汶川地震后岷江流域映秀至草坡段崩塌发育规律

汶川地震后岷江流域映秀至草坡段崩塌发育规律
李蔷，王运生，蒋发森
【摘要】摘要：该河段是汶川地震触发灾害最为严重的河段之一。

基于详细的实地调查和遥感解译成果，分析崩塌灾害的空间分布，崩塌发育斜坡物质组成、高程、坡高、坡度、坡形和失稳部位及崩塌形成机理，揭示震后崩塌灾害的发育规律。

崩塌的发生存在明显的背坡面效应和方向效应，岩质边坡崩塌最为发育，且多发育于花岗岩、闪长岩和辉长岩等硬岩斜坡中，崩塌破坏模式以滑移式和倾倒式为主。

【期刊名称】地质灾害与环境保护
【年(卷),期】2014(025)001
【总页数】6
【关键词】岷江；震后崩塌；分布规律；背坡面效应；方向效应
1 引言
2008年5月12日14时28分，四川省汶川县发生Ms8.0级大地震，地震震中位于汶川县映秀镇(31°00′N，103°24′E)，震源深度约14 km。

地震导致四川、陕西、甘肃等省50多个县( 市) 严重受灾，受灾面积达40多万km2，重灾区面积占13万多km2；地震共计造成近7万人遇难，37万多人受伤，1万7千多人失踪，其中地震次生地质灾害造成的死亡和失踪人数约占地震总死亡和失踪人数的1/3；直接经济损失达8千多亿元人民币。

这是新中国成立以来破坏性最强、波及范围最广的一次地震。

主震过后, 余震接连不断,不仅对灾区各种设施造成了强烈地、反复地、持续不断地破坏, 同时还加剧斜坡岩土体的变形破坏, 持续诱发新的崩塌、滑坡等地质灾害。

汶川地震最为突出的崩塌灾害问
题包括地震力作用下的崩塌灾害以及地震导致的大量“震裂山体”震后长期存在的崩塌落石灾害问题[1]。

关于地震次生灾害的研究很多，汶川地震灾害也已展开深入研究。

国外已从地震引发崩塌的分布规律、形成机理等方面开展了研究工作[2-4]；国内许多学者也对震后地质灾害发育规律、分布特征及影响因素等进行了大量研究工作[5-13]。

黄润秋等[14〗利用GIS 技术研究11 308 处地质灾害发育分布规律发现：地质灾害的分布具有明显的上盘效应，多沿河流水系成线状分布；灾点多发育于20°～50°斜坡上部转折部位；软岩中易形成滑坡，而崩塌多发育于硬岩中。

苏生瑞等[1]认为：震后崩塌中以岩质崩塌为主；崩塌多发育于46°～60°斜坡，坡高一般大于150 m；崩塌破坏模式主要为滑移式，其次为倾倒式。

祁生文等[15]的研究得出，斜坡失稳坡度主要分布在31°～45°的范围内。

王运生等[16]指出，地质灾害的发育受控于发震断裂、地震持续时间、斜坡地形效应、岩性及结构等因素。

李为乐等[17]通过对地震灾区遥感影像的仔细分析，发现地震诱发的地质灾害主要集中分布在以下几个发震断层附近的流域范围内: 岷江流域映秀-茂县段、湔江流域(彭州)、白沙河流域(彭州、都江堰市境内)、金河流域(绵竹、什邡交界)、绵远河流域(绵竹)、茶坪河流域(安县)等流域。

本文选取岷江流域映秀-草坡段(属于映秀-茂县段)为研究区，经过多次现场调查，获得了丰富的一手资料，并结合GIS技术对区内崩塌灾害点进行解译，通过对调查及遥感解译结果的统计分析，总结区内震后崩塌灾害的发育规律，为强震区潜在崩塌地质灾害的判识以及防灾减灾提供借鉴，具有重要意义。

2 研究区地质背景
岷江发源于岷山弓嘎岭和郎架岭，是长江上游水量最大的一条支流，其流域面积达135 547 km2。

研究区映秀-草坡段位于岷江流域中游，属剥蚀-侵蚀中高山深切河谷地貌。

山体走向呈北东向展布，山顶海拔一般2 500～3 900 m，相对高差约300～2 500 m，谷坡陡峻，高陡边坡发育。

岷江河谷深切，峡谷深邃，河谷形态及展布方向受地层岩性和地质构造控制，研究区内多为峡谷区，河谷呈“V”字形，河面宽20～90 m；河谷地带分布有河漫滩及I-V级阶地，I、Ⅱ级多为堆积阶地，Ⅲ级以上为内迭式基座阶地，岷江现代河床堆积层厚度由都江堰市向上游逐渐增厚。

区内出露岩性主要为元古界(Pt)硬质花岗岩、闪长岩、辉长岩，三叠系须家河组(Tx)粉砂岩及志留系茂县群(Sm)千枚岩，岩体节理裂隙发育，浅表部岩体破碎。

大地构造上属青藏高原东南缘与川西盆地过渡带，处于映秀-北川断裂带(龙门山中央断裂)与茂汶断裂带之间，区内NE-SW向断裂体系发育。

新构造运动主要表现为区域性地壳急剧上升，同时伴有断裂活动，上升过程中存在短暂间歇。

区内受龙门山构造影响，地震活动频繁，汶川地震时该区烈度达Ⅹ～Ⅺ。

3 崩塌地质灾害分布特征
岷江流域映秀-草坡段全长26.5 km，紧邻汶川地震震中，是地震破坏最严重的区域之一，震后形成大量次生地质灾害。

图1为研究区内地震前、后ETM卫星影像的对比(分辨率15 m)，尽管图像的分辨率较低，但仍可看出地震后沿岷江两岸由于大量崩塌、滑坡等地质灾害的产生，致使卫星图像的颜色产生了显著的改变。

通过遥感解译的研究区内崩塌灾害分布图(图2)可知，区内崩塌地质灾害沿岷江干流及其支流呈线状分布，具有明显的背坡面效应和方向效应。

3.1 沿岷江干流及其支流呈线状分布
研究区内震后崩塌地质灾害在区域分布上的显著特征是沿岷江干流及其支流两岸呈线状分布，在卫星遥感图及其解译图像上表现得十分直观(图1、图2)。

现场调查46处崩塌均位于岷江干流或其支流等深切河谷两岸，由此说明，崩塌地质灾害的发育在一定程度上受水系的控制。

由图1、图2可知，崩塌地质灾害的分布还具有明显的不对称性，岷江西(右)岸崩塌发育密度远高于东(左)岸。

现场调查的崩塌地质灾害中，西(右)岸发育39处，占总数的85%；东(左)岸发育7处，占总数的15%，西岸崩塌数量为东岸的5.6倍，亦证明了这一点。

3.2 背坡面效应
“背坡面效应”是指与发震断裂带近于垂直的沟谷斜坡中，在地震波传播的背坡面一侧的地质灾害发育密度明显大于迎坡面一侧。

研究区内岷江河谷走向近SN 向，而发震断裂(映秀-北川断裂)走向为SEE，二者近于垂直；且该区段位于汶川地震震中区映秀的北侧，因此，在地震波的传播过程中，西面坡成为背坡面，而东面坡则为迎坡面。

根据现场调查及遥感解译结果发现，区内西(背)坡面的崩塌灾害发育密度为东(迎)坡面的5～6倍，由此说明，地震过程中的“背坡面效应”在研究区内是存在的。

3.3 方向效应
汶川地震震源机制解的综合分析结果表明，映秀-北川断裂带以NW-NWW向的水平挤压为主，主压力轴P近于水平，主张力轴T 大多也近于水平，在NW 向主压力作用下，断层逆冲错动，在NWW 向主压力作用下，断层走滑错动，研究区内以逆冲为主兼具右行走滑分量。

基于上述观点，崩塌的优势主崩方向为NW 向和NWW 向(断层逆冲时，地震崩塌的优势主崩方向近垂直于断层走向；断层走滑时，优势主崩方向近平行于断层走向) 。

将研究区内现场调查46
处崩塌主崩方向绘制成玫瑰花图(图3)，区内崩塌优势主崩方向为近EW 向, 即与发震断层的走向近垂直。

同时也表明, 地震波和地面运动的强度具有显著的方向性, 在垂直断层方向上最强。

4 崩塌灾害分布与其他主要影响因素的关系
4.1 与斜坡物质组成的关系
区内边坡岩体中节理裂隙发育，经地震作用，沿节理面形成大量震裂岩体，在后期外界条件作用下将形成岩质崩塌；当斜坡表面存在厚度不大的残坡积土及强风化层时，在外力作用下易形成岩土体崩塌；而构成土体崩塌的主要是崩、坡积碎块石土斜坡，多为古崩塌堆积体前缘被河流冲刷、公路修建开挖边坡所致。

区内崩塌地质灾害中岩体崩塌发育最多，共39处，占崩塌总数的84.8%；其次为岩土组合体崩塌，共6处，占崩塌总数的13.0%；土体崩塌最少，仅1处(图4)。

且岩体崩塌中37处均发育于花岗岩、闪长岩及辉长岩等硬质岩体中；仅2处发育于千枚岩等软岩中；这是由于硬岩易形成高陡斜坡，且多为地貌突出部位，地震放大效应显著，加之其岩性均匀，地震波传播速度快、能量损耗低，造成斜坡岩体的大规模破坏；而对于软岩体，一方面地面横坡相对较缓，地形放大作用不强烈；另一方面地震波传播速度相对较低，尤其是其间的软弱夹层、软弱带等，对地震波能量具有很大的消耗作用。

因此，硬岩边坡比软岩边坡更易形成崩塌地质灾害。

4.2 与斜坡高程的关系
对研究区内崩塌地质灾害发育的高程进行统计，结果如图5所示，区内崩塌主要分布在1 001～1 750 m之间，共计37处，占崩塌调查总数的80.4%，其中又以1 251～1 500 m高程发育密度最高，共18处，占总数的39.1%；而
1 750 m高程以上仅发育9处崩塌。

实际调查发现，研究区高程1 500 m 附近，恰好与岷江河谷从宽谷进入峡谷的部位相对应，这一部位地形坡度较陡，岩体卸荷最为强烈，地震响应最为突出，因而地震地质灾害也最为发育。

4.3 与斜坡坡高的关系
统计结果表明(图6)，研究区内崩塌地质灾害主要发育于坡高为201～500 m 的斜坡上，共35处，占调查总数的76.1%；坡高大于500 m的斜坡中发育11处崩塌，仅占调查总数的23.9%。

这在一定程度上说明并不是斜坡高度越高，崩塌就越易发生，其发生概率也是集中在一定范围内的，并且不同构造单元内由于岩性的差异，发生崩塌的斜坡的高度具有一定的差异性，岩体较为软弱的地段即使高度不大的边坡也易发生崩塌。

4.4 与斜坡坡形的关系
斜坡坡形对其动力稳定性的影响最为直观。

自然界中斜坡坡形大致可分3类：直线坡、凸坡和凹坡。

图7为区内3种坡形对应崩塌发育情况，其中：凹形最发育，共28处，占总数的60.9%；其次为凸形，共14处，占总数的30.4%；直线形最少，仅4处，占总数的8.7%。

说明在地震动作用下, 不同坡形的边坡具有不同的动力响应, 各自的动力稳定性状况也大为不同, 直线形斜坡发生崩塌的几率相对较小,凹坡和凸坡更容易发生崩塌, 尤以凹坡发生崩塌的几率最高, 并且大多数发生在边坡坡度由缓变陡的过渡转折部位。

这与静力作用下边坡的稳定性结论有很大区别，在静力作用下凹坡的稳定性大于直线形坡, 直线形坡的稳定性又大于凸坡。

4.5 与斜坡失稳位置的关系
对研究区内46处崩塌开始滑动的位置进行统计，结果见图8(图中H 代表崩塌
发育边坡的高度)。

其中发育于H/4～H/2边坡位置的崩塌为11处，占总数的23.9%；3H/4～H位置的崩塌为35处，占总数的76.1%；因此，在地震作用下，区内崩塌主要发育于斜坡的中上部。

进一步现场调查发现，区内崩塌地质灾害产生的具体部位还与微地貌形态有着十分密切的联系，多发育于对地震波有显著放大效应的部位，即：地形坡度由缓变陡的过渡部位，单薄的山脊部位，孤立山头或多面临空的山体部位等。

4.6 与斜坡坡度的关系
一般而言, 在其他条件相同的情况下，地震动作用下边坡地形坡度越陡则越容易引发崩塌。

就地震崩塌而言, 在某一区域条件下通常存在着一个触发崩塌的优势角度范围，汶川地震中绝大部分的地质灾害点都分布在20°～50°的范围内。

研究区内崩塌灾害发育边坡坡度在40°以上的有44处，占总数的95.7%，其中以41°～60°间斜坡崩塌最为发育，共计34处，占总数的76.8%。

因此，研究区内汶川地震诱发的崩塌灾害主要发生于41°～60°的斜坡中(图9)。

5 崩塌形成机理类型
研究区内崩塌类型从形成机理上可以划分为滑移式、倾倒式、坠落式和抛射式4种，部分崩塌的形成往往为上述几种破坏模式中某两种或两种以上模式的复合。

滑移式崩塌中岩层普遍发育大量垂直的张拉裂隙和平行的压剪性裂隙，地震作用下，斜坡中上部岩体震裂，裂隙沿张拉裂隙和压剪裂隙发展，当二者贯通且软弱结构面成为滑动面时，只要滑动面上的剪切应力超过其抗剪强度，震裂块体就会沿下部有向坡下倾斜的光滑结构面或软弱面产生滑移，其重心滑出坡外，即形成崩塌；倾倒式崩塌的特点是在崩塌体失稳时，坡脚的某一点作为转点，危岩体转动性倾倒，斜坡中部岩体受上部重力变形体压缩沿片理面变形，
后缘沿平行于边坡结构面拉裂，最终贯通形成后缘深部拉裂缝，后缘拉裂与软层之间形成“锁固段”，在强震作用下，后缘裂缝不断加深扩大，从而形成坡体表层的震裂松动岩体，并在自重作用下发生倾倒破坏；坠落式崩塌在层状结构或块状结构的岩质边坡中均有发生，但大多发生于坡度较陡的边坡中，并且在坡脚位置有地震力破坏或风化剥蚀等外营力作用影响下而形成的凹腔；抛射型崩塌是由于地震发生时, 首先到达的P 波形成强大竖向作用力, 并在坡体内部(后缘)产生长大的竖向拉裂缝；S波到达后,已震裂松动的岩体在强大的地震水平力作用力下产生强烈破坏, 后缘竖向裂缝被进一步拉张, 裂隙进一步贯通, 危岩体与母岩分离而成为孤立块体，并被抛射出去,而形成的崩塌。

其中：滑移式崩塌最为发育，共28处，占总数的60.9%，其次为倾倒式，共12处，占总数的26.1%，坠落及滑移式较少发育，二者共占总数的13.0%；区内崩塌以滑移式和倾倒式为主(图10)。

6 结论
(1) 研究区内崩塌灾害在空间上沿岷江水系呈带状和线状分布；崩塌的发生存在明显的背坡面效应和方向效应：区内背坡面崩塌灾害发育密度为迎坡面的5～6倍，且崩塌的优势方向为近EW向，与映秀-北川断裂的空间展布方向基本垂直。

(2) 区内岩质边坡崩塌最为发育，其次为岩土体组合边坡，且岩质崩塌多发育于岩性为花岗岩、闪长岩和辉长岩等硬岩组成的斜坡中。

(3) 崩塌高程主要分布于1 001～1 750 m 之间，这一高程范围与岷江由宽谷进入峡谷的高程范围大体相当，是河谷岸坡地形坡度较陡、岩体卸荷强烈、地震响应最为突出的部位。

(4) 震后崩塌主要发生在坡高为201～500 m的斜坡上，且坡度为41°～60°的
斜坡最为发育；直线形斜坡发生崩塌的几率最小,凹形坡和凸形坡更容易发生崩塌, 尤以凹形坡发生崩塌的几率最高；区内崩塌主要发育于斜坡的中上部，且多为地形坡度由缓变陡的过渡部位、单薄的山脊部位、孤立山头或多面临空的山体部位等。

(5) 区内崩塌从形成机理上可划分为滑移式、倾倒式、坠落式和抛射式4类，且以滑移式崩塌和倾倒式崩塌为主。

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基金项目：国家自然科学基金(2008CB425801)；中国地质调查局项目
( 1212010914010)。