松坪沟地质灾害发育分布及主控因素研究

徐 煜，赵其华，王 旭

(1.地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学)， 四川 成都 610059;2.成都理工大学 环境与土木工程学院， 四川 成都 610059)

松坪沟处于四川省阿坝州茂县西北部的叠溪镇境内，位于岷江上游右岸，地理坐标东经103°31′06.23″～103°40′12.94″，北纬32°02′22.58″～32°15′11.15″N，总面积约419 km2，是现今保存最完整的地震遗址之一，也是国家4A级风景区，素有“三沟九海十四景”之称。

该地区在近百年历史上经历过两次强烈的地震：1933年叠溪Ms7.5级地震和2008年汶川Ms8.0级地震，两次大的地震致使区内山体破碎严重，地质灾害发育程度高，遍布整个地区。针对两次地震后的地质灾害，前人已经做了部分研究[1-8]。许向宁等[2-3]根据斜坡变形特征将叠溪地震区划分为4个区带，并论述了松坪沟区的变形特征；邓庆[6]对该地区不同破坏程度的叠溪地震地质灾害进行了风险性评估。

然而，地质灾害是多种因素综合作用的结果[9]，包括内在因素和诱发因素。前人对该地区的地质灾害发育分布及其与主要因素的相关性研究相对较弱。因此，本文以现场调查资料为基础，结合GIS技术，研究了松坪沟地区两次地震后的地质灾害分布特征及其影响因素，并总结了该地区地质灾害的主要控制因素，为松坪沟景区的重新规划、有效规避地质灾害提供借鉴。

1 概 况

1.1 地形地貌

研究区位于茂县西北部，沟内河谷多呈“V”形，上游河谷稍宽、岸坡较缓，下游河谷较窄、岸坡陡峻，且右岸相较于左岸陡，区内最高海拔约4 700 m，最低海拔约2 100 m，平均海拔约3 500 m。

区内地貌根据成因类型可划分为极高山地貌(海拔3 800 m～4 500 m)、高山地貌(海拔3 200 m～3 800 m)和中山地貌(海拔2 500 m～3 200 m)。

1.2 区域构造

研究区地处较场弧形构造带、石大关弧形构造带和龙门山华夏系构造带围成的三角区域内，发育了复杂的印支期和燕山期的褶皱变形和断裂构造，其最典型的地质构造为弧形构造，如较场弧形构造、小金弧等。断裂带主要发育有茂汶断裂、岷江断裂和松坪沟断裂(见图1)。其中，松坪沟断裂带发育在较场弧形构造带及其西翼，研究区主要受该断裂带的控制和影响(见图2)。研究区三维模型见图3。

现场调查及物探资料显示，松坪沟断裂带整体走向NW向，大致沿松坪沟主沟呈三段斜列式展布。北西段起始于麦石寨(露头见图4)附近，向东南方向延伸至桦子林附近，断面走向N55°W，断面倾向NE，但露头处倾角多变；中间段起始于娃儿堡附近，向东南方向延伸至上白腊寨附近，断面走向N70°W，断面倾向SW，倾角约56°；南东段(露头见图5)自滚水沟沟口附近起，向南方向延伸至松坪沟沟口附近，断面走向NW，断面倾向SW，倾角约72°。

1-区域主干断裂；2-一般断裂；3-向斜；4-背斜；5-飞来峰；6-松坪沟断裂；7-较场弧形构造；8-茂汶断裂；9-岷江断裂；10-塔藏-文县-岸门口断裂

图1研究区区域构造图

图2 研究区区域地质图

图3 研究区三维模型图

图4 麦石寨断层露头全景照

图5 金枪岩隧道断层露头(南东段)

1.3 地层岩性

研究区主要出露地层为三叠系地层，包括菠茨沟组(T1b)、杂谷脑组(T2z)、侏倭组(T3zw)和新都桥组(T3xd)，总厚度约达2 500 m，具体岩性描述见表1。

表1 研究区地层岩性特征统计表

其中，上三叠统的千枚岩(T3zw)、板岩(T3xd)主要发育在松坪沟的上游地区；中三叠统的变质砂岩(T2z)主要发育在松坪沟的中下游地区，局部地区发育有下三叠统的粉砂岩(T1b)。此外，在河流阶地、河漫滩和山前坡覆盖有厚度不等的第四系崩坡积物和残坡积物，揭示厚度10 m～20 m。

1.4 气象水文

研究区内山峰峻立，山谷幽深，阶地狭小，昼夜温差较大，根据多年数据统计，年平均气温在5.6℃左右，其中每年最低气温约为2.8℃，最高气温约为22.5℃，全年三分之一的时间为无霜期。

多年来平均降水量约为484.1 mm，每年最大降水量约为560.6 mm，最小降水量约为335.5 mm。每年降水主要在5月—9月，分配不均匀，常会出现春冬干旱、夏秋充沛。降雪主要在每年的11月至次年的2月。

2 叠溪地震地质灾害分布特征

1933年8月25日，中国四川叠溪发生了Ms7.5级地震，造成松坪沟3 200余人死亡、400余人受伤，田地、房舍遭地震完全毁坏。

据资料收集和现场调查，研究区内发育的叠溪地震同震地质灾害及震后地质灾害共计17处，其中滑坡有5处，崩塌有11处，不稳定斜坡有1处。崩塌是叠溪地震在松坪沟内诱发最严重、分布最广的一种次生灾害，从数量上看，崩塌是滑坡的两倍。

尽管诱发的滑坡数量相对较少，但每个滑坡的体量都很大，滑坡体直接滑入沟内，堵塞河道，形成诸多规模不一的堰塞湖，部分保留下来成为如今的海子。

基于DEM数据利用ArcGis的高程分析进行高程分带，并将地质灾害点进行标注，其分布特征可见图6。

图6 叠溪地震地质灾害平面分布图

从平面上看(见图6)，这17处地震地质灾害集中发育在研究区的中下游地区，主要沿松坪沟断裂两侧呈带状分布，发育位置也离断裂带较近，其中12处灾害的发育位置距离断裂带不到1 km。有关叠溪地震发震断层的研究，一直以来也存在争议[10-11]。有学者认为发震断层为岷江断裂，另有学者认为发震断层为松坪沟断裂。松坪沟位于叠溪地震的极震区，结合此次地震在沟内诱发地质灾害的发育分布特征，也可以从侧面佐证松坪沟断层便为叠溪地震的发震断层。

从地貌高程和坡度并结合该区的三维模型图来看(见图3、图7)，叠溪地震在研究区内诱发地质灾害的发育高程主要在2 700 m～3 700 m之间，仅1个崩塌点的发育在4 050 m处，地质灾害主要分布在山体的中上部。研究区内发生地质灾害的斜坡坡度的变化范围较大，滑坡大多发育在坡度在30°～35°的斜坡上；崩塌大多发育在坡度在35°～75°的斜坡上，其中，坡度在35°～45°之间的占7处，坡度在45°～75°之间占5处。

按地质灾害的类型和规模大小，可将其分为特大型、大型、中型，其中滑坡以特大型和大型为主；崩塌以特大型为主，大型和中型次之；不稳定斜坡以特大型为主(见图8)。

图7 叠溪地震地质灾害坡度、高程数据图

图8 地质灾害类型及规模

3 汶川地震地质灾害分布

2008年5月12日，中国四川汶川映秀镇发生了Ms8.0级地震，是我国近百年遭遇的最严重的一次地震，距离震中约160 km的松坪沟也受到了严重的影响。

据地质调查资料和现场调查，研究区内发育的汶川地震同震地质灾害及震后地质灾害共计27处，其中滑坡8处，崩塌15处，不稳定斜坡4处。

基于DEM数据利用Arcgis的高程分析进行高程分带，并将地质灾害点进行标注，其分布特征见图9。

图9 汶川地震地质灾害平面分布图

从平面上看，汶川地震在研究区诱发的26处地质灾害沿松坪沟内的河流水系呈线状分布，河谷两岸地质灾害分布数量大致相同，且主要分布在三段斜列式断层附近，这与叠溪地震地质灾害的平面存在一定的相似性。但与叠溪地震地质灾害的分布也存在一定的差异，叠溪地震地质灾害主要分布在研究区的中下游地区，而汶川地震地质灾害在研究区内均有所展布，尤其在上游地区发育较多。

从地貌高程和坡度并结合该区的三维模型图来看(见图3)，汶川地震在研究区内诱发地质灾害的发育高程大多在2 200 m～3 400 m之间。发生地质灾害的斜坡坡度的变化范围较大，滑坡大多发育在30°～50°的斜坡上；崩塌大多发育在40°～85°的斜坡上，其中，坡度在30°～50°之间的占5处，坡度在50°～85°之间占10处。

按地质灾害的类型和规模大小，可将其分为特大型、大型、中型，其中滑坡以特大型和大型为主；崩塌以特大型为主，大型和中型次之；不稳定斜坡以特大型为主。

与叠溪地震相似，汶川地震在研究区内诱发最多的地质灾害类型也是崩塌，且汶川地震诱发的地质灾害数量比叠溪地震多，但根据单点地质灾害发生的规模来看，汶川地震诱发的地质灾害的规模远小于叠溪地震，其中，汶川地震灾害的规模主要是中小型，而叠溪地震灾害的规模主要是大型和特大型。

4 地质灾害主控因素分析

地质灾害的发生往往与很多因素有关，重力条件下发生的地质灾害一般受地形地貌条件、地层岩性、岩体结构类型、斜坡类型和降雨等[12]因素的影响，大多发生在基覆界面和性质差异显著的成层岩质与基岩的接触面处[13-14]，但地震诱发地质灾害的机理与重力诱发地质灾害不一致，除了上述几个影响因素外，还需要考虑断裂带的性质、地震的活动强度、与断裂带和水系的距离等因素的影响。

4.1 地形地貌

地形是地质灾害发生的先决条件。无论是滑坡还是崩塌，地貌上都要有一个临空面，而不稳定体则向着临空面的方向运动。研究区内地形以高山、河谷为主，山坡陡峻，局部地区有阶地发育。根据坡度数据统计看，叠溪地震诱发滑坡大多发育在30°～35°之间的斜坡上，崩塌大多发育在35°～75°之间的斜坡上；汶川地震诱发滑坡大多发育在30°～50°之间的斜坡上，崩塌大多发生在40°～85°之间的斜坡上。由此可以看出，滑坡一般发育在坡度相对较缓的斜坡上，崩塌大多发育在坡度较陡的斜坡上，且受叠溪地震影响，研究区内山体破坏严重，斜坡变得更为陡立，也为汶川地震诱发地质灾害创造了有利的地形条件。

地形地貌除了坡度的影响外，还有地貌高差的影响。从数据统计来看，叠溪地震诱发地质灾害的高程范围在2 700 m～3 700 m之间，汶川地震诱发地质的高程范围在2 200 m～3 400 m之间，叠溪地震诱发灾害的高程整体高于汶川地震，部分发育高程有重叠。这说明研究区内地震诱发地质灾害的优势高程在2 500 m～3 500 m之间。

4.2 地层岩性

地层岩性为地质灾害的发生提供了物质条件。研究区内出露的地层岩性相对单一，主要为三叠系的千枚岩、变质砂岩、板岩，千枚岩风化程度较高，强度低，节理面发育。

在叠溪地震中，中下游地区岩体组合以变质砂岩夹千枚岩为主，因此，在地震动作用下，千枚岩作为较软层易产生变形破坏，且随着高程的增大，地震波的放大效应越显著，高处千枚岩更易发生崩解剥落，从而形成崩塌、滑坡等地质灾害。

在汶川地震中，上游地区坡体岩性组合以千枚岩、板岩为主，岩性组合相对单一，受叠溪地震扰动作用小于中下游地区，在叠溪地震中较少发育地质灾害，但岩体已产生损伤，在汶川地震进一步的扰动下，上游地区地质灾害发育。

同样，叠溪地震也为汶川地震诱发地质灾害提供了物质便利，尤其是滑坡灾害，在叠溪地震作用下，高处的千枚岩崩解剥落，并在高程2 200 m～2 500 m之间产生堆积。汶川地震发生时，原堆积物在地震的扰动作用下，易沿基覆界面开始滑动形成滑坡灾害。

4.3 断裂带性质

断裂带的活动性控制着地质灾害发育分布，而诱发地震的断裂带性质类型主要有逆冲型和走滑型两类。诱发地震的断裂带性质不同，形成的地质灾害也会存在差异，主要体现在数量、密度、规模等方面。一般来说，逆冲型断层诱发的地质灾害较走滑型更具有破坏性[15]，因此断裂带的性质决定了地质灾害的发育分布情况。

松坪沟断裂带为走滑型断裂带，因此叠溪地震在松坪沟地区诱发的地质灾害数量相对较少，灾害点沿断裂带两侧呈带状分布，但松坪沟内各地质灾害点距离断裂带的距离相对较小，距松坪沟断层1 000 m内发育的灾害点有15处，占总数的83.3%，且各灾害点发育规模较大，大于1 000万m3的巨型滑坡有3处，大于10万m3的大型崩塌有11处。

4.4 地震活动强度

地震对山体的影响主要体现在震动的往复运动引发岩体产生松动变形，乃至破坏，致使边坡失去原有的平衡而发生失稳，从而诱发崩塌滑坡等地质灾害。而其影响程度主要取决于地震动在不同位置处的水平加速度大小，一般加速度越大，山体变形破坏越严重，越容易发生地质灾害。

叠溪地震中，研究区内麦石寨至娃儿堡处于Ⅸ烈度区，娃儿堡至松坪沟沟口处于Ⅹ烈度区，Ⅹ度区地震加速度较Ⅸ度区大；汶川地震中，研究区整体处于Ⅶ烈度区。因此，叠溪地震时期研究区内的地震动加速度整体较大于汶川地震时期，叠溪地震诱发的地质灾害的高程、规模等普遍大于汶川地震，且研究区内边坡岩体在叠溪地震中遭受了较为严重的变性破坏，造成了很多隐蔽性损伤，在汶川地震的扰动下，诱发了更多数量的地质灾害。

5 结 论

(1) 松坪沟内地震地质灾害的发育分布主要受控于沟内的地形地貌、地层岩性、断裂带性质及及地震活动强度等。叠溪地震诱发的地质灾害主要沿松坪沟断层呈带状分布；汶川地震中，研究区整体位于发震断层的上盘，地质灾害主要分布在松坪沟河流两岸。

(2) 研究区位于叠溪地震的Ⅸ度及以上烈度区，汶川地震的Ⅶ烈度区，地震动作用明显，对山体造成的破坏性强，且地形坡度越陡，地层风化程度越严重，地震动加速度越大，越易诱发地质灾害，且地质灾害的规模也更大，造成的危害也更严重。

(3) 叠溪地震与汶川地震诱发地质灾害在平面上有一定的重合。主要原因在于叠溪地震发生后，研究区内山体在地震的往复运动下开始发生变性破坏，岩体变得更为破碎，原有平衡被打破，部分地区斜坡发生失稳，从而引发地质灾害，并产生堆积；部分山体斜坡寻求到一个新的平衡而并未在叠溪地震中发生失稳，但岩体的强度大大减弱。在汶川地中再受到扰动，边坡发生失稳，从而引发崩塌、滑坡等地质灾害。