發布時間：所屬分類：工程師職稱論文瀏覽：1次
摘 要： 摘要:川藏公路波密段沿著帕隆藏布展布。帕隆藏布流域是我國海洋性冰川集中分布的地區，也是泥石流等地質災害的強活動區。因流域內冰川分布范圍不一，泥石流發生受氣溫的影響程度存在較大差異。帕隆藏布下游無冰川流域內的泥石流與氣溫無關，如帕隆藏布下游的
摘要:川藏公路波密段沿著帕隆藏布展布。帕隆藏布流域是我國海洋性冰川集中分布的地區，也是泥石流等地質災害的強活動區。因流域內冰川分布范圍不一，泥石流發生受氣溫的影響程度存在較大差異。帕隆藏布下游無冰川流域內的泥石流與氣溫無關，如帕隆藏布下游的加瑪其美溝泥石流，但中游以上的泥石流卻與氣溫有關。該文以帕隆藏布中上游九絨溝2014-2015年內的4次泥石流為例，詳細分析了泥石流暴發前的降雨過程，并對降雨和氣溫在泥石流起動中的作用機制進行了分析。研究發現，3次泥石流僅由暴雨激發，其作用機制與常規暴雨泥石流類似，即由降雨徑流侵蝕地表物質產流，為“低溫+暴雨”模式;而2014年8月18日泥石流與迅速升高的氣溫關系密切，為“高溫+降雨”模式，其作用機制在于氣溫升高導致土體內部冰顆粒快速消融從而放大土體活性，降雨徑流侵蝕濕潤的活動性土體而迅速產生泥石流。二者的差異在于高溫迅速放大了冰磧物的活性，增加了表層土體的含水量，從而降低了泥石流產生所需要的降雨閾值。
關鍵詞:藏東南;泥石流;形成機制;降雨;高溫
川藏公路是四川通往西藏最重要的陸路通道，沿途穿越橫斷山脈、念青唐古拉山脈和喜馬拉雅山脈等三大山系和長江支流、瀾滄江、怒江和雅魯藏布江等四大水系[1]。沿途高山環繞，峽谷深切，是我國地形落差最為巨大的地區。川藏公路沿途穿越金沙江縫合帶、瀾滄江縫合帶和班公怒江蛇綠巖縫合帶，穿越穿越龍門山地震帶、康定-甘孜地震帶、雅魯藏布江地震帶，構造運動強烈，地震活躍。
強烈的構造運動和巨大的地形落差造就了川藏公路沿途頻繁發育的地質災害，其中以川藏公路波密段的地質災害最為發育、類型最齊全且規模最為巨大，涵蓋了崩塌、滑坡、溜沙坡、泥石流等多個地質災害類型，其中的泥石流更是以成因復雜、規模巨大而著稱。據統計，然烏至培龍段的271.4km內，有泥石流溝67條，平均4條/km[2]，這些泥石流中涵蓋了米堆光謝錯冰湖潰決泥石流，培龍溝冰川泥石流，古鄉溝泥石流和天摩溝冰川暴雨泥石流，以及加瑪其美溝暴雨泥石流[2]。
多年來，對流域內的冰川型泥石流進行了大量的研究，發現其發生與氣溫升高引發的冰川變化有關，其中米堆泥石流是由冰崩涌浪引起光謝錯冰湖潰決[2-3]，潰決洪水沖刷土體起動，培龍溝泥石流由冰川躍動誘發[2，4]，古鄉溝泥石流由大規模冰崩誘發[2，5]，天摩溝泥石流由冰川融水和降雨聯合作用誘發[6]。但是，由于冰層面積的迅速減少，少冰川流域內泥石流起動能否用暴雨泥石流理論[7-8]進行解釋尚需要探討。研究發現，帕隆藏布流域下游加瑪其美溝海拔較低，冬季凍融作用弱，夏季常年氣溫偏高，也是當地的暴雨區，該流域內泥石流的發生用暴雨泥石流理論能得到很好的解釋[2];隨著海拔升高，帕隆藏布流域上游部分流域雖然沒有冰川分布，但源區土體的凍融作用十分顯著，其是否能影響泥石流的發生呢。本文針對這一問題，選取帕隆藏布流域中上游的九絨溝泥石流為研究對象，基于流域2014-2015年至今發生的4次泥石流，分析泥石流暴發前后的氣溫和降雨條件，并研究這種相應條件下的形成機制。
1區域概況
1.1區域背景
川藏公路波密段沿著帕隆藏布江干流展布，帕隆藏布江是雅魯藏布江的一級支流，其干流發源于伯舒拉嶺處的來古冰川，頂端海拔4900m，途經經266km后到達與雅魯藏布江匯口，落差3360m，平均比降1.26%。帕隆藏布干流為典型的“香腸式”河道，包含了然牛踏溝段、松宗興空段和通麥段等多個峽谷地段，以及然烏湖、松宗、波密-古鄉等多個寬谷地段。
區域位于印度板塊和歐亞板塊碰撞擠壓作用的接觸地區，高喜馬拉雅基底推覆構造體的北側，受該推覆體的強烈擠壓，帕隆藏布流域一帶構造復雜，新構造運動強烈，地震活動頻繁。據統計，對流域影響最大的地震為1950年發生在察隅縣的8.5級大地震，而現在每年均有小規模地震發生。
青藏高原是一個巨大的臺地，阻擋了從印度洋過來的暖濕氣流，氣流在高原邊界處爬升時逐步冷卻形成豐富的降水區，如在喜馬拉雅山南坡的乞拉朋齊是降水最集中的地區。在西藏東南部，印度洋暖施氣流可以通過雅魯藏布江及其支流向高原內部輸送，在該地區形成一個舌狀的多雨區[9]。根據數據統計，帕隆藏布干流的降雨分配極不均勻，整個流域的年降雨量變化于400～2000mm。豐富的降水加上巨大的地形差異在藏東南地區形成了我國面積最大的海洋性冰川區，根據遙感解譯結果，1988年，2002年和2010年流域內的冰川面積分別為3556.72km2，3193.09km2和2381.47km2，冰川面積年均退縮25.97km[10]。
1.2流域概況
九絨溝位于帕隆藏布流域中上游東側(圖1)，流域面積7.36km2，溝口海拔3173m，最高海拔位于流域東側，高程5296m。主溝分為南北兩支，溝道處比降175‰～833‰;從溝口向源頭延伸約2.6～2.8km至4300m左右到源區坡面。流域源頭區域為一個巨大的坡面，高陡的聳立，比降578‰～1250‰，且多集中在850～950‰左右，即源區坡面多集中在40°～43°。
流域中游被兩條平行的小斷層穿過，將出露的巖性分為三部分，下部和上部為灰巖、白云巖并夾雜變質的砂巖和板巖，中部為黑云母二長花崗巖。流域巖性總體以硬質巖為主，導致源區能以高陡坡面存在。
根據近幾年的觀測，九絨溝所在位置的年降雨量約700～800mm，降雨多集中在每年6-9月。根據遙感影像，僅在流域溝口堆積扇上有喬木分布，主要為松木和青杠樹;溝口堆積臺地到海拔4200m為灌叢帶，灌叢分布密度隨海拔高度增加而遞減;海拔4200m以上為裸露的基巖或巖屑堆(圖2)，厚度估計在2～4m以下。根據遙感影像，流域內無冰川分布，但由于流域源區在5000m左右，氣溫低，冬季降水入滲土體后結冰導致巖屑堆內的冰顆粒膠結作用顯著，土體穩定性較好(圖3)。夏季中，土體中冰顆粒接收太陽輻射后消融，表層土體中的冰顆粒接收太陽輻射能力強，消融快;但氣溫梯度在土體中迅速衰減，導致深層土體中的冰顆粒因表層覆蓋而消融緩慢。
2泥石流事件
據調查，1980年代，九絨溝內已無冰川分布，泥石流多次暴發，但規模不大[11]。由于九絨溝位于帕隆藏布V型谷地段，溝道出口與318國道的過水路面高程一致，道路下方即為帕隆藏布。現場考察時可見帕隆藏布在該位置明顯被束窄，水流變得湍急。峽谷段水流侵蝕搬運能力強，表明九絨溝泥石流一次泥石流規模不大，但頻率較高。
2010年后最初幾年，九絨溝泥石流較為平靜，溝口由規整的漿砌塊石護底。2014年開始，泥石流幾乎每年都會暴發，但規模總體不大(圖4)。由于流域附近沒有居民區，只能根據過往車輛向路政部門報告時間，導致泥石流暴發時間確定一直較為困難。經過多方收集，最終收集到2014年后的4次泥石流，其暴發的大致時間和大概規模見表1。
3降雨過程分析
為了清晰的表現出泥石流發生前的激發降雨過程，在給出的降雨過程線中，需要合理設定降雨過程線的起點。對發生在12:00以后的泥石流，以當日的0點為起點;對發生在00:00～12:00的泥石流，以前1d的12:00為起點，則泥石流起動時刻都位于24h降雨曲線的后半段。基于此種設定，4次泥石流發生前的降雨過程和累計降雨過程線見圖5。
根據泥石流暴發前的降雨歷時和降雨強度(圖5)，4次泥石流可以分為三類:①泥石流由短歷時降雨激發，累計降雨量很低;DF1泥石流暴發前1h內雨強很低，僅0.5mm/h，之后雨強增加到4.5mm/h，但累計降雨量僅為5.5mm。②泥石流由短歷時降雨激發，累計降雨量中等;DF3暴發當日上午有明顯的降雨過程，泥石流暴發前1h內無降雨，但泥石流暴發前出現了暴雨，雨強達到6.5mm/h，累計降雨量14.5mm。③泥石流由長歷時降雨激發，累計降雨量較大。DF2和DF4暴發前數小時內均為持續降雨過程，但雨強差異較大，DF2發生的激發降雨為7mm/h，而DF4發生時的降雨量較小;二者的累計降雨量均較高，達到30～50mm以上。
4泥石流成因機制
DF1的激發降雨僅為持續1h雨強4.5mm/h的降雨，而其他3次泥石流暴發之前均出現過相近雨強但持續時間更長的降雨，如DF2暴發之前有持續1h雨強5mm/h的降雨，DF3暴發前持續2h雨強4mm/h的降雨，而DF4暴發前有持續3h雨強4～4.5mm/h的降雨。但是，這些降雨并未激發泥石流，而是在更長時間的降雨后發生的，這顯示，除了降雨作用，DF1的發生存在另外的影響因素，比如氣溫過程。這4次泥石流也可以據此分為2類。
4.1“低溫+暴雨”模式
九絨溝源區海拔高，風化作用以物理風化為主，化學風華弱;源區基巖風化后形成的巖屑難以在陡坡位置堆積，轉而沿基巖表面滑動，并在緩坡和溝道內堆積。由于基巖裸露面積大，降雨在基巖表面難以下滲，轉而直接形成地表徑流。由于源區坡度大，徑流侵蝕能力強，徑流沿基巖表面進入巖屑堆，首先在巖屑堆頂部侵蝕細顆粒形成小股泥石流，進而沿運動過程中進一步放大從而轉化為泥石流。
暴雨起動泥石流機制的研究較多，其主要受控于徑流量、坡度和表面土體的顆粒組成等因素[8，12]，泥石流多發生在豐富的降雨過程中，如九絨溝泥石流的DF2和DF4均由長歷時降雨激發，累計降雨量達到30～50mm以上，而DF3由最高的峰值降雨激發，前期也有一定的降雨量，累計降雨也達到15mm。
4.2“高溫+小雨”模式
DF1暴發前1h開始降雨，峰值雨強為4.5mm/h。相比而言，DF1的激發降雨比其他三場泥石流(DF2、DF3和DF4)的峰值雨強都低，但泥石流規模卻較其他場次更大，這與暴雨泥石流規模受降雨強度和持續時間影響的研究成果相悖[13-14]。現場調查發現，負責道路清運的武警同志表示泥石流當天下午異常炎熱，高溫解凍可導致源區凍結的土體迅速活化。為此，筆者收集了本次泥石流暴發前后的降雨和氣溫過程，并進行分析。
為了分析氣溫在此次泥石流中的作用，需要收集距離泥石流發生位置最近的氣象站的氣溫數據，最終收集到了距離九絨溝溝口36km的米堆光謝錯冰湖湖岸的氣溫數據(高程3850m)。由于九絨溝泥石流物源主要存在于海拔4200m以上的裸露帶，按照幾何運算，求得九絨溝4200m以上部分的質心點位于海拔4450m，按照帕隆藏布地區通用的氣溫垂直遞減率0.6℃/100m[15]換算得到源區位置的日平均氣溫和最高氣溫過程(圖6)。同時，圖6也給出了在這一時段內每1d內的最大1h降雨強度。
根據圖6可以看出，2014年8月18日暴發前，氣溫有顯著升高，在疊加短時降雨(4.5mm/h)作用后，泥石流發生了，其控制性作用為“高溫+降雨”，這種機制可表述為:
(1)九絨溝源區海拔高，巖屑堆內孔隙大，孔隙內富含冰顆粒后使得土顆粒粘結成整體，強度較高[16]，前期氣溫導致表層消融但深度依然處于凍結狀態;
(2)泥石流發生前期，氣溫偏低，流域源區的平均氣溫接近0℃，夜晚的溫度應在0℃以下，白天降雨殘留在表層土體中的水分逐漸轉化冰顆粒，增加顆粒間的膠結與強度，降低土體活動性，但氣溫在0℃附近波動，表層土體內新產生的冰顆粒的膠結左右有限;
(3)隨后，氣溫迅速升高，表層土體內新產生的冰顆粒逐漸消融，顆粒粘結強度降低[16]，土體活動性增加，且孔壓和含水量增加[17];特別是受冰顆粒膠結而具有陡坡的巖屑堆在消融作用下可能只能滑動并產流;
(4)表層土體的消融使土體含水量偏高，源區而來的降雨地表徑流在經過解凍后濕潤表層土體時侵蝕并產生泥石流。
相比而言，雖然8月初一直高溫，但降雨強度較低，說明只靠源區凍結土體的消融尚不足以引發泥石流，或即使引發泥石流，其規模也很小，以堆積為主。中旬以后，雖然雨強顯著增加，但氣溫降低的非常顯著，最低平均氣溫降低到2.4℃，若按照氣溫垂直遞減率0.6℃/100m，則海拔4600m以上的平均氣溫已降低到0℃以下;考慮到凍結土體表層由未凍土覆蓋，其內部溫度可能更低，土體尚處于凍結狀態，活動性低，因此，即使雨強較高，也沒有泥石流發生。
推薦閱讀：基于組合賦權理論的泥石流孕災因子分析
5結論
藏東南帕隆藏布流域是我國海洋性冰川和泥石流集中分布的地區，泥石流的發生往往受降雨和氣溫的雙重影響，其受氣溫的影響程度主要與冰川分布面積有關。而在一些沒有冰川分布的高海拔流域，氣溫仍然對泥石流發生具有重要影響。
帕隆藏布流域中上游的九絨溝2014-2015年的4次泥石流的起動機制可分為2類。3次泥石流直接由暴雨激發，表現為持續降雨與較高的累計降雨量，起動方式為徑流沖刷起動泥石流，其作用機制與常規的暴雨泥石流相同，為“低溫+暴雨”模式。2014年8月18日的泥石流發生在氣溫回升以后，為“高溫+降雨”模式，其機制為:高溫導致土體中冰顆粒消融而轉化為濕潤的活動性物源，降雨徑流在經過濕潤活動性物源時侵蝕土體從而產生泥石流。由于高溫導致土體活性顯著增加且土體處于濕潤狀態，在疊加后期短歷時低累計降雨后即可產生泥石流。
