西昌鹅掌河泥石流发育特征及成因分析

李长顺，谢吉尊，廖　维

(1.四川省地质调查院， 四川 成都 610081；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)



西昌鹅掌河泥石流发育特征及成因分析

李长顺1，谢吉尊2，廖维1

(1.四川省地质调查院， 四川 成都 610081；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)

在野外调查之上，结合遥感影像，通过分析地质环境背景和泥石流活动历史，阐述鹅掌河泥石流的灾害特征和形成机理。研究表明：泥石流形成过程表现为则木河断裂构造运动、地震活动-崩滑、面蚀-强降雨-山洪泥石流-滑坡坝堰塞体-洪积扇-浊流水下堤；灾害特征表现为1850年西昌7.5级地震后鹅掌河形成高频泥石流，且泥石流的活动受地震和强降雨耦合效应控制；泥石流的形成机理为流域内大量滑坡提供丰富物源，上缓下陡的凸形坡提供良好地势差，区域降雨集中且多暴雨提供充足水动力。因此建议加强雨季流域新增滑坡和水位的监测预警能有效防治泥石流造成灾害性损失。

鹅掌河泥石流；则木河断裂带；泥石流形成机制；地震和强降雨耦合效应

攀西地区地处我国横断山脉东部，是四川省泥石流最发育、最活跃的地区之一[1]。鹅掌河位于该区西昌市邛海南岸，发源于大箐梁子北坡，经大箐林场在海南乡钟楼坡村汇入邛海，沟口坐标102°19′40.07″E，27°46′41.96″N，流域面积50.14 km2。因受则木河断裂带影响，流域内岩体破碎，灾害分布广泛，导致区内松散物源较多，泥石流爆发频率高，突发性强，持续危害性大，造成严重的人员伤亡和财产损失[2]。为此在野外调查基础上，结合遥感影像，分析地质环境背景和泥石流活动历史，阐述了鹅掌河泥石流的灾害特征和形成机理，为攀西地区泥石流的预警、防治等工作提供依据。

1　地质环境背景

鹅掌河地处构造侵蚀剥蚀中山沟谷地貌，山高谷深、沟宽梁缓，海拔1 510 m～3 079 m。大地构造上属扬子克拉通构造，康滇前陆隆起带中缘，攀枝花─西昌内陆裂谷带，则木河断裂带穿主沟而过，为左旋走滑性活动发震断裂，核桃村正断层位于主沟右岸。出露的岩性则木河断裂破碎带为昔格达组紫红色、红色、黄褐色砂泥质砾岩、粉砂质黏土岩[3]；断裂西盘为三叠系白果湾群浅灰色砂岩、粉砂岩、炭质页岩夹煤线；东盘为侏罗白垩系红层砂泥岩互层。

新构造运动表现为断块差异性抬升运动，鹅掌河地处螺髻山隆起区，邛海为断陷河谷盆地。西昌位于则木河地震带，共发育Ms>6.0的地震5次，其中以1850年西昌的7.5级地震最大。流域属于亚热带季风和高原气候，冬干燥无严寒，夏温凉而多雨，多年平均气温16.7℃，多年平均降雨量1 036.46 mm，降雨集中丰沛，且多暴雨，6月—9月降雨量占总降雨量的84.77%，1 d、6 h、1 h、10 min最大降雨强度分别为199.5 mm、73.8 mm、35.2 mm、21.3 mm。

2　鹅掌河泥石流发育特征

2.1形成区特征

泥石流物源启动区属断裂破碎带重叠区，河谷昔格达组和红层地层区分界，因而沟岸面蚀和崩滑发育，形成典型的泥石流物源特征。通过现场调查，鹅掌河上游海拔1 900 m～2 400 m沟段面蚀和滑坡发育，发育滑坡20处，面蚀、侵蚀面积达8.21×106m2，确定为泥石流物源启动区。该段支沟呈树枝状交汇，则木河断裂与核桃村断裂破碎带重叠，河谷为昔格达组与红层。多因素的叠加效应，导致沟岸面蚀和崩滑发育，利于物源的形成。

流域内强降雨集中，冲沟交汇处沟谷呈“V”型转为“U”型，形成良好的动能，冲刷力、携带能力强。强降雨在流域上游(汇水区)借助有利的地势汇集成洪水，强大的水动力成为携带崩滑、面蚀物源的良好动能，携带大量的泥石砾石混杂着昔格达组的黏土岩冲出，从而洪水逐渐转化为泥石流[4]。

俄纠坝沟内共发育5处中型滑坡，因滑坡堆积而迫使原有河道发生偏移、河床变窄，且淤积的块石、漂石堵塞了河道，从而形成一个咽喉口或滑坡坝体[5]，见图1。俄纠坝沟泥石流在向下游运动过程中，不断受到两侧冲沟泥石流呈90°的冲击，而流速减缓，同时携带的黏土岩经过碰撞、软化成为泥浆水，稀性泥石流转换为黏性泥石流，在咽喉口堵塞，黏性物质堆积形成堰塞体，在后期泥石流的汇聚冲击堰塞体发生溃坝[6]。溃坝后的泥石流具有瞬时的放大效应[7]，携带能力更强，冲刷海拔1 700 m～1 900 m的沟道两岸昔格达组地层，因早期泥石流的多次冲刷，目前已形成45°的陡坡。

图1滑坡堰塞体形成的S型河道

2.2堆积区特征

鹅掌河泥石流属特大型老泥石流沟，在扇状老堆积区的上游形成条带状新堆积区，并在支流形成独立小扇形堆积区,泥石流堆积物为卵砾石夹砂，砾石粒径5 cm～400 cm，成分主要为浅黄色砂岩、砖红色泥质粉砂岩、灰白色砾岩夹紫红色泥岩。老堆积区前缘位于邛海河岸，扇长约2 km，扇宽约2.9 km，扩散角89°，面积4.86 km2，堆积厚度5 m～8 m，方量约2 900万m3。新泥石流堆积区在老堆积扇上沿现有河道堆积，起于回龙沟和俄鸠坝沟交汇处止于钟楼村，呈条带状，长约2.47 km宽约124.5 m,堆积方量为46.5万m3。

泥石流不仅淤积在河口形成水下堆积扇，且含沙的洪水、泥石流还潜入湖底，形成浊流在湖底部继续运动、堆积形成水下堤，淤积邛海。60年来邛海的湖面面积由31 km2减少至27.4 km2，水深由34 m降低至18.3 m，蓄水量相应由3.2×108m3减少到2.93×108m3，因常年洪水和泥石流将泥沙带入邛海，淤积在河口形成水下堆积扇，还潜入湖底形成浊流在湖底部继续运动、堆积，从而在鹅掌河河口形成水下堤由南到北长2 km,水下沙堤南部宽200 m向北增宽至600 m[8]。

2.3活动特征

鹅掌河属老泥石流沟，从泥石流堆积断面、堆积形态及经验访问分析，历史上曾爆发过3次规模较大的泥石流，多次爆发中小规模泥石流，目前暴发的频率有增高的趋势。在堆积扇上发现有3级较大的陡坎，陡坎略呈圆弧状，高0.5 m～1 m，为泥石流运动至前缘停止堆积形成，呈现3次大规模泥石流堆积形态。自1843年爆发百年一遇的泥石流后，数十年内共爆发过10次，特别是1996、1998年鹅掌河暴发的中等规模黏性泥石流翻越河堤后向前运动过程中扩散逐渐演化稀性泥石流，整个泥石流暴发历时约5 h和12 h，2004年、2012年又相继爆发，频率逐渐增高。

鹅掌河泥石流的爆发与当地降雨量呈正相关性，在具体爆发时间上均出现在持续降雨或者短时强降雨时间点。如图2所示，泥石流的爆发年份往往处于历年月降雨量波峰，如1968年、1974年、1986年和1998年，这也与丰富的降雨是诱发泥石流的主要因素相符合。此外，泥石流爆发与地震也有着相似的规律，往往处于某一轮地震的峰值之后爆发，而调查发现西昌1850年7.5级地震后未发生过Ms>6.0的地震，以中小地震沿断裂带成群出现，可见大地震后爆发大规模泥石流，泥石流的爆发由显著的强降雨和地震耦合效应控制。

图2　泥石流爆发年份与7月、8月降雨量关系

图3泥石流爆发年份与年降雨量、地震震级关系

2.4运动特征

本次鹅掌河泥石流的运动特征分析，以1998年发生的泥石流为例，数据来源于调查访问和余斌统计。该次泥石流爆发于主沟与西侧支沟交汇处，泥石流堆积物厚约2 m，宽约216 m,坡度为5%的交汇口上；主河道堆积物(距鹅掌河入邛海约2 km)高约1 m,宽约400 m,坡度为4%，形成独立小堆积扇；泥石流在距鹅掌河入邛海湖岸线580 m～950 m的鹅掌河桥下游堆积宽26 m,坡度为1.3%,泥石流(稀性泥石流或高含沙水流)洪峰水深1.75 m[9]。

(1) 流速计算

根据泥石流洪峰流速和流量可由泥石流流速计算公式[10]得到：

V=KcR2/3i1/5

(1)

式中：V为泥石流平均流速，m/s；i为泥石流表面坡度，%，也可用沟底坡度θ表示；R为水力半径,当宽深比大于5时,可用平均水深H表示，m；Kc为黏性泥石流系数，m1/3/s，本文取10.0。

(2) 流量、输沙量计算

依据泥石流洪洪峰流量和总输沙量计算公式[9]：

Q=VHW

(2)

S=c0QCT

(3)

式中：Q为洪峰流量，m3/s；W为流动平均宽度，m，交汇处和主沟取堆积宽度的1/3；S为总输沙量，m3；T为为泥石流爆发历时，s，取T=43 200；c0为总径流量修正系数,取0.25。

(3) 密度计算

鹅掌河泥石流的密度可以由以下公式计算[9]：

(4)

式中：ρd为泥石流密度，g/cm3；C为泥石流饱和浓度，g/cm3；θ为泥石流沟底坡度，(°)；ρ为泥石流浆体密度，g/cm3；C*为颗粒最大体积浓度，0.65；φ为颗粒休止角，(°)。

采用式(1)～式(4)计算各参数见表1。

表1　泥石流流速、流量、输沙量和密度计算表

3　鹅掌河泥石流成因分析

丰富的物源、集中的强降雨和有利的地形是形成泥石流的3个基本条件，其中形成泥石流的能量来源为地形高差提供的势能和其所转化的动能，以及暴雨径流提供的动能[10]。则木河断裂构造运动使得滑坡、泥石流敏感性增高,强烈的人类工程活动降低了泥石流暴发的临界降雨量值，从而使泥石流的爆发频率增高。

3.1物源丰富

则木河断裂带的构造活动和频繁地震诱发大量滑坡、崩塌，成为鹅掌河泥石流的主要物源，因而该泥石流为典型的滑坡型泥石流沟[11]。

如图4所示，流域内共发育40处地质灾害点，其中滑坡34处、崩塌3处、泥石流3处[12]。滑坡发育于鹅掌河两岸，规模以中小型土质滑坡为主，总方量约83万m3。大量滑坡物质堆积于沟岸及陡坡地带，结构松散、固结性差、植被覆盖率低，在降雨流水冲刷下，极易发生面侵蚀和整体下滑[13]。

省道改建产生的弃渣、村民移居开垦陡坡导致的面蚀，是诱发鹅掌河泥石流的第二大物源。省道(S212)沿线开挖边坡及改扩建二次削坡产生大量弃渣伴随滑坡形成的松散物质堆积于公路外侧斜坡地带或沟谷中，总量达12万m3，并在形态上呈现出极易滑坡的高陡边坡。同时，20世纪70年代末期,原住在高海拔地区(海拔2 000 m～3 500 m)的彝族村民开始下迁,逐渐移居至大箐乡(海拔1 700 m～2 300 m),并开始毁林开荒[14]，形成在强降雨作用下极易发生面蚀的无植被覆盖的陡坡耕地区。

图4鹅掌河泥石流工程地质平面图

通过遥感解译，区内共有易发生面蚀的区域23处，面积0.15 km2～0.6 km2，最大为1.19 km2，总面积约11.025 km2，通过调查可知面蚀区松散层厚度一般为0.1 m～0.5 m。计算出流域面蚀区松散物质方量为15×104m2，其成分主要为残坡积层松散的碎块石土和昔格达组地层风化后形成的粉土夹角砾。

昔格达组和红层地层区的沟岸侵蚀作用，导致斜坡坡脚发生滑塌形成鹅掌河泥石流的新物源。昔格达组地层分布于则木河断裂两侧，形成宽0.5 km～1.5 km、SE—NW向延伸约9 km的条带，岩性为紫红色、红色和黄褐色的砂泥质砾岩和粉砂质黏土岩，厚度大于100 m；断裂东侧主要出露侏罗系、白垩系红层粉砂岩、泥岩等。砂泥质砾岩、黏土岩属半成岩，固结性，砂岩、泥岩风化程度高，这些软弱岩体在构造、风化等作用下形成大量松散土体覆盖在斜坡表面或堆积于坡脚，随暴雨季节流水的冲刷、掏蚀将坡脚松散土体携带并参与泥石流活动。

3.2地形坡度大

流域内地形起伏大、斜坡上缓下陡，水系发达、支沟纵坡降大，均为泥石流的发育提供有利地形。鹅掌河主沟长13.18 km，最高点海拔2 590 m(大箐梁子),最低点海拔1 510 m(邛海湖面)，平均纵坡降119‰。螺髻山隆升及断裂构造的挤压抬升、河流下切等作用，造成了鹅掌河流域中上游呈深切割“V”型谷，下游至沟口段沟床较宽缓，呈“U”型谷，斜坡上缓下陡，坡度在20°～50°之间，滑坡型泥石流沟在该坡度下最利于浅层滑坡发育，且地形坡度影响泥石流的爆发较大[11]。

流域内水系发达，长度大于1 km的支沟34条，水系密度达0.68条/km，各支沟平均纵坡降约245‰。强降雨形成的地表径流在斜坡上部缓坡地带有效的汇集，径流形成的洪水高速通过中下部陡峻的山体，冲刷、铲刮坡体表面松散物质，携带冲入沟道中。湍急的洪水在纵坡降较大的支沟内不仅高速运动，而且冲刷沟道，携带早期沟道的冲积物，形成的泥石流汇集在相对较宽的主沟中，流速减缓并在主沟沟口堆积形成泥石流堆积区[15]。

3.3强降雨集中

区域内降雨丰沛，干湿分明，雨季集中且多暴雨，为泥石流的启动提供良好的水动力条件。鹅掌河所属的西昌市近30年年平均降雨量为1 036.46 mm，如图5所示,每年6月—9月份为雨季，占总降雨量的84.77%,其中7月份降雨量高达238.6 mm。流域内雨型多为暴雨型，日、6 h、1 h、10 min最大降雨强度分别为199.5 mm、73.8 mm、35.2 mm、21.3 mm[12]。流域多年平均径流深440 mm，多年平均径流量2 210×104m3,多年平均流量0.7 m3/s,枯水期流量为0.46 m3/s。集中的强降雨为泥石流的爆发提供动能，此外降雨饱水软化，加大了面蚀和崩滑体的发生几率。

图5西昌市三十年月平均降雨量

4　结　论

(1) 则木河断裂带的构造活动和频繁地震诱发大量滑坡、崩塌，昔格达组和红层地层的沟岸侵蚀作用及省道改建产生的弃渣、陡坡耕地导致的面蚀，为鹅掌河泥石流形成提供丰富物源，物源储量约107万m3。流域内属构造侵蚀剥蚀中山地貌，上缓下陡的凸形坡，大纵坡降的支沟为泥石流的发育提供有利地形，在集中强降雨作用下促使鹅掌河泥石流的频繁爆发。

(2) 鹅掌河泥石流滑坡坝堰塞体溃坝后刨蚀流通区沟岸形成直线陡坡，在经过大拐弯与碰撞，沟道宽缓，数次泥石流堆积成现有堆积扇。泥石流不仅淤积在湖口形成堆积扇，而且含沙的洪水、泥石流还潜人湖底，形成浊流在湖底部继续运动、堆积形成水下堤，淤积邛海。

(3) 鹅掌河自大地震后爆发特大型泥石流，目前暴发的频率有增高的趋势。泥石流的爆发与降雨量和地震呈正相关性，即表现为显著的地震和强降雨耦合效应控制。

(4) 综合分析，鹅掌河泥石流的成灾机理为：则木河断裂带构造、地震活动-滑坡、崩塌、沟岸侵蚀-集中强降雨-洪水-泥石流-咽喉口堰塞体-溃坝咆侵沟岸-沟口形成洪积扇(毁害农田居民)-河道浊流-水下堤(淤积邛海)。

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Analysis of Development Characteristics and Mechanism of Goose Foot River Debris Flow in Xichang City

LI Changshun1, XIE Jizun2, LIAO Wei1

(1.GeologicalSurveyInstituteofSichuan,Chengdu,Sichuan610081,China; 2.ChengduUniversityofTechnology,StateKeyLaboratoryofGeol-DisasterPreventionandGeo-EnvironmentalProtection,Chengdu,Sichuan610059,China)

Based on field investigations and remote sensing image, we analyzed the history of geological setting and debris flow activities and expounded the features and formation mechanism of Goose Creek debris flow. The results are as follows. Firstly, the debris flow development process are that earthquakes-deposits from collapse and landslide, heavy rainfall-surface erosion-debris flow-landslide damming body-alluvial fan-Turbidity dike underwater. Secondly, the symbolic performance of the disasters is highly frequent debris flow, which was formed in Goose Foot River after the seven grade earthquake happened in Xichang back in 1850. The debris flow is controlled by the coupling effect of earthquake and heavy rainfall. Lastly, rich provenances, great terrain difference caused by upper and lower slope and enough water power supplied by regional concentrated and heavy rainfall make the large scale debris flow possible. As a result, only by strengthening monitoring and early warning for the new landslides and water level during the rainy season, the debris flow can be prevented and the disastrous losses be decreased.

goose creek debris flow; zemu river fault; forming mechanism of debris flow; coupling effect of earthquake and heavy rainfall

10.3969/j.issn.1672-1144.2016.04.008

2016-03-12

2016-04-05

中国地质调查局地质调查项目(12120113010600)；国家自然科学基金项目(41172278,41572291)

李长顺(1982—)，男，辽宁沈阳人，工程师，主要从事地质灾害的调查和研究工作。 E-mail:183091257@qq.com

P642.23

A

1672—1144(2016)04—0036—06