汶川县烧房沟高位泥石流成灾模式研究

何元宵，魏昌利，莫家伟，廖维

(四川省地质调查院 ，成都 610081)

汶川县烧房沟高位泥石流成灾模式研究

何元宵，魏昌利，莫家伟，廖维

(四川省地质调查院 ，成都 610081)

通过收集资料、遥感解译、现场调查等手段，评价了烧房沟泥石流物源，分析了泥石流形成过程，评述了防治工程效果。认为烧房沟高位泥石流属典型“阶梯沟道型”成灾模式，其运动具有间歇性、破坏力强、沟口速度快等特点，在持续强降雨条件下易暴发大规模泥石流。

烧房沟；高位泥石流；成灾模式

1 高位泥石流成灾模式研究概况

高位泥石流是“5.12”汶川地震后四川盆地向青藏高原过渡的地形急变区内产生的一种“特殊”地质现象，它具有物源量丰富、分布相对位置高，沟道纵比降大，泥石流暴发隐蔽性强、破坏性大等特点。高位泥石流因其启动位置高、运动距离远、冲积力大和隐蔽性强等特点，往往容易造成重大危害，汶川地震后几个雨季暴发的高位泥石流危害已充分证明这点。

“5.12”汶川地震后由殷跃平博士首次提出高位泥石流，在他新近出版的《汶川地震工程地质与滑坡灾害研究》专著中开辟一章专门论述“汶川地震震后高位泥石流灾害研究”，从高位泥石流的基本特征、分布及动态变化、成灾模式、风险评价及防治对策等方面进行了初步探讨[2]。

2012年中国地质调查局部署，四川省地质调查院完成了“汶川地震灾区高位泥石流遥感调查评价”，初步提出了高位泥石流的定义、判识标准，建立了遥感解译标志，解译高位泥石流136条。

魏昌利、何元宵等2013年发表学术论文“汶川地震灾区高位泥石流成灾模式研究”，初步将汶川重灾区高位泥石流成灾模式分为滑坡-碎屑流-泥石流型、多支沟群发汇集型、堵溃型、沟道阶梯型及复合型等五类[5]。

2 烧房沟高位泥石流地质背景

烧房沟位于映秀镇东北侧，岷江左岸，沟口坐标：北纬31°04′10.37″,东经103°29′21.75″，行政隶属四川省汶川县映秀镇。沟口前缘目前为都江堰至映秀高速公路出口及映秀至汶川G213国道的交汇处。

2.1 地形地貌

烧房沟位于映秀镇岷江左岸，属深切割构造侵蚀中高山地形。烧房沟泥石流属典型单沟泥石流，无明显支沟发育。烧房沟沟域面积约0.6 km2，沟域最高点位于北东侧山脊坡，高程1 902 m，最低点位于烧房沟入岷江口，高程888 m，相对高差1 014 m。烧房沟沟域形态呈“柳叶形”，中上部沟谷宽100～320 m，沟谷呈不对称“V”形；沟口狭窄处谷底段宽5～35 m。沟域纵向长度1.580 km，主沟平均纵坡降464.97‰。沟道陡峻、顺直，但受山体及H1滑坡影响，局部有转弯点存在[1]。主沟发育8个跌水，其中基岩形成的跌水3个，大块石堆积形成的跌水5个，跌水高度一般2～10 m，最高达21 m。

2.2 地层岩性

第四系残坡积层(Q4el+dl)：分布于烧房沟两侧斜坡上部表层，岩性为粉质粘土夹碎块石。坡麓平缓段或缓台厚度较大，厚度一般2～5 m；斜坡中上部陡坡段厚度较薄，一般小于2 m。该地层在地震时变得结构松散，在后期暴雨条件下易发生溜滑，堆积于坡脚为泥石流提供物源。

第四系崩积层(Q4col)：主要分布于沟谷两岸坡脚地带，由不稳定斜坡和崩塌等堆积而成，物质松散，堆积物一般集中在坡脚处2～30 m范围内，块径主要为5～50 cm，最大达3 m，厚度1～5 m。

滑坡堆积层(Q4del)：主要为“5.12”地震形成，分布于烧房沟中下游右侧斜坡区内，滑坡体主要为碎块石土，土石比约1∶3，碎块石以斜长花岗岩为主，棱角状，粒径一般为5～30 cm，滑坡体结构松散，无分选，级配差，渗水性较好。滑坡堆积体为烧房沟泥石流主要物源。

泥石流堆积(Q4sef)：主要为2010年8月14日凌晨形成，分布于烧房沟中下游沟道及沟口堆积扇上，主要为碎块石土，土石比约2∶3，碎块石主要为斜长花岗岩，次棱角状，粒径一般为2～20 cm，大者150 cm，分选差，级配较差。

元古代澂江晋宁组地层：出露基岩地层主要为岩浆岩，为元古代澂江晋宁组第四期喷发和侵入的由超基性-酸性岩类构成的斜长花岗岩。岩石组合较为复杂，由于受动力变质和接触变质作用，局部地段岩石具片麻状构造，并见混杂、混合岩化现象。

2.3 地质构造及地震

烧房沟位于九顶山华夏系构造的一条北东走向的压扭性斜冲大断层即映秀断层地带。映秀-北川断裂沿红椿沟沟道通过，烧房沟处于断裂上盘，距断裂约500 m处。受“上盘效应”影响，烧房沟沟域内崩滑体发育，为泥石流形成提供前提条件。据全国地震区划图编制委员会编制的 《中国地震动参数区划图》(GB18306-2001)国家标准第1号修改单，工作区内地震动峰值加速度为0.2 g，地震动反应谱特征周期为0.3 s，地震基本烈度为Ⅷ度。

2.4 降雨

映秀镇属汶川旋映地区降雨中心区，多年平均降雨量1 253.1 mm，最大降雨量1 688 mm。根据成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室唐川等《汶川震区映秀镇“8．14”特大泥石流灾害调查研究》中收集的映秀气象站的实测数据，2010年8月12日17∶00时映秀镇范围开始降雨，当日累计降雨量19.9 mm；13日降雨时段较长，累计降雨量126.8 mm，最大小时雨强为32.2 mm；8月14日泥石流暴发前(2∶30)的累计降雨量为23.4 mm，即烧房沟泥石流发生前期降雨量总计达到162.1 mm。最终诱发烧房沟泥石流的激发降雨出现在8月14日凌晨2∶00～3∶00，其小时最大雨强仅为16.4 mm。

3 烧房沟高位泥石流成灾模式研究

3.1 “5.12”地震致沟域内崩滑体发育

“5．12”地震后烧房沟两侧山体受地震力的强烈影响，岩体结构破碎，多崩塌、滑坡等地质灾害，为烧房沟泥石流的大规模暴发提供了大量的松散物源。通过航拍照片及现场实际调查，地震后烧房沟物源种类包括滑坡堆积体、崩塌堆积体、溜滑体、沟道堆积等。物源总点数共有18处(图1～4)，总量约270×104m3。其中滑坡物源2处，物源量237×104m3；崩塌堆积体物源7处，物源量26×104m3；溜滑体物源6处，物源量5.5×104m3；沟道堆积3处，物源量1.5×104m3。

H1滑坡为烧房沟泥石流最主要、规模最大的物源。H1滑坡平面上近似“圈椅”状构造，主滑方向约196°。滑坡堆积体沿主滑方向纵长约480 m，横向平均宽度约200 m，后缘最高点高程1 544 m，前缘最低高程983 m，相对高差达561 m。滑体表面平均坡度约31°，后缘平台略缓，坡度约17°～25°，前缘沟道部位坡度38°～65°，平均约47°。该滑坡为基岩滑坡，滑面位软弱结构面，滑面形态为折线形，滑体厚度10～20 m，滑坡总面积约9.5×104m2，总体积约220×104m3，属大型滑坡[1]。

H1滑坡原斜坡地形较陡，前缘临空条件良好。滑坡后缘位于右岸山脊，受地震波放大效应影响，首先在山脊处形成张拉裂缝，斜坡结构变得松散，最终形成贯通破裂面而失稳。失稳后滑坡堆积体堆积于坡脚并挤占沟道，沟床抬升形成堰塞体，堰塞体结构松散，渗透性良好，暴雨过程中，上游汇水冲刷易导致堰塞体溃决。

3.2 泥石流形成过程分析

烧房沟为一条老泥石流沟，“5.12”地震前每逢大暴雨季节，均有不同程度的泥石流发生，主要危害G213公路，时常造成213公路中断[1]。地震之后每年雨季均暴发不同规模泥石流，呈“大雨大发，小雨小发”特点，其中以“8.14”泥石流最大、最为典型。“8.14”泥石流形成过程可分为以下三个过程：

(1) 前期降雨至上游形成泥石流堆积于H1滑坡上方，并致滑坡稳定性降低

2010年8月12日17∶00映秀镇范围开始降雨，当日累计降雨量19.9 mm，13日降雨时段较长，累计降雨量126.8 mm，最大小时雨强为32.2 mm，两天持续降雨过程中，烧房沟上游形成洪水携眷沟道内及两侧松散物源形成泥石流，泥石流至中游段即H1滑坡时，流体流速减小。由于H1滑坡前缘挤占沟道形成堰塞体，流体部分从沟道左侧狭窄冲沟下泄；另外部分流体中的水通过堆积体渗流排泄，固体物质堆积于H1滑坡以上相对较缓处。H1滑坡在持续降雨及上游流体影响，结构变得更加松散，抗剪强度大大降低，前缘受到冲刷局部垮塌被泥石流带走，产生新的临空面，此时H1滑坡沟道处堆积体还未完全溃决。

图1 烧房沟泥石流无人机航空影像图Fig.1 Unmanned aerial imagery map of Shaofanggou debris flow

图2 烧房沟右岸H1滑坡全貌Fig.2 H1 landslide on the right bank of Shaofanggou

图3 B04崩塌Fig.3 B04 collapse

图4 G02沟道物源Fig.4 G02 channel material source

(据四川省地质工程勘察院，2010)图5 烧房沟沟口航拍图Fig.5 Aerial map of gully mouth of Shaofanggou

(2) 持续降雨致H1滑坡形成的堰塞体溃决

8月14日泥石流爆发前(2∶30)的累计降雨量为23.4 mm，即烧房沟大规模泥石流发生前期降雨量总计达到162.1 mm。8月14日凌晨2∶00～3∶00，其小时最大雨强仅为16.4 mm。在这过程中，上游持续发生泥石流不断为中游段的堆积体提供动力条件，H1滑坡稳定性持续降低，H1滑坡形成的堰塞体溃决，上方的滑坡堆积体源源不断的参与到泥石流活动中，最终暴发大规模泥石流。

(3) 经历下游段加速过程，最终成灾

烧房沟下游纵坡降逐渐变大，沟谷逐渐变窄，沟口段跌水坎发育，泥石流至沟口经历加速过程，冲出沟口时速度极快，并具有巨大的破坏力。由于沟口下方为213国道和岷江，地势开阔，泥石流冲出沟口后迅速向两侧扩散，流速逐渐变慢至堆积，形成近半圆型的堆积区(图5)。“8.14”泥石流冲出固体物质总量约30×104m3，其中进入岷江河道约24×104m3，沟口、沟道及G213国道堆积方量约6×104m3。泥石流灾害损毁G213国道，造成汶川至映秀交通中断，堵断岷江河道使上游形成堰塞体。

3.3 烧房沟泥石流成灾模式特点

烧房沟泥石流为典型沟道阶梯型高位泥石流，这类模式泥石流流域形态多呈“V”字型，主沟上游纵坡降较大，中游较为平缓，下游纵坡降又变大，呈“陡-缓-陡”形态，主沟较短，沟口一般为陡坎(崖)的微地貌，流域面积小，这种特殊的地形特点增大了泥石流的规模、流速以及破坏性。

这类泥石流形成的过程为可分为以下三个阶段：①受“5.12”地震的影响，沟道内产生大量的滑坡、崩塌，受降雨的影响，这些崩滑松散物质往往集中堆积于沟道中段坡降较缓处；②在强降雨作用下，沟道上游汇水形成洪流，由于上游沟道纵坡较大，洪水不断加速，当洪水到达中游较缓沟道处，崩滑松散堆积体物质在水流强大的冲击下启动，形成泥石流向下游运动；③泥石流运动至沟道下游时，受沟道纵坡影响再次加速，进而形成破坏力强大的泥石流等，这类泥石流在映卧公路段、213国道映秀至绵虒段大量分布。

这类模式泥石流具有如下主要特点：

(1) 沟道物源集中分布于中游缓坡地段：由于沟道内有大量崩滑灾害，这些灾害产生的松散在物质沟内水流的带动下，集中堆积于沟道中游的缓坡地段。

(2) 泥石流运动具有间歇性特点：这类泥石流沟道在非暴雨期属于物源的积累期，期间上游发生小规模泥石流于中游缓坡段堆积，暴雨过程中，堆积体在强动力条件下缓慢启动并向下游运动，形成大规模泥石流。

(3) 泥石流在沟口处具有速度高和冲击力大的特点：由于沟道地形呈“陡-缓-陡”的特殊形态，泥石流产生后越往下游流速越大，携带的物质也越多，再加上沟口陡坡或跌水坎的微地貌，导致流体进一步加速冲出沟口，具有强大的冲击力。

(4) 和构造运动密切相关：这类泥石流大多发育于地壳抬升强烈段，地壳抬升后在水流等外动力条件下形成深切“V”型谷，其剥蚀面形成物源堆积区。众多沟道尚属发育初期，沟域面积较小，映卧公路段最为典型。

4 烧房沟高位泥石流发展趋势预测

在“8.14”泥石流后，物源数量及方量均发生了变化。各物源全部或部分转化为泥石流，有些则转化为其他类型物源。LH2溜滑体、LH5溜滑体、B6崩塌堆积体已所剩无几；B3、B4、B7崩塌堆积体及LH6溜滑体大部分物源已转化为沟道堆积等。现烧房沟泥石流物源主要包括有：滑坡堆积体、崩塌堆积体、溜滑体、坡面松散物质、沟道堆积物，其中H1滑坡堆积体仍为主要物源。目前烧房沟沟域内仍有物源总量240×104m3，其中动储量约60×104m3。因此在暴雨条件下极有可能暴发大规模泥石流。

5 烧房沟高位泥石流防治工程

治理工程思路为“固源为主，拦排相辅”，沟道中上游采用谷坊坝进行固床；沟道中游采用抗滑桩+挡土板+防冲肋板进行护脚护底；下游沟道采取两座桩林坝+一座拦砂坝，自然回淤回压H1滑坡舌，防止或减缓对H1滑坡舌、B1崩塌堆积体的侵蚀以及对下游沟床的冲刷；沟口采用明洞渡槽的方式跨越国道G213(图6～9)。

图6 H1滑坡两侧排导槽及加固工程Fig.6 Drainage canal and reinforcement engineering on both sides of H1 landslide

图7 沟口棚洞Fig.7 Mizoguchi’s shed hole

图8 中游格栅坝Fig.8 Grill dam in middle reaches

图9 治理工程全貌Fig.9 Complete picture of control engineering

通过现场调查，烧房沟防治工程措施各构筑物经历一个汛期的考验后，无明显变形损坏迹象，重要保护对象213国道运营良好，没有受到烧房沟泥石流的影响，说明烧房沟泥石流防治措施达到预期效果。但是，笔者发现3#格栅坝由于排泄孔径过小，将汛期冲出的所有固体物质拦在坝前(图10、图11)，没有将细粒物质排向下游，且各格栅坝排泄孔径和格栅间距大小基本一致。在上游固源、中游3#格栅坝拦挡固体物质后，1#、2#格栅坝未能发挥其作用。笔者认为从上游至下游，各格栅坝排泄孔径和格栅间距应由大到小，使各格栅坝发挥其真正作用，使整个工程防治有效期得以加长。

图10 2#格栅坝拦淤情况

图11 3#格栅坝拦淤情况

Fig.11 Silt case of 3#grill dam

6 结论

(1) 烧房沟高位泥石流属典型“阶梯沟道型”成灾模式，“8.14”泥石流主要经历了三个过程：前期降雨至上游形成泥石流堆积于H1滑坡上方，并至滑坡稳定性降低；持续降雨致H1滑坡形成的堰塞体溃决；经历下游段加速过程，最终成灾。沟口具有速度快、破坏力强等特点。

(2) 烧房沟高位泥石流仍有物源240×104m3，其中以H1滑坡为主。其中动储量约60×104m3，在暴雨条件下极有可能暴发大规模泥石流。

[1] 杨建荣，陈新，吴焕恒.汶川县映秀镇烧房沟泥石流应急勘查报告.成都：四川省地质工程勘察院，2010.

[2] 殷跃平，张永双，等.汶川地震工程地质与滑坡灾害.科学出版社，2013：495-544．

[3] 许强.四川省“8．13”特大泥石流灾害特点、成因与启示.工程地质学报，2010，18( 5)：596-608．

[4] 唐川，李为乐，丁军，黄翔超.汶川震区映秀镇“8.14”特大泥石流灾害调查.中国地质大学学报，2011,36(1)：172-180．

[5] 魏昌利，何元宵，张瑛，等.汶川地震灾区高位泥石流成灾模式分析.中国地质灾害与防治学报，2013,24(4)：52-60.

STUDY ON HIGH DEBRIS FLOW MODEL OF SHAOFANGGOU IN WENCHUAN COUNTY

HE Yuan-xiao,WEI Chang-li,MO Jia-wei,LIAO Wei

(Sichuan Geological Suevey Institute,Chengdu 610081,China)

By collecting data, remote sensing interpretation and field surveys ,material source of Shaofanggou has been evaluated,debris flow formation process has been analysised,and the effect of control engineering has been reviewed. Shaofanggou high debris flow is a typical "ladder channel type" disaster model, which motion has some special characteristics ,such as intermittent, destruction power and high-speed . Continuous heavy rainfall will lead to happen large-scale debris flow .

Shaofanggou；High debris flow；Model of desaster

1006-4362(2014)01-0022-06

2013-10-20 改回日期： 2014-01-18

P642.23

A

何元宵(1986- )，男，助理工程师，主要从事地质灾害防治与研究工作。