龍川縣米貝村1#泥石流災害特征與運動過程

賈邦中, 吳義鷹,2,3, 馮文凱, 白慧林, 薛正海, 趙家琛

(1.廣東省有色礦山地質災害防治中心, 廣州 510062; 2.自然資源部丘陵山地地質災害防治重點實驗室, 福州 350002; 3.福建省地質災害重點實驗室, 福州 350002; 4.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)

從區域地質環境來看,中國東南沿海諸省(廣東、福建、浙江等)處在太平洋板塊與歐亞大陸板塊交界帶,以低山丘陵地貌為主,加之早期構造運動影響,花崗巖地層廣泛分布。因瀕臨太平洋,亞熱帶季風氣候下臺風或對流天氣產生的強降雨、極端降雨現象頻繁,進而誘發大量滑坡、泥石流災害,居民生命財產遭受巨大損傷[1-3]。2010年廣西玉林市容縣、岑溪市接壤區出現300 mm的強降雨,形成的泥石流災害造成近50人死亡、上億經濟損失[4]。2015年,浙江溫州市艾“蘇迪羅”臺風影響下形成洪水、滑坡、泥石流災害,造成4人死亡、1人失蹤[5]。2019年福建三明市后山發生群發型泥石流,造成溝道堵塞、城市內澇、交通癱瘓[6]。在近十年內,東南沿海地區的降雨型泥石流災害頻頻發生[7-8],在造成嚴重破壞的同時,也凸顯出在如此地理環境下泥石流災害研究工作的重要性。

由于東南沿海地區以低山丘陵地貌為主,加之短時強降雨的影響,這一地區的泥石流災害與西部山區泥石流具有明顯差異,其表現出溝道短、規模小、爆發性強的典型特征[9-11]。在強降雨過程中,降雨強度遠大于覆蓋層滲透系數,導致降雨大部分形成地表徑流,一旦斜坡淺表層飽水后發生失穩破壞,匯集的地表水將攜帶滑坡松散物質再次運動,進而轉化為泥石流災害[12-13]。因而在東南沿海地區,強降雨作用下發生的群發型滑坡、泥石流災害往往是同時發生,或構成滑坡-泥石流鏈生災害[14-16]。在研究過程中,物理模擬、數值模擬是研究泥石流災害常用的技術手段,不僅能夠還原泥石流運動特征,并且能夠監測獲取泥石流運動過程中流速、矢量路徑參數等數據[17-18]。陳洪凱等[19]采用相似比建立泥石流試驗模型,發現泥石流具有陣流特征,間隔時間約10 s;胡佳武等[20]通過現場調查與室內計算獲得了克枯溝泥石流相關力學參數,運用CFX軟件對泥石流的運動過程進行模擬,得出泥石流的速度分布場與危害范圍;趙崢等[21]將現場調查所得到的降雨量與重度等參數,在Fluent軟件中進行泥石流運動發展的模擬,得到了泥石流流速分布,并對危害范圍做出分析。此外,采用FLO-2D模型對泥石流運動過程、堆積范圍進行動態評價也是常用的方法,并且在眾多研究中取得良好的效果[22-23]。綜合來看,在這種短溝道、強匯水條件下,泥石流災害突發性很強,其運動過程中具有較大的能量,會導致溝口居民房屋、道路、農田遭受沖擊損毀或嚴重淤積[24]。因而對低山丘陵地形環境下的強降雨型泥石流運動特征的研究對災害防治與預警工作具有推動作用。

在2019年6月10—13日,廣東省龍川縣境內出現持續性強降雨,導致全縣發生大量滑坡、泥石流災害,并形成以貝嶺鎮米貝村為代表的多個重災區。從災后詳細調查可知,貝嶺鎮米貝村多條溝道發生泥石流災害,在相似的地形環境下,泥石流災害特征表現出相似性,其中1#泥石流造成的影響最大,也是災后重點防治對象。現以貝嶺鎮米貝村1#泥石流為研究對象,在前期精細化調查的基礎上,掌握泥石流災害特征,并采用Fluent軟件系統對泥石流運動特征展開研究。以期還原泥石流形成演化過程,深入認識低山丘陵地貌環境下泥石流災害的運動特征,同時掌握泥石流運動過程中動力參數的變化,為泥石流災害防治提供重要參考,也為未來區域氣象預警研究提供指導。

1 研究區地質環境條件

龍川縣位于廣東省東北部,隸屬于河源市,研究對象(1#泥石流)位于龍川縣貝嶺鎮米貝村,溝口地理坐標為115°19′6.09″N、24°38′55.30″E。根據區域地質環境資料,龍川縣貝嶺鎮米貝村以低山丘陵地貌為主,以米貝河為界將米貝村分為南北兩塊,由北向南逐漸由低山向丘陵地貌過渡,整體呈現為南北高、中間低的起伏特征。米貝河屬于東江二級支流,河道寬5～8 m,長約4.1 km,雨季流量大、旱季流量小,是當地灌溉主要用水。區域內無斷層、褶皺等地質構造,地震烈度為Ⅵ度,地震加速度0.05g,其中g為重力加速度,地震動反映譜特征周期為0.35 s。在研究區以外的上坪鎮、麻布崗鎮、巖鎮一線的南北帶發育有大量小型斷層,距離研究區相對較遠,從以往地質評價資料來看,地質構造對巖土體的影響較弱。區域地質環境特征見圖1。

圖1 研究區地理位置與地質構造特征Fig.1 Geographical location and geological structure characteristics of the study area

整個米貝村地層巖性單一,下伏基巖均為下古生帶混合花崗巖(Pz1),節理裂隙較為發育,并且在長期濕熱氣候環境下風化作用強烈,進而形成廣泛分布的花崗巖風化殘積土層。由坡表向下形成花崗巖殘積土層、全風化層、中強風化層構成的風化結構最為常見。如圖2所示,花崗巖殘積土呈紅褐色、深黃褐色,土體結構較松散,以砂粒為主,表面可見細微裂隙,含少量0.5～1 mm石英顆粒,土質較均勻,天然密度為1.6 g/cm3,天然含水率為18.9%,不具備原巖結構和外貌特征。全風化層與殘積層形成顯著差異,其主要表現出顏色偏淡的淺黃褐色。在地形、風化程度等因素影響下,米貝村地區花崗巖風化殘積層厚度一般可達幾米,地勢低凹處可達十幾米,而接近山脊處或局部坡段厚度一般在1 m以內。由于廣東省臨近太平洋,區域上以亞熱帶季風氣候為主,歷年臺風或強對流天氣突出,強降雨或極端暴雨現象也就格外頻繁。龍川縣往年年均降雨量為1 496.91 mm,豐水年達2 550.6 mm(2016年),枯水年為1 019.5 mm(2011年),降雨主要集中在每年3月下旬—9月下旬的雨季,占全年雨量75%左右,集中降雨期發生地災數量占地災總數的95.79%,強降雨期與地質災害高發期具有較強的相關性。2019年6月10—13日,龍川縣境內再次出現持續性強降雨,累計降雨量超過260 mm,最大小時降雨量接近50 mm(圖3),此次降雨導致龍川縣發育大量滑坡、泥石流災害,并且形成以貝嶺鎮米貝村為代表的多個重災區。經災害統計,貝嶺鎮米貝村受災害影響道路被損毀7.2 km,農田被掩埋約3.2 km2,直接損毀房屋4間,受災害影響房屋50余間,直接經濟損失高達1.2億元。

圖2 花崗巖殘積土、全風化層特征Fig.2 Characteristics of granite residual soil and completely weathered layer

圖3 2019年6月10—13日降雨數據Fig.3 Rainfall data from June 10 to 13, 2019

2 泥石流災害特征及成災機理

米貝村重災區屬于低山丘陵地貌,在此次持續性強降雨作用下發生數百處滑坡災害,發生于溝道內的滑坡形成大量松散堆積物。持續強降雨過程中地表水不斷形成,流量逐漸增大,進而導致松散物質被攜帶、搬運,演化成泥石流災害。從災后現場詳細調查得知,米貝村重災區共發育7條泥石流:1#～7#,如圖4所示,分布于米貝河兩側,受地形環境影響,泥石流均表現出溝道短、規模小的特征。由于短歷時強降雨下泥石流具有較強的爆發力,在沖出溝口時仍然具有很大的沖擊力,因而給溝口出村民房屋、道路、農田、河道等造成嚴重的淤積、破壞。

圖4 米貝村重災區災后遙感影像Fig.4 Post disaster remote sensing image of Mibei Village

貝嶺鎮米貝村1#泥石流溝位于米貝村最東部,溝口位于米貝河米貝村段北部140 m,其平面形態為不規則長條形,地勢西北高東南低,泥石流從溝口沖出后最終堆積至東南邊為米貝河。溝長約515 m,流域面積約為0.06 km2,海拔高程300～440 m,相對高差140 m,溝道平均縱比降為272‰,溝谷斷面呈“U”形,兩側斜坡坡度可達40°～60°,具有較好的匯水條件。根據現場調查確定的泥石流的形成條件及運移堆積過程特征,將溝道劃分為物源區、流通區和堆積區,泥石流全貌特征見圖5。

圖5 泥石流災害全貌影像(2019年6月)Fig.5 Panoramic image of debris flow disaster(June 2019)

2.1 物源區

物源區位于溝源斜坡區,因強降雨作用發生斜坡失穩破壞,失穩后的松散物質構成了泥石流的主要物源。如圖5所示,滑坡區呈現不規則邊界特征,主滑方向為163°,滑坡前緣剪出口高程380 m,后緣邊界高程440 m,高程可達60 m。經實地調查測量(圖6),滑坡區地形坡度可達55°,由后緣至前緣逐漸減緩;滑坡后緣邊界寬,前緣剪出口窄,呈現漏斗狀特征,平均寬度約85 m,斜長140 m,滑體厚度為0.5～2.5 m,總方量可達2.38×104m3。該區植被極為茂盛,災害發生前坡面植被覆蓋率接近100%,幾乎無人類活動。

圖6 滑坡區變形破壞特征Fig.6 Deformation and failure characteristics of landslide area

原始斜坡物質在失穩滑動中不斷與坡體發生互相剪切,造成土體破碎解體。滑坡主要發生于斜坡殘積層內,局部切入全風化層,滑坡體物質以殘積黏性土為主,呈紫紅色或黃褐色,在運動過程中混入坡表崩落或殘留的塊碎石、植物殘骸,進而造成堆積物成分復雜,殘留堆積物特征見圖7。碎石含量20%～40%,碎塊石成分以全-強風化花崗巖為主,呈紅褐色,直徑0.5～3 cm,土石比8∶2～6∶4。

圖7 滑坡殘留的松散堆積物特征Fig.7 Characteristics of landslide residual deposits

2.2 流通區

由物源區往下為主溝道,流動方向具有小幅度變化,滑坡失穩后形成的泥石流物質沿溝道持續運動,至溝口處開始產生堆積。整個流通區長約210 m,處于305～380 m高程范圍內,平均縱比降242‰,溝底寬度大于10 m,最寬可達30 m。在泥石流運動過程中,流體物質對溝道底部刮鏟嚴重,早期堆積在溝底的松散物質被高速的泥石流流體沖擊刮鏟而起,并混合在泥石流流體中充當為新的泥石流物源,泥石流流體的物源量得到大量補充。災害發生后,調查可見泥石流侵蝕后揭露的基巖,在泥石流運動后溝道斷面呈現寬闊的“U”形斷面,順溝道具有多級基巖小階坎,見圖8。

圖8 流通區溝道斷面特征Fig.8 Characteristics of channel section in circulation area

溝道兩側斜坡較陡,坡度一般大于40°,局部可達60°,由于溝道存在轉向,在溝道中下段的拐彎處,泥石流對凹岸形成強烈側向侵蝕破壞,造成溝道右側斜坡破壞區高度遠大于左側。此外,由于當地植被茂盛,泥石流過后破壞區內殘存大量植物殘骸,并且順泥石流運動方向排列,而泥石流侵蝕破壞的斜坡區則呈現出光壁特征,見圖9。

圖9 泥石流溝右側斜坡侵蝕破壞特征Fig.9 Erosion and failure characteristics of the right slope of debris flow gully

2.3 堆積區

從災后調查結果可知,泥石流災害發生過程中有較大方量物質沖出溝口,由于溝口處地形較為平緩,并且居民房屋較多,泥石流在低緩地形條件下,同時受到房屋阻擋,流速急劇下降而堆積下來。整個堆積體分布于溝口至米貝河段,由溝口向外呈典型扇狀堆積特征,扇形的完整度為90%,扇長85 m,平均寬120 m,扇角90°,面積約8 000 m2,高程范圍300～305 m。泥石流堆積物主要為粉質黏土夾碎石,以細粒組分為主,黃褐色,調查過程中呈稍濕狀態,過水溝道內土體處于飽水狀態;碎石多為中-強風化花崗巖,棱角狀-次棱角狀,含量不足20%,粒徑一般為3～5 cm,少數可達10 cm及以上;此外,堆積體表層有含有大量植物殘骸。

由于溝口地形坡度較緩,是當地村民建房、耕種的主要場址,大量泥石流物質流出后造成大面積農田被掩埋,并且仍有部分泥石流物質進入米貝河,也導致河道遭受不同程度的堵塞。從調查得知,當地居民房屋修建靠近溝口,幾乎正對溝口,對泥石流的運動造成嚴重阻礙。泥石流在剛沖出溝口時仍然具有較大的動能,對近溝口處房屋造成較大的沖擊,從而導致溝口正前方房屋主體結構損毀,之后泥石流向多個方向發展擴散,寬緩地形也促使泥石流流速快速下降,物質分散,堆積體厚度逐漸減小。經測量,溝口處泥線高度約1.8 m,堆積區外圍堆積體厚度約0.5 m,見圖10。

圖10 泥線高度及堆積厚度Fig.10 Mud line height and stacking thickness

2.4 泥石流成災機理

從對米貝村1#泥石流的調查結果來看,該泥石流災害的形成受地形條件、物源條件、水源條件綜合控制。溝源斜坡在強降雨作用下大量雨水入滲,受降雨強度與土體滲透系數的差異影響,在斜坡淺表層逐漸形成暫態飽和區,體積含水率的增長必然導致花崗巖殘積土抗剪強度的衰減,從而導致斜坡穩定性不斷降低直至發生滑動破壞[23]。在滑坡發生初始時,滑坡松散堆積物雖具有較高的含水率,但堆積體尚不具有流動性,其堆積于“漏斗狀”地形口處,堆積體內夾雜大量植物根莖殘骸。隨著降雨的持續影響,大量雨水轉為地表水,地表匯水量不斷增大,攜帶搬運能力也將逐漸增強,進而導致松散的滑坡堆積物開始向流態化轉變,加之滑坡堆積體所處的位置具有較大的重力勢能,從而為泥石流的啟動提供能量。

當泥石流形成后,其在運動過程中的侵蝕破壞作用得以充分體現,對溝道凹岸斜坡進行側向侵蝕,增大斜坡臨空面,除直接侵蝕物源外,侵蝕后斜坡的牽引垮塌破壞,也將二次補給泥石流物源。此外,溝道內的松散堆積物在泥石流發生過程中也將再次啟動,從而呈現出泥石流過后的新鮮基巖揭露面,最終在溝口地勢平坦處堆積。在整個過程中,災害表現出滑坡向泥石流逐漸轉化的鏈生特征,溝道地形為泥石流的形成提供勢能,降雨是泥石流形成演化的誘發因素,也是泥石流發展中地表匯水的源頭,而滑坡型物源則是中間產物,其與斜坡巖土體性質密切相關,是強降雨造成的結果,但也構成泥石流物源[16]。

3 基于Fluent的運動特征研究

3.1 模型構建

泥石流運動過程中涉及計算流體動力學,采用智能計算與流體力學理論相結合,可對各種復雜外形的可壓縮與不可壓縮、層流與紊流、牛頓與非牛頓流體流動的各種相關物理現象進行分析。為進一步研究龍川縣貝嶺鎮米貝村1#泥石流運動過程特征,采用Fluent軟件進行數值分析。Fluent軟件是建立在有限體積法(finite volume method,FVM)的基礎上將離散網格重組并迭代求解的高效率計算軟件,其基本思想是基于流體運動積分的守恒方程建立離散方程。

通過無人機對流域進行航測后獲得高精度字高程模型(digital elevation model,DEM),借助ArcGIS生成和修正流域內的等高線數據,利用AutoCAD對ArcGIS所生成的等高線中的斷線部分進行連接修補,從而得到最終所需要等高線,再將等高線導入Rhino三維建模軟件中,得到米貝村1#泥石流溝流域的三維實體地質模型,見圖11。進一步采用六面體核心與多面體結合的“Mosaic網格”對計算模型進行網格劃分,網格尺寸為4,對溝道及邊界入口與出口等部位進行網格加密,加密網格尺寸為2和1,共生成684 572個網格,見圖12。

圖11 流域三維實體地質模型Fig.11 Three dimensional solid geological model of watershed

圖12 網格劃分圖Fig.12 Grid division

3.2 流體材料與邊界條件

在Fluent軟件中需自定義泥石流流體材料(mud),包括密度、流變模型、黏滯系數等。模擬采用賓漢模型中的Bingham流體[16],其表達式為

(1)

式(1)中:τB為賓漢極限剪應力;η為黏滯系數;du/dy為其流體的流速求導,即流速梯度。

費祥俊等[25]在研究了黃河泥沙懸浮液的流變實驗數據后,得到了賓漢極限剪應力τB與體積比濃度Sv的關系為

τB=9.8×10-2e(Bε+1.5)

(2)

(3)

(4)

(5)

式中:B為常數,取值8.45;Sv為固體體積濃度比,等于固體體積與總體積的比值;Sv0為費祥俊等[25]通過實驗測得的懸浮液由牛頓體轉變為非牛頓體(Bingham體)的臨界濃度,其值大小和懸浮液顆粒組成特性有關,而對于比較均勻粗顆粒的極限濃度Svm來說,其取值范圍為0.55～0.60;λ為線性濃度。其他參數采考趙崢等[21]的研究取值,具體流變模型參數的取值和計算結果如表1所示。

表1 流變模型參數取值及計算結果表Table 1 Rheological model and calculation results

Fluent邊界條件有5種,即入口、出口、壁面、開口和對稱面。邊界條件的設置對計算結果與計算收斂性具有極大的影響,不合理的邊界條件設置會導致計算量巨大且結果不理想。米貝村1#泥石流溝模擬以溝道口上游為入口,下游的堆積區為出口,出口壓強設置為靜態壓強,大小為1 atm,其中1 atm=101 325 Pa,頂部設置為開口,設置為開放式壓力及方向,大小為1 atm,其他設置為壁面,無滑移,砂粒粗糙度取0.1 m。

3.3 運動特征分析

通過Fluent軟件模擬計算,還原了米貝村1#泥石流從啟動至堆積停留的全過程現象,并且獲得不同時間點泥石流運動流速的特征參數值與運動云圖,見圖13。圖13(a)～圖13(f)展示了不同時間點處泥石流運動所處的位置與速度特征,在泥石流形成初期[圖13(a)],泥石流運動過程中具有顯著的龍頭現象,龍頭部分最大流速可達4.81 m/s。由于泥石流最前端運動時與溝床之間為初次接觸,泥石流運動承受溝床較大的阻力,因而最大流速位置并非龍頭最前端,而是處于中前段,泥石流最前端流速為3.5 m/s左右。當t=30 s時[圖13(b)],泥石流經過了溝道的彎道后持續向下運動,最前端已經達到兩溝交匯處。由于溝道流向的變化,泥石流流速也發生明顯改變,在過彎道后流速顯著降低,彎道處出現對右側岸坡的侵蝕破壞,同時也消耗泥石流大量能量。之后,在溝道地形縱坡降的作用下,泥石流流速呈現出小幅度的二次增長。當t=70 s時[圖13(c)],泥石流前端已經完全進入平緩地形區,逐漸表現為以減速堆積現象,而溝道內泥石流物質仍然以較高的速度運動,并且由于部分物質已經運動出溝口,此時泥石流物質運動黏滯阻力降低,運動速度進一步增大。總體而言,在0～70 s運動階段,隨著泥石流不斷發展,其運動距離擴大,并且由運動逐漸向堆積轉變。在這個過程中,泥石流流動整體呈現上漲趨勢,在局部段受溝道地形起伏、流向變化影響,流速減小。在70 s時入口邊界處流量達到峰值,在動能與勢能的相互轉化過程中,泥石流整體流速也達到流動過程中的峰值,此時泥石流出現最大速度9.77 m/s。

圖13 不同時間點泥石流流速云圖Fig.13 Velocity nephogram of debris flow at different time points

隨著泥石流物質的不斷沖出溝口,溝道內已經啟動的松散物質逐漸減小,并且在一次爆發性后地表匯水量減小,其搬運能力開始減弱,故而泥石流運動速度開始呈現出減速發展趨勢,由圖13(d)～圖13(f)可以看出,在同一個時刻,溝道內泥石流流速的變化隨著溝道位置的變化而呈現差異,這與70 s之前具有相似的特征,但對比不同時間下的相同溝道位置,泥石流流速已經發生顯著降低。溝道中上段為泥石流啟動的初始位置,120、140、200 s時的最大速度分別為8.45、6.73、4.51 m/s,降幅接近50%;在經歷彎道后泥石流的運動加速現象也逐漸減弱。由此可見,在整個運動過程中,泥石流流速隨運動發展過程而不斷變化,具有動態變化特征,其運動強度表現為先增加后減弱的發展趨勢。

圖14所示為120 s時運動速度矢量圖,可以看出泥石流在運動過程中同一斷面處不同位置的運動矢量特征。結合圖13(d)中速度特征可知,泥石流在溝道內中上段速度大于下段,溝道中上段的坡度使之具有更大的動能,而在同一斷面上泥石流流體中心速度最大,為7.61～8.45 m/s,向兩側速度逐漸減小。在彎道處,泥石流運動矢量方向發生變化,必將消耗大量能量,進而在過彎道后出現減速。當泥石流運動出溝口后,寬闊平坦的地形環境使其缺乏阻擋,無法再集中運動,進而運動速度矢量呈現出發散特征。在朝著多個方向運動堆積后,泥石流扇形堆積體逐漸形成,擴散狀態的矢量路徑真實反映泥石流物質運動的多向性。

圖14 120 s時速度矢量圖Fig.14 Velocity vector diagram at 120 s

經綜合分析,米貝村1#泥石流平均速度為3.31 m/s,與實際勘察結果較為一致[26]。在不同發展階段,泥石流運動速度的階段性特征較為顯著,由物源區、流通區至堆積區,運動速度整體表現為先增后減,直至完全堆積靜止。而就某一位置而言,其運動強度也經歷了短暫的先增后減的發展趨勢,這與泥石流運動過程中物質量、地表匯水量的變化密切相關。在泥石流運動路徑中,運動速度加速、減速相互交替,這與溝道地形起伏形態有關,溝床粗糙度減小、坡度增大,則泥石流運動速率增大,而溝床粗糙度增大、流向轉變,泥石流能量消耗而運動速度減弱,這種變化具有動態特征,體現了泥石流溝道對其運動過程的控制作用。

3.4 泥石流影響因素及治理建議

米貝村1#泥石流主要由地形地貌、氣象水文和植被等因素影響。泥石流爆發的主要因素可以歸納為:適宜的溝道條件、豐富的松散堆積物和短時強降雨。米貝村1#泥石流溝谷縱坡平均坡降達到272‰,兩側岸坡坡度陡峭,達到40°～60°。有利于大氣降水的匯集。同時,泥石流流域面積較小,上部地形陡峭,為大氣降水時地表水匯集提供有利條件,豐富的松散堆積物快速飽水發育形成泥石流。

溝道物源區原始斜坡物質在失穩滑動中不斷與坡體發生互相剪切,造成土體破碎解體,為泥石流發生提供良好的物質基礎。此外,強降雨是泥石流啟動的關鍵因素,泥石流發生前3 d米貝村經歷強降雨,1 h最大雨強超過48 mm。

針對米貝村1#泥石流影響因素,提出以下防治建議。

(1)物源區:此區域需要以抑制泥石流發生為主,防止巖土沖刷,減少物質來源,調整控制地表徑流,宜采取修建谷坊群、修建排水系統等措施。

(2)流通區:流通區以疏導泥石流為主,攔渣滯流,防止溝岸沖刷,減少巖土物質供給量,宜修筑各種攔截壩等。

(3)堆積區:以抵御和消除泥石流對生命財產的危害為主,改善泥石流流向,調整流動路徑,引導泥石流安全排泄,建議修筑導流堤、停淤場等工程。

4 結論

通過對米貝村重災區1#泥石流災害的現場精細化調查,掌握1#泥石流災害的變形破壞特征與成災機理,采用Fluent軟件模擬得出泥石流形成演化過程,分析并解釋了泥石流運動過程特征,得出以下結論。

(1)米貝村1#泥石流溝具有溝道短、縱坡降大、地形起伏變化復雜的特征。根據泥石流發展特征,將其分為物源區、流通區、堆積區,滑坡型物源分布于溝源斜坡,經流通區勢能加速后沖出溝口,在溝口低緩地形區產生大面積扇形堆積現象,同時造成居民房屋、農田等遭受嚴重淤積。

(2)在持續強降雨作用下,溝源斜坡發生失穩破壞,形成滑坡松散堆積物(滑坡型物源),而收斂地形為降雨形成地表匯水提供環境條件,進而構成泥石流的物源、水源條件。在陡傾地形提供的勢能下,松散滑坡堆積物再次啟動、運動發展演化成泥石流災害,故而米貝村1#泥石流具有滑坡-泥石流的鏈生災害特征。

(3)米貝村1#泥石流在運動過程中動態特征顯著,溝道內流速受溝床粗糙度、縱坡降、流向等因素影響而波動變化,地形是控制其運動的主要因素。隨著泥石流物質的減少,其運動速度逐漸降低,而在整個運動過程中,流速表現為先增大再減小的發展趨勢,最大流速可達9.77 m/s,平均速度為3.31 m/s,與實際調查結果相符。