雅鲁藏布江大拐弯典型泥石流全新世以来发育历史及活动特征

龚凌枫张运达铁永波高延超刘 文李青春张 斌杨 洪李光辉卢佳燕鲁 拓

1.中国地质调查局成都地质调查中心,四川 成都 610081;

2.自然资源部地质灾害风险防控工程技术创新中心,四川 成都 611734;3.自然资源部成都地质灾害野外科学观测研究站,四川 成都 610000;

4.中国电建集团成都勘测设计研究院有限公司,四川 成都 610072;

5.稀有稀土战略资源评价与利用四川省重点实验室,四川省地质调查院,四川 成都 610081;

6.中国地质大学 (武汉) 地球物理与空间信息学院, 湖北 武汉 430074;

7.中国地质大学(北京),北京 100083

雅鲁藏布江大拐弯附近为雅鲁藏布江流域中游与下游的分界点,历来是地球科学研究的重点区域,其中晚更新世以来的年代学研究为热点之一。雅鲁藏布江中下游地理、气候、植被时空差异明显,且兼有地表隆升(程尊兰等,2009)、河流下切(张沛全等,2009)、气候冷暖交替变化(刘湘伟,2015;杨浩等,2019)及泥石流堵江事件(李翠平等,2015)等复杂过程。随着雅鲁藏布江下游重大工程的推进,流域内关键区段的泥石流活动特性逐步受到重视,尤其是对第四纪全新世以来泥石流活动规律的研究,既是经济建设的需要,又是研究区内泥石流活动历史及活动性预测的基础。然而当前探索泥石流活动历史多限于对新发生泥石流的地表痕迹调查,难以揭示年代更加久远的泥石流发育历史及活动特征。

第四纪作为目前最短最新的地质历史时期,对其重大地质历史事件的研究多通过沉积剖面观察、取样及测年等方法(Hoyos et al., 2015;赵无忌,2015;Li et al., 2021),其中测年方法多集中于14C(Wang et al., 2021)、光释光(OSL)(赵秋月等,2013;黄春长等,2019)、孢粉分析(陈剑和崔之久,2014)、树木年代学(Malik et al., 2013; 铁永波等,2014)、地衣测年法(Šilhán and Tichavský,2016;Bernhardt et al., 2017)及10Be定年(张沛全等,2008)等。李永化等(2002)即采用14C、光释光等方法对40多个泥石流沉积剖面进行分析认为中国第四纪泥石流沉积主要集中在7个阶段,其中全新世泥石流主要发育于8～5 ka B.P.和0.2 ka B.P.。

通过采用上述方法,雅鲁藏布江流域构造运动、气候变迁及泥石流堵江事件等历史得以揭示。然而,现有的成果主要阐述了因河流下切及构造抬升出露地表的沉积物特征,全新世泥石流因其堆积年代较近较少被揭露,尚未对全新世以来的泥石流活动历史进行完整评价。

文章以雅鲁藏布江中下游工程区典型泥石流流域为研究对象,通过遥感地质解译、地表地质调查、工程地质钻探等方法阐明该区域全新世以来泥石流活动特征,探索评价全新世以来重点泥石流危险性的方法。

研究区位于西藏自治区林芝市米林县派镇境内,属高原温带半湿润季风气候区,气候较干燥,降水集中,雨热同季,蒸发量大;地表水系发育,支沟众多,水量丰沛,流域内植被覆盖度较高,泥沙含量较小;地形特征为宽谷地貌,河谷两侧不对称分布多级阶地,谷底与山前结合部位分布冲洪积扇地形。流域地形地貌见图1,尼洋河口至派镇发育有多个河口堆积扇,较明显的有10处,其中距离雅鲁藏布江下游河道地形骤变最近的为吞白沟(N01)及蹦嘎沟(N02)。文章选取侵蚀最为活跃的大拐弯附近的蹦嘎沟流域进行研究。

图1 研究区流域及扇形堆积特征Fig.1 Characteristics of the research watershed and fan-delta accumulations

蹦嘎沟流域附近出露地层有第四系更新统冲积层(Qal)、第四系更新统冰川堆积层(Qgl)、第四系更新统湖积层(Ql),古元古界—中元古界南迦巴瓦岩群c岩组(Pt1-2Njc)、古元古界—中元古界南迦巴瓦岩群b岩组(Pt1-2Njb)、古元古界—中元古界南迦巴瓦岩群a岩组(Pt1-2Nja)(图2a)。流域面积为27 km2,主沟长度约6 km,沟道纵坡比降约325‰,最高海拔约4861 m,最低点海拔约2911 m。基于蹦嘎沟流域DEM生成了流域的坡度图(图2b)。坡度图显示,蹦嘎沟流域坡度介于6°～84°,平均坡度27.2°,低坡度主要集中在下游左侧冰碛台地、沟槽及沟道上游冰碛台地区域,而高坡度主要集中分布在右岸岸坡、分水岭地带及右侧支沟深切沟道岸坡。

图2 蹦嘎沟流域特征Fig.2 Characteristics of the Bengga watershed

综上所述,蹦嘎沟流域面积适中、沟道纵比降大、山坡坡度大,具有发生泥石流的条件。

2.1 全新世以来泥石流发育历史调查取样

泥石流暴发伴随强烈的侵蚀、搬运和堆积作用,其发生过程除了将大量固体物质搬运出流域并在沟口堆积外,还会破坏沟道两岸树木等。而泥石流事件后,流域内生态地质环境逐渐恢复,植被逐渐恢复。因此,根据流域内不同区域植被发育程度、堆积体物质特征等差异可窥测过去泥石流发育状况。

研究区泥石流沉积历史调查采用了工程地质钻孔和沉积物漂木测年相结合的方法。为了查明蹦嘎沟-吞白沟附近区域的泥石流堆积特征,分别在蹦噶沟及吞白沟堆积扇附近区域设置钻孔(图3)。蹦嘎沟沟口附近钻孔编号为ZK132—ZK135及ZKK01,其中ZK132—ZK135钻孔深度为100 m,

图3 钻孔位置分布图Fig.3 Location map of the boreholes

未揭露基岩;ZKK01钻孔深度为535 m,并于513 m处揭露基岩。吞白沟沟口附近钻孔编号为ZK139—ZK142,钻孔深度均为100 m且未揭露基岩。

通过详细编录,蹦嘎沟ZK135钻孔中获取三处碳样,埋深由地表至钻孔底部分别为12.6 m、13.0 m及38.5 m;吞白沟ZK139钻孔中获取两处碳样,埋深由地表到钻孔底部分别为61.0 m和61.8 m(表1)。每处样品取10 g送样至BETA 试验室(Beta Analytic Radiocarbon Dating Laboratory),采用美国AMS加速器质谱仪进行全新世晚期以来沉积碳样14C测年。测年年龄分别用常规放射性碳年龄及校正之后的公历年(cal.B.C.)表示,校准数据库采用IntCal13。现代泥石流发育历史则采用年轮年代学及调查访问法等(图4),其中年轮调查主要采用泥石流漂砾大量堆积区树木根茎的倾斜树干进行测量(图4b;铁永波等,2014)。

图4 现代泥石流调查Fig.4 Debris flow investigation

表1 测年取样样品及其位置统计表Table 1 Statistical table of the samples for dating and their locations

2.2 泥石流物源评价

泥石流作为山区主要快速地表过程之一,其暴发需要充足固体物质的参与。为分析泥石流物源供给特征,文章采用滑坡深度-滑坡体积的计算模型对滑坡活动的物质方量进行评估(公式1;Tang et al., 2011; Marc et al., 2015;Jaboyedoff et al., 2020; Leong and Cheng,2022)

其中:V为泥石流物源体积,m3;A为泥石流崩滑物源面积,m2;为泥石流流域崩滑物源厚度,m。

物源面积确定主要采用光学遥感解译及现场调查。根据遥感解译需要,文章选择了高分二号光学遥感卫星数据作为此次调查工作的主要遥感信息源,同时采用高分七号、Worldview-2等多时相多源光学遥感卫星数据完成泥石流沟物源多时相遥感解译。所采用的遥感图像均经过正射校正、数据融合、几何校正、色调匹配、图像镶嵌和各种增强处理等,且所采用的高分二号光学遥感卫星数据云雪覆盖率≤5%,影像清晰、反差适中、色调(色彩)层次丰富,可满足此次地质灾害研究需要。

崩滑物源发育受汇流区域面积、基岩坡度、植被覆盖度、土体结构特征及地震影响程度等因素控制,为了量化泥石流流域物源发育程度,文章在充分考虑崩滑堆积体几何参数背景下采用公式2对崩滑物源厚度进行量化:

其中:为泥石流流域崩滑物源厚度,m;A为泥石流崩滑物源面积,104m2;φ为崩塌滑坡体平均坡度,(°);h为崩塌滑坡体高度,m。

现代泥石流活动频率评价需长期的观测数据、目击者、文献记录或较好的地表证据,蹦嘎沟所处大拐弯区域难以获取访查、文献等数据,也缺乏长期的地质灾害观测数据,因而需通过遥感解译及现有的沟道调查获取泥石流残留的堆积物质、泥痕等活动证据。

3.1 钻孔及样品测试结果

通过蹦嘎沟-吞白沟堆积区附近5处钻孔揭露的分层特征对比分析,选取蹦嘎沟钻孔中揭露的多种沉积成因固体物质,根据孔内固体物质颗粒组成,将其沉积物成因类型总结为坡积物、冲洪积物、泥石流堆积物、滨湖浅水相(河流相)沉积物、湖泊深水相沉积物、冰水堆积物及冰碛物,物质组成主要有①粉砂、②细砂、③粗砂、④黏土、⑤粉质黏土、⑥卵砾石及⑦砾石(图5)。

图5 ZK135剖面及不同沉积成因物质成分特征照片Fig.5 Characteristics of the material compositions of different sedimentary facies in the ZK135 profile

通过钻孔中漂木样品获取测年结果(表2),采用放射性碳年龄+/-1δ表示经过AMSδ13C同位素分馏作用校正的值。测年概率的百分比为年龄出现在该范围相对于另一个范围的可能性,百分比越高,范围越接近真实年龄范围。

表2 漂木样品测年结果Table 2 Dating results of the driftwood samples

3.2 泥石流发育历史特征

蹦嘎沟的ZK135-1、ZK135-4、ZK135-3分别为取自滨湖浅水相(河流相)沉积形成的浅灰色粉细砂中的碳样(13.0 m处及12.6 m处)和泥石流弱胶结碎石土中的碳样(38.5 m处)。通过测年结果可知该孔位处40～100年左右的湖相沉积深度约0.4 m,年平均沉积速率4～10 mm。埋深38.5 m处的单期泥石流发生时间为6696～6568 cal.B.C.。

综合蹦嘎沟钻孔编录(图5)和测年结果推测,在距今8500年左右,蹦嘎沟曾为泥石流活跃期,单次或累积堆积深度约10.9 m。在此次泥石流沉积的38.5 m之上共有三期堆积形成的碎石土,详情如下:

Ⅰ期沉积物埋深28.3～32.0 m,为松散碎石土,碎石含量70%,粒径2～40 cm,呈次棱状—次圆状;Ⅱ期沉积物埋深13.6～16.9 m,松散堆积,碎石土含量18%,粒径2～10 cm,呈次棱状—次圆状,其中13.6～15.2 m为灰白色细砂,15.2～16.9 m为青灰色粉质黏土;Ⅲ期埋深6.7～11.5 m,为松散碎石土,碎石含量24%,粒径1～36 cm,呈次棱状—次圆状,其中10～10.4 m处及11.2～11.4 m处含青灰色泥块。

根据磨圆度、泥质含量推测Ⅰ期沉积物和Ⅱ期沉积物的成因为泥石流堆积,Ⅲ期沉积物的成因为洪积物。其中Ⅰ期沉积物所揭露的泥石流年代较远,Ⅱ期沉积物揭露的泥石流年代稍近。Ⅱ期沉积物中未发现可供测年的碳样,根据沉积速率推测Ⅱ期沉积物中揭露的泥石流发生时间远大于200年,因而蹦嘎沟流域现代大型泥石流不发育。

蹦嘎沟泥石流上游有少量现代冰川发育,虽然冰川的面积和活跃程度相对较弱,但泥石流流域上游的冰碛土为泥石流的发生提供了充足的物源。现场工程地质调查显示,堆积扇区域现沟道分布有砂卵石、少部分砾石,磨圆较好,未见大型泥石流堆积物,成因为常规降雨条件下的洪水堆积及小规模稀性泥石流堆积(图6)。

图6 蹦嘎沟新近泥石流特征Fig.6 Photos showing the features of recent debris flows in the Bengga gully

此次调查共发现7处泥石流活动痕迹(图7),由上游至下游分别命名为1#—7#泥石流。

图7 蹦嘎沟现代泥石流遗迹Fig.7 Remains of the modern debris flows in the Bengga gully

1#泥石流位于右侧沟道与主沟交汇处上游约100 m处,其物质来源为上游泥石流堆积的漂石,部分为村道弃渣。经流水冲刷,目前残留漂石占固体物源的70%,且该处沟道纵坡降较大,易在较强的水动力条件下进一步形成黏性泥石流。2#—6#泥石流分别位于主沟流通区,残留固体物质主要为卵砾石及漂石,沿河展布,颗粒物质呈次棱状—次圆状,卵砾石粒径3～20 cm,漂石最大粒径1.4 m×1.0 m×0.3 m,长轴方向与沟道水流方向大角度相交表明泥石流搬运过程中固体物质主要以滚动为主,且搬运距离较近。7#泥石流位于沟口桥梁上游100 m处,主要为洪水冲刷岸坡导致局部垮塌形成的小型泥石流,沟道最大侵蚀深度约1.8 m,侵蚀方量约1000 m3,根据调查访问此次小规模泥石流发生时间为2020年。

调查尚未发现蹦嘎沟大型泥石流发育,数十年来以小规模的泥石流为主。2007年以来的遥感解译表明,上游新增崩滑物源、不断累积的沟道物源及人类工程活动新增物源导致流域内物源量增加,有发生较大规模泥石流的可能性。

3.3 物源时空分布特征

崩滑物源的形成时间分析及崩滑物源形成位置的遥感影像解译表明,2007年以来沟道侵蚀有逐步向高海拔区域发展的趋势,2018年影像显示新增的沟道物源主要源自流通区沟道的扩展,其固体物质主要累积于两沟交汇形成的主沟内(图8),与野外考察现状一致。沟道上部2014年新增崩滑物源及2018年新增沟道物源表明蹦嘎沟流域目前处于发展期(表3),未来一段时期内蹦嘎沟流域泥石流将较为活跃。

表3 蹦嘎沟泥石流物源分布及时间变化特征Table 3 Source distribution and temporal variation characteristics of the sources in the Bengga gully

图8 蹦嘎沟流域内崩滑物源及沟道堆积分布特征Fig.8 Distribution characteristics of landslide sources and channel accumulations in the Bengga watershed

蹦嘎沟沟道物源主要来源于前期小规模泥石流堆积,沟道堆积物在流域内的主支沟均有分布,堆积厚度差异较大,侵蚀剖面调查表明流通区下游段泥石流侵蚀厚度为1.0～2.0 m。常遇降雨条件下泥石流沟道物源较难搬运至堆积区,中游沟道断续出现小规模淤积,现阶段不足以形成大规模泥石流。但不断累积的卵砾石、漂木为大规模泥石流形成蓄积了物源,有发生较大规模泥石流的物源条件。

4.1 讨论

4.1.1 沉积特征

蹦嘎沟堆积扇调查表明,堆积扇整体坡度约6°,区域内物质组成主要有冰水堆积物、冰碛物、滨湖浅水相沉积物、湖泊深水相沉积物、冲洪积物、泥石流堆积物、坡积物及风积物(图9)。堆积扇山体上ZK132、ZK133及ZK134钻孔岩心对比显示,扇体上钻孔暂未揭露相互联系的层位。现有证据表明现今扇体并非一次性产出,推测为多次泥石流堆积体摆动、堰塞成因的湖相沉积及河流相沉积交替产出。

图9 蹦嘎沟第四纪堆积区域平面物质分区Fig.9 Planar source zoning in the Quaternary accumulation area in the Bengga gully

现代堆积扇东北侧为坡积物分布,主要物质来源为上部坡体的冰水堆积物、冰碛物及物理风化后的产物(a点)。该坡积物堆积坡度较陡、颗粒粒径大、渗透性好、厚度小,稳定性较好。在堆积扇扇顶(东侧)主要分布有冰碛体残留物质(b点),该位置是堆积扇区海拔最高的区域,整体稳定性较好(下覆土体推测为冰碛物及冰水堆积物),泥石流冲刷对其影响较小。堆积扇南侧发育有面积较大的风积物,整体厚度较小,主要物质来源为上游河床两侧的砂粒及粉粒,在风力作用下发生迁移并在该区域沉积(c点)。湖相沉积物大面积分布于堆积扇区域,主要为滨湖浅水相灰黄色中细砂,湖泊深水相粉细砂。

根据堆积扇地形及地表现存固体物质推断,在堆积扇北侧曾存在一条河道,位于现今泥石流沟道北侧。目前在河道处可见残留的U型槽(d点),河道下游已被湖相沉积物覆盖。现今泥石流沟道位于堆积扇中部,形态较稳定,沟道平均深度约3 m。沟道中堆积大量砾石和卵石(e点、f点),沟道两岸残留为更新世以来浅水相沉积物(g点、h点),主要来源为洪水搬运,其次为稀性泥石流搬运。

蹦嘎沟沟口堆积扇保存较完整,扇面最大宽度约880 m,最大纵长约575 m,总体面积约0.4 km2。堆积扇表层物质成因较复杂,主要成因有冰碛、冰水堆积、河湖相沉积、泥石流堆积、冲洪积及风积等。现今表层土体主要为含黏粒砂土、细沙及冲洪积成因的卵砾石。根据现场调查沉积历史表明蹦嘎沟泥石流沟口大型堆积扇局部形成于末次冰盛期,形成年代早于9 ka B.P.。新近泥石流的堆积范围均未超过老泥石流堆积扇,由此可见,察隅-墨脱8.6级地震虽在临近区产生了大量崩滑体,但并未使研究区内的蹦嘎沟产生大规模的泥石流。

4.1.2 全新世以来堵江事件

学者们通过实地调查已发现十余处堰塞湖呈串珠状分布于雅鲁藏布江,收集研究区附近的样本进行光释光测年、14C测年,从时间和空间上描述该区域堵江事件、演化历史等。祝嵩(2012)、李翠平等(2015)、王萍等(2021)等学者均对该区段的湖相沉积物进行取样测年,分别获得了大渡卡、麦朗村、格噶等地沉积剖面中的光释光测年数据,均认为晚更新世以来末次冰期早冰阶和新冰期存在两期堰塞湖事件,其中李翠平等(2015)记录的沉积年龄分别为20～30 ka、7～9 ka,祝嵩等(2013)记录的沉积年龄分别为50.9±2.1 ka B.P.和1.8±0.1 ka B.P.。上述成果均完善了雅鲁藏布江流域的沉积相及沉积年代学研究。此次研究中多期次出现的饼状青灰色黏土表明,在8500 a以前至少发育两期湖相沉积层,且ZK135漂木取样测年及ZK134湖相沉积层位结果共同表明2926～2932 m残留湖相沉积发育年代晚于钻孔漂木测年数据,推测为新冰期堰塞湖堵江事件在蹦嘎沟堆积扇上的残留体(图10),是蹦嘎沟泥石流堆积扇部位以下切为主的有力证据。

图10 蹦嘎沟扇体表层残留湖相沉积体Fig.10 Residual lacustrine sediments on the surface of the Bengga fan-delta

上述结论与李翠平等(2015)、祝嵩等(2013)等学者的测年数据有较好的相互印证关系,即晚更新世末次冰盛期、新冰期分别在雅鲁藏布江大拐弯处形成了至少两期较大的堰塞体,ZK135钻孔数据较好地保留了相关证据(图11)。同时,测年数据也是刘宇平等(2006)、祝嵩等(2013)等学者结论的细化,Montgomery et al.(2004)的测年数据及位置关系需进一步探讨。

图11 研究区末次冰盛期以来测年数据时空对应关系Fig.11 Space-time correspondence of dating data since the last glacial period in the study area

4.1.3 新近泥石流发育影响因素

研究区历史上发生的大规模泥石流,主要分为两种类型:一为冰川跃动形成的冰川泥石流,如则隆弄冰川泥石流;二为大地震诱发的泥石流灾害,如察隅-墨脱8.6级地震诱发的大规模山崩、雪崩,进而演变为泥石流。

研究显示蹦嘎沟附近的则隆弄冰川于1950年、1968年及1983年分别发生过三次大规模的冰川泥石流活动,直接阻塞了雅鲁藏布江主流(张沛全等,2008)。察隅-墨脱8.6级地震在震区造成了大量山崩、雪崩现象,多处巨型崩滑体顺沟而下直接堵塞雅鲁藏布江,中断交通达一年之久,同时也直接诱发了1950年则隆弄冰川泥石流(韩立明,2018)。因此,研究区内大规模泥石流活动与冰川跃动和地震密切相关,蹦嘎沟不具备冰川跃动条件。

4.2 结论

基于现场调查、遥感解译、室内实验等方法综合确定了典型流域蹦嘎沟泥石流发育历史及现状,论述并预测了泥石流活动特征,具体结论如下:

(1)结合地形条件、物源条件及水源条件综合判定蹦嘎沟流域有发生暴雨型泥石流的条件。主沟数十年内未暴发大规模泥石流,但支沟泥石流活动较频繁。沟道内的固体物质主要来源为黏性泥石流堆积,而沟口沉积物主要来源于高含沙水流。近年发生的泥石流多堆积在主支沟交汇处、沟道宽缓段或堆积扇顶部,表明泥石流活动总体处于衰退阶段。邻区无强震、无超概率极端天气等条件下,蹦嘎沟以低频中型规模黏性泥石流为主。

(2)遥感解译、现场调查及室内测试结果表明,泥石流暴发的物源、水源条件与全新世相比发生明显改变。现代冰川消融、退缩,积雪主要为季节性冰雪覆盖,泥石流水源补给主要为降雨补给。1950年察隅-墨脱8.6级地震后,沟道内未见大规模崩滑堆积体等松散物源,近年无大规模泥石流暴发历史,震后物源增加较少。堆积扇ZK135号钻孔内碳样测年结果表明更新世以来古堆积扇区域湖相沉积或河流相沉积速率为4～10 mm,末次冰盛期以来发育三期泥石流事件。

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