成都龍門山地震區(qū)波狀剝蝕過程及其成因

李 俊，陳寧生，趙苑迪

(1．四川理工學(xué)院土木工程學(xué)院，四川 自貢 643000;2．橋梁無損檢測與工程計(jì)算四川省高校重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 自貢 643000;3．中國科學(xué)院、水利部成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所，成都 610041)

引 言

成都龍門山地震區(qū)是指青藏高原東緣龍門山區(qū)，是由成都管轄的都江堰、彭州、大邑和邛崍4 縣市所在的條帶狀山區(qū)，面積2784.9 km2，如圖1 所示。成都龍門山地震區(qū)與日本，菲律賓，臺(tái)灣山區(qū)，中南美洲的安弟斯山脈，北美洲落基山脈，歐洲的阿爾卑斯山區(qū)，喜馬拉雅山區(qū)等類似山區(qū)均存在強(qiáng)烈的地震降雨，地震構(gòu)造運(yùn)動(dòng)和極端氣候強(qiáng)烈地影響著這些區(qū)域的剝蝕與災(zāi)害［1-5］。震后強(qiáng)烈的剝蝕和山洪泥石流災(zāi)害問題成為人們研究的焦點(diǎn)［6-9］。

前人對地震后、暴雨作用下的山洪泥石流災(zāi)害的規(guī)模和防治技術(shù)展開過研究［1，10］，也研究了諸如日本關(guān)東地震和臺(tái)灣Chi － Chi 地震等震后極端的剝蝕速率［11-13］，然而有關(guān)剝蝕的動(dòng)態(tài)過程模型和震后災(zāi)害的定量預(yù)測方面的研究依然薄弱。此外，有研究發(fā)現(xiàn)地震和降水的綜合作用使得剝蝕先增加而后減少［14］，然而如何評(píng)估二者的綜合影響無論在理論方法還是實(shí)踐案例上均十分缺乏。鑒于此，本文選擇2008 年汶川震后經(jīng)歷過7 個(gè)水文年的具有代表性的濕潤龍門山地震帶白沙－龍溪河流域中下游( 面積為188.5 km2) 為研究對象( 圖1) ，定量揭示區(qū)域剝蝕速率的波狀動(dòng)態(tài)變化過程及山洪與泥石流災(zāi)害的演化特征，預(yù)測汶川地震后剝蝕與災(zāi)害的發(fā)展趨勢。

圖1 成都龍門山帶及研究核心區(qū)龍溪－白沙河流域位置及其地質(zhì)背景

1 研究方法

選取龍溪河和白沙河流域的中下游段為研究對象，基于分辨率為2.5 m 的sport 衛(wèi)星影像資料，依據(jù)滑坡崩塌的影像特征，解譯崩滑體范圍?；诨聟^(qū)厚度、面積和坡度的統(tǒng)計(jì)模型［15］確定區(qū)域的滑坡崩塌分布和松散固體物質(zhì)總量，揭示流域的剝蝕背景。

研究區(qū)的小流域劃分為發(fā)生過泥石流災(zāi)害的泥石流小流域和僅有山洪災(zāi)害的山洪小流域2 類。山洪泥石流溝與龍溪河斷面分布位置如圖2 所示。各年山洪泥石流空間分布情況如圖3 所示。

成都龍門山區(qū)剝蝕過程研究技術(shù)路線如圖4 所示。

首先，根據(jù)不同流域的的特征，分別采用3 種方法獲得剝蝕速率。方法( A) :2010 年龍溪河區(qū)域多溝暴發(fā)泥石流，并使得河道淤積極為嚴(yán)重，山洪泥石流剝蝕的物質(zhì)瞬間淤積于干流河道。這種情況下，以清淤后原來的河床面為基礎(chǔ)，結(jié)合淤積物的洪痕，實(shí)際測量淤積斷面的厚度，最終確定其平均厚度和淤積總量，進(jìn)而計(jì)算流域平均剝蝕數(shù)量。方法(B):選擇典型的山洪流域，基于已經(jīng)建設(shè)的攔沙壩攔截的泥沙總量與匯水面積確定其平均剝蝕速率，并以此速率的平均數(shù)值近似地作為區(qū)域山洪小流域的剝蝕速率。對建有攔沙壩的泥石流小流域，依據(jù)建壩時(shí)間和淤積數(shù)量，確定小流域的剝蝕數(shù)量，基于各年剝蝕模數(shù)，計(jì)算獲得2008－2014 年共計(jì)7 個(gè)水文年的剝蝕模數(shù)。方法(C):對于堆積物堆于堆積扇上的泥石流流域，采用測量的方法確定泥石流堆積總量和剝蝕速率?；诟髂陝兾g模數(shù)，計(jì)算獲得2008－2014 年共計(jì)7 個(gè)水文年的剝蝕模數(shù)。

圖2 典型山洪泥石流溝與龍溪河斷面的分布位置圖

圖3 研究區(qū)各年山洪、泥石流的空間分布情況

圖4 成都龍門山區(qū)剝蝕過程研究技術(shù)路線圖

在獲得2008 － 2014 年剝蝕速率的基礎(chǔ)上，參照1923 年日本關(guān)東地區(qū)震后30 ～40 年的剝蝕速率遞減特征來推測汶川地震后的剝蝕速率，并結(jié)合龍門山區(qū)震前年均剝蝕速率0.3 mm 等指標(biāo)，采用數(shù)值模擬方法確定成都龍門山區(qū)震后區(qū)域的剝蝕過程。進(jìn)一步參照區(qū)域歷史地震特征，確定震后剝蝕速率的周期性演化過程。最后，鑒于歷史泥沙淤積山洪災(zāi)害多和城鎮(zhèn)不斷遷移有關(guān)的特點(diǎn)，分析剝蝕、淤積和災(zāi)害及人類遷移之間的災(zāi)害效應(yīng)。

2 研究結(jié)果

研究區(qū)內(nèi)2009 － 2014 年泥石流平均剝蝕速率見表1。

表1 2009 －2014 年泥石流平均剝蝕速率

從表1 可知，2014 年無山洪泥石流災(zāi)害發(fā)生，根據(jù)2009 －2013 年泥石流輸移的一次泥石流固體物質(zhì)總量，計(jì)算得出2009 年至2014 年每年泥石流年均剝蝕速率。

據(jù)實(shí)地調(diào)查，2008 年汶川震后水打溝與黃家坪溝無泥石流發(fā)生，但每年均有山洪發(fā)生，各山洪溝壩體淤積量見表2 ，可將二者的流域平均年剝蝕速率視為區(qū)域山洪平均剝蝕速率。

表2 各山洪溝壩體淤積量

從表2 可知，水打溝與黃家坪溝的山洪剝蝕速率分別為1.9 mm/a，1.4 mm/a，則2011 年至2013 年區(qū)域山洪平均剝蝕速率為1.7 mm/a，同時(shí)2009 年與2010 年區(qū)域山洪年均剝蝕速率也采用1.7 mm/a。

根據(jù)加權(quán)平均法，結(jié)合表1 和表2 數(shù)據(jù)，得出研究區(qū)域內(nèi)各年( 除2010 年以外) 的山洪泥石流年均剝蝕速率，結(jié)果見表3。

表3 2009 －2014 年各年區(qū)域剝蝕速率

2010 年研究區(qū)即龍溪河流域與白沙河流域的山洪泥石流年均剝蝕速率獲取過程如下所述。2010 年龍溪河流域暴發(fā)了群發(fā)性泥石流，流域內(nèi)幾乎所有的泥石流溝均發(fā)生了泥石流災(zāi)害( 圖3) ，山洪泥石流攜帶大量的松散固體物質(zhì)淤滿河道。根據(jù)實(shí)測的淤積厚度和淤積范圍，估算山洪泥石流剝蝕量。根據(jù)實(shí)測結(jié)果，2010 年龍溪河松散固體物質(zhì)淤積面積為995 786 m2，平均淤積厚度約5.8 m，總淤積量為5 775 559 m3，而龍溪河全流域的面積為78.79 km2，則當(dāng)年均剝蝕速率為73.3 mm/a。而2010 年，白沙河流域的深溪溝、干溝、關(guān)鳳溝有泥石流發(fā)生，時(shí)間為8 月13 日14 時(shí)。2010 年白沙河泥石流年均剝蝕速率為52.9 mm/a。2010 年白沙河泥石流分布面積為36.20 km2，山洪分布面積為73.52 km2。2010年白沙河小流域泥石流年均剝蝕速率見表4。從表4 可知，白沙河區(qū)域山洪年均剝蝕速率為1.66 mm/a，可得2010 年白沙河山洪泥石流年均剝蝕速率為18.5 mm/a。最后，2010 年龍溪河山洪泥石流年均剝蝕速率為73.3 mm/a，而白沙河流域山洪泥石流年均剝蝕速率為18.5 mm/a，兩者取平均，2010 年研究區(qū)山洪泥石流年均剝蝕速率為45.9 mm/a。

表4 2010 年白沙河小流域泥石流年均剝蝕速率

2.1 成都龍門山區(qū)剝蝕過程

2.1.1 剝蝕過程數(shù)值模擬

成都龍門山區(qū)剝蝕速率隨時(shí)間的演化過程模式如圖5 所示。

圖5 成都龍門山區(qū)剝蝕速率隨時(shí)間的演化過程模式

從圖5 可知，2007 －2010 年究區(qū)域的剝蝕速率出現(xiàn)強(qiáng)烈增加，從0.3 mm/a 增加到18.4 mm/a，再增加到45.9 mm/a，之后，于2011 年回落到2.8 mm/a，2012 年回落到1.70 mm/a，2013 年略有增加、達(dá)到6.0 mm/a，2014 年又回落到1.70 mm/a，由此表明研究區(qū)域的剝蝕速率呈現(xiàn)出波狀震蕩的衰減過程，該剝蝕衰減過程可用高斯方程模擬，見式( 1) 。該高斯方程由2 個(gè)包絡(luò)線控制，上包絡(luò)線代表剝蝕的峰值，見式( 2) ，是一個(gè)先大后小的雙曲線下降過程，擬合度達(dá)到93%。下包絡(luò)線代表剝蝕的低谷數(shù)值，見式( 3) ，其隨時(shí)間的變化呈指數(shù)下降，擬合度為73%。

式(1) 為成都龍門山剝蝕衰減模型。式中，Er為剝蝕速率，mm/a;A 為單個(gè)波動(dòng)過程的面積，為某一時(shí)段的剝蝕深度，介于6 mm/a ～45.9 mm/a; ω 為單一波動(dòng)過程1/3 的波高的波寬，反映一波剝蝕過程持續(xù)的時(shí)間，介于0.56 a ～0.58 a;X 為剝蝕速率對應(yīng)的某年時(shí)間，a;Xc為每一個(gè)波的特點(diǎn)因波所在的時(shí)間位置，a。

式(2) 和式(3) 分別為成都龍門山剝蝕衰減過程的上包絡(luò)線和下包絡(luò)線。式中，Y1為泥石流逼近線方程的剝蝕速率，mm/a，Y2為洪水逼近線方程的剝蝕速率，mm/a。

由式(2) 可預(yù)測汶川地震16 年后，即2030 年，峰值剝蝕速率降到了1.70 mm/a，與泥石流不發(fā)育的2014 年在同一水平，由此可推算出此后無大規(guī)模泥石流發(fā)生。剝蝕的波動(dòng)過程顯示區(qū)域的最大剝蝕速率為45.9 mm/a，表明震后大規(guī)模泥石流發(fā)育后，形成的剝蝕速率可以達(dá)到震前平均剝蝕速率(0.3 mm/ a) 的153 倍。依據(jù)上包絡(luò)線與下包絡(luò)線相交的橫坐標(biāo)估算，81 年后區(qū)域平均剝蝕速率恢復(fù)到0.3 mm/a，回到震前的狀態(tài)。2.1.2 2009 －2014 年剝蝕速率與降雨強(qiáng)度關(guān)系分析

震后環(huán)境下剝蝕速率的變化與降雨息息相關(guān)，為進(jìn)一步探討龍門山地震區(qū)波狀剝蝕的形成過程，對剝蝕速率與最大1 小時(shí)降雨量的關(guān)系進(jìn)行分析。

首先調(diào)查2009 －2014 年研究區(qū)的山洪泥石流災(zāi)害，確定災(zāi)害發(fā)生的時(shí)間。然后選取距災(zāi)害點(diǎn)較近( 間距＜10 km) 、海拔與災(zāi)害點(diǎn)一致的氣象臺(tái)，其降雨量數(shù)據(jù)作為災(zāi)害點(diǎn)的雨量特征值( 即最大1 h 降雨量) 。研究區(qū)域各年最大1 h 降雨量與年均剝蝕速率見表5。進(jìn)而對最大1 h 降雨量和山洪泥石流年均剝蝕速率進(jìn)行回歸分析，回歸模型如圖6 所示。

表5 研究區(qū)域各年最大1 h 降雨量與年均剝蝕速率

從圖6 可知，年均剝蝕速率與最大1 h 降雨量之間具有良好的耦合關(guān)系，其回歸模型見式( 4) ，R2為0.6。根據(jù)回歸模型可預(yù)測當(dāng)1 h 降雨量超過80 mm 時(shí)，該年的山洪泥石流年均剝蝕速率將急劇增加，從而導(dǎo)致地質(zhì)災(zāi)害發(fā)生概率也會(huì)增加。

圖6 2010 年－2014 年平均剝蝕速率與最大1 h 降雨量回歸模型

式中，y 為年均剝蝕速率，mm/a; x 為最大1h 降雨量，mm。

2.2 剝蝕速率變化的成因分析

前人研究表明剝蝕過程是由區(qū)域內(nèi)松散固體物質(zhì)的數(shù)量變化、土體固結(jié)的過程、生態(tài)環(huán)境和降水的波動(dòng)性所決定的［3，16-17］。

采用遙感方法確定:2009 年初，龍溪－白沙河中下游188.50 km2區(qū)域內(nèi)的崩滑區(qū)占總面積的3.3%，崩滑體的平均厚度為8.8 m，松散固體物質(zhì)總量為5590.19萬m3。2009 －2014 山洪泥石流總剝蝕量為76.5 mm，占區(qū)域松散層厚度的25.8%，說明松散固體物質(zhì)的減少是泥石流迅速減少的重要原因。其次，汶川地震后的2014年，滑坡區(qū)域的植被覆蓋率增加到91%，生態(tài)的好轉(zhuǎn)也會(huì)減少區(qū)域的剝蝕。此外，在震后早期，松散土體的密度通常小于1.70 g/cm3，之后松散土體隨時(shí)間逐漸固結(jié)，使得泥石流物源區(qū)土體密度增大，高密度土體的剪漲導(dǎo)致能量的消散，從而使得泥石流形成難度增加［18］。山洪泥石流的快速剝蝕、植被的恢復(fù)及殘余松散固體物質(zhì)的固結(jié)是剝蝕減少的重要原因，這決定了剝蝕的總體減小趨勢，本文的研究也很好地印證了這一點(diǎn)。降水則決定了剝蝕的波動(dòng)，2008 －2014 年研究區(qū)域的泥石流發(fā)育受5 年一遇到20 年一遇不同頻率暴雨( 表5) 的影響。

濕潤地震山區(qū)剝蝕速率先增加后波狀衰減趨勢系由滑坡為主體的大量松散物源的變化決定的，這具有普遍性，而剝蝕的增量決定災(zāi)害的可能規(guī)模。在Tanzawa 東部地區(qū)39.2 km2的Nakagawa 流域，其滑坡面積比例從1923年的26.8%降到1978 年的2.3%，其間降水有波動(dòng)［11］;1999 年臺(tái)灣Chi－Chi 地震后，由于滑坡增加，在43.93 km2的Jou－Jou 流域，其年剝蝕率從震前的2.67 mm/a 增至震后的6.04 mm/a，但震后6 年滑坡面積從18.7%降到3.26%，相應(yīng)地，剝蝕速率呈減少趨勢［12］。喜馬拉雅山中西部山區(qū)震前剝蝕速率為2.0 mm/a，2015 年尼泊爾地震后滑坡的大量增加同樣引發(fā)了剝蝕速率的立即增加，之后會(huì)逐漸減?。?9］。通常剝蝕增量增加的幅度越大，則震后形成的次生災(zāi)害的嚴(yán)重程度更高，本文也發(fā)現(xiàn)成都龍門山區(qū)地震頻率低、降水強(qiáng)烈的區(qū)域其剝蝕速率的增幅較大，達(dá)50 倍，導(dǎo)致震后災(zāi)害十分突出。而地震頻繁、降水更豐富地區(qū)其剝蝕速率增幅較小，如臺(tái)灣僅有3 ～5 倍，其災(zāi)害的增加數(shù)量也相對較少。

3 結(jié) 論

綜合以上研究得出如下結(jié)論:

(1) 汶川地震以后，成都龍門山區(qū)的剝蝕表現(xiàn)為先增加、后逐步減少的波狀過程，整個(gè)過程可用高斯方程模擬。

(2) 基于剝蝕過程的模擬方程，可預(yù)測:成都龍門山區(qū)域在震后81 年，其剝蝕速率將回到震前的0.3 mm，震后26 年( 即2034 年后) 該地區(qū)難以暴發(fā)泥石流災(zāi)害。

(3) 震后剝蝕與災(zāi)害加重及其后逐漸減少的波狀過程受松散固體物質(zhì)數(shù)量和降水的控制。而松散固體物質(zhì)數(shù)量受剝蝕量、植被恢復(fù)度和土體固結(jié)度的影響而呈現(xiàn)先增加后逐步減少的變化，并控制著剝蝕過程呈雙曲線降低趨勢;降水的波動(dòng)導(dǎo)致了剝蝕波動(dòng)。