滑坡類泥石流稀化判別模型
——以西昌市官壩河為例

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.中國科學(xué)院、水利部成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所, 四川 成都 610041)

0 引言

滑坡類泥石流是滑坡在運動過程中轉(zhuǎn)化形成的泥石流，其性質(zhì)通常為容重較高的黏性泥石流[1]，也稱為滑坡型泥石流?；骂惸嗍魅笾骺匾蛩貫樗?、松散物源和坡度。當(dāng)溝道兩岸坡體提供的水土比增大和溝道比降減小時，滑坡類泥石流將逐漸稀化為高含沙水流或稀性泥石流或洪水，我們把這種過程叫做滑坡類泥石流稀化過程[2]，水土比等于清水流量除以平均松散物源厚度。在中國西南山區(qū)，流域面積為30～200 km2的流域滑坡類泥石流稀化現(xiàn)象較為普遍。例如2013年8月13日流域面積為78.79 km2的都江堰龍溪河發(fā)生滑坡類泥石流稀化現(xiàn)象[3]、金沙江上游流域面積為103.6 km2的海子溝近些年經(jīng)常發(fā)生滑坡類泥石流稀化現(xiàn)象[4]。川藏公路流域面積為86.1 km2的培龍溝發(fā)生過滑坡類泥石流稀化現(xiàn)象[5]。

目前有關(guān)泥石流稀化過程和機理雖然做了一些研究，但依然存在以下三方面的問題：(1)學(xué)者們明確地定義泥石流稀化指標(biāo)及其影響因素[2, 6-8]，稀化指標(biāo)包括容重和含沙量，影響因素有泥深，物源補給量，溝道比降和流速。學(xué)者們進一步研究火山泥石流稀化過程和特征[8-10]，還研究滑坡類泥石流的容重和流量及流速變化規(guī)律[11-13]，但基于水源、松散物源和坡度等因素動態(tài)地揭示泥石流稀化特征和稀化過程的研究依然較少；(2)雖然宏觀上我們知道滑坡類泥石流溝道存在稀化過程[14]，但由于缺少相應(yīng)的調(diào)查研究方法，也缺少典型的案例，泥石流稀化的詳細物理過程模型依然缺少認識。(3)泥石流稀化過程的預(yù)測模型的缺少阻礙了泥石流稀化過程的定量化研究和機理的進一步認識，也使得黏性泥石流、稀性泥石流、高含沙水流和洪水的防治工程難以因地制宜地分類實施[15]。

我們研究水源、松散物源和坡度動態(tài)變化下的滑坡類泥石流稀化過程的模型有助于區(qū)分黏性泥石流、稀性泥石流、高含沙水流和洪水的運動范圍，從而更好地采取具有針對性的工程防治措施。例如，黏性泥石流的防治以固攔排為主，而高含沙水流、稀性泥石流和洪水的防治以排+清淤為主；又如黏性泥石流的排導(dǎo)比降一般為5%～18%，排導(dǎo)槽多采用梯形或矩形等形式；而高含沙水流、稀性泥石流和洪水的排導(dǎo)比降一般為3%～10%，排導(dǎo)槽以窄深形式為佳[16]。

作者選擇流域面積為137.24 km2的1998年7月6日官壩河泥石流稀化過程為典型案例，分析該次泥石流的稀化特征及其過程，在此基礎(chǔ)上，建立泥石流稀化過程的判別模型。

1 方法

官壩河是邛海的一級支流，位于西昌市川興鎮(zhèn)東北方，屬青藏高原東南部螺髻山系，東連昭覺縣，北接喜德縣，西與著名的瀘山風(fēng)景區(qū)遙相對應(yīng)。流域中上游為昭覺縣普詩鄉(xiāng)、瑪增依烏鄉(xiāng)，中下游為西昌市大興鄉(xiāng)，下游為西昌市川興鎮(zhèn)。官壩河流域面積137.24 km2，主溝平均縱比降64.4‰，主溝長24.12 km，流域最高海拔3 264 m，在匯入邛海處海拔1 510 m，相對高差達1 754 m。

基于典型的1998年官壩河泥石流案例，采用相關(guān)模型計算泥石流11個斷面位置的容重、清水流量、泥石流流量、平均松散固體物質(zhì)厚度和溝道比降，依據(jù)容重劃分官壩河泥石流稀化過程，通過Lorentz數(shù)值模擬建立基于水土比和溝道比降的泥石流稀化判別模型，最后采用典型的2010年8月13日高橋溝泥石流案例檢驗?zāi)嗍飨』袆e模型的正確性。本文的技術(shù)路線主要包括以下6方面：(1)在1～11斷面位置(圖1)，分別采集了11個1998年泥石流土樣，通過顆分試驗獲取了這11個土樣的顆粒級配曲線，以顆粒級配曲線為基礎(chǔ)，據(jù)泥石流容重計算公式[17]計算得出1～11斷面的泥石流容重。容重大于1.70 t/m3小于2.30 t/m3的流體是黏性泥石流，容重介于1.40～1.70 t/m3的流體是稀性泥石流。(2)據(jù)1∶50 000官壩河地形圖確定1～11斷面的溝道比降J、流域面積F、溝道長度L，采用推理公式法確定了Ⅰ～Ⅺ斷面以上的清水流量。(3)基于遙感影像判識和物源體積計算模型[18]，獲取2010年滑坡松散坡積物、溝道堆積物和坡面侵蝕物的體積，并根據(jù)野外調(diào)查驗證物源體積估算結(jié)果。基于以上計算的物源體積，筆者分別統(tǒng)計了1～11斷面以上的物源總體積，將11個斷面以上的物源總體積除以匯水面積得出了1～11斷面以上平均松散固體物質(zhì)厚度。由文獻[19]和文獻[20]知，1998年官壩河泥石流發(fā)生前的松散物源量可以采用2010年松散物源量近似代替，將各斷面以上的清水流量除以平均松散物源厚度得出1～11斷面以上各位置處的水土比。(4)根據(jù)容重劃分官壩河泥石流稀化過程。(5)根據(jù)Lorentz三維數(shù)值模型，建立基于水土比和溝道比降的泥石流稀化判別模型。(6)采用2010年8月13日汶川震后地區(qū)高橋溝、1996年8月11日金沙江白鶴灘水電站海子溝滑坡類泥石流案例檢驗?zāi)嗍飨』袆e模型的正確性。

圖1 官壩河11個斷面位置Fig.1 11 positions of cross sections in the Guanba River

2 泥石流稀化特征及其過程

通過以下分析，得出三點稀化特征，分別為泥石流稀化過程發(fā)生于水土比大量增加之后、泥石流稀化以后細顆粒比例增加和顆粒級配“窄化”?；谀嗍飨』卣骱腿葜刂?，劃分泥石流稀化過程為上游的黏性泥石流段(1～5段)，中下游的過渡性泥石流段(5～6段)，下游的稀性泥石流段(6～11段)。

2.1 稀化特征

2.1.1泥石流稀化過程發(fā)生于水土比大量增加之后

當(dāng)松散固體物質(zhì)補給量突然減少、清水流量突然增加和溝道比降變小時，黏性泥石流不會立即轉(zhuǎn)化為稀性泥石流，而是在繼續(xù)運動很長的一段距離后才轉(zhuǎn)化為稀性泥石流，也就是說黏性泥石流稀化過程發(fā)生于水土比大量增加之后。據(jù)圖2知，清水流量、泥石流流量、平均松散固體物質(zhì)厚度和溝道比降在4～5段內(nèi)變化幅度均較大，其中清水流量和泥石流流量增幅達50%、48%，平均松散固體物質(zhì)厚度減幅達51%，比降減幅達13%。然而4～5段流體的性質(zhì)依然為黏性泥石流，究其原因是水土比和溝道比降沒有超過黏性泥石流轉(zhuǎn)化為稀性泥石流所需的臨界值。在5～6段，隨著清水流量的繼續(xù)增加，平均松散固體物質(zhì)厚度和溝道比降的繼續(xù)減少，黏性泥石流在運動4.93 km后才轉(zhuǎn)化為稀性泥石流。這表明泥石流稀化過程發(fā)生于水土比大量增加之后。

圖2 官壩河泥石流稀化過程Fig.2 Dilution process of debris flows in the Guanba River

2.1.2泥石流稀化以后細顆粒比例增加并且顆粒級配“窄化”

圖3 官壩河泥石流顆粒級配曲線Fig.3 Particles size distribution of debris flows in the Guanba River

據(jù)圖3知，泥石流稀化以后出現(xiàn)了細顆粒比例增加的現(xiàn)象。泥石流從斷面1運動至斷面11的過程中，礫石含量由75.5%逐漸降低為0，砂粒含量由15.7%增加至48.9%，粉土由2.5%逐漸增加為51.1%，黏土由6.3%逐漸降低為0。泥石流流體礫石和黏土含量逐漸減小，而砂粒和粉土含量逐漸增多的現(xiàn)象說明了泥石流在稀化以后細顆粒比例增加。受泥石流細顆粒比例增加的影響，泥石流顆粒級配逐漸“窄化”。斷面1顆粒級配范圍包括礫石、砂粒、粉土、黏土，斷面5為顆粒級配范圍包括細礫石、砂粒、粉土和黏土，斷面11顆粒級配范圍包括粉土和細砂，無礫石和黏土。斷面1～11的土樣顆粒級配范圍說明泥石流流體的顆粒級配逐漸“窄化”。泥石流稀化以后細顆粒比例增加及顆粒級配“窄化”的原因有可能是：隨著水土比的增加和溝道比降的減小和流體內(nèi)部黏土顆粒的減少，泥石流體積濃度逐漸降低，固體物質(zhì)開始有分選地被搬運，粗顆粒因沉積作用而逐漸減少，細顆粒(細砂和粉土)仍能保持懸移，隨著泥石流紊動性的增強，更多的細顆粒進入泥石流中。

2.2 稀化過程

根據(jù)11個斷面的泥石流容重值和稀化特征，劃分1998年官壩河泥石流稀化過程(圖4)。1～5段為黏性泥石流段，5～6段為黏性泥石流轉(zhuǎn)化為稀性泥石流段，6～11段為稀性泥石流段。在水土比大量增加和溝道比降繼續(xù)減小的影響下，中下游黏性泥石流逐漸轉(zhuǎn)化為稀性泥石流，其容重急劇減小的主要原因為：在5～6段內(nèi)泥石流泥深受溝道展寬(官壩河中下游溝道寬度范圍為20～80 m)的影響逐漸減小，泥深和溝道比降的共同減小使得黏性泥石流的拖曳力減小，泥石流拖曳力的減小導(dǎo)致了泥石流侵蝕作用變?nèi)?，在泥石流不能通過侵蝕作用獲得更多固體物質(zhì)的情況下，麻雞窩河和新仁寺河大量的低密度水流稀釋泥石流體，導(dǎo)致泥石流的容重急劇減小，黏性泥石流轉(zhuǎn)化為稀性泥石流。

圖4 1998年官壩河泥石流稀化過程Fig.4 Dilution process of debris flows in the Guanba River in 1998

3 泥石流稀化判別模型

依據(jù)泥石流細顆粒含量計算的容重值，我們可以非常容易劃分泥石流稀化過程。然而，自汶川地震、蘆山地震和魯?shù)榈卣鸢l(fā)生后，中國西南山區(qū)有非常多的泥石流流域，這些流域容易發(fā)生泥石流稀化現(xiàn)象[15, 21]。因泥石流細顆粒含量計算容重的方法需要花費大量的人力和物力去搜集中國西南山區(qū)泥石流或山洪的土樣，所以該方法不適合快速判別泥石流稀化過程。因而目前急需一種快速而穩(wěn)定的泥石流稀化判別模型，以便于分段防治黏性泥石流災(zāi)害或稀性泥石流災(zāi)害。為達到此目的，本文建立了一種基于水土比和溝道比降的泥石流稀化判別模型，其中水土比和溝道比降通過遙感影像和1∶50 000地形圖快速獲取，泥石流稀化判別模型的建立過程如下所述。

由第2小節(jié)知，泥石流稀化的過程與水土比和溝道比降關(guān)系密切?；赑earson相關(guān)系數(shù)法，筆者計算了泥石流容重與水土比和溝道比降的相關(guān)系數(shù)。擬合結(jié)果表明，容重與比降呈正相關(guān)性，相關(guān)系數(shù)為0.97。容重與水土比呈負相關(guān)性，相關(guān)系數(shù)-0.89(表1)。這表明，容重與水土比和比降的相關(guān)性較好。通過擬合，可建立基于水土比和比降的泥石流稀化判別模型。

表1 1998年官壩河泥石流容重、水土比和比降Table 1 The density, water soil ratio and channel gradient in the Guanba River in 1998

泥石流稀化判別模型采用已有的Lorentz三維模型，該模型的數(shù)學(xué)方程為：

(1)

γ0——最小容重值，取1.4 t·m-3;

A——泥石流最大容重值與最小容重值的差值，單位為t·m-3;

Cv——水土比，Cv>0，單位為m3·s-1·cm-1；

C——泥石流最大容重值對應(yīng)的水土比；

ω1——0.5A對應(yīng)的水土比最大值；

J——溝道比降，J>0，單位為‰;

Jc——泥石流最大容重值對應(yīng)的比降;

ω2——0.5A對應(yīng)的比降最大值。

公式(2)是泥石流稀化判別模型的具體表達式。泥石流稀化判別模型的擬合均方差R2為0.94。這說明該模型的擬合精度較高。泥石流稀化判別模型的適用條件包括Lorentz模型的水土比取值范圍為0～632.62 m3/s·cm和溝道比降取值范圍為0～21.14%。

R2=0.94

(2)

由圖5可知，該模型中官壩河泥石流容重隨著水土比增加以及溝道比降減小而逐漸減小，基于水土比和溝道比降的泥石流稀化判別模型能夠較好地反映1998年官壩河泥石流稀化過程。在一定條件下，泥石流稀化判別模型可用于預(yù)測中國西南山區(qū)滑坡類溝道泥石流的稀化過程。

圖5 容重，比降和水土比擬合曲線Fig.5 The fitting curve of the density, water soil ratio and channel gradient

4 模型驗證

本文選取了龍門山地震山區(qū)高橋溝2010年8月13日泥石流、金沙江白鶴灘水電站海子溝1996年8月11日泥石流作為評價泥石流稀化判別模型適用性的案例。高橋溝屬綿遠河一級支溝，該溝流域面積為40 km2，主溝道長度為12.5 km，溝道平均縱比降為7.4%。2010年8月13日高橋溝在強降雨(最大1 h降雨量為70 mm)作用下發(fā)生了50年一遇的泥石流稀化現(xiàn)象。海子溝位于云南省東北部，流域面積103.6 km2，主溝長21.1 km，溝床平均縱比降為110‰。1996年8月11日海子溝在強降雨作用下發(fā)生了超100年一遇的泥石流稀化現(xiàn)象。

依據(jù)文獻[22]提供的高橋溝資料和《金沙江白鶴灘水電站海子溝泥石流特性研究報告》提供的海子溝泥石流資料，采用官壩河泥石流稀化判別模型計算高橋溝和海子溝泥石流稀化過程，其計算結(jié)果見表2。

表2 高橋溝和海子溝泥石流稀化過程計算表Table 2 The calculation results of dilution processes of debris flows in Gaoqiao Gully and Haizi Valley

由計算結(jié)果可知，隨著兩岸提供的水土比增加和溝道比降的逐漸減小，黏性泥石流在運動過程中逐漸轉(zhuǎn)化為稀性泥石流。泥石流稀化判別模型預(yù)測的高橋溝和海子溝泥石流稀化過程與實際稀化過程一致。在這兩條泥石流稀化過程案例中，官壩河泥石流稀化判別模型中容重的平均計算誤差為3.2%，這表明泥石流稀化判別模型具有一定的適用性。

此處需要指出的是：由官壩河泥石流典型案例建立的泥石流稀化過程的判別模型只是一個初始性工作，在今后的研究中研究更多的泥石流稀化案例，以期進一步完善可預(yù)測泥石流稀化過程的判別模型。

5 結(jié)論

(1)1998年官壩河泥石流稀化特征有三點，包括泥石流稀化過程發(fā)生于水土比大量增加之后和泥石流稀化以后細顆粒比例增加和顆粒級配“窄化”。

(2)官壩河稀化過程可分為上游的黏性泥石流段，中下游的過渡性泥石流段，下游的稀性泥石流段。在泥石流不能通過侵蝕作用獲取更多的固體物質(zhì)的情況下，麻雞窩河和新仁寺河大量的低密度水流稀釋泥石流體是黏性泥石流轉(zhuǎn)化為稀性泥石流的主要原因。