汶川极震区G213典型泥石流内在因数与运动特征

李德华

汶川极震区G213典型泥石流内在因数与运动特征

李德华1、2

（1.四川省地矿局成都水文地质工程地质中心，成都 610081 ；2.四川省华地建设工程有限责任公司，成都 610081）

“5·12”汶川地震后，四川省内多地暴发过大规模泥石流灾害。其中，四川省内重要交通干线G213国道映秀至汶川县段，多次暴发了群发性泥石流灾害，规模巨大、造成危害极其严重。研究以高家沟泥石流2011年时暴发实例，从泥石流暴发成灾的内在因数和运动过程特征进行系统分析；从形成泥石流的沟域地形条件、巨量物源聚集内在因素出发，研究其启动时堵塞溃决、拉槽下切特点，从固体物质运移堆积特征，研究其暴发时阵性流特点；揭露此类泥石流沟大规模暴发成灾的机理。

泥石流；内在因素；成灾机理；G213

2008年“5·12”汶川特大地震后的几年内，地震重灾区泥石流次生地质灾害频发［1］，多地均暴发过大规模泥石流灾害。2010年8月13、14日的绵竹清平乡、汶川映秀镇、都江堰龙池等区域均暴发了大规模泥石流，冲毁国道、堵塞河道，造成巨大灾害［2-3］；2011年7月汶川银杏乡政府上、下游20km范围内，流域面积大小不等的十多条沟均暴发了泥石流；2013年7月，汶川县城至映秀镇岷江沿线，再次暴发大规模群发性泥石流灾害。

2011年7月汶川银杏乡区域暴发的泥石流，尤以高家沟为甚，冲出规模达42×104m3，堰塞岷江、冲毁进出汶川的G213，造成巨大危害；根据气象资料反映，该区域泥石流暴发时前期累计降雨量达163.1mm［4］，最终引发了大规模泥石流灾害，固体物质堰塞岷江，江水冲毁多段G213国道，导致进入阿坝州的重要交通干线G213一度中断（图1）。

图1 泥石流堵塞岷江全貌

本文重点对高家沟2011年大规模泥石流暴发成灾的内在因数和运动过程特征两方面进行梳理分析。从形成泥石流的沟域地形条件、物源大规模聚集内在因素出发，研究其启动时堵塞溃决、拉槽下切特点，从固体物质运移过程中不同区域的堆积物现象出发，揭露泥石流暴发时阵性流特点。

1 沟域概况

高家沟所在区域构造复杂，区内主要断层有茂汶断层，汶川“5·12”特大地震是与茂汶断裂近于平行的映秀-北川断裂活动所引发。

高家沟流域形态为扇形，流域纵向长度3.26km，平均宽度1.3km，流域面积3.79km2。流域最高点高程2 800m，最低点位于高家沟汇入岷江河口，高程1 045.0m，相对高差755m，平均纵坡达到了538‰。

受地质构造和地层岩性控制，高家沟流域支沟呈不对称分布。总体上右岸支沟较发育，分布有大槽沟、龙窝沟、南天门沟；左岸支沟不发育，主要发育有一条小沟。从下往上的4条支沟，长度一般在0.5~1.5km，纵坡较大，均在500‰以上，两岸岸坡较陡，便于水流汇集，各沟段和各支沟分布情况、汇水面积纵坡降

等基本情况如图2。

2 泥石流暴发内在因数分析

根据调查，高家沟泥石流暴发成灾与短时内较大降雨外在条件相关外，主要与沟域纵坡较大、地震物源剧增内在因数关系密切。

图2 高家沟流域特征分布图

1.流域范围线；2.支沟范围边界线；3.主要物源点及编号；4.高速公路隧道；

2.1 沟道地形特征

高家沟流域内两岸地形山高坡陡，平均坡度在45°以上，多数区域为悬崖陡壁；植被覆盖较低，尤其是“5·12”地震后，两岸山体表面发生了大面积剥皮式崩塌，基岩裸露。主、支沟多呈V型谷，沟道内跌坎发育，沟道纵坡总体较大，特别是主沟上、中游段及各支沟，纵坡达600‰以上，有利于降雨的快速汇集，为泥石流集中暴发提供了基础条件。

泥石流的暴发，其各区段的沟道特征起到控制性作用，现分析如下：

2.1.1 主沟上游(正沟)段沟道特征

为沟顶大黄岩至南天门支沟交汇区，又名正沟，该沟段为汇流段，出口可见4#跌水发育，跌水高度达20m，表面长期被水流冲刷，光滑如镜，无法攀爬至上游沟道。通过遥感影像图分析，正沟总长度1340m，沟道狭窄，平均纵坡达858‰，两侧为陡崖，局部区段坡面发育有冲沟。地震前上游区植被发育，但覆盖层较薄，地震时坡面浅表层发生剥皮式大面积崩塌，植被破坏严重，物质堆积在沟道形成崩滑物源，解译到主要有B18、B19两个较大物源点。泥石流发生时，该段以侵蚀冲刷方式参与泥石流活动，由于其沟道纵坡极大，其转化形成的动能强大，汇聚的流体对中、下游侵蚀破坏能力较强。

2.1.2 主沟中游段沟道特征

主沟中游从4#跌水至B07崩塌区，该段发育有3处跌水；本段为物源聚集区和流通区，根据沟道堆积特征，可分为B10、B11崩塌堆积区段和B10至B07崩塌两段。

1）B10、B11崩塌堆积区段，从4#跌水至沟道拐弯处，“5·12”地震时，左右两侧陡峻岸坡上发生的高位崩滑物堆积于沟道，并完全占据主沟道，岩土体极为松散，块体大小不一，是“7·3”泥石流的主要启动物源点之一。该段水平长度达455m，平均纵坡降为451‰，左岸多数区域为基岩岀露，岩质坚硬，有少量残余体附作在表面；右岸为崩滑堆积体，结构松散，降雨冲刷下极易转化为泥石流物源；沟底为崩塌堆积体，存在继续下蚀，并侧蚀加剧右岸堆积体滑塌。此段沟道冲淤特征以冲刷、下切、侧蚀为主。

2）B10至B07崩塌段，该段从大槽沟、龙窝沟与主沟交汇处至B07崩塌区，沟道狭窄，呈典型的“V”型窄谷，该段沟道冲刷、掏蚀强烈，为堵溃区。沟道长度300m，平均纵坡降为359‰，左岸为高陡基岩岀露区，岩质坚硬；沟底为冲洪积或老崩塌堆积物，仍有继续下蚀的可能；右岸为老崩塌堆积体，结构松散-稍密，暴雨冲刷下易发生滑塌转化为泥石流物源。沟道冲淤特征以冲刷为主。

表1 支沟泥石流特征统计表

2.1.3 主沟下游段沟道特征

从B07崩塌堆积体至岷江交汇处，沟道从堆积扇左侧靠山体通过，长度625m，沟道平均纵坡约256‰，沟口与岷江河道正交，老堆积体在“7·3”泥石流时被拉槽下切，最大深度达15m，该沟段存在继续溯源下切可能。高家沟出口段岷江河道纵坡较小，输砂能力较差，进入岷江的物质逐级抬高河床。

2.1.4 其余支沟沟道特征

其余支沟还包括小沟、大槽沟、龙窝沟、南天门沟等，支沟冲淤特征主要表现以揭底冲刷为主。各支沟基本特征统计见表1。

从沟道地形特征分析可知，高家沟具备暴发泥石流的沟域地形条件。

2.2 物源特征

2.2.1 物源基本类型和数量

高家沟泥石流松散固体物源［5］较丰富，特别是汶川“5·12”特大地震后，沟域内崩滑不良地质现象更发育。据调查，沟域内共计有物源点29个，“7·3”泥石流前约有物源总量约271.87×104m3，物源类型主要有新近崩滑堵沟型［6］和沟道老堆积物源两种类型。

崩滑堵沟型物源主要为“5·12”地震引起的高位崩塌滑坡堆积在沟道内形成，将沟道局部完全淤堵，厚度达20~30m，最为典型的有B07、B10、B11崩滑体，调查到此类物源点有25处，物源量123.44×104m3；这类物源的特点是堵沟规模大、堆积体的厚度大，物质松散易启动，为高家沟“7·3”特大泥石流的孕育和发生提供了物源条件，在降雨作用下容易发展为沟槽揭底冲刷型和溃决型泥石流，“7·3”时启动规模达33.75×104m3。

图3 高家沟物源分布图

1. 崩塌堆积物源；2. 沟道堆积物源；3. 参与7.3主要崩塌物源；4. 岷江河道；5. 流域范围；6. 支沟范围；

沟道堆积物为早期泥石流物质顺沟堆积形成，主要在沟口堆积扇区及沟道纵坡较缓区域，堆积物经过较长期的压缩密实，一般情况不易启动，但在上游大规模泥石流的冲刷下，被拉槽下切、扩边参与泥石流活动；调查到该物源有4处，物源量148.43×104m3，“7·3”时启动量8.83×104m3。

2.2.2 物源分布特征

高家沟流域内物源量极大，且分布广泛，流域内主、支沟均有分布。其中，主沟中段是物源分布最多且最为集中区域，也是高家沟启动物源最多、沟道最易堵溃区域。主沟道物源点有17个，物源总量约193.18×104m3，占整个沟域物源的84.3%。主沟为主要物源分布区及参与泥石流活动区段，大量的崩塌物质堆积于沟道内，堆积厚度10~20m，多处沟道堵塞严重。其次是南天门沟，物源量17.06×104m3，由此可见，高家沟沟域内物源丰富，松散堆积，在上游水动力条件充足时具有大规模启动的可能。主沟及各支沟分类物源总量和动储量如图3。

表2 泥石流流体重度计算表

由于高家沟沟域纵坡整体较大，震后沟域物源聚集量较多，受两内在因素的控制，其在降雨激发作用下，最终暴发了大规模的泥石流，造成了堵江危害。

3 泥石流运动过程特征分析

3.1 堵溃、拉槽下切特征

通过泥石流后的沟道特征调查，高家沟泥石流运动过程中泥痕在岸坡高处多地残留，分析存在多点堵溃、拉槽下切启动集中物源特点；从堆积扇堆积物陇状特征反映，暴发过程中短时间内有多阵次间歇性固体物质冲出。

1)运动过程的堵溃、拉槽下切特征，通过泥石流过流时残留在沟道内的泥痕与现有沟底高度对比发现。其运动过程中首先是上游主沟及南天门支沟泥石流启动向下运动，至交汇区域短暂堵塞溃决，运移过程中不断刨蚀中游B10、B11松散沟道物质，到达G04沟道交汇区由于弯道较大，呈90°与下游相交，受弯道阻滞，向主沟下游运动流体速度减缓，能量部分耗散，加之下游纵坡相对减缓，冲出物和巨大块石将沟道卡住而逐渐停积下来，形成主要的堵塞溃决点，图4左侧基岩区为泥石流淤积时残留泥痕。

图4 堵点淤积后溃决

图5 溃决体对下游堆积体强烈拉

图6 阵性流堆积形成的陇状地形

随着时间推移，支沟流体逐渐汇集至该区域，堵塞体不断叠置，加之水流汇集，导致堆积体以及松散的原沟道堆积物饱水，最终发生溃决，形成流速较快、流量较大的流体向下运动，拉槽、下切B07区松散堆积物及下游沟道，形成深8~15m，宽度10~15m沟槽。图5为堵点下游拉槽区特征。

2）岷江河道淤堵成灾，泥石流过主沟中游溃决点后，已形成流量巨大、破坏力极强的流体，以极快的流速向岷江汇流，最终形成规模约41.5×104m3的堰塞体。由于高家沟上、下游区域岷江河道两侧多条泥石流沟同时暴发，岷江河道淤堵严重，洪水短时无法输送大量物质，最终造成岷江堰塞［7］。

3.2 暴发时的多阵次间隙性特征

高家沟泥石流暴发前的3日8时降雨量累计已达163.1mm，为泥石流启动提供了充足的水源条件，沟道内多数固体物质饱水。在9:30至10:30伴随一次强降雨，小时雨量达到了25mm，提供了强大的水动力条件，中上游主沟及支沟物源开始启动。

根据调查，泥石流固体堆积物在原老堆积体上的残留物质呈陇状，其主要特征表现为块体顺泥石流流向有序堆积，堆积颗粒为前缘、两侧块体较大，中部主流区相对较小的特征，并为多次叠加、翻边堆积。陇状堆积物特征见图6。

图7 阵性泥石流淤堵岷江河道过程特征图

表3 泥石流流速计算表

现场观测及调查访问分析可知，“7·3”泥石流期间，共有四阵次规模较大泥石流物质出沟，极具阵性泥石流特征［8］。根据其发生时间顺序，各阵次泥石流活动特征分析如下：

1）上午10时30分，高家沟内第一阵泥石流冲出沟口，持续时间约10分钟，冲出量约3×104m3，此时流速、流量均相对较小，泥石流顺排导槽下泄。启动物质主要是主沟中下游沟道饱水物质及部分崩塌堆积体表面松散体被洪水冲刷参与泥石流活动，岷江河道水流被小幅挤压偏移。

2）11时10分，第二阵泥石流出沟，由于岷江河道高家沟出口段纵坡较小，加之第一阵冲出物的淤积，岷江河道冲刷输砂速度小于下泄物质堆积速度，第二波固体物质进入岷江后沿高家沟出口区排导槽回淤。此次泥石流历时约15分钟左右，估算冲出量7.5×104m3。调查分析到物质来源为主沟中游区域，G04、B10、B11等堆积体表面物质在上游洪水掏蚀下部分参与泥石流活动，并冲刷携带下部沟道物源，部分物质在1、2#堵点开始停积，主沟上游及南天门沟泥石流到达3#堵点区域。本次泥石流迫使岷江洪水偏移至左岸阶地，河水漫上开关站区，开始掏蚀左岸G213路基。

3）至12:00左右，第三阵泥

石流开始出沟，本次泥石流规模较大，在岷江对岸，能听到较大吼声和感觉到较强震动。此阵次泥石流在堆积扇区覆盖范围较大，部分物质从堆积扇中部冲出，冲出量约25×104m3。分析第三阵泥石流固体物质是主沟上游及支沟启动物质与主沟中游物质同时冲出，先是南天门支沟物质到达主沟后（B11崩塌体），受到主沟泥石流堆积体阻挡堰塞，堆积规模增大，最后溃决，形成大规模的泥石流向下游运动。当泥石流运动至B10、G03堆积体时，由于上游B11处溃决下来的泥石流破坏力极强，对B10崩塌堆积体及G04、G03、G02沟道堆积物形成强烈拉槽下切，并引发岸坡松散物质发生滑塌参与泥石流活动，起到泥石流放大效应，到达B07中游时，泥石流规模较大，破坏力较强，强烈切割下游沟道，在出山口附近已形成了强大的龙头。泥石流出山后形成流速极快、流量巨大的流体向岷江汇流，最终形成总规模约35×104m3的堰塞体，造成岷江主河堰塞，江水改道左岸冲毁G213路基。

表4 泥石流流速计算表

4）随着时间的推移，沟内少量的泥石流物质仍在不断涌出，至1时30分左右，又有一阵小规模泥石流出沟，过流时间约15分钟，冲出规模约5万方，从物质叠置关系分析此次小沟已暴发了泥石流。

至下午2时30分左右，共有四阵次较大规模泥石流发生，冲出固体物质总量已到达41.5×104m3，总计历时约2小时20分钟左右。最终固体物质将岷江堵断形成长316m，宽174m的堰塞体，厚度达5~15m。泥石流淤堵岷江河道各阵次淤积挤压岷江河道特征见图7。

3.3 泥石流运动特征参数反演分析

为进一步验证泥石流运动过程中存在堵塞溃决、拉槽下切分析的合理性，对其运动特征参数进行反演计算，其中重度参数采用现场试验确定，流速、流量根据调查泥石流过流时的泥痕、沟道宽度、深度反算。

3.3.1 重度参数

1）实验和计算方法，泥石流暴发后，对典型过流区对堆积物进行配浆试验，其计算公式[9]为：

表5 泥石流流量形态调查法计算表

2）现场实验结果，计算结果如表2，泥石流重度为1.61～2.05t/ m3。

3.3.2 泥石流流速

由泥石流重度可知，“7·3”泥石流流体性质从主沟4#跌水处往下游粘度逐渐增大，泥石流重度均大于1.6t/ m3，为粘性泥石流。采用粘性流公式（东川改进公式和通用公式）[9]复核计算各断面流速。

1）东川改进公式计算与取值

计算公式为：

式中V—泥石流断面平均流速（m/s）；H—泥石流平均泥深（m）；I—泥位纵坡率，以沟道纵坡率代替；—粘性泥石流流速系数，根据规范查表确定，一般泥深小于2.5m，因此流速系数取10。

取值及计算结果见表3。

2）通用公式计算及取值

式中V—断面平均流速（m/s）；H—平均泥深（m）；I—泥位纵坡率，以沟道纵坡率代替；n—粘性泥石流沟床糙率。考虑泥石流流体呈整体运动，河床比较粗糙，石块较多，弯道、跌水较发育，当泥深小于1.5m时取值0.04，泥深大于1.5m时取值0.067。

表6 泥石流过流总量和固体物质冲出量计算表

据上式，计算参数和计算结果详见表4。

3）计算结果分析，泥石流流速计算结果是根据野外调查时获取的泥位和沟道特征求得的，能反映沟道特征对泥石流流速的控制作用，通过上述两个公式计算结果与泥石流发生时实际情况分析，东川改进型公式计算结果与高家沟“7·3”泥石流实际情况更吻合。

3.3.3 流量确定

1）计算与结果，根据调查的沟道宽度、泥位深度，结合流速计算结果，采用形态调查法进行流量计算，计算公式[9]：

式中Q—断面峰值流量（m3/s）；W—过流断面面积（m2）；V—断面平均流速（m/s），采用前述计算结果。

据此求得各断面位置泥石流峰值流量，计算结果详见表5。

2）计算结果的可靠性分析，采用形态调查法求得的峰值流量计算结果与泥石流发生时实际情况基本一致，其在B10、B07物源区，拟设1、4#坝位区计算流量较大，与泥石流发生时沟内曾发生堵塞溃决造成流量放大相吻合。

3.3.4 一次过流总量及固体物质冲出量

式中—泥石流一次过流总量（m3）；—历时（s），“7·3”历时按调查结果确定，9900s；Q—最大流量（m/s）。

由表可见，下游拟设1#坝位区泥石流固体物质冲出量为41.69×104m3；岷江河道堆积扇区泥石流固体物质冲出量为39.95×104m3，在1#坝至岷江河道停积了大约1.6×104m3固体物质，计算结果与调查到的数据基本吻合。

综上，“7·3”泥石流后，通过实地调查到的沟道过流特征、现场重度试验和物源冲淤变化关系等数据，反算出了泥石流暴发时的特征参数，其计算结果与实际发生情况是基本吻合，证明泥石流活动过程中存在堵塞溃决特征和多阵暴发堆积特点。

4 发展演化分析

4.1 “7·3”泥石流前后形成条件的对比分析

“7·3”泥石流发生后，流域范围、面积、主支沟水系特征等未发生大的变化，流域仍然表现出山高坡陡、沟道纵比降大的特点，有利于水流的快速汇聚，具备泥石流发生的地形条件。但流域内局部微地貌特征则产生了较大变化，如局部沟道变陡、跌坎增多，部分沟段以冲刷下切为主，致使崩滑堆积物源前缘临空，稳定性降低，其启动参与泥石流活动的可能性增大。

“7·3”泥石流启动物源量为42.58×104m3，仅占原物源总量271.87×104m3的15.7%左右，沟道内剩余物源量仍然巨大，且物源类型组成结构与“7·3”泥石流发生前相当，仍以沟道堆积物源和崩滑类物源为主，通过类比分析，高家沟再次发生大规模泥石流可能性较大。

4.2 泥石流易发程度分析

“7·3”泥石流后，形成泥石流的沟道条件、物源条件和水源条件仍然十分充分，根据泥石流灾害防治工程勘查规范[9]标准进行评分，高家沟主沟评分结果为124分，为极易发级别，各支沟评分在106~113分，均为易发级别；高家沟再次发生较大规模泥石流灾害的可能性极大。

4.3 泥石流发展演化

经过”7·3”泥石流后，流域内松散固体物源异常丰富，物源总量还有229.29×104m3，丰富的松散固体物质为泥石流的形成提供了较为充足的物源条件；大量的物源堆积于沟道内，沟道堵塞严重，虽然”7·3”泥石流有多处发生溃决后堵溃现象有所缓减，但是剩余集中物源量较大，稳定性较差，而沟域面积、主支沟水系特征等未出现变化，高家沟流域在特定降雨条件下，势必再次引发大规模的泥石流灾害，2013年雨季时得到检验，其再次暴发了泥石流，由于2011年大规模泥石流后，对沟域开展了综合防治，工程措施有效避免了岷江再次堰塞成灾。

5 结论

1）“5·12”汶川地震后3~5年，汶川地震极震区G213映秀—汶川段沿线地质灾害频发，尤以大规模泥石流灾害最为典型，泥石流规模大、范围广、危害巨大。

2）特大泥石流的暴发，与沟域地形坡度总体较大、物源量剧增等内在因素关系密切，尤其是地震诱发的松散集中物源总量较多的沟域，在强降雨作用下易暴发大规模泥石流灾害，其一次冲出固体物质量巨大。

3）通过实地考察和调查访问，高家沟泥石流在老扇区堆积区固体物质呈陇状堆积特征，同一期泥石流暴发时存在多阵次的固体物质冲出。

4）通过对沟道冲淤特征特征分析，泥石流运动过程中存在多点堵溃、拉槽下切启动集中物源的特征，反演泥石流暴发时的运动特征参数，其计算结果与实际发生情况基本吻合。

5）“7·3”泥石流后，沟域内松散固体物质还较丰富，沟道利于水流汇集，在特定降雨条件下，存在再次暴发大规模泥石流的可能，但后期实施的工程措施有效控制了泥石流固体物质再次造成危害。

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Internal factors and movement characteristics of Typical Debris Flow in theYingxiu-Wenchuan Section of the G213 Line in the Wenchuan Meizoseismal Area

LI De-hua1,2

(1-Chengdu Center of Hydrogeology and Engineering Geology, SBGEEMR, Chengdu 610081；2-Sichuan Huadi Building Engineering Co.,Let. Chengdu 610081)

The Wenchuan earthquake on 12 May, 2008 induced many debris flows in the Wenchuan meizoseismal area. The large-scale debris flow hazards in the Yingxiu-Wenchuan section of the G213 line are extremely hazardous. This paper holds a discussion about internal factors, movement characteristics and genetic mechanism of the Gaojiagou debris flow in 2011 in terms of landform and source distribution.

debris flow; internal factor; genetic mechanism; G213 line; Wenchuan meizoseismal area

2019-04-18

国家重点研发计划（2018YFC1505404），中国地质调查局科研专项基金（1212011220126）.

李德华（1976-），男，硕士，高级工程师，主要从事水工环方面生产、研究

P642, 23

A

1006-0995（2019）02-0319-07

10.3969/j.issn.1006-0995.2019.02.029