李 宁 唐 川 卜祥航 李浩宾

(①地质灾害防治与环境保护国家重点实验室(成都理工大学)， 成都 610059， 中国)(②国网四川省电力公司电力科学研究院， 成都 610072， 中国)(③四川省地质环境监测总站， 成都 610081， 中国)

2008“5·12”MS8.0级地震诱发了超过5.6万多起山体滑坡(Dai et al.，2011)，大多数滑坡分布于山坡和峡谷中，在震后强降雨的作用下导致泥石流发生频率急剧增加(樊芷吟等， 2018)。有学者指出，震后泥石流的强烈性活动，将持续10～15年甚至30年(崔鹏等， 2008； 谢洪， 2009； 唐川， 2010)。 “5·12” 地震之后泥石流的长期活动给当地的生产生活带来了极大的威胁，其中以2010年8月14日发生在龙池镇和映秀镇，2013年7月10日发生在汶川的群发型泥石流最为严重(黄润秋， 2011； 王纳纳， 2015)。为认清和预防震后泥石流的危害，众多学者针对震后泥石流开展了大量的相关性研究，这些研究主要包括以下几个方面：(1)震后泥石流的活动特征、启动及运动机理； (2)震后泥石流发生的降雨阈值特征； (3)震后泥石流活动性的长期演化效应； (4)泥石流的风险评价与防治。

汶川地震发生后，针对此次地震诱发地质灾害的特征及影响的研究大量涌现。谢洪等(2009)分析了震后泥石流的发育及活动特征，并指出泥石流已进入强烈活动时期，其强烈活动时间可能持续10～30年，甚至更长。许强(2010)经过调查分析指出2010年8月13日在绵竹市清平乡、汶川县映秀镇和都江堰市龙池镇暴发的群发性泥石流灾害具有群发性、突发性、破坏性、灾害链效应等特点，并沿发震断裂呈带状分布，同时指出汶川震区泥石流的防治工作应提高设防标准并引入风险管控。

强震致使泥石流流域内松散物的孔隙率更大、结构更加松散，从而使土体更易在降雨作用下失稳进而转化为泥石流，因此震后泥石流发生所需的水动力条件更低，其降雨阈值也更低。周伟等(2013)采用雨场分割法研究了降雨特征参数(雨强、历时、雨量)与泥石流发生的关系，建立了汶川震区暴雨泥石流发生的降雨阈值模型。郭晓军等(2015)通过收集汶川 “5·12” 地震发生后3年内的160次泥石流事件及其对应的降雨过程，发现不同地区泥石流的诱发降雨阈值不同，其年度变化也不尽相同，部分地区泥石流的降雨阈值呈回升趋势，但远未达到震前水平。

通过借鉴日本关东大地震和中国台湾集集地震，唐川(2010)预测分析了汶川震区的泥石流及滑坡活动趋势，同时提出了不同降雨强度下泥石流冲出量的估算方法，并经初步研究表明，汶川强震区的滑坡和泥石流活动趋势将至少延续10年。蒋志林等(2014)、常鸣等(2014)利用遥感与GIS技术先后对映秀地区和龙池地区泥石流流域内的崩滑体物源的面积变化进行了统计分析，发现汶川高烈度区经过地震后新增滑坡体积达4835.94%，而经过暴雨后新增滑坡体积达62.76%，表明汶川震区在地震及暴雨下物源量猛增，导致泥石流暴发的概率很高。Tang et al.(2016)利用强震区都江堰龙池镇的多期影像遥感解译结果(2008年、2009年、2011年、2013年、2015年)，观察崩滑体面积演变规律的同时，也研究了崩滑体的活动性演变特征，发现2008年5月至2015年4月共发生660处新滑坡。2015年4月以后的新增滑坡骤降至66处，仅为同震滑坡的1%，并预测该地区的滑坡将继续减弱，在没有极端降雨的条件下逐渐停止。大量的研究成果显示，震区的滑坡及泥石流的活跃期为震后的3～5年，之后将逐渐衰减至震前水平(陈晓清等， 2010； Fan et al.，2018； Fan et al.，2019)。

对泥石流风险的评价研究是指导管理部门管控和处理泥石流灾害的基础。为此众多学者基于RS影像和GIS技术，通过开展了危险性和易损性评价，进而对震后泥石流风险进行了研究(铁永波等，2010； Chang et al.，2014； 乔建平等，2018)。

汶川地震以后，拦挡坝和排导槽的大量修建整体上减缓了泥石流的影响，但部分防治工程也因为低估了泥石流的规模和震后地质环境的复杂性而失效。其中以位于绵竹市的小岗剑泥石流和位于北川的文家沟泥石流最为典型(Tang et al.，2012; 杨东旭等， 2015)。为此，许多学者针对此类特殊的大规模泥石流事件进行了针对性的防治措施研究。Chen et al.(2015)提出了基于主河输砂能力的新型泥石流防治设计原则。针对2010年8月13日暴发的文家沟泥石流，实施了规模最大、最具创新性的一套治理方案，主要体现在3个方面：水砂分离，水土分离和柔性排导槽(许强，2010)。

已有研究对认清震后泥石流的成因机制、预测其发展趋势以及泥石流风险管理与控制提供了丰富的科学依据，并给予了坚实的理论基础。然而在地震10年后，震区的地质环境发生了极大的变化，因此有必要对当前汶川县的泥石流实际现状和发展趋势进行整体的评估，这即是对已有预测的验证，也是对当前泥石流特征的认识，以及对今后发展趋势的展望。为此，本文选取了汶川县境内的145条泥石流沟，通过分析其震后活动特征、地形发育、降雨参数、物源演化等特征，以期为当前及今后汶川县泥石流的研究及灾害防治提供有益的参考。

汶川县位于四川盆地阿坝自治州东南部，距成都146 km，地理位置北纬30°45′～31°43′、东经102°51′～103°44′，总面积约4084 km2。汶川县地属高中山地貌，生态环境脆弱，震前就是地质灾害高发区。1997年出版的《四川与重庆泥石流分布及危险度区划图》(钟敦伦等， 1997)指出， “5·12” 地震前，汶川县已编目的泥石流有66条，属泥石流重度危险区。基于对震后泥石流的大量研究成果及调查报告，对比震前的发育及活动特征，震后泥石流主要呈现出以下两个特点：

(1)震后泥石流易发性增高，活动性更强(表1)。地震作用在震区5.6万多起山体滑坡上(Dai et al.，2011)，为泥石流的发生创造了更为有利的形成条件，这导致震前很多沟道本不是泥石流沟，从而在震后降雨作用下暴发泥石流。此外震前低频泥石流在震后变为高频。例如文家沟在 5·12 地震前没有发生过泥石流(倪化勇等， 2011)，震后先后于2008年9月14日、2010年7月31日、2010年8月13日、2010年8月19日和2010年9月18日暴发了5次泥石流灾害。再如震中近百年没有活动的映秀镇牛圈沟转化为高频泥石流(唐川， 2010)。

表1 汶川地震前后典型泥石流活动变化Table1 Activities changes of typical debris flow before and after Wenchuan earthquake

(2)震后泥石流数量增多，成片活动，规模大。据调查(刘惠军等， 2009)，震前汶川县泥石流数量为71条，震后增加至170条，增幅达139.13%。震后至今，汶川县已发生过多起群发性泥石流事件(唐川， 2008； 谢洪， 2009； 唐川等， 2011； Hu et al.，2017)，且均有规模巨大的单沟泥石流暴发(表2，图1)。

图1 汶川震后泥石流典型事例Fig.1 Typical debris flows after the Wenchuan Earthquakea.红椿沟“8·14”泥石流堆积扇； b.清平乡 “8·13” 特大泥石流淤埋清平乡场镇; c.绵虒镇磨子沟“7·10”泥石流堵塞岷江； d.七盘沟“7·10”泥石流淹没沟口房屋

表2 “5·12”地震后汶川县典型地震泥石流活动Table2 Typical debris flows in Wenchuan county after “5·12” earthquake

随着治理工程的不断实施，汶川县泥石流在2013年之后的暴发次数逐渐减少。据调查资料显示(刘惠军等， 2009； 谢洪， 2009； 梁京涛等， 2015； 张军等， 2017)，震后汶川县泥石流较震前增加了43条，震后崩滑体较震前增加了5倍，且连续数年都呈现倍数级增加的态势(图2)， 2010年灾害总数量增加到了震前的5倍之多。据2016年的汶川县地质灾害详查结果显示，地质灾害的数量还在继续增加，泥石流隐患点已经增加到235处，灾害点总数也较2010年增加了281处，达到982处，但增长趋势明显减缓，说明地震的后效应正在减弱，震区地质条件正在趋于稳定。选取汶川县145处泥石流作为本文的研究样本，其分布如图3所示，其中较为典型的21条沟的特征数据见表3。

图2 “5·12”地震前后汶川县地质灾害数量变化趋势Fig.2 Changes of geological disasters numbers in Wenchuan county before and after “5·12” earthquake

图3 震后汶川县主要泥石流分布图Fig.3 Major debris flow map in Wenchuan county after the earthquake

表3 典型泥石流沟基本特征(图2)Table3 Basic characteristics of typical debris flow gullies

流域形态是影响泥石流水动力条件和汇流能力的主要影像因素。沟壑作为流域形态的主要组成部分，其存在控制着水流的流动过程，加剧了坡面的侵蚀，从而降低整个斜坡体的稳定性，从而为泥石流的形成提供大量物源。本文根据《水土保持技术规范》对泥石流形成区的水土流失强度进行统计，共分为6个等级，从微度流失至重度流失依次划分(常鸣等， 2012)，见表4。因此，本文选用沟壑密度来反应流域形态特征：

表4 土壤侵蚀强度分级表Table4 Soil erosion intensity scale

(1)

式中：D为泥石流流域的沟壑密度(km·km-2)；L为泥石流所有沟道长度(km)；A为泥石流流域面积(km2)。

本文选取据报道发生过泥石流灾害的145条泥石流流域为分析样本。采用精度为10 m的DEM数据来提取流域面积、沟长等地形参数。利用ArcGIS 中的fishnet命令及overlay工具对泥石流形成区的沟壑密度进行统计分析，结果如图4所示。统计结果显示， 57.24%泥石流的沟壑密度在0.5～1之间，也就是说，超过半数的泥石流属于微度土壤侵蚀，同时通过沟壑密度与流域面积的对比曲线可见(图5)，流域面积越大，沟壑密度越小。

图4 沟壑密度统计结果Fig.4 Gully density statistics

图5 沟壑密度分布特征Fig.5 Gully density distribution characteristics

沟床纵比降是泥石流活动的主要控制性因素之一，本文对研究区145条沟的沟床纵比降数据进行了统计(图6)，结果显示纵比降小于300‰的泥石流沟仅占总数的34.48%，纵比降在400‰～600‰之间的比例为29.66%，平均纵坡降达到382.53‰(图7)。

图6 沟床纵坡降统计Fig.6 Longitudinal slope of ditch statistics

图7 沟床纵坡降分布特征Fig.7 Longitudinal slope of ditch distribution characteristics

根据《泥石流灾害防治工程勘查规范》(DZ/T-2006)附录G-1泥石流沟易发程度数量化评分表，沟床纵坡大于12°(213‰)即属于极易发泥石流。由此可见，研究区的整体纵坡降偏大，整体属于极易发性区，这与汶川县境内地属高山峡谷地貌有关。

运用ArcGIS统计分析研究区内泥石流信息(图8～图9)，可知89.55%的斜坡坡度为20°～60°，其中30°～40°的坡度面积最多，共557.24 km2，占比35.42%。研究表明25°～50°坡角的崩塌、滑坡灾害最易发生(姚鑫等， 2009)。所以，研究区内的山体有利于泥石流灾害的发生。与此同时，如图8所示，随着流域面积的增大，流域平均坡度逐渐减小，并趋于35°。

图8 流域平均坡度统计结果Fig.8 Average slope statistics for watersheds

图9 平均坡度分布特征Fig.9 Average slope distribution characteristics

汶川县地属暖温带大陆性半干旱季风气候区，境内总体降雨量偏少但稳定。收集汶川县气象监测站点的降雨量资料(侯雨乐， 2017)，绘制出汶川县1960～2015年56年来年均降雨量变化图(图10)。可知近56年的年均降水量为719.70mm，年际变化较大，中庭呈现震荡式上升趋势。且呈现3～4年增加，随后3～4年减少的规律。统计显示，震前年平均降雨量约为716 mm，震后2008～2017年的年平均降雨量为752.61 mm，较震前增加了5.17%，更多的降雨导致更加松散的山体更易发生了地质灾害。

图10 1960～2015年汶川县年平均降雨量变化Fig.10 Change of annual average rainfall in Wenchuan county from 1960 to 2015

研究区地属大陆性半干旱季风气候，共分为两个气候区：①多雨区：映秀镇、三江乡、漩口镇一带； ②半干旱区：威州镇和绵虒镇一带。不同区域的气候变化较大，干雨季分明，降雨多分布在7～9月。表5～表6对比了研究区威州地区(北部)、映秀地区(南部)1957～2006年间各月的平均降雨量，可以看出其呈现明显的南高北低现象。这也是导致汶川县南部(映秀镇、耿达乡等地)的泥石流活动性强于北部(雁门乡等地)的原因之一(表2)。

表5 威州地区(北部)多年平均降水量统计表Table5 Statistical table of annual average precipitation in the Weizhou region(north)

表6 汶川震区震后典型泥石流发生的降雨数据汇总表Table6 Summary of rainfall data occurring in typical debris flow after Wenchuan earthquake

降雨是泥石流暴发的主要诱因，统计发现汶川震区有超过77%的泥石流都是由暴雨所诱发的(郭晓军等， 2015)。选取常用的3个降雨参数包括降雨强度(I)、累积雨量(E)、降雨历时(D)用于泥石流降雨临界值的构建，采用詹氏法划分和计算单场降雨过程(图11)。表6列出了汶川震区震后典型泥石流发生的降雨数据统计。

图11 一场连续降雨过程图Fig.11 A continuous rainfall course

汶川 “5·12” 地震后暴发了多起泥石流，统计其中较为典型泥石流事件的降雨数据如表7所示。可见震后首次泥石流发生在2008年6月14日的唐家山地区，该地区的大水沟和无名沟暴发了泥石流，累积雨量131.90 mm，激发雨强27.41 mm·h-1(胡卸文等， 2009a，2009b)。2010年8月13日清平乡泥石流事件的累积雨量最高，达到227.5 mm，激发雨强也最高，达到70 mm·h-1，泥石流冲出量达到310×104im3，并造成了重大损失(刘传正， 2012)。

表7 映秀地区(南部)多年平均降水量统计表Table7 Statistical table of annual average precipitation in the Yingxiu region(south)

由表1和表7可知：(1)汶川地震极大降低了泥石流暴发所需的条件，例如文家沟在震前将近100年内未有过泥石流活动，而震后5年内暴发了4次泥石流。(2)已经暴发泥石流的流域，再次暴发泥石流所需的激发雨强大幅增高，例如红椿沟泥石流在2011年8月21日的激发雨强较2010年8月14日增加了约59.64%； (3)距震中更近的映秀、漩口地区的泥石流激发雨强最低，而距震中最远的银厂沟泥石流激发雨强最高，这表明了地震对泥石流激发雨强的直接影响(表7)。

目前国内外学者基于泥石流暴发时间段的降雨资料，针对汶川震区泥石流发生的降雨阈值进行了大量的研究。其中，马超等(2013)对汶川震区2008～2010年的暴雨泥石流的降雨过程进行了拟合，得出汶川震区的平均降雨雨强及其持续时间的关系式如下。

I=34.4D-0.56

(2)

郭晓军等(2015)通过收集大量泥石流发生段的降雨数据，采用当次降雨量建立汶川震区2008年以及2009～2011年的单因子预报模型。

汶川(2008年)：

R≥18.5

(3)

汶川(2009年)：

R≥21.9

(4)

周伟等(2013)通过收集汶川震区4处典型泥石流沟：大水沟、文家沟、红椿沟及八一沟暴发泥石流时的降雨数据，建立了平均雨强(I)和降雨历时(D)的关系：

I=66.36D-0.79， (2≤D≤15)

(5)

Tang et al.(2012)利用清平乡文家沟的5次泥石流相关降雨数据，提出了平均降雨强度(I)和降雨历时(D)的关系公式：

I=25.96D-0.239，(1

(6)

根据谭万沛等(1992)的研究成果，震前龙门山区泥石流暴发的降雨阈值为55～60 mm·h-1，而震后汶川地区泥石流暴发的最大临界降雨强度为16～56.5 mm·h-1，最小激发雨强降低了45%～73%。而根据郭晓军等(2015)， Zhou et al.(2014)的研究成果， 2008年、2009年、2011年和2013年震区泥石流的降雨强度阈值分别为：18.5 mm、21.9 mm、23.0 mm， 35.5 mm。

汶川县最近的泥石流事件是2019年8月20日暴发于银杏、耿达及绵虒镇等地的9处泥石流灾害。根据都江堰地面气象站数据(图12)显示，引发“8·20”泥石流灾害的暴雨自8月19日20：00～20日9：00结束，最大小时雨强为19日21：00的28.5 mm，累积雨量117.6 mm。20日凌晨2点左右暴发泥石流，激发小时雨强为24.2 mm，泥石流暴发前的累积雨量为89.3 mm。

图12 8月20日都江堰雨量站降雨累积曲线Fig.12 National rainfall map for 20 August

由此可见，汶川地区的临界降雨量在震后5年(2008～2013年)呈现缓慢回升的趋势，但2019年再次降低至24.2 mm·h-1，仅为震前水平(55～60 mm·h-1)的1/2，具体需要多久才能恢复到震前水平尚需进一步地深入观察与研究(图13)。

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图13 汶川县泥石流降雨阈值变化曲线图Fig.13 A continuous rainfall course

汶川地震造成了震区斜坡体的破裂松弛，为泥石流的暴发提供了丰富的潜在物源，据统计由地震滑坡所形成的固体松散物质约为52.5×108im3，而其中30%可能转化为泥石流，即震区泥石流物源总量达到了15×108im3(黄润秋， 2011)，这使得泥石流在相当长的时间里活动更加频繁。

基于前人研究成果(黄润秋等， 2009； 唐川等， 2011； 蒋志林， 2014； 方群生等， 2015)，采用遥感解译等手段，对震后汶川县泥石流滑坡体面积进行统计。为研究震后泥石流物源演化特征，选取研究区高清遥感影像对震后物源进行解译，遥感影像选取2008年5月18日国土资源部遥测获取的0.5 m的高分辨率光学航空影像。Tang et al.(2012)对地震后触发的49处典型滑坡进行详细调查，运用逻辑回归得到震后滑坡面积预测厚度关系式：

t=1.432ln(SL)-4.985 (R2=0.93)

(7)

式中：t为平均滑坡厚度(m);SL为滑坡面积(m2)。

利用该模型及已知滑坡体面积，计算出滑坡体的体积。统计结果表明(图14)，研究区泥石流流域内物源极为丰富，共计905×106im3。除个别流域面积极小的沟外，大部分都在20×104im3以上，其中洪水沟物源量最大，约为2900×104im3。分析流域面积与物源量特征的关系可知，研究区的泥石流物源分布受流域面积影响较大，随着流域面积的增大，其物源量相应增多。而流域面积越小，物源密度越多，如烧房沟泥石流流域面积仅为0.71 km2，但震后物源总储量达到251.91×104im3，物源密度达到354.54×104im3·km-2。

图14 流域面积与物源量特征关系图Fig.14 Relational graph between watershed area and material source quantity

图15 映秀镇物源演化趋势图Fig.15 Evolutionary trend map of sources in Yingxiu town

图16 映秀镇震后多年物源分布图Fig.16 Multiyear source distribution map of Yingxiu town after earthquake

表8 震后映秀镇泥石流物源特征分析Table8 Summary of rainfall data occurring in typical debris flow after Wenchuan earthquake

统计结果(表8)显示，映秀镇5条沟2008年的物源面积为1.478 km2， 2010年物源面积达到了1.72 km2，增加了16.4%，该年暴发了“8·14”群发性泥石流，； 2013年物源解译面积为1.52 km2，较2010年恢复了11.53%，该年暴发了“7·10”群发性泥石流(蒋志林，2014)。2015年物源解译面积164.20 km2，较2013年增加了7.89%，该年汶川县降雨较多，年降雨量达到了829.58 mm； 2017年物源解译面积较2015年减少11.89%，为144.56 km2。结合物源变化情况及汶川县年降雨量变化情况，绘制出映秀地区泥石流震后物源面积变化曲线，并依据前期的演化特征推测2018～2022年的演化规律(图15)。由图可知，震后物源量的变化呈现“震荡式衰减”的过程，总体表现为逐年较少的趋势，但要恢复到震前水平，还需要5年以上的时间。同时，我们发现物源量受降雨控制作用显著，在暴雨年物源量也随之增加。

(1)震后地质灾害数量逐年增长，近年增长趋势减缓，震后泥石流的活动性增强，规模巨大，具有群发性的特点。

(2)汶川县145条泥石流沟的沟壑密度在0.2～4之间， 57.24%泥石流的沟壑密度介于0.5～1，属于微度土壤侵蚀区域； 泥石流的沟床纵坡降偏大， 66.9%的纵比降大于300‰，属于易发性； 89.55%的泥石流流域内斜坡坡度为20°～60°，其中30°～40°的坡度面积最多，共557.24 km2，有利于灾害的发生。

(3)研究区降雨量年际变化较大，震后年均降雨量为752.61 mm，较震前增加了5.17%，全年57.7%的降雨集中于7～9月份，同时降雨量在地域上呈现出南高北低的现象； 震后震区泥石流的最小激发雨强降低了45%～73%，震后5年(2008～2013年)呈现缓慢回升的趋势，但2019年再次降低至24.2 mm·h-1，仅为震前水平(55～60 mm·h-1)的1/2，具体需要多久才能恢复到震前水平尚需进一步的深入观察与研究。

(4)震后映秀镇泥石流物源总量达到了905×106im3，大部分泥石流沟的物源都在20×104im3以上，流域面积越小，物源特征越明显，物源密度越大； 震后物源量呈现“震荡式衰减”的过程，总体表现为逐年较少的趋势，受降雨控制显著，在暴雨年物源量也随着增加。

工程地质学报2020年6期