上游会形成沉积物； 当f=1时,处于过水湖状态； 当f＞1时,发生溃坝,河流迅速下切。简单而言,有3个变量影响着堰塞湖的保留,即坝体的坚固程度、 河流的卸载能力和区域构造的稳定性。在堰塞湖从形成到溃坝的能量演化中(图3),河流的动能受到气候和季节周期变化的影响,而堰塞坝体的抵抗能力随着时间推移逐渐减小。 地震内能的释放是一个不确定因素。构造稳定性是大型工程首要考虑因素,特别是水坝建设,一般要避开地震带。与人工水坝不同,天然堰塞坝往往发育在新构造频繁的地区,甚至直接发育在活动断裂带穿过的深切河谷内,其区域构造稳定性自然很差。但构造活动既可以使堰塞湖受到破坏而溃坝,又可以促使堰塞湖形成。另外,侵蚀基准面的下降(可能与气候相关)也会提高河流动能而减弱坝体的抵抗能力。本文用N1、 N2和N3表示上面的3个变量,如果用一个函数表示坝体的保留时间,那么 t_{(坝体保留时间)} =f(N1_{(区域构造稳定性)},N2_{(坝体牢固程度)},N3_{(河流卸载能力)} )。

图3(Fig.3)

图3 堰塞湖形成之后的能量消长过程示意图 Fig.3 Sketch map of the energy variation in the process for damming to failure

总之,青藏高原东缘的南北向河流系统位于强烈的板内造山带和活动带内,具备出现堰塞湖的充分条件——快速的能量转化、 即地震内能的释放,和有利的空间位置。

河流既是地表物质侵蚀运移的通道,又是地表物质沉积的场所。河流地貌演化非常复杂,往往体现了构造-气候的综合作用。气候变化时刻影响着河流动力与地表剥蚀过程,进而影响河谷地貌演化^[68]。泥沙是河流下切的重要介质。它与河床发生碰撞、 摩擦,起到侵蚀基岩的效果,但是当泥沙量太大时又会发生沉积从而起到保护基岩的效果^[69]。所以理解气候和构造如何塑造地貌的一个关键在于理解泥沙如何影响河流的侵蚀能力^[69]。在冰期、 间冰期及二者的转变时期,河流动力均有不同表现。由间冰期进入冰期,植被覆盖度减小,冻融活动增加,进入河流的泥沙量逐渐增加并最终超过河流搬运能力,从而引起河流发生加积； 而由冰期转入间冰期,山地植被增加,河流沉积物通量减小,降水量及冰川融水则呈增加趋势,流水搬运能力逐渐超过被搬运物质的抵抗能力,最终引起河流下切而形成阶地^{[68, 69, 70, 71]}。其次,在板块边缘、 构造活动甚至火山活动强烈的地区,地表抬升对河流演化起着同等重要的作用^{[72, 73]}。其引起河流下切,新的河床形成而老的河床被逐步废弃形成阶地。对汶川地震的研究更清楚地表明构造作用对河流演化细节的影响^[74]。

河谷内不同类型的松散物质可以在外动力的驱动下同时发生滑动,混杂堆积在一起,形成成分极其复杂的堆积物。其可包含无分选、 无磨圆、 棱角状的砾石、 巨砾石及崩塌堆积物,磨圆程度较好的砾石和细砂层,以及湖相地层等等。其空间上常呈块状特点,不具有原生构造,无法进行岩相划分及成分对比。Flint用Diamicton或Diamictite来描述这样的堆积物^[75]。Diamictite由mixtite演化而来,强调堆积物的沉积特征而非成因。Diamictite有多个汉语译文： 混杂堆积^{[76, 77, 78, 79]}、 杂砾岩^{[80, 81, 82]}、 混积岩^[83]或混杂陆源沉积岩^[84]。事实上,冰川、 崩塌、 滑坡、 泥石流等均能形成此类堆积物。对于以上译文,本文以为混杂堆积易与构造混杂岩(Melange,也被翻译为混杂堆积)相混淆,而杂砾岩的概念过分强调砾岩的组成。所以本文倾向使用混杂陆源堆积物／混杂陆源堆积岩(Diamicton/Diamictite)的新译文。在空间上,混杂陆源堆积物往往与河流堵塞有关,其常常构成古地震堰塞湖的堵江物质。这是因为在深切河谷地貌,松散沉积物或堆积物本身就具有一定的势能。其下面可以形成滑动面,或沿着山坡存在向河流的蠕滑作用。一旦有外力促发便可形成大规模滑坡,与沿岸大量的崩塌物、 坡积物等一起构成混杂陆源堆积物,并构成良好的堵塞坝。

在青藏高原东缘的深切河流中存在大量的混杂陆源堆积物。在岷江上游的叠溪镇一带^[8],其构成叠溪古地震堰塞湖的堵江物质,分布在叠溪校场南下约10km的范围内^[8]。野外可见其内部由洪积扇、 岩崩砾石及其松散破碎的岩石组成^{[8, 32]}。在金沙江金坪子一带,其内部由少量河流相沉积物、 崩积物、 坡积物及泥石流相沉积物组成,深切的高山峡谷地貌是其形成的有利位置^{[78, 85, 86]}。虽然关于大型混杂陆源堆积物的研究尚存很多问题,但是它与构造运动,特别是与地震的关系不容忽视。

堰塞湖形成后会在很短的时间内蓄满水,形成漫水湖或过水湖。如不考虑坝体的渗水性,河流漫过坝体发生下切,可出现不同类型的缺口。根据黄河水利委员会的经验公式^[87],缺口宽度b=0.1KW^1/4 B^1/4 H^1/2,其中W为堰塞湖溃坝时的下泄水量(m³),B为主坝长度(m),H为堰前水头或最大坝高(m),K为堰塞湖溃坝流经验计算系数——粘土类坝体取0.65,壤土类坝体取1.30。该经验系数说明物质成分对堰塞坝体的溃口具有重要影响,进而对其稳定性有重要影响。

除了成分,坝体的结构对其稳定性也有影响。Casagli和Ermini^[88]创造了一个类似于沉积岩中“基质胶结/颗粒胶结”的概念,将堰塞坝体的物质结构分为“基质支撑型(Matrix-supported)和颗粒支撑型(Grain-supported)两类^{[21, 88]}。基质支撑型中的砾石彼此不接触、 镶嵌于细粒基质之中,可将其类比为斑状结构特点。颗粒支撑型则与此相反,内部粗大的砾石彼此相连接。由于堰塞坝的堆积具有就近特点,搬运较短故不可能有明显分选,所以在实际中多出现基质支撑型或颗粒支撑型两类端元结构^[88]。Casagli和Ermini^[88]的结论是颗粒支撑型较基质支撑型的堰塞坝更为坚固,而最为稳定的堰塞坝体不仅具有粗大颗粒物,并且内部结构也应具有近似的颗粒支撑型。目前的认识得到了证实： 实验表明由细颗粒组成的土质类材料的抗冲刷能力较低(这类似于基质支撑性),然而当坝体材料中的大颗粒含量,特别是块石含量逐渐增大时,其抗冲刷能力逐渐加强^[89]。青藏高原东缘的深切河谷地貌两侧多基岩裸露,常常伴随大量松散沉积物、 崩塌物。这是古地震堰塞湖能够形成并长期保存的物质基础。

堰塞湖在溃决过程中,溃口变化过程包括溃口底部带走泥沙、 溃口边坡坝体滑动溃决、 裂隙点改变和坝体下游面的坝体脱落等^{[89, 90, 91]}。如坝体下面有滑移面的存在,则达到某一临界值就会导致突然溃决,即滑动崩决型溃坝^{[89, 90, 91]}。如将堰塞坝体作为整体考虑,堰塞坝体的几何参数是堰塞湖稳定性的重要指标^{[20, 65, 92]}。由于几何参数较多,不同学者根据其观测的结果对变量的选择有所侧重,对此石振明等^[18]做过较为详细的总结。Casagli和Ermini^[88]选择了堰塞坝的高度(H_d)、 长度(L_d)、 堰塞湖的体积(V_l)、 集水区面积(A_b),提出了堆积指数 (I_b )(Blockage Index)和回水指数(I_i) (Impoundment Index)两个参数。

其中I_b和I_i越大,堰塞湖越稳定。I_i＞0则坝体稳定,I_i＜0则坝体不稳定。

Casagli等^[21]后来又提出了一个无量纲的堵塞系数(DBI:dimensionless blockage index)。

当DBI＜2.75时坝体被认为是稳定中,当DBI＞3.08时坝体被认为是不稳定的。

童煜翔^[93]又补充了宽度W_d、 体积V_d两个变量,进行了更为复杂的计算。

由于堰塞湖的形态对其稳定性有重要的影响,Takahashi和Kuang^[94]提出了评价堰塞湖几何形体的二维模型,补充了新的变量临界体积V_SC,河谷宽度B,河流坡度θ。理想状态下滑坡体最终由矩形变为梯形和三角形。当沉积物的体积大于临界体积时滑坡体表现为三角形,如小于则表现为梯形,矩形的稳定性要高于三角形^[94]。

其中K为相关系数。

快速获取堰塞湖及坝体的几何参数往往非常困难但却很有现实意义,Kuo等^[65]通过遥感资料研究初步得到了快速获取堰塞湖几何形体的方法。随着研究的深入,对堰塞湖参数的提取会越来越科学、 方便,而变量的选择也会越来越多,运算也会越来越复杂^{[93, 94]}。但就目前的认识而言,在这么多变量中,集水区面积(尖峰流量)最为重要,其次依序为坝高、 坝长及坝宽^[18]。

裂点是河流系统中非常重要的概念。在河流演化过程中,河床裂点的形成抬高了侵蚀基准面,使上游河道下切的侵蚀速度减缓^{[95, 96, 97]}。断层活动可形成河流裂点,特别是与河流呈正交的断层。如毕丽思等^[98]测量了霍山山前23 条冲沟的裂点,得到的裂点序列与古地震序列,即山前断裂的活动基本一致。堰塞湖也能形成裂点,如映秀-北川断裂带上的深溪沟堰塞湖^[99]。

“阶梯-深潭(step-pool system)”是河流地貌中非常重要的概念,在水利方面较受重视^{[38, 99, 100]}。在构造地貌方面,该概念及其相关原理尚未受到地质学家的注意。徐江和王兆印^[99]对阶梯-深潭系统做了如下介绍:“一般上,山区陡坡河流的河床常由一段陡坡和一段缓坡加上深潭相间连接而成,呈一系列阶梯状,这就是阶梯-深潭系统。陡坡上堆积着较大的卵石,构成阶梯,深潭里充满了细小的沙粒和一些较粗糙的砂砾。除了卵石以外,有时河道基岩出露的地方也可以发育为阶梯。阶梯-深潭典型形态特征体现在河床纵剖面上起伏大和存在一系列折点(即河流裂点),急流缓流相间,水面线上也存在许多折点,呈现出明显的连续阶梯状。”水槽实验表明阶梯-深潭系统在非恒定水流条件下更容易形成^[99]。其发育的间距随着坡度增大而减小,即坡度越大阶梯-深潭的个数越多,其发育的高度与卵石颗粒最大粒径成正比而与坡度无关^[99]。

堰塞湖是大型的阶梯-深潭系统^[100]。岷江在叠溪一带被堰塞,从遥感图上可见不仅岷江主河道被堵塞,其分支松坪沟内也可以发现连续3个堰塞湖,总堰塞坝位于叠溪校场(图4a和图4c)。在叠溪下游茂县一带同样有古堰塞湖沉积存在^{[32, 33]},总体呈现出串珠状堰塞的特征。在岷江主干道的河流纵剖面上(图4b),该堰塞湖形成了大型阶梯-深潭系统(图4b和图4d),形成了明显的河流裂点^[101102]。有学者认为该裂点的形成是构造成因,是岷江不同段差异隆升引起的^[101]。根据残留湖相地层的厚度判断坝体高至少200m。如果除去200m堰塞湖高度,如 图4b中堰塞湖形成之前的河流纵剖面所示,则河流裂点并不明显。这说明岷江上游叠溪镇的河流裂点主要是堰塞湖的存在造成的。所以不能简单的将裂点归因于构造变形和内动力作用。

图4(Fig.4)

图4 叠溪古地震堰塞湖 (a)叠溪堰塞湖的遥感影像；(b)叠溪堰塞湖的河流纵剖面；(c)叠溪堰塞湖坝体的平面分布及高程特征；(d)阶梯-深潭系统对河流水流能量的消减作用；(e)叠溪堰塞坝体内部的巨砾石；(f)汶川地震形成的巨砾石 Fig.4 Diexi ancient dammed lake. (a)Remote sensing image of the Diexi dammed lake； (b)Longitudinal profile of the Diexi dammed lake； (c)The dam's distribution and its elevation of the Diexi dammed lake； (d)Energy dissipation and erosion under the step-pool system in rivers； (e)A huge boulder of the Diexi paleolake's dam； (f)A huge boulder of the Wenchuan earthquake

阶梯-深潭系统可增大水流阻力、 消耗水流能量^{[99, 100]}。如 图4d所示,河段ABC的消能率k=Δh/(Δh＋Q²/2gB²h²₁),其中Δh为两连续阶梯顶部水面高度差,Q为流量,B为槽宽度,h₁阶梯水深^[99]。根据公式可知阶梯-深潭系统中k总是大于1,即该系统总是起到消耗水能、 减缓河流侵蚀的作用。坝高对洪峰流量的影响十分显著^[90],在给定条件下当坝体海拔由700m上升到720m,洪峰流量由3300m³/s降到了1000m³/s。洪峰流量的减小降低了河流对河床的侵蚀,保护了河岸,减缓了侵蚀。张康等^[100]系统测量了堰塞湖溢洪道内的阶梯-深潭系统的发育程度(Sp),发现堰塞坝的保留比与Sp呈线性相关。这句话通俗地讲就是阶梯-深潭系统越多,堰塞坝越容易保留,进而说明串珠状堰塞湖的存在对堰塞湖的起到了保存作用。天然阶梯-深潭系统中河道宽深比一般比较小,这意味着河道窄而且深^[103],即深切河谷地貌。这与青藏高原东缘南北向深切河谷内部发育大量堰塞湖的地质现象是吻合的。大型堰塞坝一旦保留下来便可削弱上游河流的侵蚀能力,造成不同河段下切速率的不同,延缓堰塞湖的破坏。

以上内容体现了“阶梯-深潭”系统对堰塞坝体和河床的保护作用和该系统塑造河谷地貌的作用。叠溪镇有两个连续的堰塞湖,分别称为上海子和下海子。《茂州志》记载: 汉元鼎六年(公元前111年)在此置蚕陵县,唐初为冀州,明为叠溪千户所。叠溪城为“(唐朝)贞观(年)时筑,明洪武十一年御史大夫丁玉讨复故地,命指挥童胜复筑。高一丈,围三百几十丈,门四。”这段文字说明叠溪的名字至少在明朝初年已经明确出现,甚至在唐朝可能已经出现了,所以双堰塞湖的历史应该很久了。其湖心钻孔泥岩的光释光测年获得最老时代为26ka^[34],¹⁴ C 获得的最老时代为3万年^[33]。这说明三万年以来叠溪堰塞湖一直影响着岷江的河谷地貌。叠溪镇堰塞湖之下游为深切河谷地貌,其上游逐渐演化为宽谷地貌,河流切割速率明显小于下游,表现出以叠溪镇为分界点的差异性巨大的河谷地貌特征。关于此点沿岷江调查过的学者必会产生与笔者相同的感受。如果由于叠溪古地震堰塞湖的存在,有效的削弱了岷江主河道的水流能量,减缓了河流对叠溪镇上游的河道侵蚀,使得叠溪镇上下表现出明显不同的河谷地貌,那么大型堰塞湖存在对河谷地貌的塑造能力确实让人惊叹而值得深入研究。

气候变化对河流卸载能力的影响具有周期性。雨量充沛会引起滑坡,而河流下切会引起边坡失稳而导致滑坡。所以气候因素成了影响滑坡发育的最重要因素之一^{[15, 16, 42, 43, 44, 104, 105, 106, 107]}。Trauth等^{[15, 44, 108]}比较早的论述过阿根廷北西部的滑坡事件与气候变化的关系。Trauth和Martin^[15]、 Bookhagen等^[16]明确指出40000-25000年气候相对湿润,故古滑坡和堰塞事件较多。

关于滑坡、 堰塞湖与气候的关系,青藏高原东缘虽有相关论述^[8],然目前还缺乏系统研究。气候变化是较为复杂的命题,为了能较好的对比,本文暂仅讨论4万年以来的气候变化对青藏高原东缘堰塞湖形成和保留的影响。约40-25ka期间青藏高原处于间冰期,又称大湖期^[109]。大量研究表明40-30ka中国西北及青藏高原的气候相对现在特别湿润^{[110, 111, 112, 113, 114]},气温比现在高出2-4℃,降水比现在多40 ％ -400 ％ 以上,湖泊面积则是现今的3.8倍,高原内湖泊水系汇流合并^[113]。这一时期,随着降水增加而产生了许多高湖面,有些湖泊比现在湖泊湖拔高出有200m^[109],但同期的海平面较现今海平面低20-100m^{[115, 116]}。所以相对现今,这一时期的河流必然存在巨大的卸载势能。古洪水记录证实了这一结论: 研究显示40-30ka期间长江上游大洪水比30ka以来的长江上游大洪水大得多^[117]。这必然导致河流卸载能力加大、 河流溯源侵蚀能力加强。如若尔盖盆地RH和RM孔湖泊深钻研究显示30ka左右黄河切穿若尔盖古湖^[118]。 图5对四万年以来青海湖^[119]、 东海海平面高程变化^{[115, 120]},以及四万年以来的气候演化特征进行对比分析^[121]。高原面上湖泊众多,40-30ka的大湖数据较多,其中青藏高原的湖泊数据具有代表性^{[118, 119, 122, 123, 124, 125]},可以定性地说明这一时期高原湖平面的变化趋势。取现今海平面高程为0(图5),同样取现今青海湖的湖高也为0,这样所绘制曲线可代表地质历史时期海平面和湖平面变化的高程差。海平面和湖平面的关系反映了地表水的赋存状态。40-30ka的高原湖平面较高,反映了陆地上赋存有大量的液态水,气候明显湿润。这一时期有两个因素可以促使堰塞湖的发生,一是降雨丰富,二是河流下切引起的边坡失稳造成的滑坡。但由于这一时期河流卸载能力较强,并不利于堰塞湖的保留。所以这一时期能保留下来的堰塞湖必然是规模较大,且坝体极为坚固的,如Trauth等^{[15, 44, 108]}所列举的对阿根廷的实例研究和岷江上游的叠溪古堰塞湖^{[8, 33]}。

图5(Fig.5)

图5 四万年以来的气候[121]、 青海湖平面相对高差[119]以及东海海平面相对高差[115, 120]对比图 Fig.5 Comparative analysis of climatic changes,the relative elevation of Qinghai Lake and the relative sea level elevation since 40ka B.P.

青藏高原古大湖总体于30ka或25ka之后逐渐消失^[109],随后气候再次进入冰期。全球气候最近一次由间冰期转变为冰期,即武木冰期,相当于中国的大理冰期,其主冰期介于25-15ka,而青藏高原东部于18ka进入盛冰期^[125]。气候由间冰期进入冰期后,大量降水会在高原上以冰的形式保存,故湖平面较低、 海平面也较低。这一阶段植被减少,河流堆积能力增加而卸载能力减弱。王运生等^{[126, 127]}通过钻孔资料的总结发现现今的大渡河谷底岩石表现出明显的卸荷松弛和弱风化现象,表明谷底形成已有很长时间。Matheson和Thomson^[128]指出现今的大渡河河谷的形成年龄在25ka。这可能反映出25ka以来大渡河的卸载能力减弱,这也可能与大湖消失之后冰期河流卸载能力减弱有关。这一阶段河流卸载能力小于堆积能力,即临界阈值f＜1(图5),所以这一时期对于古堰塞湖的保留极为有利。

全新世气候变暖,冰雪融化,河谷的下切速率较更新世早、 中期有加速的趋势。在此期间,植被得到恢复,沉积物通量减小,河流径流量增加,河谷基本上处于下切状态^[70]。有关河谷下切速率的研究发现并证实了这一事实^[129]。由于河流下切必然导致这一时期大量的堰塞湖消亡,如王兰生等^{[33, 48]}曾列举了许多堰塞湖的资料,这些堰塞湖大致均在全新世以来开始快速消亡(注: 王兰生等^{[33, 48]}两篇文献中所提供的堰塞湖形成时代有差异,应以较新资料为准)。

定量分析气候变化,水赋存状态带来的河流卸载能力大小变化,即年径流系数的变化具有较大难度,但这确实是影响河流地貌演化的重要方面。 图5仅仅给出了简单的概念模型。该模型尚未考虑高原隆升带来的河流卸载能力的改变。本文定性的分析指出:40-25ka为青藏高原大湖期^[109]、 气候湿润的间冰阶段。此时河流卸载能力较强,边坡失稳会随着河流切割作用而加强,所以可形成大型的滑坡和堰塞湖。但此时堰塞湖的保留难度较大。25-10ka气候进入冰期河流卸载能力减弱而堆积能力增强,形成的地震堰塞湖具有了良好的保存条件。10ka左右气候变暖,冰雪融化再次增大河流的卸载力,深切河谷内的古堰塞湖大规模快速消亡。所以气候因素是古堰塞湖保留上万年甚至数万年重要因素。

目前青藏高原东缘南北向河流系统中保留的、 万年以上的古地震堰塞湖沉积均以阶地形式保存,如叠溪古地震堰塞湖,再如川西著名的昔格达组湖相地层^{[8, 32, 33, 45, 51, 130]}。这些松散的细粒沉积物,如何在水流湍急的主河道保留下来呢？本文认为该现象可能与堰塞湖的溃决特点有关。邓明枫等^[131]通过对堰塞体溃决流量过程与溃决形式分析发现,松散堰塞体的溃口形式为宽深型而弱固结堰塞体的溃口形式为窄深型。如果溃口为宽深型则湖相地层很难保留。水槽实验发现弱固结土体与松散土体相比更不易被水流侵蚀,形成的溃决流量较小^[131]。而大石块可视为局部的土体固结,其集中的部位不易被水流侵蚀^[131]。天然的大型堰塞湖,其坝体较为坚固,加之湖相地层有充分时间发生弱固结,所以出现窄深型溃口的概率较大,进而可使湖相地层以阶地形式保留。

利用水槽实验中“宽深型、 窄深型”的概念还可以帮助理解青藏高原东缘的河流阶地特征。河流阶地及其相关沉积物、 堆积物是研究古环境和活动构造的重要途径。复杂的河流体系中,特别在受活动断裂控制的河谷中,阶地和沉积物类型多样,体现了特殊的构造环境^{[101, 102, 132]}。值得注意的是,阶地有宽有窄,如黄河流域的河谷相对长江流域宽些,这可能与沉积物的坚固程度有关。黄河流域上游黄土较多发育,松散的河流沉积物容易形成宽深型的河谷； 而长江流域的上游,青藏高原南北向河流系统中,沉积物中以砂石、 岩块为主,容易出现窄深型的河谷。

岷江上游叠溪古堰塞湖坝体主体由三叠系杂谷脑组(T₂z)的变质砂岩、 大理岩化灰岩、 千枚岩等组成,沿顺坡向的断裂下滑而成^{[8, 32, 33]}。堰塞湖坝体有将近10km长^[8](图4a和4c),其内部的巨砾石(图4e)比汶川地震诱发的岩崩砾石(图4f)至少大4倍。目前该坝体还部分保留,这应是该堰塞湖保留数万年的主要原因。水槽实验和叠溪堰塞湖的实例表明如果堰塞湖坝体较长、 其组成物质中含有大量的巨砾石,则坝体不易被破坏、 保留的时间就会久^{[8, 32, 33, 131]}。自然界要满足这两个条件只有两种情况： 一是大规模的冰川作用形成的冰碛坝,由冰川砾石组成,一般较为坚固； 二是大地震形成的巨砾石岩崩堆积和大滑坡共同造就的混杂陆源堆积物。在青藏高原东缘的南北向河流系统中缺乏规模巨大的冰川作用,只有后者才能形成大型的、 可以保留万年的堰塞坝。

简言之,大型的、 可保留万年的古地震堰塞湖应该符合这样一个地质过程: 大地震使得大量松散堆积物、 伴随着大量岩崩巨砾石瞬时堆积、 充填河道,形成大量的甚至数公里长的混杂陆源堆积物,引起大规模河流堵塞。这些堆积物以砂石、 岩块为主,大部分满足“颗粒支撑型”的特点,构成良好的堰塞坝。由于坝体坚固而形成窄深型的缺口,并最终使得湖相地层以阶地形式保留下来(图6)。

图6(Fig.6)

图6 堰塞湖湖相地层保留特征示意图 Fig.6 Schematic diagram of residual characteristics of dammed lakes

前文论述了保存万年的、 大型堰塞湖的构造和气候因素,那么构造-气候是否存在耦合呢,又是怎样时空尺度的耦合呢？本文试图进行以下讨论。

地球气候系统表现出规律的周期性变化,如23ka岁差周期、 41ka地轴倾角周期、 100ka偏心率周期^[133]。这种周期变化引起了太阳辐射变化并导致气候的冷暖交替,进而影响水在地表的赋存状态。地质学家习惯上将水作为介质看待,起到搬运沉积物的作用。但是如果将水作为特殊的“岩石”看待呢？青藏高原大湖期之后,意味着巨量的水从高原卸载至海洋。冰川消融的情况也与此类似。这种地表水在短时期的卸载量或许远远超过了岩石剥蚀速率。它会引起怎样的地壳均衡呢？这是否会成为促发地表断裂活动的因素之一呢？据研究地壳均衡反弹触发的玉龙雪山东西两侧正断作用在2.5Ma内产生468m的高差^[134],平均每年将近0.2mm。如果从地震地质角度保守的估计,468m的高差意味着数百次大于7级地震变形量的累加。对海平面的研究则给出另一个有趣的现象。在理论上晚更新世以来全球最低海面应位于现今海面之下120-130m^[135]。然而实际的情况是晚更新世以来东海陆架最低海面位于现今海面之下150-160m,两组数据之间相差有30m^[135]。这30m断裂活动量竟与海平面变化(气候因素)带来的沉降作用有关^[135]。所以高原水的卸载可引起山脉的隆升,也可引起大陆架的沉降,类似于一个翘翘板。水既是物质运移的介质,又是物质本身。在气候快速变化的时期,相对岩石的缓慢搬运,水卸载速度之快、 规模之大确实值得地质学家重新思考地表过程。以上两个实例是构造作用与气候因素联系的实例,是从地球圈层运动理解地表过程的实例。说明地表营力会引起巨大的地壳沉降或反弹响应,体现了剥蚀作用与造山过程耦合^[136]。这一地表过程与山脉隆升、 地震事件、 堰塞湖的形成都有相关性。

笔者曾发现青藏高原东缘8万年以来的新构造事件存在周期变化的特点,而且这种变化与气候冷暖转变具有准同时性^[8]。如果构造事件的周期性体现出了地球内能释放的周期特征,那么控制这种周期性的因素最有可能是地球自身的运动。地球的构造行为首先表现出明显的圈层运动特点。Song和Richards^[137]以及Zhang等^[138]用地震波测量了地球固体铁质内核,发现地球表面旋转慢于地球内核旋转速率每年约 0.3°-0.5°,这被认为是地球动力来源之一。这两篇发表于《Nature》和《Science》的文章并未论述内外核的差异旋转会对地表产生怎样的影响。但笔者相信要认识构造系统和气候系统之间的耦合性,首先要理解地球系统的圈层运动。气候和构造的关系核心是外动力与内动力之间的联系,是地球系统内外动力、 不同圈层之间的相互作用——包括了地球自转与地球内部圈层之间的周期性差异旋转、 岁差与周期性气候变化、 海平面与高原冰雪厚度的周期性消长变化、 冰川消失后的均衡调整(地壳均衡)、 断层活动等。要解开内动力和外动力之间的联系,特别是外动力因素在山脉隆升过程的作用,对大型古地震堰塞湖的研究可能是一个很好对象。

青藏高原东缘的南北向河流系统中发育可保留万年的大型古地震堰塞湖。该现象是构造与气候共同作用的结果。从构造背景而言,青藏高原东缘块体的向东挤出,受扬子地块阻挡而出现了北西转为南北的构造转换作用。这控制了南北向深切河谷地貌并伴有频繁的地震,是形成大型地震堰塞湖最为有利的空间位置。地震事件形成大面积的崩塌和滑坡堆积壅塞河道,构成体积巨大的、 成分复杂的混杂陆源堆积物,这是形成可保留万年以上的大型堰塞湖必需的物质条件。从气候角度而言,40-25ka的高原大湖期气候湿润、 降雨丰富,河流卸载能力强、 急剧下切使得边坡失稳,这有利于形成大型的滑坡而堵塞河流。25-10ka气候进入冰期,河流卸载能力减弱而堆积能力增强,这有利于堰塞湖的保存。10ka左右气候再次变暖,冰雪融化增大了河流的卸载力,导致深切河谷内堰塞湖的快速消亡。从水动力角度而言,河流中大型的、 连续的堰塞湖构成大型“阶梯-深潭”系统,形成河流裂点,从而增大了水流阻力、 消耗了水流能量,有利于堰塞湖的长久保留。由于坝体的坚固和湖相地层的弱固结,河流下切形成“窄深型”堰塞坝缺口,可使湖相地层以阶地形式保留下来。这得到水槽实验的证实,并与野外特征相符。 总之,青藏高原东缘南北向河流系统中大型古地震堰塞湖对于认识该地区的新构造运动、 气候变化以及河谷地貌演化具有重要的意义。

致谢 本文的野外工作得到过李建华博士、 朱府升硕士的帮助。写作曾与乔彦松教授、 孙玉军博士进行过有益讨论,在此表示衷心感谢。最后对匿名审稿人的建议表示衷心感谢。