徐如閣，鐵永波，巴仁基

(中國地質調查局成都地質調查中心，四川成都610081)

按照泥石流形成的動力條件，可以將泥石流劃分為土力類泥石流和水力類泥石流［1－2］，前者是土體液化后靠自身重力沿較陡的坡面運動，后者是水體提供動力發(fā)生和維持運動［3］。干溝泥石流是典型的水力類泥石流，一般來說水力類泥石流的物源多分布在溝谷的上游和中游，而干溝泥石流的物源卻集中在溝谷下游，溝道右岸，溝口向上約400 m范圍內，其啟動、流通和堆積在700 m范圍內完成。干溝位于四川省瀘定縣杵坭鄉(xiāng)金華村，大渡河右岸，流域面積2.0 km2，主溝長3.7 km，無支溝發(fā)育。溝道兩岸多基巖出露，下游可見冰磧物臺地，并發(fā)育一處大滑坡，為泥石流提供物源。2005年6月30日干溝爆發(fā)中等規(guī)模的泥石流，泥石流直接沖入大渡河，擠壓河道并抬升河床，使得該處河水深不足1.5 m，沖毀溝口公路橋梁并掩埋大量農田，與附近其他溝谷形成群發(fā)性泥石流共造成2 000余萬元的直接經(jīng)濟損失;而后每年均有小規(guī)模泥石流爆發(fā)。目前，溝谷下游的崩滑體物源約6.0×104m3，溝道內殘存物源量約2.0×104m3，該溝具備再發(fā)大規(guī)模泥石流的物源條件。目前，干溝發(fā)育成為一條典型的下游集中補給型高頻泥石流溝，有必要對其進行監(jiān)測預警以獲取泥石流動力學特征與物源啟動方式為研究該類型泥石流的形成機理提供科學依據(jù)。

1 地質環(huán)境背景概述

干溝流域最高點海拔3 460 m，溝口海拔1 260 m，相對高差2 200 m，溝道平均縱坡515‰。流域呈上陡下緩的地形特征，上段(海拔1 500～3 460 m)溝道總體較陡，流域源頭地形陡峻，坡降大，岸坡坡度50°以上;下段(海拔1 500 m以下)略緩，可見冰磧臺地，坡降小，岸坡30°～50°，由于冰磧物膠結程度較好，局部岸坡坡度達到90°。

干溝流域內地貌格局受構造、地表侵蝕和巖性的制約，地殼的強烈上升形成了深切的溝道，中下游呈“U”型，上游呈“V”型格式。下游溝道右岸分布有大量的冰磧物，這些冰磧物為泥石流的發(fā)生提供了固體物源。

氣候上，干溝具有瀘定縣城區(qū)域上典型氣候特征，年平均降水量642.9 mm，年最大降水量795.4 mm(1964年)，且雨量多集中在6、7、8月三個月內，占全年降水量的60%左右［4］。

干溝流域處于中部隆起區(qū)，三大斷裂帶在流域附近交匯，SN向的大渡河斷裂帶(屬川滇南北向構造帶)的南段即得妥斷裂通過該溝的上游，NW向的金坪斷裂(屬北西向構造帶)從該溝的溝口通過，龍門山斷裂帶的尾部收斂于該溝沿大渡河向下約2 km的冷磧鎮(zhèn)。

2 泥石流基本特征

2.1 溝谷基本特征

干溝泥石流流通區(qū)不明顯，故可將其流域劃分為清水區(qū)、物源區(qū)和堆積區(qū)三個區(qū)域。

清水區(qū)面積約1.1 km2，溝道高程范圍約為1 410～3 460 m，該區(qū)植被覆蓋較好，溝道兩岸均為基巖出露，母巖以石英閃長巖和鉀長花崗巖為主，可見少量巖質崩塌。清水區(qū)溝道總長約2 850 m，溝道平均比降為688‰，溝道內均為基巖出露，且溝道兩岸山坡陡峻，有利于降水迅速匯流。

物源區(qū)主要分布在主溝的下游段，區(qū)域面積約0.82 km2，高程范圍為1 295～1 410 m，物源區(qū)溝道長約400 m，溝道比降為288‰。形成區(qū)右岸為冰磧臺地，主要為含碎塊石砂土，土質較松散，并發(fā)育有一個大滑坡和多處規(guī)模不等的崩滑體，總規(guī)模約6.0×104m3。該段溝道寬度7～12 m不等，由上游至下游逐漸變寬，泥石流殘存于溝道內的松散物較豐富，根據(jù)野外調查和統(tǒng)計，干溝物源區(qū)溝道內松散固體物質儲量約為2.0×104m3。

泥石流堆積區(qū)主要介于干溝溝口公路和大渡河之間，海拔范圍1 260～1 295 m，高差35 m，縱坡降為167‰。堆積區(qū)呈扇狀分布，扇頂角為35°，扇體主軸方向長285 m，扇體表面縱坡9.8°，靠近大渡河的扇緣寬280 m，面積約0.04 km2。

2.2 物源補給特征

受地形地貌條件的控制，干溝流域地形地貌呈上陡下緩的特征。上游區(qū)域多為基巖出露，且坡表植被覆蓋較好，坡面侵蝕程度偏弱，可為泥石流發(fā)生所提供的物源量少。干溝泥石流物源主要來源于分布在溝道下游段右岸的冰磧物和2005年泥石流殘留于溝道內的松散物堆積物。從圖1可以看出，干溝右岸的冰磧物形成了三個明顯的臺地，由于第二級冰磧臺地離溝道較遠，故其對干溝泥石流物源的貢獻不產(chǎn)生影響，而第一級冰磧階地和第三級冰磧階地的臨空面則位于溝溝道內，故這兩個階地在溝道內發(fā)育有多處滑坡和崩塌體，為該溝泥石流的形成提供了主要物源。

圖1 干溝泥石流物源補給特征

目前，溝道右岸冰磧體滑坡仍在活動，每年表層土體以局部失穩(wěn)的形式進入溝道，而同時溝道內仍有殘余較厚的泥石流堆積物，在地表徑流作用下極易啟動，因此2005年以后的每年雨季，干溝均會發(fā)生小規(guī)模的泥石流和高含沙水流。

2005年干溝泥石流補給方式為第一級冰磧臺地發(fā)生滑坡進入溝道形成物源和水流沖蝕第三級冰磧臺地造成溝岸坍塌形成物源;并以滑坡補給為主。

2005年以后的泥石流物源補給方式為第一級冰磧臺地發(fā)生滑坡、第三級冰磧臺地溝岸坍塌，以及溝道內松散堆積體在徑流的沖刷作用下穩(wěn)定性遭到破壞后產(chǎn)生的運動;并以溝道物源啟動為主，滑坡補給次之。

因此，干溝泥石流的物源補給方式具有復合式和多樣性的特點。

2.3 降雨特征

通過野外調查，在2005年之前，干溝除了在雨季發(fā)生過小規(guī)模洪水外，無泥石流發(fā)生;2005年瀘定縣遭遇強降雨過程，導致全縣境內多條溝谷群發(fā)泥石流，干溝就是其中一條。

據(jù)瀘定縣氣象站觀測，在泥石流暴發(fā)前1 d和當日的降雨量都不是很大，分別為19.4 mm和17.1 mm;但是泥石流爆發(fā)前30 d，流域內17 d有降雨，累計雨量達到126.5 mm，其中前3 d和前5 d累計雨量分別達到19.7 mm和44.3 mm(圖2)［5］。前期充沛的降雨使溝道右岸的冰磧體含水量增大，土體粘滯力和內摩擦角減小，穩(wěn)定性降低，再加上當日中等強度的降雨從而誘發(fā)滑坡，滑體堵塞溝道成為堰塞體，而后潰決形成泥石流。

圖2 2005年6月30日泥石流發(fā)生前期降雨量［5］

3 泥石流動力學特征

泥石流的動力學特征主要表現(xiàn)以下4個主要的參數(shù)，分別為流速、流量、撞擊力、輸沙量。該動力學參數(shù)值直接反映了泥石流發(fā)育規(guī)模、破壞強度、災害規(guī)模與范圍［6］。

3.1 流速

通過對干溝泥石流的堆積體特征調查和當?shù)鼐用駥δ嗍靼l(fā)生時的描述進行判別，干溝泥石流爆發(fā)時，呈整體運動，無垂直交換，漿體濃稠，浮托力大，具備粘性泥石流的特征。

粘性泥石流流速的計算公式主要有三種［7］:

東川泥石流改進公式:

根據(jù)干溝下游溝道的實測泥石流過流斷面，取泥位Hc為3 m，主溝坡度為11.7°，則水力坡度Ic為0.21。粘性泥石流流速系數(shù)K為9.0，Vc=13.7 m/s;泥石流溝床糙率系數(shù)Mc為9.0，Vc=8.5 m/s，粘性泥石流的河床糙率1/nc為8.5，Vc=8.0 m/s。

K，Mc，1/nc皆為查規(guī)范［7］中相關圖表所得，三種公式計算結果略有不同，但差別不大，因此取其平均值，即 Vc=10 m/s［8］。

3.2 流量

泥石流流量計算，目前主要有兩種方法。

(1)雨洪法

假設泥石流與暴雨同頻率，且同步發(fā)生，先按水文方法計算出斷面不同頻率下的小流域暴雨洪峰流量Qp，然后選用堵塞系數(shù)和泥砂修正系數(shù)，按下式計算泥石流流量Qc:

首先，計算干溝流域內泥石流溝洪水流量Qp。取暴雨時的最大洪峰流量，按推理公式:

計算所得的泥石流最大流量如表1所示。

表1 雨洪法計算泥石流流量

(2)形態(tài)調查法

在泥石流溝道中選擇測流斷面，查找泥位、測量泥石流的流面比降Ic、泥位高度Hc，計算出泥石流流速Vc，再與泥石流過流斷面結合，按下式求泥石流斷面峰值流量Qc:

用上式計算的泥石流斷面峰值流量Qc=169 m3/s。通過對雨洪法計算出泥石流流量做比較，2005年干溝泥石流暴發(fā)的頻率應大于100年一遇。

根據(jù)氣象資料，當日降雨量僅為中等強度降雨，據(jù)巴仁基等人［9］計算，降雨強度不到30年一遇，而該溝爆發(fā)泥石流規(guī)模卻超過百年一遇，分析其主要原為冰磧物滑坡堵塞溝道形成堰塞體，而后潰決產(chǎn)生了潰決效應，從而加大了泥石流的規(guī)模［10－11］。

3.3 撞擊力

泥石流撞擊力是泥石流防治工程設計的重要參數(shù)。

(1)泥石流整體沖壓力

泥石流體整體沖壓力計算公式:

通過計算，干溝泥石流的整體沖壓力δ約為16.0 ×104Pa。

(2)泥石流中石塊沖擊力

泥石流中石塊的沖擊力的計算參照以下公式:

根據(jù)公式計算，干溝泥石流中石塊的沖擊力Pd為21.1 kN。

3.4 一次泥石流總量及輸砂量

一次泥石流總量Q可通過計算法和實測法確定。實測法精度高，但因往往不具備測量條件，只是一個粗略的概算［12］。計算法根據(jù)泥石流歷時T(s)和最大流量Qc(m3/s)，按泥石流暴漲暴落的特點，將其過程線概化成五角形計算。按下式計算一次泥石流總量Q(m3)。

當 F ＜ 5 km2，K=0.202。

一次泥石流沖出的固體物質總量QH(m3):

干溝泥石流流域面積F為2.0 km2，取K=0.202。根據(jù)計算，得到形態(tài)調查與不同頻率下的一次泥石流過程總量與沖出固體物質總量(表2)。

表2 一次泥石流過程與固體物質總量表

由表2可知，2005干溝泥石流一次泥石流總量及輸砂量皆與該溝百年一遇泥石流規(guī)模相當，而泥石流流量卻遠大于該溝百年一遇泥石流流速，十分符合潰決型泥石流的特征，從而再次證明了2005年干溝泥石流發(fā)生堵塞而后潰決的推斷。

4 泥石流防治對策

通過實地調查，干溝泥石流危險區(qū)內無居民居住，泥石流僅對公路有威脅，在爆發(fā)泥石流后及時清淤便可保證交通暢通，因此可以不進行工程治理或者修建涵洞以保證交通。由于干溝是典型的下游集中補給型泥石流溝谷，在該區(qū)域具有代表性，而且近年泥石流頻發(fā)，因此，2011年在中國地質調查局項目的依托下對該溝進行監(jiān)測預警并研究其形成機理，為該類型泥石流的防災減災提供科學依據(jù)。

通過對干溝泥石流動力學特征和物源補給特征的研究，該溝具有物源集中，補給方式明確，溝道狹窄，泥石流流速大和易堵潰等特征。在開展干溝泥石流預報的同時，結合其形成機理開展研究。因此，干溝泥石流的監(jiān)測方案為雨量監(jiān)測、泥位監(jiān)測、滑坡土體含水率監(jiān)測和視頻監(jiān)測相結合的綜合監(jiān)測方案(圖3)，并于2011年底完成設備安裝(圖4)。

圖3 干溝泥石流監(jiān)測方案布置圖

圖4 監(jiān)測儀器安裝后照片

雨量監(jiān)測主要是為干溝發(fā)生泥石流進行預報，用確定的降雨臨界值指標(閾值雨量)，預報特定降雨強度下可能會發(fā)生泥石流災害［13］。雨量計安置干溝溝口附近的建筑物頂部，與物源區(qū)處于同一暴雨帶，其降雨數(shù)據(jù)可對干溝泥石流活動進行預報并且可以為冰磧物的變形失穩(wěn)與降雨之間關系提供研究數(shù)據(jù)。

泥位監(jiān)測主要通過架于溝道上方的監(jiān)測探頭對溝道的水位變化情況進行監(jiān)測，若溝道的水位上漲到設定的閾值，則會發(fā)出警報。另外，可利用泥位與監(jiān)測點位置的溝道斷面得出泥石流的流量［14］。

視頻監(jiān)測主要是通過在泥石流發(fā)生時獲取泥石流的運動視頻，了解泥石流在發(fā)生過程中的運動特征，并用以分析泥石流形成的動力學特征，為泥石流的預測預報及防災減災提供科學依據(jù)。

泥石流物源區(qū)土體含水率監(jiān)測主要獲取泥石流物源啟動前的含水量變化情況，通過分析含水量與降雨強度或降雨歷時之間的關系，探索泥石流形成的機理和物源起動的臨界值。干溝土體含水量監(jiān)測儀安置于第一級冰磧臺地形成的滑坡處。

經(jīng)監(jiān)測，2012年7月3日0時至8時有較大的連續(xù)降雨，累計降雨量24.5 mm，最大小時雨強(7時)為6.5 mm，地表以下0.7 m處土體含水率19.44%，比平時增加約3%，1.1 m處含水率增加不足1%，1.5 m處含水率無明顯變化，干溝發(fā)生小規(guī)模泥石流，視頻顯示，僅溝道物源發(fā)生啟動，泥位計檢測泥位約0.5 m。監(jiān)測發(fā)現(xiàn)，此次泥石流前期降雨量不大，前3 d降雨量為9 mm，前5 d降雨量為17.5 mm，主要為短時強降雨;由此可見前期降雨對干溝泥石流冰磧物源的啟動影響較大。

5 結論

(1)干溝泥石流是典型的下游集中補給型泥石流，物源集中分布在溝道下游至溝口400 m范圍內，研究其物源啟動條件、動力學參數(shù)等對該類泥石流形成機理研究和防災減災均具有重要的科學意義。

(2)2005年干溝泥石流具有明顯的堵潰效應。在不足30年一遇的降雨下爆發(fā)了百年一遇規(guī)模的泥石流，且泥石流流速快，沖擊力大，沖出距離遠。2005年以后爆發(fā)的干溝泥石流規(guī)模均不大，物源補給主要為溝道殘留泥石流松散物在水流作用下產(chǎn)生運動，同時冰磧臺地臨溝岸坡仍有局部失穩(wěn)。

(3)2005年干溝泥石流的形成主要是前期降雨和當日降雨綜合的結果，前期累計降雨量較大，使冰磧坡體飽水變形，在當日降雨的誘發(fā)下失穩(wěn)并堵塞溝道，從而形成泥石流。

(4)由于干溝泥石流僅威脅公路，因此可以不進行工程治理而在泥石流爆發(fā)后及時清淤，或者修建涵洞以保護公路。

(5)目前，在干溝開展雨量和泥位監(jiān)測預警手段，對干溝泥石流的物源區(qū)開展土體含水率監(jiān)測和泥石流視頻監(jiān)測，擬獲取該溝泥石流形成時的土力學關鍵參數(shù)，并結合視頻獲取的數(shù)據(jù)分析泥石流的運動特征，為開展干溝泥石流形成機理的研究提供科學依據(jù)。

［1］ Takahashi T．Debris Flow．International association for hydraulic research［M］．Balkema，Rotterdam，1991．

［2］ 李德基．泥石流減災理論與實踐［M］．北京:科學出版社，1997．

［3］ 唐川，章書成．水力類泥石流起動機理與預報研究進展與方向［J］．地球科學進展，2008，23(8):787－791．

［4］ 中國地質調查局成都地質調查中心．四川瀘定縣地質災害詳細調查報告［R］．成都:成都地質礦產(chǎn)研究所，2008．

［5］ 劉希林，趙源，倪化勇，等．四川瀘定縣“2005·6·30”群發(fā)性泥石流災害調查與評價［J］．災害學，2006，21(4):58－65．

［6］ 譚炳炎．泥石流活動評估與防治［R］．北京:國土資源部地質環(huán)境司，2004．

［7］ 國土資源部．泥石流災害防治工程勘查規(guī)范［S］．北京:中國標準出版社，2006．

［8］ Yongbo Tie．Prediction of the run-out distance of the deb--ris flow based on the velocity attenuation coefficient［J］．Natural Hazards，2012，DOI10．1007/s11069－012－0430－z．

［9］ 巴仁基，王麗，宋志，等．瀘定縣牧場溝泥石流動力特性預測［J］．水文地質與工程地質，2008，35(6):75－78．

［10］ 游勇，陳興長，柳金峰．汶川地震后四川安縣甘溝堵潰泥石流及其對策［J］．山地學報，2011，29(3):320－327．

［11］ 文聯(lián)勇，洪鋼，謝宇，等．文家溝“8·13”特大泥石流典型特征及成因分析［J］．人民長江，2011，42(15):32－35．

［12］ 宋志，巴仁基，劉宇杰．磨西河特大型泥石流堵塞大渡河分析［J］．災害學，2010，25(2):73－75．

［13］ 高速，周平根，董穎，等．泥石流預測、預報技術方法的研究現(xiàn)狀淺析［J］．工程地質學報，2002，10(3):279－283．

［14］ 鐘敦倫，張金山，謝洪，等．泥石流警報技術探索［J］．山地學報，2011，29(2):234－242．