秦岭北缘古地震基岩崩塌和滑坡施密特锤暴露年龄

石文芳 徐 伟 尹金辉 郑勇刚

1)中国地震局地质研究所，地震动力学国家重点实验室，北京 100029 2)中国地震灾害防御中心，北京 100029

0 引言

活动断裂定量研究资料在评价断裂的强震危险性方面发挥的作用日益增加(刘静等，2021)。但是，由于受到种种条件制约，并非在每条活动断裂上都可轻易获取这些定量数据。在探槽不足够多的情况下有可能“漏计”古地震事件，因此古地震复发周期往往具有较大的不确定性(Wellsetal.，1994)。在中国西部山区，由于记录古地震事件的地貌标志或沉积物往往被人类活动改造或被剥蚀殆尽，采用常规的古地震和地震地质方法开展调查存在较高难度，且不确定性较大，需要从不同途径获得古地震事件序列来相互印证古地震结果的可靠性(刘静等，2007； 冉勇康等，2014)。这些地区由于新构造活动强烈，加之地形起伏较大，发生的特大地震往往会在瞬间引发大规模地震崩塌或滑坡，一个7级以上地震可使震中距200～400km的地区发生岩崩(Keefer，1984； Zhouetal.，1994)。例如，1786年四川康定-泸定发生7.5级地震，造成了四、 五百人丧生，而地震崩塌和滑坡造成的次生灾害使10万人死亡(Daietal.，2005)。1920年宁夏海原8.5级大地震引发的地震滑坡崩塌数量多、 规模大，给当地人民带来空前的灾难(国家地震局兰州地震研究所等，1980)。发生在四川茂县的1933年7.5级叠溪强震导致岷江及其支流两岸出现大量滑坡、 崩塌，不仅形成十余座天然堆石坝和堰塞湖，同时也导致千年古城叠溪和邻近村寨被毁(王兰生等，2005)； 近年来的一系列地震，如汶川地震、 玉树地震、 芦山地震、 鲁甸地震、 九寨沟地震、 尼泊尔大地震等产生了大量崩塌和滑坡体(付碧宏等，2009； 黄润秋等，2009； Yinetal.，2010； 李树林等，2014； 陈晓利等，2021)，使人民的生命财产蒙受了巨大损失。另一方面，地震基岩崩塌、 滑坡事件记录了地震发生时间、 强度、 危害等信息，已经成为补充和完善西部地区地震年代序列的理想载体。

鉴于此，从地质记录中寻找古地震基岩崩塌、 滑坡的遗迹并精确测定其年代，可以重建地震崩塌、 滑坡时间序列及演化历史，丰富古地震研究，有助于开展地震危险性评价及地震灾害防御工作(白世彪等，2020； 刘静等，2021)。目前，地震崩塌、 滑坡测年也多采用第四纪年代学理论和方法(赖忠平等，2021)，可分为绝对测年和相对测年，前者可以给出一个确切的数字年代，后者仅能给出一系列地质事件形成的先后顺序。在野外大多通过地貌特征、 沉积学方法、 岩石风化程度以及施密特锤反弹值(Stahletal.，2013)等判断滑坡的相对年代，如根据滑坡体的形态特征、 滑坡堆积体的沉积剖面分析滑坡体形成的先后顺序，从而获得滑坡体形成的相对年代。然而，在缺乏沉积物的基岩山区或基岩崩塌、 滑坡体表面缺少沉积物时，就无法通过沉积学方法判断滑坡体的相对年代。在已经开展的崩塌、 滑坡测年研究中，常用的长时间尺度测年方法有14C(Bertolinietal.，2004； Geertsemaetal.，2006； Duman，2009； 蒋瑶等，2014)、 光释光(Balescuetal.，2007)、 宇宙成因核素(Hewittetal.，2011； Hughesetal.，2014)等； 此外，也有采用地衣(谢新生等，1989)、 树轮测年(洪婷等，2012； Wistubaetal.，2013)这类百年时间尺度的测年方法。虽然国内针对崩塌、 滑坡的年代已经开展了不少研究工作，但主要集中在黄河上游和长江三峡地区(郭海婷，2015； 杨银科等，2015)。在中国西部基岩山区，利用这些方法进行基岩崩塌、 滑坡测年仍存在一些挑战。崩塌、 滑坡的堆积物快速沉积可能存在不完全晒退的问题，导致光释光年龄被高估(赖忠平等，2021)。西部基岩崩积物上通常没有沉积堆积覆盖，14C 方法也面临合适测年材料匮乏的问题，且目前14C 测年的上限一般为40～50ka，对于年龄>50ka的古崩塌、 滑坡体则无能为力。此外，沉积物中的炭屑可能与滑坡并非同时代产物，也会导致获得的年龄较崩塌、 滑坡形成时代偏老的情况(Páneketal.，2013)。

近30年以来，随着加速器质谱(Accelerator Mass Spectrometry，简称AMS)技术的不断革新，宇宙成因核素测年(Terrestrial in-situ Cosmogenic Nuclide Dating，TCND)也得到迅速发展。考虑到岩崩发生的时间与崩积物暴露开始接受宇宙射线产生原地成因核素的时间同步，将宇宙成因10Be 等核素暴露测年方法用于岩崩测年的地质意义明确。该方法直接对崩塌、 滑坡堆积体暴露地表的块石或后壁进行测年，样品易于采集，目标矿物成分简单、 分布广泛且易进行化学处理，已成为目前测定岩崩年代的有效方法之一，能够很好地解决基岩区古崩塌、 滑坡年代测定的问题(Ivy-Ochsetal.，2009； 袁兆德等，2012)。但是，基岩崩塌、 滑坡堆积块石可能会出现先期暴露、 翻滚、 二次埋藏等复杂暴露历史带来的核素继承浓度问题，样品测试流程复杂、 周期长、 测试成本昂贵，不适合进行大样本量测年以检验数据的可靠性并剔除偏老结果，需要发展新的低成本年代测定技术，以辅助现有的宇宙成因核素测年技术，在保证数据可靠性的同时提高测年效率。由于基岩崩塌、 滑坡堆积块石在暴露过程中遭受风化作用而导致表面强度不断降低，基于岩石强度与风化程度给出相对年代的施密特锤暴露测年法(Schmidt-hammer exposure-age dating，SHD)极有可能成为另一种基岩崩塌和滑坡年代测定的有效方法。

施密特锤于1948年由瑞士工程师Schmidt设计，作为一种轻型便携式仪器，最初被用于现场无损测量混凝土和其他建筑材料的硬度(Schmidt，1951)。将施密特锤按压在岩石表面上，其活塞会自动释放前端柱杆，撞击岩石表面后活塞移动的距离称为反弹值(R)。该值表征岩石表面强度，并随着岩石表面遭受风化程度而下降，反映了岩石表面暴露于地表的时间。20世纪60年代，施密特锤首次被应用于地貌研究中，地貌学家在野外使用其快速测量岩石表面强度(Williamsetal.，1983)。随后，施密特锤也被用于比较不同类型岩石的表面强度并推断岩石表面的风化程度。Yaalon等(1974)通过施密特锤测量岩石强度随深度的变化，以反映岩石的固结程度。Ericson(2004)使用施密特锤测量了加州内华达山脉和瑞典南部的花岗岩地貌，并区分地貌面期次。此后，施密特锤的应用范围也越来越广，包括研究各种风化现象(陈立萍等，2019)、 岩石强度与地形之间的关系、 冰川沉积物测年(Tomkinsetal.，2018)及一系列全新世地貌的相对测年(Stahletal.，2013； Wilsonetal.，2019； McEwenetal.，2020)。最近，Tye等(2018)利用施密特锤测量地震基岩断层崖面，通过模型拟合得到3次断层活动。该研究证实施密特锤的反弹值能很好地揭示基岩断层崖单次事件的滑动位移，建立的正断层长时间序列古地震期次与36Cl 等宇宙成因核素测定的暴露年龄结果一致(Tyeetal.，2018； Stahletal.，2020)。McEwen等(2020)对一个全新世冲积扇进行了地貌解译，并利用施密特锤测定相对年龄，以辅助原位宇宙成因核素测年。结果显示，施密特锤具有低成本、 易于获取大量数据、 易携带等优点，可有效判断基岩崩塌、 滑坡堆积块石是否存在复杂暴露历史的问题，能够帮助宇宙成因核素测年挑选野外最优样品的采集位置，也为评估宇宙成因核素测年结果提供了一种有效的研究手段。

施密特锤暴露测年的应用在中国报道不多。本文选择秦岭北缘有准确历史文献记录的地震基岩崩塌、 滑坡为研究对象，使用施密特锤测量这些已知年龄的基岩崩塌、 滑坡体的几十处堆积块石和滑床面岩石的反弹值。统计分析每个崩塌、 滑坡所测反弹值的变化趋势、 波动率等参数，建立古地震基岩崩塌、 滑坡历史记录年代与反弹值参数之间的关系曲线，继而探讨施密特锤暴露测年的最大时间分辨率，并评估施密特锤相对测年的优缺点，提出获取可靠年龄的操作规程。

图 1 研究区的地理位置与构造背景图Fig. 1 Topography，active tectonics and historical earthquakes in the study area.底图为ALOS PALSAR数据，分辨率为12.5m。 F1秦岭北缘断裂带； F2华山山前断裂带。 A 甘湫池古滑坡(780BC)； B 水湫池古崩塌(780BC)； C 太平峪崩塌(1556AD)； D 莲花寺古滑坡(多期)

1 秦岭北缘的地震基岩崩塌、 滑坡

秦岭北缘断裂带自西向东主要由秦岭北缘断裂带(图 1中F1)和华山山前断裂带(图 1中F2)2条主干断裂带组成。秦岭北缘断裂带西起宝鸡，东至蓝田，长度>200km。该断裂带位于渭河断陷带南缘与秦岭造山带相接处，构成了渭河盆地与秦岭山地的分界线，是南升北降的高角度正断层，对渭河盆地的形成、 发育起着主导作用。秦岭北缘断裂带是一条具有重要意义的构造界线，活动强烈(陕西省地震局，1996)，历史上发生过多次大地震和破坏性地震，有丰富的历史地震记录(师亚芹等，2007)。据历史记载，自公元前1187年以来陕西关中地区发生MS≥4地震39次，其中5.0级以上地震30次，6.0级以上地震8次(陕西省地震局，2005)。断裂带下盘的秦岭北坡发育大量基岩崩塌、 滑坡，呈EW向带状分布，结合野外现场调查和前人遥感影像解译结果可识别出60余处崩塌、 滑坡(黄伟亮等，2020)，研究者普遍认为这些古基岩崩塌、 滑坡群可能是由秦岭北缘断裂带的地震活动导致(Weidingeretal.，2002； Lüetal.，2014； 黄伟亮等，2020)。

华山山前断裂西起蓝田，东至灵宝，全长近200km，中段西起华县石堤峪，东至孟原，全长40km，近EW走向。沿着断裂带出露明显的断层三角面，断层陡崖呈线状分布，表明上升盘山麓不断抬升。该段断裂是一条典型的活断层，曾发生过著名的1556年华县大地震(马冀等，2016； 徐伟等，2017)。根据历史记载，华山北坡曾发生过多次基岩崩塌和滑坡(图 1)，结合现场调查以及前人遥感影像解译结果(Raoetal.，2017)，共标记40余处崩塌、 滑坡。

结合历史记录、 前人研究以及野外考察结果，本文选择秦岭北缘断裂带发育的翠华山水湫池古崩塌和甘湫池古滑坡，以及华山山前断裂带中段的太平峪崩塌和莲花寺古滑坡为研究对象，调查施密特锤反弹值的特征和规律。

1.1 翠华山崩塌和滑坡

位于西安市南郊的翠华山岩崩最为壮观，是世界上规模第三大的古岩崩，且为中国惟一的“山崩国家地质公园”，包括甘湫池古滑坡和水湫池古崩塌(图 1 中A和B)。大多学者认为翠华山水湫池古崩塌及甘湫池古滑坡是公元前780年陕西岐山地震引起的(Weidingeretal.，2002； 贺明静等，2006； Lüetal.，2014)。但谢新生等(1989)通过地衣测年法确定翠华山水湫池、 甘湫池2处古崩塌、 滑坡体上丽石黄衣的年龄约为3ka，认为翠华山2处崩塌、 滑坡可能是公元前1177年户县东地震所致。吴成基等(2001)在水湫池崩塌堆积体中采集了1组土壤样本，通过14C 测年法推断，该古崩塌发生在2.4ka前。因此，翠华山水湫池古崩塌、 甘湫池古滑坡的年龄估计为2～3ka。

1.1.1 甘湫池古滑坡

甘湫池古滑坡堆积物南北延伸约1.2km，滑动方向约为350°，东西宽100～450m，自南而北随着海拔降低崩积物数量增多、 分布的宽度和面积增大。我们在甘湫池古滑坡上测量了49个采样点裸露地表堆积块石的施密特锤反弹值(图 2)。

图 2 甘湫池古滑坡及施密特锤测量点Fig. 2 Map showing Ganqiuchi ancient landslide and location of Schmidt hammer sampling.

1.1.2 水湫池古崩塌

水湫池古崩塌位于甘湫池古滑坡西北2km(图 1)，形成石海、 悬崖、 堰塞湖(水湫池)等遗迹(图 3)。水湫池古崩塌的总面积为5×105m2，容积为1.8×107m3，最大落差约为400m，南北长约1000m，东西宽约500m。崩塌体堆积物呈EW走向，堵塞河谷形成堰塞湖(水湫池)。测量点的岩性为灰黑色片麻岩，共测量水湫池古崩塌体上125个采样点堆积块石的施密特锤反弹值。

图 3 水湫池古崩塌及施密特锤测量点Fig. 3 Map showing Shuiqiuchi ancient rock avalanche and location of Schmidt hammer sampling.

1.2 太平峪崩塌

太平峪位于华县东南约5km(图 1)，崩塌块石布满山坡，崩塌块石巨大，最大直径达3～5m。崩塌区的长度近900m，崩塌体堵塞太平峪河谷，使太平峪长1200m的河段成为暗河(原廷宏等，2010)。根据谢新生等(1989)在秦岭北侧陕西华县一带基于地衣得到的测年结果可知，基岩崩塌体丽石黄衣的直径均为70mm，计算年龄约为400a，其认为该地区的基岩崩塌是公元1556年华县大地震所致。原廷宏等(2010)对华县1556年特大地震开展了调查研究，也认为这些基岩崩塌是此次特大地震造成的。本研究继承以上研究结论，认为太平峪内的基岩崩塌是由1556年华县特大地震引发的。

在距离太平峪沟口1.5km处选择长约100m的崩塌区(图 4)，共测量37个采样点的岩石表面反弹值，该崩塌体的岩性为灰黑色片麻岩。

图 4 太平峪崩塌及施密特锤测量点Fig. 4 Map showing Taipingyu ancient rock avalanche and location of Schmidt hammer sampling.

图 5 莲花寺古滑坡及施密特锤测量点Fig. 5 Map showing Lianhuasi ancient landslide and location of Schmidt hammer sampling.

1.3 莲花寺古滑坡

莲花寺古滑坡为国内报道的最老的高速远程滑坡，位于渭河盆地东南缘、 华山山前断裂中段控制的区域内，地处华州市区以东约7km、 莲花寺镇与柳枝镇交界处(图 1)。古滑坡的滑动方向为NNW，整个滑坡体南北长约6.6km，东西最宽为2.0km，总面积为8.9km2(图 5)。滑坡体被华山山前断裂直接切割，其形成和演化与华山山前断裂活动引发的地震存在密切联系，因此引起了学术界的关注。该古滑坡的形成共分2期，杜建军等(2013)认为最早一期是187ka，而最晚一期是1072AD(贺明静，1986)。

莲花寺滑坡的岩性为灰黑色片麻岩，在莲花寺古滑坡前缘堆积体东侧的张桥村选择66个采样点，在西侧暴雨沟选择23个采样点，在后缘裸露滑床面由低至高选择61个采样点，在滑源区张家山选择55个采样点，测量岩石反弹值(图 5)。

2 方法

施密特锤测量的影响因素众多，反弹值的波动不仅与岩石类型、 物理性质及其状态有关，不同的操作方式也会对反弹值有一定的影响。前人对岩石含水量和岩块大小(Sumneretal.，2002)、 孔隙度(Yaalonetal.，1974)、 连续性、 表面粗糙度(Williamsetal.，1983； McCarroll，1991)、 撞击方向(Aydinetal.，2005)和撞击次数(Niedzielskietal.，2010)等因素进行了详细的对比研究，总结出很多实际有效的野外操作方法。测量时应选择岩性相同的样品，尽量在天气晴朗的时间段测量，选择干燥致密无裂隙的岩块，并且最好在同一时段内完成同一地点所有岩块的测量工作(Tyeetal.，2018)。在距离岩体裂缝或节理至少10cm的位置进行测量，避开土壤、 地衣等覆盖物，保持与岩石表面垂直的方向击打。将测量得到的新鲜暴露岩石表面的反弹值作为研究区岩石强度的原始值，对每个测量点连续击打5次，以降低测量误差(Tyeetal.，2018)。

施密特锤的测量值表征冲击柱撞击岩石表面后的反弹距离，是一个相对测量值，与岩石强度相关。不同学者采用不同撞击次数的读数值求得最终值。例如，国际岩石力学学会(ISRM)建议，应记录至少间隔一个冲击柱塞直径测量的20次反弹值，取最大的10个值的平均值作为结果(International Society for Rock Mechanics(ISRM)，1978)。Matthews等(1984)推荐在每个采样点测量15个反弹值，舍弃偏离平均值的5个值，并舍弃异常低的值，如岩石表面不易观察到的微小节理等薄弱面引起的异常低值。

本研究使用DIGI-SCHMIDT 2000LD型施密特锤，冲击能量为0.735N·m。 在野外使用前先在室内标定砧上进行标定，测量值为(75±1)，与标定砧的标准值(75±2)一致，未出现仪器老化现象。在野外测量时，选择干燥致密无裂隙的岩块，避开被苔藓及地衣覆盖、 破碎严重的岩块表面以及岩块边缘，且每个测量点距离岩体裂缝、 节理及岩块边缘10～20cm，每点间隔>25cm。块石的长、 宽、 高至少为50cm，保证岩性相同。选择在测量过程中能够保持固定不动的块石。

在野外使用施密特锤测量岩石的反弹值时，由于岩石经历自然风化，表面会形成一层薄薄的风化层，该风化层强度较岩石内部强度更低，因此同一测量点处的反弹值表现为随测量击打次数的增加而逐渐增大的趋势，测量冲击5次后反弹值趋于稳定的态势，接近岩石没有风化的真实强度，这5个反弹值中的最大值(Rmax)和最小值(Rmin)的差值能代表岩石的风化程度(Matthewsetal.，2016； Tyeetal.，2018)。

本文反弹值差值(ΔR)的计算公式为

ΔR=Rmax-Rmin

(1)

用风化因子fw表征单个采样点的岩石风化程度情况，计算公式为

(2)

(3)

(4)

标准误差(Standard Error，SE)的计算公式为

(5)

3 数据分析与讨论

3.1 采石场新鲜暴露岩石的测量值

在新鲜暴露的花岗岩块表面选择18个点开展条件实验，积累操作经验，在每个采样点连续测量5次，结果见图 6。

图 6 新鲜暴露岩石的反弹值差值及风化因子Fig. 6 The rebound value of unweathered rock surface.

采石场未经风化的新鲜岩石的测量结果表明，无风化岩石表面多次测量的反弹值差值存在0～3的波动，反弹值差值ΔR的平均值为(1.4±0.17)，表征风化程度的fw值也存在0～0.05的波动，平均值为(0.02±0.003)。花岗岩块的测量结果同样也表现出第5次击打后反弹值趋于稳定的现象，可以认为此时测得的反弹值能代表岩石的原始强度。

统计时，去除不符合施密特锤反弹值随着击打次数逐渐增大的数据，以及反弹值差值<3且反弹值均值>60的测量值。经过野外大量测量发现，当岩石含有的石英矿物较多时，由于石英硬度较其他矿物更大，其反弹值>60； 最后2次击打所测得的反弹值骤降至约前几次反弹值的一半以下，这种情况可能表明岩石有微小节理裂隙，影响反弹值的测量结果。

图 7 古崩塌、 滑坡堆积块石的反弹值分布情况及其风化因子Fig. 7 Frequency distributions of rebound values from various parts of ancient rock avalanches and landslides，and their weathering factor.#号表示该年龄为通过风化因子fw平均值-年龄校正曲线推算得到

3.2 基岩崩塌、 滑坡体的反弹值

3.2.1 翠华山崩塌和滑坡

翠华山甘湫池和水湫池2处的堆积块石最小反弹值Rmin的平均值变化范围分别为44.4～45.0和42.9～43.9，呈正态分布(图7a，b)，最大反弹值Rmax的平均值分别为(59.2±0.40)和(58.1±0.23)，反弹值差值ΔR的平均值分别为(14.0±0.64)和(14.6±0.44)，风化因子fw的平均值分别为(0.24±0.01)和(0.25±0.01)。翠华山2处堆积块石的反弹值相近，水湫池古崩塌堆积块石的反弹值差值略大于甘湫池，且风化程度也略大于甘湫池，这可能是由于水湫池古崩塌体上植被稀少，而甘湫池古滑坡体上植被茂盛，在植被的遮挡下接受太阳照射的程度低，从而导致其风化程度略小于水湫池。但二者的差异在统计范围内无法区分，属于同一次地震活动的产物(图7j)。

3.2.2 太平峪崩塌

事业单位改革对于事业单位内部管理也提出了新的更高要求。对于事业单位来说，深化改革也必须从财务管理的角度入手，尤其是彻底转变以往的粗放式的管理模式，完善财务管理体系，全面增强事业单位内部财务工作的精细化、标准化、规范化以及制度化。

3.2.3 莲花寺古滑坡

莲花寺古滑坡规模巨大，关于其形成期次说法不一。前人研究认为该滑坡为多期形成，最晚一期为南宋公元1072年11月3日地震(贺明静，1986)。使用施密特锤测量得到的结果显示该古滑坡可能存在3期。从风化因子fw来看，古滑坡滑床面上部和中部最大，其值分别为(0.22±0.01)、 (0.24±0.01)； 前缘堆积体东侧和张家山滑源区2处的fw相同，数值大小介于另外2组中间，其值均为(0.16±0.01)； 前缘堆积体西侧和滑床面下部为最小，值为(0.09±0.01)～(0.12±0.01)。如果假定风化因子fw为(0.16±0.01)的张家山滑源区是在公元1072年地震中形成的，那么具有最小风化因子fw的前缘堆积体西侧和滑坡滑床面下部有可能在公元1556年地震中形成，滑床面上部与滑床面中部可能为更老期次。根据风化程度与时间之间呈正相关推测，滑床面上部、 中部形成的年代约为公元前350年。当然，也不能排除这2处出露的滑床表面受地表流水侵蚀，流水加速风化，使其岩石表面强度明显降低。滑床面下部出露面积最小，且多处为纯石英脉，石英含量较其他2处出露的滑床面高，因此可能使得该处的反弹值差值偏小，风化程度被低估。

3.3 风化因子fw平均值-年龄校正曲线

大量研究结果表明，施密特锤反弹值的降低，即岩石力学强度的降低，对应着岩石表面暴露年龄的增加。通过岩石强度和时间之间的函数关系，可利用施密特锤暴露年龄测年方法测定地表砾石的暴露年龄。目前，基于已建立的全新世线性关系可取得不错的校正结果(Matthewsetal.，1984，2015)。但Stahl等(2013)通过研究全新世、 更新世河流阶地砾石的施密特锤反弹值，认为在百年至十万年时间尺度内反弹值和暴露年龄呈幂函数关系。

莲花寺、 太平峪以及翠华山3处纬度相近，同处于温带季风气候区。4个基岩崩塌、 滑坡的岩性大致类似，均为灰黑色片麻岩，堆积块石的最大反弹值Rmax基本相近。结合以上条件可以认为，在无其他特殊因素干扰的情况下，上述地点的岩石风化速度相同，可以建立反映岩石风化程度的风化因子fw平均值与时间的关系曲线。

翠华山水湫池古崩塌和甘湫池古滑坡的历史记载时间为公元前780年，甘湫池古滑坡的fw平均值为(0.24±0.01)，水湫池古崩塌的fw平均值为(0.25±0.01)，二者的平均值为(0.25±0.01)(图 7j)。莲花寺古滑坡较晚期次的历史记载时间为公元1072年，古滑坡的前缘堆积体东侧和张家山滑源区是这次地震事件触发的滑坡，2处的fw平均值均为(0.16±0.01)(图7j)。莲花寺古滑坡的最小fw平均值出现在前缘堆积体西侧(0.12±0.01)和滑床面下部(0.09±0.01)，如果认为以上2处是公元1556年地震触发的滑坡，再结合太平峪崩塌的fw为(0.15±0.01)(图7j)，则可使用线性回归方法得到这3次事件的风化因子fw与历史记录年龄，获得的年龄校正曲线为

T=(19723±888)×fw-(2145±166)

(6)

该曲线可应用于气候与秦岭北缘及鄂尔多斯周缘类似的地区，快速获得距今3ka以来的地貌面、 阶地面的初步年代。

上述曲线是基于有限数量、 已知年龄的崩塌、 滑坡体测量结果得到的。需要注意的是，公元1556年太平峪崩塌的风化因子为(0.15±0.01)，与莲花寺公元1072年形成的堆积体、 滑床面的岩石风化因子(0.16±0.01)相近，表明这种方法难以区分暴露时间间隔近500a的岩石风化程度，但其可以与公元前780年翠华山崩塌和滑坡相区分。因此，在秦岭北缘的气候和岩性条件下，使用施密特锤测量岩石反弹值确定基岩崩塌、 滑坡的相对年代能够达到数千年，但无法区分间隔<500a的基岩风化差异。这一结果与北欧挪威、 丹麦等地的冰碛物分析结果相同，其最大年龄分辨率为300a(Matthewsetal.，1984； Tomkinsetal.，2018)。由此认为，施密特锤暴露测年法对区分地震复发周期为几百年的地震崩塌、 滑坡无能为力。上述结果需要今后进一步寻找更多已知年龄的岩石进行测量，积累数据，建立更可靠的风化因子fw平均值-年龄校正曲线，扩展施密特锤暴露年龄测年法在中国活动构造研究中的应用场景。

4 结论

本文以秦岭北缘分布的3处具有历史记录的古地震基岩崩塌、 滑坡为研究对象，使用施密特锤测量416个岩石反弹值，统计分析了崩塌、 滑坡体堆积块石的反弹值，计算出每个崩塌、 滑坡体暴露岩石的风化因子，建立古地震基岩崩塌、 滑坡历史记录年代与岩石风化系数的关系曲线，根据实测数据与历史记录年龄评估了施密特锤暴露年龄相对测年法的可靠性，主要得到以下初步认识：

(1)莲花寺古滑坡、 太平峪崩塌、 翠华山水湫池古崩塌和甘湫池古滑坡3处古基岩崩塌、 滑坡的堆积块石的反弹值与历史记录时间呈负相关，即历史记录时间越老，岩石平均反弹值越低，反之则越高。通过对基岩崩塌、 滑坡体岩石风化因子进行统计分析，获得的初步年龄校正曲线为T=(19723±888)×fw-(2145±166)。利用该曲线可以对年龄>500a的基岩崩塌、 滑坡体进行分期，为确定秦岭北缘距今3ka以来的古地震基岩崩塌、 滑坡的形成时代提供了一种新的相对测年手段。

(2)在秦岭北缘的气候和岩性条件下，基于施密特锤测量岩石反弹值确定基岩崩塌、 滑坡的相对年代能够达到千年尺度，但无法区分时间间隔<500a的基岩崩塌、 滑坡的风化程度。

(3)在新鲜暴露的岩石上多次连续测量得到的施密特锤反弹值结果表明，反弹值平稳，变化在0～3之内，可为宇宙成因核素测年技术在样品采集阶段提供快速判断指标。

(4)在秦岭北缘的气候和岩性条件下，岩石经历2ka风化后，反弹值减小约(25%±1%)，约1ka后减小(16%±1%)，约0.5ka后减小(15%±1%)。

致谢审稿专家对文章提出了宝贵的意见及修改建议，在此表示衷心感谢！