汶川震区龙门山镇高架子沟“8·18”泥石流灾害机理与特征

余天彬，任光明，王 猛，王 杰，高 波，蒙明辉

(1.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;2.四川省地质调查院，四川成都610059)

0 引言

2012年8月17日晚9∶00到18日早晨5∶00，彭州市龙门山镇地区普降50a一遇的特大暴雨，致使胥家沟以北的湔江上游地区三十多条沟谷同时暴发泥石流，并引发多处滑坡、崩塌等地质灾害，造成多处公路淤堵或被错断，泥石流冲毁大量房屋、淤埋河道等，再次对银厂沟景区造成极大的损失。在本次泥石流灾害中，以高架子沟泥石流规模最大，危害最严重，冲毁12户农家乐，房屋280间，冲毁银白公路约300m，於塞河道约300m，并使主河改道，直接经济损失约4000万元。

高架子沟所在的龙门山镇地区属于地震高烈度区，“5·12”汶川地震在区内诱发大量滑坡和崩塌等松散固体物质，为泥石流活动提供了丰富的物源。据访问，震后的5个汛期内银厂沟内每年都发生过泥石流灾害，其中以2012年8月18日泥石流规模最大，灾情最严重。本文通过对高架子沟“8·18”泥石流灾害的两次现场调查资料的基础上，分析了该沟泥石流的形成条件、发育特征、形成机制和灾害过程，探讨了泥石流发展趋势，为该沟泥石流预防和治理提供一定参考，同时对地震灾区类似沟谷泥石流的科学认识、评价和防治提供参考。

1 流域的地质环境条件

高架子沟位于四川省彭州市龙门山镇九峰村，距龙门山镇13km，流域属于沱江河流的支流白水河右岸支流，属于龙门山构造带的中段。龙门山断裂带主要由三条主干断裂构成［1-3］:茂汶断裂、北川-映秀断裂、都江堰-安昌-江油断裂。映秀-北川断裂(中央断裂)从高架子泥石流沟流域中下部通过，该断裂为一条现今仍在活动的压扭性逆冲断层，断裂总体走向 NE30°～50°，倾向北西，倾角 30°～53°。

龙门山断裂带是龙门山地区的主要地质构造带，对该区的地层发育起着控制作用［4］，总体上，该区域地层发育较齐全，自中元古界至第四系均有出露。高架子沟流域中下段地层为三叠系上统须家河组下段(T3x1)，岩性主要泥质灰岩夹黑灰色炭质页岩和砂岩、页岩，均为软岩组;流域中上段主要为元古界黄水河群(Pthn)以及晋宁-澂江期的岩浆岩等，岩性主要为石英片岩、花岗岩和闪长岩等;流域内缓坡面上及沟道两侧分布大量第四系全新统崩塌堆积层残坡积层)、滑坡堆积层，沟道内停集大量泥石流堆积层)、冲洪积层)。

2 高架子沟泥石流形成条件分析

强震作用下产生大量松散堆积体，为泥石流爆发创造丰富的物源条件［5］。高架子沟泥石流灾害的形成主要受到地形地貌、地震活动和地质构造的控制，地震后由于强降雨作用引发了这次大规模泥石流灾害。

2.1 流域特征

高架子沟流域面积 1.32km2，海拔 1360～2780m，高差 1420m，主沟长 2.46km，平均纵比降533.59‰，支沟不发育，流域形态呈“长条形”，长轴线方向近NE，流域形态指数0.46(图1)。总体来说，流域主沟具有沟道顺直、沟道狭窄、比降大、呈V型等特点，结合良好的汇水条件为洪水下切侵蚀创造了有利条件。

图1 高架子沟流域图Fig.1 Drainage basin of Gaojiazi gully

2.2 降雨条件

龙门山地区是四川省三大暴雨中心之一，具有年降雨量大，降雨集中，多暴雨等特点;年降雨量最大可达2000mm，最大24h雨量可达250mm，最大1h雨量可达65mm;暴雨频率在80%～87%间。根据彭州市气象局资料统计，县内多年降雨量在1300～1600mm间，降水集中在下半年(6～9月)，占全年降水量的72%，全年降雨又呈单峰型分布，7、8月份是降水高峰期，11月至次年4月为枯水期。2012年8月17日21时至18日5时，龙门山镇地区12小时最大降雨量达到247mm。

2.3 物源条件

“5·12”汶川地震的主断裂(映秀—北川断裂)在高程1500m附近横穿整个流域，汶川地震诱发大量的滑坡、崩塌，为泥石流形成提供重要的松散物质，这些滑坡、崩塌堆积体胶结和固结都很差，在流水冲刷下极易产生底蚀和侧蚀。

图2 2010年2月8日的Quick Bird卫星影像图反映高架子沟流域特征及物源特征Fig.2 The Quick Bird satellite photograph taken on 8 February，2010 show the drainage of the Gaojiazi and characterization of the source

通过对2010年2月8日Quick Bird卫星遥感影像图解译结合现场验证，高架子沟流域主要物源类型有震前老堆积物、地震诱发的滑坡和崩塌堆积体。据现场调查发现流域内老堆积物主要分布在高程1700m以下沟道内及高程1500m以下沟道两侧坡面上，主要成分为卵石、碎块石、粗砂及少量粘土，主要为震前的崩坡积、残坡积、冲积物，震前流域内植被覆盖率高沟道表层较稳定，加之流域中上部物源极少，所以这部分物源未参与泥石流活动。解译结果显示流域内分布滑坡2处，小型溜滑6处，崩塌4处(图2)。物源总体积约257×104m3，动储量约 150×104m3。其中滑坡物源体积112×104m3，崩塌堆积体物源体积31×104m3，堆积区泥石流堆积体积约33×104m3，老期堆积体71×104m3，即流域内以震积形成的滑坡物源为主体，距沟口350m高差以上流域总物源量约207×104m3，约占流域总物源量的80.5%，物源分布位置高，可转化势能大，高位特征明显。地震诱发的滑坡、崩塌成主要分布在流域沟底高程2300m以上，该段位于北川-映秀断裂上盘，相对位置高，说明上盘效应和高程效应对坡体的稳定性影响明显。沟底高程2320m处，在地震作用下发育一大型基岩滑坡H1，滑坡光壁明显，滑坡主体形态呈散粒状沿沟底高程1700～2300m沟段铺满沟床，堆积体以块碎石土为主，其中沟底高程1900～2300m段堆积物块碎石粒径相对较小，越往低高程堆积体粒径逐渐变大，巨块石越多，在沟底高程1700～1900m段堆积中巨石较多，可见最大粒径6m×4m×3.5m，堆积体厚度约10～20m。

3 泥石流发育特征及启动机制分析

高架子沟在汶川“5·12”地震前近百年未发生过泥石流，历史上应属于非泥石流沟，主要缺少提供泥石流活动的可动物源。地震在流域内诱发大量崩塌和滑坡，尤其在流域后缘坡体上诱发一个大型滑坡和大量崩塌，滑坡和崩塌堆积体沿沟道堆积，为泥石流活动提供了大量松散固体物质，高架子沟演变成为一条潜在泥石流沟。高架子沟泥石流的演化过程为:地震→滑坡、崩塌→降雨→泥石流。至2012年震后后四年间，高架子沟每年雨季均会发生不同规模的泥石流活动，据不完全统计震后至今共发生11次不同规模的泥石流，其中以“8·18”泥石流规模最大。

3.1 高架子沟“8·18”泥石流特征

“8·18”泥石流暴发后流域地貌发生了巨大变化，沟源段是H1滑体和后缘崩塌体的主要堆积场所，该段主沟地形呈不对称“V”型谷，主沟偏向下游侧，在泥石流侵蚀后，松散堆积体主要残留在上游侧(图3)。由于形成流通区沟道纵比降大，特别是沟源以下的加速段比降超过了500‰，泥石流形成后经过加速段加速后(图4)，形成强大的冲切力，对下段沟道产生强烈的冲切和铲刮，在高程1650m以下形成深切拉槽，下切深度在8～18m之间。泥石流在沟道高程1500m处发生改道，此次泥石流以前主沟道为光明宛沟，本次泥石流主沟道为偏向上游侧的高架子沟。在高程1400m处主沟道变宽变缓，泥石流开始沿坡面堆积，堆积扇前缘延伸至大海子河流河道中央，堆积长度235m。泥石流的快速堆积使得上游侧的地形偏高，泥石流开始向下游侧摆动，泥石流偏向下游沿坡脚堆积。受到地形影响，堆积扇厚度变化较大，前缘堆积厚度1.1m，最大堆积厚度可达7.5m，堆积扇近似“Γ”形，本次泥石流冲出量约25×104m3。

图3 泥石流启动区的沟道侵蚀特征Fig.3 The channel features after eroded in the debris flow initiation area

图4 高架子沟主沟分段特征Fig.4 The characteristic of different fields of Gaojiazi gully

3.2 高架子沟“8·18”泥石流成灾过程及起动机制分析

对于震区泥石流起动方式，有学者［5］认为主要有2种:一是由于暴雨过程形成的斜坡表层径流导致悬挂于斜坡上的滑坡体表面和前缘松散物质向下输移，进入沟道后转为泥石流过程;二是“消防水管效应”［6-7］使沟道水流快速集中，并强烈冲刷沟床中松散固体物质，导致沟床物质起动并形成泥石流过程。也有学者［7］认为，流域内滑坡堵塞沟道，在强大洪水作用下溃决形成泥石流。高架子沟主沟纵坡呈“陡—缓—陡—缓”的阶梯形，流域呈漏斗状，汇水条件好，流域物源量大、分布位置高，且分布较集中。因此在暴雨过程中，后缘光壁上的水流快速汇集于沟道中，强烈冲刷沟道中松散堆积体而形成泥石流。从流域泥石流的形成条件出发，结合“8·18”泥石流后现场对物源区、流通区及堆积区的泥石流活动特点调查，大体可将高架子沟“8·18”泥石流成灾过程及形成机制分为四个阶段:

(1)泥石流启动阶段，在强降雨条件下，沟源段坡表(漏斗壁)地表径流携带细颗粒物质快速向地势相对低缓的主沟(颈口位置)汇集，该段主沟地形呈不对称“V”型谷，主流偏向下游侧，沟道下游侧堆积物受到水流的侵蚀下切，随着汇集的洪流量不断增大，下切深度也增大，上游侧滑坡堆积体临空程度变大，在洪流的侧蚀作用下失稳形成泥石流向下游输移。

(2)流通区泥石流加速阶段，物源区泥石流启动后向下游进入下一个陡-缓相接阶梯，由于该段沟道比降大(500‰以上)，加上沟道本身束窄，泥石流在该段输移过程中高位势能快速转化为动能，而发生极强的铲刮效应［8-10］，深切流通区沟床形成基岩谷，并形成多处跌水坎，在加速段底端形成一高约8m的跌水坎。

(3)泥石流深切拉槽阶段，经过加速段后的泥石流对相对变缓的沟道下切侵蚀，泥石流进入山前老堆积区后，地势变平缓，该段原始沟道沿老扇下游侧从光明苑沟冲出，由于前阶段泥石流对上游沟道的下切作用，在老堆积体顶部出山口陡-缓相接处，泥石流沟道略低于原沟床，上游泥石流冲出受阻而形成龙头堆积，巨石堵塞原沟床(图5)而迫使泥石流改道向上游侧地势较低的高架子沟运动，由于形成流通区泥石流动能大，沟床急剧变缓，其动能不能立即消散而发生堆积，在沟道内形成局部堆积坝，随着流量的增大，堆积坝逐渐失稳溃决，龙头继续向前推移，在沟道转弯处又发生堵塞，泥石路向沟道两侧漫溢堆积，从图6中可以看出本次泥石流漫溢堆积高度约1.2m。在堆积坝蓄能加大后逐步溃决，泥石流龙头不断向沟口推进，之后下切贯通，逐步切割老堆积体形成深达8～18m深拉槽。在泥石流流动过程中是一个堵溃下切过程，泥石流表现为阵发性。

图5 “8·18”泥石流主沟发生改道Fig.5 The channel was changed during the“8·18”debris flow

图6 “8·18”泥石流主沟下切断面特征Fig.6 The characterization of the deep incision during“8·18”debris flow

(4)泥石流堆积阶段，泥石流龙头从老扇上游侧前缘冲出，在大海子河床位置发生堆积，随着冲出物的不断增加，泥石流逐渐向主河下游堆积，於埋沟口公路、景区农家乐数家并堵塞河床，泥石流堆积体最终漫流至下游电站位置，并於埋电站。从堆积体的特征来看，堆积厚度后缘大，深约5～7m，扇前缘厚度较薄，约1.2～2m。初步估计堆积体积约25×104m3，堆积物成分中细颗粒物质较多，粘粒含量大，其次为花岗岩风化碎粒，局部可见巨块石堆积，最大块径4m×3.5m×2.5m，本次泥石流为典型粘性泥石流。

4 结论

(1)高架子沟在地震前是一条非泥石流沟，受到“5·12”汶川地震作用及震后强降雨共同作用，演变成一条降雨型高频泥石流沟高，其演化过程为:地震→滑坡、崩塌→降雨→泥石流。

(2)高架家沟“8·18”泥石流启动方式为“消防水管效应”使沟道水流快速集中，并强烈冲刷沟床中松散固体物质，导致沟床物质起动并形成泥石流过程。

(3)高架家沟“8·18”泥石流成灾过程及形成机制可分为四个阶段:泥石流启动阶段、流通区加速阶段、泥石流下切拉槽阶段、泥石流堆积阶段。

(4)震后至2012年底高架子沟共发生11次泥石流活动，其中以“8·18”泥石流规模最大，冲出体积约25×104m3，为典型的粘性泥石流。据2010年卫星影像图解译分析，流域内物源总方量约257×104m3，动储量约150×104m3。流域内物源丰富，沟谷发育处于壮年期，如果不采取及时的处理措施，今后仍然会发生大规模的泥石流。

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