西昌鵝掌河泥石流發(fā)育特征及成因分析

李長順，謝吉尊，廖　維

(1.四川省地質(zhì)調(diào)查院， 四川 成都 610081；2.成都理工大學(xué) 地質(zhì)災(zāi)害防治與地質(zhì)環(huán)境保護(hù)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 四川 成都 610059)

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西昌鵝掌河泥石流發(fā)育特征及成因分析

李長順1，謝吉尊2，廖維1

(1.四川省地質(zhì)調(diào)查院， 四川 成都 610081；2.成都理工大學(xué) 地質(zhì)災(zāi)害防治與地質(zhì)環(huán)境保護(hù)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室， 四川 成都 610059)

在野外調(diào)查之上，結(jié)合遙感影像，通過分析地質(zhì)環(huán)境背景和泥石流活動歷史，闡述鵝掌河泥石流的災(zāi)害特征和形成機(jī)理。研究表明：泥石流形成過程表現(xiàn)為則木河斷裂構(gòu)造運(yùn)動、地震活動-崩滑、面蝕-強(qiáng)降雨-山洪泥石流-滑坡壩堰塞體-洪積扇-濁流水下堤；災(zāi)害特征表現(xiàn)為1850年西昌7.5級地震后鵝掌河形成高頻泥石流，且泥石流的活動受地震和強(qiáng)降雨耦合效應(yīng)控制；泥石流的形成機(jī)理為流域內(nèi)大量滑坡提供豐富物源，上緩下陡的凸形坡提供良好地勢差，區(qū)域降雨集中且多暴雨提供充足水動力。因此建議加強(qiáng)雨季流域新增滑坡和水位的監(jiān)測預(yù)警能有效防治泥石流造成災(zāi)害性損失。

鵝掌河泥石流；則木河斷裂帶；泥石流形成機(jī)制；地震和強(qiáng)降雨耦合效應(yīng)

攀西地區(qū)地處我國橫斷山脈東部，是四川省泥石流最發(fā)育、最活躍的地區(qū)之一[1]。鵝掌河位于該區(qū)西昌市邛海南岸，發(fā)源于大箐梁子北坡，經(jīng)大箐林場在海南鄉(xiāng)鐘樓坡村匯入邛海，溝口坐標(biāo)102°19′40.07″E，27°46′41.96″N，流域面積50.14 km2。因受則木河斷裂帶影響，流域內(nèi)巖體破碎，災(zāi)害分布廣泛，導(dǎo)致區(qū)內(nèi)松散物源較多，泥石流爆發(fā)頻率高，突發(fā)性強(qiáng)，持續(xù)危害性大，造成嚴(yán)重的人員傷亡和財(cái)產(chǎn)損失[2]。為此在野外調(diào)查基礎(chǔ)上，結(jié)合遙感影像，分析地質(zhì)環(huán)境背景和泥石流活動歷史，闡述了鵝掌河泥石流的災(zāi)害特征和形成機(jī)理，為攀西地區(qū)泥石流的預(yù)警、防治等工作提供依據(jù)。

1　地質(zhì)環(huán)境背景

鵝掌河地處構(gòu)造侵蝕剝蝕中山溝谷地貌，山高谷深、溝寬梁緩，海拔1 510 m～3 079 m。大地構(gòu)造上屬揚(yáng)子克拉通構(gòu)造，康滇前陸隆起帶中緣，攀枝花─西昌內(nèi)陸裂谷帶，則木河斷裂帶穿主溝而過，為左旋走滑性活動發(fā)震斷裂，核桃村正斷層位于主溝右岸。出露的巖性則木河斷裂破碎帶為昔格達(dá)組紫紅色、紅色、黃褐色砂泥質(zhì)礫巖、粉砂質(zhì)黏土巖[3]；斷裂西盤為三疊系白果灣群淺灰色砂巖、粉砂巖、炭質(zhì)頁巖夾煤線；東盤為侏羅白堊系紅層砂泥巖互層。

新構(gòu)造運(yùn)動表現(xiàn)為斷塊差異性抬升運(yùn)動，鵝掌河地處螺髻山隆起區(qū)，邛海為斷陷河谷盆地。西昌位于則木河地震帶，共發(fā)育Ms>6.0的地震5次，其中以1850年西昌的7.5級地震最大。流域?qū)儆趤啛釒Ъ撅L(fēng)和高原氣候，冬干燥無嚴(yán)寒，夏溫涼而多雨，多年平均氣溫16.7℃，多年平均降雨量1 036.46 mm，降雨集中豐沛，且多暴雨，6月—9月降雨量占總降雨量的84.77%，1 d、6 h、1 h、10 min最大降雨強(qiáng)度分別為199.5 mm、73.8 mm、35.2 mm、21.3 mm。

2　鵝掌河泥石流發(fā)育特征

2.1形成區(qū)特征

泥石流物源啟動區(qū)屬斷裂破碎帶重疊區(qū)，河谷昔格達(dá)組和紅層地層區(qū)分界，因而溝岸面蝕和崩滑發(fā)育，形成典型的泥石流物源特征。通過現(xiàn)場調(diào)查，鵝掌河上游海拔1 900 m～2 400 m溝段面蝕和滑坡發(fā)育，發(fā)育滑坡20處，面蝕、侵蝕面積達(dá)8.21×106m2，確定為泥石流物源啟動區(qū)。該段支溝呈樹枝狀交匯，則木河斷裂與核桃村斷裂破碎帶重疊，河谷為昔格達(dá)組與紅層。多因素的疊加效應(yīng)，導(dǎo)致溝岸面蝕和崩滑發(fā)育，利于物源的形成。

流域內(nèi)強(qiáng)降雨集中，沖溝交匯處溝谷呈“V”型轉(zhuǎn)為“U”型，形成良好的動能，沖刷力、攜帶能力強(qiáng)。強(qiáng)降雨在流域上游(匯水區(qū))借助有利的地勢匯集成洪水，強(qiáng)大的水動力成為攜帶崩滑、面蝕物源的良好動能，攜帶大量的泥石礫石混雜著昔格達(dá)組的黏土巖沖出，從而洪水逐漸轉(zhuǎn)化為泥石流[4]。

俄糾壩溝內(nèi)共發(fā)育5處中型滑坡，因滑坡堆積而迫使原有河道發(fā)生偏移、河床變窄，且淤積的塊石、漂石堵塞了河道，從而形成一個咽喉口或滑坡壩體[5]，見圖1。俄糾壩溝泥石流在向下游運(yùn)動過程中，不斷受到兩側(cè)沖溝泥石流呈90°的沖擊，而流速減緩，同時攜帶的黏土巖經(jīng)過碰撞、軟化成為泥漿水，稀性泥石流轉(zhuǎn)換為黏性泥石流，在咽喉口堵塞，黏性物質(zhì)堆積形成堰塞體，在后期泥石流的匯聚沖擊堰塞體發(fā)生潰壩[6]。潰壩后的泥石流具有瞬時的放大效應(yīng)[7]，攜帶能力更強(qiáng)，沖刷海拔1 700 m～1 900 m的溝道兩岸昔格達(dá)組地層，因早期泥石流的多次沖刷，目前已形成45°的陡坡。

圖1滑坡堰塞體形成的S型河道

2.2堆積區(qū)特征

鵝掌河泥石流屬特大型老泥石流溝，在扇狀老堆積區(qū)的上游形成條帶狀新堆積區(qū)，并在支流形成獨(dú)立小扇形堆積區(qū),泥石流堆積物為卵礫石夾砂，礫石粒徑5 cm～400 cm，成分主要為淺黃色砂巖、磚紅色泥質(zhì)粉砂巖、灰白色礫巖夾紫紅色泥巖。老堆積區(qū)前緣位于邛海河岸，扇長約2 km，扇寬約2.9 km，擴(kuò)散角89°，面積4.86 km2，堆積厚度5 m～8 m，方量約2 900萬m3。新泥石流堆積區(qū)在老堆積扇上沿現(xiàn)有河道堆積，起于回龍溝和俄鳩壩溝交匯處止于鐘樓村，呈條帶狀，長約2.47 km寬約124.5 m,堆積方量為46.5萬m3。

泥石流不僅淤積在河口形成水下堆積扇，且含沙的洪水、泥石流還潛入湖底，形成濁流在湖底部繼續(xù)運(yùn)動、堆積形成水下堤，淤積邛海。60年來邛海的湖面面積由31 km2減少至27.4 km2，水深由34 m降低至18.3 m，蓄水量相應(yīng)由3.2×108m3減少到2.93×108m3，因常年洪水和泥石流將泥沙帶入邛海，淤積在河口形成水下堆積扇，還潛入湖底形成濁流在湖底部繼續(xù)運(yùn)動、堆積，從而在鵝掌河河口形成水下堤由南到北長2 km,水下沙堤南部寬200 m向北增寬至600 m[8]。

2.3活動特征

鵝掌河屬老泥石流溝，從泥石流堆積斷面、堆積形態(tài)及經(jīng)驗(yàn)訪問分析，歷史上曾爆發(fā)過3次規(guī)模較大的泥石流，多次爆發(fā)中小規(guī)模泥石流，目前暴發(fā)的頻率有增高的趨勢。在堆積扇上發(fā)現(xiàn)有3級較大的陡坎，陡坎略呈圓弧狀，高0.5 m～1 m，為泥石流運(yùn)動至前緣停止堆積形成，呈現(xiàn)3次大規(guī)模泥石流堆積形態(tài)。自1843年爆發(fā)百年一遇的泥石流后，數(shù)十年內(nèi)共爆發(fā)過10次，特別是1996、1998年鵝掌河暴發(fā)的中等規(guī)模黏性泥石流翻越河堤后向前運(yùn)動過程中擴(kuò)散逐漸演化稀性泥石流，整個泥石流暴發(fā)歷時約5 h和12 h，2004年、2012年又相繼爆發(fā)，頻率逐漸增高。

鵝掌河泥石流的爆發(fā)與當(dāng)?shù)亟涤炅砍收嚓P(guān)性，在具體爆發(fā)時間上均出現(xiàn)在持續(xù)降雨或者短時強(qiáng)降雨時間點(diǎn)。如圖2所示，泥石流的爆發(fā)年份往往處于歷年月降雨量波峰，如1968年、1974年、1986年和1998年，這也與豐富的降雨是誘發(fā)泥石流的主要因素相符合。此外，泥石流爆發(fā)與地震也有著相似的規(guī)律，往往處于某一輪地震的峰值之后爆發(fā)，而調(diào)查發(fā)現(xiàn)西昌1850年7.5級地震后未發(fā)生過Ms>6.0的地震，以中小地震沿?cái)嗔褞С扇撼霈F(xiàn)，可見大地震后爆發(fā)大規(guī)模泥石流，泥石流的爆發(fā)由顯著的強(qiáng)降雨和地震耦合效應(yīng)控制。

圖2　泥石流爆發(fā)年份與7月、8月降雨量關(guān)系

圖3泥石流爆發(fā)年份與年降雨量、地震震級關(guān)系

2.4運(yùn)動特征

本次鵝掌河泥石流的運(yùn)動特征分析，以1998年發(fā)生的泥石流為例，數(shù)據(jù)來源于調(diào)查訪問和余斌統(tǒng)計(jì)。該次泥石流爆發(fā)于主溝與西側(cè)支溝交匯處，泥石流堆積物厚約2 m，寬約216 m,坡度為5%的交匯口上；主河道堆積物(距鵝掌河入邛海約2 km)高約1 m,寬約400 m,坡度為4%，形成獨(dú)立小堆積扇；泥石流在距鵝掌河入邛海湖岸線580 m～950 m的鵝掌河橋下游堆積寬26 m,坡度為1.3%,泥石流(稀性泥石流或高含沙水流)洪峰水深1.75 m[9]。

(1) 流速計(jì)算

根據(jù)泥石流洪峰流速和流量可由泥石流流速計(jì)算公式[10]得到：

V=KcR2/3i1/5

(1)

式中：V為泥石流平均流速，m/s；i為泥石流表面坡度，%，也可用溝底坡度θ表示；R為水力半徑,當(dāng)寬深比大于5時,可用平均水深H表示，m；Kc為黏性泥石流系數(shù)，m1/3/s，本文取10.0。

(2) 流量、輸沙量計(jì)算

依據(jù)泥石流洪洪峰流量和總輸沙量計(jì)算公式[9]：

Q=VHW

(2)

S=c0QCT

(3)

式中：Q為洪峰流量，m3/s；W為流動平均寬度，m，交匯處和主溝取堆積寬度的1/3；S為總輸沙量，m3；T為為泥石流爆發(fā)歷時，s，取T=43 200；c0為總徑流量修正系數(shù),取0.25。

(3) 密度計(jì)算

鵝掌河泥石流的密度可以由以下公式計(jì)算[9]：

(4)

式中：ρd為泥石流密度，g/cm3；C為泥石流飽和濃度，g/cm3；θ為泥石流溝底坡度，(°)；ρ為泥石流漿體密度，g/cm3；C*為顆粒最大體積濃度，0.65；φ為顆粒休止角，(°)。

采用式(1)～式(4)計(jì)算各參數(shù)見表1。

表1　泥石流流速、流量、輸沙量和密度計(jì)算表

3　鵝掌河泥石流成因分析

豐富的物源、集中的強(qiáng)降雨和有利的地形是形成泥石流的3個基本條件，其中形成泥石流的能量來源為地形高差提供的勢能和其所轉(zhuǎn)化的動能，以及暴雨徑流提供的動能[10]。則木河斷裂構(gòu)造運(yùn)動使得滑坡、泥石流敏感性增高,強(qiáng)烈的人類工程活動降低了泥石流暴發(fā)的臨界降雨量值，從而使泥石流的爆發(fā)頻率增高。

3.1物源豐富

則木河斷裂帶的構(gòu)造活動和頻繁地震誘發(fā)大量滑坡、崩塌，成為鵝掌河泥石流的主要物源，因而該泥石流為典型的滑坡型泥石流溝[11]。

如圖4所示，流域內(nèi)共發(fā)育40處地質(zhì)災(zāi)害點(diǎn)，其中滑坡34處、崩塌3處、泥石流3處[12]?；掳l(fā)育于鵝掌河兩岸，規(guī)模以中小型土質(zhì)滑坡為主，總方量約83萬m3。大量滑坡物質(zhì)堆積于溝岸及陡坡地帶，結(jié)構(gòu)松散、固結(jié)性差、植被覆蓋率低，在降雨流水沖刷下，極易發(fā)生面侵蝕和整體下滑[13]。

省道改建產(chǎn)生的棄渣、村民移居開墾陡坡導(dǎo)致的面蝕，是誘發(fā)鵝掌河泥石流的第二大物源。省道(S212)沿線開挖邊坡及改擴(kuò)建二次削坡產(chǎn)生大量棄渣伴隨滑坡形成的松散物質(zhì)堆積于公路外側(cè)斜坡地帶或溝谷中，總量達(dá)12萬m3，并在形態(tài)上呈現(xiàn)出極易滑坡的高陡邊坡。同時，20世紀(jì)70年代末期,原住在高海拔地區(qū)(海拔2 000 m～3 500 m)的彝族村民開始下遷,逐漸移居至大箐鄉(xiāng)(海拔1 700 m～2 300 m),并開始?xì)Я珠_荒[14]，形成在強(qiáng)降雨作用下極易發(fā)生面蝕的無植被覆蓋的陡坡耕地區(qū)。

圖4鵝掌河泥石流工程地質(zhì)平面圖

通過遙感解譯，區(qū)內(nèi)共有易發(fā)生面蝕的區(qū)域23處，面積0.15 km2～0.6 km2，最大為1.19 km2，總面積約11.025 km2，通過調(diào)查可知面蝕區(qū)松散層厚度一般為0.1 m～0.5 m。計(jì)算出流域面蝕區(qū)松散物質(zhì)方量為15×104m2，其成分主要為殘坡積層松散的碎塊石土和昔格達(dá)組地層風(fēng)化后形成的粉土夾角礫。

昔格達(dá)組和紅層地層區(qū)的溝岸侵蝕作用，導(dǎo)致斜坡坡腳發(fā)生滑塌形成鵝掌河泥石流的新物源。昔格達(dá)組地層分布于則木河斷裂兩側(cè)，形成寬0.5 km～1.5 km、SE—NW向延伸約9 km的條帶，巖性為紫紅色、紅色和黃褐色的砂泥質(zhì)礫巖和粉砂質(zhì)黏土巖，厚度大于100 m；斷裂東側(cè)主要出露侏羅系、白堊系紅層粉砂巖、泥巖等。砂泥質(zhì)礫巖、黏土巖屬半成巖，固結(jié)性，砂巖、泥巖風(fēng)化程度高，這些軟弱巖體在構(gòu)造、風(fēng)化等作用下形成大量松散土體覆蓋在斜坡表面或堆積于坡腳，隨暴雨季節(jié)流水的沖刷、掏蝕將坡腳松散土體攜帶并參與泥石流活動。

3.2地形坡度大

流域內(nèi)地形起伏大、斜坡上緩下陡，水系發(fā)達(dá)、支溝縱坡降大，均為泥石流的發(fā)育提供有利地形。鵝掌河主溝長13.18 km，最高點(diǎn)海拔2 590 m(大箐梁子),最低點(diǎn)海拔1 510 m(邛海湖面)，平均縱坡降119‰。螺髻山隆升及斷裂構(gòu)造的擠壓抬升、河流下切等作用，造成了鵝掌河流域中上游呈深切割“V”型谷，下游至溝口段溝床較寬緩，呈“U”型谷，斜坡上緩下陡，坡度在20°～50°之間，滑坡型泥石流溝在該坡度下最利于淺層滑坡發(fā)育，且地形坡度影響泥石流的爆發(fā)較大[11]。

流域內(nèi)水系發(fā)達(dá)，長度大于1 km的支溝34條，水系密度達(dá)0.68條/km，各支溝平均縱坡降約245‰。強(qiáng)降雨形成的地表徑流在斜坡上部緩坡地帶有效的匯集，徑流形成的洪水高速通過中下部陡峻的山體，沖刷、鏟刮坡體表面松散物質(zhì)，攜帶沖入溝道中。湍急的洪水在縱坡降較大的支溝內(nèi)不僅高速運(yùn)動，而且沖刷溝道，攜帶早期溝道的沖積物，形成的泥石流匯集在相對較寬的主溝中，流速減緩并在主溝溝口堆積形成泥石流堆積區(qū)[15]。

3.3強(qiáng)降雨集中

區(qū)域內(nèi)降雨豐沛，干濕分明，雨季集中且多暴雨，為泥石流的啟動提供良好的水動力條件。鵝掌河所屬的西昌市近30年年平均降雨量為1 036.46 mm，如圖5所示,每年6月—9月份為雨季，占總降雨量的84.77%,其中7月份降雨量高達(dá)238.6 mm。流域內(nèi)雨型多為暴雨型，日、6 h、1 h、10 min最大降雨強(qiáng)度分別為199.5 mm、73.8 mm、35.2 mm、21.3 mm[12]。流域多年平均徑流深440 mm，多年平均徑流量2 210×104m3,多年平均流量0.7 m3/s,枯水期流量為0.46 m3/s。集中的強(qiáng)降雨為泥石流的爆發(fā)提供動能，此外降雨飽水軟化，加大了面蝕和崩滑體的發(fā)生幾率。

圖5西昌市三十年月平均降雨量

4　結(jié)　論

(1) 則木河斷裂帶的構(gòu)造活動和頻繁地震誘發(fā)大量滑坡、崩塌，昔格達(dá)組和紅層地層的溝岸侵蝕作用及省道改建產(chǎn)生的棄渣、陡坡耕地導(dǎo)致的面蝕，為鵝掌河泥石流形成提供豐富物源，物源儲量約107萬m3。流域內(nèi)屬構(gòu)造侵蝕剝蝕中山地貌，上緩下陡的凸形坡，大縱坡降的支溝為泥石流的發(fā)育提供有利地形，在集中強(qiáng)降雨作用下促使鵝掌河泥石流的頻繁爆發(fā)。

(2) 鵝掌河泥石流滑坡壩堰塞體潰壩后刨蝕流通區(qū)溝岸形成直線陡坡，在經(jīng)過大拐彎與碰撞，溝道寬緩，數(shù)次泥石流堆積成現(xiàn)有堆積扇。泥石流不僅淤積在湖口形成堆積扇，而且含沙的洪水、泥石流還潛人湖底，形成濁流在湖底部繼續(xù)運(yùn)動、堆積形成水下堤，淤積邛海。

(3) 鵝掌河自大地震后爆發(fā)特大型泥石流，目前暴發(fā)的頻率有增高的趨勢。泥石流的爆發(fā)與降雨量和地震呈正相關(guān)性，即表現(xiàn)為顯著的地震和強(qiáng)降雨耦合效應(yīng)控制。

(4) 綜合分析，鵝掌河泥石流的成災(zāi)機(jī)理為：則木河斷裂帶構(gòu)造、地震活動-滑坡、崩塌、溝岸侵蝕-集中強(qiáng)降雨-洪水-泥石流-咽喉口堰塞體-潰壩咆侵溝岸-溝口形成洪積扇(毀害農(nóng)田居民)-河道濁流-水下堤(淤積邛海)。

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Analysis of Development Characteristics and Mechanism of Goose Foot River Debris Flow in Xichang City

LI Changshun1, XIE Jizun2, LIAO Wei1

(1.GeologicalSurveyInstituteofSichuan,Chengdu,Sichuan610081,China; 2.ChengduUniversityofTechnology,StateKeyLaboratoryofGeol-DisasterPreventionandGeo-EnvironmentalProtection,Chengdu,Sichuan610059,China)

Based on field investigations and remote sensing image, we analyzed the history of geological setting and debris flow activities and expounded the features and formation mechanism of Goose Creek debris flow. The results are as follows. Firstly, the debris flow development process are that earthquakes-deposits from collapse and landslide, heavy rainfall-surface erosion-debris flow-landslide damming body-alluvial fan-Turbidity dike underwater. Secondly, the symbolic performance of the disasters is highly frequent debris flow, which was formed in Goose Foot River after the seven grade earthquake happened in Xichang back in 1850. The debris flow is controlled by the coupling effect of earthquake and heavy rainfall. Lastly, rich provenances, great terrain difference caused by upper and lower slope and enough water power supplied by regional concentrated and heavy rainfall make the large scale debris flow possible. As a result, only by strengthening monitoring and early warning for the new landslides and water level during the rainy season, the debris flow can be prevented and the disastrous losses be decreased.

goose creek debris flow; zemu river fault; forming mechanism of debris flow; coupling effect of earthquake and heavy rainfall

10.3969/j.issn.1672-1144.2016.04.008

2016-03-12

2016-04-05

中國地質(zhì)調(diào)查局地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(12120113010600)；國家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41172278,41572291)

李長順(1982—)，男，遼寧沈陽人，工程師，主要從事地質(zhì)災(zāi)害的調(diào)查和研究工作。 E-mail:183091257@qq.com

P642.23

A

1672—1144(2016)04—0036—06