甘孜县四通达沟泥石流的形成特性

白永健，铁永波，高 政，李明辉

（1.成都地质矿产研究所，四川 成都610081；2.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，四川 成都610059；3.四川省地质工程勘察院，四川 成都610072）

川西高原位于青藏高原与四川盆地之间，由第一台阶向第二台阶的过渡地带，其独特的地形地貌、地质构造、地层岩性、气候条件形成了典型的川西高原季节性冻融区。受雨水侵蚀、冻融风化作用的影响，崩塌、溜滑、泥流、石漠化等地质灾害频发，进一步形成泥石流［1－3］。威胁沟口寺庙、学校、村庄、交通设施、水利枢纽等的安全。因此，对川西高原高寒地区泥石流的形成机理、运动过程、动力特性的调查与研究，不仅为该类型泥石流灾害减灾防灾提供理论依据，而且还能够为川西高原典型冻融区典型地质背景条件下的泥石流发育特征、成灾规律、防治设计提供参考［4－6］。

四通达沟泥石流位于川西高原甘孜县四通达乡，为南水北调工程西线水源地达曲左岸支沟。地理坐标为 31°45′6.88″N，100°12′52.09″E。主 沟 长12.27km，面积50.64km2，沟口海拔3 214m，最高海拔4 672m。全流域发育于高寒冻融区内，冻融主导作用形成的地质灾害发育，沟道上游清水汇集区以冻融崩塌、泥流为主；中游流通区沟道狭窄，堵塞现象严重，以支沟泥石流堆积为主；下游堆积区以浅表层崩滑为主。流域内松散物源丰富，植被覆盖率差。同时无任何防治措施，一旦发生泥石流将对沟口古寺东谷寺、小学、塔坨村居民房屋、公路、桥梁、农田造成严重的生命财产损失，破坏民族地区安定繁荣［7］。

1 地质环境背景条件

地形地貌属深切割中高山区，山势险峻，河谷深切，高差悬殊大。沟道两侧斜坡陡峭，岩石风化卸荷作用强烈。泥石流沟从北向南流经，属雅砻江水系，支沟发育。

流域位于青藏高原东缘，处于甘孜—理塘构造结合部，鲜水河断裂影响带内，新构造运动作用强烈，自上而下依次发育德玛弄断裂、格底村断层、德勒弄断层。受多期构造运动影响，区内岩体风化卸荷强烈，岩体破碎、结构松散。

气候属大陆性高原季风气候，多年平均气温5.6℃，最高气温极值31.7℃，最低气温极值－28.8℃，年均气温相差达17℃以上，气候垂直分带显著，海拔每升高100m，气温下降0.6℃。海拔3 400～3 600m区域属寒温带；海拔3 600～4 200m区域为亚寒带；海拔4 200～5 200m区域为寒带，海拔5 200m以上为永冻带。日温差变化较大，冻融作用强烈。

降雨量空间分布上差异明显，分水岭或丘状高原降雨量较大，河谷地带较少，随着海拔高度的递升，降雨量逐渐增大。10min，3h，24h最大降雨量分别为13.2，36.6，49.7mm。5—10月降雨量可达563.3mm，11月至翌年4月降雨量约71.2mm，分别占年降雨量的89%，11%（图1）。

2 泥石流发育特征

2.1 泥石流流域特征

四通达沟发源于牟尼芒启山西南山麓，流域面积50.64km2，流域海拔3 241～4 672m，相对高差约1 431m，主沟长12.27km，主沟床弯曲系数1.152（主沟床实际长度与其直线长度之比），平均沟床纵比降148‰。沟道上游、下游切割较深呈“V”型，两侧谷坡坡度40°～60°，沟谷底宽3～8m不等；中游呈拓宽“U”型，两侧谷坡坡度20°～40°，沟谷底宽10～30m。按照流域沟段的纵坡特征及泥石流在形成运动堆积过程中的侵蚀与堆积作用，将整个流域分为清水汇流区、物源区、堆积区。

图1 甘孜县历年各月份平均降水量

清水汇流区分布于不稳定斜坡以上的区域，面积12.84km2，沟道高程范围约为4 300～4 672m，该区山顶常年被冰雪覆盖，其余大部分为季节性冻融区，植被覆盖率约20%，以灌木丛、草地为主。沟道两岸坡度较陡，基岩出露，岩体冻融破坏作用强烈。物源区主要分布在主沟的中下游，面积37.63km2，高程范围为4 300～3 283m，物源区沟道长为9.67km，沟道比降为162‰，区内沟道狭窄，平均宽8m，最窄处沟道宽仅2m，区内沟岸植被覆盖率低，以草地为主，覆盖率约20%～30%。堆积区主要介于沟口和达曲之间，面积0.17km2，海拔范围3 241～3 283m，高差42m，纵坡128‰。堆积区呈扇状分布，扇顶角为42°，扇体主轴方向长482m，扇体表面纵坡6.7°，靠近达曲的扇缘宽318m。扇形地挤压达曲主河道，沟口与达曲呈正交汇流，正对方向为四通达乡政府和居民房屋。

2.2 泥石流物源特征

研究区内新构造、冻融风化作用强烈，顺沟修建的甘孜至壤塘公路开挖形成大量的未支护或简支护的陡峭斜坡，致使崩塌、滑坡、泥流等地质灾害发育（图2—3），为四通达泥石流的形成提供了丰富的物源。

图2 冻融作用下四通达沟斜坡失稳形成的泥石流物源

图3 四通达沟支沟泥石流形成的松散物源

流域内出露地层复杂，自沟口至最高高程处依次为三叠系上统侏倭组（T3zw）、杂谷脑组（T3z2）、如年各组（T3r）、两河口组（T3lh2），与流域直交呈带状分布，石英砂岩、粉砂岩、灰岩、板岩形成的崩坡积物块石、碎石。以及第四系冰水堆积、崩坡积、冲洪积、泥石流堆积形成的松散物源，主要分布于斜坡、斜坡坡脚、沟道两侧呈带状、三角形锥状展布（表1）。

据调查，流域内共发育不稳定斜坡6处、泥石流9处、崩塌2处，除中型泥石流2处外，其余规模均为小型。集中分布在流域中下游沟谷两岸斜坡地带。总的固体物源静储量约5.01×105m3，动储量约2.40×105m3（表2）

表1 四通达沟流域内地层发育特征及分布

2.3 泥石流水源特征

流域内支沟发育呈树枝状分布，多为季节性流水沟。主沟为常年流水性河流，水源主要由高原融雪补给。冬季水流较小，现场实测资料表明，一般流量为2.84～3.75m3／s，平均为3.22m3／s，冬季水流较小。根据甘孜县气象资料，该地区近40a来24h最大降雨量，1h最大降雨量，10min最大降雨量。通过对该流域近几十年降雨数据进行分析，获得该流域降雨特征和发生泥石流所需的临界降雨条件。

流域的暴雨强度指标R采用下面公式计算：

式中：K——前期降雨修正系数，无前期降雨时：K＝1；有前期降雨时：K＞1；但目前尚无可行的成果可供应用；现阶段可暂时假定：K＝1.1～1.2。H24——24h最大降雨量 （mm）；H1——1h 最大降雨量（mm）；H1／6——10min最大降雨量（mm）；四通达乡暴雨十分集中，一日最大降雨量49.7mm；1h最大雨强和 10min 最大雨强分别为 36.6，11.5mm。H24（D）——该地区可能发生泥石流的24h界限，取值30；H1（D）——该地区可能发生泥石流1h界限，取值15；H1／6（D）——该地区可能发生泥石流10min界限，取值6。

由于流域无前期降雨记录，故K按平均值1.0计算，代入式（1）计算流域的暴雨强度指标：

根据同地区类比统计综合分析取值，R＜3.1安全雨情；R≥3.1可能发生泥石流的雨情；R＝3.1～4.2发生几率小于0.2；R＝4.2～10发生几率0.2～0.8；R＞10发生几率＞0.8。

计算结果表明，四通达沟发生泥石流几率为0.2～0.8，在中等频率范围。四通达沟流域降雨满足泥石流形成的临界降雨强度，并且超出区域的临界降雨值。

表2 四通达沟流域内主要物源统计

3 泥石流形成机理分析

3.1 泥石流形成因素分析

四通达沟每年雨季5—10月降雨量可达563.3mm，占全年降雨量的89%，特别是6，7月的降雨量249mm，占全年降雨量的39%。集中降雨达到泥石流的启动激发雨量值。

流域内沟谷纵坡降大，为泥石流的形成提供较大的能量，促使上游清水汇流区过境水流能迅速携带物源区沟道大量固体物质，将其转化为泥石流中的固体物质成分，为泥石流的形成创造了较好的集雨、汇流条件，有利于泥石流的形成。

流域内地层发育呈带状，并与主沟流向近直交。砂岩、板岩、绢云母片岩的层理、节理倾坡内与坡面呈大角度相交，难以形成大规模的崩滑体；支沟为与岩层走向近于平行的纵谷，岩体内层面、节理等结构面倾坡外发育，与坡面呈小角度相交。沟谷中容易形成岩层倾向与坡面倾向一致的顺向坡，各类结构面的相互切割，造成坡体结构的破坏而形成崩、滑体，从而产生大量的固体物源。

流域上游新构造运动活跃，地质构造走向与沟谷两岸斜坡呈小角度斜交，切割岩体形成大量的潜在失稳块体。稳定性差，形成大量的块石、碎块石，为泥石流形成提供固体物源。

整个流域发育于3 000m以上高寒地区，强日照，大温差的气候条件使得岩石差异风化、冻融作用强烈、岩体破碎及土体结构松散。特别是在植被较少，基岩祼露的沟床和山崖，这种物理风化作用更为明显［8－10］。

流域内植被发育差，尤其沟源区过渡放牧、顺沟道岸坡修建公路，导致草场退化，产生沙化、石漠化，水土流失加剧。

3.2 泥石流形成机理分析

根据四通达泥石流发生历史及现状条件分析结果表明，四通达泥石流属于暴雨激发性型，一般发生在6—7月雨季，即丰富的松散固体物质在暴雨水动力作用下沿着低洼区域形成径流，大量固体物质和水流汇集到主沟中，快速运动的块石、碎石流不断侵蚀沟道两侧的松散物质，被侵蚀的固体物质不断补给到沟道内，流量不断增加，在势能的作用下沿着沟道向下游运移，雨水及固体物质在运动过程中不断碰撞及搅拌并形成一定稠状的泥石流流体。

4 泥石流动力力学特性

4.1 泥石流流量

泥石流流量的计算采用雨洪法，假设泥石流与暴雨同频率、同步发生，计算断面的暴雨洪水设计流量全部转变为泥石流的流量［11－13］，计算公式如下：

式中：Qc——频率为p的泥石流洪峰值流量（m3／s）；φc——泥石流泥沙修正系数；Qp——频率为p下的洪水流量（m3／s）；Dc——泥石流堵塞系数。下同。

式中：Sp——频率为 P 时的雨力（mm／h）；n——暴雨参数；τ——汇流时间 （h）；μ——损失参数（mm／h）；f——汇水面积（km2）。

式中：γc——泥石流重度（N／m3）；γw——清水重度（N／m3）；γH——泥石流中固体物质重度（N／m3）。

式中：K2——频率为2%暴雨损失参数；β2——频率为2%暴雨损失系数；λ1——暴雨损失系数。

式中：K4——汇流时间分区；L——主沟长度（km）；Iz——主沟纵坡降（‰）；S2——频率为2%时的雨力（mm／h）；λ2——暴雨损失系数；β4——暴雨损失指数。

综合四通达沟泥石流发生频率和研究区降雨资料，按50a（p＝2%）一遇计算。四通达沟流域面积f＝50.64km2，查 损 失 参 数 和 系 数 表 得：S2%＝16.8mm，K2＝14.3，β2＝0.3，λ1＝0.33，带入式（6）得：μ＝8.019mm／h，主沟长L＝13.37km，主沟纵坡降；Iz＝148‰，查表汇流时间分区和系数指数表得K4＝3.29，β4＝0.35，λ2＝0.239，带入式（7）得τ＝0.86h。由于计算出τ小于1h，取n＝n1（1h暴雨参数取值0.73）；f＝50.64km2，再将μ，τ等参数带入式（4）得：Q2%＝37.46m3／s。

通过堆积区实验得出：γH＝2.68×104N／m3，γc＝1.63×104N／m3，取γw＝1×104N／m3，可得出：φc＝0.6。四通达沟谷堵塞程度一般，查堵塞系数表，取Dc＝2.0，最终带入式（3）可得Qc＝122.16m3／s。

通过以上计算可以看出四通达沟泥石流频率为2%的洪峰流量为122.16m3／s，而堆积区的通道狭窄，很难在极短的时内排出此洪峰流量下的泥石流，必然会造成较大的损失。

4.2 泥石流流速

经过对四通达沟泥石流堆积区、物源区松散物质的分析，认为该泥石流为过渡性泥石流，因此流速计算采用式（8）计算：

式中：Vc——泥石流汇流速度（m／s）；nc——泥石流沟床的糙率系数；Hc——平均泥深；Ic——泥石流水力坡度。

取计算断面的平均泥深Hc＝1.85；泥石流水力坡度Ic＝0.148；泥石流沟床的糙率系数nc＝0.08。将各参数代入式（8），得Vc＝6.41m／s。

4.3 泥石流冲击力

泥石流冲击力计算包括泥石流体冲击应力和单块最大冲击力计算。泥石流体冲击应力按下式计算：

式中：δ——作用在与流速方向呈α角度的单位面积；g——重力加速度（9.8m／s2）；α——受力面与泥石流撞击面撞击角；λ——受力体形状系数，方形为1.47，矩形为1.33，圆形、尖端、圆端形为1.00；Vc——泥石流汇流速度（m／s）。

对该沟按较不利情况取值，受力面与泥石流冲压力方向的夹角取α＝85°，λ＝1.33。按式（9）计算得δ＝9.54×104Pa。

4.4 一次泥石流冲出总量及固体物质总量

一次泥石流总量按下式计算：

式中：Q——一次泥石流总量；T——泥石流持续时间；Qc——频率为p的泥石流洪峰值流量（m3／s）。

一次泥石流冲出的固体物质总量计算公式：

式中：QH——一次泥石流冲出的固体物质总量；Q——一次泥石流总量；γc——泥石流重度（N／m3）；γω——清水重度（N／m3）；γH——泥石流中固体物质重度（N／m3）。

由于不具备测量条件，将泥石流过程概化为五角形，并认为洪水流量达到峰值时，泥石流流量亦达到峰值。假定泥石流持续时间为40min，从上面计算可以看出四通达沟发生一次泥石流总量在约为7.72×104m3，一次泥石流冲出的固体物质总量为2.89×104m3，说明规模应以中小型为主。

5 结论

（1）四通达沟泥石流地质背景条件具备川西高原高寒地区典型特点，高寒多带性的气候，陡峭的地形地貌、丰富的活动性物源、流域特征、形成机理及运动过程都具有代表性。

（2）流域地层复杂，多种岩型自沟口至最高高程处依次呈带状分布，与主沟流向近直交，岩体内层理、节理倾坡内呈大角度相交，难以形成大规模的崩滑体。但与支沟流向呈小角度相交，容易形成顺向坡。各类结构面相互切割，而形成大量的崩塌、滑坡、坡面泥流等地质灾害，从而产生大量的固体物源。

（3）流域发育于高寒高海拔地区，处于寒温带、亚寒带、寒带等气候变化带内，立体变化显著。强日照、大温差的气候条件使得岩石差异风化、冻融作用强烈、岩体节理裂隙发育、岩体破碎及土体结构松散。

（4）通过综合分析计算后认为四通达沟流域内可提供的动物源储量2.40×105m3；泥石流频率为2%情况下，流速约6.41m／s峰值流量为122.16m3／s；泥石流体冲击应力高达9.54×104Pa；一次泥石流总量约为7.73×104m3，一次泥石流冲出的固体物质总量为2.89×104m3。

（5）综合考虑四通达沟泥石流高海拔地质背景、流域特征、动力特性和泥石流的危险性和被保护对象的重要程度，建议采用拦沙坝配合截流排水沟，并辅以生物防治的综合防治方案。除了应在泥石流物源区修建谷坊坝以控制物源、稳定沟床以外，还应在沟口采用排导措施，以规范泥石流流向，减小泥石流沟与主沟的入汇角，避免堵塞达曲河。

［1］ 张信宝，吴积善，汪阳春.川西北高原地貌垂直地带性及山地灾害对南水北调西线工程的影响［J］.地理研究，2006，25（4）：634－640.

［2］ 倪化勇，陈绪钰，周维.高寒高海拔山原区沟谷型泥石流成因与特征：以四川省雅江县祝桑景区为例［J］.水土保持通报，2012，33（1）：211－215.

［3］ 铁永波，徐如阁，巴仁基.典型冰碛补给型泥石流物源补给过程与机制研究：以泸定县干沟为例［J］.水土保持通报，2013，33（1）：77－88.

［4］ 康志成，李焯芬，马蔼乃，等.中国泥石流研究［M］.北京：科学出版社，2004.

［5］ 中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所.川藏公路典型山地灾害研究［M］.成都：成都科技大学出版社，1999.

［6］ 黄勇，杨三强，周雁.高寒高海拔山区公路坡面泥石流防治研究［J］.资源环境与工程，2009，23（专刊）：107－110.

［7］ 中国地质调查局成都地质调查中心.甘孜县地质灾害详细调查报告［R］.成都：中国地质调查局成都地质调查中心，2012.

［8］ 陈宗基，康文法.岩石的封闭应力，蠕变和扩容及本构方程［J］.岩石力学与工程学报，1991，10（4）：299－312.

［9］ 田连权，吴积善，康志成，等.泥石流侵蚀搬运与堆积［M］.成都：成都地图出版社，1993.

［10］ 谭炳炎.泥石流活动评估与防治［M］.北京：国土资源部地质环境司，2004.

［11］ 中华人民共和国国土资源部.DZPT 022－2006泥石流灾害防治工程勘察规范［S］.北京：地质出版社，2006.

［12］ 李德基.泥石流灾害理论与实践［M］.北京：科学出版社，1997.

［13］ 周必凡，李得基，吕儒仁，等.泥石流防治指南［M］.北京：科学出版社，1993.