汶川地震灾区帽壳子滑坡形成泥石流的过程和特征

摘 要：实地调查了汶川地震灾区北川县帽壳子滑坡转化为坡面泥石流和沟道泥石流的基本特征和形成过程，并利用能量守恒原理和Takahashi泥石流运动模型对其运动特征进行了分析。结果表明：对于强震诱发的滑坡，其层间碎块石土体强度低，滑坡体内部裂隙发育，在强降雨作用下容易转化为泥石流；滑坡转化为坡面泥石流的过程为岩土体沿基岩面下滑→撞击→强碎屑化→流动→快速停积；滑坡转化为沟道泥石流的过程为滑坡体崩滑→弱碎屑化→水流掺混→掏蚀沟道→流动堆积；滑坡转化为坡面泥石流后，起始速度较快，但没有沟道限制和水力作用，因此运动阻力较大，冲出距离远小于沟道泥石流；利用Takahashi泥石流运动模型计算得到的沟道泥石流冲出距离与实际观察值比较吻合。

关键词：泥石流；滑坡；汶川地震；转化过程；运动特征；崩滑；坡面流

中图分类号：P642.2 文献标志码：A

0 引 言

滑坡和泥石流是2种常见的地质灾害。滑坡是斜坡上岩土体沿连续贯通的破坏面以一定加速度向下运动的过程与现象[1]。泥石流是一种介于滑坡和高含沙水流之间的固液两相流体，具有暴发突然、运动速度快、短历时等特点[26]。滑坡在强降雨作用下，从原来位置以滑动、坠落、滚动等方式在缓坡上或沟道中运动，随着颗粒碎屑化和水的参与，往往会转化为泥石流。这种运动兼具有滑坡和泥石流的运动特点，称为“滑坡型泥石流”。李树德等根据岩土体极限平衡理论，按受力运动形式将滑坡型泥石流分为滑坡型和崩塌型两类，并将这两者的发展过程分为饱和松散体直接演变型和崩滑后再遇水搅拌型[78]。滑坡型泥石流暴发突然，来势迅猛，速度快，搬运能力和破坏性强，运动范围所波及之处建筑物严重受损甚至全部摧毁。如四川南江白梅垭滑坡、云南个旧老熊洞冲滑坡、四川普格标水岩滑坡，转化为泥石流后都造成很大的灾害[9]。滑坡转化为泥石流尤其是转化为沟谷型泥石流和坡面型泥石流，过程复杂，实际观测较少，其机理和动力学过程研究还处于初级阶段。目前，滑坡转化为泥石流过程一般认为是滑动剪切面上的固体物质液化、颗粒物质碎屑化以及底部岩土体内部产生不排水荷载，造成孔隙水压力上升和有效应力下降，从而完成转化。另外，还有坡面碎屑体的广泛库伦破坏、滑体的动能转化为内部颗粒的振动能、液化层厚度增加、黏性颗粒积聚等机理[1014]。

汶川地震发生后，许多地震引发的滑坡在降雨的作用下转化为泥石流，造成二次灾害。笔者以四川省北川县花石板沟中游帽壳子滑坡型泥石流为研究对象，在野外实地调查和收集相关资料的基础上，对该滑坡形成大型坡面泥石流和沟道泥石流的过程及特征进行分析和计算，以期为震后滑坡型泥石流的研究提供借鉴。

1 滑坡基本特征

1-滑坡体Ⅰ形成的坡面泥石流冲毁房屋；2-滑坡体Ⅱ下滑后形成沟道泥石流；3-帽壳子滑坡近景；4-坡脚被流水冲刷形成的临空面

图1 帽壳子滑坡照片

Fig.1 Photos of Maoqiaozi Landslide

图2 帽壳子滑坡地质剖面

Fig.2 Geological Profile of Maoqiaozi Landslide

图3 帽壳子滑坡中部固体物质颗粒级配

Fig.3 Grain Composition of Solid Materials in the Middle of Maoqiaozi Landslide

2 滑坡型泥石流形成过程

2.1 激发条件

2008年“9·24”降雨过程是造成帽壳子滑坡失稳的触发因素，前期降雨时间长，雨量充沛。因层间碎块石结构具有结构松散、孔隙度大等特征，且强烈地震动使碎块石土体内部裂隙面扩张，滑坡体表面多发育裂隙（图4）。长时间的降雨使碎块石土体内部充水，导致土体质量增加，下滑力增大，抗滑力减小，稳定性降低。根据室内直剪对滑坡土体抗剪强度进行分析：当干密度为16 g·cm-3、体积含水率为32%时，黏聚力基本丧失，且土体未达到饱和状态。据附近雨量站观测记载，2008年9月23日至24日6时，西山坡总雨量275 mm，24日凌晨4时至6时雨量总计195 mm[16]。另据附近村民回忆：9月24日凌晨3时至4时，花石板沟内响声如雷，据此判断帽壳子滑坡在该时段内失稳下滑，转化为泥石流。滑坡体Ⅱ轴线方向与花石板沟下游沟道方向基本顺直，约10×104 m3土体参与到泥石流过程。滑坡体Ⅱ转化而成的沟道泥石流共掩埋下游7处房屋，造成20多人死亡，形成长约2.13 km、平均宽47 m、面积约0.2 km2的条带状堆积带。泥石流冲出花石板沟口后，与魏家沟和席家沟泥石流汇合，掩埋了北川老县城的大部分区域。

图4 滑坡体表面的裂隙

Fig.4 Outcropped Cracks on Landslide Surface

2.2 形成过程

根据残留滑坡体、坡面泥石流和沟道泥石流堆积物组成以及灾后微地形变化，大致分析该滑坡体在“9·24”降雨作用下转化为大型坡面泥石流和沟道泥石流的过程。

对于滑坡体Ⅰ转化为大型坡面泥石流，其过程为：岩土体沿基岩面下滑→撞击→强碎屑化→流动→快速停积。其依据是：①滑坡体Ⅰ滑动过后，出露的滑床为基岩面，基岩走向与滑动方向大致呈90°；②滑坡体失稳进入支沟短距离滑行后，与沟岸撞击并填满沿滑动路径的支沟局部段（图5），

后续滑坡体继续向前运动，运动的方式是以滚动为主；③堆积区的坡面泥石流堆积物比原滑坡岩土体组成粒径要小，因此岩土体在运动中有碎屑化过程；④运动过程中细颗粒物质运移现象明显。滑坡向泥石流转化的关键是滑坡体运动过程中碎屑化以及细颗粒的造浆过程。但滑坡体Ⅰ下滑后，运动中的造浆过程为“原生型”[17]，即泥石流中的细颗粒物质和水体由滑坡体自己补给。尤其是堆积区前缘多为大颗粒物质聚集，泥石流浆体作为搬运介质，将碎屑化后的块体搬运至较长距离处。

图5 坡面泥石流滑动撞击阶段原始运动轨迹

Fig.5 Original Moving Path of Slope Debris Flow During Sliding and Collision

滑坡体Ⅱ失稳下滑后直接进入沟道转化为沟道泥石流，造成严重灾害。其过程为：滑坡体崩滑→弱碎屑化→水流掺混→掏蚀沟道→流动堆积。其依据是：①滑坡体上部残留的层间碎块石是该滑坡体的主要成分，每一层间面与水平面夹角不等，最大为50°，几乎与原滑坡坡度一致，滑动过后出露的滑坡体主要为粗颗粒，细颗粒较少。②滑坡体Ⅱ沿坡面运动的方式以崩滑为主，具有滑坡和崩塌的共同运动特征。既有碎块石沿层面滑动，也有块石坠落、滚动、崩落和岩块间相互撞击。构成层间碎块石结构的粉质砂岩和强风化砂岩强度低，降雨不断渗入内部，造成层间岩土体向外弯曲。在自身质量增加的同时，抗弯区段应力很快接近碎块石岩土体的抗剪强度。2008年9月24日5时至6时的强降雨不仅造成抗剪强度下降，还严重冲刷层间块石土体的细颗粒，抗弯曲段失去抵抗力支撑，层间岩土体瞬间崩滑。③由于岩土体强度低，在崩滑的过程中碎屑化，但与滑坡体Ⅰ形成坡面泥石流不同，滑坡体Ⅱ没有剧烈的撞击过程，碎屑化程度不足，因此在沟道中随处可以见到大块石。④虽然滑坡体Ⅱ以极快的速度进入沟道，但受沟道两岸边界地形条件约束，沟道比降较小，滑坡体在进入沟道后与沟道中水流有较长时间的掺混过程，造成崩滑体动能迅速消减。在转化为泥石流的过程中，碎屑化后的滑动块体沿沟道滑垫面、沟岸坡补给固体物质。沟道水流一方面起到掺混的作用，另一方面与细颗粒一起参与造浆过程，有利于泥石流运动。

3 滑坡型泥石流运动特征

滑坡型泥石流运动过程与水力类泥石流不同，没有阵性流过程。水力类泥石流过程一般是洪水→稀性泥石流→黏性泥石流→稀性泥石流→洪水的过程，且整个过程时间要长。而滑坡型泥石流是短时间内完成一次性的滑动、流动堆积，运动速度明显快于一般水力类泥石流。

3.1 坡面泥石流运动速度

4 结 语

（1）滑坡型泥石流同时具有滑坡和泥石流的运动特点，运动速度快，冲击力大，破坏性强。通过对四川北川县帽壳子滑坡型泥石流的调查，分析了帽壳子滑坡转化成大型坡面泥石流和大型沟道泥石流的过程。前者的转化过程为：岩土体沿基岩面下滑→撞击→强碎屑化→流动→快速停积。后者的转化过程为：滑坡体崩滑→弱碎屑化→水流掺混→淘蚀沟道→流动堆积。

（2）由滑坡体Ⅰ和Ⅱ在坡面上运动时的最大速度与实测沟道泥石流的速度可以看出：滑坡转化为坡面泥石流后，起始速度较快，但运动过程中阻力较大，能量损失大，冲出距离不远；沟道泥石流运动速度由于沿程受沟道边界限制，加上运动过程中水的参与和颗粒物质碎屑化有利于沟道泥石流运动，能量损失小，因此冲出距离较远。

（3）根据现场调查和计算，帽壳子滑坡型泥石流转化为沟道泥石流后形成黏性泥石流，流量约为220 m3·s-1。利用Takahashi泥石流运动模型对帽壳子滑坡型泥石流转化为沟道泥石流后的冲出距离进行计算，计算值与实测值比较吻合。

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