强震区岷江沿岸泥石流物源体积估算模型与演变特征

强震区岷江沿岸泥石流物源体积估算模型与演变特征卜祥航;唐川;蒋志林;方群生;屈永平【摘要】2008年汶川大地震后，泥石流灾害表现活跃，至今经历了多个暴雨过程，那么如何才能较为准确地分析泥石流源区演变特征.首要是确定泥石流源区崩滑体体积.本文选择映秀镇附近，岷江沿岸的5条泥石流沟为研究对象，针对泥石流源区崩滑体体积难以确定的问题，野外调查研究区内167个崩滑体点，建立崩滑体体积与面积间的关系模型，并通过野外调查研究区内48个崩滑点进行验证.定量解译研究区3期航空影像的物源面积，利用崩滑体体积估算模型，进一步分析研究区泥石流物源的演变特征.％Afterthe2008WenchuanEarthquake,debrisflowdisasterswerestrong.Sofar,manyrainfallprocesseshadhappened.Howcanweaccurateanalyzetheaccumulationevolutionofdebrisflow.Weshouldmakesurethevolumeofsources.Inordertosolvethequestion,5debrisflowgullieswerechosenalongMinjiangRiverasaresearchareanearYingxiu.First,usingfieldsurvey,wegotthevolumeandareaof167sources.Thenanalysisingtherelationshipbetweenthevolumeandarea,wegotthevolumemodel.Last,weverifiedthemodelby48sources.Throughtheremotesensinginterpretation,combiningwithvolumemodel,thispaperexpoundsdebrisflowsourceactivityinthestudiedarea.【期刊名称】《工程地质学报》【年(勤期】2016(024)001【总页数】5页(P73-77)【关键词】泥石流;崩滑体;物源估算模型;遥感解译;演变特征【作者】卜祥航;唐川;蒋志林;方群生;屈永平【作者单位】地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学）成都610059;地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学）成都610059;四川省蜀通岩土工程公司成都610000;地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学）成都610059;地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室（成都理工大学）成都610059【正文语种】中文【中图分类】P642.23汶川地震后，泥石流灾害表现活跃（黄润秋等，2009），泥石流的相对活跃期至少5~10a,影响时间可能长达30~40a（唐川，2010）。黄润秋分析地震灾区地质灾害已从震后的崩塌、滑坡为主转为以泥石流为主（黄润秋，2011）。2010年8月13日绵竹清平、天池乡24条泥石流沟暴发，14人死亡、失踪，龙池镇龙西河流域44条泥石流沟暴发，达5149人受灾；2010年8月14日映秀镇红椿沟暴发泥石流，13人死亡，59人失踪，8000余居民转移；2012年8月18日彭州市银厂沟12条泥石流沟暴发，1人死亡，1人失踪，3000名游客被困；2013年8月11日映秀七盘沟暴发泥石流，15人死亡，900处房屋被摧毁。为此，人们对了解汶川震区泥石流灾害的发展趋势和演变特征的需求极为迫切。而泥石流源区的崩滑体数量、面积和体积对于分析泥石流的发展趋势和演变特征尤为重要（Soetersetal.,1996;Malamudetal.,2004）。泥石流源区崩滑体的数量通过野外调查和遥感技术容易得到（Gallietal.,2008;黄润秋等，2009;唐川等，2010）。但是确定某流域内每个崩滑体的体积却是一件极为困难的事情。为解决此困难，我们可以通过建立体积与崩滑体表面几何尺寸的关系来实现。如唐川曾建立了崩滑体厚度及面积的关系式(Tangetal.，2010)，Simonett(1967)，Innes(1985)，Imaizumietal.(2007)，Guzzettietal.，(2009)建立了崩滑体体积与面积的关系，而国内并未有建立崩滑体体积与面积间的关系。汶川地震后遥感技术已成为快速获取地质灾害体信息的重要手段(唐川等，2010)。例如通过解译高精度快鸟影像，唐川等(2006)对城市泥石流的风险性进行分析。黄润秋等(2008)利用遥感技术分析汶川地震地质灾害分布规律。唐川等(2010)对北川县城泥石流源地的物源变化过程进行定量解译，分析北川县城泥石流源地特征的动态变化。本文针对泥石流源区崩滑体体积难以确定的问题，通过野外调查，建立研究区泥石流流域内崩滑体体积与面积之间的关系模型，并利用遥感手段分析研究区泥石流流域崩滑体在不同时期的动态演变特征，为震区泥石流灾害的危险分析、预报及发展规划提供科学的参考依据。汶川映秀镇附近，属于中山河谷地区，构造上位于汶川地震的发震断裂带(映秀一北川断裂)上盘，受断裂带〃上盘效应”的影响(黄润秋等，2009)，区内岩体破碎，受风化卸荷作用强烈，导致地质环境极为脆弱。研究区四季分明，气候温和，属于亚热带湿润季风气候，且川西多雨，最大、最小年降水量出现在1964年、1974年，分别为1688mm和836.7mm。“5・12”汶川地震造成惨重的损失，同时流域内发生大量的地质灾害，为震后泥石流的暴发提供了大量的物源。2010年8月12日映秀镇范围开始降雨，当日累计降雨量为19.9mm;13日降雨量剧增，累计降雨量为126.8mm，最大小时雨强为32.2mm;最终2010年8月14日震区岷江沿岸多处泥石流暴发，具有大规模、群发性的特点。尤以红椿沟威胁最大，其一次冲出的约80.5x104m3堆积物堵断岷江河道形成堰塞湖，迫使岷江洪水冲向映秀镇，造成巨大损失。为此选取了位于映秀镇附近，沿岷江左岸的5条泥石流沟作为研究对象，包括红椿沟、烧房沟、肖家沟、王一庙沟、磨子沟。它们受“5・12”地震、〃8・13”及“7・10”暴雨影响严重，并且冲出大量的堆积体挤压河道，将直接威胁映秀新镇(图1)。2.1模型建立实际上崩滑体体积模型的建立需要较多的因子，这些因子需野外测量，人为误差较大，最终估算的体积不准确。因此本文舍杂求精，选取一个因子，从野外测量时就开始减少误差，将体积模型由复杂变为简单，为分析泥石流的发展趋势节约大量的时间。本文选取研究区内磨子沟、王一庙沟和肖家沟流域内167个崩滑体作为样本，野外测量相关参数，并利用Matble软件进行编程，建立非线性回归模型。根据167个崩滑点体积与面积间的非线性函数关系(图2),得到强震区泥石流流域内崩滑体体积与面积的关系模型如式(1):V=2.964A1.104式中，V为崩滑体体积(104m3);A为崩滑体面积(104m2)。相关系数R2=0.84,说明崩滑体体积与面积具有较好的相关性，证明回归效果显著，可以用来野外泥石流源区崩滑体体积的快速计算。另外，面积大于3x104m2的深层滑坡需实地勘察确定。2.2模型验证为了确认泥石流流域内崩滑体体积与面积关系模型是否可靠实用，本文选择研究区内红椿沟和烧房沟内48个崩滑点进行验证。研究区内的5条泥石流沟有着极为相似的地质环境背景，因此比对验证结果可以清晰反映模型的可靠性。通过已经建立的泥石流源区崩滑体体积估算模型即式(1),对红椿沟和烧房沟泥石流源区崩滑体进行计算，得到泥石流源区预测的崩滑体体积，表1中列出具有代表性数据。通过下面公式计算误差率：研究区泥石流源区验证点体积实测值与预测值的绝对误差率为1.08%~14.49%,与其他相关经验模型的误差范围相比在可接受范围内(Larsenetal.，1998;Imaizumietal.，2007)。另外误差率正负值均有，说明该体积估算模型的预测结果不会偏大或者偏小，具有均衡性。图3是崩滑体体积实测值与预测值的残差分布，反映出预测结果在标准线的附近均衡地分布。由此可见，泥石流源区崩滑体体积估算模型适应于本研究区或者与本研究区地质环境背景相似的地区。图3泥石流流域崩滑体体积残差分布Fig.3Theresidualdistributionofdebrisflowsvolume图43期影像遥感解译结果Fig.4Theresultofthreeremotesensinginterpretations表2研究区内泥石流崩滑体源区面积变化Table2Thechangeoflandslidesareaindebrisflowgully沟名2008.5.18面积/x104m22010.8.14面积/x104m22013.7.15面积/x104m2红椿沟79.1298.9285.91烧房沟22.1625.4323.89肖家沟3.764.163.61王一庙沟4.566.235.93磨子沟38.2137.3132.88总计147.82172.07152.243泥石流源区崩滑体演变特征分析本文利用3期0.5m的高分辨率航空影像对研究区的泥石流源区物源面积解译并统计(图4,表2)。影像分辨率极高，能够分辨出泥石流沟内的中小型滑坡和沟道堆积，也能解译出浅层滑坡及大型深层滑坡。图4可知，2010年8月14日强降雨过程促使部分大型滑坡局部复活，如烧房沟下游右岸H01大滑坡。在原有面积的基础上明显扩大，具体过程为滑坡坡脚抗滑力降低，滑坡前缘不断向前扩展，后缘垮塌并明显下错，最后滑面贯通、坡体失稳，直接提供了大量的松散固体物质；同时大量的新崩塌体出现，以中小规模的沟岸滑塌为主，主要分布在泥石流流域两岸较为陡峭的地段，易受雨水侵蚀。2013年7月10日强降雨过后，研究区泥石流源区崩滑体面积反而减少，分析可知恢复部分主要是小面积的浅层滑坡，及部分震后滑坡堆积体的表层松散堆积物被地表径流强烈冲刷走而露出的植被面积。为更直观地表达崩滑体的演变特征，本文用崩滑体的演变速率W表达，即以某一时期的崩滑体体积除以时间和崩滑体面积。表2反映了〃8・14”暴雨泥石流后研究区泥石流源区崩滑体面积由震后的147x104m2激增到172.07x104m2,利用体积估算模型即式(1)，得出体积由震后的654.17x104m3激增到776.09x104m3，即新增崩滑体体积达18.7%,2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1°"7・10”暴雨后研究区泥石流源区崩滑体面积降低至152.24x104m2,同样利用式(1),得出崩滑体体积降低至676.65x104m3,崩滑体面积恢复了约11.52%,3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1，恢复后与震后崩滑体面积仅相差4.42x104m2。然而对比两次降雨的最大小时雨强，〃8・14〃为32.2mm,“7・10”为66mm，后者要比前者的高，反而面积相对较小，说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复(周伟等，2012)。然而这并不代表会一直持续下去，汶川大地震后的20a里，震区地质灾害的活动将以每4~5a—个周期的规律逐渐衰弱，每个周期的峰值强度会逐渐衰减至震前状态(黄润秋等，2008),即研究区将进入下一个活动周期。4结论(1)研究区选择在汶川映秀镇附近岷江左岸的5条泥石流沟。通过野外调查磨子沟、王一庙沟和肖家沟流域内167个崩滑体点，建立体积和面积的关系模型。相关系数达0.84，说明崩滑体体积与面积具有较好的相关性，证明回归效果显著。(2)利用红椿沟和烧房沟内48个崩滑点进行验证，崩滑体体积实测值与预测值的残差分布，反映出预测结果在标准线的附近均衡地分布。泥石流源区崩滑体体积估算模型适应于本研究区或者与本研究区地质环境背景相似的地区。⑶根据“2008.5.18”、“2010.8.14”、“2013.7.15”3期0.5m的高分辨率航空影像的解译结果，利用体积估算模型计算出研究区不同时期的体积变化，“2010.8.14”崩滑体体积激增到776.09x104m3,“2013.7.15”降低至676.65x104m3,崩滑体面积恢复了约11.52%。⑷演变速率作为崩滑体的演变特征的指标，“2008.5.18”~“2010.8.14”2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1,“2010.8.14”~“2013.7.15”3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1,说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复，并且将进入下一个活动周期。参考文献GuthrieRH,Evans.2004.AnalysisoflandslidefrequenciesandcharacteristicsinanaturalsystemcoastalBritishColumbia[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,29(11):1321-1339.GalliM,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2008.Comparisonoflandslideinventorymaps[J].Geomorphology,94:268-289.GuzzettiF,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2009.LandslidevolumesandlandslidemobilizationratesinUmbria,centralItaly[J].EarthandPlanetaryScienceLetters,279(3—4):222-229.HuangRQ,LiWL.2008.ResearchondevelopmentanddistributionrulesofgeohazardsinducedbyWenchuanEarthquakeon12thMay,2008[J].ChineseJournalofRockMechanicsandEngineering,27(12):2585-2592.HuangRQ,LiWL.2009.Analysisonthenumberanddensityoflandslidestriggeredbythe2008WenchuanEarthquake,China[J].JournalofGeologicalHazardsandEnvironmentPreservation,20(3):1-7.HuangRQ.2011.AftereffectofgeohazardsinducedbytheWenchuanEarthquake[J].JournalofEngineeringGeology,19(2):145~151.InnesJN.1985.Magnitude-frequencyrelationshipsofdebrisflowsinnorthwestEurope[J].GeographiskaAnnaler,67(1—2):23-32.ImaizumiF,SidleRC.2007.LinkageofsedimentsupplyandtransportprocessesinMiyagawaDamcatchment,Japan[J].JournalGeophysicalResearch,112(F3):207-220.ImaizumiF,SidleRC,KameiR.2008.EffectsofforestharvestingontheoccurrenceoflandslidesanddebrisflowsinsteepterrainofcentralJapan[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,33(6):827-840.LarsenMC,TorresSanchezAJ.1998.ThefrequencyanddistributionofrecentlandslidesinthreemontanetropicalregionsofPuertoRico[J].Geomorphology,24(4):309-331.MalamudBD,TurcotteDL,GuzzettiF,etal.2004.Landslideinventoriesandtheirstatisticalproperties[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,29:687-711.SimonettDS.1967.LandslidedistributionandearthquakesintheBewaniandTorricelliMountains,NewGuinea.LandformStudiesfromAustraliaandNewGuinea[M].Cambridge:CambridgeUniversityPress.SoetersR,VanWestenCJ.1996.Slopeinstabilityrecognition,analysisandzonation.LandslideInvestigationandMitigation[M].NationalResearchCouncil.TangC，ZhangJ，WanSY.2006.Lossevaluationofurbandebrisflowhazardusinghighspatialresolutionsatelliteimagery[J].ScientiaGeographicaSinica,26(3):358-363.TangC.2010.ActivitytendencypredictionofrainfallinducedlandslidesanddebrisflowsintheWenchuanearthquakeareas[J].JournalofMountainScience,28(3):341-349.TangC,DingJ,LiangJT.2010.RemotesensingimagesbasedobservationalanalysisoncharactersofdebrisflowsourceareasinBeichuancountyofWenchuanearthquakeepicenterregion[J].JournalofEngineeringGeology,18(1):1-7.TangC,ZhuJ,ChangM,etal.2012.Anempiricalestatisticalmodelforpredictingdebris-flowrunoutzonesintheWenchuanearthquakearea[J].QuaternaryInternational,250(2):63-73.ZhouW,TangC,ZhouCH.2012.Criticalrainfallcharacteristicsforrainfall-induceddebrisflowsinWenchuanearthquakeaffectedareas[J].AdvancesinWaterScience,23(5):650-655.黄润秋，李为乐.2008.“5・12”汶川大地震触发地质灾害的发育分布规律研究[J].岩石力学与工程报，27(12):2585-2592.黄润秋，李为乐.2009.汶川地震触发崩塌滑坡数量及其密度特征分析[J].地质灾害与环境护，20(3):1-7.黄润秋.2011.汶川地震地质灾害后效应分析[J].工程地质学报，19(2):145-151.唐川，张军，万石云，等.2006.基于高分辨率遥感影像的城市泥石流灾害损失评估[J].地理科学，26(3):358-363.唐川.2010.汶川地震区暴雨滑坡泥石流活动趋势预测[J].山地学报，28(3):341-349.唐川，丁军，梁京涛.2010.汶川震区北川县城泥石流源地特征的遥感动态分析[J].工程地质学报，18(1):1-7.周伟，唐川，周春花.2012.汶川震区暴雨泥石流激发雨量特征[J].水科学进展，23(5):650-655.SOURCESVOLUMEMODELANDACCUMULATIONEVOLUTIONOFDEBRISFLOWINWENCHUANEARTHQUAKEREGIONBUXianghang①TANGChuan①JIANGZhilin②FANGQunsheng①QUYongping①(①StateKeyLaboratoryofGeohazardPreventionandGeoenvironmentProtection,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059)(②SichuanShutongGeotechnicalEngineeringCompany,Chengdu610000)Abstract:Afterthe2008WenchuanEarthquake,debrisflowdisasterswerestrong.Sofar,manyrainfallprocesseshadhappened.Howcanweaccurateanalyzetheaccumulationevolutionofdebrisflow.Weshouldmakesurethevolumeofsources.Inordertosolvethequestion,5debrisflowgullieswerechosenalongMinjiangRiverasaresearchareanearYingxiu.First,usingfieldsurvey,wegotthevolumeandareaof167sources.Thenanalysisingtherelationshipbetweenthevolumeandarea,wegotthevolumemodel.Last,weverifiedthemodelby48sources.

Throughtheremotesensinginterpretation,combiningwithvolumemodel,thispaperexpoundsdebrisflowsourceactivityinthestudiedarea.Keywords:Debrisflow，Sources，Thevolumemodelofsources，Remotesensing，AccumulationevolutionDOI:10.13544/ki.jeg.2016.01.009*收稿日期：2015-03-22;收到修改稿日期：2015-10-09.基金项目：中国地质调查局项目(12120113009900)资助.第一作者简介：卜祥航(1987-)，男，博士生，从事岩土体稳定性及工程环境效应方面的研究工作.Email:****************中图分类号：P642.23文献标识码：A研究区泥石流源区验证点体积实测值与预测值的绝对误差率为1.08%~14.49%,与其他相关经验模型的误差范围相比在可接受范围内(Larsenetal.,1998;Imaizumietal.,2007)。另外误差率正负值均有，说明该体积估算模型的预测结果不会偏大或者偏小，具有均衡性。图3是崩滑体体积实测值与预测值的残差分布，反映出预测结果在标准线的附近均衡地分布。由此可见，泥石流源区崩滑体体方面的研究工作.Email:****************3泥石流源区崩滑体演变特征分析本文利用3期0.5m的高分辨率航空影像对研究区的泥石流源区物源面积解译并统计(图4,表2)。影像分辨率极高，能够分辨出泥石流沟内的中小型滑坡和沟道堆积，也能解译出浅层滑坡及大型深层滑坡。图4可知，2010年8月14日强降雨过程促使部分大型滑坡局部复活，如烧房沟下游右岸H01大滑坡。在原有面积的基础上明显扩大，具体过程为滑坡坡脚抗滑力降低，滑坡前缘不断向前扩展，后缘垮塌并明显下错，最后滑面贯通、坡体失稳，直接提供了大量的松散固体物质；同时大量的新崩塌体出现，以中小规模的沟岸滑塌为主，主要分布在泥石流流域两岸较为陡峭的地段，易受雨水侵蚀。2013年7月10日强降雨过后，研究区泥石流源区崩滑体面积反而减少，分析可知恢复部分主要是小面积的浅层滑坡，及部分震后滑坡堆积体的表层松散堆积物被地表径流强烈冲刷走而露出的植被面积。为更直观地表达崩滑体的演变特征，本文用崩滑体的演变速率W表达，即以某一时期的崩滑体体积除以时间和崩滑体面积。表2反映了〃8・14”暴雨泥石流后研究区泥石流源区崩滑体面积由震后的147x104m2激增到172.07x104m2,利用体积估算模型即式(1)，得出体积由震后的654.17x104m3激增到776.09x104m3，即新增崩滑体体积达18.7%,2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1°"7・10”暴雨后研究区泥石流源区崩滑体面积降低至152.24x104m2,同样利用式(1),得出崩滑体体积降低至676.65x104m3,崩滑体面积恢复了约11.52%,3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1，恢复后与震后崩滑体面积仅相差4.42x104m2。然而对比两次降雨的最大小时雨强，〃8・14〃为32.2mm,“7・10”为66mm，后者要比前者的高，反而面积相对较小，说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复(周伟等，2012)。然而这并不代表会一直持续下去，汶川大地震后的20a里，震区地质灾害的活动将以每4~5a—个周期的规律逐渐衰弱，每个周期的峰值强度会逐渐衰减至震前状态(黄润秋等，2008),即研究区将进入下一个活动周期。4结论研究区选择在汶川映秀镇附近岷江左岸的5条泥石流沟。通过野外调查磨子沟、王一庙沟和肖家沟流域内167个崩滑体点，建立体积和面积的关系模型。相关系数达0.84，说明崩滑体体积与面积具有较好的相关性，证明回归效果显著。利用红椿沟和烧房沟内48个崩滑点进行验证，崩滑体体积实测值与预测值的残差分布，反映出预测结果在标准线的附近均衡地分布。泥石流源区崩滑体体积估算模型适应于本研究区或者与本研究区地质环境背景相似的地区。⑶根据“2008.5.18”、“2010.8.14”、“2013.7.15”3期0.5m的高分辨率航空影像的解译结果，利用体积估算模型计算出研究区不同时期的体积变化，“2010.8.14”崩滑体体积激增到776.09x104m3,“2013.7.15”降低至676.65x104m3,崩滑体面积恢复了约11.52%。⑷演变速率作为崩滑体的演变特征的指标，“2008.5.18”~“2010.8.14”2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1,“2010.8.14”~“2013.7.15”3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1,说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复，并且将进入下一个活动周期。参考文献GuthrieRH,Evans.2004.AnalysisoflandslidefrequenciesandcharacteristicsinanaturalsystemcoastalBritishColumbia[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,29(11):1321-1339.GalliM,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2008.Comparisonoflandslideinventorymaps[J].Geomorphology,94:268-289.GuzzettiF,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2009.LandslidevolumesandlandslidemobilizationratesinUmbria,centralItaly[J].EarthandPlanetaryScienceLetters,279(3—4):222-229.HuangRQ,LiWL.2008.ResearchondevelopmentanddistributionrulesofgeohazardsinducedbyWenchuanEarthquakeon12thMay,2008[J].ChineseJournalofRockMechanicsandEngineering，27(12):2585~2592.HuangRQ,LiWL.2009.Analysisonthenumberanddensityoflandslidestriggeredbythe2008WenchuanEarthquake,China[J].JournalofGeologicalHazardsandEnvironmentPreservation,20(3):1-7.HuangRQ.2011.AftereffectofgeohazardsinducedbytheWenchuanEarthquake[J].JournalofEngineeringGeology,19(2):145~151.InnesJN.1985.Magnitude-frequencyrelationshipsofdebrisflowsinnorthwestEurope[J].GeographiskaAnnaler,67(1—2):23-32.ImaizumiF,SidleRC.2007.LinkageofsedimentsupplyandtransportprocessesinMiyagawaDamcatchment,Japan[J].JournalGeophysicalResearch,112(F3):207-220.ImaizumiF,SidleRC,KameiR.2008.EffectsofforestharvestingontheoccurrenceoflandslidesanddebrisflowsinsteepterrainofcentralJapan[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,33(6):827-840.LarsenMC,TorresSanchezAJ.1998.ThefrequencyanddistributionofrecentlandslidesinthreemontanetropicalregionsofPuertoRico[J].Geomorphology,24(4):309-331.MalamudBD,TurcotteDL,GuzzettiF,etal.2004.Landslideinventoriesandtheirstatisticalproperties[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,29:687-711.SimonettDS.1967.LandslidedistributionandearthquakesintheBewaniandTorricelliMountains,NewGuinea.LandformStudiesfromAustraliaandNewGuinea[M].Cambridge:CambridgeUniversityPress.SoetersR，VanWestenCJ.1996.Slopeinstabilityrecognition，analysisandzonation.LandslideInvestigationandMitigation[M].NationalResearchCouncil.TangC,ZhangJ,WanSY.2006.Lossevaluationofurbandebrisflowhazardusinghighspatialresolutionsatelliteimagery[J].ScientiaGeographicaSinica,26(3):358-363.TangC.2010.ActivitytendencypredictionofrainfallinducedlandslidesanddebrisflowsintheWenchuanearthquakeareas[J].JournalofMountainScience,28(3):341-349.TangC,DingJ,LiangJT.2010.RemotesensingimagesbasedobservationalanalysisoncharactersofdebrisflowsourceareasinBeichuancountyofWenchuanearthquakeepicenterregion[J].JournalofEngineeringGeology,18(1):1-7.TangC,ZhuJ,ChangM,etal.2012.Anempiricalestatisticalmodelforpredictingdebris-flowrunoutzonesintheWenchuanearthquakearea[J].QuaternaryInternational,250(2):63-73.ZhouW,TangC,ZhouCH.2012.Criticalrainfallcharacteristicsforrainfall-induceddebrisflowsinWenchuanearthquakeaffectedareas[J].AdvancesinWaterScience,23(5):650-655.黄润秋，李为乐.2008.“5・12”汶川大地震触发地质灾害的发育分布规律研究[J].岩石力学与工程报，27(12):2585-2592.黄润秋，李为乐.2009.汶川地震触发崩塌滑坡数量及其密度特征分析[J].地质灾害与环境护，20(3):1-7.黄润秋.2011.汶川地震地质灾害后效应分析[J].工程地质学报，19(2):145~151.唐川，张军，万石云，等.2006.基于高分辨率遥感影像的城市泥石流灾害损失评估[J].地理科学，26(3):358-363.唐川.2010.汶川地震区暴雨滑坡泥石流活动趋势预测[J].山地学报，28(3):341-349.唐川，丁军，梁京涛.2010.汶川震区北川县城泥石流源地特征的遥感动态分析[J].工程地质学报，18(1):1-7.周伟，唐川，周春花.2012.汶川震区暴雨泥石流激发雨量特征[J].水科学进展，23(5):650-655.SOURCESVOLUMEMODELANDACCUMULATIONEVOLUTIONOFDEBRISFLOWINWENCHUANEARTHQUAKEREGIONBUXianghang①TANGChuan①JIANGZhilin②FANGQunsheng①QUYongping①(①StateKeyLaboratoryofGeohazardPreventionandGeoenvironmentProtection,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059)(②SichuanShutongGeotechnicalEngineeringCompany,Chengdu610000)Abstract:Afterthe2008WenchuanEarthquake,debrisflowdisasterswerestrong.Sofar,manyrainfallprocesseshadhappened.Howcanweaccurateanalyzetheaccumulationevolutionofdebrisflow.Weshouldmakesurethevolumeofsources.Inordertosolvethequestion,5debrisflowgullieswerechosenalongMinjiangRiverasaresearchareanearYingxiu.First,usingfieldsurvey,wegotthevolumeandareaof167

sources.Thenanalysisingtherelationshipbetweenthevolumeandarea,wegotthevolumemodel.Last，weverifiedthemodelby48sources.Throughtheremotesensinginterpretation，combiningwithvolumemodel，thispaperexpoundsdebrisflowsourceactivityinthestudiedarea.Keywords:Debrisflow，Sources，Thevolumemodelofsources，Remotesensing，AccumulationevolutionDOI:10.13544/ki.jeg.2016.01.009*收稿日期：2015-03-22;收到修改稿日期：2015-10-09.基金项目：中国地质调查局项目(12120113009900)资助.第一作者简介：卜祥航(1987-)，男，博士生，从事岩土体稳定性及工程环境效应方面的研究工作.Email:****************中图分类号：P642.23文献标识码：A本文利用3期0.5m的高分辨率航空影像对研究区的泥石流源区物源面积解译并统计(图4,表2)。影像分辨率极高，能够分辨出泥石流沟内的中小型滑坡和沟道堆方面的研究工作.Email:****************图4可知，2010年8月14日强降雨过程促使部分大型滑坡局部复活，如烧房沟下游右岸H01大滑坡。在原有面积的基础上明显扩大，具体过程为滑坡坡脚抗滑力降低，滑坡前缘不断向前扩展，后缘垮塌并明显下错，最后滑面贯通、坡体失稳，直接提供了大量的松散固体物质；同时大量的新崩塌体出现，以中小规模的沟岸滑塌为主，主要分布在泥石流流域两岸较为陡峭的地段，易受雨水侵蚀。2013年7月10日强降雨过后，研究区泥石流源区崩滑体面积反而减少，分析可知恢复部分主要是小面积的浅层滑坡，及部分震后滑坡堆积体的表层松散堆积物被地表径流强烈冲刷走而露出的植被面积。为更直观地表达崩滑体的演变特征，本文用崩滑体的演变速率W表达，即以某一时期的崩滑体体积除以时间和崩滑体面积。表2反映了〃8・14”暴雨泥石流后研究区泥石流源区崩滑体面积由震后的147x104m2激增到172.07x104m2,利用体积估算模型即式(1)，得出体积由震后的654.17x104m3激增到776.09x104m3，即新增崩滑体体积达18.7%,2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1°"7・10”暴雨后研究区泥石流源区崩滑体面积降低至152.24x104m2,同样利用式(1),得出崩滑体体积降低至676.65x104m3，崩滑体面积恢复了约11.52%,3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1，恢复后与震后崩滑体面积仅相差4.42x104m2。然而对比两次降雨的最大小时雨强，〃8・14〃为32.2mm,“7・10”为66mm，后者要比前者的高，反而面积相对较小，说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复(周伟等，2012)。然而这并不代表会一直持续下去，汶川大地震后的20a里，震区地质灾害的活动将以每4~5a—个周期的规律逐渐衰弱，每个周期的峰值强度会逐渐衰减至震前状态(黄润秋等，2008),即研究区将进入下一个活动周期。研究区选择在汶川映秀镇附近岷江左岸的5条泥石流沟。通过野外调查磨子沟、王一庙沟和肖家沟流域内167个崩滑体点，建立体积和面积的关系模型。相关系数达0.84，说明崩滑体体积与面积具有较好的相关性，证明回归效果显著。利用红椿沟和烧房沟内48个崩滑点进行验证，崩滑体体积实测值与预测值的残差分布，反映出预测结果在标准线的附近均衡地分布。泥石流源区崩滑体体积估算模型适应于本研究区或者与本研究区地质环境背景相似的地区。⑶根据“2008.5.18”、“2010.8.14”、“2013.7.15”3期0.5m的高分辨率航空影像的解译结果，利用体积估算模型计算出研究区不同时期的体积变化，“2010.8.14”崩滑体体积激增到776.09x104m3,“2013.7.15”降低至676.65x104m3,崩滑体面积恢复了约11.52%。⑷演变速率作为崩滑体的演变特征的指标，“2008.5.18”~“2010.8.14”2a内的崩滑体演变速率为W=2.29myr-1,“2010.8.14”~“2013.7.15”3a崩滑体演变速率为W=-2.61myr-1,说明2010年后研究区最小激发雨强得到恢复，并且将进入下一个活动周期。GuthrieRH,Evans.2004.AnalysisoflandslidefrequenciesandcharacteristicsinanaturalsystemcoastalBritishColumbia[J].EarthSurfaceProcessesandLandforms,29(11):1321-1339.GalliM,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2008.Comparisonoflandslideinventorymaps[J].Geomorphology,94:268-289.GuzzettiF,ArdizzoneF,CardinaliM,etal.2009.LandslidevolumesandlandslidemobilizationratesinUmbria,centralItaly[J].EarthandPlanetaryScienceLetters,279(3—4):222-229.HuangRQ,LiWL.2008.ResearchondevelopmentanddistributionrulesofgeohazardsinducedbyWenchuanEarthquakeon12thMay,2008[J].ChineseJournalofRockMechanicsandEngineering,27(12):2585-2592.HuangRQ,LiWL.2009.Analysisonthenumberanddensityoflandslidestriggeredbythe2008WenchuanEarthquake,China[J].JournalofGeologicalHazardsandEnvironmentPreservation,20(3):1-7.HuangRQ.2011.AftereffectofgeohazardsinducedbytheWenchuanEarthquake[J].JournalofEngineeringGeology,19(2):145-151.InnesJN.1985.Magnitude-frequencyrelationshipsofdebrisflowsinnorthwestEurope[J].GeographiskaAnnaler,67(1—2):23-32.ImaizumiF,SidleRC.2007.LinkageofsedimentsupplyandtransportprocessesinMiyagawaDamcatchment,Japan[J].JournalGeophysicalResearch,