凍融條件下冰磧補(bǔ)給型泥石*流物源匯集過程與災(zāi)變初探

鐵永波

(成都地質(zhì)礦產(chǎn)研究所，四川成都610081)

冰磧補(bǔ)給型泥石流是發(fā)育在高寒山區(qū)的一種特殊災(zāi)害地貌過程，其物源主要來(lái)自于冰川運(yùn)動(dòng)所形成的豐富冰磧［1］。由于冰磧分布的地貌部位相對(duì)較高，故這類泥石流暴發(fā)時(shí)常伴隨著頻率高、運(yùn)動(dòng)速度快、運(yùn)動(dòng)距離遠(yuǎn)、沖出規(guī)模大等特點(diǎn)，常被人們看作是泥石流災(zāi)害中的典型［2］。由于冰磧補(bǔ)給型泥石流多發(fā)育在高海拔山區(qū)，具有一定的隱蔽性，加之早期的人類活動(dòng)相對(duì)較弱，故這類泥石流的危害很少受到人們的關(guān)注。進(jìn)入20世紀(jì)以來(lái)，隨著山區(qū)人口的劇增和人類活動(dòng)的加劇，在山區(qū)公路、鐵路及水電站等基礎(chǔ)設(shè)施建設(shè)過程中經(jīng)常遇到這類泥石流的危害。如2005年8月11日，磨西河流域內(nèi)的磨子溝、燕子溝、南門關(guān)溝和雅家埂4條溝同時(shí)暴發(fā)泥石流，泥石流沖毀房屋、公路，淤埋多座水電站并堵塞大渡河，致使1 200余名游客在海螺溝景區(qū)受阻，造成數(shù)千萬(wàn)元的經(jīng)濟(jì)損失［3］。為此，查明這類泥石流的形成機(jī)理及成災(zāi)特征，并對(duì)其開展有針對(duì)性的防范對(duì)山區(qū)經(jīng)濟(jì)建設(shè)具有重要意義。

在寒冷氣候條件下，土壤或巖層中凍結(jié)的冰在白天融化，晚上凍結(jié)，或者夏季融化，冬季凍結(jié)，這種融化、凍結(jié)的過程稱為凍融作用［4］。它主要見于冰川作用區(qū)、高山區(qū)和凍土區(qū)。凍融作用使巖石遭受破壞，松散沉積物受到撓動(dòng)與再分選。隨著季節(jié)的交替，凍融作用會(huì)反復(fù)發(fā)生。由于冰磧補(bǔ)給型泥石流多發(fā)育在高寒山區(qū)，極端寒冷及早晚溫差大的氣候特點(diǎn)及物源(冰磧)分布的地貌部位較高等使得凍融作用在這類泥石流的物源匯集過程中扮演著重要的角色。早在1980年代，在我國(guó)鐵路和公路的建設(shè)過程中遇到了諸多與冰磧有關(guān)的泥石流(冰川泥石流)所引發(fā)的環(huán)境和工程問題，也重點(diǎn)針對(duì)這類泥石流物源的補(bǔ)給特征及補(bǔ)給方式等開展過相關(guān)研究，基本查清了冰磧?cè)诒ㄋ畡?dòng)力(冰川融水、冰湖潰決等)條件下的補(bǔ)給模式［5－7］。但目前對(duì)凍融條件下泥石流物源匯集機(jī)制的研究成果仍相對(duì)較少，凍融作用與冰磧補(bǔ)給型泥石流的孕育之間的關(guān)系等仍需深入研究。以四川省甘孜州瀘定縣貢嘎山東坡磨西河流域?yàn)檠芯繀^(qū)，根據(jù)流域內(nèi)冰磧補(bǔ)給型泥石流固體物源在凍融條件下的匯集特征及匯集過程，對(duì)這類泥石流松散物源在凍融條件下匯集的影響因素、匯集階段及其與泥石流可能的災(zāi)害演變進(jìn)行了分析和預(yù)測(cè)，并根據(jù)泥石流在不同的孕育階段提出了相應(yīng)的防災(zāi)減災(zāi)對(duì)策。研究可為山區(qū)冰磧補(bǔ)給型泥石流的防災(zāi)減災(zāi)提供科學(xué)依據(jù)。

1 物源匯集與泥石流暴發(fā)頻率關(guān)系分析

由于缺乏對(duì)泥石流歷史暴發(fā)頻率的長(zhǎng)期觀測(cè)和統(tǒng)計(jì)，尤其是在人類活動(dòng)稀少的高寒山區(qū)，要確定冰磧補(bǔ)給型泥石流的暴發(fā)頻率就顯得較為困難［8］。目前對(duì)泥石流暴發(fā)頻率的預(yù)測(cè)主要是基于對(duì)能誘發(fā)泥石流的暴雨頻率基礎(chǔ)上開展的，但在這一過程中往往忽略了一個(gè)重要的條件，即只有當(dāng)流域內(nèi)的松散物源充足的前提下，泥石流暴發(fā)的頻率才取決于誘發(fā)降雨的頻率，若物源條件不滿足，即使再?gòu)?qiáng)的降雨過程也只能產(chǎn)生洪水，而不能形成泥石流，故采用這種方法確定泥石流的暴發(fā)頻率具有一定的局限性。為此，探討物源匯集速度及匯集量與泥石流暴發(fā)頻率的關(guān)系就顯得尤為重要。

通常情況下，作為冰磧補(bǔ)給型泥石流主要物源的冰磧具有一定的固結(jié)性，在自然狀態(tài)下其穩(wěn)定性相對(duì)崩坡積物較好［9］。冰磧的破壞也主要是通過重力、風(fēng)化等自然作用產(chǎn)生崩落并在溝道內(nèi)堆積，這往往需要較長(zhǎng)時(shí)間才能積累到泥石流發(fā)生所需的固體物質(zhì)量，這就會(huì)使得以冰磧補(bǔ)給為主要物源泥石流發(fā)生的頻率相對(duì)較低。如2005年在四川省甘孜州磨西鎮(zhèn)境內(nèi)暴發(fā)的燕子溝泥石流、南門關(guān)溝泥石流及雅家埂河泥石流均屬于此類。但實(shí)際上，通過我們的調(diào)查發(fā)現(xiàn)，由于受高寒山區(qū)氣候及冰磧的分布地貌部位相對(duì)較高等特征的影響，凍融作用對(duì)高寒山區(qū)冰磧破壞的影響不亞于自然風(fēng)化及重力破壞等過程。為此，在地形地貌、物源匯集類型及水動(dòng)力條件均相似的同一個(gè)流域內(nèi)，泥石流的暴發(fā)頻率仍有高頻率泥石流存在的現(xiàn)象。如四川省甘孜州磨西鎮(zhèn)的小南門關(guān)溝在近幾年分別于2005年、2007年、2009年和2010年暴發(fā)泥石流，海螺溝左岸的黃崩溜小溝分別于1989年、1990年、1996年、2003年、2005年及2010年發(fā)生泥石流，大約每5年就會(huì)發(fā)生泥石流。這種在同一地質(zhì)環(huán)境條件下的高頻與低頻泥石流共生的現(xiàn)象為泥石流的預(yù)測(cè)預(yù)報(bào)及防災(zāi)減災(zāi)帶來(lái)了一定的難度。

由于高寒山區(qū)海拔的垂直高差較大，在海拔太高(高于雪線高度)或太低(低于凍融區(qū)下界)地區(qū)的巖土體都不會(huì)產(chǎn)生凍融匯集過程。同時(shí)，由于高寒山區(qū)的冰川作用及后期的地表演化過程使得冰磧?cè)诓煌０胃叨染蟹植迹也煌０胃叨鹊姆植紨?shù)量也存在差異。若某條泥石流溝的固體物源主要分布在凍融區(qū)以下的海拔高度，其物源的匯集主要受到降雨、自然風(fēng)化及重力等因素的影響，其物源的匯集速度就會(huì)相對(duì)緩慢，泥石流暴發(fā)的頻率也就會(huì)相對(duì)較低，如磨西河流域的南門關(guān)溝就屬于這類。如果某一條泥石流溝的固體物源主要分布在凍融區(qū)的海拔范圍內(nèi)，則其物源的匯集除了受到降雨、自然風(fēng)化及重力等因素的影響外，還受到凍融作用的影響，故其松散固體物源的匯集速度會(huì)相對(duì)較快，其匯集量也會(huì)相對(duì)較多，就可能形成高頻泥石流。如海螺溝左岸的黃崩溜小溝的泥石流物源主要集中分布在海拔3 640～3 900 m，而這一地區(qū)的凍融作用是最為強(qiáng)烈的，故其泥石流暴發(fā)頻率較高。

2 凍融條件下冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集方式

雖然冰磧補(bǔ)給型泥石流的物源匯集并不像其它地區(qū)僅通過某種單一的方式完成匯集的，而是具有物源匯集過程的復(fù)合型過程，如崩滑型物源匯集及風(fēng)化侵蝕型物源匯集等過程。但由于冰磧補(bǔ)給型泥石流孕災(zāi)環(huán)境的特殊性，高寒山區(qū)的溫差大及物源分布地貌部位高等特點(diǎn)使得凍融作用在冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集過程中極為重要。目前對(duì)常態(tài)下泥石流物源的匯集過程研究成果較多，但自然界仍存在許多像冰磧補(bǔ)給型泥石流(凍融環(huán)境下)這樣在特殊環(huán)境條件下孕育的泥石流，其物源匯集乃至啟動(dòng)所受到的影響因素亦具有顯著的獨(dú)特性。對(duì)特殊條件下泥石流物源匯集機(jī)制的認(rèn)識(shí)不夠在我國(guó)汶川震區(qū)泥石流災(zāi)害事件中得到了深刻的啟示，以至于我們難以用已有的方法對(duì)許多震區(qū)泥石流現(xiàn)象進(jìn)行解釋［10－12］。在冰磧補(bǔ)給型泥石流固體物源(冰磧)的凍融過程中，細(xì)小土粒的微裂隙中的水膜楔壓力會(huì)隨著這一過程發(fā)生變化，從而導(dǎo)致土體的原生穩(wěn)定性產(chǎn)生破壞并重新堆積，成為松散的土體，為泥石流的形成提供物源條件［4，13］。根據(jù)筆者在四川省甘孜州磨西河流域的調(diào)查，凍融作用對(duì)泥石流松散物源匯集的影響主要體現(xiàn)在坡向、溫差及海拔等方面。

2.1 循環(huán)式凍融匯集

循環(huán)式凍融匯集主要是巖土體在受到高寒山區(qū)早晚溫差大這一因素的控制下，每天都會(huì)有至少一次凍融過程，使得部分巖土體穩(wěn)定性受到破壞而崩落，成為松散固體物源，為泥石流的形成孕育提供必要條件。循環(huán)式凍融即當(dāng)晚上溫度降低到0℃以下時(shí)，含水的巖土體會(huì)產(chǎn)生冰凍，到次日溫度升高到0℃以上時(shí)，冰凍的土體會(huì)產(chǎn)生融化，那些因?yàn)楸鶅龊腿诨^程中水體和冰的體積變化而使得穩(wěn)定性受到破壞的土體便會(huì)脫離整體，成為松散固體物源。冰凍過程往往發(fā)生在午后氣溫降低和次日氣溫升高的時(shí)間段內(nèi)，而融化過程則發(fā)生在每天氣溫升高到0℃以上和降低到0℃以下的時(shí)間段內(nèi)，在一天中的早晚冰凍午后融化的循環(huán)的過程。

2.2 季節(jié)性凍融匯集

季節(jié)性凍融匯集主要受到季節(jié)性溫差及海拔垂直高度變化等因素影響，處于永久冰凍區(qū)海拔以下和非冰凍區(qū)海拔以上部分的巖土體在冬季(或秋末、冬季及初春期間)均處于冰凍狀態(tài)，待春季氣溫升高后才融化，并在融化過程中使得巖土體穩(wěn)定性產(chǎn)生破壞，成為泥石流形成所必須的松散固體物源(圖1a)。對(duì)于處于永久冰凍區(qū)或非凍融區(qū)的巖土體而言，則不會(huì)產(chǎn)生凍融過程，這些區(qū)域的松散物源則通過其它方式匯集(圖1b)。

2.3 坡向式凍融匯集

在不同坡向條件下(主要為陽(yáng)坡和陰坡的差異)，對(duì)于冬季處于季節(jié)性(冬季、秋末或春初)冰凍區(qū)的巖土體而言，由于受到日照的影響，陰坡在冬季基本都處于冰凍狀態(tài)，這就意味著陰坡的巖土體在冬季相對(duì)穩(wěn)定，只有在春季溫度升高而融化時(shí)才會(huì)產(chǎn)生松散物源;而冬季處于季節(jié)性冰凍區(qū)內(nèi)的陽(yáng)坡巖土體則受晝夜溫差大的影響，會(huì)產(chǎn)生循環(huán)式的凍融過程，即早晚冰凍，白天融化，并產(chǎn)生松散巖土體，成為泥石流的固體物源(圖1c)。而對(duì)冬季處于非季節(jié)性冰凍區(qū)的地區(qū)而言，冬季則只有陰坡處于冰凍狀態(tài)，且陰坡的冰雪在白天溫度整體升高時(shí)會(huì)產(chǎn)生少量循環(huán)式凍融過程，陽(yáng)坡則不會(huì)有冰凍或凍融過程(圖1d)。

圖1 冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集特征

3 凍融條件下冰磧補(bǔ)給型泥石流物源的匯集階段

泥石流的形成必須具備三個(gè)條件，陡峻的地形、豐富的松散物源和足夠的水動(dòng)力條件。但對(duì)我國(guó)西部山區(qū)而言，陡峻的地形和雨季集中的暴雨已經(jīng)具備，而松散固體物源的豐足程度也就成了控制泥石流形成與否的關(guān)鍵。這種現(xiàn)象在冰川運(yùn)動(dòng)和地表深切侵蝕作用的高寒山區(qū)顯得尤為明顯，為此，發(fā)育在高寒山區(qū)的冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集對(duì)這類泥石流形成的控制作用也就顯得極為重要。作為山區(qū)地表演化的重要地貌過程，泥石流的運(yùn)動(dòng)會(huì)留下明顯的地貌痕跡，如泥石流堆積扇等地貌。通過凍融作用產(chǎn)生的松散固體物源匯集方式與通過重力作用(如滑坡或崩塌)產(chǎn)生物源匯集的方式具有顯著的差異。凍融作用的匯集主要是以微量(小規(guī)模)物源的方式進(jìn)行，且主要堆積在溝道內(nèi)，故其物源量需要通過一定時(shí)間的積累才能達(dá)到泥石流形成所需的固體物質(zhì)量。通常情況下，泥石流的形成過程可用孕育→發(fā)展→暴發(fā)三階段進(jìn)行解釋。同樣，在冰磧補(bǔ)給型泥石流形成的初期階段，其物源在凍融條件下的匯集過程亦可通過宏觀或微觀的微地貌特征及溝道內(nèi)松散物源的豐足程度進(jìn)行判斷。微地貌特征主要通過溝道兩岸岸坡的形態(tài)進(jìn)行反應(yīng)，如凸型坡、凹形坡或線形坡;溝道內(nèi)物源匯集量的豐足程度則主要通過溝道內(nèi)堆積物的多寡進(jìn)行判斷。根據(jù)泥石流松散固體物源的豐足程度及其對(duì)泥石流的形成和演化控制特點(diǎn)，結(jié)合四川省貢嘎山東坡磨西河流域冰磧補(bǔ)給型泥石流物源區(qū)的地貌特征調(diào)查，將凍融條件下冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集可分為三個(gè)階段:物源空曠階段、物源豐富階段及物源充足階段(圖2)。

3.1 物源空曠階段

物源空曠階段處于泥石流形成過程中的孕育階段初期，是新一輪凍融匯集的開始或上一輪凍融匯集的結(jié)束階段。從溝道兩岸物源的地貌形態(tài)上看，溝道岸坡主要表現(xiàn)為均一線性坡;從溝道的地貌特征上看，溝道內(nèi)松散固體物源量較少，多以粗化后的大粒徑塊石出露(圖2a)。由于處于物源匯集的初期階段，溝道內(nèi)少量的松散固體物源遠(yuǎn)不能滿足泥石流起動(dòng)所需的物源量，故這一階段不易暴發(fā)泥石流。

圖2 冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集階段與溝道岸坡地貌對(duì)應(yīng)特征

3.2 物源豐富階段

此階段處于一次物源匯集的中間階段。通過一定時(shí)間的凍融匯集積累后，溝道內(nèi)的松散物源量相對(duì)物源空曠階段有所增加，且主要在溝道岸坡坡腳形成堆積，并隨著匯集量的增加逐漸擠占溝道，使溝道的過流斷面變窄。從溝道岸坡的地貌特征上看，岸坡坡體主要呈現(xiàn)上緩下陡的凸型坡(圖2b)。由于這一階段溝道內(nèi)的松散固體物源量相對(duì)較多，在降雨的作用下，可能會(huì)形成一些中－小規(guī)模的泥石流。

3.3 物源充足階段

從泥石流形成所需的物源量條件看，此階段處于一次凍融匯集的末期階段，即此時(shí)的物源量能滿足形成泥石流所需的物源量臨界值。此階段的溝道內(nèi)已經(jīng)富集了大量因凍融作用而匯集的松散固體物質(zhì)，對(duì)溝道造成擠壓甚至堵塞;溝道岸坡的裸露面也因?yàn)閷訉拥膬鋈趧冸x而呈現(xiàn)凹坡形態(tài)(圖2c)。

4 泥石流物源匯集階段與防災(zāi)減災(zāi)對(duì)策

在泥石流的孕災(zāi)過程中，松散固體物源的匯集速度和匯集量的多寡對(duì)其演化階段有著決定性的作用。若松散物源的匯集量少，則不易形成泥石流，對(duì)其防治也就相對(duì)簡(jiǎn)單。反之，若物源較為豐富，則容易發(fā)生泥石流，對(duì)其防治也需要更為系統(tǒng)和全面。同樣，若一條泥石流溝的松散固體物源匯集速度相對(duì)較快，達(dá)到泥石流形成所需物源量的匯集時(shí)間就相對(duì)較短，則容易形成高頻泥石流;反之，若物源的匯集速度相對(duì)較慢，則容易形成低頻率的泥石流。為此，通過對(duì)流域物源的識(shí)別對(duì)泥石流的可能發(fā)展趨勢(shì)進(jìn)行預(yù)測(cè)并制定相應(yīng)的防災(zāi)減災(zāi)對(duì)策具有現(xiàn)實(shí)意義。根據(jù)對(duì)冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集階段的劃分不難看出，物源匯集的三個(gè)階段可對(duì)應(yīng)著這類泥石流的不同災(zāi)變階段，這些災(zāi)變階段又與處于各自階段的泥石流預(yù)測(cè)及預(yù)警預(yù)報(bào)有著重要的聯(lián)系(圖3)。

圖3 凍融條件下冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集階段與減災(zāi)模式

松散物源匯集的空曠階段是泥石流孕災(zāi)的早期，由于這一階段不具備形成泥石流所必需的充足物源，故誘發(fā)泥石流災(zāi)害的可能性相對(duì)最小。為此，可將這一物源匯集階段看作是泥石流孕災(zāi)的初期。對(duì)這一階段的泥石流防災(zāi)減災(zāi)對(duì)策而言，主要以泥石流的預(yù)測(cè)為主，重點(diǎn)開展泥石流物源匯集速度和匯集量的定期監(jiān)測(cè)，并根據(jù)匯集特征對(duì)泥石流形成的發(fā)展趨勢(shì)做出預(yù)測(cè)。

松散物源匯集的豐富階段處于泥石流孕災(zāi)的中期，由于溝道內(nèi)松散物質(zhì)的匯集量逐漸增多，物源在溝道徑流的作用下可能會(huì)啟動(dòng)并形成中－小規(guī)模的泥石流。為此，對(duì)這一階段可能的泥石流災(zāi)害防范需要以預(yù)測(cè)為主。即通過對(duì)流域內(nèi)松散物源的規(guī)模進(jìn)行預(yù)測(cè)，判斷可能會(huì)發(fā)生泥石流的最大規(guī)模，并預(yù)測(cè)在特定規(guī)模泥石流發(fā)生后可能會(huì)造成的影響區(qū)域和危害對(duì)象。主要對(duì)上游開展物源量調(diào)查和估算，并在下游潛在危險(xiǎn)區(qū)做好相應(yīng)的預(yù)警和防范。

由于物源匯集的充足階段已基本具備了泥石流形成所需的固體物質(zhì)，故此階段屬于泥石流孕災(zāi)的后期，只要降雨條件達(dá)到啟動(dòng)的臨界條件，就會(huì)誘發(fā)泥石流，且泥石流的規(guī)模和頻率主要取決于降雨量大小和頻率。為此，這一階段無(wú)需再對(duì)上游的物源匯集速度和匯集量開展定期監(jiān)測(cè)，而是要在下游泥石流的潛在危險(xiǎn)區(qū)制定針對(duì)性的預(yù)警預(yù)報(bào)措施，以預(yù)警預(yù)報(bào)為主，為泥石流暴發(fā)后做好應(yīng)急準(zhǔn)備。

5 結(jié)論

冰磧補(bǔ)給型泥石流多發(fā)育在高寒山區(qū)，其隱蔽性和早期人類活動(dòng)稀少使得人們對(duì)其不夠關(guān)注。近年來(lái)，隨著山區(qū)水電資源、旅游資源及礦產(chǎn)資源開發(fā)以及公路鐵路建設(shè)進(jìn)程的加快，冰磧補(bǔ)給型泥石流的危害已成為山區(qū)經(jīng)濟(jì)建設(shè)中的一個(gè)突出問題。論文針對(duì)這類泥石流的孕災(zāi)過程及特點(diǎn)，對(duì)其物源匯集方式及匯集階段進(jìn)行分析，嘗試查清這類泥石流物源的匯集過程與災(zāi)變之間的聯(lián)系，主要得到以下三點(diǎn)結(jié)論:

(1)凍融過程是在高寒山區(qū)特定條件下存在的一種現(xiàn)象，其對(duì)高寒山區(qū)的地表演化過程具有舉足輕重的作用。冰磧補(bǔ)給型泥石流物源分布的高位性使得凍融過程與這類泥石流的形成及演化有著密切的聯(lián)系。論文通過對(duì)四川省瀘定縣境內(nèi)貢嘎山東坡磨西河流域內(nèi)冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集特征與凍融作用關(guān)系的分析，對(duì)凍融條件下這類泥石流物源匯集的三種方式及影響因素進(jìn)行了定性的闡述，為認(rèn)識(shí)這類泥石流的形成機(jī)理及其物源匯集與凍融作用的定量研究奠定了基礎(chǔ)。

(2)論文根據(jù)冰磧補(bǔ)給型泥石流物源匯集的特征及過程，提出了物源匯集的“三階段模式”，即物源空曠階段、物源豐富階段及物源充足階段。并對(duì)不同物源匯集階段能形成泥石流的可能及防災(zāi)減災(zāi)對(duì)策進(jìn)行了探討。泥石流物源匯集階段的劃分對(duì)目前依賴于降雨的泥石流預(yù)警預(yù)報(bào)向基于物源匯集程度的泥石流預(yù)測(cè)及預(yù)警預(yù)報(bào)提供了基礎(chǔ)，對(duì)泥石流預(yù)測(cè)及預(yù)警預(yù)報(bào)方法的多元化探索具有一定的實(shí)踐意義。

(3)泥石流的物源匯集階段與其災(zāi)變具有內(nèi)在的必然聯(lián)系，這種相互之間的聯(lián)系可通過宏觀的或微觀的地貌特征找到證據(jù)。論文通過探討泥石流物源區(qū)凍融作用與溝道岸坡的坡型特征，構(gòu)建了泥石流物源匯集階段和泥石流孕災(zāi)階段與溝道岸坡坡型的對(duì)應(yīng)關(guān)系，可作為對(duì)這類泥石流開展野外調(diào)查和對(duì)其發(fā)展與演化趨勢(shì)進(jìn)行識(shí)別和判別的依據(jù)。

［1］鐵永波，李宗亮．磨西河流域冰磧補(bǔ)給－暴雨型泥石流形成機(jī)制研究［J］．水土保持通報(bào)，2011，31(4):195－199．

［2］Marta Chiarle，Sara Iannotti，Giovanni Mortara，et al．Recent debris flow occurrences associated with glaciers in the Alps［J］．Global and Planetary Change，2007，56:123－136．

［3］陳曉清，崔鵬，陳斌如，等．海螺溝050811特大泥石流災(zāi)害及減災(zāi)對(duì)策［J］．水土保持通報(bào)，2006，26(3):123－126．

［4］徐學(xué)祖，王家澄，張立新．凍土物理學(xué)［M］．北京:科學(xué)出版社，2001．

［5］程尊蘭，田金昌，張正波，等．藏東南冰湖潰決泥石流形成的氣候因素與發(fā)展趨勢(shì)［J］．地學(xué)前緣，2009，16(6):207－214．

［6］崔鵬，馬東濤，陳寧生，等．冰湖潰決泥石流的形成、演化及減災(zāi)對(duì)策［J］．第四紀(jì)研究，2003，23(6):621－628．

［7］劉建康，程尊蘭，郭芬芬，等．藏東南典型冰湖潰決危險(xiǎn)性分析［J］．災(zāi)害學(xué)，2011，26(2):45－49．

［8］Arbellay E，Stoffel M，Bollschweiler M．Dendrogeomorphic reconstruction of past debris-flow activity using injured broad-leaved trees［J］．Earth Surface Processes and Landforms，2010，35:399－406．

［9］張斌，屈智炯．冰磧土的應(yīng)力－應(yīng)變－強(qiáng)度特性的研究［J］．成都科技大學(xué)學(xué)報(bào)，1991(9):29－34．

［10］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．

［11］唐川．汶川地震區(qū)暴雨滑坡泥石流活動(dòng)趨勢(shì)預(yù)測(cè)［J］．山地學(xué)報(bào)，2010，28(13):341－349．

［12］崔鵬，韋方強(qiáng)，何思明，等．512汶川地震誘發(fā)的山地災(zāi)害及減災(zāi)措施［J］．山地學(xué)報(bào)，2008，26(3):280－282．

［13］趙安平．季凍區(qū)路基土凍脹的微觀機(jī)理研究［M］．哈爾濱:黑龍江大學(xué)出版社，2010．