流域源头泥石流的流动形态论文

　　摘要：掌握流域源头泥石流流动形态的信息对实施措施至关重要。然而，由于监控困难而鲜有对荒废溪流源头泥石流进行观测。为监测其流动形态，在日本中部的大谷滑坡内的＂一泽＂流域上游建立了监控系统。通过实地监测获取的视频图像分析，将其流动形态分为两种：一种以石砾为主，另一种以泥水为主。以石砾为主的泥石流因有更大的流阻而不能用曼宁公式计算；后者的流速可用曼宁公式计算。在泥石流流动中，石砾在前，泥水在后。在典型的泥石流波动中，石砾流流经时，流深最大；在泥石流流经时，流速最大。某些波动仅包含一种流动形态。在流动中，石砾的颗粒大小不同。在＂一泽＂流域上游泥石流颗粒大小分布不清晰。
　　关键词：泥石流；荒废溪流源头；实地观测；日本
　　泥石流的速度与破坏力大得惊人，世界各国科学家都致力于研究泥石流流动形态，然而，由于监控困难而鲜有对荒废溪流的源头泥石流进行观测。从1998年日本学者以静冈市北部的大谷崩＂一泽＂上游流域为对象，利用摄像和超音波传感器、水压传感器进行观测。将泥石流的流动形态分为两种，一是以石砾为主，二是以泥水为主。观测得到的数据只记录了泥石流流出的一部分，从开始到结束的连续运动情况还未搞清[1，2]。2009年日本静冈大学土屋智等人为搞清泥石流发生区的泥石流流动形态[3]，研究出一种观测方法：就是把放在河床上的钢索传感器切断信号作为泥石流流出的触发器。触发器一旦工作，拍照就自动连拍泥石流的流动状态。并针对2003年、2004年、2006年石砾型泥石流的观测结果进行分析，对泥石流连续流动形态的推移、流速、石砾的运动情况进行考察，尝试搞清大量石砾堆积在河床上泥石流的流动形态。
　　1 调查地概况 大谷崩一泽流域（以下简称一泽），是日本三大崩塌地之一。水平面积约1。8km2，海拔约800m，崩塌土沙量约1。2亿m3。地质属于古第三纪层的四万十层群，由沙岩、页岩等形成。在＂一泽＂的正下面为南北方向的断层，岩盘破碎显著，呈现剥离状态，整个流域坡面极为不稳定。
　　＂一泽＂上游流域每年几乎都发生泥石流事件。
　　此流域河道长650m，流域面积约0。22km2，流域内几乎没有树木。平均坡度为40 ~50 。沙岩以及页岩破碎的岩盘裸露，经每年的冻融剥离，泥沙被输送到河床；在发生以台风为中心的暴雨时，形成泥石流流到下游。河床堆积物因季节而变化。初春时多堆积粒径5cm以下的页岩，伴随泥石流的发生，细石流出；秋末粒径20cm以上的石砾出现在河床表面[4]。
　　2 观测与解析方法 利用摄像机每隔5min（2001年起间隔时间为3min）进行0。75s的间隔摄影。2003年为了拍摄泥石流连续流动实况，将钢索传感器的切断信号作为触发器，在径流出口处设置摄像机P1。即离摄影机约100m范围内的上游设两处钢索传感器，伴随泥石流流出，发出无线信号，在接收信号的同时，摄像工作开始。2004年、2005年为了拍摄清晰，将摄像机设在离流动区近的P3、P2点。观测地点P1、P2、P3的河床比降分别为28 、23 、26 。在摄像机设置区设置超音波水位计、水压式水位计，分别间隔20s记录河床表面的高度和水位。在P1设置了大型雨量计，将每隔1min的雨量记录在数据记录器。
　　利用拍摄的图像每隔1s判读泥石流的表面位置（高度）、宽度以及表面流速。在判读表面位置时参考超音波水位计、水压式水位计记录的表面高度和水深。在岩盘裸露、河床变动小的地方作为判读泥石流表面的＂位置，河床到泥石流表面的距离为流体深。表面流速以横断方向的多个地点判读流速，将其平均值。根据高桥研究结论[5]从录像直读的表面流速乘以0。6作为泥石流平均流速，再依此求出流量。同时判读泥石流表面石砾的粒径、个数，分析泥石流中石砾的流出状况。
　　3 结果与考察3。1 泥石流的流动形态摄像机记录了2003—07—12、2004—08—30、2006—07—19发生3次的泥石流现状。此3次泥石流都是因为连续降雨量为30mm，最大10min雨强为5mm以上降雨产生的，满足＂一泽＂上游流域泥石流发生的条件。
　　流经＂一泽＂上游流域的泥石流一种以石砾为主，另一种以泥水为主。以石砾为主的泥石流其表面被石砾覆盖，从录像上看，几乎不能确认是泥水。
　　一般情况下，以石砾为主的泥石流出现在流体的前端，继而是以泥水为主的泥石流。它们之间的变化在几秒内进行。WWw。qiQi8。cn
　　以石砾为主的泥石流大体都是层流状，上位层比下位层流速大，上位层的石砾滚落到波段前方，被泥石流侵吞。以后续出现泥水为主的泥石流为紊流，因含有高质量浓度的页岩为主体的细粒子，泥石流呈黑色。
　　从视频上可知，3个事件的流体深、流速、流量间歇性地急剧增加，且都以流体深、流量、流速的顺序迎来峰值。
　　2003—07—12发生的泥石流规模较小，流体深为0。5~0。8m，流速为3~4m/s，平均流量为2~4m3/s，龙头部以石砾为主，总体上含有大量的泥水，流动性高。2004—08—30发生的泥石流龙头也是以石砾为主，总体上含有大量的泥水，流动性高。流体深为1。5~2m，平均流速5~8m/s，流量30~75m3/s，其流量比前者大约20倍，是＂一泽＂发生规模较大的泥石流。2006—07—19发生的泥石流大部分是以石砾为主，不能确认内部的泥水状况。流体深为1。5~2m，平均流速2~4m/s，流量10~15m3/s，平均流速几乎等于2003年的事例，但流量约为3倍。
　　3。2 泥石流的流速用最小二乘法求出每次泥石流事件的流体深和流速，建立回归方程，整理见下式：v=ahb（1）式中：v为深度方向的平均流速；h为流体深，m；a、b为常数。2003—07—12、2004—08—30的泥石流以泥水为主泥石流的流速接近近似曲线。
　　明渠的流速公式一般采用曼宁公式。
　　v=n—1R2/3I1/2（2）式中：n为糙率系数；R为径深；I为河床比降。流体深h与径深R几乎相等时，满足曼宁流速公式的泥石流a=n1/2/n，b=2/3成立。＂一泽＂上游流域2003年、2004年以泥水为主泥石流的常数b值为0。71和0。62。几乎与曼宁公式的指数（2/3）相等。因此，可以说这两次事件中以泥水为主的泥石流与曼宁流速公式表示的泥石流相近。2006年观测的以泥水为主的泥石流根据公式（1）拟合曲线的相关系数低，常数b=0。187，与曼宁公式的指数大不相同。
　　由此可见，泥水为主的泥石流与曼宁流速公式所示泥石流不同。
　　以石砾为主泥石流的流体深与流速的关系在所有的事件中不明确。根据公式（1）拟合不是很好，2003、2004、2006年的相关分析相关系数分别为0。23、0。055、0。007。常数b值为0。104~0。443，比曼宁公式的指数小。以石砾为主的泥石流跟以泥水为主的相比，随流体深增加流速的增加并不显著。
　　用同等程度的流体深进行比较，以泥水为主的泥石流比以石砾为主的泥石流速度快。可见，以石砾为主的泥石流内部阻力大。从录像可以确认：后续的以泥水为主的泥石流冲到先行的以石砾为主泥石流的前面，即前者侵吞了后者。
　　3。3 石砾的流出状况根据录像判读了2003年、2004年泥石流事件中粒径分别为15cm、30cm以上的所有石砾的粒径、出现时间。将2006—07—19泥石流事件中石砾为主泥石流为对象，每隔1s读取包含在流体深判读地点流出方向2m范围内，粒径为5cm以上的粒径，求出每个粒径的出现比例。
　　确认在2003年、2004年的事件中，以泥水为主泥石流中有很多石砾。与以石砾为主泥石流比较出现率明显低。但是判读30cm以下的粒径很困难，所以无法了解实况。
　　石砾的粒径在两类泥石流间没有大的差异。一般情况下，泥石流发生时，巨砾聚集在泥石流的龙头，后方粒径变小。但2006—07—19事件中，其流出时间为10s以上的3个波段，即10 42 50开始的龙头部和末端部的粒度分布与10 01 54和11 02 28开始的龙头部和流量峰值时的粒度分布大体一致，大粒径石砾向龙头部集中不显著。
　　总体来说，随流量增大，就有大的石砾流出。每次事件中，因曲线的分布区域不同，即使同等程度的流量在每次事件中流出的石砾粒径也有变化。
　　3。4 侵蚀与堆积在＂一泽＂上游流域随泥
　　石流流出频繁产生侵蚀堆积，造成河床变动。确认泥沙堆积河床是在以泥石流流出过程中进行的。
　　以石砾为主泥石流随流出流速减小，拍摄结果显示，2003—07—12在泥石流流出时，河床到泥石流表面全层处于停止移动状态。泥石流发生区产生的堆积、停止现象在意大利也有报告[6]。以泥水为主泥石流在流出过程中并没有确认泥石流全部停止，2004—08—30在泥石流流出时，泥石流中部石砾堆积，河床上升。
　　4 结 语 对泥石流发生区进行了连续拍摄，调查了其流形态的推移以及石砾的流出情况。流出＂一泽＂上流域的泥石流因含有很多石砾，分类为石砾型泥流，但其中也有一定的泥水量在内，所以流出特征生变化。以泥水为主的泥石流是紊流，流体深和流的关系类似于曼宁公式，以石砾为主的泥石流不能曼宁公式表示流体深和流速的关系，所以流体深和速的关系不明确。以石砾为主的泥石流比以泥水主的泥石流流速慢，确认河床到水面的全层有停止状态，认为是缺乏流动性的泥石流。流出＂一泽＂上流域的泥石流是以石砾为主泥石流出现在流动的始，之后则是以泥水为主的泥石流。
　　包含在泥石流中的石砾粒子粒径越大越集于龙头的前面。虽然以石砾为主的泥石流其流慢，但比以泥水为主的泥石流先流出，在泥石流形过程中，首先是以石砾为主的泥石流流出，然后是泥水为主泥石流。为得到证实，必须观测泥沙开移动情况，努力提高今后的观测技术。
　　[参考文献]
　　[1]ImaizumiF，TsuchiyaS，OhsakaO。BehavionrofdebrisflowlocatedinamountainoustorrentontheOhyalandslide[J]。Jpan，CanadianGeotechnicalJourna，l2005，42：919—931。
　　[2]今泉文寿，土屋智，逢坂興宏。大谷崩におけゐ土石流測[J]。砂防学会誌，2007，60（3）：54—57。
　　[3]土屋智，今泉文寿，逢坂興宏。荒廃渓流源頭部におけゐ土石流の流動形态と石礫の流下状況[J]。砂防学誌，2009，61（6）：54—57。
　　[4]ImaizumiF。SidleRC，TsuchiyaS，eta。lHydrogeomorphptocessesinasteepdebrisflowinitiationzon[J]。GeophyscalResearchLrtters，2006（33）：10404。
　　[5]高橋保。土石流の発生と流動に関ゐ研究[G]。京大学防災研究所年報，1977（20）：405—435[6]BertM，GenevoisR，SimoniA，eta。lFieldobservationsdebrisfloweventintheDolomites[J]。Geomorphology，1999，29：265—274。