牟托溝流域高含沙水流與泥石流相互演化特征及其機(jī)理

李 俊，陳寧生，盧 陽(yáng)

（1．四川大學(xué) 水力學(xué)與山區(qū)河流開(kāi)發(fā)保護(hù)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都610065；2．中國(guó)科學(xué)院 水利部 成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所，四川 成都610041；3．中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京100049）

“5·12”汶川地震后，龍門山區(qū)產(chǎn)生了豐富的松散堆積物［1］，由于物源分布不均勻和物源補(bǔ)給差異大，所以單溝容易發(fā)生高含沙水流與泥石流的相互演化。高含沙水流與泥石流的運(yùn)動(dòng)機(jī)理存在差異［2－3］，鑒于同一溝道內(nèi)常發(fā)生高含沙水流與泥石流的相互演化，這種演化特征就成為單溝泥石流防治需要解決的重要問(wèn)題。本文以2011年7月3日至7月6日茂縣牟托溝發(fā)生的泥石流為例，分析高含沙水流與泥石流相互演化特征，并結(jié)合其特征揭示高含沙水流與泥石流相互演化機(jī)理，以期為研究單溝高含沙水流與泥石流相互演化規(guī)律提供幫助。

1 牟托溝流域概況

牟托溝流域地理坐標(biāo)為31°34′20″—31°38′29″N，103°36′28″—103°41′29″E，河水發(fā)源于三尖山山麓（圖1），地勢(shì)西高東低，自北向南注入岷江，流域面積61．56km2，主溝長(zhǎng)14．78km，溝床平均縱比降為158‰。支溝螞蝗溝大致以45°左右的交角與主溝交匯，銳角指向順?biāo)较颉_溝滑坡發(fā)育，地形陡峻，多懸崖峭壁。牟托溝流域內(nèi)分布著14座海拔2 500m以上的山峰，最高峰三尖山海拔4 146m，主溝和支溝的山口海拔1 600～2 600m，平均相對(duì)高差700～1 300m。地處牟托溝龍門山華夏系構(gòu)造體系之中南段的九頂山華夏系構(gòu)造帶內(nèi)，區(qū)域構(gòu)造線以北東—南西向?yàn)橹鳎饕忻霐鄬印⑷馍綌鄬哟┻^(guò)，這些新構(gòu)造斷層多發(fā)生地震活動(dòng)，近100a來(lái)有記載的大于6級(jí)地震且對(duì)牟托溝流域影響較大的地震共有8次。

圖1 牟托溝流域水系圖

牟托溝流域氣候溫和，冬無(wú)嚴(yán)寒，夏無(wú)酷暑，屬高原季風(fēng)氣候區(qū)，多年平均降水量492．5mm，年最大降雨量601mm，年最小降雨量388．4mm，多年平均氣溫11℃。2011年7月2，3，4，5和6日24小時(shí)降雨量分別為8．8，25．3，12．5，8．7和18．1mm。連續(xù)降雨為泥石流的形成提供了充足的水源條件。

2009年牟托溝流域修建小型水電站，沿溝道右側(cè)山坡巖體開(kāi)挖引水隧洞，棄渣堆積在溝道右側(cè)。2011年7月2日凌晨開(kāi)始降雨，7月3日內(nèi)突發(fā)洪水，降雨一直持續(xù)到7月6日晚9點(diǎn)，牟托溝發(fā)生高含沙水流與泥石流相互演化的現(xiàn)象。

2 牟托溝流域高含沙水流與泥石流相互演化特征

2．1 物源特征分析

對(duì)汶川地震觸發(fā)的49處典型滑坡進(jìn)行統(tǒng)計(jì)分析，建立了地震滑坡面積和厚度的回歸關(guān)系式［4］，計(jì)算得出牟托溝流域崩塌滑坡體積約為2．63×106m3，考慮到約30%可能轉(zhuǎn)化為泥石流［5］，則泥石流崩坡積物總量約8×105m3。根據(jù)調(diào)查結(jié)果，可能構(gòu)成災(zāi)害或?yàn)?zāi)害隱患的崩塌滑坡約占總量的1／10，則形成災(zāi)害的崩坡積物總量約為8．0×104m3。棄渣總體積約為1．3×104m3，沿溝道右側(cè)零散分布（圖1），連續(xù)降雨導(dǎo)致崩坡積物和棄渣為泥石流和高含沙水流的演化補(bǔ)充大量物源。另外由表1分析得出，牟托溝物源空間分布不均勻和物源補(bǔ)給差異大，說(shuō)明流域容易發(fā)生高含沙水流與泥石流的相互演化。

表1 牟托溝流域各段棄渣和崩坡積物總量

2．2 容重和一次泥石流固體物總量

2011年7月3日至6日牟托溝流域泥石流濃度較稀，呈米湯狀，流體狀態(tài)為連續(xù)流動(dòng)狀態(tài)流體攜帶有大量的塊石，本文采用泥石流漿體液—固比例來(lái)計(jì)算各段容重（表2），計(jì)算公式［6］為：

式中：γc——泥石流容重；Gm——固體物質(zhì)的容重；f——固體物質(zhì)與水的體積比。取牟托溝溝口的原狀堆積物來(lái)配置容重，配樣容器為直徑30cm，高30．1cm的圓形鐵桶，然后請(qǐng)6位目擊者進(jìn)行濃度確認(rèn)，通過(guò)3次配置確定牟托溝溝口的泥石流容重為1．32g／cm3。溝口配置容重與表2的D處容重值相近。

表2 各斷面的容重

由于牟托溝溝床平均比降大，采用單位體積的兩項(xiàng)混合物向下運(yùn)動(dòng)單位距離中固體顆粒提供的能量［2］劃分牟托溝各段的泥石流類型都是黏性泥石流，這與牟托溝實(shí)際調(diào)查的結(jié)果不一致。Frank Lavigne［7］研究，Mount Semeru地區(qū)的火山泥石流得出控制該地區(qū)泥石流與高含沙水流相互演化的邊界條件為沖出泥石流固體物質(zhì)含量，并且給出了Carah Lengkong河依據(jù)平均每次發(fā)生泥石流輸砂量來(lái)區(qū)別該地區(qū)的泥石流和高含沙水流的界限值［7］，但是含沙量因?yàn)闇系狼治g而難以估計(jì)［8］，因此該方法并不適用于震后環(huán)境下的牟托溝泥石流。但受其啟發(fā)，利用形態(tài)調(diào)查法確定牟托溝溝道A，B，C和D斷面處的一次泥石流固體物質(zhì)總量解釋牟托溝的高含沙水流和泥石流相互演化過(guò)程及揭示其機(jī)理。

2．3 一次泥石流固體物質(zhì)總量

采用西南地區(qū)現(xiàn)行公式［9］計(jì)算此次降雨條件下（大雨）的斷面A，B，C和D處的泥石流峰值流量。在形態(tài)調(diào)查法計(jì)算泥石流峰值流量的基礎(chǔ)上，計(jì)算一次泥石流固體物質(zhì)總量公式［10］，計(jì)算結(jié)果如表3所示。

式中：Q——次泥石流總量；T——泥石流持續(xù)時(shí)間；K——系數(shù)，K的取值與流域面積有關(guān)；Ws——一次泥石流固體物質(zhì)總量；Cv——泥石流的體積濃度。

由表3可以看出，一次泥石流固體物質(zhì)總量最大為26 250m3和最小為3 542m3。利用牟托溝一次泥石流固體物質(zhì)總量解釋了高含沙水流與泥石流相互演化過(guò)程：斷面A到斷面B（泥石流未過(guò)攔砂壩之前）的一次泥石流固體物質(zhì)總量有所增加，原因是泥石流運(yùn)動(dòng)過(guò)程中不斷侵蝕溝床和溝道兩側(cè)坡積物，由A到B的一次泥石流固體物質(zhì)總量由6 696m3增加至8 542m3，泥石流規(guī)模有所增大。但泥石流通過(guò)B處攔砂壩以后運(yùn)動(dòng)到C處，過(guò)壩后的泥石流固體物質(zhì)總量增加了5 384m3，由于溝床比降為146‰，判斷B至C段的流體為高含沙水流。斷面C至斷面D受到螞蟥溝支溝泥石流的匯入的影響，泥石流的總量由8 929m3增加為26 250m3，支溝螞蝗溝水體攜帶大量的松散固體物質(zhì)匯入主溝，主溝的洪峰流量突然增大，溝道下游泥石流受階梯—深潭影響較小，C至D段高含沙水流逐漸演變?yōu)橄⌒阅嗍鳌Ａ硗鉁峡谀嗍魅葜刂禐?．32g／cm3，也說(shuō)明C至D段為稀性泥石流。通過(guò)以上分析，認(rèn)為一次泥石流固體物質(zhì)總量和高含沙水流與泥石流相互演化存在一定的關(guān)系。

表3 一次泥石流總量和一次泥石流固體物質(zhì)總量

3 牟托溝流域高含沙水流與泥石流相互演化機(jī)理

3．1 階梯－深潭效應(yīng)

通常一般的山區(qū)溝道不容易形成階梯—深潭［11］或者形成的時(shí)間太長(zhǎng)。Anne Chin［12］對(duì)Sanna Mounica Mountains自然形成階梯—深潭微地貌的研究，發(fā)現(xiàn)形成這種微地貌需要的條件是顆粒尺寸、水流流量、2個(gè)深潭之間的距離和溝床比降。徐江的進(jìn)一步研究出判斷階梯—深潭微地貌發(fā)育擬合公式為［13］：

式中：SP——階梯—深潭發(fā)育程度系數(shù)；J——河床水力坡降；Dmax——河床泥沙顆粒的最大粒徑；D50——床砂的中值粒徑；gbin——河段上游單寬來(lái)沙率；gb——水流單寬輸沙率，根據(jù)牟托溝溝道特點(diǎn)取gbin／gb為0．6。

牟托溝各段的階梯—深潭發(fā)育程度系數(shù)SP均大于1．1，溝內(nèi)高含沙水流與泥石流中攜帶的巖塊粒徑一般在5～40cm。通過(guò)對(duì)棄渣的大顆粒粒徑分析和棄渣土樣顆粒粒徑級(jí)配分析，以千枚巖為主的棄渣，顆粒松散無(wú)聯(lián)結(jié)，大小混雜，棄渣中粒徑＞40cm的占8%，20—40cm占20%，5—20cm占65%，棄渣體顆粒粒徑相對(duì)均勻，主要集中在5—20cm的范圍內(nèi)，細(xì)顆粒含量較低為1．17%；典型崩積物土樣細(xì)顆粒含量（粒徑小于0．075mm）為3．98%。說(shuō)明牟托溝溝道堆積物顆粒粒徑跨度廣，泥沙級(jí)配不連續(xù)。所以棄渣和崩坡積的影響下牟托溝溝道容易形成階梯—深潭微地貌（圖2）。

3．2 牟托溝流域高含沙水流與泥石流相互演化機(jī)理分析

從三尖山至A處，由于沿溝道兩側(cè)少有崩塌滑坡堆積體，沒(méi)有棄渣且溝床為基巖，溝床比降不大，所以這一段主要是一般洪水。

圖2 A至B段階梯－深潭和B至C段階梯－深潭

A處附近溝道右側(cè)的棄渣堆（圖3），體積2 470m3，溝道寬度8m，堰塞體上存在明顯地侵蝕沖溝，坡度31．2°，沖溝侵蝕深度0．6m。在連續(xù)性降雨條件下，沖出棄渣750m3，由于A處棄渣和崩坡積物形成的堰塞體，其堰塞體潰決過(guò)程屬于溢流侵蝕型。匡尚富認(rèn)為，對(duì)于坡面不長(zhǎng)的壩體，有的泥石流是從壩體坡面進(jìn)入河道后形成的泥石流，其泥沙運(yùn)動(dòng)狀態(tài)從顆粒單獨(dú)運(yùn)動(dòng)轉(zhuǎn)化為推移質(zhì)集合流動(dòng)逐漸轉(zhuǎn)化為泥石流［14］。A處泥石流的起動(dòng)屬于這種情況。泥石流起動(dòng)之后，A至B段泥石流規(guī)模逐漸加大和破壞力逐漸增強(qiáng)。綜上分析，牟托溝泥石流起動(dòng)模式為沖蝕→沖溝→堵塞→潰決→泥石流的模式［15］。

圖3 A處的2個(gè)棄渣堆

B至C過(guò)程，B處有一攔砂壩，泥石流通過(guò)攔砂壩后（圖4），一次泥石流固體物質(zhì)總量大為減少，泥石流動(dòng)能損耗較大。同時(shí)B至C段河床發(fā)育程度系數(shù)SP為2．98，溝道內(nèi)產(chǎn)生了階梯—深潭。人為階梯—深潭效應(yīng)能造成消散泥石流總能量比例的62%～67%［11］。

自然階梯—深潭也能夠保持較高的耗能形態(tài)［16］，B至C過(guò)程中階梯—深潭能夠保持較高的人為階梯—深潭消散泥石流總能量比例，泥石流通過(guò)攔砂壩和階梯—深潭后泥石流動(dòng)能消散較高，泥石流可能轉(zhuǎn)化成高含沙水流，說(shuō)明B至C段泥石流可能逐漸演化成高含沙水流。

C至D過(guò)程，支溝螞蝗溝E處（圖4），有一棄渣堆積體3 500m3，比降為151‰，螞蝗溝溝口處一次泥石流固體總量與A處接近，說(shuō)明螞蝗溝發(fā)生稀性泥石流可能性較大。C處的泥石流洪峰流量135m3／s比B處大，說(shuō)明螞蝗溝洪水的匯入對(duì)主溝泥石流影響較大，沖出泥石流固體物質(zhì)總量和泥石流洪峰流量關(guān)系密切，溝道侵蝕作用和泥石流體積和洪峰流量成比例［17］，泥石流流量增大引起溝道侵蝕作用增強(qiáng)［7］。支溝螞蝗溝洪水的匯入，直接使主溝泥石流洪峰流量增大，螞蝗溝高含沙洪水匯入主溝使主溝泥石流洪峰流量增大，溝道侵蝕作用增強(qiáng)，高含沙洪水可能演化為稀性泥石流，由此C至D段發(fā)生了稀性泥石流（表4）。但是由形態(tài)調(diào)查法確定C處流量135m3／s和D處流量20m3／s，C至D段的距離為2km，泥石流動(dòng)量消耗較大，泥石流運(yùn)動(dòng)規(guī)模變小導(dǎo)致D處泥石流流量減小。

表4 牟托溝流域高含沙水流與泥石流的劃分

4 結(jié) 論

通過(guò)容重和一次泥石流固體物質(zhì)總量初步確定了牟托溝各段的運(yùn)動(dòng)類型，并采用階梯—深潭微地貌效應(yīng)的分析方法和一次泥石流固體物質(zhì)總量的形態(tài)調(diào)查法分析了牟托溝流域高含沙水流和泥石流相互演化機(jī)理。研究表明，由于計(jì)算一次泥石流固體物質(zhì)總量只需洪痕斷面和容重值資料比含沙量更易獲得，應(yīng)當(dāng)考慮一次泥石流固體物質(zhì)總量作為泥石流工程防治中高含沙水流與泥石流相互演化的邊界條件之一；B處攔砂壩和各段形成的階梯—深潭微地貌控制著牟托溝流域高含沙水流和泥石流的相互演化。對(duì)于牟托溝流域高含沙水流與泥石流相互演化特征和機(jī)理的研究也有不足之處，調(diào)查中缺乏歷史上牟托溝發(fā)生泥石流的洪痕斷面和容重值資料，沒(méi)有進(jìn)一步說(shuō)明一次泥石流固體物質(zhì)總量和高含沙水流與泥石流相互演化的關(guān)系。另外需要進(jìn)一步理論分析攔砂壩和階梯—深潭效應(yīng)控制高含沙水流與泥石流相互演化機(jī)理，以期在泥石流防治工程中利用攔砂壩和階梯—深潭微地貌控制泥石流演化成含沙水流，減輕泥石流災(zāi)害。

［1］ 謝洪，鐘敦倫，矯震，等．2008年汶川地震重災(zāi)區(qū)的泥石流［J］．山地學(xué)報(bào)，2009，27（4）：501－509．

［2］ 錢寧，王兆印．泥石流運(yùn)動(dòng)機(jī)理的初步探討［J］．地理學(xué)報(bào)，1984，39（1）：33－43．

［3］ 錢寧，萬(wàn)兆惠．高含沙水流運(yùn)動(dòng)研究述評(píng)［J］．水利學(xué)報(bào)，1985（5）：27－34．

［4］ Tang Chuang，Zhu Jing，Chang Ming，et al．An empirical－statistical model for predicting debris－flow runout zones in the wenchuan earthquake area［J］．Quaternary International，2012，250：63－73．

［5］ 黃潤(rùn)秋．汶川地震地質(zhì)災(zāi)害后效應(yīng)分析［J］．工程地質(zhì)學(xué)報(bào)，2011，19（2）：145－151．

［6］ 沈強(qiáng)．金華市婺城區(qū)大塢頭泥石流特征與形成條件［J］．西部探礦工程，2009（11）：6－8．

［7］ Lavigne F，Suwa H．Contrasts between debris flows，hyperconcentrated flows and stream flows at a channel of Mount Semeru，East Java，Indonesia［J］．Geomorphology，2004，61（1／2）：41－58．

［8］ Bovis M J，Jakob M．The role of debris supply conditions in predicting debris flow activity［J］．Earth Surface Processes and Landforms，1999，24（11）：1039－1054．

［9］ 周必凡，李德基，羅德富，等．泥石流防治指南［M］．北京：科學(xué)出版社，1991：84－86．

［10］ 陳寧生，楊成林，周偉，等．泥石流勘查技術(shù)［M］．北京：科學(xué)出版社，2011：124－185．

［11］ Wang Zhaoyin，Qi Lijian，Wang Xuzhao．A prototype experiment of debris flow control with energy dissipation structures［J］．Natural Hazards，2012，60（3）：971－989．

［12］ Chin A．The morphologic structure of step－pools in mountain streams［J］．Geomorphology，1999，27（3）：191－204．

［13］ 徐江，王兆印．階梯—深潭的形成及作用機(jī)理［J］．水利學(xué)報(bào)，2004（10）：48－55．

［14］ 匡尚富．天然壩潰決的泥石流形成機(jī)理及其數(shù)學(xué)模型［J］．泥沙研究，1993（4）：42－57．

［15］ 莊建琦，崔鵬，胡凱衡，等．溝道松散物質(zhì)起動(dòng)形成泥石流實(shí)驗(yàn)研究［J］．四川大學(xué)學(xué)報(bào)：工程科學(xué)版，2010，42（5）：230－236．

［16］ Gordan E G．Critical flow constrains flow hydraulics in mobile－bed streams：a new hypothesis［J］．Water Resources Research，1997，33（2）：349－357．

［17］ Rickenmann D，Weber D，Stepanov B．Erosion by debris flows in field and laboratory experiments［C］∥Rickenmann ＆ Chen（eds）．Proceedings of the 3rd International Conference on Debris－flow Hazards Mitigation：Mechanics，Prediction and Assessment．Rottedam：Millpress，2003：883－894．