四川金川-小金公路沿线滑坡、崩塌影响因素分析

谢洪波，刘正疆，文广超，陈红旗，杨运航

（1.河南理工大学资源环境学院，河南 焦作 454000；2.中国地质环境监测院，北京 100081）

0 引言

川西高原地处青藏高原东南缘的横断山区，区内地形多变、地质构造背景复杂、新构造运动强烈、内外动力作用活跃，是我国滑坡、崩塌等地质灾害的高发区[1−2]。近年来频发的地质灾害不仅威胁当地人民群众的生命财产安全，而且严重影响公路等基础设施的正常运转。金小公路是阿坝州县际公路的重要组成部分，也是小金县与金川县连通的重要生命线之一，更是沿线地区居民出行的唯一通道，沿线经过十个行政村和一些零散的牧区和景区，区内居民主要是藏族和羌族。沿线山高谷深[3]，地形复杂，近年来由于旅游业和其他经济产业的快速发展导致交通流量不断增加，每年雨季沿线的滑坡、崩塌灾害常常导致道路堵塞，危及过往车辆和行人的安全，也严重制约着地区经济发展。同时道路沿线日常维护和抢险工作难度大、耗资高[4]，因此对金小公路沿线地区地质灾害形成的影响因素进行分析，对于沿线地区的灾害防治、保护人民财产安全以及地区经济发展具有重要的现实意义。

针对上述问题，以四川金川-小金公路沿线地质灾害为对象，通过对小金县抚边乡至金川县县城的四川金川-小金公路沿线约89.26 km 带状区域内滑坡、崩塌灾害的现状调查和资料梳理，利用统计分析、空间分析和遥感解译等方法，对研究区内滑坡、崩塌的空间分布特征、发展变化规律进行系统的研究，从而对区内滑坡、崩塌形成的影响因素形成初步的认识，以期为区域地质灾害防治等提供依据。

1 研究区概况以及数据来源

1.1 研究区概况

研究区位于四川省西北部，阿坝藏族羌族自治州南端。金小公路沿金川县境内万林乡西里寨溪沟和小金县境内抚边乡万里城沟、美卧沟的“V”字形河谷两岸展布，中途翻越万里城梁子。西至金川县县城，与S211 省道相连，东至小金县抚边乡，与S210 省道相通（图1）。区内海拔最高4 725 m，最低2 078 m。

图1 研究区概况Fig.1 Overview of the study area

研究区内地层岩性简单，由老到新依次为三叠系西康群的杂谷脑组（T2z）、侏倭组(T3zh)、新都桥组(T3x)及第四系更新统(Qp)地层，以T3zh、T3x出露最为广泛，其主要岩性分别为炭质板岩、粉砂质板岩和变质砂岩、粉砂质板岩等。

区域上处于松潘—甘孜地槽区，构造以褶皱为主，断裂构造规模小且不发育，褶皱构造表现为金汤弧形构造北侧环状构造形迹群[5]，近南北向延伸，弧形朝南，此环状构造的四周以复式褶皱的形式存在。

本区属大陆性高原季风气候，具有明显的垂直分带性，冬寒夏凉，气温变化剧烈。区内年平均气温12.4 ℃，无霜期220 d，全年光照2 214 h。

1.2 数据来源

本文研究采用研究区域道路、气象、数字高程、和灾害点4 类数据，数据来源如下：

（1）道路矢量资料来源于OpenStreetMap 网站（https://www.openstreetmap.org）；

（2）研究区气象资料来源于中国天气网（http://www.weather.com.cn）2009—2018年数据；

（3）收集研究区1∶50 000 的地形图资料，利用ArcGIS 平台将其转换为数字高程模型(DEM)数据，并进行地理配准；

（4）通过对地区高分辨遥感数据目视解译，圈定可疑的地质灾害点，汇总所有资料，合理地规划野外调查路线，对研究区内灾害点做野外调查验证和补充。最终确认在研究区内共发生滑坡、崩塌灾害共62 处，其中滑坡25 处、崩塌37 处。

2 滑坡、崩塌发育特征

2.1 滑坡发育特征

沿线发育的滑坡以中小型浅层滑坡为主，其中中型4 处，小型21 处。从坡面形态来看，发育滑坡的斜坡平面上以圈椅状为主，其次为方形等。剖面上主要为凸形，其次为阶梯形；从力学性质看，主要有牵引式滑坡，占滑坡总数的84%，其次为推移式滑坡，占滑坡总数的16%。滑坡前缘多存在高10～50 m 的临空面，后缘多呈弧形，斜坡多呈圈椅状。滑体主要为第四系残坡积物、冲洪积物；滑带土主要为黏土、亚黏土等组成；滑床为炭质板岩和绢云母板岩等组成。

2.2 崩塌发育特征

研究区内崩塌灾害分布广泛、活动频繁且以拉裂式崩塌为主[6]，占崩塌总数的72.97%，其次为滑移式和倾倒式，占崩塌总数的27.03%。规模上中型2 处，小型35 处。破坏模式通常情况下为临空面的基岩岩体节理裂隙交错发育，在长期的风化侵蚀以及重力作用下，纵向节理与横向节理交错贯通，被切割的孤立岩块沿节理裂隙面逐渐崩落[7]。崩塌堆积体宽度范围多在10～30 m之间，崩落的岩土体块度1～250 cm 不等。平面形态多为长条形和半圆形，坡面形态有凸形和直线形两类。

3 滑坡、崩塌影响因素分析

滑坡与崩塌通常都属于斜坡岩土体失稳问题，成因上往往相互关联，可以作为一类问题考虑[8]。基于主导因素优先原则并结合野外调查结果，综合考虑选取岩性、构造、地形、降雨、人类工程活动、季节性冻融和地震等条件对区内滑坡、崩塌形成的影响因素进行分析。

3.1 岩性特征

地层岩性对滑坡、崩塌灾害的发育有着最为直接的控制作用。通过野外调查并结合ArcGIS 空间分析对滑坡、崩塌地质灾害点和研究区地层进行叠加分析，灾害点在不同地层中的发育规律如表1所示。

表1 各地层中滑坡、崩塌发育频率Table 1 Frequency of landslides and collapses developed in different strata

由统计结果，区内总体地层出露简单，虽然出露有少部分三叠系中统杂谷脑组（T2z）和燕山早期第二幕葫芦海子黑云花岗岩，但无灾害点发育。研究区的滑坡在新都桥组（T3x）的炭质板岩、粉砂质板岩等软质岩中发育20 处，占滑坡总数的80%，崩塌分布在侏倭组（T3zh）的变质砂岩、粉砂质板岩等硬质岩中有29 处，占区内崩塌总数的78.38%。由于变质砂岩与板岩为浅变质岩，属于易崩易滑工程地质岩组[9]，软硬岩互层往往导致基岩强度虽然较大，但性脆，早期构造运动的剪切破坏使岩体结构破碎，尤其张节理发育[10]，导致坡体中应力分布不均匀、不连续，在后期的应力调整过程中，变质砂岩与板岩的强度差异和差异风化作用会导致在斜坡体某处先形成局部崩坏，进而相互贯通失稳。实地调查过程中还发现表层第四系松散堆积物中混杂大量风化破碎物，碎石含量达20%～70%，颗粒间有较为明显的架空迹象，进一步导致岩土体稳定性降低。

3.2 地质构造

地质构造是滑坡、崩塌形成过程中的关键内动力因素。研究区位于川青断块腹地南部，被北东向的龙门山断裂带、北西向的鲜水河断裂带呈“V”字形交汇围限（图2），地质构造作用非常复杂[11]。研究区新构造运动表现为晚第四纪以来大面积间歇性急速抬升，使河流快速下切，形成深切峡谷地貌，为群发性地质灾害的发生提供了有利的地形条件和空间基础[12−13]。

图2 研究区构造背景[5−13]Fig.2 Geological structural background of the study area

研究区内断裂不发育，仅西侧存在一条逆断层，走向为北西西280°左右，倾向南南西，倾角55°，延伸长度约1 700 m，据统计研究区坡向与断层走向大致平行的滑坡、崩塌数占灾害点总数的38.7%。区内查明的小型褶皱构造共计21 处，所在斜坡体12 处失稳，7 处稳定性差，2 处稳定。褶皱构造导致的斜坡体失稳多因层间挤压作用导致褶皱核部岩层变形强烈，形成大量垂直层面的张节理且贯通性良好，切割基岩体形成孤立块体，为滑坡、崩塌灾害的形成提供了边界条件。同时褶皱出露面经过长期风化作用促使被分割的孤立岩块体进一步失稳，在重力作用下逐渐产生大面积岩块崩落。

3.3 地形条件

地形条件是崩塌、滑坡形成的最基本控制因素。基于该地区DEM 数据，运用ArcGIS 空间分析功能对研究区的坡度、坡向和高程信息提取至各灾害点，再根据实地勘察结果资料进行对比验证，结果表明：

（1）滑坡、崩塌的形成的控制因素中，坡度占有非常重要的比例，首先坡度大小控制着坡体能否形成有效的临空面[14]，其次影响土体的抗滑能力与应力分布[15]。对研究区灾害点的坡度统计结果如图3（a）所示，区内滑坡、崩塌发育受坡度控制明显，滑坡多发生在坡度50°～65°之间，占滑坡总数的76%；崩塌灾害主要发生在60°～75°的斜坡上，占崩塌总数的67.57%。

（2）坡向能影响斜坡的光照条件、植被发育类型等呈现差异，从而间接影响不同坡向条件下的水热条件和沟谷发育状况。由图3（b）可知，研究区滑坡发生在北东向和南西向斜坡中数量最多，占滑坡总数的52%，崩塌发生在南向和南东向斜坡中数量最多，占崩塌总数的81.08%。

（3）高程决定了滑坡的滑动势能和崩塌的崩落运动特征。统计结果（图3（c））表明，研究区滑坡主要发生在3 000～3 500 m 和2 000～2 500 m 范围内，占滑坡总数的76.00%，崩塌主要发生在3 000～4 500 m 范围内，占崩塌总数的94.59%。

图3 灾害数量与坡度、坡向、高程的关系Fig.3 Relationship between the number of disasters and the slope,the aspect,and the elevation

3.4 降雨影响

短历时暴雨和降雨累积作用是研究区滑坡、崩塌灾害发生的最主要的诱发因素。由研究区2009—2018年气象资料显示，区内年平均降雨量626 mm，6—9月份平均降雨量占全年降雨量的61.98%，其中全年逐月平均降水量峰值出现在6月份，占全年平均降雨量的21.09%，降雨天数达21 天，占全年降雨天数总数的17.89%。研究区地质灾害的发生多集中在每年6—9月份（图4），其中6月发生频率最高，占灾害点总数的32.26%，地质灾害发生的高峰期与雨季同步。

图4 地质灾害发生频率与平均降水量、降水天数关系Fig.4 Relationship between the frequency of geological disasters and the amount of precipitation and days of precipitation

一旦区内出现连续降雨或暴雨天气，大量雨水入渗坡体，一方面由于褶皱构造广泛分布而导致基岩裂隙发育，降水入渗使斜坡表层岩土体产生裂缝注水水楔作用而处于高含水状态，重量增加；另一方面由于区内斜坡表层土体堆积较浅并夹杂大量风化破碎物，加剧雨水下渗，基岩表面产生润滑和浮托作用[16]，大幅降低潜在滑动面与稳定岩体的抗拉强度，再加上高陡的天然地形，斜坡表层岩土体在重力作用下短期内就会失稳。因此研究区内发育的中小型滑坡、崩塌滞后效果不明显，基本在强降雨后短时间内就会形成。

3.5 人类工程活动

人类工程活动是滑坡、崩塌灾害重要诱发因素。实地调查过程中发现研究区内人类工程活动对沿线滑坡、崩塌的影响主要表现在三个方面：

（1）据《四川交通年鉴》记载，金小公路于2004年11月开工建设。通过遥感影像解译以及实地走访民众验证得知，公路修建前沿线地区基本无地质灾害发生，由于公路修建时受山区地形限制，切坡开挖首先破坏了坡脚处植被覆盖，使坡脚处岩土体失去原有的植物根系的支撑和保护作用；其次改变了内侧陡坡的应力分布，导致坡脚临空，加上岩体卸荷及风化等因素，导致斜坡大量失稳。实地调查结果显示区内坡脚开挖的一侧发育的滑坡、崩塌数占灾害总数的83.87%。

（2）公路沿线坡面和路面排水设施不完善，大量裂隙水和大气降水一方面沿路面形成地表径流，长期冲刷不仅对路面形成侵蚀作用，而且会渗入路基，影响路基稳定性；另一方面在低洼处汇集浸润坡脚，增加了坡脚岩土体的重量和含水量[17]，从而易引发坡体失稳。

（3）研究区内有部分河道开挖，大规模采砂采石用于修房筑路等现象，导致河床下切且纵比降增加，水流落差加大，水动力条件增强，尤其在雨季河流流速增快，河流和溪沟宽度激增冲刷岸坡坡脚和公路路基，改变了两侧岸坡的初始应力分布状态，从而导致坡脚和路基在缺少护坡的情况下极易受损。

3.6 季节性冻融

季节性冻融对研究区滑坡、崩塌的形成具有重要促进作用。季节性冻融使松散沉积物受到扰动与再分选[18]，为滑坡、崩塌等地质灾害的发生提供了有利条件。研究区大部分海拔在3 000～4 000 m，平均海拔3 415 m。根据研究区气象资料显示，受高原季风气候的影响，区内各月平均温差在12.2～15.2 ℃范围内，极端最大温差在26.0～35.3 ℃范围内，最冷月为每年的1月份和12月份（图5），每年的11月至次年的3月份为冰冻期，冻结期通常长达4—5 个月之久，4月中下旬进入解冻期。

图5 各月平均温度与温差变化规律Fig.5 Variation of monthly average temperature andtemperature difference

受研究区海拔高度及温度差异强度的控制，再加上川西高原地区特有的土壤结构，通常斜坡表层土体有10～20 cm 厚的腐殖层，与下层岩土体的物质组成和胀缩性等存在差异，从而导致研究区内季节性冻融作用对斜坡稳定性破坏严重，主要表现在如下两个方面：

（1）区内滑坡点周围多伴随季节性下降泉分布，冬季流量减小，多在0.l L/s 左右，由于进入冰冻期泉口冻结而导致斜坡体内地下水富集，土体大面积软化，表层土冻结导致含水量增加，产生静水压力浮托坡体，产生“季节性冻结滞水促滑效应”[19]；解冻期表层冻土逐渐融化，冻结期滞留在坡体内部的水受重力作用影响，沿基岩裂隙从坡脚处排出，产生的动水压力使坡体内有效压力降低，破坏了斜坡整体稳定性，从而构成潜在滑动面。由于季节性冻融作用和3—6月份逐渐增加的降雨量导致滑坡主要发生在11月初的冻结初期和4月中下旬的冻融末期。

（2）沿线地区山高谷深，地形陡峭，小型褶皱构造发育，物理风化作用强烈，基岩节理裂隙发育，表层岩土体夹杂大量风化物而结构松散，强度较低，剧烈的温差产生反复冻融作用，不仅使表层土体浸润软化，下伏基岩承重增加，同时也使裂隙水在寒冻气候条件下冻结时体积急剧膨胀使岩石胀裂，使本就非常发育的节理裂隙不断扩大、加深[20]，最终在外界轻微扰动条件下便会引发基岩失稳崩落。

3.7 地震影响

地震是研究区滑坡、崩塌形成的又一内动力因素。地震会导致斜坡岩土体稳定性受到的一定程度的扰动[21]，长期的物理风化作用下使其进一步发展成为固体松散物质，为灾害孕育提供物源条件。研究区受地震的影响主要表现在以下2 个方面：

（1）川西地区近年来地震活动频繁，强震明显受NW 向、NE 向和近SN 向活动断裂所控制[22]。研究区地处松潘-甘孜造山带，经历过多次剧烈的构造变动，本身处于地震活动频繁地带，虽然金川县内历史上没有发生过地震，但小金县境内地震频发，根据小金县相关地震资料记载，1976—1991年期间共发生过10 次3～4级地震[23]，有3 次震级达到5 级以上（表2）。区内小型褶皱构造分布广泛，基岩节理裂隙发育，加之川西高原气候影响和物理风化剥蚀作用强烈，岩体卸荷现象显著，地震加剧了边坡岩土体的松动和破碎程度，对滑坡、崩塌灾害的发育起到促进作用。

表2 小金县内历史上发生的5 级以上的地震Table 2 The occurred earthquake with the magnitude more than 5 in Xiaojin County in history

（2）四川省“5·12”汶川特大地震期间在川西地区触发了大量的地质灾害[24]，根据中国地震局公布的汶川地震烈度图（图6），研究区位于Ⅵ～Ⅶ度烈度带影响范围内，属于较重灾区。研究区内变质砂岩属坚硬岩组，板岩属较软岩组，受地震影响，硬岩地层中易发生崩塌类型的灾害，而软岩地层中通常以滑坡居多[25]。同时由于高烈度区受地震影响强烈，不稳定斜坡在同震期或震后短期内就会失稳，剩下的短时间内发生的概率小，而低烈度区受地震影响较小，剩下的不稳定斜坡也更多，震后不稳定斜坡数量与烈度区级别呈反比关系[26−27]，因此区内在汶川地震后的3—5年内滑坡、崩塌等地质灾害进入高峰期。

图6 汶川震后烈度区与研究区分布关系Fig.6 Distribution relationship between the seismic region and the study area after Wenchuan earthquake

4 结论与防治建议

4.1 结论

（1）滑坡、崩塌的分布与地层岩性有较好的对应关系。80%的滑坡分布在新都桥组（T3x）的炭质板岩等软质岩中最为发育，78%的崩塌则分布在侏倭组（T3zh）的变质砂岩等硬质岩中。区内软硬岩互层的特殊性导致岩层强度和抗风化能力存在差异，在构造运动下更加易破碎和失稳，为滑坡、崩塌的发生提供基础的物源条件。

（2）川西地区复杂的地质构造背景和活跃的新构造运动使研究区内形成深切高山峡谷地貌，为群发性地质灾害的发生提供了有利的地形条件和空间基础。地区广泛发育的小型褶皱和频发的地震扰动作用导致区内基岩节理裂隙发育，大幅降低斜坡体的稳定性，为滑坡、崩塌的形成提供了有利的边界条件。

（3）滑坡、崩塌分别集中发育于特定的地形条件下。滑坡多发生在坡度50°～65°、北东向和南西向斜坡之间，以及3 000～3 500 m 和2 000～2 500 m 高程范围内。崩塌灾害主要发生在坡度60°～75°、南向和南东向的斜坡上，以及3 000～4 500 m 高程范围内。

（4）暴雨和降雨累积作用以及人类工程活动是滑坡、崩塌形成的主要诱发因素。研究区雨季为每年的6—9月份，年均逐月降雨量和降雨天数达到峰值，大量雨水入渗不仅使岩土体重量增加，同时也使基岩表面产生润滑和浮托作用，导致斜坡体在短时间内大幅失稳，因此区内地质灾害发生的高峰期与雨季同步。人类工程活动对滑坡、崩塌的影响主要表现在公路修建时受地形限制开挖坡脚，坡脚处和路面排水不畅以及挖河采砂，破坏岸坡的初始应力分布。

（5）季节性冻融对滑坡、崩塌的形成具有重要的促进作用。冻结期和解冻期都会使岩土体含水量增加，软化土体，产生静水压力或动水压力，破坏斜坡体稳定性，易导致滑坡发生。反复冻融作用下使基岩本就非常发育的节理裂隙不断扩大、加深，严重破坏岩体的完整性，易产生崩塌。

4.2 防治建议

（1）今后研究区内及地质条件类似的高原山区修建道路时，应尽量避开坡度大于60°的高陡边坡。在切坡修路后，应结合工程地质条件对路基及高陡临空面进行加固或安装防护网。

（2）相关部门在每年的3—9月份期间，应加强公路沿线冻融及雨量雨情观测、地质灾害巡查，必要时采取适当的避让措施，同时在当地开展地质环境保护及地质灾害防治科普知识宣传，提高当地居民的地质灾害防治意识，不定期组织防灾演练，不断提升群众防灾减灾意识。

（3）在地质灾害易发段，特别是在圈椅状地形和基岩破碎强烈区，应设立警示标志并注明险情发生时的应急避险方案。