汶川地震前后四川都江堰龙池镇地区泥石流物源分布特征及其演化规律

付智勇，龙晶晶，常 鸣

(1.中国地质大学(武汉)工程学院，湖北 武汉 430074; 2.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，四川 成都 610059)

0 前言

“5·12”地震触发了大量的崩塌、滑坡等地质灾害，给灾区带来了极其惨重的人员伤亡和财产损失[1]。汶川震区的地质灾害大多具备数量多、规模大和类型复杂等特点[2]，致使山区产生了大量的松散堆积体，为震后泥石流活动提供了丰富的物源。此外，这些松散堆积体一部分堆积于沟道中，另一部分分布在沟道两侧。在降雨作用下，松散堆积体极易转化为泥石流，威胁灾区人民的日常生活。唐川等[3]指出汶川地震后5～10年内，泥石流活动处于活跃期，爆发过泥石流的地区，仍然有很大的可能再次爆发泥石流灾害，甚至是大规模的泥石流灾害。2008 年至 2012年，四川省共计爆发了2 333起泥石流，这一数据是自2003年至2007年所纪录的758起的三倍之多[4]。泥石流物源分布规律和演化趋势研究，可以为区域城乡的长期规划提供参考。因此，开展汶川地震后强震区泥石流物源分布特征和演化规律研究具有重要意义。

国内外众多学者对泥石流的发生条件、起动机理、活动形式、爆发频率和致灾规模等方面做了大量研究[5-7]，取得众多研究成果，但较少关注泥石流的物源变化规律。KHATTK G A等[8]选取了68个滑坡，利用重复拍摄技术，在2005年11月、2006年5月和7月、2007年7月和8月5个时期的同一位置，对同一滑坡进行拍摄，分析滑坡在地貌上的变化规律。认为只有9%的滑坡面积变化强烈，80%的滑坡面积有轻微变化，其余滑坡面积变化介于二者之间。GIORDAN D等[9]利用6期不同数字高程模型(DEM)，定量分析了意大利的蒙塔古托滑坡形态变化规律，从形态学上揭示了滑坡的变化过程。TSEN等[10]利用多时相的、高精度的雷达数据，对泥石流流域内的滑坡物源量变化进行计算并预测了泥石流的变化规律。梁京涛等[11]通过2008年至2010年三个汛期的高精度遥感影像解译，研究绵竹市走马岭区域泥石流的动态演化特征。不同学者采用不同的方法对不同区域的滑坡的变化规律和演化趋势进行了研究，而对汶川地震后十年泥石流物源演化趋势，特别是在各个影响因子下的演化趋势的相关研究少有涉及。

“5·12”汶川地震后，位于地震灾区的映秀、龙池和清平地区于2010年和2013年集体爆发了大规模的泥石流活动[12-14]。龙溪河流域与“5·12”汶川地震震中映秀镇仅一山之隔。汶川地震发震断裂(北川-映秀断裂)横穿该流域，使得区域内斜坡的稳定性急剧下降，产生了大量松散堆积物[5]。每逢汛期，区域泥石流灾害频发。2010年8月，四川省都江堰市龙池镇龙溪河流域的48条沟集体爆发泥石流[5]。泥石流使龙溪河河床整体抬升将近5 m，破坏了沿河的大部分房屋，同时破坏了龙池风景区的公路桥梁等交通设施，使龙池镇成为一座孤城，造成了高达5.5亿多元的经济损失[15]。本文以都江堰市龙池镇龙溪河流域的水打沟、白果堂沟、麻柳槽沟、沙子坪沟和李泉太沟5条泥石流沟为研究对象，利用2007.09.18、2009.02.10、2011.04.16、2015.04.15及2016.02.26的五期高精度遥感影像，结合现场野外调查结果分析泥石流物源在坡度因子、坡向因子、地层岩性因子和距断层距离因子上的分布规律。最后，将各期遥感影像进行对比分析，揭示汶川地震前后近十年龙溪河典型流域的泥石流物源在各个影响因子上的动态演化规律。

1 研究区基本概况

龙溪河流域位于四川省都江堰市龙池镇。龙溪河流域全长18 km，在平面上呈树枝状分布。主沟龙溪河居中，两侧发育多条泥石流支沟，其中西侧泥石流沟密度明显大于东侧。支沟具有沟道陡，流域面积小等特征。研究区泥石流沟平均纵坡降363‰，最大纵坡降948‰，最小纵坡降309‰。两侧斜坡坡度大多在30°～70°。选择水打沟、白果堂沟、麻柳槽沟、沙子坪沟和李泉太沟泥石流流域作为研究区。各个泥石流流域基本信息见表1。研究区地层岩性主要为震旦系下统火山岩组(Za)，三叠系上统须家河组(T3x)，以及第四系地层(Q4)。总体来说，龙溪河流域具有山高、沟多和坡陡等特点，有利于降水和泥石流物源汇集。

表1 研究区泥石流流域基本信息

图1 研究区1987～2009年月平均降雨量分布图(据Chang.2016)Fig.1 Monthly rainfall distribution in the study area from 1987 to 2009

研究区位于亚热带湿润季风性气候区。自1955年以来的气温和降雨资料统计表明，研究区最高温度35°，最低温度-4.1°，年平均温度为12.2°。区内降雨较为充沛。多年平均降雨量1 134.8 mm，最大年降雨量1 605.4 mm(1978年)，最小年降雨量为713.5 mm(1974年)。1987～2009年各月平均降雨量见图1[5]。降雨量在月份分配上极其不均匀。平均月最大降雨量为289.9 mm，平均月最小降雨量为12.7 mm。五月份至九月份的降雨量占全年降雨量的80%，因此五月至九月是地质灾害爆发的高发期。研究区降雨在空间范围内分布不均。总体上，降雨量由东南向西北逐渐升高，东南部平原年平均降雨量为1 100～1 300 mm，西北部山区年平均降雨量为1 300～1 800 mm[16]。

2 遥感影像解译及分析

2.1 遥感影像获取

遥感影像具有分辨率高，获取方便，数据费用低等特点，被广泛运用于地质灾害领域。特别是在高山陡峻地区，人类的活动范围受限，遥感技术更是发挥其不可替代的优势。针对研究区不同时期滑坡所具有的特点，本文选用了5期不同的遥感影像对泥石流物源进行分析。

研究区泥石流新增物源主要为崩滑体，其中主要为滑坡。本文只关注新增的物源，因此对滑坡与崩塌不进行区分。为了后文叙述方便，统一称为滑坡。 “5·12”汶川地震前，研究区滑坡极少发育，数量有限。本文采用2007年9月1日经波段融合后15 m的TM影像图结合野外调查对研究区滑坡进行解译。“5·12”汶川地震后，研究区泥石流流域内的滑坡特别发育，数量巨大。Spot-5影像能够清晰的勾勒出因地震诱发的滑坡特征，选取2009年2月10日2.5 m分辨率的Spot-5影像；为了更加细微的区分2010年“8·13”暴雨发生后滑坡新增面积和震前相比的扩大部分，采用2011年4月26日分辨率为0.5 m的Worldview-2影像。同时为了辨识滑坡的细微变化，继续收集了研究区2015年4月15日及2016年2月26日分辨率为0.5 m的Worldview-2影像。各个遥感影像数据信息见表2。

表2 遥感影像数据信息

2.2 五期遥感影像解译

由于卫星的高度、经纬度、速度或者天气、气候等原因，使得遥感影像出现一定的几何变形和辐射失真现象。为了增强影像的解译性和提高目视解译的准确率，几何校正、灰度增强、彩色增强等方法被用来进行影像预处理(图2)。

图2 2009年2月与2011年4月遥感影像中典型滑坡解译Fig.2 The results of landslides interpretation fromremote sensing image in February 2009 and April 2011

依据滑坡典型地形地貌特征以及色调、纹理等影像特征进对滑坡的边界、规模和形态特征等进行解译。由于滑坡形成机制复杂，类型繁多，而且各个滑坡的大小、形态也不尽相同。利用遥感影像在进行滑坡灾害遥感解译时，必须对各种地物信息进行综合分析判断。结合研究区的DEM，利用ArcScene生成研究区三维模型可以增加目视解译效果。现选取2009年、2011年、2015年、2016年的遥感影像中的典型滑坡进行详细说明。

图2a是汶川地震后2009年2月10号分辨率为2.5 m的Spot-5遥感影像中的典型滑坡。该滑坡位于李泉太沟。滑坡整体形态呈长条形，能明显分辩出滑坡后壁和堆积体。滑坡后壁呈乳白色，堆积体以浅黄色为主，与周围地物淡绿色色调显著区别。滑坡堆积体上出现了堆积纹理，以及滑坡下滑产生的拉裂纹理。ArcScene的三维立体显示结果表明，滑坡以侧向滑动为主，运动距离较近。图2b是汶川地震前该滑坡区域图，汶川地震前该区域色彩无明显差异，均被植被覆盖，呈深绿色，纹理特征不明显，表明汶川地震前该区域尚未发生大的地貌变化。

图2c是“8·13”暴雨后2011年4月26日分辨率为0.5 m的Worldview-2遥感影像中的典型滑坡。滑坡位于麻柳槽沟。滑坡整体呈簸箕状，滑坡后壁明显，宽度和长度较近，坡度较为平缓。滑坡堆积体分布范围较小，颜色以灰绿色为主，与周围地物环境的深绿色对比明显。滑坡中下游部位见解体的灰绿色斑状和长条状的滑坡块体。在ArcScene三维模型上可以较为明显的看出滑坡滑动方式为推动式并且堆积体厚度较厚。图2d是“8·13”暴雨前2009年4月滑坡区域遥感影像。滑坡区域主要为浅绿色，中部出现了小型滑坡崩塌体，呈亮白色，与2011年4月该区域的遥感影像灰绿色呈强烈对比。影像解译结果表明，滑坡区在“8·13”暴雨前，尚未发生大规模的变形。在汶川地震的作用下，斜坡岩土已经松裂。

图3a是2015年4月15日分辨率为0.5 m 的Worldview-2遥感影像中的典型滑坡。滑坡位于水打沟。滑坡规模较小，平面形状呈扇贝形，前缘鼓涨隆起。滑坡整体呈浅灰色，边缘为黑色，与周围地物的灰绿色色调相区分。滑坡滑动面平整无纹理，滑坡周界纹理粗糙模糊。结合ArcScene三维立体模型，初步判定该滑坡为浅层滑坡。图3b是2011年4月滑坡区域遥感影像，区域被低矮的灌木覆盖，整体呈浅绿色，色彩上与周围环境无明显差异。

图3 2015年4月与2016年2月遥感影像中典型滑坡解译Fig.3 The results of landslides interpretation in remote sensing image in February 2015 and April 2016

图3c是2016年2月26日分辨率为0.5 m的Worldview-2遥感影像中的典型滑坡。滑坡位于白果堂沟。滑坡规模较小并且滑坡长度大于其宽度。滑坡纹理清晰，影像上见明显下滑纹理。图3d是2015年4月滑坡区域遥感影像，该区域上部被植被覆盖。区域主体为灰绿色，边缘呈浅灰色，两侧植被色彩不连续，出现小型裂缝。

基于上述解译方法，对五期遥感影像中新增的滑坡进行解译。其中2007年解译出1个滑坡、2009年汶川地震后解译出118个滑坡、2011年“8·13”暴雨后共解译出38个滑坡、2015解译出了2个滑坡、2016解译出了3个滑坡。各个泥石流流域解译的滑坡数量见表3。

表3 研究区泥石流流域解译的滑坡数量

汶川地震和“8·13”群发性泥石流后，成都理工大学泥石流研究团队在遥感解译的基础上对都江堰龙溪河流域崩滑体开展了较为详细现场调查(图4)。此外，为了研究汶川地震后都江堰龙池区域泥石流物源演化，团队定期对研究区进行灾害调查。对比遥感解译与现场调查结果发现，5期影像滑坡面积的解译误差在8%～12%，表明本文所解译的滑坡基本能够反映出龙溪河典型流域在汶川地震后十年泥石流物源的分布与演化规律。

3 泥石流物源分布规律

3.1 影响因子选择

滑坡分布主要受地质因素、岩土体工程地质条件以及人类工活动影响。Chang等选择了龙池地区的48条泥石流沟，基于GIS和野外调查研究，利用Bayes和主成分分析理论，研究了地形地貌和地质因素对泥石流物源(滑坡体)的控制程度(表4)，并结合灰色系统理论建立了龙池地区泥石流敏感性模型[17]。由表4，沟壑密度影响程度系数最大为0.4，其次是坡向0.32、坡度0.25和地层岩性0.16，高程因子影响程度仅有0.01。因此，沟壑密度、坡度和坡向是影响研究区滑坡分布的重要因素。研究区5处泥石流流域的沟壑密度范围5.78～8.54，范围变化较小，故本次研究选择地层岩性、坡度、坡向、断层距四个影响因素研究强震区龙溪河区域泥石流物源分布规律。

3.2 泥石流物源在地形上的分布规律

基于DEM，利用ArcGIS中的“3D分析工具”的“栅格表面分析”工具，生成研究区坡度图。为了研究方便，通过自然断裂法将坡度分成0°～14°、14°～26°、26°～36°、36°～46°和46°～73°五个区间并利用ArcGIS中的“Map Algebra”工具，计算得到五期滑坡在不同坡度级别下的分布面积(图5、图6)。由图6，地震前滑坡主要分布在坡度36°～46°和46°～73°的区域。分布在此坡度区间内的滑坡面积约占滑坡总面积的80%。地震后滑坡主要分布在坡度36°～46°的区域，约占此时期滑坡面积的42%；2011年4月遥感影像解译表明，滑坡主要分布在坡度36°～46°区域，约占此时滑坡面积的38%；2015年4月遥感影像表明，滑坡主要分布在坡度14°～26°区域，约占此时期滑坡面积的43%； 2016年2月遥感解译表明，滑坡主要分布在26°～36°和36°～46°坡度区域，各约占此时期滑坡面积的40%，而其它坡度区间上滑坡分布较少。

表4 龙池地区泥石流物源的主成分分析结果(据Chang.2014,有修改)

图4 现场检验影像解译结果Fig.4 Checking the result of landslide interpretion

图5 五期遥感影像的滑坡在坡度上的分布Fig.5 Landslide distribution in slope angle in five-period remote sensing images

图6 滑坡在坡度因子上演化规律Fig.6 Landslides evolution rules in slope angle in five-period remote sensing images

3.3 泥石流物源在坡向上的分布规律

斜坡的稳定性与斜坡的临空面和地震波传播方向密切相关。采用均值分类法以45°为间隔将坡向因子划分为九类。其中平坦区域没有坡向，单独划分一类。其它分类区间如下：北(337.5°～22.5°)、北东(22.5°～67.5°)、东(67.5°～112.5°)、东南(112.5°～157.5°)、南(157.5°～202.5°)、南西(202.5°～247.5°)、西(247.5°～292.5°)、西北(292.5°～337.5°)。滑坡在各个坡向下的分布见图7，并统计不同坡向区间下的滑坡面积。研究区五期影像解译滑坡主要分布在东、东南坡向上(图8)。分布面积约26×104m2，约占全部滑坡面积的60%。汶川地震前，滑坡主要分布在南、东南坡向区域。分布在此坡向区间上的滑坡面积约占同时期滑坡面积的60%。汶川地震后，滑坡主要分布在东南、东坡向区域上。该坡向区间上的滑坡面积为20.8×104m2，约占此时期新增面积的63%。2011年4月遥感影像解译结果表明，滑坡主要分布在东南、东坡向区域，分布面积约4.3×104m2，约占此时期滑坡面积的60%，并且滑坡在东南坡向上的分布面积与同时期滑坡总面积的比值与汶川地震后相同。

图7 五期遥感影像的滑坡在坡向上的分布Fig.7 Landslide distribution in slope aspect factors in five-period remote sense images

图8 五期遥感影像的滑坡在坡向上的演化趋势Fig.8 Landslides evolution rules in slope aspect in five-period sensing images

滑坡在坡向因子上的分布规律与此区域的地应力和地震波的传播方向密切相关。北东、东、东南、南坡向分级，特别是东、东南坡向与龙门山断裂带滑动方向和地震波传播方向近于一致，致使该坡向区域内的滑坡面积和滑坡个数在震后急剧增加。龙溪河河流流向近南北方向。由于河流下切作用，坡向与河流流向大角度相交的斜坡发生卸荷回弹，产生卸荷裂隙，导致岩体结构完整性发生破坏。在地震作用下，该坡向分级区域的斜坡更易失稳。南坡向分级的滑坡新增面积所占比例呈现出倒钟形，可能与区域的沟道切割相关。此外，研究区的沟道数量显著多于河道，故无重大地质事件时，滑坡有较大可能性发生在南坡向区。

3.4 泥石流物源在距断层距离上的分布规律

汶川地震触发了大量的大型滑坡，如北川县唐家山滑坡[18]、青川县东河口滑坡[19]和绵竹市清平乡文家沟滑坡[12]。理论和实际现象调查均表明，距发震断层越近，地震对坡体的破坏作用越强烈，也就越容易触发大(巨)型滑坡。利用ArcGIS的“Analysis Tools”中的“Multiple Ring Buff”生成距断层距离影响因子的多环缓冲区。将距断层距离因子分为0～300 m、300～600 m、600～900 m、900～1 200 m和大于1 500 m 五个区间并利用“Map Algebra”工具，计算得到不同距断层距离的滑坡面积和滑坡个数分布图(图9、图10)。五期影像解译滑坡主要分布在距断层距离0～300 m范围内。其中，共有120个滑坡，分布面积约27.42×104m2，约占五期滑坡面积的60%。汶川地震前，研究区滑坡全部位于0～300 m断层距离之内。汶川地震以及“8·13”群发性泥石流后，70%新增滑坡分布在距断层0～300 m的区域。2015年4月以及2016年2月80%新增滑坡面积分布在距断层距离600～900 m范围之内，与汶川地震以及“8·13”暴雨后滑坡分布明显不同。滑坡在距断层距离影响因子上的分布规律表明滑坡受断裂带控制。汶川地震后滑坡在距断层距离因子上的分布规律与2010年暴雨后滑坡在距断层距离因子上的分布规律相同，表明汶川地震已经使断裂带附近区域岩土体松动，在极端降雨下，斜坡最终发生破坏。

图9 五期遥感影像的滑坡在距断层距离上的分布Fig.9 Landslide distribution in distance from faults in five-period remote sensing images

图10 五期遥感影像的滑坡在距断层距离上的演化趋势Fig.10 Landslides evolution rules in distance from faults in five-period remoting sense images

3.5 泥石流物源在地层岩性上的分布规律

地层岩性是影响斜坡稳定性的关键因素。研究区主要包括震旦系凝灰岩和三叠系砂泥岩。二者的地质界线与李泉太沟沟道近似重合，在麻柳槽沟流域顶部穿过(图11)。为了探讨研究区的滑坡在地层岩性因子上的空间分布规律，通过计算相应的地层岩性上的滑坡的分布面积，进而描绘滑坡在地层岩性因子上的分布规律(图12)。研究区滑坡面积主要分布在三叠系砂岩地区，约占研究区滑坡总面积的85%，个数约占80%。震旦系凝灰岩区域滑坡分布较少，约占总滑坡分布面积的15%。汶川地震前研究区滑坡全部位于砂岩地区，震后研究区凝灰岩地区增加了4.8×104m2，约占整个期间的滑坡面积的15%。经历2010年的强降雨后，到2011年4月，研究区凝灰岩区域新增滑坡面积1.71×104m2，此后的五年里凝灰岩区域尚未发生新的滑坡。

图11 研究区地层岩性分布Fig.11 Distribution of lithology in the study area

图12 五期遥感影像的滑坡在地层岩性上的演化趋势Fig.12 Landslides evolution rules in lithology in five-period remote sensing images

4 泥石流物源演化规律

4.1 泥石流物源整体演化规律

为了研究汶川地震对研究区泥石流物源的影响，将“5·12”震前TM影像与“5·12”震后Spot-5影像对比解译，发现大量的滑坡分布在泥石流沟道两岸地势较平缓的区段，特别是一些规模较小的滑坡，大量分布在沟道两侧的中下游区域。规模较大的滑坡多分布在泥石流流域的中部区域，且顺沟道北岸滑坡个数和展布面积明显大于顺沟道南岸。经过遥感调查统计，滑坡的面积由震前的1.0×103m2增加到汶川地震后的3.266×105m2。滑坡个数由震前的1个增加到汶川地震后的118个。经过地震后，研究区泥石流流域内新增及扩大滑坡面积达99.76%，新增及扩大滑坡个数达99.65%。丰富的堆积体为“8·13”龙池地区大规模群发性泥石流活动提供了前提条件，从而也间接的证明，在汶川地震强震区突遇强降雨时“沟沟吹喇叭”这一论断。

本文采用2011年4月26日Worldview-2的全色遥感影像对暴雨后研究区泥石流流域内的滑坡开展详细的解译工作。“8·13”暴雨后，滑坡面积增加了7.39×104m2，滑坡个数增加了38个。2010年“8·13”暴雨后，研究区泥石流流域内新增及扩大滑坡面积的比例达23.92%，而新增及扩大滑坡个数比例达28.60%。

对2011年4月26日、2015年4月15日和2016年2月26日的Worldview-2全色影像进行对比分析，发现2011年4月26日至2015年4月15日期间滑坡面积增加了8.7×103m2，滑坡个数增加了2个。滑坡主要分布于水打沟和白果堂沟中，且主要分布于泥石流沟道的中部区域，多为浅层堆积体滑坡。2015年4月15日至2016年2月26日，滑坡面积增加了1.08×104m2，滑坡个数增加了3个。这些滑坡也分布于水打沟与白果堂沟区域。

对上述结果进行统计分析并绘制滑坡个数和滑坡面积演化趋势图(图13)。研究区在汶川地震后，流域内的地质灾害发生频率经历一个快速锐减期，震后约十年，研究区的滑坡发生频率逐步趋于平稳。

图13 滑坡个数和滑坡面积整体演化趋势Fig.13 The overallevolution trend of the landslide in number and area

4.2 泥石流物源在地形地貌上演化规律

对五期遥感影像中的滑坡个数和滑坡面积进行统计并绘制各个坡度分级下的滑坡面积和滑坡个数随时间的变化图。各个坡度级别下滑坡面积和滑坡个数变化趋势大体相同(图6)。滑坡新增个数与滑坡新增面积随时间变化关系近似成倒钟形分布，即汶川地震前滑坡个数较少；2008年汶川地震后，研究区各个坡度级别下新增滑坡分布面积均陡增；2011年时，各个坡度级别滑坡面积大幅度下降；之后5年里，各个坡度区间内新增滑坡面积均较小并且基本恢复到地震前水平。

为了研究研究区滑坡在坡向上的演化规律，对不同时期不同坡向上新增滑坡个数和新增滑坡面积进行统计。北、北东、东和东南坡向上的新增滑坡面积和个数的演化趋势彼此相同并与滑坡整体演化趋势一致(图8)。而南和西南坡向上滑坡新增面积变化趋势滞后于北和北东等坡向的滑坡面积变化。即在2011年南和西南坡向上的滑坡新增面积达到最大，随后逐渐降低。直至2016年2月时，该坡向区域内的滑坡新增面积为0。坡向西、西北的区域在整个研究年限内，始终没有发生新的崩塌和滑坡。未来该坡向区域发生的滑坡概率较低。

滑坡在距断层距离上的演化趋势也与滑坡整体演化趋势大致相同。不同的是，在距断层300 m以内的区域只在汶川地震后和2010年暴雨后才爆发滑坡，而在其它时间内均无滑坡发生。前文已经叙述，汶川地震使斜坡的岩土体发生松动，内部产生裂缝。松动的岩体在极端降雨作用下，斜坡发生失稳。综上所述，因汶川地震受“内伤”的斜坡，在2010年极端降雨作用下，基本均发生失稳。即2010年后，研究区距离断层0～600 m范围内的区域滑坡发生概率基本恢复到地震前水平。

研究区地层岩性较为单一，并且砂泥岩与凝灰岩岩体强度差异较大。研究区只在汶川地震和强降雨下，凝灰岩区域才会产生滑坡(图12)。因此，在未来几年里，研究区新发生的滑坡可能分布在三叠系砂泥岩区域。

5 结论

(1)利用五期遥感影像对龙溪河典型流域的泥石流物源进行对比解译，共解译出滑坡162个，总面积4.202×105m2。其中汶川地震前滑坡个数1个，面积为1.0×103m2；汶川地震后2009年2月新增滑坡个数118个，面积为3.266×105m2；2011年4月新增滑坡个数38个，面积为7.39×104m2；2015年4月新增滑坡个数2个，面积为8.1×103m2；2016年2月新增滑坡个数3个，面积为1.08×104m2；

(2)五期遥感影像中，超过50%的滑坡分布在坡度26°～36°和36°～46°两个坡度范围内；汶川地震后十年里，超过50%的滑坡分布在与地震波传播近似相同的东(67.5°～112.5°)和东南(112.5°～157.5°)坡向上；汶川地震震后3年里，研究区约70%新增的滑坡分布在距断裂300 m范围内。汶川地震震后八年，研究区新增滑坡主要分布在距断层300 m以外区域；研究区80%新增滑坡主要分布在砂岩区域。仅在汶川地震后和“8·13”暴雨后，凝灰岩区域出现少量滑坡。

(3)研究区在汶川地震后，泥石流物源急剧增加。3～5年后，流域内的泥石流物源经历了一个快速锐减期。近十年后，研究区的泥石流新增物源逐步恢复到地震前水平。

(4)研究区泥石流物源在岩性、坡度、坡向和距断层距离的各个分级区间的演化趋势与泥石流物源整体演化趋势相同。泥石流物源在南、南西坡向上的变化趋势滞后泥石流整体演化趋势，即泥石流新增物源在2010年“8·13”暴雨后达到最大，随后逐渐降低。