雅魯藏布江泥石流—堰塞湖預(yù)測(cè)及生態(tài)效應(yīng)研究

趙永輝，朗杰曲珍

(西藏自治區(qū)水利電力規(guī)劃勘測(cè)設(shè)計(jì)研究院，西藏 拉薩 850000)

青藏高原作為世界上最年輕的高原，不僅擁有著得天獨(dú)厚的自然景觀，而且孕育了大量極具代表性的物理地質(zhì)現(xiàn)象，高原堰塞湖就屬其中之一。堰塞湖往往由滑坡、崩塌、泥石流等原生地質(zhì)災(zāi)害堆積體堵江所致，關(guān)于其研究從未間斷過(guò)。王蘭生等通過(guò)河流階地研究了堰塞湖多次潰決史[1]；程雪峰等認(rèn)為古堰塞湖研究對(duì)河流地貌演化、滑坡災(zāi)害鏈研究具有重要意義[2]；單熠博等采用邏輯回歸法建立了堰塞體穩(wěn)定性快速評(píng)價(jià)的方法[3]；陳祖煜等針對(duì)堰塞壩潰決后的洪水進(jìn)行了反演分析和參數(shù)敏感性分析[4]；鐘啟明等采用數(shù)值模擬研究了金沙江堰塞湖潰決后的水土耦合[5]；趙永輝等通過(guò)西藏典型堰塞湖，提出以“大江大河區(qū)、原生地質(zhì)災(zāi)害易發(fā)區(qū)”作為西藏堰塞湖易發(fā)性初步判據(jù)[6]；Fan Xuanmei等借助數(shù)值模擬法研究了滑坡堰塞湖地質(zhì)災(zāi)害鏈[7]；張玉柱等研究發(fā)現(xiàn)，隨著溢流緩慢切割滑坡壩，堰塞湖會(huì)逐漸消亡[8]；趙永輝依據(jù)西藏雅魯藏布江流域區(qū)域地質(zhì)和基本地質(zhì)條件分析了堰塞湖演化過(guò)程[9-10]。不難發(fā)現(xiàn)，專(zhuān)家學(xué)者主要針對(duì)滑坡堵江型堰塞湖開(kāi)展了大量研究，同時(shí)也取得了不菲的成就，為堰塞湖災(zāi)害防止提供了技術(shù)指導(dǎo)。

中國(guó)西藏高原不僅滑坡地質(zhì)災(zāi)害較發(fā)育，而且泥石流災(zāi)害也比比皆是，特別是雅魯藏布江流域，其近東西向貫穿西藏高原，沿岸高山峽谷、冰川地貌明顯，致使泥石流地質(zhì)災(zāi)害頻發(fā)，進(jìn)而使其洪積扇時(shí)常堵塞雅魯藏布江形成堰塞湖，嚴(yán)重影響當(dāng)?shù)厣a(chǎn)和生活。因此，雅魯藏布江流域泥石流堵江型堰塞湖的研究不僅具有典型性，而且具備普遍意義。

齊都雄久溝地處中國(guó)西藏日喀則市仁布縣雅魯藏布江右岸，為一條典型的泥石流溝。

1 地質(zhì)概況

齊都雄久溝及周邊多為高山峽谷地貌，河谷多呈“V”型，近WE向發(fā)育；地層巖性較復(fù)雜，以閃長(zhǎng)巖(δK1)、輝長(zhǎng)巖(νK1)、宋熱巖組(T3s)、修康巖組(T3x)、江雄巖組(T3jx)等地層為主(據(jù)H46C003001)；齊都雄久溝地處雅魯藏布江結(jié)合帶，區(qū)域型斷裂較發(fā)育，以逆斷層為主，總體變現(xiàn)為逆沖推覆構(gòu)造；研究區(qū)50年超越概率10%時(shí)的地震動(dòng)峰值加速度為0.20g，相應(yīng)地震基本烈度為Ⅷ度，區(qū)域構(gòu)造穩(wěn)定較差[11-12]，如圖1所示。

圖1 研究區(qū)地質(zhì)構(gòu)造剖面圖(據(jù)H46C003001，有修改)

齊都雄久溝為一條典型泥石流溝，其形成區(qū)地形較開(kāi)闊，面積約為16.5km2，發(fā)育兩條支溝，交匯后進(jìn)入流通區(qū)；流通區(qū)總體為彎曲而狹長(zhǎng)的溝谷，長(zhǎng)約7.1km；主溝與雅魯藏布江交匯處為堆積區(qū)，具體形態(tài)為洪積扇。齊都雄久溝總長(zhǎng)約13km，匯水面積約為31.4km2，如圖2(a)—(b)所示。

據(jù)2021年2月9日現(xiàn)場(chǎng)照片，齊都雄久溝近期爆發(fā)過(guò)泥石流，溝口新鮮洪積塊碎石上覆于舊洪積扇之上，局部殘留灌木。受溝內(nèi)常年流水沖刷侵蝕，溝口附近洪積扇表層發(fā)育小型溝槽，溝內(nèi)常年流水通過(guò)溝槽最終匯入雅魯藏布江。由于齊都雄久溝溝口洪積扇已局部侵占雅魯藏布江河道，致使雅魯藏布江右岸形成局部堰塞體，進(jìn)而江水被分為明顯不同的兩種流態(tài)，其上江水流速較慢，為緩流區(qū)，其以下江水流速明顯相對(duì)較快，為急流區(qū)，如圖2(c)所示。

圖2 泥石流—堰塞湖全貌圖

2 泥石流歷史遙感影像解譯

據(jù)2007年10月15日、2007年12月15日、2010年10月13日和2011年11月10日歷史遙感影像，如圖3所示，可得出以下結(jié)論。

圖3 泥石流溝口歷史遙感影像(據(jù)Googel Earth)

(1)泥石流洪積扇右側(cè)分布大量灌木，且已具備一定規(guī)模，說(shuō)明齊都雄久溝曾發(fā)生過(guò)較大規(guī)模的泥石流地質(zhì)災(zāi)害；泥石流洪積扇上覆較為新鮮的洪積塊碎石，說(shuō)明近些年齊都雄久溝爆發(fā)過(guò)小規(guī)模的泥石流。

(2)泥石流洪積扇已明顯侵占雅魯藏布江河道。洪積扇以上雅魯藏布江河道為緩流區(qū)，其以下為急流區(qū)，且洪積扇以上雅魯藏布江河道較洪積扇以下寬闊，說(shuō)明齊都雄久溝泥石流洪積扇已初步形成一定規(guī)模的堰塞壩，致使泥石流洪積扇以上雅魯藏布江河道受阻而江水雍高。

(3)一般認(rèn)為，河流凹岸侵蝕，凸岸沉積，齊都雄久溝溝口位于雅魯藏布江凹岸，為侵蝕一側(cè)，實(shí)際卻侵占河道，說(shuō)明齊都雄久溝源源不斷的向泥石流洪積扇提供“物源”，以至于洪積扇自始至終保持著現(xiàn)有的形態(tài)。

總體而言，據(jù)2007年10月15日至2011年11月10日歷史遙感影像，結(jié)合2021年1月9日現(xiàn)場(chǎng)照片，齊都雄久溝泥石流—堰塞湖區(qū)一直有新鮮洪積扇分布，但是其整體形態(tài)及規(guī)?；疚窗l(fā)生變化，由此推測(cè)，近些年，齊都雄久溝一直有小規(guī)模泥石流爆發(fā)史，未產(chǎn)生大規(guī)模泥石流地質(zhì)災(zāi)害。

據(jù)2010年10月13日歷史遙感影像解譯，齊都雄久溝泥石流形成區(qū)和流通區(qū)物理地質(zhì)現(xiàn)象眾多，主要有冰磧地貌、崩塌、滑坡、泥石流、冰湖等，致使泥石流物源成分較復(fù)雜，具體如下。

(1)冰磧地貌

冰磧地貌主要包括終磧、側(cè)磧、表磧等，主要為碎屑冰磧物，以塊碎石為主，集中堆積于齊都雄久溝后緣。其分布面積有限，方量相對(duì)較小，不是泥石流主要物源。鑒于全球氣候影響，齊都雄久溝后緣冰川已基本消融殆盡，加之，冰磧地貌坡度較緩，整體基本穩(wěn)定，因此，未來(lái)齊都雄久溝后緣碎屑冰磧物轉(zhuǎn)化為泥石流物源的可能性較小，如圖4(a)所示。

(2)崩塌

受風(fēng)化、卸荷等影響，崩塌地質(zhì)災(zāi)害在齊都雄久溝內(nèi)較發(fā)育，既有溝道兩側(cè)斜坡坡表覆蓋層部位的土崩，又有基巖段的巖崩，其規(guī)模不一，數(shù)量較大，崩塌體主要堆積于溝道，部分仍殘留于溝道兩側(cè)斜坡表面，降雨沖刷作用下，易搬運(yùn)至溝道，是潛在的泥石流物源，如圖4(b)所示。

(3)滑坡

滑坡地質(zhì)災(zāi)害分布于齊都雄久溝右岸，為斜坡淺表層覆蓋層滑坡，物質(zhì)組成主要為塊碎石土，結(jié)構(gòu)松散。受降雨侵蝕，滑坡堆積體不斷被搬運(yùn)至主溝溝道，堆積體表層下蝕成溝[13]。就整個(gè)齊都雄久溝而言，溝內(nèi)滑坡地質(zhì)災(zāi)害較少，因此，滑坡堆積體并非泥石流主要物源，如圖4(c)所示。

(4)泥石流

據(jù)歷史遙感影像，齊都雄久溝匯水面積較大，支溝較多，次級(jí)泥石流較發(fā)育，且其洪積扇較新鮮，多堆積于主溝道及斜坡坡腳處，是齊都雄久溝泥石流主要物源[14]。特別的，次級(jí)泥石流溝坡度較都，多伴有常年流水，暴雨期間，再次爆發(fā)泥石流的可能性較大，如圖4(d)所示。

(5)冰湖

齊都雄久溝分水嶺附近區(qū)域多處發(fā)育冰湖，地層巖性主要為冰磧物，冰水扇與其相連，物質(zhì)組成主要為冰水堆積體。不論冰磧物還是冰水堆積體，皆為松散物質(zhì)。受全球氣候影響，冰雪融化速度加快，易造成冰湖潰決，因此，冰磧物和冰水堆積體也是齊都雄久溝物源之一。與次級(jí)泥石流洪積體、崩塌堆積體等相比，齊都雄久溝冰湖不僅規(guī)模小，而且數(shù)量少，因此，冰磧物和冰水堆積體并非泥石流主要物源，如圖4(e)所示。

圖4 泥石流溝歷史遙感影像(據(jù)Googel Earth)

綜合泥石流溝形成區(qū)、流通區(qū)和堆積區(qū)影像得出，未來(lái)齊都雄久溝仍有爆發(fā)泥石流的潛力，以小規(guī)模泥石流為主，極端工況下，存在爆發(fā)大規(guī)模泥石流—堰塞湖災(zāi)害的可能。盡管其物源成因復(fù)雜，但卻以崩塌堆積體、次級(jí)泥石流洪積物為主，冰磧物、冰水堆積體和滑坡堆積體相對(duì)較少。特別是大部分崩塌堆積體、次級(jí)泥石流洪積物分布于主溝溝道內(nèi)，是齊都雄久溝未來(lái)再次爆發(fā)泥石流的潛在物源。

3 泥石流—堰塞湖演化及生態(tài)效應(yīng)

泥石流是常見(jiàn)的山區(qū)地質(zhì)災(zāi)害，特別是大江大河區(qū)發(fā)育的大型泥石流地質(zhì)災(zāi)害，其洪積扇易堵塞河道演化為堰塞湖，如2013年7月11日的四川汶川縣山洪泥石流堵塞岷江形成堰塞湖，2020年6月17日的四川丹巴縣梅龍溝發(fā)生山洪泥石流阻斷小金川河形成堰塞湖等[15-16]。堰塞湖作為泥石流地質(zhì)災(zāi)害的次生災(zāi)害，其與泥石流地質(zhì)災(zāi)害之間的演化具有明顯的階段性，且每個(gè)階段引起的地表生態(tài)效應(yīng)亦不同。依據(jù)齊都雄久溝泥石流堵江現(xiàn)狀及其歷史遙感影像，初步推測(cè)泥石流—堰塞湖演化過(guò)程大致分為3個(gè)階段，即未(微)堵江階段、局部堵江階段和完全堵江階段，如圖5所示，具體如下。

圖5 泥石流—堰塞湖演化概念圖

(1)未(微)堵江階段

當(dāng)齊都雄久溝未產(chǎn)生泥石流地質(zhì)災(zāi)害時(shí)，溝道基本無(wú)沖刷侵蝕，兩側(cè)斜坡植被完整性較好，溝口亦未形成洪積扇(堰塞體)，雅魯藏布江江水平穩(wěn)過(guò)流，江水正常水位線(xiàn)以上植被長(zhǎng)勢(shì)較好。此階段，齊都雄久溝及雅魯藏布江岸坡處并未產(chǎn)生明顯的地表生態(tài)效應(yīng)。

(2)局部堵江階段

受氣候變化等因素影響，齊都雄久溝兩側(cè)斜坡逐漸發(fā)育滑坡、崩塌、泥石流等地質(zhì)災(zāi)害，致使溝道逐漸堆積松散堆積體。在暴雨誘發(fā)下，齊都雄久溝爆發(fā)泥石流，溝道松散物質(zhì)不斷被攜帶并堆積于溝口，雅魯藏布江右岸局部形成堰塞體。盡管本階段并未完全堵塞雅魯藏布江河道，局部堰塞體還是造成了其上游雅魯藏布江緩流區(qū)及其下游急流區(qū)。

該階段，齊都雄久溝溝道松散物質(zhì)不斷被搬運(yùn)至溝口過(guò)程中，溝道兩側(cè)斜坡植被破壞加劇。泥石流形成局部堵江后，上游緩流區(qū)水位有所抬升，致使部分植被淹沒(méi)，甚至消失。此外，該階段伴隨著水土流失等地表生態(tài)效應(yīng)。

(3)完全堵江階段

隨著泥石流不斷淘蝕斜坡坡腳，溝道兩側(cè)斜坡處滑坡、崩塌等地質(zhì)災(zāi)害加劇。依據(jù)遙感影像，齊都雄久溝道內(nèi)堆積大量的松散物質(zhì)，其為再次爆發(fā)泥石流提供了充足的物源。同時(shí)，鑒于近些年全球極端天氣影響，齊都雄久溝存在爆發(fā)大規(guī)模泥石流地質(zhì)災(zāi)害的可能，研究區(qū)雅魯藏布江易被堵塞，形成堰塞湖。隨之將產(chǎn)生新的地表生態(tài)效應(yīng)，如堰塞體上游堰塞湖區(qū)湖水淹沒(méi)雅魯藏布江兩岸大量植被，易誘發(fā)滑坡、崩塌等次級(jí)地質(zhì)災(zāi)害，長(zhǎng)期的堵江甚至?xí)a(chǎn)生浸沒(méi)等問(wèn)題，進(jìn)而破壞研究區(qū)生態(tài)系統(tǒng)[17]。特別是在泥石流—堰塞湖演化過(guò)程中，同樣會(huì)對(duì)左岸產(chǎn)生破壞。當(dāng)泥石流攜帶的大量塊碎石土以極快的速度沖入雅魯藏布江時(shí)，將產(chǎn)生泥石流涌浪，破壞左岸國(guó)道G318及涌浪影響區(qū)內(nèi)植被。

堰塞湖排險(xiǎn)期間，不論自然泄流還是人工排導(dǎo)，堰塞湖洪水均有可能對(duì)其下游雅魯藏布江兩岸造成沖刷破壞，進(jìn)而引起植被破壞、水土流失、岸坡再造等一系列新的地表生態(tài)效應(yīng)[18-19]。

4 結(jié)語(yǔ)

(1)齊都雄久溝泥石流—堰塞湖整體形態(tài)及規(guī)?；疚窗l(fā)生變化，初步推測(cè)，齊都雄久溝一直有小規(guī)模泥石流爆發(fā)史，未來(lái)仍有爆發(fā)小型泥石流的潛力，暴雨等極端工況下存在爆發(fā)大規(guī)模泥石流—堰塞湖災(zāi)害的可能，對(duì)其有待采用模糊綜合評(píng)價(jià)等方法定量分析。

(2)齊都雄久溝泥石流形成區(qū)和流通區(qū)分布有冰磧地貌、崩塌、滑坡、泥石流、冰湖等物理地質(zhì)現(xiàn)象，主溝泥石流物源成分較復(fù)雜，以崩塌堆積體、次級(jí)泥石流洪積物為主，冰磧物、冰水堆積體和滑坡堆積體其次。初步推測(cè)其演化過(guò)程大致為“未(微)堵江—局部堵江—完全堵江”，每個(gè)階段伴隨著不同的地表生態(tài)效應(yīng)。