汶川强震区都江堰虹口小沟地震泥石流灾害调查研究

张惠惠 马 煜 张健楠 李 丽 余 斌

(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,成都610059)

2008年5月12日14点28分,四川龙门山及周边地区发生8级强烈地震,震中位于汶川县映秀镇,震中烈度达Ⅺ度。地震诱发了多处泥石流灾害,这类由地震震动诱发的泥石流体称为地震泥石流。地震泥石流特指在地震区内由地震诱发形成的泥石流,主要分布在烈度≥Ⅶ度的地区[1]。地震泥石流绝大多数由暴雨激发,但在同一地区,激发泥石流的降雨条件在地震前后变化很大,地震后同样的暴雨条件所激发泥石流不仅数量多,而且规模也明显增大。按地震与泥石流暴发的时间顺序,可以将地震泥石流分为同发型地震泥石流和后发型地震泥石流。同发型地震泥石流指在发生地震的同时暴发泥石流,如1970年5月31日秘鲁发生强烈地震引发特大泥石流;1974年5月11日云南省永善-大关地区发生7.1级地震时,长房沟和马家弯沟等处暴发了沟谷泥石流,小岩坊和蒿子坝等处暴发了坡面泥石流[2]。后发型地震泥石流指在发生地震后由暴雨、堰塞湖溃决等诱发因素激发产生的泥石流,如1858年飞驒-越中地震等都不同程度地激发了泥石流的强烈活动;1973年2月6日四川省炉霍地区发生7.9级地震,震区内绝大多数的地震泥石流是地震后暴发的[1,2],即后发型地震泥石流。5.12汶川地震后在强震区内2008年9月24日北川县城附近的72条泥石流沟暴发泥石流[3],2009年7月17日都江堰虹口乡暴发的小沟(图1)和大干沟泥石流等,都是典型的后发型地震泥石流。

泥石流的发生由3个主要条件控制,物源、水源和沟床条件。地震后,这3个条件都发生了变化。滑坡和崩塌产生了大量的松散固体物质,且山坡植被受到破坏,强降雨时坡面径流严重冲刷坡面,这都为泥石流的发生提供了更多的物源;而地震破坏了新老滑坡体的稳定性,诱发滑坡产生堰塞湖,储藏了更丰富的水源,极大地改变了流域内的水源条件;在震区泥石流沟内,崩塌和滑坡束窄堵塞沟道,沟床条件发生变化,更容易汇水形成更强大的洪水进而形成泥石流。地震是诱发滑坡灾害的动力成因之一,强烈地震发生后,斜坡产生变形破坏,导致大面积山体失去原有的稳定性和地裂缝,这又为孕育新的滑坡创造了条件。因此,在强震区,地震后相当长的时期内,崩塌滑坡连绵不断,滑坡的活动尤为突出,在震后5～10 a泥石流活动转为旺盛[4],如西藏察隅地震后,古乡沟自1953年暴发泥石流后40年内,间断暴发特大、大、中、小规模不等的泥石流近 1 000次[5,6]。

图1 四川都江堰虹口乡小沟泥石流淤埋建筑物Fig.1 Buried buildings for Xiaogou gully debris flows in Dujiangyan,Sichuan

国内外对地震泥石流的研究始于20世纪70年代初期,对于地震后泥石流活动的研究主要以区域泥石流活动规律研究为主。震后的现场调查发现,仅2008年雨季,在岷江干流就累计有12条沟暴发泥石流,地震后泥石流的暴发频率和规模都在增加[7]。本文通过对2009年7月17日小沟地震泥石流的调查研究,分析小沟的典型地震泥石流的发生条件和特征,研究在强震作用下地震泥石流的活动趋势,为强震区泥石流的预测、防灾减灾提供理论依据。

1 虹口乡小沟流域概况

小沟位于四川省都江堰市虹口乡八角庙村,属于岷江支流白沙河左岸的一条支沟,距都江堰市区18.8 km。在地质构造方面,小沟流域地处北东向龙门山断裂褶皱带的东段,沟口恰好位于北东-南西向的映秀-北川断裂带上[8],并邻近映秀断裂。断裂破碎带宽100 m,由压碎岩、糜棱岩、断层泥组成。沟内出露地层较为单一,主要为元古代晋宁-澄江期的第四期花岗岩和第三期的辉长岩、闪长岩,岩石类型主要有钾长花岗岩、灰白色的斜长花岗岩、和灰黑色的闪长岩等。此外,尚有辉绿岩脉穿插发育于花岗岩中,属硬质岩地区。白沙河断续发育有一级阶地、二级阶地,阶地上堆积了第四系河流相堆积物和泥石流堆积物等。

小沟流域面积8.8 km2,主沟长5.9 km,主沟平均纵比降为21.1% 。沟口海拔高度1 063 m,最高点海拔高度2 298 m,流域相对高差1 235 m。此流域主要由3条支沟组成,分别为小沟、死人沟和白果沟(图2)。2009年7月17日小沟支沟死人沟和白果沟暴发了泥石流,发生泥石流的流域面积为0.8 km2。死人沟沟谷形态呈狭窄的“V”字形,形成区山坡平均坡度为 20°,沟长1.7 km,最高点海拔高度1 685 m。白果沟长度0.8 km,沟道平均纵比降39.1%,形成区为“V”字形沟谷。这次泥石流堆积区位于东经 103°41′33.40″,北纬 31°09′8.86″,海拔高度 1 140 m 。

图2 四川省都江堰小沟(部分)及支沟泥石流流域图Fig.2 The drainage basin of Xiaogou gully(part)and its branch gully debris flow in Dujiangyan,Sichuan

虹口乡属于四川盆地亚热带湿润气候区。区内降水时间分布不均匀,降水主要集中在夏季,其中7月份降水量最大。多年平均降水量为1 225.7 mm,7月份平均降水量为237.3 mm。

根据现场访问调查,小沟近100 a来未暴发过泥石流,为低频率泥石流沟;只是在1958年和1983年的7月份发生过2次较大洪水,其降雨量和强度均大于2009年7月17日的降雨量和强度,洪水持续时间约2～3 h。据都江堰气象站降水资料,2009年7月15～17日连续降雨,降雨量为21.6 mm,其中在17日的降雨量为15.3 mm(图3);但根据汶川地震断裂带科学钻探队资料,虹口乡17日凌晨3～6时降雨量达到220 mm,最大降雨量 134 mm/h,全天总降雨量达 336 mm[9]。小沟流域距都江堰市区18.8 km,激发泥石流点的高度比都江堰市区高了约1 000 m,因此,都江堰的降雨资料仅能参考;汶川地震断裂带科学钻探队降雨观测点位于泥石流堆积区,观测的降雨资料更符合当天的实际降雨情况。

图3 四川都江堰气象局2009年7月17日降雨资料Fig.3 Rainfall data on July 17,2009 from Dujiangyan meteorological station,Sichuan

2 地震泥石流灾害调查

小沟为低频率泥石流沟,地处硬质岩地区,故形成泥石流的物源很少,需要很长时间的积累[10]。地震前没有大量滑坡活动,沟道内仅有零星固体物质存在,即使在1958年和1983年2次比2009年这次更大的降雨条件下该沟都没有形成泥石流,说明该沟的固体物质积累在地震前很少,降雨只能引起洪水。

在2008年5.12汶川强震后,地震造成的大量滑坡为泥石流提供了丰富的物源,有的山体强烈变形后已非常松散,如果有适当降雨激发就会引起整体下滑或局部崩塌至沟道,参与泥石流过程。2009年7月17日虹口地区强降雨,小沟于17日凌晨5点左右暴发泥石流,持续时间约40 min。根据现场调查,本次泥石流在死人沟和白果沟同时暴发,小沟主沟没有参与泥石流过程。该次泥石流为典型的后发型地震泥石流。

小沟内3条支沟的不同地质地形条件决定了这次小沟暴发泥石流的区域。小沟主沟上游沟道颗粒粒径偏大,松散堆积物质很少,小沟主沟沟道内(堆积区上游)有巨石堆积(图4),巨石处两侧山坡有少量松散坡面堆积物,断面宽约13 m,纵坡8°,沿途两岸多为基岩。因为小沟主沟沟道内巨石林立,若有较大洪水或泥石流在上游形成,也很难冲出沟道,这也是2009年7月17日小沟泥石流中小沟主沟未暴发泥石流的原因。即使今后遭遇较大的降雨,小沟主沟也很难形成泥石流灾害。

图4 小沟主沟沟道巨石Fig.4 The giant stones in the main channel of Xiaogou gully

白果沟支沟上游有大量的滑坡堆积物和已失去原有稳定性的新老滑坡体。形成区沟道内堆积物表面颗粒粒度偏小,粒径多在10 cm左右(图5,图6),沟道断面宽约 9 m,纵坡20°。目前在形成区沟谷的两岸各有一滑坡,总量为0.6×104m3。其次上游沿岸还有一些小滑坡,加之下游的一些零星滑坡和崩坡积物,白果沟内固体物质总量达5.3×104m4。由于白果沟内形成区物源丰富,沟床表面粗化层粒径较小,坡度大,沟道窄,在中小规模降雨条件下,都很容易再次激发泥石流。

图5 小沟泥石流颗粒分析曲线图Fig.5 Grain size distributions of sediment particles in debris flows of Xiaogou gully

图6 小沟支沟白果沟形成区Fig.6 The forming region of debris flow in the Baiguo branch gully of the Xiaogou gully

死人沟支沟形成区为3条小支沟汇合地,上游有2个跌水坎,且有巨石阻挡,形成窄口,易堵塞再发生溃决。跌水坎上游的右岸有滑坡活动,并参与了2009年7月17日的泥石流,也是下次泥石流活动的重要形成因素。颗粒粒度较白果沟支沟粒度大,颗粒中径20 cm左右(图5,图7)。沟道断面宽约11 m,纵坡11°。形成区下段,右岸基岩裸露,有少量崩坡积物,左岸为松散坡积物并有2个较大滑坡,加上形成区上下游两岸其他零星滑坡崩塌,死人沟内的固体物质总量约4.8×104m3。

从白果沟与死人沟交汇处到两支沟汇入小沟主沟处为此次泥石流的流通区。流通区堆积大量物质,堆积厚度2 m左右,中段洪痕断面为复式断面,面积为19.2 m2,纵坡11°。2009年7月17日泥石流主要堆积区原为某单位的运动场,坡度较缓,底坡仅为1.2°,因此堆积厚度很大,最大淤积厚度达5 m(图8)。泥石流在堆积扇的总量为5.3×104m3,加上冲到下游的泥石流体(占总量的20%),本次泥石流的总量为6.6×104m3,属中型泥石流。

图7 小沟支沟死人沟形成区Fig.7 The forming region of debris flow in the Siren branch gully of Xiaogou gully

由于堆积区堆积厚度很大,发生溯源淤积,在流通区甚至形成区都堆积了大量的泥石流堆积物,总量1.3×104m3。故流域内(白果沟和死人沟形成区固体物质以及流通形成区的沟道堆积物)现有固体物质总量达11.4×104m3,物源丰富,在较大的降雨条件下,足以再次暴发同样规模泥石流。

图8 小沟泥石流在运动场淤积Fig.8 The silted deposits of debris flow on the sports field of the Xiaogou gully

3 泥石流灾害特征

根据调查时在小沟的取样(小样),由颗粒分布曲线(图5)可以计算出黏性泥石流的容重[11]

式中：γD为黏性泥石流容重;γV为黏性泥石流最小容重(2.0 g/cm3);γ0为泥石流最小容重(1.5 g/cm3);φ2为＞2 mm的粗颗粒的体积分数;φ05为＜0.05 mm的细颗粒的体积分数,计算结果见表1。

表1 泥石流容重计算Table 1 Caculation of bulk densities of debris flows

表1中泥石流容重约为2.07 g/cm3,泥石流为黏性泥石流。

小沟支沟泥石流的流量和规模可以通过对流通区和堆积区的调查计算得出。流通区中段测量的洪痕断面为一复式断面,各参数值如表2。

表2 洪痕断面特征Table 2 Feature of the cross-section

3.1 流量计算

根据泥石流灾害防治工程勘察规范(DZ/T 0220-2006)[12]中关于黏性泥石流流速计算公式,综合西藏古乡沟、东川蒋家沟、武都火烧沟的通用公式

东川泥石流改进公式

黏性泥石流运动平均速度计算公式[11]

式中：n为黏性泥石流的河床糙率,用内插法查表(1/n=16);v为黏性泥石流断面平均流速;r为水力半径;I为泥石流表面(或沟床)纵比降;K为黏性泥石流流速系数(这里取值为10);g为重力加速度(9.81 m/s2);为泥石流泥沙颗粒中百分比＜50%的颗粒粒径(流通区洪痕断面泥石流沉积物=26 mm);为泥石流泥沙颗粒中百分比小于10%的颗粒粒径(流通区洪痕断面泥石流沉积物=0.15 mm)。

洪峰流量由洪峰流速和洪痕断面面积计算

式中：A为泥石流洪峰断面面积;Q为泥石流洪峰流量。

泥石流流速和流量的计算结果见表3。

表3 泥石流流速和流量的计算结果Table 3 Calculated results of velocities and discharges of debris flows in gullies

3种算法流速相差不大,公式(2)与(3)的适用范围较窄;公式(4)的适用范围较广,更符合此次小沟支沟泥石流的流速计算,因此本文选择公式(4)的计算结果。

3.2 泥石流总量计算

一次泥石流总量V可通过泥石流历时(40 min)和最大流量Q,按泥石流暴涨暴落的特点,将其过程线概化成五角形按下式计算[13]

式中：t为泥石流历时。

因为本次泥石流过程属于溃决型泥石流,由于溃决型泥石流的峰值出现于过程线的开端,因此泥石流总量的计算采用水量平衡原理分析出的概化过程线计算[14]

公式(6)和(7)计算的结果见表4。

表4 小沟泥石流总量计算Table 4 Calculation of total volume of debris flows

公式(7)计算结果7.5×104m3与由现场测量的泥石流在洪痕断面的下游冲出物体积6.6×104m3相差不大,因此公式(4),(5)和(7)计算的小沟支沟2009年7月17日泥石流的特征值较准确,泥石流的洪峰流量为157 m3/s。

4 小沟泥石流发展趋势

近100 a来小沟未发生泥石流,只发生过2次较大洪水,为低频率泥石流沟,形成泥石流的固体物质需要长时间的积累。2008年5月12日的汶川大地震破坏了流域内沟道两岸的滑坡体的稳定,在2009年7月17日强降雨诱发作用下滑入沟道,阻塞束窄沟道,后被强大的洪水冲开溃决形成泥石流,属于典型的后发型地震泥石流。小沟流域参与本次泥石流的仅有2条小支沟,面积较小,但是沟内形成区坡度较大。除了在堆积区有大量的泥石流堆积物外,形成区和流通区也堆积了大量的泥石流沉积物。目前形成区仍有大量的滑坡和潜在不稳定斜坡,可参与下次泥石流活动的固体物质总量有11.4×104m3,小沟具备足够再次暴发同样规模泥石流的物源条件。

2009年7月17日小沟泥石流之后,泥石流不仅在堆积区大量堆积,在流通区甚至形成区也堆积了大量的泥石流堆积物,这些泥石流堆积物可以成为下一次泥石流的固体物源,并且还会使泥石流运动堆积到更远的地区,直接危害汶川地震断裂带科学钻探2号钻孔的安全。白果沟支沟形成区的颗粒粒度较小,坡度很大,沟道也很狭窄,很容易被洪水启动,在中小降雨条件下也会形成小规模泥石流。

5.12 汶川地震时汶川县的茶园沟由于强烈地震作用产生滑坡体堵塞沟道形成堰塞湖,目前已有不同程度的溃决。现阶段因堰塞湖溃决引发泥石流的危险性比地震后刚形成堰塞湖时降低了,但是由于沟道内的物源增多,茶园沟相比地震前发生泥石流的危险性增大了[15]。同样位于汶川县的七盘沟由于地震作用山体崩塌阻塞沟道形成堰塞湖,由于其颗粒主要为大块石灰岩,堰塞湖的溃决条件很高,经过两个雨季基本没有变化,因此该堰塞湖溃决形成泥石流的可能性较低。与茶园沟和七盘沟相比,小沟支沟在地震时没有立即造成滑坡阻塞沟道,仅形成高危潜在滑坡体,在强降雨作用下形成滑坡并阻塞沟道,最终暴发泥石流。由于小沟是一条低频率泥石流沟,很容易被人们忽略其危险性[16],在5.12地震后又没有发现流域内的潜在滑坡体,2009年暴发的小沟泥石流具有一定的隐蔽性。这类既是低频率泥石流沟,又在地震后未发现流域内滑坡的明显活动,泥石流的活动事前不易被发觉,其危险性更大。

5 结论

根据调查研究可以得出以下结论：

a.小沟为低频率泥石流沟,由于汶川地震破坏了流域内滑坡体的稳定性,在2009年7月17日强降雨条件下滑坡体运动进入沟道,在洪水冲刷下溃决进而形成泥石流,属于典型的后发型地震泥石流。

b.2009年7月17日泥石流暴发后的小沟流域内,在中小降雨条件下,以小颗粒为主的白果沟还有可能启动,形成小规模泥石流;若再次遭遇强降雨,已活动的滑坡体还会继续运动至沟道内,阻塞沟道,并由洪水冲刷发生溃决,形成同样规模的泥石流。

c.小沟泥石流沟为低频泥石流沟,在5.12汶川地震时又没有直接造成滑坡阻塞沟道,仅形成高危潜在滑坡体,未引起人们的注意,这次泥石流的暴发具有一定的隐蔽性。震后流域内大量未运动至沟道内的失稳滑坡体,在强降雨条件下,还会运动至沟道中,形成泥石流。这种泥石流事前不易被发觉,具有更大的危险性。

致谢：本文的气象资料由成都高原气象所刘兴华副研究员提供,在此表示衷心的感谢。

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