基于动力过程的冰湖溃决洪水侵蚀演化特征研究

任思宇， 姜 亮， 翟胜强， 叶晓华， 郭 江

（1. 四川省地质环境调查研究中心，四川 成都 610036； 2. 四川省地质灾害防治工程技术研究中心，四川 成都 610036）

0 引言

受全球气候变暖的影响，喜马拉雅山地区冰川急剧退缩，冰川消融与后退不仅会影响冰川径流变化［1］，而且会导致由冰碛物拦挡的冰川湖的形成［2］，由此引发的冰湖溃决灾害也随之增加［3］。冰湖溃决洪水具有突发性强、规模大、破坏力强和危害范围广等特点［4］。溃决洪水在演进的过程中，由于海拔落差大，溃决洪水对沟床沉积物进行冲刷侵蚀，进而形成泥石流。在泥石流形成、运动和堆积的过程中又会激发其他次生灾害，从而形成灾害链，因此致灾能力非常强［5］。波曲河流域内“极高”危险的冰湖有10 个，“高”危险的有22 个［6］，其下游为聂拉木县及连接中国和尼泊尔的重要通道，该区域受冰湖影响危险性很高，波曲河流域中下游左侧的一级支流章藏布于1964 年、1981 年和1983 年先后三次暴发大规模冰湖溃决灾害［7］。其中1981 年的次仁玛错冰湖溃决最为严重［8］，并引发泥石流、滑坡等次生灾害。溃决洪水冲毁下游50 km 范围内的中尼公路和交通设施，诱发了多处古滑坡复活，并冲毁曲乡附近的建筑及尼泊尔境内的逊科西水电站，导致尼泊尔200 人死亡［9］。近年来流域气候由干冷向湿热转化，章藏布冰川融水不断补给次仁玛错冰湖，导致冰湖面积不断扩张，除此之外章藏布冰川存在多组裂隙，融水汇入裂隙，增加了冰崩冰滑坡的风险，因此对冰湖溃决洪水防灾减灾志在必行。

因此，要定量评估冰湖溃决洪水的危险性，就需要对其演化过程及动力特征进行量化分析，从而制定合理有效的防灾减灾措施［10］。近年来，有关冰湖溃决的研究正逐步从以分析冰湖溃决灾害案例中的泥石流成因［11］、冰湖溃决模式［12］、机理分析［13］等为主的定量分析阶段向以物理实验［14］、数值模拟［8］为主的冰湖溃决洪水灾害定量预测阶段发展。

目前国内外学者对冰湖溃决洪水的模拟演进进行了大量的研究，如杨瑞敏等［15］利用BREACH 模型和SMPDBK 模型估算和模拟来古冰湖溃决洪水并对其进行灾害预警分析，BREACH 模型可以模拟溃决时坝体溃口特征及溃口处洪峰流量，SMPDBK 模型可以模拟溃决洪水的洪峰演进及洪水深度，但不能反映洪水演进过程中洪水水淹范围、洪水速度，及洪水对沟床侵蚀等特征，在溃决洪水灾害评估中受到了极大限制；舒有锋［16］运用FLDWAV模型模拟了桑旺错溃决洪水，模型可以考虑多种溃决洪水的启动方式和坝体溃决破坏过程，但模型不能揭示溃决洪水在演进过程中流深的变化及洪水沟床的侵蚀特征；Sattar 等［17］利用HEC-RAS 一维和二维模型对南洛纳克湖进行溃决模拟，模型可以考虑不同溃坝模式，可以采用一维模型模拟溃口处流量随时间的变化趋势，并将一维模型计算的结果导入二维模型，模拟溃决洪水的演进过程，模型能反映溃决洪水演进过程流深和流速变化，能较好地对冰湖溃决洪水灾害进行定量分析，但模型难以反映溃决洪水侵蚀演化动力过程。欧阳朝军采用连续介质开发的Massflow 数值平台可以根据用户需求对本构模型进行二次开发，用户可根据自身需求获得相应模拟参数，在滑坡、泥石流、洪水领域得到了广泛应用。

本文基于地表过程数值仿真软件Massflow，根据实地调查和冰碛土力学参数对溃决洪水模型进行二次开发，考虑了冰湖溃决洪水在演进的过程中对沟床及沟岸松散沉积物及坡积物的侵蚀。模型将泥沙输移模型与水动力模型进行耦合，使模型更符合冰湖溃决洪水动力演化特征研究。通过建立冰湖溃决洪水动力模型，模拟反演次仁玛错冰湖溃决洪水的演进过程，着重分析溃决洪水在下游基础设施处的洪峰流量、流速、流深、侵蚀、沉积及溃决洪水的传播等特征，将模拟结果与实地调查结果进行对比分析，验证了模型的可行性与适用性。对冰湖溃决洪水危险性进行定量评估，为冰湖溃决洪水防灾减灾提供了理论依据。

1 研究区域概况

1.1 地质背景

次仁玛错冰湖（86° 03′35″～86° 4′23″ E，28°03′28″～28°4′10″ N）位于波曲河流域章藏布支沟（85°44′06″～85°59′12″ E，28°06′30″～28°19′18″ N）内。冰湖从西向东延伸，位于支沟的一个小冰川侵蚀的支流沟中，北部仅3.97 km2。在这个小支流中，由于冰川周期性退缩和发展形成了次仁玛错冰湖。冰湖距离中尼友谊桥约24 km，沟道平均纵比降为77.3‰。支沟干流长8.5 km，海拔从6 109 m 到3 168 m，沟道平均纵比降为176.0‰，汇水面积约50.5 km2。支沟内岩性主要为云母石英片岩，黑云母花岗岩片麻岩和第四纪冲积土。支沟内有六条主要支流，河床下切深度4～10 m。在雨季（6—9月），章藏布支沟干流流量为14 m3·s-1。图1 显示了次仁玛错冰湖和章藏布支沟的位置及物源条件，图2为潜在冰崩冰滑坡航拍图片。

图1 次仁玛错冰湖位置及章藏布支沟地层岩性及物源条件Fig. 1 The location of Cirenmaco glacial lake （a） and the formation lithology （b），and materials conditions of Zhangzangbu branch ditch （c）

图2 潜在冰崩冰滑坡Fig. 2 Potential ice avalanche and landslide

研究区域分布两条断层如图1 所示，北部断层穿过章藏布。在这样的地质背景下，第四纪层广泛分布于沟谷，因此很容易发生滑坡和塌陷。此外，冰碛台地分布在沟谷两岸，冰碛土分布于冰舌前端，冰碛土颗粒粗，孔隙率高，颗粒级配级不均匀（图3）。次仁玛错冰湖是由冰川作用形成的冰碛湖，下游由疏松的第四纪沉积土所覆盖。

图3 章藏布冰碛土颗粒级配Fig. 3 Grain gradation of moraine in Zhangzangbu branch ditch

章藏布支沟具有丰富的物源，为泥石流的形成和发育提供了有利条件，除此之外沟道两岸分布众多潜在滑坡，如707滑坡、樟木隧道滑坡和樟木口岸滑坡群，自尼泊尔4·25（2015 年4 月25 日）地震以来，古滑坡变形速率加快，次仁玛错冰湖一旦溃决，其导致的直接灾害及次生灾害将严重威胁着樟木口岸的正常运营（图4～7）。

图4 707滑坡Fig. 4 Landslide of 707

图5 樟木隧道滑坡Fig. 5 Landslide of Zhangmu tunnel

图6 章藏布支沟物源Fig. 6 Materials of Zhangzangbu branch ditch

图7 樟木口岸滑坡群Fig. 7 Landslide group of Zhangmu port

1.2 气象条件

聂拉木气象站位于章藏布支沟沟口北部10 km2处，本文统计了气象站1981—2017 年的年均降雨、年均气温和年均湿度数据如图8 和图9 所示，流域内呈年均气温逐渐升高，降雨逐渐减小的趋势，气象条件由湿冷转为干热，冰川融水加剧，冰湖面积加速扩张，增加了冰湖溃决洪水的风险。

图8 聂拉木气象站1981—2017年的年均降雨和年均气温数据Fig. 8 Average annual rainfall and average annual temperature data of Nyalam Meteorological Station from 1981 to 2017

图9 聂拉木气象站1981—2017年年均湿度数据Fig. 9 Annual average humidity data of Nyalam Meteorological Station from 1981 to 2017

1.3 水文条件

波曲流域气候跨越了亚热带、暖温带、寒温带、高山苔原带和雪山冰漠带。受喜马拉雅山脉地壳隆升的影响，河谷深切、河道弯曲，呈现典型的山区河流特点：河床坡降大，平均纵坡降达81‰。中、上游形成相对切深达1 000～1 500 m 的高山深谷，多呈“V”侵蚀型谷，一般宽在60～80 m；而下游峡谷深切，相对切深达1 500～3 000 m，其横断面多呈“V”型，两岸悬崖峭壁，谷坡坡度大于35°，极有利于雨洪的集流和冰雪运移。波曲河流域年平均降水量582.9 mm，最大日降水量107.6 mm，雨季主要集中在6—8 月，降雪时间长达6个月以上。洪水期为5月中旬至9月中旬，7—8月为洪峰期，主河年均径流流量31.7 m3·s-1，平均径流深度约500 mm，平均径流模数15.9 L·s-1·km-2，出境年径流量1×108m3（友谊桥），主河和各主要支沟的径流变幅较小。

2 冰湖溃决洪水动力演化过程的模型构建

2.1 模型构建

模型采用全局笛卡尔坐标。模型分为上层运动流流体和底部可侵蚀沉积物，上层自由表面定义为Z1top点，上层和下层之间的边界为Z1bot，h1=Z1top-Z1bot为流动深度。（u1，v1，w1）表示三个独立坐标轴上深度平均的速度分量［18］。流动层质量和动量守恒方程可以表示如下［19］：

式中：τ1zxbot和τ1zybot为上部流动层在底部静态层上施加的基础剪应力；E1bot为流体的侵蚀率；u1（Z1bot）和v1（Z1bot）为进入流动层材料的边界速度。u1（Z1bot）和v1（Z1bot）用平均速度分量u1和v1表示。质点跳跃条件ρ1E1bot=ρ2E1top，其中E1top下层顶部的侵蚀率，ρ2为下层的密度［20］。

对方程（1）～（3）进行推导，其表达式为：

式中：E和D为侵蚀和沉积公式；P为沟床沉积物孔隙度。侵蚀和沉积方向垂直于基底表面，当采用第1 层的基础剪应力τ1zxbot和τ1zybot时，在动量守恒方程右边存在动量交换项ρ2u1(E-D)和ρ2v1(E-D)和Ouyang［18］。

方程式的左边去除ρ1，则质量和动量方程式为：

侵蚀沉积方程通过删减冗余项，得到如下方程：

考虑到实际情况的复杂性，可将沟床沉积物的涨缩特征以及轻微影响项进行忽略，将沟床演化方程简化为：

式中：E和D为侵蚀和沉积速率；p为河床沉积物孔隙度。

式中：α为经验参数，为近床浓度和深度平均浓度之间的差异，深度平均浓度由min［m，（1-p）/c］；c1是流动中的固体浓度；m是经验指数；ws0是单个颗粒在平静水中的沉降速度。它可以表示为［21］：

式中：υ为水的运动黏度；d为沉积物粒径；s=ρs/ρw-1；g是重力加速度，取9.8 m·s-2；ce为推移质泥沙输移能力，可表示为：

式中：θc为决定沉积物运动开始的希尔兹参数的临界值［22］；θ=(sgd)为屏蔽参数；u*为摩擦速度。剪应力τ1zxbot和τ1zybot表示为［18］：

其中n是曼宁粗糙度。

2.2 求解方法

将控制方程（8）至（17）进一步量化为向量模型：

采用MacCormack-TVD 有限差分法来求解以上方程。与解传统的浅水方程一样，首先利用算子分裂法将方程（18）分解为两个一维方程，表示如下：

然后，(n+ 1)Δt时刻由以下方程求解：

执行预测步骤p：

执行修正步骤c：

执行平均步骤：

式中：

函数G的表达式为：

函数φ（x）代表最小流体通量限制函数表达式为：

式中：x代表自变量，变量C的表达式示为：

式中：Cr为当地的库朗数（Courant number）表达式如下：

2.3 模型参数选取

DEM 数据源自ALOS 卫星数据。采用原始地形精度12.5 m×12.5 m的网格进行计算。通过实地调查和遥感影像（高分二号）对河道进行分析，模拟范围河床糙率系数为0.07。冰碛土作为特殊的岩土材料，其性质与沟床沉积物区别大［23］，由于溃决洪水侵蚀夹带物源主要为冰碛土，因此我们采集了次仁玛错冰湖下游冰碛土体，进行土工实验（图3），由于流域范围较大，不同河段沟床堆积碎屑颗粒级配相差巨大，难以在模型中实现区别对待，因此本文采用章藏布流域分布最广泛的冰碛土作为模型的特征参数，冰碛物容重为1.6～2.0 g·cm-3，溃决洪水容重1.0 g·cm-3。

表1 次仁玛错冰湖溃决洪水数值模型参数Table 1 Numerical model parameters of the outburst flood of the Cirenmaco glacial lake

3 模型验证

3.1 次仁玛错冰湖溃决诱因及危害

次仁玛错冰湖曾在1964 年、1981 年和1983 发生过多次溃决，其中规模最大的一次为1981 年，冰川融水加速湖水位上升，导致冰碛坝体发生管涌溃决，溃决历时60 min，最大溃决流量为16 000 m3·s-1，溃决洪水在坝体上冲刷了一条长50 m，底宽40～60 m 的冲沟，溃决洪水在章藏布支沟演进的过程中冲刷侵蚀约2×106m3固体物质，其中1.6×106m3的固体物质形成泥石流冲入波曲河，成为这次泥石流的主要物源。

溃决洪水在演进过程中，对河床及沟岸残坡积物进行冲刷侧蚀，导致大规模的崩塌和滑坡，溃决洪水演进至友谊桥附近时，由于其运动受阻而雍高达20 m，比洪峰水位高约5 m，冲毁桥梁及东岸附近的全部建筑物，并引起东岸坡积、残积层大规模的崩塌和滑坡［24］。泥石流过后，友谊桥上游段河谷中留下较大范围的泥石流沉积。自友谊桥至水电站约8.3 km 的河段，除沿途继续强烈的侧向侵蚀外，大量泥石流物质在这里沉积，河床显著升高，次仁玛错的溃决给下游造成了巨大的经济损失。

3.2 次仁玛错冰湖溃决洪水灾害反演结果

徐道明［24］对1981 年次仁玛错冰湖进行了实地调查，推测了溃口处的流量随时间的演化特征和洪水在演进过程中洪峰流量随距离的变化特征，因此在反演过程中以徐道明实地调查数据为依据，采用在溃口处添加流量曲线作为模拟的启动条件。

溃决洪水在下游的演进过程中呈衰减趋势，如图10～11所示为实测洪峰流量、流深、流速与模拟洪峰流量、流深、流速随距离的演化过程对比图，模拟结果与实测结果误差范围小于20%，模拟结果与实测结果拟合度较好。

图10 模拟洪峰流量与实测流量Fig. 10 Simulated peak flow and measured flow

图11 模拟流深、流速与实测结果对比Fig. 11 Comparison of simulated flow depth and velocity with measured results

4 预测分析

次仁玛错冰湖从（0.10±0.08） km2（1988年）扩大至（0.35±0.04） km2（2021年），最大水深为（115±2） m，库容为1.8×107m3，通过历史遥感影像观测，冰湖有明显的扩张趋势，流域气象条件变化显著，由湿冷转向干热（图8～9），冰川融水流入冰川冰裂隙中，一方面导致冰川强度降低，另一方面起到润滑作用，冰崩冰滑坡发生风险逐渐增加。

由于冰湖在溃决的过程中，洪水流态及洪水对坝体的冲刷机理极为复杂。模型难以考虑溃口的演化过程，然而溃口假设法与实际情况偏差较大，得出的结果误差率高。通过大量的文献查阅，基于前人对大量冰湖溃决案例调查数据的基础上，本文推导得到经验公式法，拟合溃口处的流量曲线，以此作为冰湖溃决洪水启动的参考方法。经验公式法需要的参数较少，便于获取，通过经验公式（表2）计算溃决洪水的洪峰流量，溃口宽度及溃决历时，拟合最危险工况（全溃）时的流量曲线，如图12 所示，其中V为冰湖库容，Hw为冰湖水深，K0为经验参数取值为1。

表2 冰湖溃决洪峰流量、溃口宽度和溃决历时经验公式Table 2 Empirical formula of glacial lake outburst peak discharge， outburst width and outburst duration

图12 溃口流量曲线Fig. 12 Flow curve at the breach

图13 为全溃条件下不同剖面点处的模拟洪峰流量［图13（a）］、流深和流速［图13（b）］。溃决洪水对溃口（No.1）进行下切侵蚀，侵蚀深度21～29 m（勘查最大侵蚀深度28 m），洪水模拟最大深度达16 m，洪峰流量时刻流速11.4 m·s-1，冰碛坝址（No.2）处地形开阔，洪水在该处发散，流速15 m·s-1、流深13 m，洪水裹挟的大颗粒土体在坝址处堆积，形成冲积扇，洪峰流量从1.80×104m3·s-1降至1.64×104m3·s-1。No.7～No.12 段，河床受冰川融水冲刷而下切侵蚀，河床及沟岸岩体破碎，河床纵比降较大，溃决洪水在该段对河床基底及坡岸进行强烈的冲刷侵蚀，溃决洪水逐渐演化为稀性泥石流，洪峰流量不断增大。并在章藏布支沟沟口（No.12）和下游形成11 m高泥石流堰塞坝短暂堵塞主河。No.13～No.21 段，稀性泥石流逐渐进入峡谷，地形相对较缓，流深有所增加，流速有所放缓，洪峰流量过水断面急剧降低，洪峰流量在演进过程中不断衰减，在No.21～No.22段，泥石流对滑坡群坡脚进行侵蚀夹带，洪峰流量有微弱的增长，下游沟床相对开阔，泥石流逐渐沉积，洪峰流量逐渐衰减，泥石流演进至水电站时洪峰流量为9 520 m3·s-1，对下游仍具有较强的破坏性。

图13 全溃条件下不同剖面点处的模拟洪峰流量（a）、流深和流速（b）Fig. 13 Simulated peak flow （a）， flow depth and velocity （b） at different profile points under the condition of total collapse

图14 溃决洪水演进过程沿线侵蚀深度（a）和沉积深度（b）Fig. 14 Erosion depth （a）and siltation depth （b）along the evolution of the outburst flood

707 老桥（No. 11）距离溃口6 440 m，溃决洪水到达该位置用时3 300 s，洪峰到达老桥用时4 500 s，洪峰流量为1.41×104m3·s-1，洪峰到达老桥时流深16.3 m，流速13 m·s-1，稀性泥石流对沟道左岸707滑坡坡脚进行冲刷侧蚀［图15（c）］，最大侵蚀深度约为9 m，威胁707 滑坡稳定性。稀性泥石流冲出章藏布支沟，冲击波曲河右岸，对右岸土体进行冲刷侵蚀，侵蚀深度约9 m［图15（c）］，随后稀性泥石流在章藏布支沟沟口下游沉积（No.12），形成泥石流堰塞坝［图15（d）］，短暂堵塞波曲河。对比No.11～No.12段的模拟结果和实地调查结果，模拟结果能较为准确地揭示溃决洪水流深、流速及沟床及沟岸松散沉积物的冲淤特征。因此能较为全面地对冰湖溃决洪水造成的危害进行定量评估。

图15 章藏布支沟沟口处洪峰流量时刻流深（a）、流速（b）和最终侵蚀深度（c）和沉积深度（d）Fig. 15 Flow depth （a）， flow velocity （b）， final erosion depth （c） and silting depth （d）at peak discharge time at the mouth of Zhangzangbu branch ditch

滑坡群（No. 21～No. 23）位于樟木口岸附近，受尼泊尔2015 年4 月25 日8.1 级地震影响，古滑坡群复活，通过模拟结果可知洪峰到达该位置用时3.4 h，由图16（a）和图16（b）可以得出洪峰到达滑坡群时的最大流深25 m，最大流速为16.8 m·s-1，溃决洪水在该段对滑坡群坡脚进行冲刷掏蚀，最大侵蚀深度达12.0 m。流体中固体颗粒沉积于沟床，沉积深度高达11.0 m。溃决洪水对滑坡群坡脚冲刷侧蚀，引起潜在滑坡群坡脚大规模崩塌，可能增加滑坡群变形速率或失稳概率进而诱发更大规模的次生灾害。

图16 滑坡群洪峰流量时刻流深（a）、流速（b）和最终侵蚀深度（c）和沉积深度（d）Fig. 16 Flow depth （a）， flow velocity（b）， final erosion depth （c） and siltation depth （d）of landslide group at flood peak discharge time

水电站（No. 24）位于尼泊尔境内，距离溃口25.0 km，洪峰到达该位置用时4.8 h，洪峰流量为9 520 m3·s-1，流深17 m，流速8 m·s-1，图17为水电站位置洪峰流量时刻的流体深度和流体速度及最终的侵蚀深度和淤埋深度。水电站高度约为15 m，稀性泥石流淤满水电站，沉积深度最大约17 m，导致水电站失效。稀性泥石流漫过水电站继续向下游演进，对下游基础设施仍具有较高的破坏性。

图17 水电站洪峰流量时刻流深（a）、流速（b）和最终侵蚀深度（c）和沉积深度（d）Fig. 17 Flow depth （a）， flow velocity （b）， final erosion depth （c） and siltation depth （d）at peak discharge time of hydropower station

5 讨论

冰湖溃决洪水在演化过程中由清水流转换为高含沙洪水，再到泥石流［28］。前人采用BASEMENT［29］，HEC-RAS［8］，FLO-2D［30］等模型模拟高原冰湖溃决事件。然而，这些模型无法进行冰湖溃决洪水对沿途基底侵蚀夹带的模拟。研究发现冰湖溃决诱发的泥石流的峰值流量比仅计算洪水的结果要高得多［28］。MASSFLOW 模型则可以模拟溃决洪水对基底的侵蚀夹带效应，进而模拟冰湖溃决泥石流形成演化的动力过程，模型基于深度积分的二维数值模型，可根据实际需求对模型进行改进，进而考虑流体对基底的侵蚀效应［18］。除此之外，高精度的DEM 对于准确模拟冰湖溃决泥石流至关重要，它可以更加真实地反映溃决洪水在沟道的侵蚀和沉积状况，由于模拟范围较大，普通计算机难以实现高精度模拟，通过模拟结果与实地调查对比分析12.5 m 精度地形用于流域风险评估和危险性分析可以被接受。

冰湖溃决事件模拟中的输入参数的选择具有极大的挑战性。相对于经验模型的参数校准，物理模型则利用质量和动量守恒等物理原理表示过程。然而，即使是复杂的物理模型在应用于真实事件时也有很大的不确定性，因此模型校准是必不可少的［31］。在现实应用中，受限冰湖溃决事件高质量的现场数据获取，有时必须做出相应的妥协。模型校准的关键问题在于选择合适的调整参数和定义一个能被接受的参数调整范围［28］，而敏感性分析可以识别模型校准中使用的敏感输入参数，这需要建模者证明标准参数值的偏差。

在模型敏感性分析中，通过调整曼宁系数和溃决水量来观察模拟结果的差异，其中曼宁系数控制着流体的紊流运动。敏感性分析表明，曼宁系数变化，泥石流淹没面积、流深、流速等参数变化较小，在宏观上这些误差可以被接受。但流体在演化过程中的时间具有明显差异，且泥石流侵蚀距离也显著延长，但在泥石流平均流速上差异很小［30］。同时，溃决水量的增加将加快了泥石流演进的速度。较大的曼宁系数将导致泥石流到达时间延迟，并增加泥石流深度和侵蚀距离，这与前人研究成果一致［32］。分析结果对区域风险评估、国土空间规划及防灾减灾工作的开展具有一定的参考意义，但由于冰湖溃决洪水演进过程中的复杂性质和流动行为可能发生的变化，在解释模型结果时仍然需要谨慎处理。

6 结论

通过资料收集、遥感解译、野外调查等方法对西藏波曲河流域次仁玛错冰湖溃决洪水动力过程进行研究，对1981 年洪灾进行模拟反演，并对次仁玛错冰湖再次溃决后的洪水演进动力过程进行预测，得到以下结论：

（1）对次仁玛错1981年冰湖溃决洪水进行模拟反演，对比洪峰流量、流深、流速等特征参数，得出模拟结果与实测结果具有良好的一致性，验证了模型的适用性和可行性。

（2）次仁玛错冰湖面积从自1988年以来急速扩张，最大水深为（115±2） m，库容为（1.8×107） m3，流域气候由湿冷转向干热，冰川融水流入冰川冰裂隙中，增加冰崩冰滑坡发生风险，进而导致冰湖溃决风险增加。

（3）次仁玛错冰湖一旦再次溃决，洪水对下游冰碛物及松散坡积物和沉积物进行侵蚀夹带，逐渐演化为稀性泥石流，对下游潜在滑坡坡脚进行冲刷侧蚀，加速潜在滑坡变形。对下游友谊桥构成巨大威胁，稀性泥石流在水电处进行沉积，导致水电站失效。

（4）溃决洪水在演进的过程中（No. 7～No. 12）对冰碛土及沟床沉积物进行冲刷侵蚀，洪水逐渐演化为泥石流，洪峰流量逐渐增强。稀性泥石流在（No.12～No.20）段，一方面对沟床及岸坡松散沉积物进行冲刷侵蚀，另一方面稀性泥石流在沟床开阔处形成沉积，基本上为冲淤平衡。稀性泥石流到达潜在滑坡群后（No.20～No.21），对潜在滑坡群坡脚进行冲刷侧蚀，洪峰流量有微弱增长。泥石流到达水电站处，洪峰流量仍然有9 520 m3·s-1，对下游仍具有较强的危害性。

（5）通过对次仁玛错冰湖溃决洪水的动力演化过程分析，溃决洪水对章藏布支沟松散物质进行侵蚀夹带，逐渐演化为稀性泥石流，对下游707滑坡和樟木口岸滑坡群坡脚进行冲刷侵蚀，易诱发滑坡变形，导致次生灾害的发生，除此之外，溃决洪水引发的泥石流将对中尼友谊桥和下游水电站的安全运营构成威胁。