岷江叠溪古堰塞湖的发现
第32卷 第1期
成都理工大学学报(自然科学版)
V ol.32N o.1 2005年2月
JOU RNAL OF CHENGDU UN IVERSIT Y OF T ECH NOLOGY (Scie nce &Technology Edition)
Feb.2005
[文章编号]1671 9727(2005)01 0001 11
岷江叠溪古堰塞湖的发现
[收稿日期]2004 07 08
[基金项目]国家自然科学基金资助项目(40342012)
[作者简介]王兰生(1935-)，男，教授，博士生导师，从事地质工程专业的教学与科研工作.重阳节金句
王兰生 杨立铮 王小 段丽萍
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(成都理工大学环境与土木工程学院，成都610059)
[摘要]1933年8月25日，四川岷江上游叠溪发生了一次7.5级地震。在叠溪地震引发的较场大滑坡上覆盖有较古老的厚土层，国内学者对其成因有不同解释。作者在开展叠溪地震滑坡调研中，发现并确认这是一套古堰塞湖相沉积物，当时的堰塞坝处在原叠溪古镇至下游马老顶乡一带长达数千米的河段，因此定名为叠溪古堰塞湖。古堰塞湖相沉积物厚度最大可达200余米，为一套层理清晰的粉土-黏土层。由叠溪向上游约30km 河段，沿江断续可见这套沉积物，且有明显的相变。14C 测年，湖相沉积物底部形成时代距今22ka，顶部距今约10ka，据此判断叠溪古堰塞湖维持了12ka 。此外作者在较场一带还发现了以湖相沉积物为 基座 的五级 阶地 ，这些 阶地 上保存完好的二元结构河流相沉积物。该文较系统地介绍了叠溪古堰塞湖的基本特征，初步论述了其中包含的地质环境信息。[关键词]古堰塞湖；湖相沉积物；地震滑坡；岷江叠溪[分类号]P642.22    [文献标识码]A
1933年8月25日，四川岷江上游叠溪发生了一次7.5级地震，引发了一系列滑坡、崩塌，有的堵江造成系列堰塞湖，其中位于叠溪较场坝附近的大海子、小海子(当地百姓对堰塞湖的称呼)是位于岷江干流的最大的两个堰塞湖，它们分别由银屏崖崩塌(大海子)和较场滑坡(小海子)造成。有关叠溪较场地震滑坡的形成机制和稳定性评价已有专文论述(王兰生等,1999)，本文侧重讨论在滑坡区普遍出露的一套古老沉积物的发育分布状况和成因。
自1933年叠溪地震发生以来，许多地震和地质学者对这一地区的地质构造、地震地质、地质灾害做过许多研究[1]~
[7]
。一些研究者也注意到出
露在较场一带的一套古老的沉积物，但对其成因和产出状态未作进一步论述。1999年我们在开
展叠溪地震滑坡调研过程中，对这套沉积物作了全面的调查，结合一些勘探资料，对沉积物的成分、结构和沉积序次以及沉积物的产出状态作了
较深入系统地分析研究，发现这是一套典型的古堰塞湖的湖相沉积物。因堰塞湖的堰塞坝处在叠溪古镇至下游马老顶乡一带，故定名为叠溪古堰
塞湖[11],[13]。在较场坝一带保存了较为完整的古堰塞湖相沉积物，总厚度超过200m 。14C 测定它形成于22ka 前，消亡起始于10ka 前。值得注意的是，在沉积物中还发现保存有以沉积物为基座的阶地。
本文对古堰塞湖分布区地质环境特征、古堰塞湖沉积物的主要特征、古堰塞湖空间发育分布特征、古堰塞湖的形成与消亡作了简要介绍；并对古堰塞湖沉积物中的地质环境信息做了初步分析。
1 古堰塞湖分布区地质环境特征
1.1 自然地理概况
叠溪古堰塞湖分布在岷江上游叠溪及其以上约30km 河段。岷江是长江上游左岸的一级支
流，位于四川盆地西部边缘，发源于四川与甘肃交界的岷山南麓，分东西两源。东源漳腊河，西源潘州河，两河于松潘县川主寺汇合后称为岷江。岷江上游系指都江堰市(原灌县)以上河段及其支流，处在青藏高原至四川盆地的过渡带。叠溪古镇距松潘约80km，距茂县约60km，距都江堰120km。这一带具有川西高原和川东盆地亚热带气候区的特征。
1.2 区域地质构造
古堰塞湖分布区位于中国东西两大块体过渡带即 中国南北构造带 的中段。其北为秦岭东西向构造带，东南为龙门山北东向构造带，西边与地质力学上称之为康藏 歹 字型构造带邻接。区内出露的基岩有泥盆系的危关(Dwg)、石炭系(C)、二叠系(P)、三叠系的菠茨沟组(T1b)和杂谷脑组(T2z)。这些岩层多经历了不同程度的区域变质，如变质砂岩、大理化灰岩、千枚岩等(图1)。
叠溪 较场一带处于有名的较场弧形构造带上[1]~[6]，具有以下值得注意的特征:
a.较场区域构造为一系列向南凸出的弧形同倾倒转褶皱所组成的弧形褶皱构造。按其结构形态，可分为内、外两个带。
爱祖国爱家乡演讲稿b. 内带 称之为较场弧形构造带，它由一系列紧密线状弧形同倾倒转褶皱及相伴的冲断层组成。由北向南有平桥-团结村同斜倒转背斜，较场、叠溪、洗澡塘同倾褶皱倒转向斜及水沟子弧形同倾倒转背斜。通常向斜较为紧密完整，背斜多遭断失。弧顶部位岩石变质程度普遍加深，断裂也较发育，岩体破裂。
c. 外带 称之为石大关弧形构造带，由大店同倾倒转向斜等一系列褶皱组成。由北向南还有石大关-石碑倒转背斜，日嘎希-瓦布梁子复背斜，东风-两河口-关磨背斜以及中林-长宁向斜等。
d.弧形构造带区域展布特征显示，明显呈斜列式展布，且往往具有内、外弧不协调，两翼不对称及脱顶位移现象。
上述特征表明，岷江叠溪较场至石大关一带，处在构造变动强烈地带。
1.3 河谷地貌
岷江上游河段(源头-都江堰)处在青藏高原东部川西北高原(又称松潘高原)的四川盆地边缘过渡的高山峡谷带。青藏高原属于中国地形第一阶梯，平均海拔高度大于3000m；四川盆地地处第二阶梯，平均
海拔1000m左右。两者高差达2000余米。岷江上游在两个阶梯之间接近南北向展布，与NE向过渡带斜交，东侧以岷山、茶坪山组成的高山区成为与四川盆地的分水岭。岷江河谷地貌所具下述特征，在研究河谷演化史中具有重要意义:
a.沿江河谷表现出宽谷、峡谷交替分布的特点。
b.上游源头一带的弓嘎岭为岷江与白龙江分水岭，显示出上隆特征：水准测量资料表明，自1960年至1975年，弓嘎岭至干海子一段(直线距约35km)相对隆起312m m，变形梯度达0.6 mm/(a km)。上升速率平均为21mm/a(张定千,1978)。
c.弓嘎岭以南的漳腊盆地为下降堆积区，上叠和内叠阶地发育。
d.红桥关至松潘之间，岷江迂回曲折，形成暴露基岩的深切河谷，反映该河段新构造时期块体上升。
e.松潘至镇江关、太平一带发育堆积阶地。太平-较场-石大关河段是深切峡谷段，两岸古崩塌滑坡极为发育，往南河谷总体渐趋宽缓。
此外，两河口以下河段的水电工程勘探资料显示(据中国水电公司成都勘测设计研究院资料)，河床中保存有很厚的深覆盖层，且似有从下游向上游增厚的趋势，如紫坪铺20~30m，映秀湾50~60m，福堂坝70~90m，太平驿70~80 m，姜射坝则可达100m左右。
上述特征显示，较场-石大关一带是河谷近期演化相对较为活跃的河段。
2 湖相沉积物的基本特征
2.1 堰塞湖的发育分布状况
古堰塞湖的堰塞坝处在叠溪小关子至其下游石大关一带，沿河长近10km。朔源向上游至太平村，河段总长约30km(图1)。古堰塞坝由一系列起源于右岸山坡的崩塌滑坡组成，其中马老顶滑坡为一岩质滑坡(图2)，沿三叠系杂谷脑组(T2z)的变质砂岩、大理化灰岩、千枚岩等组成的山体中一套顺坡向的断裂下滑，成为堰塞 堆石坝 中的骨干支撑体。古堰塞湖沉积物在较场和小海子一带保存较完整，顶面高程与较场坝高程
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大体相当(2340m)；根据小海子支沟鱼儿寨的钻探资料，底面处在岷江水面以下数十米(高程2108.82m)，已接近岷江现今河床谷底，两者的
差值约为230m，这可能是沉积物厚度最大的部位。在小海子团结村和海子坡一带可见到较完整的剖面(图3)，大海子则可以直接见到残留在岸坡上的古湖相沉积物。至上游太平村附近近于堰塞湖尾部，沉积物变粗，出现河流相沉积物(图4 B)。值得注意的是，这一套沉积物只出现在叠溪小关子堰塞坝上游，其下游河流地貌已是另一番景观，这也是堰塞湖沉积物的重要证据之一。在小关子河谷处，到了湖相沉积物与堰塞堆积体的接触带(图4 A)。
2.2 古堰塞湖相沉积物主要特征
根据小海子处保存的比较完整的沉积物剖
压力换算公式
面，它是一套主要由粉砂质粘土和粉细砂组成的沉积物，具以下主要特征:
a.沉积物中层次清晰，并可见颜变化的纹层，有由深、浅变化的韵律，韵律层的厚度一般为2~5cm(图5 A),1m 厚度统计约有50余层；在粉细砂层中还可见波状纹理(图5 B)，显示出湖相沉积结构特征。沉积物中还发现有交错层(图6 A)，表明在湖水面下局部具有潜在的暗流。
b.沉积物中还发现与湖相沉积同生的滑坡崩塌物，包卷构造(图6 B)和火焰构造，以及与地面崩塌、滑
坡和泥石流相联系的浊流层(图7 A)等反映地质环境变动的迹像。
c.沉积物的颜整体上由底部的黑灰向上逐渐变为灰黄和浅黄，由下向上大体可分为底部、中部、顶部相三大套和6个大层( ~ 层)
。
图2 马老顶岩质滑坡的前缘(A)和后缘陷落带(B)
Fig.2 A huge rocky landslide making t he Diexi ancient dammed
lake
图3 小海子团结村山坡上保存的以湖相沉积物为基座的阶地堆积物
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Fig.3 5river terraces ( ~ )discovered on the lacustr ine deposits of the ancient barrier lake sediments
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图4 (A)小关子河谷湖相沉积物(a)与堰塞堆积物(b)接触带;(B)堰塞湖尾部(太平村附近)沉积物特征
Fig.4 (A)Contact zone between the lacustr ine deposits and the ancient dam gradation;
(B)T he lacusteine deposits in the tail part of the barrier
lake
图5 湖相沉积物中的纹理(A)和粉细砂层中的波状纹理层(B)
Fig.5 Lamination in the lacustrine deposits (A)and w av y laminatio n in silty sand (
大乐透中奖规则
B)
图6 湖相沉积物中的交错层(A)和包卷构造(B)
Fig.6 Cross bedding and convolute bedding structure in the lacustrine deposits
底部相沉积物，厚约110m，可分为两层( ~ )。第 层为灰、黑粘土互层，层理清楚，其中灰层薄者0.5cm ，可形成纹泥层，少数厚度达20cm ；黑粘土层多数在0.5~2cm 之间，少数厚度达5cm，整层厚度大致为70m 左右。第 层为灰黄粘土层，中间夹有0.5~2cm 厚深黄及黑纹层，全层厚度为40m 左右。
中部相沉积物，厚约60m，可分为两层( ~ )。第 层为浅黄粘土与灰黑粘土层互层，浅黄粘土纹层厚1~11cm，灰黑粘土纹层厚1cm 左右，厚者达5cm 。第 层，浅黄粘土层与褐粉砂层互层，层中夹黑粘土纹层，厚约0.2cm，层理清楚；褐粉砂层表面呈蜂窝状，具斜层理，本层还可见粉砂入侵粘土的火焰状结构,
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