一顆印溝泥石流評價及震后預測

馮文凱,杜 杰,石豫川,陳 倩,魏昌利,李長順

(1.成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室,成都610059;2.中國石化西南油氣分公司工程技術研究院,四川德陽618000;3.四川省地質調查院水工環中心,成都,610031)

一顆印溝位于四川省理縣樸頭鄉,雜谷腦河右岸,距離下游的理縣縣城約6.2 km。地理坐標為:東經 103°13′;北緯 31°41′。溝源海拔約 4 920 m,溝口海拔約1 948 m,最后匯入雜谷腦河,主溝長15.47 km,平均縱坡降192.1‰,總匯水面積47.48 km2,見圖1。調查表明,該溝泥石流活動較頻繁,最近的兩次活動是在2007年7月4日和7月17日凌晨。汶川地震后,該泥石流溝谷中形成大量松散固體物源,沿溝谷兩側分布較為密集,雖然地震后尚未有活動發生,但野外調查物源區溝谷局部形成堰塞,易發生大型潰決型泥石流,因而正確評價該泥石流的流域特征、形成機制及震后的發展趨勢,對泥石流的預測預報具有重要的現實意義。

1 泥石流的形成環境特征

1.1 自然背景特征

一顆印溝流域屬于典型的中高山峽谷區,地形切割較深,溝谷整體形態呈典型的“V”型谷,兩側岸坡陡峭,溝源呈高山雪嶺地貌,自高程2 600 m處出現支溝發育,支溝長度較短且切割較淺,仍處于下切階段。

整個溝谷流域因海拔高差懸殊,地形復雜,氣候差異顯著,具有山地立體型氣候特征,降雨量各月分配不均,降水集中在5-9月,累計達 420.6 mm,占全年降水量的69%,而10月至次年4月降雨量僅189.0 mm,占全年降水量的31%,全年降雨呈雙峰型分布,5-9月是降水高峰期,每年雨季開始和臨近結束有兩次大的降水過程,見圖2。

溝域內植被因受海拔高度、垂直氣候分帶等的綜合影響,具有隨海拔高度而變化的特征;海拔4 000 m到溝源分水嶺段,植被覆蓋率較低,以低矮灌木及草地為主;海拔 4 000 m以下區段,覆蓋率較高(80%),以松樹和雜灌類覆蓋為主,全流域溝底植被覆蓋較差。

圖1 一顆印溝工程地質圖

1.2 地質背景特征

一顆印溝域內出露巖層主要為三疊系中統雜古腦組(T2z)、上統侏倭組(T3zw)和新都橋組(T3xd)地層,以及第四系堆積物,其中三疊系地層主要為淺海相成因,巖性主要為變質砂巖、板巖、結晶灰巖、千枚巖等地層。

在大地構造上,溝域處于金湯弧構造的東翼-薛城-臥龍“S”型構造帶之三岔倒轉向斜中段,東臨北東向九頂山構造帶及茂汶斷裂帶,流域內彎月形次級褶皺較發育,未見大的斷裂構造通過。岸坡基巖主要發育有 3組裂隙:①N60°W/NE ∠85°(層面);②N80°W/SW ∠54°;③ N50°E/SE ∠20°,節理裂隙切割,使巖體完整性大大降低。

圖2 理縣常年降水量分布圖

一顆印溝常年水量較為豐富,主要接受大氣降水補給,由于溝內兩岸邊坡陡峻,不利地表水的滲入,降雨多以地表徑流的形式流入溝中,并最終排入雜谷腦河,部分滲入松散堆積體中形成孔隙水;溝源高山積雪融水也是重要的水源。

1.3 不合理人類活動

人類活動不僅指工程建設(城鎮、工廠、公路、水電、水利等),還包括采礦、采藥、民房、耕種、砍伐等生產、生活活動,這些都會不同程度地加劇泥石流災害的發生。如圖3,在一顆印泥石流溝出現了大量的亂砍亂伐現象這種做法是不合理的又是令人擔憂的。反過來,泥石流災害又對人類工程活動構成危害,這充分說明泥石流災害與人類活動是相互作用的。人類活動對流域地質環境的破壞應引起高度重視[1]。

圖3 人類不合理砍伐造成溝谷兩側岸坡坍塌

2 溝谷特征

一顆印溝流域形態呈典型的“葫蘆”型,溝源地形開闊,物源較為豐富。流域內發育數條小支溝,越靠近支溝后緣切割相對越深,主要分布在右岸;主溝溝谷最寬處可達103 m,主要呈U字型,少數地段呈V字型,最窄處＜5 m;谷坡兩岸基巖裸露,跌坎發育,岸坡坡度在 25°～50°之間。總的來看,該溝具有典型泥石流溝特征,即有明顯的匯水物源區、流通區和堆積區,見圖4。

圖4 一顆印溝(主溝)縱坡降變化

2.1 匯水物源區

該區位于溝谷后緣,高程在3 450 m以上,區內主溝溝谷長約5.81 km,縱坡降161‰,形態較寬緩,匯水面積約25 km2,匯水功能顯著;溝源地形開闊,為常年積雪區,蘊藏著豐富的冰水堆積物,在冰雪融化季節具有同時提供物源及豐富水源的能力;由于該區海拔較高,晝夜溫差大風化嚴重,巖體完整程度差,且植被覆蓋率低,因此,發育較多崩坡積及殘坡積物。總之,該區物源豐富,且有足夠的水動力條件,是泥石流的重要形成區。

2.2 流通區

該區位于高程2 600 m(靠近峽口)以上到3 450 m,長約 4.63 km,溝床坡降較大,平均約185‰,主溝溝谷較為狹窄,總體呈“V”型,溝底寬度一般6 m左右,局部地段呈“一線天”地形,縱坡降達364‰,見圖5;沿溝溝床發育多級跌水,總的來看,該區溝床縱坡降不大,但狹窄的溝床、裸露的基巖以及跌坎,仍對泥石流產生較大的加速作用;同時,狹窄的溝床和急轉彎也易發生堵塞,造成更大的下泄勢能積累。

圖5 流通區典型溝谷形態

2.3 堆積區

該區分布在溝口到溝內高程約2 600 m處,長約5.04 km,溝床縱坡降約125‰,該段溝谷溝底寬40～60 m,總體呈“U”型,溝谷較寬且相對平緩,見圖6,可大大降低到達溝口泥石流的流速和流量,成為泥石流的臨時或永久停積場所,但停積在溝床上的泥石流或洪積物可能成為再次暴發泥石流的補給物源[2]。

經過多期泥石流的疊加,形成了目前的堆積區形態,長達5～6 km,呈倒梯形,即堆積區溝床寬窄交替,見圖7,較老的堆積物平均厚度為1 m,最厚的地方達2 m,物質成分主要為塊碎石夾泥砂,母巖多為砂巖、花崗巖、千枚巖組成,塊碎石含量50%～60%,其中＞20 cm粒徑的塊石含量約40%,碎石含量約30%,泥沙含量約30%。

圖6 典型倒梯形堆積形態

圖7 泥石流淤堵寬緩溝道數公里

2.4 物源特征

一顆印溝物源總體比較豐富,是一個長期積累的過程,由于成因不同,其積累所經歷的時間也不一樣,集中程度也有所差別[3]。因此,物源按成因和集中程度大致可分為以下幾種:

2.4.1 物源區松散崩坡積及冰水堆積物 主要分布于溝源,高程大致3 450 m以上,見圖8,由于受區域上薛城-臥龍“S”型構造帶之三岔倒轉向斜作用影響,巖體完整程度較差,同時由于巖性主要為 T3xd、T3zw變質砂巖、板巖、炭質千枚巖等,巖性本身也較差,加上晝夜溫差較大,進一步加快了巖體的風化破碎,導致該處易積累大量崩坡積物,且多為細粒物質,同時冰雪(川)的消退也積累了一定的冰水堆積物。據統計,該區物源分布面積約 8.9 km2,物源量約2 000萬m3,溝源豐富的物源在強大的水動力作用下,導致泥石流在此形成。

2.4.2 流通區崩坡積及洪積物 流通區溝谷狹窄,物源相對較少,僅局部小的坡面溝谷或支溝在雨季會攜帶少量洪積塊碎石土進入主溝;同時,溝兩側也存在少量的較穩定的崩坡積物,僅坡腳受溝水淘蝕而出現垮塌,見圖9,需要強調的是這部分物源的存在,它不但在遭受沖刷的情況下可以提供物源,同時局部的垮塌雖然方量小,但仍可能堵塞相對較窄的溝谷,從而有可能引起大型泥石流。

圖8 物源主要集中分布區(據遙感影像)

圖9 流通區溝谷兩側物源

2.4.3 堆積區洪積物及泥石流堆積物 由流通區進入堆積區,高程大概2 600 m以下,溝谷開闊,地形較緩但縱坡降仍達125‰,見圖10,快速下泄的泥石流呈帶狀沿途撒開,各段因為地形平緩開闊,又具有一定的縱向展布,呈倒梯型,溝口入江處形成小扇形區。堆積區上的物質較為豐富,集中在溝床及兩岸緩坡平臺之上,溝床兩側堆積物受溝水淘蝕,尤其是洪水的刨蝕作用,能提供較多不穩定物源直接參與到泥石流的形成過程之中,使得泥石流在該區不僅沒有停淤而且有進一步加大的趨勢,這也是2007年相隔13 d連續暴發兩次泥石流的原因。

這些松散固體物質一般不會一次性補給,而是逐步地補給,且該流域松散土物源補給是不連續的。首先是松散土體物源區在地表徑流的作用下大量進入主溝道,這部分物質大部分被溝道徑流帶走,少部分殘留于溝床兩岸,在大暴雨等突發情況下,上游形成的高含沙水流或稀性泥石流對溝岸強烈侵蝕,在行進過程中帶走大部分支溝堆積物,從而加大高含沙水流或泥石流的容重,最終形成更大規模的泥石流,故可以看出本區物源的補給方式中殘坡積物是通過連續補給方式為泥石流提供細顆粒物質,而支溝堆積物則是以大規模的不連續補給方式提供給泥石流[4]。

圖10 堆積區溝床不穩定物源

3 形成機制及發育歷史

3.1 形成機制分析

一顆印溝具備發生泥石流的自然條件,比如:匯水面積大,短期內便可匯集豐富的水量,尤其是后緣較開闊,更利于水量的匯集;溝源物源較豐富,流通區及部分堆積區沿途又可以補充,為泥石流的形成提供了物質基礎;其中流通區狹長彎曲的溝谷加上跌坎發育,不但起到加速作用,同時更易于堵塞,造成更大規模泥石流的發生。這些可從以下現場調查有所體現:

(1)2007年連續兩次發生的泥石流均為黏性泥石流,細粒物質主要為泥砂,由上游向下游塊碎石含量逐漸降低,粒徑逐漸變小。而泥石流發生前,這些細粒物質在峽口以下溝內是沒有的,說明主要來源于溝源。

(2)據上山挖藥的老鄉口述,溝源2007年發生了一次雪崩(推測可能有大量風化碎屑物夾雜),形成大規模的不穩定物源,且多細粒物質。

(3)流通段溝谷狹窄,由泥石流攜帶的大量長大的木料推測,流通段曾發生堵塞;而溝內原來存在于流通區(峽口以上,溝底狹窄)的一6.3 m×3.3 m×3.2 m的巨石被攜帶至堆積區(被搬運了約1 km多的距離),泥石流發生前溝內斷流也說明發生過堵塞,見圖11。

3.2 歷史發育過程

據調查,一顆印溝一般10年左右暴發一次較大的洪流,除2007年暴發大規模泥石流外,該溝曾于1944年(距今65年)發生過一次類似2007年發生的大型泥石流,而1984年、1996年又先后發生過兩次相對較小的泥石流。

2007年7月4日,據老鄉回憶,泥石流發生前溝內出現斷流(持續時間約1 h),當時溝水慢慢變混,呈泥漿狀,而后溝水變稠且水中漂浮較多的枯木枝等雜物,整個泥石流過程中聽見“咯咯”的石塊碰撞響聲,流速緩慢,泥石流過后溝床形態面目全非,時隔13 d,即7月17日凌晨,該溝再次暴發相同規模的泥石流,泥石流造成溝內一小型水電站正在施工的4#引水隧洞完全填塞,施工場地及臨時搭建的工棚受損,還未完工的攔水閘幾乎完全被毀,溝內流水改道,見圖12,同時,泥石流還沖毀淤埋了下游段寬緩溝道兩側的部分農田,給當地農民造成了較大的經濟損失。泥石流沖到溝口,堵塞了雜谷腦河約半小時,壅水高達6 m。

圖11 泥石流攜帶的巨石(6.3 m×3.3 m×3.2 m)

圖12 泥石流沖毀攔水閘

4 地震后溝谷情況

“5?12”汶川大地震造成流域內大量坡體穩定性降低,地表結構破壞,土體松動,形成大量固體松散物質堆積于山坡及溝道中,為泥石流的發育與形成提供了必要的條件。

(1)堆積區:地震發生后,堆積區也新增了一些崩坡積物,局部堆于溝內,見圖13;震后堆積區溝谷相對較為狹窄地段出現小規模坍塌,直接以穩定坡角緊鄰溝道堆積,這些震后形成的松散固體物質一方面迫使溝水改道,另一方面,直接提供物源,極大延長泥石流過程時間。

(2)流通區:相對狹窄的流通區表現出多處犬牙交錯的小型崩塌堆積物,對流水起到阻隔作用,極端情況下將會產生小規模堵塞,直接影響到震后泥石流的暴發規模,見圖 14。

在“5?12”地震發生后,這里出現了歷時約半個小時的斷流。斷流前水流速度是1.8 m/s左右,斷水方量約為1.6萬m3。野外調訪資料表明,一顆印溝后緣物源區-流通區段,有3處大型堵塞,處于后緣的跳水巖溝、正溝、石板蓬溝三條物源區支溝匯合區下游段,形成三個堰塞壩,堰塞湖水深3～4 m,壩高大于10 m。另外,石板蓬溝垮塌得最為嚴重,物源最為豐富。

圖13 震后堆積區溝谷岸坡松散坡體垮塌

圖14 震后流通區溝谷岸坡坡體失穩后垮塌

(3)物源區:根據物源區-流通區堰塞壩的形成推測,地震后物源區可能存在冰水堆積物、風化巖體的崩塌現象,固體物質極為豐富。由于震后降雨量相對較小,不足于引起大量堆積體的失穩啟動,但正如丹巴邛山溝暴發的大規模泥石流,在持續降雨作用下,失穩坡體達到飽和狀態后,在強暴雨誘發作用下,失穩坡體呈碎屑流形式匯入主溝內,可產生大規模的泥石流。

5 地震前后預測

5.1 地震前后易發程度判斷

地震前,在對泥石流溝谷綜合特征分析的基礎上,對一顆印溝天然狀況下諸因素打分(95分),綜合評價該溝屬于易發泥石流溝[5]。

震后溝谷新增較多松散堆積物,且直接作用在溝道兩側,直接參與泥石流的形成,這在泥石流易發程度評價因素中增加較大分值,即產砂區所占比例增大,因而震后其易發程度可能由易發向極易發轉變。

5.2 發生頻率判斷

一顆印溝于1944年發生過一次類似2007年發生的大型泥石流,而1984年、1996年又先后發生過兩次相對較小的泥石流。由此推斷,該溝發生大型泥石流的周期是50～60 a,而小型泥石流的周期大概8～12 a,屬于II2類低頻降雨+冰雪融水型溝谷泥石流[6]。

由于全球氣候變暖,冰雪消退,巖體的風化速度加快,一定程度上將使后緣物源積累時間縮短,泥石流的發生概率可能有所提高。特別在“5?12”地震后,物源區出現一些崩塌及堰塞,變得很不穩定,遇強降雨則極易頻繁發生小規模的泥石流,甚至發生潰決型大型泥石流,其發生頻率較震前有所增大[7]。

5.3 泥石流所處發展階段判別

一顆印溝流域的降雨量、降雨類型、雨強和暴雨頻率不變,因此誘發泥石流的外動力條件沒有改變,泥石流暴發的基本規律不會發生改變。

根據訪問和調查,一顆印溝在歷史上共暴發過兩次較大規模的泥石流,其泥石流的形成主要和其流域的地形地貌以及氣候有關;松散的物體較為豐富,局域的集中降雨是泥石流形成的關鍵因素;同時,溝域內人類活動相對較強,對生態環境的影響主要表現在任意砍伐,加之“5?12”汶川地震導致溝內地質環境進一步脆弱,為不良地質現象的發育提供了條件[8],綜合判定,震后一顆印溝轉變為發展期。

5.4 泥石流活動強度及規模判別

5.4.1 泥石流活動強度 泥石流的活動強度可以通過一些流域背景條件進行判別,如堆積扇的規模和特征、降水強度、固體松散物質的儲量。通過對一顆印溝的調查表明,該溝內松散固體物質的堆積量大,堆積扇規模較大,主河河型的變化微彎,泥砂補給長度比＞60%,綜合以上實際情況進行分析,一顆印溝泥石流的活動強度屬于強類型;震后溝內松散固體物源量增多,尤其是不穩定物源的增加,導致震后其活動強度將有所增強。

5.4.2 泥石流暴發規模 一般而言,要產生泥石流必須使得土體達到一定的含水量,而間接前期降雨和直接前期降雨正是通過使土體含水量增加,抗剪強度減小,改變土體穩定狀態,從而對泥石流的形成起作用,如2003年7月11日四川丹巴縣邛山溝發生的特大泥石流,正是由于前期連續的降雨導致土體基本達到飽和狀,在后期的暴雨作用下形成了特大型泥石流,造成了極大的危害[9]。

對于一顆印溝,“5?12”地震致使后緣古冰川堆積物垮塌,兩側谷坡物源震裂,變形嚴重,局部垮塌形成堰塞。但震后至今還未暴發大規模泥石流,主要是受前期降雨強度的限制。另外,從流域內物源分布情況及溝谷內可能存在的堵塞來分析,溝內可參與泥石流形成的物源正在富集,尤其是細粒物質;同樣受地震的影響,流通區存在堵塞,尤其是犬牙交錯性質的小規模堵塞,形成涌水,在后續溝水持續作用下潰決,將形成大規模的泥石流。

理論計算表明,地震前,一顆印溝泥石流峰值流量為163.92 m3/s,震后溝內極易產生堵塞,阻塞系數根據實際情況相應提高,計算泥石流峰值流量為372.56 m3/s,可以看出,震后一顆印溝暴發泥石流規模,原因就在于溝內存在豐富的松散物源,同時存在堵塞的可能性,一旦形成潰決型泥石流,一顆印溝泥石流的規模及危害性將遠遠超過地震前的規模。

6 結論

(1)一顆印泥石流溝具有匯水面積大,溝內松散物源豐富的特點,歷史上曾經暴發過多次大規模泥石流,泥石流對溝下游居民及水電建設構成較大威脅。

(2)通過對泥石流溝流域特征的分析,尤其是針對三區特征的調查分析,一顆印泥石流溝具有典型泥石流溝的特征,具備暴發泥石流的三大條件。

(3)汶川地震造成溝內松散物源增多,尤其是直接參與到泥石流形成的物源,溝內局部地段形成堰塞,震后易發生潰決型泥石流。

(4)震后泥石流溝危險性增大,主要體現在:泥石流易發程度判斷震后由易發-極易發轉變;發生頻率較之震前有所增大,形成頻繁發生的小型泥石流;震后泥石流溝處于發展期,地震導致溝谷向衰退期轉變時間加長;震后泥石流活動強度將有所增強。

(5)地震之后,一顆印溝未曾暴發泥石流,這主要受震后降雨強度的限制,而實際上泥石流溝內聚集大量的松散固體物源,多以細粒物質出現,在合適的雨強或冰雪融水作用下,加上溝內局部堵塞,極易暴發規模較大的潰決型泥石流。

綜上分析推測,一顆印溝泥石流將在今后較長一段時間內處于強烈活躍期,泥石流暴發規模和頻率將顯著增加,危害災區人民生命財產安全,特別是村莊、道路、水利水電工程和農田等。

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