北京懷柔7·16暴雨泥石流發育特征與形成機理*

廖立業 曾慶利 袁廣祥

(①華北水利水電大學地球科學與工程學院，鄭州 450046，中國)(②中國科學院大學地球與行星科學學院，北京 100049，中國)

0 引 言

泥石流是山區溝谷中常見的飽含大量泥砂塊石和巨礫的固液兩相流體在重力作用下沿溝坡運動的一種自然災變過程與現象(Iverson， 1997； 康志成等， 2004)。我國大陸山地面積占國土總面積的2/3以上，特殊的地質環境、地貌組合與復雜多樣的氣候條件，使我國成為世界上泥石流最發育、分布最廣、危害最嚴重的國家之一(杜榕桓等， 1995)。研究表明，泥石流形成的自然因素可分為基本因素和激發因素兩大類(譚萬沛， 1996)。前者是內因，包括地形地貌、地層巖性、地質構造等地質環境因素，后者是外因，包括降雨、冰雪融水、地震、火山爆發等外動力因素。然而，隨著人口的急劇增長和不適度的山區開發建設，人類工程活動也成為泥石流發展惡化的重要因素(崔鵬， 2009)。開展泥石流危險性評估與風險管理、監測預警和綜合治理是泥石流減災防災的有效方法(劉希林， 2000； 崔鵬， 2009)。其中，泥石流綜合治理技術主要從泥石流形成的基本條件著手，包括控制水源的治水工程、控制土石源的治土工程及排導工程三類(陳洪凱等， 2008)。

北京山地、丘陵面積占全市總面積的62%，泥石流是北京山區最常見、最嚴重的山地災害。2000年左右的調查數據表明，北京山區7個區縣61個鄉鎮共發育泥石流溝705條(謝洪等， 2001)， 2010年泥石流普查后增加到797條，懷柔和密云區占比均列各區縣前兩位(圖1)。前人對北京山區泥石流開展了大量的調查和研究工作，取得了豐碩成果。張春山(1995)選用泥石流一次最大沖出量作為主導指標，溝谷縱坡等9個因素作為關聯因子，對北京西部和北部山區的12條溝谷進行了危險性評價研究。謝洪等(2004)對北京山區705條泥石流按照地貌形態、暴發規模、流體性質、發育階段、危害程度、活動頻率及與人類活動關系等7個方面進行了系統的分類； 并認為這些泥石流絕大多數是暴雨誘發的稀性泥石流。王海芝(2008a)基于歷史資料研究了北京山區的泥石流臨界雨量。吳正華(2001)、涂劍等(2017)分析了北京山區暴雨泥石流災害的暴雨時空分布特征和激發雨量特征。

圖1 北京山區各區縣泥石流溝發育情況

2018年7月15日20時至17日夜間，北京地區普降大到暴雨，局部地區出現特大暴雨，暴雨中心懷柔、密云交界的云蒙山區暴發山洪泥石流，造成嚴重財產損失。本文基于泥石流暴發前后高清衛星影像解譯和現場調查，從泥石流溝所在區域的地質環境、物源特征、降雨激發條件等方面對懷柔7·16暴雨泥石流的發育特征及形成機理進行研究，以期為該地區暴雨山洪泥石流監測預警提供參考。

1 區域地質環境及泥石流災害發育史

1.1 區域地質環境

云蒙山地區位于北京市懷柔、密云兩區交界的北部山區，屬燕山山脈。山區地形整體上自西北向東南傾斜，最高點云蒙山海拔1414m，地形切割強烈，屬中等侵蝕山區。以G111國道分水嶺隧道為界，研究區南側發育牤牛河，北側發育白河。白河經琉璃廟向東于石城鎮匯入密云水庫(海拔143m)； S310省道自西向東沿白河蜿蜒展布。區域內以發育花崗巖地貌和變質核雜巖構造為特征，主要出露有晚侏羅世-早白堊世巖體，巖性主要為閃長巖、花崗閃長巖和花崗巖(圖2)。云蒙山區的擠壓-伸展體系由云蒙山推覆體(四合堂韌性剪切帶)、大水峪韌性剪切帶、云蒙山背形構造、崎峰茶滑脫帶、河防口低角正斷層等組成(朱大崗等， 2000)，具有變質核雜巖和花崗巖穹窿構造的雙重特征。該區域燕山晚期的構造和巖漿活動非常強烈，第四紀以來的長期剝蝕和風化則使得巖石比較破碎。

圖2 云蒙山地區區域地質簡圖(據陳印等(2018)修改)

研究區屬溫帶半干旱大陸性季風氣候，年平均氣溫9～9.5℃，區域多年平均年降水量511mm，汛期為每年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現(李君， 2015)。

1.2 災害發育史

泥石流是北京山區主要的突發性地質災害。據不完全災情資料統計，北京地區自1950年以來發生較大規模的山洪泥石流災害19次(圖2，表1)，造成500多人死亡，近萬間房屋被沖毀，財產損失達數十億元(吳正華， 2001； 涂劍等， 2017； 張熠昕等， 2018)。20世紀50年代泥石流集中發生在門頭溝、房山等西山地區，之后則主要發生在密云、懷柔等軍都山地區(表1)。數據表明，北京懷柔、密云所在的軍都山地區平均2～3a就會發生1次泥石流災害，而平均3～4a就會發生1次危害嚴重的泥石流災害，且近年來日趨頻繁。目前，在軍都山泥石流災害重點區，多年來持續開展小流域泥石流災害治理，修建漿砌石谷坊、攔砂壩、擋土墻等工程。2017年底竣工的琉璃廟鎮孫胡溝泥石流治理工程還設置了雨量計、泥位計、聲波儀、視頻等泥石流監測預警裝置。

表1 北京地區1950年以來泥石流災害統計表

2 懷柔 7·16 泥石流發育特征

2.1 泥石流發育特征

調查發現，沿國道G111長約20km內發育有泥石流溝數十條，其中懷柔7·16暴雨泥石流主要集中于國道G111東側的云蒙山區(圖3)，主要泥石流溝流域地貌特征見表2。其流域面積、溝道長度、溝床坡降和邊坡坡度均集中在北京山區泥石流溝高易發頻段內(王海芝， 2008b)。

圖3 2018年云蒙山區主要泥石流災害分布圖

表2 泥石流溝流域地貌特征

現場調查訪問、文獻資料收集和相關新聞報道表明，每年汛期表2中的大部分溝谷都會發生規模不等的山洪泥石流災害，嚴重威脅到溝口兩側居民區及公路橋基、路基等基礎設施。這里以七道溝和梧桐豪兩條典型溝谷泥石流進行詳細介紹(圖4)。

圖4 七道溝和梧桐豪泥石流溝三維遙感影像

(1)七道溝位于云蒙山景區內， 2018年7月16日暴發泥石流。該泥石流溝流域面積5.51km2，溝道長度4.01km，溝床坡降123‰，邊坡坡度31.5°。通過對比災害前后衛星影像發現，溝床上游并沒有明顯的滑坡或崩塌痕跡； 在深入主溝約3km后，溝床堆積物才開始出現沖刷痕跡以及溝床擴大現象(圖5a)。現場調查發現，長達3km的主溝床內廣布次圓狀及次棱角狀塊石、礫石(粒徑一般為0.5～1.5m)，并夾雜著樹干和灌木等，沿溝床修建的景區混凝土道路也被泥石流嚴重損毀。

圖5 典型泥石流溝縱剖面圖

此外，溝床中游和下游兩處老泥石流堆積體在此次災害中側蝕垮塌。其中，中游P3斷面處垮塌體長43.5m，寬1～5m，高7～9m，方量約1000～1100m3(圖6a)，下游溝口P1斷面處岸坡因側蝕而后退約10m，嚴重威脅到溝口附近居民區安全(圖6b)。在主溝中下游右側岸坡還發育兩處小型淺表層滑坡，合計約230m3(圖7)。另外，對主溝中游一處被泥石流沖毀的蓄水池及小型磚房的測量表明，泥石流過流斷面(P2)高出池底約2.1m，池中堆積著大量沖淤而來的塊石，磚房中淤積有泥砂及灌叢枝條(圖8)。

圖6 7·16 泥石流中側蝕垮塌的岸坡

圖7 7·16 泥石流溝道岸坡中發育的淺層滑坡

圖8 斷面P2處泥石流沖毀的水池及傾斜磚房

(2)梧桐豪溝位于七道溝北側，由南北兩條支溝交匯而成(圖4，圖5b)。該溝流域面積2.96km2，主溝道長度3.37km，溝床坡降115‰，邊坡坡度24.7°。通過對比災害前后衛星影像發現，北側支溝上游沒有明顯的滑坡或崩塌痕跡，僅在距離交匯處約600m下游段，溝床堆積物才開始出現沖刷痕跡。南側支溝在泥石流暴發前，溝床內及兩岸植被茂密，但泥石流暴發后，植被大部分因泥石流沖刷毀損而裸露。

現場調查表明，南側支溝泥石流的破壞能力非常強大，溝床內許多樹木被連根拔起，直徑0.5～2m的塊石遍布于溝床； 中下游溝床內布置的3座攔砂壩被沖毀，簡易土石路及其岸坡也全部被沖毀。主溝口兩支溝交匯處有一內徑1.2m、長約10m的管涵被淤塞， 兩座攔沙壩被沖毀，約420m排導槽毀損。其中，從南側支溝中游的一條次級小沖溝下泄的水流強烈沖蝕簡易土石路，使之成為一條長70m、寬3.4～5.1m，深1.2～1.8m的侵蝕溝(圖9)。

圖9 梧桐豪溝中游土石路被泥石流強烈沖蝕成溝

2.2 泥石流物質組成及參數估算

2.2.1 泥石流物質組成

災后現場調查及采樣分析表明(表3)，泥石流溝堆積物主要有花崗巖塊石、碎石、粗砂及少量砂質黏土組成。顆粒粒徑小于10mm的比例都在50%以上(其中梧桐豪和七道溝在60%以上)，小于0.075mm的粉黏粒占0.52%，采自老泥石流堆積體的樣品中粉黏粒也僅占1.4%。這表明梧桐豪溝泥石流主要由塊石和粗砂組成的稀性泥石流。

表3 泥石流固體物質粒徑分布

2.2.2 泥石流容重、流速、流量等參數確定

容重、流速、流量等是確定泥石流性質與運動特征的基本參數。前述顆分試驗表明，七道溝和梧桐豪暴雨泥石流的流體為黏粒含量極少的水石流，可采用形態調查法和現場調查試驗來綜合確定兩溝泥石流流體容重分別為1340kg·m-3、1310kg·m-3。

彎道超高法和曼寧公式是目前常用的兩種災后估算泥石流流速的方法(Prochaska et al.，2008)。參考北京市政設計院推薦的基于曼寧公式修正的北京地區經驗公式以及日本水山高久的稀性泥石流彎道超高公式，分別計算出泥石流流速(表4)。

表4 通過經驗公式估算的泥石流流速

計算結果表明，梧桐豪溝泥石流的流速要小于七道溝，這可能主要與后者流域面積大，匯水量多，而且溝床坡降大有關。對于七道溝泥石流而言，基于前述兩種方法的泥石流流速計算結果相差不大，可相互驗證。同時，由于斷面P3處于流通區一狹窄段的出口處，而斷面P2處地勢比較平緩，雖然過流斷面寬度基本相同，但前者流速明顯大于后者。

估算泥石流流速后，根據現場采用泥痕調查法所獲得的斷面面積，可利用公式Qc=Wc·Vc來計算泥石流斷面峰值流量，得到梧桐豪和七道溝泥石流Qc分別為132.6m3·s-1和156.5m3·s-1。

3 泥石流形成機理分析

3.1 溝床中充足的物源條件

通過對泥石流物質來源的調查和分析，認為區內泥石流固體物源主要來自溝床內前期泥石流堆積體，其次是岸坡側蝕垮塌體、坡積物及人工開挖簡易道路的工程棄渣等4種類型。

(1)溝床堆積物。新生代以來本區抬升強烈，基巖裸露，坡陡溝深； 巖體破碎且風化卸荷嚴重，大量松散土石堆積在斜坡和溝床中。其中，斜坡松散砂層厚度達0.3m，而溝道中砂礫石層厚度均在1.5m以上，為泥石流發育提供了充足的松散固體物質。七道溝和梧桐豪溝的北側支溝上游都沒有崩塌滑坡跡象，只在中下游的溝床內才出現明顯的泥石流過流沖刷痕跡，溝床內塊石發生滾動和搬運，這說明泥石流的固體物質主要源自溝床內賦存的松散堆積體。這些堆積體一般堆積時間較短，密實度和固結程度相對較低，加之持續前期降雨及短時強降雨匯聚而成快速洪流，在洪流的揭底輸移作用下，它們很容易失穩并啟動，補給到洪流中而形成泥石流(劉傳正等， 2011)。這種補給來源與2010年舟曲泥石流的物源類似，即后者主要是溝道中賦存的十余次歷史泥石流堆積物(胡凱衡等， 2010)。

(2)岸坡側蝕垮塌體。在泥石流溝床兩側常見有早期泥石流堆積扇體，這些扇體堆積時間較短，質地疏松，在快速洪流的沖刷下極易發生側蝕垮塌。這些垮塌固體物質進而被泥石流裹挾搬運，大大增加了泥石流的容重，同時也增強了泥石流的沖擊能力。在2010年舟曲泥石流中，溝道中老崩塌、滑坡堆積體也受到侵蝕垮塌，成為重要補給來源(余斌等， 2010)。

(3)坡積物。坡積物主要為坡面巖體受風化作用后的碎屑物在重力或水流沖刷攜帶作用下在斜坡的中下部堆積形成的，特別在坡腳處，其厚度可達0.5～2.0m，主要為塊石及砂土填充，結構混雜，穩定性差，在洪水的沖刷下容易失穩，進而補充到泥石流運動中。

(4)工程棄渣。現場調查表明，七道溝及梧桐豪兩條泥石流溝都有明顯人類活動跡象。例如梧桐豪南側支溝上游，因開挖簡易土石道路，大量工程棄渣隨機散落在溝床兩側，人工切坡后也未經支護。在強降雨沖蝕下這些散落棄石失穩，邊坡表層巖土體發生滑塌，松散體與流水混合后形成小型沖溝泥石流，并匯集于主溝，增大主溝內泥沙含量及流量，使主溝溝道內松散體更易于啟動。這也是僅有梧桐豪南側支溝泥石流在上游就能形成的根本原因。

3.2 短歷時強降雨激發條件

降雨資料顯示，懷柔、密云交界的云蒙山區是北京地區暴雨中心之一。6、7月份的多年平均降雨量分別為61.2mm和122.4mm，而2018年這兩個月的降雨量分別為53.7mm和367.8mm，即7月份的降雨量是歷年均值的3倍。同時，在7月16日泥石流暴發之前，區域內每隔3～5d就有一次降雨，持續達半月之久(圖10a)，這種持續的降雨天氣十分不利于坡面松散巖土體的穩定。

圖10 2018年7月懷柔氣象站降雨數據(a)及16日分時降雨數據(b)

尤其在7月16日當天降雨量高達131.04mm，是我國暴雨臨界值50mm/24h的2.6倍，僅次于北京2011年的“6·23”暴雨事件。其中，10： 00～13：00的3h內降雨量達67.27mm，超過暴雨橙色預警臨界值(50mm/3h)，單小時最大雨強高達38mm·h-1(圖10b)。

這次短歷時的極端降雨使地面徑流匯流時間縮短，流域內大量雨水不能快速滲入堆積體內而在地表迅速匯集于主溝內，進而致使溝床洪峰流量陡增。這種快速洪流將促使溝床內堆積物失穩、滾動，卷入到洪流中，進而形成泥石流。因此，極高的日降雨量和短歷時強降雨構成了此次泥石流大規模暴發的主要觸發條件，整體上屬于溝道啟動的水力類泥石流(康志成等， 2004)。

3.3 有利的地形條件

研究區內溝谷源頭靠近分水嶺處，表現出三面環山，一面為急劇收窄的溝谷，這種地形有利于堆積松散碎屑物，也有利于水流的快速匯聚。以七道溝和梧桐豪溝為例，從溝口至分水嶺處，相對高差分別達930m和770m，溝道后緣斜坡陡至30°～33°，溝床源頭大面積強降雨快速匯集在狹窄溝道，能迅速形成洪流，主溝道中上游坡度可達7°～9°，加上局部地形收窄及陡坎等影響，使洪流具有強大的沖擊能力。這些有利的地形條件成為泥石流形成和發展的基本動力。

3.4 泥石流啟動條件

如圖11所示，建立單一塊石在泥石流溝床中的受力模型，主要受重力G、靜摩擦力f、浮力U及水流推力R的共同作用。在某一時刻，隨著上游水流情況的變化，其極限平衡狀態會被打破，塊石啟動并參與到泥石流流動中。

圖11 溝床中塊石受力示意簡圖

重力G可用式(1)表示：

G=LBHγ

(1)

式中：L為塊石的長度；B為塊石的寬度；H為塊石的高度；γ為塊石的重度； 各參數由現場實測確定。

浮力U可根據石塊長度L，寬度B及水流深度h確定，即：

U=γwhLB

(2)

式中：γw為水流的重度； 其他同式(1)。

靜摩擦力f，主要考慮塊石的正壓力N，水流浮力U和摩擦系數μ的影響，即：

f=(N-U)μ

(3)

式(3)中的N為：

N=Gcosθ

(4)

根據受力平衡條件，可得：

f=R+Gsinθ

(5)

利用式(5)可以建立一定水流流量下塊石的受力公式，從而判斷塊石是否處于穩定狀態。白志勇(2001)和白利平(2006)中，首先根據動量定理，推導出了水流推力R的計算公式，并結合一定條件下洪峰流量與降雨量的計算公式，最終建立了在一定集流時間內降雨量與塊石啟動的判別模型，據此可以推算出塊石失穩啟動時的雨強。本文在其基礎上，以假定水流深度h小于塊石高度H條件下塊石失穩啟動，推導出其失穩判別公式如下：

(6)

式中：S為降雨強度/mm·h-1；τ為集流時間(2.0h)；n為暴雨衰減指數(0.71)；c為謝才系數(53.5)；Ψ為洪峰徑流系數(0.2)；F為流域面積(km2)；ρ為流體密度(1000kg·m-3)；J為水力坡度； 其余符號同上。

采用野外實測塊石粒徑進行計算，即七道溝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個塊石，得到塊石失穩啟動時的降雨強度分別約為 11.67mm·h-1、13.04mm·h-1和8.31mm·h-1、8.01mm·h-1，對比觀測站監測到的降雨強度值(圖10b)， 8～13mm·h-1的反分析計算結果是比較保守的。

分析其原因，式(6)的推導主要基于泥石流發生時溝床內單一塊石的受力分析及洪峰流量的計算等，但泥石流暴發時往往不僅是從單一塊石的啟動開始，其中還主要包括溝床內的松散堆積物等，此時就需要考慮松散物質飽和黏聚力與飽和內摩擦角等因素的影響； 此外，受區域內前期降雨的影響及不同地區、流域產流計算模型差異的影響都會影響到泥石流啟動雨強的閾值。因此，在計算泥石流啟動雨強閾值時，這些影響因素都需要進一步研究以提高北京地區泥石流災害預警預報的準確度。

4 泥石流發展趨勢及防治建議

根據該流域內泥石流的發育歷史及對本次災害特點的分析可以得出，研究區的泥石流目前及將來較長一段時間會以低黏性的偏水石流類型暴發，其物源補給更多的來自于泥石流溝床內賦存的松散體以及裸露于河床的松散土石堆積物。

在泥石流啟動暴發上，一方面由于受多次降雨產流的影響，泥石流溝床內的堆積物已經被不同程度的攪動起來，導致其抗剪強度大大降低； 另一方面，在現場調查中發現，溝道中已建攔砂壩、部分塊石堆積體或者低洼地會在雨水匯聚后形成天然堆石壩或小型堰塞體，在強降雨快速產流條件下這些小型堰塞體失穩運動也會降低溝道堆積體的啟動條件。以上兩種顯著的影響因素都會導致更大規模的泥石流暴發。例如，在梧桐豪泥石流溝流通區內分級布置有至少6處的攔擋構筑物，但是在此次的泥石流災害中已全部垮塌潰決失效。

泥石流防治方面，結合該區域泥石流主要以稀性偏水石流的特點，在修筑攔擋設施時應遵循以排為主，以堵為輔的原則，盡可能地使流域內的洪水及時排泄到下游主河道，減小溝床峰值過流流量，降低溝床固體物源的啟動概率，進而縮小泥石流的暴發規模。例如，可以選擇格柵壩中樁林的攔擋形式，既可以通過調整樁與樁之間的間距達到攔截不同粒徑塊石的目的，又可以實現洪水的快速泄流。在修筑排導設施時，可以利用原有溝道形態加以護砌，同時，為了確保泥石流在排導槽內的流通效應和養護維修，槽體底部宜兩端高中間低或彎道處外高內低，這樣既有利于增強排導效果，更有利于集中加固養護。

5 結 論

(1)云蒙山地區7·16災害既不是以水流為主的、單純的山洪災害，也不是傳統的以泥砂石塊涌動為主的泥石流災害，而是在山洪災害基礎上發育而來的一起中大型泥石流災害，與2010年舟曲特大泥石流類似。區域內泥石流堆積物中主要以塊石、砂粒為主，黏粒非常少，表現為以水帶砂的山洪泥石流。

(2)泥石流上游植被覆蓋稠密且不存在坡面巖土體失穩現象，山洪泥石流通常在中游才開始形成。因此，山洪泥石流形成的主要物源來自于溝道內的堆積物，即溝道的揭底輸移。

(3)短歷時強降雨是本次災害事件的主要誘發因素。降雨在狹窄溝谷內匯聚，形成快速運動的巨大山洪，沿途裹挾、沖擊、刮鏟和推移溝道內松散堆積物，進而形成山洪泥石流。

(4)通過對溝床塊石的簡化受力分析，運用動量定理并結合水力學公式，推導了塊石失穩啟動與降雨強度之間的判別公式，得到在連續2h降雨條件下，研究區觸發山洪泥石流的臨界降雨量不低于8～13mm·h-1。