（第一节）泥石流扇形地及其堆积特征
提起泥石流，可以说是家喻户晓，但真正亲眼目睹其发生过程的极为个别，故本章开始先介绍一个现场观察的例子。
一次云南东川蒋家沟黏性泥石流的现场观察（刘希林，1985）（作者略有改动）。
6时整，首先是一阵特大的连续型黏性泥石流，可见龙头—龙身—龙尾（深2m左右），约10min后，河床稍稍平静；第二阵泥石流龙身坡度向上游缓倾，龙尾已和沟底相贴，龙头高3.9m，流速达12m/s。在弯曲段狠命冲刷阻碍物，一冲一退，塌方不止。20min内山坡被掏蚀了一个3m深、7m高、8m宽的额状洞，直至基岩。阵流中一长2m、宽1m石块上浮，浪推一阵，滚动一阵，后被推向对岸停下，最后随流滚落而下。
龙头呈舌状向前凸出，后面的龙头可爬上前一个龙身，而龙头逐渐接近，终合二为一，更为壮观，两岸陡直。
8时40分，势头减缓，9时许，阵流结束，转为稀性连续流，流量和容重虽减少，但侵蚀能力却大大增强，原铺满泥浆的河床又渐渐现出原来轮廓，河床开始被切割，先是切出高一级平台出露，后低一级平台又被切出露。溯源侵蚀也很发育。1min沟头上溯2.5m。9时50分，泥平浪静，转为洪水。
这场泥石流共历时4h，阵流90多次。
岸上泥浆厚20cm至40cm不等，有着鲜明的铺盖痕迹，老的弯道冲直了，新的弯道又出现，支沟下切达4—5m……由于泥石流在短暂的堆积过程中使山麓地带的地貌发生巨大变化，时常造成破坏，对人类生活（如农田公路、居住区等）影响极为重大。因此，开展对泥石流扇形地的研究对生产力和交通布局有重要意义（杜榕桓，1981；Kangetal，2004）。目前，世界上许多国家已逐渐把山区灾害研究热点投向泥石流扇形地的研究上来（Popeetal，2003，2008；Barnardetal，2006；Cuietal，2005；姚德基等，1981）。现在一般研究方式有两种：一是室内模拟实验（唐川，1990，1993；唐川等，1991；刘希林，唐川等，1992），通过理论计算和模拟结果推导泥石流发生、流通和堆积过程，在这方面国内外做了大量的工作。据日本泥石流研究专家高桥保等介绍，日本在室内模拟动力过程方面已十分深入（Takahashi，1978；高桥保，1982）。而另一研究方式则是根据现已发生的泥石流扇形地各种特征反推其发生时的情形，即泥石流堆积过程的再建（Larsenetal，1978；Barhardetal，2006）。关于泥石流堆积，崔之久（1996）在《泥石流沉积与环境》一书中已有初步总结。也是本书相关内容的基础之一。此外，也有人发表应用数学方法对扇形地舌状体几何形态进行计算等（曾思伟等，1985）。
自1989年开始，作者等在总结前人研究的基础上对云南东川蒋家沟支流查箐沟泥石流扇形地进行了3年系统定点观测和采样，研究内容包括测图、微地貌观测、宏观和微观沉积特征观测等，旨在通过数据的全面分析，寻找包括泥石流发育与地貌、地质条件、泥石流运动过程以及泥石流各项特征值之间的关系，找出侵蚀、搬运和堆积过程之间的内在联系。同时借鉴国内外室内人工模拟的结果进行对比研究，这在理论和应用方面均很有意义。
泥石流扇形地是各种泥石流沉积亚相的主要载体（照片51）。
一个泥石流扇形体的形成需经过许多次的反复堆积。如一次泥石流堆积在所在地面上形成一个透镜体，许多个相邻相叠的透镜体则形成一个泥石流扇形体。本节剖析查箐沟扇形体中3个时期泥石流透镜体的具体情况（图51）。
查箐沟是云南东川蒋家沟的一条支沟，沟口与基岩走向斜交。每当泥石流暴发时，泥石流体呈直线状一泻而下，但并不沿山沟走向转折。这也是泥石流运动的特点，即沟床很难对流体产生完全的控制作用，故经常发生满槽、改道或溢流（也称“跳床”现象）。查箐沟泥石流扇的沉积背景则如上述情况，既有泥石流体遇下垫面坡度变缓时形成的堆积，也有沟道满槽后在两旁形成的漫流沉积。本节以1988年、1989年、1990年3a的观测所得，论述查箐沟扇形地的演化过程（王裕宜，1981，1990）。
一、1988年查箐沟泥石流扇形地特点
1988年9月初的扇形地是一条形态比较清晰的泥石流舌，走向由东向西，长约80m，宽12m，高1.10m（图52）。泥石流龙头及龙身两侧边缘向外摊开，形成环形堤状构造，成因是阵性泥石流后阵对前阵推挤使前阵流体边缘剪切而成。泥石流体的粗粒物质组成主要是沟内的灰黑色板岩和千枚岩，一般粒径3—5cm，最大的也不超过10cm，棱角尖锐。
由粒度纵向分布图可看出，边缘纵向粒级变化不大，中部纵向分布则表现出龙身粗粒含量高，龙头、龙身粗粒含量小。泥石流横向粒级分布的特点是粗粒含量（—2——1）中部大于边缘，—1——6的粒径含量则是边缘大于中部，细粒部分（6—11）含量中部与边缘相差不大。所有粒径分布特点均说明此时扇形地沉积过程中的动力分异作用较弱，无明显的龙头粗砾富集特征。这与查箐沟流通区短、物源组成单一以及泥石流流速较慢等特征符合。
总之，1988年泥石流扇形地呈舌状，形状比较规则，规模较小，平面沉积分异特征不甚明显。
二、1989年查箐沟泥石流扇形地特点
1989年8月查箐沟暴发暴雨泥石流，在沟口以下泥石流体全部覆盖了1988年泥石流舌形体。故规模比1988年大，并形成多条舌状的形态，堆积体表面微地貌特征非常丰富，泥石流“窗”、泥石流“石波”等独特微地貌即形成于这一次。其具体特征分述如下。
1.扇形地形态
泥石流暴发过程中大部分物质通过查箐沟流入蒋家沟，并形成扇形地。其形态参数。扇形地堆积区原始下垫面坡度平均为4°—4.5°。扇形地形状受原始扇面地形的影响，舌形体均指向下游，顺坡延伸，并受扇面冲沟洼地的控制。堆积体的厚度在主流线附近最大，向两侧减薄（图54）。等高线分布与原始地面接近一致且垂直主流线。
由1989年的泥石流扇形体实测纵剖面图可看出，已有明显龙头堆积。龙头前缘陡坡坡度为50°—57°，向上游弧形弯曲坡度逐渐变小。稳定的堆积体表面平均坡度为4°—5°，厚度为60—70cm。
为由不同粒级碎屑和扁平碎屑定向排列所反映出来的流线构造。以主流线为对称轴，两侧平行分布，流线密度在主流线附近最大，向两侧变疏。在舌端流线分布呈弧形，弧拱向前。扇形地表面堆积呈麻点状，尾部局部呈蜂窝状，舌形体边缘多处出现由于阵流推挤叠加产生的推挤脊和谷。
2.扇形地的特征值
1989年查箐沟扇形地各采样点的几何参数列于表53。泥石流的特征值系指泥石流流体的容重、流速、流量、粒度、黏度和冲击力，它们表征了泥石流暴发时的特征。
由于实验条件所限，仅对样品进行了粒度和容重的特征值分析。
（1）粒度特征。
根据粒度资料进行粒度分析，扇形地颗粒所组成中砾石的平均百分含量为69.5%，砂为11.90%，粉砂为9.57%，黏土为8.87%。沉积碎屑中砂以下粒径所占比重较大，黏土含量远远高于一般洪水组成。
黏土（＜0.005mm）含量由龙头向龙尾减少，即由9.84%的龙头向龙尾减少。粒度垂向分布特点是顶层和底层砂石含量高，砂在中层和底层的含量较高。砂粒级碎屑由龙头向龙尾增加，直径大于4mm的砾石含量由底层向顶层减少，即由22.51%的底层向顶层减少。
以上的粒度特征反映了泥石流的运动和堆积机理。关于粗粒含量的纵向和垂向分布特征及其力学机理已在前面论述。如龙头的粗砾富集是Bagnold（1954）弥散应力理论的反映，而垂向上顶、底粗粒含量多，表现出泥石流流体内确实存在底部推移质和顶部悬浮现象，黏土含量的增多加大了流体的屈服应力τB，提高了流体的挟砂能力，使泥石流的搬运能力增大。固体颗粒平均含量的增加会使泥石流的容重增加（王裕宜等，1990）。
（2）容重特征。
根据粒度参数求得泥石流流体容重。蒋家沟地区泥石流容重的求法已有多项研究成果（康志成，1985；王裕宜，1990；王玉章等，1991）。应用王玉章最新研究成果，求得1989年8月泥石流比表面（As）、沉积稳定浓度（Cvs）、天然浓度（Cv）、容重（Rc）和大于2mm累积含量（Px）。
计算结果，比表面值As变化在202.39—557.07，平均值为316.61；沉积稳定浓度Cvs变化在0.640—0.801g/cm3，平均为0.749g/cm3；天然浓度Cv变化在0.554—0.726g/cm3，平均为0.670g/cm3；容重Rc变化在1.942—2.234g/cm3，平均为2.140g/cm3；大于2mm累计含量Px变化在0.581—0.830，平均为0.739。
容重Rc在空间的变化为：龙头部位的横剖面HI容重总平均值为2.103g/cm3；中间部位HII总平均为2.153g/cm3；尾部HIII为2.163g/cm3；显示由龙头至龙尾，容重逐渐增加。横剖面HI中由底层（A层）向上到B层和C层，容重的平均值呈增加趋势，即2.076平均值呈增加趋势，横剖面HII和HIII底层A和顶层C的容重略大于中层B；总的显示底层A和顶层C的容重大于中层B。
三、1990年查箐沟泥石流扇形地特点
1990年查箐沟扇形地发育总的特征是范围比1989年更进一步扩大，泥石流流体淤满了原沟道，使沟床改道，直接贯穿1989年扇形地而流入蒋家沟。
随着扇形地规模的扩大，泥石流堆积厚度则变薄（变化在0.37—0.62m）。扇形地表面平均坡度大于1989年，且变幅也大于1989年。1989年扇形地各采样点沿流向坡度变化在4°—9°，而1990年同样各点沿流向的坡度变化在1°—14°。
四、1991年查箐沟泥石流扇形地特点
1.主沟变化
1990年虽在泥石流扇形地表面发育了支沟水道，但查箐沟主沟仍顺北部泥得坪基岩山脚延伸，呈北西向延伸与蒋家沟交汇。1991年6月后暴发的泥石流淤满了上年的主沟，致使查箐沟泥石流流通区以下的沟床已完全改道，沿南西向呈直角与蒋家沟交汇。
1990年的主沟深3m，宽5—7m；1991年形成于扇形地表面的主沟深1—2m，宽2—4m，沟床被清水冲刷，出现冲刷层。
2.扇形地变化
1990年在老堆积扇上发育一个形态完整的舌形堆积体，长250m，宽50—15m；1991年的泥石流堆积体基本上覆盖了1990年的堆积体，但形态不完整，呈厚为0.1—0.5m的多个舌形体平铺在老堆积体上。这是主沟被淤满后泥石流在扇面上直接冲泻而下堆积成的。扇形地面积亦比去年大得多，其扇顶已直到蒋家沟主沟沟岸。
五、查箐沟泥石流扇形地演化过程
通过1988—1991年观测表明，查箐沟泥石流扇形地的演化过程非常剧烈。首先是沟道的变迁和面积的扩大，这一点从3a测图的结果可清楚看到；其次是形态的变化，扇形体由1988年单纯的舌形体发展到1989年、1990年的双舌形体、多舌形体以致1991年的无规则舌形；另外是扇形表面坡度的变化，3a观测资料表明扇形地表面纵坡有一明显的由陡到缓的演变过程，扇形地堆积的厚度也越来越薄；最后是扇形地表面微地貌特征及内部沉积结构构造均有很大变化。
作者有幸于1991年8月12日凌晨目睹了查箐沟泥石流的暴发和堆积过程（照片53）。泥石流流体自查箐沟冲出后，很快满槽；原来的沟道消失了，进入开阔堆积场所的泥石流一面横向扩散，一面减速，逐渐停止移动。流体首先取道正对沟口的堆积扇轴部发生堆积，形成微起伏的条带状或舌状体，后续阵流则又取道原始下垫面纵坡较缓的堆积体轴部两翼漫流堆积，两翼淤高后，主流又回到轴部堆积，如此循环往复。泥石流流体堆积区域完成全凭惯性和下垫面陡缓决定，所以扇形地表面纵坡越来越缓，而且其面积越来越大。
泥石流沟道的变迁充分表现了泥石流流体的快速搬运和快速堆积的特点。1989—1991年短短的3a间，泥石流沟道由北向南迁移。其原因首先是北部基岩山前堆积坡度较大，“水往低处流”，故沟道向坡度较小的南部扇形地堆积区迁移。另外一个重要原因是泥石流流动速度快，流体黏性高，具大冲大淤特点。当泥石流溢满沟槽后，高能的泥石流体慌不择路，故新的沟床的形成表现出较大的随机性，沟床频繁的迁移是高频泥石流区的显著特征，如蒋家沟流域主沟从1967年至今已有三次大的迁移过程。
查箐沟扇形地形态的变化亦与沟道变迁有密切关系。当沟道顺基岩山脚时，扇形地堆积主要是泥石流翻过沟槽直泻而下堆积而成，故形态比较单一。而当沟道南移之后，其沟形在堆积区与流通区成一直线（原来的沟道在堆积区与流通区有一角度），这样泥石流流体基本上沿顺直沟道直接流入蒋家沟主沟。只有当阵流流量较大时，流体才溢过沟槽在沟槽两旁形成一些小型的舌状体。这些舌形体形成机理其实是漫流堆积，其内部动力过程与真正的泥石流体已完全不同，故反映出来的微地貌形态和沉积特征也与直泻而下堆积而成的泥石流堆积大相径庭。如龙头堆积不再显著，多处出现局部环状构造，沉积物粒度特征也无明显的龙头、龙身和龙尾的分异。当然，其沉积厚度也越来越薄。此类堆积过程和性质的变化，对于理解气下、水下泥石流微相的形成与演变是有启发的。
六、泥石流扇形地发育模式
综上所述，可见查箐沟泥石流扇形地已完成了一个阶段性的发育过程。扇形地的沉积从1988年起，基本至1991年止。根据其发育特点，大致可将这一阶段相对划分为活跃段和终止段两个时期。
1.活跃阶段
表现为强度较大的泥石流暴发，泥石流流体冲出沟槽，表面已有植被的多年未活动的原始地面突遭泥石流物质覆盖，形成形状较为单一的舌形体。表现为扇形地表面变化大，上面无植被生长，边界形态不固定。
2.终止阶段
表现为随着泥石流沟的改道及扇形地面积的不断扩大，扇形地表面基本稳定，并有少量泥石流物质溢出沟道，形成漫流沉积，扇形地表面重新开始生长植被。
