四川汶川高家沟泥石流形成条件与启动机理研究

高 波，任光明，王 军，王 猛，刘 彬，王 杰，余天斌

(1.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;2.四川省地质调查院，四川成都 610081)

0 引言

高家沟位于汶川银杏乡北侧、岷江右岸的都汶公路中段，地处岷江上游河谷，地震前为一老泥石流沟;受汶川地震的影响，地震后至今，高家沟已发生过不同规模的泥石流，其中以2011年“7.3”泥石流规模最大。泥石流冲出沟口，在岷江中形成堰塞体，致使岷江挤压被迫改道，水位抬升，水流冲刷掏蚀左岸，最终冲毁了约400m长的G213线路基，导致进出阿坝州的交通要道中断［1］。

1 泥石流形成条件

高家沟位于银杏乡，地处东南季风气候向干旱半干旱气候的过渡地带，即漩(口)映(秀)地区湿润气候向威(州)绵(虒)地区半干旱气候过渡的地带，属于南温带半湿润季风气候区，年平均气温13.5℃，多年平均降水量900～1200mm［2］。该流域发生的泥石流为暴雨型泥石流，具备丰富的松散固体物质、合适的地形及充足的水源条件［3］。

1.1 地形条件

高家沟流域地形属深切割构造侵蚀中山地形，地形陡峻，呈西高东低的特点。地形临空条件发育，为崩塌等不良地质现象的发育以及泥石流松散固体物源的汇集提供了有利条件。

高家沟流域面积约3.62km2，流域形态呈“不规则扇形”，沟口高程约1060m，最高点2860m，高差1800m，全流域共发育4条支沟(图1)，沟谷切割较深，主沟道多呈“V”型谷，上游狭窄，下游宽缓，呈“U”型谷。主沟总长约3.2km，中上段呈SE111°流向，中下段呈NE59°流向，两段均较顺直，有利于雨水的快速汇集，使得松散物质容易启动，有利于泥石流物质的流通。沟道两侧岸坡坡度较大，右岸相对左岸较小，多在35°～40°，左岸多在40°以上，汶川地区绝大部分灾害都集中在坡度20°～50°的范围内［4］。各支沟沟道均为“V”型。沟域平均纵比降约510‰(图2)，其中物源区纵比降约为550‰，流域上部较狭窄，基岩裸露，流域向中部逐渐变宽，这种地形有利于雨水的快速汇集，形成径流;流通区和堆积区纵比降相对较小，流通堆积区纵比降约为470‰。各支沟纵比降多在500‰以上。与一般泥石流沟相比，高家沟纵比降较大。

图1 高家沟航空遥感图Fig.1 Aerial remote sensing image of Gaojia Gully

1.2 物源条件

图2 高家沟主沟沟床纵比降图Fig.2 Cross section of main channel of Gaojia Gully

高家沟位于茂汶断层与映秀断层附近，岩体较破碎。该流域岩性以晋宁期第四期侵入岩花岗岩为主，岩体卸荷、风化较强烈，节理裂隙发育，岩体较破碎，多呈碎块状-块状。在地震的作用下，高家沟内产生了大量的崩滑堆积物。据不完全统计，高家沟流域内共有崩塌堆积物18余处，主要分布在主沟中部，南天门沟、龙窝沟和小沟上游，流域其他部位崩塌堆积物零星分布，整体上呈现全流域分布的特点;沟道堆积物约8处，主沟中下游为其主体分布位置，小沟中下游和沟口支沟内也有分布，主沟上游和3条支沟内分布较少。流域内物源分布位置较高，多分布在大槽沟与主沟交汇点(高程1450m)以上，占总量约85%;南天门沟与主沟交汇点(高程1700m)以上分布约71%物源。2000m以上高程分布约43%物源。据现场调查，“7.3”泥石流前高家沟内物源总量约270×104m3，“7.3”泥石流启动约40×104m3，目前剩余物源总量共230×104m3，其中剩余崩塌堆积物源约111×104m3，占总物源量的48.2%;剩余沟道堆积物源约119×104m3，占总物源量的51.8%(图3)。这些堆积物常堆积于沟道两侧岸坡坡脚或沟道之内，沟道局部位置被其堵塞。由此可见，崩滑堆积物和沟道泥石流堆积物(图4、图5)都是“7.3”泥石流固体物质的主要来源。

1.3 水源条件

雨水既是泥石流物质组成的水体成分，又是激发其启动形成的动力条件［5］。在强降雨条件下，泥石流可在短时间内发生［6］。高家沟属于降雨型泥石流沟，雨水对于泥石流的形成具有重要作用。流域处于绵池—映秀集中降雨区，多年平均年降水量932.6mm，最大日降水量269.8mm，降雨量主要集中于5～9月，占全年降雨量的78%，且多为集中降雨。

图3 高家沟物源分布图Fig.3 Materials source distribution in Gaojia Gully

图4 主沟中泥石流堆积物Fig.4 Debris flow’s deposits in main channel

图5 主沟上游崩塌堆积物Fig.5 Colluvial deposits in main channel

2011年7月1日汶川县普降暴雨，至7月3日早上8时，银杏乡降雨量达到163.1mm。7月3日早上8点左右开始再次降雨，10点小时雨量达到了20～25mm［1］。据谭万沛等对四川省泥石流发生的临界雨量进行的研究表明，龙门山地区泥石流发生的临界雨量为80～100mm，小时雨强为 30 ～50mm［7］，而震后泥石流启动最大小时雨强和临界累计降雨量较震前都有明显降低，降低约1/3［8-9］;唐川等也通过对地震前后泥石流发生临界雨量和雨强的初步分析发现汶川地区泥石流启动前期累计雨量降低了14.8%～22.1%［10］。由此可见，7月1日～3日的降雨量足可引发高家沟泥石流的形成。

2 泥石流启动机理及运动特征研究

由于高家沟在地震后、“7.3”泥石流前主沟和支沟内出现多处崩塌堆积物和泥石流堆积物将沟道堵塞或部分堵塞的现象，在7月1日～3日暴雨发生时，高家沟内固体物质主要以雨水冲刷—二次堆积—饱水(强度降低)—溃决—揭底下切和侧缘冲刷的方式启动(图6)，形成泥石流。

图6 主沟中上游堵溃点Fig.6 Block-brust point at middle-upper reach of main channel

泥石流的形成与运动过程:7月3日上午，在雨水未大量汇集，水动力尚不是很足的条件下，主沟中少量率先达到饱水的物质及部分崩滑堆积体表面物质被雨水冲刷携带出沟，形成规模较小的泥石流活动。随着时间推移，沟内洪水持续汇集，高家沟内较多物源开始启动，主沟中游部分崩塌堆积体在上游洪水冲刷掏蚀作用下参与泥石流活动，此时水动力增强，部分沟道堆积物已被携带启动，但泥石流流速不大，冲击力较弱，由于“弯道消能”作用在大槽沟与主沟交汇处附近部分停积，部分冲到下游沟口。与此同时，主沟上游物质向下运动，南天门支沟内物质启动，受到主沟沟道泥石流堆积物的阻碍，堆积规模增大，堵沟现象更加严重。由于地震对植被破坏严重，加上上游地形陡峻，基岩裸露，降雨持续，洪水大量持续在堰塞体上游汇集，堵塞体最终迅速溃决，大量饱水物质在溃决流体带动下迅速向下游运动，形成大规模泥石流活动。由于溃决后的泥石流规模大、流速快，冲击力极强，在向下游运动过程中，对中下游沟道两侧崩塌堆积物和沟道内泥石流堆积物产生强烈的侧蚀铲刮和揭底冲刷(图7)，引发两侧岸坡堆积物滑塌参与泥石流活动，泥石流规模进一步增大。

图7 主沟中游崩塌体前缘侵蚀特征Fig.7 Erosion characteristic of collapse margin at middle reach of main channel

当泥石流运动到大槽沟附近时，之前的堵塞点瞬间被冲开，泥石流运动到下游沟口附近时，原有沟道和排导槽不能满足其过流量，泥石流体从老堆积扇右侧过流，并在堆积扇中形成拉槽下切区。泥石流冲出沟口后，由于失去两侧约束边界，地势骤然开阔变缓，泥石流流体所受阻力增大，泥石流开始堆积，大部分物质冲到岷江之中，堵塞河道，形成堰塞体，造成重大损失(图8)。

图8 沟口拉槽区和堆积扇(据中新网)Fig.8 Groove region by cutting and alluvial fan at gully mouth(From Chinanews．net)

从上述泥石流形成与运动过程可以得出泥石流的启动机理:地震产生的崩滑堆积物大量堆积于沟道中，形成堰塞体，其结构松散，孔隙度大，密实度低。在降雨的作用下，干燥土体的凝聚力很快下降，并表现出明显的湿陷性［11］，变为非饱和土体。洪水在堰塞体上游大量汇集，部分细粒物质被水流从孔隙中带走，发生“管涌”现象，导致本身固结程度弱、分选性差的松散堆积物孔隙扩大，结构变得更加疏松，进一步促使非饱和土体在饱水过程中含水量迅速增加，结构收缩，孔隙水压力升高，导致有效内摩擦角降低，且水体的入渗使土体的吸附强度大幅下降，这样诱使土体强度急剧降低。上游水土又不断向此处汇集，洪水对堆积体强烈冲刷，当水土重力沿沟道下游的分力和洪水的冲击力大于堵塞体物质强度时，堰塞体不能承受水土压力时［12］，最终溃决，大量饱水物质向下游运动，形成泥石流。由此可见，地震形成的松散堆积物是重要条件，强降雨是诱发因素，堆积物的饱水过程是重要环节，从而形成了干燥土体饱水，孔压升高，强度降低，转化为泥石流的重要启动机理。

从上述泥石流形成和启动过程及启动机理可以得出该类“堵溃”型泥石流具有以下特征:

①该类泥石流以地震形成的崩滑堆积物为主要物源类型，物源在整个流域分布较散，范围较广，体积较大，且大量堆积在沟道中上部［13］;②该类泥石流主要发生在沟谷地貌演化阶段为发展期的沟谷中，沟谷上游以侵蚀作用为主［14］，具有一定的侵蚀下切深度，大多呈“V”型谷，沟道较狭窄，两侧山坡基本上是直坡且角度较大，为固体物质的堆积停留形成堰塞体和雨水的快速汇集提供了沟谷地形条件;③崩滑堆积物堵塞沟道，在强降雨作用下，堆积体饱水，强度降低，当堆积体物质不能承受水土压力时，堆积体最终溃决;④在泥石流发生前期，水动力尚不足条件下启动的少量物源有可能在堵塞点再次堆积，堵塞规模再次加大;⑤溃决之前，堵塞点上游多以山洪或水石流为主;堰塞体溃决之后，大量固体物质补充进来，从而转化为泥石流;⑥溃决之后泥石流流速快，冲击力极强，容易以揭底冲刷和侧缘侵蚀方式裹挟大量固体物质参与泥石流活动，使泥石流规模近一步扩大，即堵溃放大效应。⑦堰塞体溃决之后，在泥石流向下游运动中，沟道两侧坡脚堆积物被携带参与泥石流，坡体之上物源失去支撑容易滑塌，从而再次引发泥石流活动，因此该类泥石流具有持续性，且首次泥石流活动规模较大，其后发生的泥石流活动规模一般渐小。⑧坡体堆积物源在失去坡脚支撑后再次滑塌到沟道之内，先前堆积溃决之处有可能再次形成堰塞体，堵塞沟道，有可能再次发生溃决形成泥石流活动，这种物质补给的间断、坡面土体崩塌的间歇以及各支沟汇流的非同步性［15］决定了该类泥石流具有阵发性和间歇性。⑨泥石流成灾过程中显现出了明显的灾害链式效应:泥石流—堵塞岷江河道—河流改道—掏蚀左岸;泥石流—堵河—回水形成堰塞湖，水位上升—淹没房屋。

3 结论

(1)高家沟属于降雨控制型泥石流沟，“7.3”泥石流形成具有适宜的条件，即陡峻的地形、丰富的物源和大量的降雨。

(2)高家沟泥石流为典型的“堵溃”型泥石流，其启动方式为雨水冲刷—二次堆积—饱水(强度降低)—溃决—揭底下切和侧缘冲刷，该类泥石流具有持续性、阵发性和间歇性等特点，泥石流往往流速快，冲击力极强，破坏力极大，危险性极高。

(3)以高家沟为代表的“堵溃”型泥石流沟的启动临界雨量和一般泥石流沟相比较大，降雨前期一般不会发生大规模泥石流活动，然而一旦堰塞体溃决，具有堵溃放大效应，泥石流高速、大量冲出沟口，并发生明显的链式效应，危害性极大，工程上应重点监测和治理该类泥石流。

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