北京怀柔7·16暴雨泥石流发育特征与形成机理*

廖立业 曾庆利 袁广祥

(①华北水利水电大学地球科学与工程学院，郑州 450046，中国)(②中国科学院大学地球与行星科学学院，北京 100049，中国)

0 引 言

泥石流是山区沟谷中常见的饱含大量泥砂块石和巨砾的固液两相流体在重力作用下沿沟坡运动的一种自然灾变过程与现象(Iverson， 1997； 康志成等， 2004)。我国大陆山地面积占国土总面积的2/3以上，特殊的地质环境、地貌组合与复杂多样的气候条件，使我国成为世界上泥石流最发育、分布最广、危害最严重的国家之一(杜榕桓等， 1995)。研究表明，泥石流形成的自然因素可分为基本因素和激发因素两大类(谭万沛， 1996)。前者是内因，包括地形地貌、地层岩性、地质构造等地质环境因素，后者是外因，包括降雨、冰雪融水、地震、火山爆发等外动力因素。然而，随着人口的急剧增长和不适度的山区开发建设，人类工程活动也成为泥石流发展恶化的重要因素(崔鹏， 2009)。开展泥石流危险性评估与风险管理、监测预警和综合治理是泥石流减灾防灾的有效方法(刘希林， 2000； 崔鹏， 2009)。其中，泥石流综合治理技术主要从泥石流形成的基本条件着手，包括控制水源的治水工程、控制土石源的治土工程及排导工程三类(陈洪凯等， 2008)。

北京山地、丘陵面积占全市总面积的62%，泥石流是北京山区最常见、最严重的山地灾害。2000年左右的调查数据表明，北京山区7个区县61个乡镇共发育泥石流沟705条(谢洪等， 2001)， 2010年泥石流普查后增加到797条，怀柔和密云区占比均列各区县前两位(图1)。前人对北京山区泥石流开展了大量的调查和研究工作，取得了丰硕成果。张春山(1995)选用泥石流一次最大冲出量作为主导指标，沟谷纵坡等9个因素作为关联因子，对北京西部和北部山区的12条沟谷进行了危险性评价研究。谢洪等(2004)对北京山区705条泥石流按照地貌形态、暴发规模、流体性质、发育阶段、危害程度、活动频率及与人类活动关系等7个方面进行了系统的分类； 并认为这些泥石流绝大多数是暴雨诱发的稀性泥石流。王海芝(2008a)基于历史资料研究了北京山区的泥石流临界雨量。吴正华(2001)、涂剑等(2017)分析了北京山区暴雨泥石流灾害的暴雨时空分布特征和激发雨量特征。

图1 北京山区各区县泥石流沟发育情况

2018年7月15日20时至17日夜间，北京地区普降大到暴雨，局部地区出现特大暴雨，暴雨中心怀柔、密云交界的云蒙山区暴发山洪泥石流，造成严重财产损失。本文基于泥石流暴发前后高清卫星影像解译和现场调查，从泥石流沟所在区域的地质环境、物源特征、降雨激发条件等方面对怀柔7·16暴雨泥石流的发育特征及形成机理进行研究，以期为该地区暴雨山洪泥石流监测预警提供参考。

1 区域地质环境及泥石流灾害发育史

1.1 区域地质环境

云蒙山地区位于北京市怀柔、密云两区交界的北部山区，属燕山山脉。山区地形整体上自西北向东南倾斜，最高点云蒙山海拔1414m，地形切割强烈，属中等侵蚀山区。以G111国道分水岭隧道为界，研究区南侧发育牤牛河，北侧发育白河。白河经琉璃庙向东于石城镇汇入密云水库(海拔143m)； S310省道自西向东沿白河蜿蜒展布。区域内以发育花岗岩地貌和变质核杂岩构造为特征，主要出露有晚侏罗世-早白垩世岩体，岩性主要为闪长岩、花岗闪长岩和花岗岩(图2)。云蒙山区的挤压-伸展体系由云蒙山推覆体(四合堂韧性剪切带)、大水峪韧性剪切带、云蒙山背形构造、崎峰茶滑脱带、河防口低角正断层等组成(朱大岗等， 2000)，具有变质核杂岩和花岗岩穹窿构造的双重特征。该区域燕山晚期的构造和岩浆活动非常强烈，第四纪以来的长期剥蚀和风化则使得岩石比较破碎。

图2 云蒙山地区区域地质简图(据陈印等(2018)修改)

研究区属温带半干旱大陆性季风气候，年平均气温9～9.5℃，区域多年平均年降水量511mm，汛期为每年6～9月，其降水量占年降水量的75%～80%，且降雨多以暴雨形式出现(李君， 2015)。

1.2 灾害发育史

泥石流是北京山区主要的突发性地质灾害。据不完全灾情资料统计，北京地区自1950年以来发生较大规模的山洪泥石流灾害19次(图2，表1)，造成500多人死亡，近万间房屋被冲毁，财产损失达数十亿元(吴正华， 2001； 涂剑等， 2017； 张熠昕等， 2018)。20世纪50年代泥石流集中发生在门头沟、房山等西山地区，之后则主要发生在密云、怀柔等军都山地区(表1)。数据表明，北京怀柔、密云所在的军都山地区平均2～3a就会发生1次泥石流灾害，而平均3～4a就会发生1次危害严重的泥石流灾害，且近年来日趋频繁。目前，在军都山泥石流灾害重点区，多年来持续开展小流域泥石流灾害治理，修建浆砌石谷坊、拦砂坝、挡土墙等工程。2017年底竣工的琉璃庙镇孙胡沟泥石流治理工程还设置了雨量计、泥位计、声波仪、视频等泥石流监测预警装置。

表1 北京地区1950年以来泥石流灾害统计表

2 怀柔 7·16 泥石流发育特征

2.1 泥石流发育特征

调查发现，沿国道G111长约20km内发育有泥石流沟数十条，其中怀柔7·16暴雨泥石流主要集中于国道G111东侧的云蒙山区(图3)，主要泥石流沟流域地貌特征见表2。其流域面积、沟道长度、沟床坡降和边坡坡度均集中在北京山区泥石流沟高易发频段内(王海芝， 2008b)。

图3 2018年云蒙山区主要泥石流灾害分布图

表2 泥石流沟流域地貌特征

现场调查访问、文献资料收集和相关新闻报道表明，每年汛期表2中的大部分沟谷都会发生规模不等的山洪泥石流灾害，严重威胁到沟口两侧居民区及公路桥基、路基等基础设施。这里以七道沟和梧桐豪两条典型沟谷泥石流进行详细介绍(图4)。

图4 七道沟和梧桐豪泥石流沟三维遥感影像

(1)七道沟位于云蒙山景区内， 2018年7月16日暴发泥石流。该泥石流沟流域面积5.51km2，沟道长度4.01km，沟床坡降123‰，边坡坡度31.5°。通过对比灾害前后卫星影像发现，沟床上游并没有明显的滑坡或崩塌痕迹； 在深入主沟约3km后，沟床堆积物才开始出现冲刷痕迹以及沟床扩大现象(图5a)。现场调查发现，长达3km的主沟床内广布次圆状及次棱角状块石、砾石(粒径一般为0.5～1.5m)，并夹杂着树干和灌木等，沿沟床修建的景区混凝土道路也被泥石流严重损毁。

图5 典型泥石流沟纵剖面图

此外，沟床中游和下游两处老泥石流堆积体在此次灾害中侧蚀垮塌。其中，中游P3断面处垮塌体长43.5m，宽1～5m，高7～9m，方量约1000～1100m3(图6a)，下游沟口P1断面处岸坡因侧蚀而后退约10m，严重威胁到沟口附近居民区安全(图6b)。在主沟中下游右侧岸坡还发育两处小型浅表层滑坡，合计约230m3(图7)。另外，对主沟中游一处被泥石流冲毁的蓄水池及小型砖房的测量表明，泥石流过流断面(P2)高出池底约2.1m，池中堆积着大量冲淤而来的块石，砖房中淤积有泥砂及灌丛枝条(图8)。

图6 7·16 泥石流中侧蚀垮塌的岸坡

图7 7·16 泥石流沟道岸坡中发育的浅层滑坡

图8 断面P2处泥石流冲毁的水池及倾斜砖房

(2)梧桐豪沟位于七道沟北侧，由南北两条支沟交汇而成(图4，图5b)。该沟流域面积2.96km2，主沟道长度3.37km，沟床坡降115‰，边坡坡度24.7°。通过对比灾害前后卫星影像发现，北侧支沟上游没有明显的滑坡或崩塌痕迹，仅在距离交汇处约600m下游段，沟床堆积物才开始出现冲刷痕迹。南侧支沟在泥石流暴发前，沟床内及两岸植被茂密，但泥石流暴发后，植被大部分因泥石流冲刷毁损而裸露。

现场调查表明，南侧支沟泥石流的破坏能力非常强大，沟床内许多树木被连根拔起，直径0.5～2m的块石遍布于沟床； 中下游沟床内布置的3座拦砂坝被冲毁，简易土石路及其岸坡也全部被冲毁。主沟口两支沟交汇处有一内径1.2m、长约10m的管涵被淤塞， 两座拦沙坝被冲毁，约420m排导槽毁损。其中，从南侧支沟中游的一条次级小冲沟下泄的水流强烈冲蚀简易土石路，使之成为一条长70m、宽3.4～5.1m，深1.2～1.8m的侵蚀沟(图9)。

图9 梧桐豪沟中游土石路被泥石流强烈冲蚀成沟

2.2 泥石流物质组成及参数估算

2.2.1 泥石流物质组成

灾后现场调查及采样分析表明(表3)，泥石流沟堆积物主要有花岗岩块石、碎石、粗砂及少量砂质黏土组成。颗粒粒径小于10mm的比例都在50%以上(其中梧桐豪和七道沟在60%以上)，小于0.075mm的粉黏粒占0.52%，采自老泥石流堆积体的样品中粉黏粒也仅占1.4%。这表明梧桐豪沟泥石流主要由块石和粗砂组成的稀性泥石流。

表3 泥石流固体物质粒径分布

2.2.2 泥石流容重、流速、流量等参数确定

容重、流速、流量等是确定泥石流性质与运动特征的基本参数。前述颗分试验表明，七道沟和梧桐豪暴雨泥石流的流体为黏粒含量极少的水石流，可采用形态调查法和现场调查试验来综合确定两沟泥石流流体容重分别为1340kg·m-3、1310kg·m-3。

弯道超高法和曼宁公式是目前常用的两种灾后估算泥石流流速的方法(Prochaska et al.，2008)。参考北京市政设计院推荐的基于曼宁公式修正的北京地区经验公式以及日本水山高久的稀性泥石流弯道超高公式，分别计算出泥石流流速(表4)。

表4 通过经验公式估算的泥石流流速

计算结果表明，梧桐豪沟泥石流的流速要小于七道沟，这可能主要与后者流域面积大，汇水量多，而且沟床坡降大有关。对于七道沟泥石流而言，基于前述两种方法的泥石流流速计算结果相差不大，可相互验证。同时，由于断面P3处于流通区一狭窄段的出口处，而断面P2处地势比较平缓，虽然过流断面宽度基本相同，但前者流速明显大于后者。

估算泥石流流速后，根据现场采用泥痕调查法所获得的断面面积，可利用公式Qc=Wc·Vc来计算泥石流断面峰值流量，得到梧桐豪和七道沟泥石流Qc分别为132.6m3·s-1和156.5m3·s-1。

3 泥石流形成机理分析

3.1 沟床中充足的物源条件

通过对泥石流物质来源的调查和分析，认为区内泥石流固体物源主要来自沟床内前期泥石流堆积体，其次是岸坡侧蚀垮塌体、坡积物及人工开挖简易道路的工程弃渣等4种类型。

(1)沟床堆积物。新生代以来本区抬升强烈，基岩裸露，坡陡沟深； 岩体破碎且风化卸荷严重，大量松散土石堆积在斜坡和沟床中。其中，斜坡松散砂层厚度达0.3m，而沟道中砂砾石层厚度均在1.5m以上，为泥石流发育提供了充足的松散固体物质。七道沟和梧桐豪沟的北侧支沟上游都没有崩塌滑坡迹象，只在中下游的沟床内才出现明显的泥石流过流冲刷痕迹，沟床内块石发生滚动和搬运，这说明泥石流的固体物质主要源自沟床内赋存的松散堆积体。这些堆积体一般堆积时间较短，密实度和固结程度相对较低，加之持续前期降雨及短时强降雨汇聚而成快速洪流，在洪流的揭底输移作用下，它们很容易失稳并启动，补给到洪流中而形成泥石流(刘传正等， 2011)。这种补给来源与2010年舟曲泥石流的物源类似，即后者主要是沟道中赋存的十余次历史泥石流堆积物(胡凯衡等， 2010)。

(2)岸坡侧蚀垮塌体。在泥石流沟床两侧常见有早期泥石流堆积扇体，这些扇体堆积时间较短，质地疏松，在快速洪流的冲刷下极易发生侧蚀垮塌。这些垮塌固体物质进而被泥石流裹挟搬运，大大增加了泥石流的容重，同时也增强了泥石流的冲击能力。在2010年舟曲泥石流中，沟道中老崩塌、滑坡堆积体也受到侵蚀垮塌，成为重要补给来源(余斌等， 2010)。

(3)坡积物。坡积物主要为坡面岩体受风化作用后的碎屑物在重力或水流冲刷携带作用下在斜坡的中下部堆积形成的，特别在坡脚处，其厚度可达0.5～2.0m，主要为块石及砂土填充，结构混杂，稳定性差，在洪水的冲刷下容易失稳，进而补充到泥石流运动中。

(4)工程弃渣。现场调查表明，七道沟及梧桐豪两条泥石流沟都有明显人类活动迹象。例如梧桐豪南侧支沟上游，因开挖简易土石道路，大量工程弃渣随机散落在沟床两侧，人工切坡后也未经支护。在强降雨冲蚀下这些散落弃石失稳，边坡表层岩土体发生滑塌，松散体与流水混合后形成小型冲沟泥石流，并汇集于主沟，增大主沟内泥沙含量及流量，使主沟沟道内松散体更易于启动。这也是仅有梧桐豪南侧支沟泥石流在上游就能形成的根本原因。

3.2 短历时强降雨激发条件

降雨资料显示，怀柔、密云交界的云蒙山区是北京地区暴雨中心之一。6、7月份的多年平均降雨量分别为61.2mm和122.4mm，而2018年这两个月的降雨量分别为53.7mm和367.8mm，即7月份的降雨量是历年均值的3倍。同时，在7月16日泥石流暴发之前，区域内每隔3～5d就有一次降雨，持续达半月之久(图10a)，这种持续的降雨天气十分不利于坡面松散岩土体的稳定。

图10 2018年7月怀柔气象站降雨数据(a)及16日分时降雨数据(b)

尤其在7月16日当天降雨量高达131.04mm，是我国暴雨临界值50mm/24h的2.6倍，仅次于北京2011年的“6·23”暴雨事件。其中，10： 00～13：00的3h内降雨量达67.27mm，超过暴雨橙色预警临界值(50mm/3h)，单小时最大雨强高达38mm·h-1(图10b)。

这次短历时的极端降雨使地面径流汇流时间缩短，流域内大量雨水不能快速渗入堆积体内而在地表迅速汇集于主沟内，进而致使沟床洪峰流量陡增。这种快速洪流将促使沟床内堆积物失稳、滚动，卷入到洪流中，进而形成泥石流。因此，极高的日降雨量和短历时强降雨构成了此次泥石流大规模暴发的主要触发条件，整体上属于沟道启动的水力类泥石流(康志成等， 2004)。

3.3 有利的地形条件

研究区内沟谷源头靠近分水岭处，表现出三面环山，一面为急剧收窄的沟谷，这种地形有利于堆积松散碎屑物，也有利于水流的快速汇聚。以七道沟和梧桐豪沟为例，从沟口至分水岭处，相对高差分别达930m和770m，沟道后缘斜坡陡至30°～33°，沟床源头大面积强降雨快速汇集在狭窄沟道，能迅速形成洪流，主沟道中上游坡度可达7°～9°，加上局部地形收窄及陡坎等影响，使洪流具有强大的冲击能力。这些有利的地形条件成为泥石流形成和发展的基本动力。

3.4 泥石流启动条件

如图11所示，建立单一块石在泥石流沟床中的受力模型，主要受重力G、静摩擦力f、浮力U及水流推力R的共同作用。在某一时刻，随着上游水流情况的变化，其极限平衡状态会被打破，块石启动并参与到泥石流流动中。

图11 沟床中块石受力示意简图

重力G可用式(1)表示：

G=LBHγ

(1)

式中：L为块石的长度；B为块石的宽度；H为块石的高度；γ为块石的重度； 各参数由现场实测确定。

浮力U可根据石块长度L，宽度B及水流深度h确定，即：

U=γwhLB

(2)

式中：γw为水流的重度； 其他同式(1)。

静摩擦力f，主要考虑块石的正压力N，水流浮力U和摩擦系数μ的影响，即：

f=(N-U)μ

(3)

式(3)中的N为：

N=Gcosθ

(4)

根据受力平衡条件，可得：

f=R+Gsinθ

(5)

利用式(5)可以建立一定水流流量下块石的受力公式，从而判断块石是否处于稳定状态。白志勇(2001)和白利平(2006)中，首先根据动量定理，推导出了水流推力R的计算公式，并结合一定条件下洪峰流量与降雨量的计算公式，最终建立了在一定集流时间内降雨量与块石启动的判别模型，据此可以推算出块石失稳启动时的雨强。本文在其基础上，以假定水流深度h小于块石高度H条件下块石失稳启动，推导出其失稳判别公式如下：

(6)

式中：S为降雨强度/mm·h-1；τ为集流时间(2.0h)；n为暴雨衰减指数(0.71)；c为谢才系数(53.5)；Ψ为洪峰径流系数(0.2)；F为流域面积(km2)；ρ为流体密度(1000kg·m-3)；J为水力坡度； 其余符号同上。

采用野外实测块石粒径进行计算，即七道沟2.9m×2.5m×1.9m、3.2m×2.7m×1.8m及梧桐豪2.5m×2.4m×1.8m、3.3m×2.4m×1.3m等4个块石，得到块石失稳启动时的降雨强度分别约为 11.67mm·h-1、13.04mm·h-1和8.31mm·h-1、8.01mm·h-1，对比观测站监测到的降雨强度值(图10b)， 8～13mm·h-1的反分析计算结果是比较保守的。

分析其原因，式(6)的推导主要基于泥石流发生时沟床内单一块石的受力分析及洪峰流量的计算等，但泥石流暴发时往往不仅是从单一块石的启动开始，其中还主要包括沟床内的松散堆积物等，此时就需要考虑松散物质饱和黏聚力与饱和内摩擦角等因素的影响； 此外，受区域内前期降雨的影响及不同地区、流域产流计算模型差异的影响都会影响到泥石流启动雨强的阈值。因此，在计算泥石流启动雨强阈值时，这些影响因素都需要进一步研究以提高北京地区泥石流灾害预警预报的准确度。

4 泥石流发展趋势及防治建议

根据该流域内泥石流的发育历史及对本次灾害特点的分析可以得出，研究区的泥石流目前及将来较长一段时间会以低黏性的偏水石流类型暴发，其物源补给更多的来自于泥石流沟床内赋存的松散体以及裸露于河床的松散土石堆积物。

在泥石流启动暴发上，一方面由于受多次降雨产流的影响，泥石流沟床内的堆积物已经被不同程度的搅动起来，导致其抗剪强度大大降低； 另一方面，在现场调查中发现，沟道中已建拦砂坝、部分块石堆积体或者低洼地会在雨水汇聚后形成天然堆石坝或小型堰塞体，在强降雨快速产流条件下这些小型堰塞体失稳运动也会降低沟道堆积体的启动条件。以上两种显著的影响因素都会导致更大规模的泥石流暴发。例如，在梧桐豪泥石流沟流通区内分级布置有至少6处的拦挡构筑物，但是在此次的泥石流灾害中已全部垮塌溃决失效。

泥石流防治方面，结合该区域泥石流主要以稀性偏水石流的特点，在修筑拦挡设施时应遵循以排为主，以堵为辅的原则，尽可能地使流域内的洪水及时排泄到下游主河道，减小沟床峰值过流流量，降低沟床固体物源的启动概率，进而缩小泥石流的暴发规模。例如，可以选择格栅坝中桩林的拦挡形式，既可以通过调整桩与桩之间的间距达到拦截不同粒径块石的目的，又可以实现洪水的快速泄流。在修筑排导设施时，可以利用原有沟道形态加以护砌，同时，为了确保泥石流在排导槽内的流通效应和养护维修，槽体底部宜两端高中间低或弯道处外高内低，这样既有利于增强排导效果，更有利于集中加固养护。

5 结 论

(1)云蒙山地区7·16灾害既不是以水流为主的、单纯的山洪灾害，也不是传统的以泥砂石块涌动为主的泥石流灾害，而是在山洪灾害基础上发育而来的一起中大型泥石流灾害，与2010年舟曲特大泥石流类似。区域内泥石流堆积物中主要以块石、砂粒为主，黏粒非常少，表现为以水带砂的山洪泥石流。

(2)泥石流上游植被覆盖稠密且不存在坡面岩土体失稳现象，山洪泥石流通常在中游才开始形成。因此，山洪泥石流形成的主要物源来自于沟道内的堆积物，即沟道的揭底输移。

(3)短历时强降雨是本次灾害事件的主要诱发因素。降雨在狭窄沟谷内汇聚，形成快速运动的巨大山洪，沿途裹挟、冲击、刮铲和推移沟道内松散堆积物，进而形成山洪泥石流。

(4)通过对沟床块石的简化受力分析，运用动量定理并结合水力学公式，推导了块石失稳启动与降雨强度之间的判别公式，得到在连续2h降雨条件下，研究区触发山洪泥石流的临界降雨量不低于8～13mm·h-1。