工程地质学报  2017, Vol. 25 Issue (6): 1491-1500   (3450 KB)    
强震区侵蚀-溃决型泥石流的动力特性定量分析
黄勋①②③, 唐川    
① 重庆市勘测院 重庆 401121;
② 重庆市岩土工程技术研究中心 重庆 401121;
③ 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 成都 610059
摘要:强震作用导致流域内松散物源、微地貌及水文环境发生剧烈变化,致使强震区泥石流的形成机制和活动规律区别于普通泥石流。从启动判别、沟床侵蚀和溃决放大效应等3个方面入手,利用物理模型和数值模拟,定量分析了强震区泥石流启动-流通-堆积全过程的动力特性。结合案例验证了强震侵蚀-溃决型泥石流的力学机制。分析表明,泥石流沟床侵蚀是外部应力增加、内部强度衰减和松散物质基础3种机制的综合结果,沟道堰塞体溃决导致泥石流流量被瞬间放大,进而反馈到侵蚀机制中,导致泥石流规模剧增。红椿沟8·14泥石流案例验算显示,H02、H03堰塞体溃决导致泥石流流量放大至800.80m3·s-1,沟床侵蚀物质总量达34.72×104m3,约占总规模的50%。
关键词汶川地震    泥石流    沟床侵蚀    溃决放大效应    FLO-2D    
QUANTITATIVE ANALYSIS OF DYNAMIC FEATURES FOR ENTRAINMENT-OUTBURST INDUCED CATASTROPHIC DEBRIS FLOWS IN WENCHUAN EARTHQUAKE AREA
HUANG Xun①②③, TANG Chuan    
① Chongqing Survey Institute, Chongqing 401121;
② Chongqing Engineering Research Center of Geotechnical Engineering, Chongqing 401121;
③ State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059
Abstract: Many causative factors have changed acutely after the Wenchuan earthquake. They included the loose material, micro-topography and hydrological environment. Hence, the earthquake-induced debris flows are different from the general one. A whole debris flow process mechanism is developed and analyzed quantitatively using initiation discrimination model, bed-matrix erosion model and outburst-discharge enlargement model. It includes the initiation, transition and deposition phases. Moreover, the failure mechanism of the erosion-outburst-induced debris flow is illustrated clearly with an example. The result indicates that bed-matrix entrainment mechanism is the comprehensive outcome of the stress enlargement, strength degradation and material basis. The landslide dam outburst-induced discharge enlargement and the above-mentioned erosion mechanism are contributed to the large-scale debris flow. The case study of Hongchun catchment indicates that debris-flow discharge increases to 800.80m3·s-1 due to H02-03 landslide-dam outburst, and the entrainment-induced solid materials are half of the total magnitude, about 34.72×104m3.
Key words: Wenchuan earthquake    Debris flow    Entrainment mechanism    Outburst-enlargement effect    FLO-2D    

0 引言

泥石流作为强震区地质灾害后效应的主要表现形式,严重威胁着灾区生命财产安全,科学认识震区泥石流的形成机制和成灾特征迫在眉睫。文献调研显示,汶川震区泥石流启动方式主要为:(1)滑坡转化泥石流;(2)“消防水管效应”导致沟床物质失稳启动泥石流(唐川等,2008Huang et al., 2014)。震区泥石流在流通中伴随产生侵蚀造沟—扩沟现象(刘传正,2012),并在松散堆积层上形成深大、陡峻的“拉槽”和“峡谷”(许强,2010)。地震形成的沟道堰塞体失稳溃决,对泥石流规模的影响巨大,尤其是滑坡坝群的级联溃决现象(Cui et al., 2013)。

强震区泥石流具有临界雨量阈值低、暴发频率高、波及范围广及作用强度大等特征,主要动力特性可概括为:(1)复合型泥石流启动模式导致雨量阈值降低;(2)沿程沟床侵蚀导致泥石流规模增大;(3)沟道堰塞体溃决瞬间放大泥石流流量(黄勋等,2013)。本文将在前人的研究基础上,利用物理模型和数值模拟,以求实现泥石流启动-流通-堆积全过程的定量表达,为进一步认识强震区泥石流活动规律提供理论支撑。

本文的研究框架包括:(1)基于临界浓度的泥石流启动模型研究;(2)基于沟床侵蚀与溃决效应的泥石流流通特性研究;(3)基于FLO-2D的泥石流冲出-堆积特征研究;(4)案例验证与分析。

1 基于临界浓度的泥石流启动模型研究
1.1 流域水量计算模型

定量刻画不同规模条件下降雨与地表径流的转换过程,直接关系到泥石流的启动机制、流体特性及危害程度等。本文将从雨场分割标准、渗流模型以及汇流模型等3个方面入手,实现泥石流流域水量的准确估算。

1.1.1 雨场分割标准

雨量站的实测数据并不能直接用于泥石流研究,首先需要对其进行雨场划分。本文采用周伟等(2013)针对汶川地震区提出的“低门槛”雨场划分标准,即以小时雨强>1mm为有效降雨时间的起始点,以某点后连续6h内小时雨强均<1mm为有效降雨的终止点,将两点之间视为一场有效连续降雨事件。

1.1.2 土体渗流模型

在不考虑地下径流的情况下,泥石流启动区水量主要来源于:(1)土体入渗水量,其体积越大,就越有可能产生滑坡,进而转化为泥石流;(2)启动区集水面积内的地表径流总量,它直接关系着沟床物质参与泥石流的体量。

经典的降雨-径流模型包括Green-Ampt模型、Mein-Larson模型和Jury-Horton模型。Xue et al.(2008)基于降雨强度影响入渗强度的假设,将Jury-Horton模型进行改进,以4个特征参数表征土体入渗强度随时间的变化,如式(1):

$ i = {i_f} + \left( {{i_0} - {i_f}} \right)\exp \left[ { - \left( {\frac{{{R_i}}}{{{i_f}}}} \right){{\left( {\frac{{{K_s}}}{{{i_f}}}} \right)}^{1/2}}t} \right] $ (1)

式中,i0if分别表征土体初始、最终入渗量(mm·h-1),Ks为土体饱和入渗系数(mm·h-1),Ri为降雨强度(mm·h-1);t为降雨时间(h)。

在降雨过程中,土体入渗总量计算如式(2)、(3):

$ {I_c} = {R_i}{T_p} + \int_{{T_p}}^{{T_D}} {i{\rm{d}}t} $ (2)

$ {T_p} = \frac{{{{\left( {{i_f}} \right)}^{3/2}}\ln \left[ {\left( {{i_0} - {i_f}} \right)/\left( {{R_i} - {i_f}} \right)} \right]}}{{{R_i}{{\left( {{K_s}} \right)}^{1/2}}}} $ (3)

式中,Tp为地表径流形成的时间(h);TD为降雨总历时(h);i为土体入渗量(mm·h-1)。

1.1.3 流域汇流模型

Arc Hydro Tools是基于AcrGIS和Arc Hydro数据模型的地表水资源应用工具集,其核心功能模块包括:基于DEM的数字流域描述、水系网络构建、属性数据管理和网络追踪统计分析等,可实现流域内每个栅格点上游汇流面积的计算,其操作流程为:DEM预处理—确定径流流向—生成汇流栅格网—统计汇流面积。

1.2 固体物质量计算模型

本文利用泥石流启动区表面积和启动层平均厚度的乘积,快速估算启动区的固体物质方量。其中,启动区面积可通过遥感影像、现场测量等方式获取;在启动层厚度方面,利用基于极限平衡理论的无限边坡模型(Dymond et al., 1999),如式(4),该模型适用于表层细粒土的浅层降雨型滑坡。

$ h = \frac{S}{{{\rho _s}g\sin \theta }} = \frac{{{\rho _s}g\cos \theta \tan \varphi }}{{{\rho _s}g\sin \theta }} = \frac{{\tan \varphi }}{{\tan \theta }} $ (4)

式中,ρs为土体密度(kg·m-3);φ为土体内摩擦角(°);θ为启动区坡度(°)。

1.3 临界浓度启动判别

Takahashi(1978)构建了水体作用下,坡度为θ的均一松散堆积层的稳定性评价模型。该模型表明,松散堆积层在降雨条件下,自重明显增加,其对坡体的稳定性影响显著。当驱动力τd与其抗剪强度τr相同时,岩土体处于极限平衡状态,此时的固体体积浓度称为“临界浓度”(Cc),如式(5):

$ {C_c} = \min \left[ {\frac{{{\rho _w}\tan \theta }}{{\left( {{\rho _s} - {\rho _w}} \right)\left( {\tan \varphi - \tan \theta } \right)}};0.9{C_ * }} \right] $ (5)

式中,ρw为水体密度(kg·m-3);C*为初始固体体积浓度。

由固体体积浓度的概念公式${C_c} = \frac{{{V_s}}}{{{V_w} + {V_s}}} $可知,启动特定方量固体物质所需的水量为$ {V_w} = \frac{{{V_s}(1 - {C_c})}}{{{C_c}}}$,式中,VsVw分别为松散层中的固体物质体积和水体体积。因此,若前述流域水量估算模型计算所得的水量>泥石流启动所需水量,即可判定泥石流启动,同时,该时刻获取的各项参数,即为表征泥石流启动阶段的特征值。

2 基于沟床侵蚀与溃决效应的泥石流流通特性研究

在泥石流启动临界条件分析的基础上,本文从水文学及产/汇流模型出发,以泥石流流深为切入点,分析沟床物质在泥石流流动剪切和渗流水压联合作用下的失稳机制,并利用BREACH溃决模型,获取堰塞体溃决过程中的泥石流流量过程线,分析溃决作用对泥石流规模的放大效应。

2.1 泥石流流深及沟床湿润锋

本文将沟道泥石流运动概化成明渠流,若不考虑沟床水体入渗,泥石流流深hD可表达为:

$ {h_D} = \frac{Q}{{B{v_m}}} $ (6)

式中,泥石流流量Q为泥石流体中水体和固体物质的总量;B为沟道宽度(m);Vm为泥石流平均流速(m·s-1)。由此可见,泥石流流深是流域集水面积、沟道地形、降雨特征和流体特性等因素的综合函数。

当泥石流体流经松散沟床时,会迅速下渗并饱和一定深度的沟床物质,此时,土体中由下渗作用所形成的干、湿土层交界面,即为湿润锋。该界面上下土体性质差别很大,其上层土体含水量高,近于饱和,基质吸力相当小;而下层土体却保持初始状态(Li et al., 2005)。由Darcy定律推导湿润锋计算模型,如式(7)。

$ {Z_f} = \frac{{{K^ * }{h_D}}}{{i - {K^ * }}}\left( {i > {K^ * }} \right) $ (7)

式中,Zf为沟床湿润锋深度(m);K*为土体渗流系数。

由式(7)可知,土体湿润锋的形成及其深度,主要受控于流体深度和土体渗透特性(iK*)。

2.2 泥石流的水力作用

泥石流在流经沟床时,将极大改变下伏沟床基质的水力环境特征(图 1),主要表现为3个方面:(1)泥石流的流动剪应力和自重静压作用导致的应力增加;(2)快速不排水荷载及饱和基质液化带来的土体强度衰减;(3)湿润锋形成带来的侵蚀物质基础。

图 1 泥石流流经松散沟床的剖面示意图 Fig. 1 Section diagram of the loose bed matrix during debris flow process

2.2.1 泥石流的流动剪切作用

吴永等(2013)认为泥石流流速不仅取决于自身流体性质(流深、重度、屈服应力及黏滞系数等),还受控于流域降雨条件和沟道几何特征,式(8)反映了泥石流流速vm的本质特性。

$ 6\eta {v_m} = {\left( {\frac{Q}{{B{v_m}}} - \frac{{{\tau _y}}}{{{\gamma _m}\sin \theta }}} \right)^2}\left( {2{\gamma _m}\sin \theta + \frac{{{\tau _y}B{v_m}}}{Q}} \right) $ (8)

式中,η为泥石流的黏滞系数(Pa·s);τy为泥石流的屈服应力(Pa);γm为泥石流重度(kN·m3);θ为沟床坡度(°)。

泥石流是泥砂、块石等固态物质与水混合的流动现象,在其运动过程中包括砂石体间的碰撞、摩擦与其周围流体的交互作用,使得泥石流体的流变特性脱离一般牛顿流体的范畴。目前广泛运用的流变模型包括摩擦(库仑)模型、宾汉模型、Voellmy模型和二项式模型,其中,Voellmy模型因其考虑了颗粒摩擦、碰撞以及浆体的共同作用,在岩崩、滑坡及泥石流运动中广泛运用(Revellino et al., 2004Hungr et al., 2005)。Voellmy模型中,泥石流对沟床表面的流动剪应力表示为:

$ {\tau _d} = \mu {\gamma _m}{h_D}\cos \theta + \frac{{{\gamma _m}v_m^2}}{\xi } $ (9)

式中,μγmhDcosθ为摩擦项;μ为沟床摩擦系数;γmvm2/ξ为紊流项;ξ为泥石流紊流系数(m·s-2)。

2.2.2 泥石流及沟床自重静压作用

图 1b所示,若流深为hD的泥石流流经松散沟床时,因泥石流自重静压而作用于沟床基质上的法向应力Δσ和切向剪应力Δτ分别为:

$ \left. \begin{array}{l} \Delta \sigma = {\gamma _m}{h_D}{\cos ^2}\theta \\ \Delta \tau = {\gamma _m}{h_D}\sin \theta \cos \theta \end{array} \right\} $ (10)

若泥石流造成的沟床侵蚀深度为dsc,在泥石流及沟床自重静压的共同作用下,沟床面下dsc处沟床基质法向应力σbot和切向剪应力τbot分别为:

$ \left. \begin{array}{l} {\sigma _{bot}} = \left( {{\gamma _m}{h_D} + {\gamma _s}{d_{sc}}} \right){\cos ^2}\theta \\ {\tau _{bot}} = \left( {{\gamma _m}{h_D} + {\gamma _s}{d_{sc}}} \right)\sin \theta \cos \theta \end{array} \right\} $ (11)

式中,γs为沟床基质饱和重度(kN·m-3)。

由此可知,在侵蚀基准线处,沟床基质所受泥石流流动和自重静压产生的驱动力为:

$ {F_d} = {\tau _d} + {\tau _{bot}} $ (12)

沟床边缘两侧岩土体的抗剪强度,是泥石流侵蚀机制的重要组成部分(Han et al., 2014)。本文将泥石流沟床以三维块体来考虑(图 1c),在沟床深度dsc处,其两侧岩土体因侧向水平应力而产生的抗剪强度R2满足:

$ {R_2} = c + {K_0}{\sigma _{bot}}\tan \varphi $ (13)

式中,c为沟床基质的黏聚力;R2值与深度dsc值成正相关关系,且在沟床表层(dsc=0),侧向抗剪强度为0。

2.2.3 沟床基质孔隙水压力

土体孔隙水压力的增加,造成土体抗剪强度衰减,是沟床物质在泥石流作用下失稳的另一重要机制(Mcdougall et al., 2005)。在沟床基质中,由于水流下渗而产生的土体初始孔隙水压力Pini、孔隙水压力增量ΔP和总孔隙水压力Ptot如式(14)~式(16)(Skempton,1954),其中孔隙水压力增量,主要由土体不排水快速荷载过程产生。

$ {p_{ini}} = {\gamma _w}{Z_f}{\cos ^2}\theta $ (14)

$ \Delta p = {B_D}\left( {\Delta \sigma + {A_D}\Delta \tau } \right) $ (15)

$ {p_{tot}} = {p_{ini}} + \Delta p $ (16)

式中,γw为水体重度(kN·m-3),ADBD为孔隙水压力系数。

据莫尔-库仑准则,由土体法向应力与孔隙水压力综合作用产生的抗剪强度R1满足:

$ {R_1} = c + \left( {{\sigma _{bot}} - {p_{tot}}} \right)\tan \varphi $ (17)

2.3 泥石流对沟床的侵蚀机制

由于沟床坡度和沟道宽度等地形差异、降雨及汇流条件等水文差异、以及渗流性和孔隙度等地质差异,从而造成泥石流侵蚀力相差较大,故在沟床不同位置形成间断块状侵蚀(吴永等,2013)(图 2)。

图 2 泥石流沟床间断块状侵蚀及条分计算模型 Fig. 2 Slice model of discontinuous erosion in debris flow gully bed

若沟床中第i段侵蚀体长li、宽Bi、坡度θi、泥石流流深hDi,利用极限平衡分析,对于整个湿润锋以上(Zf)土层来讲,顶层土体和底层土体的最小安全系数(FtopFbot)计算如下:

$ {F_{top}} = \frac{{c + \left( {\Delta \sigma - \Delta p} \right)\tan \varphi }}{{{\tau _d} + \Delta \tau }} $ (18)

$ {F_{bot}} = \frac{{c + \left( {{\sigma _{bot}} - {p_{tot}}} \right)\tan \varphi + {R_2}}}{{{\tau _d} + {\tau _{bot}}}} $ (19)

计算结果将呈现如下情形:

(1) 若Ftop<1且Fbot<1或Ftop>1且Fbot<1时,即整个浸润土层在泥石流作用下全部失稳,故侵蚀深度dsc等于土层湿润锋深度Zf

(2) 若Ftop<1且Fbot>1时,侵蚀深度dsc与湿润锋深度Zf的关系如下(Luna et al., 2012):

$ {d_{sc}} = \frac{{1 - {F_{top}}}}{{{F_{bot}} - {F_{top}}}}{Z_f} $ (20)

泥石流运动过程中,沟床侵蚀过程并非无限制地进行,在地形条件或流体性质发生突变时,即在沟床变宽、坡度变缓处,沟床侵蚀过程将会停止。

2.4 沟床侵蚀模型验证

为了验证理论模型的准确性与适用性,本文利用USGS大型泥石流侵蚀沟床的水槽实验(Iverson et al., 2011),对模型计算结果与实测值进行对比分析。

图 3所示,从单个实验对比来看,模型预测的相对误差介于-4.26%~16.67%之间;就8次实验的总体趋势对比来看,模型预测的相对误差为7.44%,标准差的相对误差仅为2.22%,理论值与实验值具有相似的平均值和离散趋势。

图 3 泥石流侵蚀量的模型计算与实验对比 Fig. 3 Comparison between theoretical value and experimental value in debris flow-induced erosion

2.5 模型敏感性分析

为了分析模型各参数对计算结果的影响过程,进一步认识泥石流沟床侵蚀机制,本文以USGS的D号水槽实验(Iverson et al., 2011)为基准,对侵蚀模型进行敏感性分析,目标参数包括:

(1) 沟床岩土特性参数:内摩擦角(φ)、黏聚力(c)和沟床堆积厚度(d);

(2) 沟床地形参数:坡度(θ);

(3) 泥石流流体参数:泥石流重度(γm)和泥石流流速(vm)。

由计算结果可得(图 4),泥石流侵蚀规模增大是由于驱动力(vmγmθ)增加和土体强度(cφ)降低的共同产物。沟床堆积体厚度为上述过程提供物质保障,当土体厚度足够大时,应力增加与强度降低机制才能发挥作用。综上所述,泥石流沿程侵蚀沟床过程是应力增加、强度衰减和物质基础3种机制的综合结果。

图 4 各目标参数变化率与侵蚀体积变化率之间的对比关系 Fig. 4 Comparison of change rate between the index parameters and erosion volume

2.6 沟道堰塞体溃决机制分析

溃坝研究的主要任务是实现溃口流量过程线预测和下游洪水演进计算。由于溃决过程的复杂性以及实验条件的限制,目前在沟道堰塞坝溃决分析中,常用的手段主要有经验统计模型和数值模拟。其中,在数值模拟中BREACH模型的运用最为广泛,如台湾小林村滑坡坝溃决模拟(Li et al., 2011),北川唐家山堰塞坝溃决模拟(Fan et al., 2012)等。

该模型从不稳定均匀流挟砂能力的角度,综合考虑了库容、溢洪道以及溃口等过程的物质守恒,可模拟漫顶和管涌两种溃坝过程。在溃口形成过程模拟时,该模型考虑了溃口两侧边坡的间歇性失稳坍塌及溃口上游坝体的突然崩塌情境。

本文认为强震区沟道堰塞坝的溃决方式主要为漫顶侵蚀破坏,其原因如下:(1)受降雨及地形条件影响,流域地表径流产、汇流过程迅速,不足以贯通渗水管道,且堰塞体的纵长远大于横向宽度,渗水管道贯通所需路径较长,故发生管涌溃决的可能性非常小;(3)沟道堰塞体坡度往往较缓,即使是在考虑渗流产生高孔隙水压力的情况下,坝体自稳定性仍较好,故发生坝坡整体失稳溃决的概率也很小。上述认识与前人研究成果是一致的(Cui et al., 2012)。

3 基于FLO-2D的泥石流冲出-堆积特征研究
3.1 FLO-2D模型概述

FLO-2D是O'Brien et al.(1993)设计的一款用于洪水及泥石流演进分析的二维数值模型,其核心思想是利用非牛顿体模型与中央有限差分数值方法,解算流体运动的控制方程,以获取水平面上x轴、y轴方向的平均流速u和流深h分布。在该模型中,泥石流流体应力式以坡度方式表达:

$ {S_f} = {S_y} + {S_v} + {S_{td}} = \frac{{{\tau _y}}}{{{\gamma _m}h}} + \frac{{K\eta u}}{{8{\gamma _m}{h^2}}} + \frac{{{n^2}{u^2}}}{{{h^{4/3}}}} $ (21)

式中,Sf为总摩擦坡降,Sf为屈服坡降,Sv为黏滞坡降,Std为紊流为离散坡降,τy为屈服应力,γm为泥石流体比重,h为流动深度,K为层流阻力系数,η为流体黏滞系数,n为曼宁糙率系数,u为流速。由于该模型采用定床模式,不考虑沟床下切侵蚀现象,故在本研究中主要用于冲出-堆积特征模拟。

3.2 FLO-2D关键参数确定

针对目前FLO-2D关键参数厘定中存在的3个方面问题,包括入流点位置、流量过程线及泥石流固体体积浓度等(黄勋等,2014),本文在研究泥石流动力过程特性的基础上,结合FLO-2D模型自身特点,提出了如下解决方案:

(1) 将沟道侵蚀/堆积分界点作为模型计算的入流点。

(2) 以沟道堰塞体或人工坝溃口流量过程线为原型,构建入流点的流量过程线。

(3) 综合考虑参与泥石流活动的固体总量,包括启动方量、沿程沟床侵蚀量及坝体溃决量,从而科学地获得该次泥石流体的体积浓度。

3.3 模拟精度评价

为了评价FLO-2D模拟结果的准确性,引入Scheidl et al.(2010)的精度评价模型,该模型可同时考虑堆积面积与体积两大因子,公式表达如下:

$ \Omega = \frac{{{B_X}}}{{{B_{实测}}}} - \frac{{{B_Y}}}{{{B_{实测}}}} - \frac{{{B_Z}}}{{{B_{实测}}}} + \frac{{{V_{BX}}}}{{{V_{实测}}}}\Omega \in \left[ { - 2,2} \right] $ (22)

式中,BX:正判区面积;BY:误判区面积;BZ:漏判区面积;B实测:实测堆积面积;VBX:正判区体积,在模拟结果中,可由各格网尺寸×泥石流流深×固体体积浓度而得;V实测:实测堆积体积。精度指数Ω越接近2,模拟结果与实测结果越一致;反之,若越接近-2,则模拟结果准确性越差。

4 案例验证与分析
4.1 研究区概况

红椿沟位于汶川县映秀镇东北侧,岷江左岸,流域总面积为5.24km2,区内相对高差1288m,主沟道全长3.6km,其纵比降达358‰,陡峻的沟谷地形为泥石流运动提供了能量保障。气候上位于川西多雨中心区,夏季暴雨频繁,强度大、历时短,可为泥石流形成与流通提供水源条件。汶川地震后,区内产生同震崩滑体多达68处,总面积为101.12×104m2(蒋志林等,2014),大量松散物质堆积于沟道,并伴有沟道堰塞体的存在,为泥石流活动提供了物源条件,同时,也增加了泥石流沟床侵蚀和沟道堰塞体溃决发生的可能性。

红椿沟于2010年8月14日暴发特大型泥石流,造成13人死亡、59人失踪。前人研究成果(Tang et al., 2011)和现场调查表明,该泥石流动力过程为:浅层滑坡启动—沿程沟床侵蚀—堰塞体溃决流量放大—更加强烈的侵蚀沟床—停淤堆积(图 5),属于典型的侵蚀—溃决型泥石流。

图 5 红椿沟泥石流概况图 Fig. 5 Overview diagram of Hongchun debris flow catchment

4.2 启动判别验证

现场勘察及前人成果(Tang et al., 2011)表明,红椿沟8·14泥石流主要启动区位于甘溪铺支沟内海拔约1500m处的H05滑坡处(图 5),主要参数(表 1)。

表 1 红椿沟泥石流启动区参数计算表 Table 1 Parameters of the initiation region in Hongchun debris flow catchment

表 1显示,体积总量约29.91×104m3的H05滑坡达到失稳临界浓度0.54时,所需水量为2.49×104m3。由雨场分割标准、渗流模型和Arc Hydro汇流模型综合分析可知,H05滑坡失稳水量分为两部分:(1)表面积为16.84×104m2坡体接收的下渗水量;(2)上游面积约50.66×104m2的地表径流量。图 6显示,降雨始于2010年8月13日15:00,前期降雨全部入渗土体;于当日21:00时,雨强>土体入渗强度,流域内地表径流形成;于2010年8月14日3:00,H05滑坡处汇集水体总量达2.48×104m3,其中坡面下渗量为1.22×104m3,累计上游地表径流量为1.26×104m3,基本达到了失稳启动所需水量(2.49×104m3),此刻可判断红椿沟泥石流启动。该结论与Tang et al.(2011)的调访结果一致,表明本文基于坡体失稳、雨场分割、土体渗流及流域汇流的综合模型可用于泥石流启动参数的预测。

图 6 红椿沟泥石流启动时间判别 Fig. 6 Determination of initiation process in Hongchun debris flow catchment

4.3 沟床侵蚀与堰塞体溃决验证

运用本文的泥石流沟床侵蚀模型,将红椿沟H05滑坡下游沟床条分为24段(100m段-1),侵蚀模型计算参数(表 2)。同时,利用BREACH模型计算H02、H03滑坡坝(图 5)的溃决过程,其计算参数详(表 3)。

表 2 红椿沟泥石流沟床侵蚀计算参数 Table 2 Parameters of bed-matrix erosion in Hongchun debris flow catchment

表 3 红椿沟泥石流BREACH模型计算参数 Table 3 Parameters of BREACH simulation in Hongchun debris flow catchment

在考虑沟床沿程侵蚀和堰塞体溃决的联合机制作用下,红椿沟8·14泥石流流速在溃决点处达到极值24.5m·s-1,沟床侵蚀深度为3.47~15.38m,沟床侵蚀总量为34.72×104m3,加上启动区方量29.91×104m3和堰塞坝溃决时带走的泥砂量4.87×104m3可得,该次泥石流中固体物质总量为69.50×104m3,该值与灾后调查的71.10×104m3相当接近。其中,堰塞体溃决导致泥石流峰值流量由187.4m3·s-1猛增至800.8m3·s-1(图 7),流量被放大了4.3倍,该值与现场泥痕调查结果(745.8m3·s-1)相近。另外,溃决过程还导致沟床侵蚀量增加了15.30×104m3(图 8)。最后,在溃口流量过程线的基础上,成比例地加上溃口下游侵蚀物质总量和水体总量,可得到沟道侵蚀/堆积分界点(沟口)处的流量过程线(图 7),该结果显示泥石流总量为111.20×104m3,泥石流固体物质体积浓度为0.63。

图 7 红椿沟H02、H03滑坡坝溃口及流域沟口流量过程线 Fig. 7 Discharge hydrograph of H02-03 landslide-dam burst and gully mouth in Hongchun debris flow catchment

图 8 溃决放大效应对沟床侵蚀量的贡献 Fig. 8 Landslide dam breach contributes to bed-matrix erosion

4.4 泥石流堆积验证

在泥石流启动判别和动力特性研究的基础上,利用FLO-2D数值模型,获取泥石流堆积范围和物理场分布。红椿沟泥石流FLO-2D模拟主要参数详见表 4

表 4 红椿沟FLO-2D模拟主要参数 Table 4 Parameters of FLO-2D numerical simulation in Hongchun gully

FLO-2D数值模拟结果(图 9)表明,红椿沟泥石流堆积扇最大纵长为492m,最大侧向宽度为445m,总面积为13.79×104m2。模拟精度评价显示,模拟正判区面积为9.02×104m2,误判区面积为4.77×104m2,漏判区面积为0.31×104m2,实测堆积面积为9.33×104m2,正判区体积为57.3×104m3,模拟精度值为1.23,模拟结果与实际值较为接近,可为后续研究的准确性提供保证,这也是对本文关于强震区侵蚀-溃决型泥石流动力特性分析的肯定。

图 9 红椿沟泥石流FLO-2D模拟结果 Fig. 9 FLO-2D simulation result of Hongchun debris flow

5 结论

(1) 强震区泥石流的主要动力特性包括:①复合型泥石流启动模式导致雨量阈值降低;②沿程沟床侵蚀导致泥石流规模增大;③沟道堰塞体溃决瞬间放大泥石流流量。本文综合利用物理模型及数值模拟手段,定量分析了强震区泥石流的启动判别、沿程沟床侵蚀及堰塞体溃决放大效应等物理特性,深入揭示了强震区大型泥石流启动-流通-堆积全阶段的过程机制。

(2) 运用并整合雨场分割标准、改进型Jury-Horton渗流模型、Arc Hydro汇流模型、无限边坡模型和Takahashi临界浓度模型等,构建了适用于强震区泥石流的启动判别模型,定量获取泥石流启动时间、启动方量、固体体积浓度以及流量等重要参数。红椿沟8·14泥石流验证结果显示,启动时间为2010年8月14日3:00,启动位置为H05滑坡,启动水量为2.48×104m3,固体物质量为29.91×104m3,临界体积浓度为0.54。

(3) 以泥石流流深为切入点,从应力增加、强度衰减和物质基础3个方面出发,综合考虑泥石流对下伏沟床基质的流动剪应力、自重静力、孔隙水压力变化和基质减容等因素,定量分析了泥石流沿程沟床侵蚀机制及特征。USGS水槽实验验证表明,模型计算值与实验观测值较为接近,且变化趋势相似。

(4) 利用BREACH溃决模型,获取了泥石流作用下沟道堰塞体的溃决特征,并结合沟床侵蚀模型,量化了溃决放大效应对泥石流的影响,对强震区泥石流运动机制做出了较为完整的解释。红椿沟H02、H03堰塞体溃决导致泥石流流量由187.38m3·s-1猛增至800.80m3·s-1,参与泥石流的固体物质总量为69.50×104m3,其中,沟床侵蚀总量为34.72×104m3,占49.96%,并获得溃口及沟口的泥石流流量过程线。

(5) 针对FLO-2D模拟中存在的主要问题,给出了较为合理的解决方案。引入精度指数Ω,综合考虑面积与体积两大因子,评价数值模拟结果的准确性。红椿沟8·14泥石流的模拟精度值为1.23,与实际值较为接近。

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