叠溪地震堰塞湖沉积物特征及演化过程*

杨凌崴 余 斌 何元勋 刘峰焰 马啸宇 李阳春

(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)， 成都 610059， 中国)

0 引 言

堰塞湖是由于崩塌、滑坡、泥石流、火山爆发、冰川等成因，导致堰塞体堵塞河道而形成的一种阻塞性湖泊(Costa et al.， 1988； 陈晓清等， 2008； 张世殊等， 2009)。湖泊作为一种特殊的自然综合体，对气候、环境系统的变化反映极为敏感(王苏民等， 1998)。同时又是流域陆源物质的储存库，其沉积的连续性及剖面保存的完整性，使湖相地层能真实记录地质历史时期各种事件和区域环境变化的信息(汪敬忠等， 2014)。其中由地震引发河道两侧山体滑坡、崩塌堵塞河道，使河水聚集壅高形成的地震堰塞湖，引起了相关专业学者的广泛关注。

1933年8月25日，在四川西北部的茂县叠溪一带发生的7.5级地震，造成岷江两侧山岳崩倒雍江，岷江断流，大地塌陷，酿成巨患，为近百年所罕见(江在雄等， 1989)，形成了有名的“小海子”堰塞湖，并成为九寨沟旅游专线上的著名景点。地震之后，许多地震和地质学者对这一地区的地质构造、地震地质、地质灾害进行了相关研究(常隆慶， 1938； 邓起东等， 1994； 江在雄， 1994； 柴贺军等， 1995； 黄祖智等， 2002； 周荣军等， 2005; Bai et al.，2020； Shao et al.，2020)。在这些研究中，部分学者注意到叠溪一带出露有一套灰-黄色粉砂质黏土沉积物， 王兰生等(2005)对该套沉积物做了系统分析研究，首次确认这是一套距今1～2万年的古堰塞湖沉积物，并将其命名为“叠溪古堰塞湖”。王小群等(2010)集中分析了该古堰塞湖剖面的粒度特征，利用沉积物中连续的地质记录，揭示了该地区过去的气候变迁。马俊学等(2017)用粒度特征推演出该古堰塞湖溃决过程及古洪水演化规律。许会等(2019)以整个堰塞湖流域沉积相的视角，根据堰塞湖沉积物粒径特征探讨了古堰塞湖的沉积环境。以往的学者多关注于该地区古老沉积物的研究，然而对1933年叠溪地震以后形成的堰塞湖扇三角洲沉积未作进一步论述。

近期，笔者对岷江上游地区进行野外考察时，在叠溪镇松坪沟河谷段发现了一套主要由砂砾石、含砾砂和砂等粗碎屑组成的湖相沉积物，其沉积剖面保存较为完好，经分析推断应为1933年叠溪地震以后形成的扇三角洲沉积。本文对该套沉积物的沉积特征、沉积环境做了初步分析，所提取的沉积特征和历史洪水信息，对研究堰塞湖扇三角洲沉积演化过程以及重建该地区山地灾害事件的发生频率、强度具有重要的理论意义。

1 研究区地质背景

松坪沟处在青藏高原东缘的川西高原一带，地表构造轮廓位于“中国南北构造带”的中段，历史上该区域强震频发(邵崇建等， 2017)。据记载， 20世纪以来，震级超过7.5级的地震就有多次，如1933年造成巨大水患的茂县叠溪地震(MS7.5级)、1976年的平武地震(MS7.6级)、2008年震惊世界的汶川地震(MS8.0级)(崔圣华等， 2019； 魏昌利等， 2019)。其中：地震烈度为Ⅹ度，引发了许多大型崩塌和山体断裂的1933叠溪地震，其宏观震中就位于叠溪一带，地震形成的天然堆积体堵塞河道形成堰塞湖(许强等， 2017)。

松坪沟为岷江右岸一级支流，位于岷江上游茂县西北部松坪沟乡，距离茂县县城约50km，地理坐标为32°01′～32°10′N； 103°31′～103°41′E。区内构造主要为北西向松坪沟断层，出露的地层岩性主要为砂岩、千枚岩、板岩等(邓庆， 2018； 曾庆利等， 2018)。松坪沟海拔高程多在2000m以上，受高原季风气候的影响，昼夜温差变化较大。松坪沟降雨稀少，年均降水量为716.5mm，降水多集中在5～10月，其中7～8月的降雨量超过全年降雨量的50%(王兰生等， 2009)。松坪沟河谷呈“V”字型，流域面积507km2，河长41km，纵比降30.93‰，于叠溪小海子处与岷江汇合(图1)。

图1 松坪沟流域地理位置及地形地貌、活动断裂和历史地震震中分布图Fig. 1 Topographic and landforms， active faults， and historical earthquake epicenter distribution of Songpinggou Valley红星显示了叠溪三角洲的位置，红点为1933年叠溪地震震中

2 叠溪三角洲的发现及其沉积特征

本文在结合实际调查及历史资料的基础上(陈楠， 2014)，依据扇三角洲沉积的发育特征(Kostic et al.，2002)，已查明叠溪堰塞湖湖相沉积的分布及沉积特征，圈定了1933年堰塞湖形成时的分布范围(图2)。

图2 叠溪三角洲沉积剖面的分布Fig. 2 Distribution of the sedimentary section of Diexi Delta小海子为1933年叠溪地震形成的堰塞湖，点划线范围为推测的堰塞湖边界

2.1 剖面沉积特征

叠溪扇三角洲沉积位于松坪沟校场电站，长约200m，宽约100m(图2)。由于近年该区域的砂石开采，原有沉积构造被严重破坏，现今残留沉积体断续分布于岸坡两侧，主要由卵石、砂砾石、砂及粉/黏土等组成。沉积体中卵砾石的主要岩性为砂岩、板岩和千枚岩，与松坪沟地层组成物质基本一致，可以判定沉积物源自松坪沟，经由水流携带沉积于此。从上游至下游将沉积物分为A、B、C 3段，依次编号为I～Ⅲ，沉积物的分布特征见表1。从几处出露的沉积物发育特征来看，从上游至下游，粗砾石组分呈由粗变细的趋势。

表1 叠溪湖相沉积的分布特征Table 1 Distribution characteristics of lacustrine sediments in Diexi

Ⅰ号沉积剖面位于松坪沟河口附近，主要由砾、砂沉积物组成，总厚度约5m，无明显的层理面(图3)。砾石最大扁平面倾向上游，呈叠瓦状排列，倾角约为25°～30°，长轴平行于水流分布。其特点为砾石较粗大，最大粒径约为0.5m，含较多中砾级甚至粗砾级砾石，砾石为滚动搬运，分选差，多呈次磨圆状； 基质成分与砾石成分相似。该物相指示了水动力突然减弱、大量砾石迅速堆积的沉积环境，它是山区洪流在进入堰塞湖前的河床滞留沉积(朱筱敏， 2008)。

图3 叠溪堰塞湖扇三角洲剖面Ⅰ的沉积特征Fig. 3 Sedimentary features of section Ⅰ of Diexi Delta

以此为开端，向下游，沉积物的沉积特征变得越来越明显。B、C段中砾石的磨圆度和分选性逐渐变好，向下游方向砾石的粒径也越来越小。随机选取沉积层中最大砾石(30个)测量其粒度特征，统计表明B、C段沉积层中最大砾石平均中值粒径分别为14cm、12cm。砾石呈叠瓦状堆积，倾角在25°～35°之间。Ⅱ号沉积剖面上发育水平层理，斜层理(图4c)，为湖相沉积层。Ⅲ号沉积层与Ⅱ号沉积层斜交，倾角约为25°，形成倾向湖心的层理(图5a)，表明该处为扇三角洲沉积的前积层。这就为堰塞湖湖相沉积提供了最为直接的证据。

Ⅱ号和Ⅲ号剖面中明显可见砂砾层和砾石层构成的韵律“旋回”，这种特殊的互层结构代表了同一沉积环境中的交替沉积作用(图4a、图5a)，粗细砾石层分别反映了沉积环境水动力的强弱。细砂砾层一般为块状构造，具水平层理、斜层理； 粗砾石层的沉积特征与洪水的沉积特征类似，砾石有一定分选性和磨圆度，交错层理，具叠瓦构造，反映了当时搬运介质具有很高的搬运能力，符合洪水的搬运和沉积特点(Ma et al.，2017； 马俊学等， 2019)。由此推断，季节性洪水的交替变化是形成这种特殊沉积构造的原因。

图4 叠溪堰塞湖扇三角洲剖面Ⅱ的沉积特征Fig. 4 Sedimentary features of section Ⅱ of Diexi Deltaa. 剖面Ⅱ内部粗、细粒层的韵律互层； b. 剖面Ⅱ内部的叠瓦状构造； c. 剖面Ⅱ内部的层理构造； d. 剖面Ⅱ内部的块状构造

图5 叠溪堰塞湖扇三角洲剖面Ⅲ的沉积特征Fig. 5 Sedimentary features of section Ⅲ of Diexi Deltaa. 剖面Ⅲ内部粗、细粒层的韵律互层； b. 剖面Ⅲ内部的砾石支撑-叠置构造； c. 剖面Ⅲ内部的层理构造； d. 剖面Ⅲ内部的叠瓦构造

上述沉积特征在解释研究区扇三角洲的沉积演化具有重要的指示意义。已有资料表明，自1933年叠溪堰塞湖形成以来，至少发生过两次有历史记录的洪水事件，一次发生在1933年8月下旬，另一次发生在1986年6月上旬(江在雄等， 1989)。洪水流量大、强度高，搬运所形成的沉积层砾石较为粗大。洪水过后，随着流体携沙力的降低只能携带更小的砂、砾石，剖面的沉积特征更加明显，如水平层理、斜层理等。以上沉积特征表明，季节性洪水对该区域三角洲的沉积具有较大的影响。

2.2 叠溪三角洲的形成与演化

1933年叠溪地震形成的小海子堰塞湖，拦截了由松坪沟流域搬运的大量沉积物，河口与小海子交汇处是松坪沟流域泥砂堆积的主要场所。在松坪沟河流入湖的河口处，流速降低，水流携带的泥砂便在河-湖交互地带沉积下来，形成平面上呈三角形的沉积体，其垂向层序具有明显的向上变粗特点。按陆源碎屑湖泊的沉积模式及亚相类型划分，该处沉积属湖成三角洲亚相，具有顶积层、前积层和底积层3层构造的特征(图6)。

图6 叠溪三角洲的沉积模式图Fig. 6 Depositional model of Diexi Deltaa. 平面图； b. 垂直层序

2.2.1 底积层

底积层粒度最细，为砂质、粉砂质沉积，分选性好，发育平行层理。为三角洲的最前端，随着三角洲沉积的推进，以底负载荷为主的粗大砂砾石先行沉积，以悬浮负载形式为主的细粉砂质在湖盆的能量较低处沉积形成底积层。

2.2.2 前积层

前积层继承了顶积层的沉积特点，并形成一定的坡度，整体约25°(受水深、地形、水动力条件及物源供给的影响，坡度略有变化)，为区分前积层与其他沉积相的显著标志。沉积物由砾石层和砂层组成，砾石大小不等，分选中等，填隙物为不等粒砂级颗粒及泥质。发育交错层理，水平层理，局部砾石呈定向排列。

2.2.3 顶积层

顶积层实际上是河流沉积在三角洲上的延伸，是三角洲沉积中粒度最粗者。沉积物由颗粒支撑的砾石层和砂砾层为主的粗碎屑构成，砾石多呈叠瓦状或显定向排列。砂砾层还可见到交错层理，斜层理，透镜体等沉积构造。

受季节性洪水事件等因素的影响，三角洲沉积表现为砾石层与砂层交替发育的特殊沉积构造，但整体上，三角洲的沉积层序自下而上(底积层-前积层-顶积层)仍表现出粒度由细变粗的特征。总之，季节性洪水对三角洲沉积的影响远大于对湖泊的改造作用，因而整体表现粒度粗的沉积特征，向湖方向，随水动力的减弱和湖水的加深，沉积物中的碎屑粒度和分选性呈变细变好的总趋势(表2)。

表2 叠溪三角洲亚相特征Table 2 Characteristics of the subfacies of Diexi Delta

在同一次洪水过程中，河流携带的泥砂从河道到湖泊，在顶积层、前积层和底积层这3部分逐渐沉积，沉积粒径由粗到细(Brian et al.，2010)。本次调查从上游至下游测量了同一次沉积过程中河道、前积层、顶积层中沉积颗粒的最大砾石粒径(平均中值粒径)及距河道距离(图7)。

图7 三角洲河道沉积、顶积层、前积层对应层位粒径关系Fig. 7 Grain sizes corresponding to fluvial， topset， and foreset in the delta respectively.

从图7可以看出，总趋势，砾石粒径随河道至前积层距离增加而减小，原因在于随着三角洲沉积向湖推进，水动力逐渐变弱，沉积粒径变小； 相对而言，流量越大，水动力越强，沉积粒径越大。

经过流体搬运而后沉积的砾石层，其沉积物的形态特征与当时的水动力条件和沉积环境密切相关(熊平生， 2017)。可利用沉积层中砾石的粒态变化，分析沉积物的沉积环境及水动力条件。在测量统计砾石a、b、c三轴长度的基础上(图8)，计算获得砾石的扁度、球度等粒态数据。

图8 叠溪三角洲Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号剖面顶部沉积层砾石砾径b轴柱状图Fig. 8 B-axis size-frequency distribution histogram of the top of section Ⅰ， Ⅱ， Ⅲ of sedimentary gravel diameter in Diexi Delta

砾石的轴径频率分布柱状图可以大致反映沉积层中砾石的分布特征(杨光， 2010)。从图8可以看出，砾石粒度特征明显受水动力条件和搬运距离的控制。随着搬运距离的增长(河→湖)和水动力的减弱，轴径众数值向左偏移，颗粒的粒度逐渐变小。砾石的扁度值(图9)，其分布范围介于1.53～2，河道至前积层沉积物中砾石的扁度值逐渐变小。通过对比顶部沉积层与底部沉积层砾石的扁度值发现，顶部沉积层中砾石的扁度值比底部沉积层中砾石大。砾石的球度值分布范围介于0.64～0.77之间，河道至前积层沉积物中砾石的球度值逐渐变大。通过对比顶部沉积层与底部沉积层砾石的球度值发现，顶部沉积层中砾石的球度值比底部沉积层中砾石小。以上结果表明：水流携带的沉积物由河道进入湖泊，随着水深的增加，水动力逐渐变小，沉积层中砾石粒径变化的总趋势是由大变小。砾石在滚动搬运的过程中，越靠近湖心，其球度值越大，扁度值越小。顶部沉积层砾石的扁度值比底部沉积层中砾石的扁度值大、球度值小，反映了在沉积环境相似的情况下，水动力越强，沉积层中砾石的扁度值越大，球度值越小。

图9 叠溪三角洲Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ号剖面底部和顶部沉积层砾石的球度、扁度变化Fig. 9 Sphericity and flattening figure of the top and bottom of section Ⅰ， Ⅱ， Ⅲ of sedimentary gravel in Diexi Delta

3 三角洲沉积历史洪水分析

沉积剖面作为洪水的物质记录载体，其沉积特征和历史洪水信息的提取，对于研究泥砂的粒径与洪水流量关系，了解该地区历史洪灾、重建该地区的环境特征有重要的指导意义。

3.1 三角洲沉积历史洪峰流量计算

表3 水流能量法洪峰流量计算公式Table 3 Calculation formula of peak discharge by flow energy method

利用沉积物粒度反演计算历史洪水洪峰流量，需要测量一次沉积过程中最大粒径砾石，统计其几何尺寸(长、中、短轴)。在野外调查研究中，根据Ⅰ号剖面沉积特征，测量统计了其底部沉积层和顶部沉积层最大粒径砾石的几何尺寸(假定底部沉积层为1933年沉积，顶部沉积层为1986年沉积)，统计结果列于表4。

表4 叠溪堰塞湖河道相沉积砾石几何尺寸统计Table 4 Statistics on the geometric size of channel gravels in Diexi dammed lake

历史洪峰流量的计算结果如表5所示。表5中的平均流速和平均水深由表4列出的砾石几何尺度计算求出，断面面积A按图10所示断面计算。

表5 历史洪峰流量计算结果Table 5 Calculation results of historical peak discharge

图10 洪水洪峰流量计算断面参数Fig. 10 Calculation section parameters of flood peak discharge

由表5可看出，计算洪水最大洪峰流量为405.4m3·s-1。松坪沟流域年平均流量约 10m3·s-1，可见最大洪峰流量是其数十倍。由此推断该次洪水可能是百年一遇的大洪水。

如图10所示，水流能量法计算结果的精度与计算断面的形状及最大砾石的几何尺寸紧密相关。因此，需要对研究区沉积环境和沉积特征进行细致分析，确保测量的最大砾石为同一洪水过程沉积，以尽可能地提高计算精度。

3.2 松坪沟流域不同频率设计洪峰流量计算

在无实测历史水文资料区域，一些基础数据可以通过相关的水文计算来获得，利用推理公式是推求设计洪峰量的主要方法。本文根据《四川省水文手册》，利用推理公式法推求设计洪峰流量。

已知松坪沟流域面积F=507km2、沟长L=41km、沟床平均比降J=30.93‰，计算方法步骤依据《四川省水文手册》推理公式法推求设计洪峰流量，得到松坪沟流域不同频率下的设计洪水洪峰流量，计算成果如表6所示。

表6 松坪沟流域不同频率下设计洪峰流量(QP)Table 6 Design peak discharge(QP)under different frequencies in Songpinggou watershed

P=3.33%，P=2%，P=1%，P=0.5%，分别表示30年， 50年， 100年， 200年一遇设计洪水洪峰流量

根据历史洪峰流量计算结果(3.1节)， 1933年洪水洪峰流量为365.4m3·s-1，与50年(P=2%)一遇设计洪峰流量369.7m3·s-1接近； 1986年洪水洪峰流量为405.4m3·s-1，与100年(P=1%)一遇设计洪峰流量413.0m3·s-1接近。可以推断该流域1933年与1986年所遭遇的两次洪水，分别为50年一遇与100年一遇。

3.3 结果分析

1933年8月25日叠溪地震形成的小海子，本文在实地调查、走访老乡，以及结合遥感影像特征的基础上，推测1933年小海子湖面海拔高程在2180m附近。1986年6月上旬，地处岷江上游的松潘、茂县等地持续不断降雨，小海子堤坝再次部分溃决(江在雄等， 1989)，湖面海拔高程降低至2154m附近。1986年至今，小海子堤坝虽有局部溃决，但规模不大，现存小海子湖面海拔高程保持在2150m附近，相较于1986年小海子湖面高程略有下降。

根据叠溪堰塞湖三角洲沉积特征及历史洪水资料(常隆庆， 1933； 柴贺军等， 1995； 江在雄， 1985； 江在雄等， 1989)，显然，该套物质沉积时间为1933～1986年。而且，据该地区80岁以上老人回忆，印象最深的水患为1933年和1986年两次洪水，“叠溪地震六十周年祭碑文”(图11)也印证了这一点。

图11 叠溪地震六十周年碑文Fig. 11 Tablet inscription commemorating the 60th anniversary of Diexi earthquake

可以断定的是， 1933年堰塞湖形成，最早接受沉积时间为1933年，为底部沉积层； 1986年洪水导致堰塞坝部分溃决，水位下降，此后该区域不再接受沉积，故顶部沉积层最后沉积时间为1986年。洪水越大，其能携带的泥砂粒径越大，根据野外调查，在统计了1933年与1986年河道沉积层的最大砾石粒径的基础上，通过反演计算两次洪水对应的洪峰流量为365.4m3·s-1、405.4m3·s-1。反之，其他砾石相河道沉积层亦可通过该方法计算其洪水洪峰流量。

4 结 论

通过野外调查，在松坪沟河道汇入小海子的交汇地带发现了一套长约200m断续出露的沉积物，根据其物质组成、结构构造及沉积特征，判定其为1933年叠溪地震以后形成的具有顶积层、前积层和底积层3层结构的吉尔伯特型扇三角洲，并得到以下结论：

(1)1933年叠溪地震，造成了岷江河道的阻塞，松坪沟为岷江上游的一主干支流，于叠溪小海子处与岷江汇合，伴随小海子的形成，松坪沟携带的泥砂在沟口不断沉积， 1986年岷江水患，小海子堤坝部分溃决，湖水水位下降，原沉积物随水位下降不再接受沉积，进入剥蚀阶段，在水流的侵蚀作用下，部分沉积物未被破坏，保留至今，记录和保存了沉积过程中的地质事件。

(2)松坪沟沟口堆积体的岩性与松坪沟地层组成物质基本相同，说明其物源来自松坪沟经由水流携带沉积于此。这些堆积体具有叠瓦构造、块状构造、楔状交错层理及韵律互层构造。剖面从上至下，宏观表现为砾石层的层厚逐渐变薄，砾石碎屑成分由粗变细的变化趋势。

(3)根据沉积物的沉积特征推断沉积环境，总体上该沉积剖面具有3类沉积环境：河道沉积→滨-浅湖沉积→半深湖-深湖沉积，水动力由强到弱。顶积层、前积层及底积层的泥砂粒径与洪水流量存在对应关系，洪水流量越大，沉积粒径越大。

(4)在流域无实测历史水文资料情况下，通过水力学中的水流能量法反演计算，得出松坪沟1933年、1986年两次洪水对应的暴发频率分别为50年、100年一遇。本文研究对于了解山区地质环境及演化规律具有重要意义，可为地质灾害等事件的发生频率、危害程度提供参考。

致 谢：成都理工大学沉积地质研究院的杨田老师在三角洲沉积特征的观察描述方面给予了宝贵的协助和指导。赵宾杰、刘双、马二龙同学等参加了野外调查。在此一并致以衷心的感谢!