流域源頭泥石流的流動形態論文

摘要：掌握流域源頭泥石流流動形態的資訊對實施措施至關重要。然而，由於監控困難而鮮有對荒廢溪流源頭泥石流進行觀測。爲監測其流動形態，在日本中部的大谷滑坡內的“一澤”流域上游建立了監控系統。透過實地監測獲取的視頻圖像分析，將其流動形態分爲兩種：一種以石礫爲主，另一種以泥水爲主。以石礫爲主的泥石流因有更大的流阻而不能用曼寧公式計算；後者的流速可用曼寧公式計算。在泥石流流動中，石礫在前，泥水在後。在典型的泥石流波動中，石礫流流經時，流深最大；在泥石流流經時，流速最大。某些波動僅包含一種流動形態。在流動中，石礫的顆粒大小不同。在“一澤”流域上游泥石流顆粒大小分佈不清晰。

關鍵詞：泥石流；荒廢溪流源頭；實地觀測；日本

泥石流的速度與破壞力大得驚人，世界各國科學家都致力於研究泥石流流動形態，然而，由於監控困難而鮮有對荒廢溪流的源頭泥石流進行觀測。從1998年日本學者以靜岡市北部的大谷崩“一澤”上游流域爲對象，利用攝像和超音波傳感器、水壓傳感器進行觀測。將泥石流的流動形態分爲兩種，一是以石礫爲主，二是以泥水爲主。觀測得到的數據只記錄了泥石流流出的一部分，從開始到結束的連續運動情況還未搞清[1，2]。2009年日本靜岡大學土屋智等人爲搞清泥石流發生區的泥石流流動形態[3]，研究出一種觀測方法：就是把放在河牀上的鋼索傳感器切斷信號作爲泥石流流出的觸發器。觸發器一旦工作，拍照就自動連拍泥石流的流動狀態。並針對2003年、2004年、2006年石礫型泥石流的觀測結果進行分析，對泥石流連續流動形態的推移、流速、石礫的運動情況進行考察，嘗試搞清大量石礫堆積在河牀上泥石流的流動形態。

1 調查地概況 大谷崩一澤流域（以下簡稱一澤），是日本三大崩塌地之一。水平面積約1。8km2，海拔約800m，崩塌土沙量約1。2億m3。地質屬於古第三紀層的四萬十層羣，由沙岩、頁岩等形成。在“一澤”的正下面爲南北方向的斷層，巖盤破碎顯著，呈現剝離狀態，整個流域坡面極爲不穩定。

“一澤”上游流域每年幾乎都發生泥石流事件。

此流域河道長650m，流域面積約0。22km2，流域內幾乎沒有樹木。平均坡度爲40°~50°。沙岩以及頁岩破碎的巖盤裸露，經每年的凍融剝離，泥沙被輸送到河牀；在發生以颱風爲中心的暴雨時，形成泥石流流到下游。河牀堆積物因季節而變化。初春時多堆積粒徑5cm以下的頁岩，伴隨泥石流的發生，細石流出；秋末粒徑20cm以上的石礫出現在河牀表面[4]。

2 觀測與解析方法 利用攝像機每隔5min（2001年起間隔時間爲3min）進行0。75s的間隔攝影。2003年爲了拍攝泥石流連續流動實況，將鋼索傳感器的切斷信號作爲觸發器，在徑流出口處設定攝像機P1。即離攝影機約100m範圍內的上游設兩處鋼索傳感器，伴隨泥石流流出，發出無線信號，在接收信號的同時，攝像工作開始。2004年、2005年爲了拍攝清晰，將攝像機設在離流動區近的P3、P2點。觀測地點P1、P2、P3的河牀比降分別爲28°、23°、26°。在攝像機設定區設定超音波水位計、水壓式水位計，分別間隔20s記錄河牀表面的高度和水位。在P1設定了大型雨量計，將每隔1min的雨量記錄在數據記錄器。

利用拍攝的圖像每隔1s判讀泥石流的表面位置（高度）、寬度以及表面流速。在判讀表面位置時參考超音波水位計、水壓式水位計記錄的表面高度和水深。在巖盤裸露、河牀變動小的地方作爲判讀泥石流表面的位置，河牀到泥石流表面的距離爲流體深。表面流速以橫斷方向的多個地點判讀流速，將其平均值。根據高橋研究結論[5]從錄像直讀的表面流速乘以0。6作爲泥石流平均流速，再依此求出流量。同時判讀泥石流表面石礫的粒徑、個數，分析泥石流中石礫的流出狀況。

3 結果與考察3。1 泥石流的流動形態攝像機記錄了2003—07—12、2004—08—30、2006—07—19發生3次的泥石流現狀。此3次泥石流都是因爲連續降雨量爲30mm，最大10min雨強爲5mm以上降雨產生的，滿足“一澤”上游流域泥石流發生的條件。

流經“一澤”上游流域的泥石流一種以石礫爲主，另一種以泥水爲主。以石礫爲主的泥石流其表面被石礫覆蓋，從錄像上看，幾乎不能確認是泥水。

一般情況下，以石礫爲主的泥石流出現在流體的前端，繼而是以泥水爲主的泥石流。它們之間的變化在幾秒內進行。WWw。qiQi8。cn

以石礫爲主的泥石流大體都是層流狀，上位層比下位層流速大，上位層的石礫滾落到波段前方，被泥石流侵吞。以後續出現泥水爲主的泥石流爲紊流，因含有高質量濃度的頁岩爲主體的細粒子，泥石流呈黑色。

從視頻上可知，3個事件的流體深、流速、流量間歇性地急劇增加，且都以流體深、流量、流速的順序迎來峯值。

2003—07—12發生的泥石流規模較小，流體深爲0。5~0。8m，流速爲3~4m/s，平均流量爲2~4m3/s，龍頭部以石礫爲主，總體上含有大量的泥水，流動性高。2004—08—30發生的泥石流龍頭也是以石礫爲主，總體上含有大量的泥水，流動性高。流體深爲1。5~2m，平均流速5~8m/s，流量30~75m3/s，其流量比前者大約20倍，是“一澤”發生規模較大的泥石流。2006—07—19發生的泥石流大部分是以石礫爲主，不能確認內部的泥水狀況。流體深爲1。5~2m，平均流速2~4m/s，流量10~15m3/s，平均流速幾乎等於2003年的事例，但流量約爲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體深和流速，建立迴歸方程，整理見下式：v=ahb（1）式中：v爲深度方向的平均流速；h爲流體深，m；a、b爲常數。2003—07—12、2004—08—30的泥石流以泥水爲主泥石流的流速接近近似曲線。

明渠的流速公式一般採用曼寧公式。

v=n—1R2/3I1/2（2）式中：n爲糙率係數；R爲徑深；I爲河牀比降。流體深h與徑深R幾乎相等時，滿足曼寧流速公式的泥石流a=n1/2/n，b=2/3成立。“一澤”上游流域2003年、2004年以泥水爲主泥石流的常數b值爲0。71和0。62。幾乎與曼寧公式的指數（2/3）相等。因此，可以說這兩次事件中以泥水爲主的泥石流與曼寧流速公式表示的泥石流相近。2006年觀測的以泥水爲主的泥石流根據公式（1）擬合曲線的相關係數低，常數b=0。187，與曼寧公式的指數大不相同。

由此可見，泥水爲主的泥石流與曼寧流速公式所示泥石流不同。

以石礫爲主泥石流的流體深與流速的關係在所有的事件中不明確。根據公式（1）擬合不是很好，2003、2004、2006年的相關分析相關係數分別爲0。23、0。055、0。007。常數b值爲0。104~0。443，比曼寧公式的指數小。以石礫爲主的泥石流跟以泥水爲主的相比，隨流體深增加流速的增加並不顯著。

用同等程度的流體深進行比較，以泥水爲主的泥石流比以石礫爲主的泥石流速度快。可見，以石礫爲主的泥石流內部阻力大。從錄像可以確認：後續的以泥水爲主的泥石流衝到先行的以石礫爲主泥石流的前面，即前者侵吞了後者。

3。3 石礫的流出狀況根據錄像判讀了2003年、2004年泥石流事件中粒徑分別爲15cm、30cm以上的所有石礫的粒徑、出現時間。將2006—07—19泥石流事件中石礫爲主泥石流爲對象，每隔1s讀取包含在流體深判讀地點流出方向2m範圍內，粒徑爲5cm以上的粒徑，求出每個粒徑的出現比例。

確認在2003年、2004年的事件中，以泥水爲主泥石流中有很多石礫。與以石礫爲主泥石流比較出現率明顯低。但是判讀30cm以下的粒徑很困難，所以無法瞭解實況。

石礫的粒徑在兩類泥石流間沒有大的差異。一般情況下，泥石流發生時，巨礫聚集在泥石流的龍頭，後方粒徑變小。但2006—07—19事件中，其流出時間爲10s以上的`3個波段，即10∶42∶50開始的龍頭部和末端部的粒度分佈與10∶01∶54和11∶02∶28開始的龍頭部和流量峯值時的粒度分佈大體一致，大粒徑石礫向龍頭部集中不顯著。

總體來說，隨流量增大，就有大的石礫流出。每次事件中，因曲線的分佈區域不同，即使同等程度的流量在每次事件中流出的石礫粒徑也有變化。

3。4 侵蝕與堆積在“一澤”上游流域隨泥

石流流出頻繁產生侵蝕堆積，造成河牀變動。確認泥沙堆積河牀是在以泥石流流出過程中進行的。

以石礫爲主泥石流隨流出流速減小，拍攝結果顯示，2003—07—12在泥石流流出時，河牀到泥石流表面全層處於停止移動狀態。泥石流發生區產生的堆積、停止現象在意大利也有報告[6]。以泥水爲主泥石流在流出過程中並沒有確認泥石流全部停止，2004—08—30在泥石流流出時，泥石流中部石礫堆積，河牀上升。

4 結 語 對泥石流發生區進行了連續拍攝，調查了其流形態的推移以及石礫的流出情況。流出“一澤”上流域的泥石流因含有很多石礫，分類爲石礫型泥流，但其中也有一定的泥水量在內，所以流出特徵生變化。以泥水爲主的泥石流是紊流，流體深和流的關係類似於曼寧公式，以石礫爲主的泥石流不能曼寧公式表示流體深和流速的關係，所以流體深和速的關係不明確。以石礫爲主的泥石流比以泥水主的泥石流流速慢，確認河牀到水面的全層有停止狀態，認爲是缺乏流動性的泥石流。流出“一澤”上流域的泥石流是以石礫爲主泥石流出現在流動的始，之後則是以泥水爲主的泥石流。

包含在泥石流中的石礫粒子粒徑越大越集於龍頭的前面。雖然以石礫爲主的泥石流其流慢，但比以泥水爲主的泥石流先流出，在泥石流形過程中，首先是以石礫爲主的泥石流流出，然後是泥水爲主泥石流。爲得到證實，必須觀測泥沙開移動情況，努力提高今後的觀測技術。

[參考文獻]

[1]ImaizumiF，TsuchiyaS，OhsakaO。BehavionrofdebrisflowlocatedinamountainoustorrentontheOhyalandslide[J]。Jpan，CanadianGeotechnicalJourna，l2005，42：919—931。

[2]今泉文壽，土屋智，逢阪興宏。大谷崩におけゐ土石流測[J]。砂防學會誌，2007，60（3）：54—57。

[3]土屋智，今泉文壽，逢阪興宏。荒廃渓流源頭部におけゐ土石流の流動形態と石礫の流下狀況[J]。砂防學誌，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]。京大學防災研究所年報，1977（20）：405—435[6]BertM，GenevoisR，SimoniA，eta。lFieldobservationsdebrisfloweventintheDolomites[J]。Geomorphology，1999，29：265—274。