基于動力過程的冰湖潰決洪水侵蝕演化特征研究

任思宇， 姜 亮， 翟勝強， 葉曉華， 郭 江

（1. 四川省地質環(huán)境調查研究中心，四川 成都 610036； 2. 四川省地質災害防治工程技術研究中心，四川 成都 610036）

0 引言

受全球氣候變暖的影響，喜馬拉雅山地區(qū)冰川急劇退縮，冰川消融與后退不僅會影響冰川徑流變化［1］，而且會導致由冰磧物攔擋的冰川湖的形成［2］，由此引發(fā)的冰湖潰決災害也隨之增加［3］。冰湖潰決洪水具有突發(fā)性強、規(guī)模大、破壞力強和危害范圍廣等特點［4］。潰決洪水在演進的過程中，由于海拔落差大，潰決洪水對溝床沉積物進行沖刷侵蝕，進而形成泥石流。在泥石流形成、運動和堆積的過程中又會激發(fā)其他次生災害，從而形成災害鏈，因此致災能力非常強［5］。波曲河流域內“極高”危險的冰湖有10 個，“高”危險的有22 個［6］，其下游為聶拉木縣及連接中國和尼泊爾的重要通道，該區(qū)域受冰湖影響危險性很高，波曲河流域中下游左側的一級支流章藏布于1964 年、1981 年和1983 年先后三次暴發(fā)大規(guī)模冰湖潰決災害［7］。其中1981 年的次仁瑪錯冰湖潰決最為嚴重［8］，并引發(fā)泥石流、滑坡等次生災害。潰決洪水沖毀下游50 km 范圍內的中尼公路和交通設施，誘發(fā)了多處古滑坡復活，并沖毀曲鄉(xiāng)附近的建筑及尼泊爾境內的遜科西水電站，導致尼泊爾200 人死亡［9］。近年來流域氣候由干冷向濕熱轉化，章藏布冰川融水不斷補給次仁瑪錯冰湖，導致冰湖面積不斷擴張，除此之外章藏布冰川存在多組裂隙，融水匯入裂隙，增加了冰崩冰滑坡的風險，因此對冰湖潰決洪水防災減災志在必行。

因此，要定量評估冰湖潰決洪水的危險性，就需要對其演化過程及動力特征進行量化分析，從而制定合理有效的防災減災措施［10］。近年來，有關冰湖潰決的研究正逐步從以分析冰湖潰決災害案例中的泥石流成因［11］、冰湖潰決模式［12］、機理分析［13］等為主的定量分析階段向以物理實驗［14］、數(shù)值模擬［8］為主的冰湖潰決洪水災害定量預測階段發(fā)展。

目前國內外學者對冰湖潰決洪水的模擬演進進行了大量的研究，如楊瑞敏等［15］利用BREACH 模型和SMPDBK 模型估算和模擬來古冰湖潰決洪水并對其進行災害預警分析，BREACH 模型可以模擬潰決時壩體潰口特征及潰口處洪峰流量，SMPDBK 模型可以模擬潰決洪水的洪峰演進及洪水深度，但不能反映洪水演進過程中洪水水淹范圍、洪水速度，及洪水對溝床侵蝕等特征，在潰決洪水災害評估中受到了極大限制；舒有鋒［16］運用FLDWAV模型模擬了桑旺錯潰決洪水，模型可以考慮多種潰決洪水的啟動方式和壩體潰決破壞過程，但模型不能揭示潰決洪水在演進過程中流深的變化及洪水溝床的侵蝕特征；Sattar 等［17］利用HEC-RAS 一維和二維模型對南洛納克湖進行潰決模擬，模型可以考慮不同潰壩模式，可以采用一維模型模擬潰口處流量隨時間的變化趨勢，并將一維模型計算的結果導入二維模型，模擬潰決洪水的演進過程，模型能反映潰決洪水演進過程流深和流速變化，能較好地對冰湖潰決洪水災害進行定量分析，但模型難以反映潰決洪水侵蝕演化動力過程。歐陽朝軍采用連續(xù)介質開發(fā)的Massflow 數(shù)值平臺可以根據(jù)用戶需求對本構模型進行二次開發(fā)，用戶可根據(jù)自身需求獲得相應模擬參數(shù)，在滑坡、泥石流、洪水領域得到了廣泛應用。

本文基于地表過程數(shù)值仿真軟件Massflow，根據(jù)實地調查和冰磧土力學參數(shù)對潰決洪水模型進行二次開發(fā)，考慮了冰湖潰決洪水在演進的過程中對溝床及溝岸松散沉積物及坡積物的侵蝕。模型將泥沙輸移模型與水動力模型進行耦合，使模型更符合冰湖潰決洪水動力演化特征研究。通過建立冰湖潰決洪水動力模型，模擬反演次仁瑪錯冰湖潰決洪水的演進過程，著重分析潰決洪水在下游基礎設施處的洪峰流量、流速、流深、侵蝕、沉積及潰決洪水的傳播等特征，將模擬結果與實地調查結果進行對比分析，驗證了模型的可行性與適用性。對冰湖潰決洪水危險性進行定量評估，為冰湖潰決洪水防災減災提供了理論依據(jù)。

1 研究區(qū)域概況

1.1 地質背景

次仁瑪錯冰湖（86° 03′35″～86° 4′23″ E，28°03′28″～28°4′10″ N）位于波曲河流域章藏布支溝（85°44′06″～85°59′12″ E，28°06′30″～28°19′18″ N）內。冰湖從西向東延伸，位于支溝的一個小冰川侵蝕的支流溝中，北部僅3.97 km2。在這個小支流中，由于冰川周期性退縮和發(fā)展形成了次仁瑪錯冰湖。冰湖距離中尼友誼橋約24 km，溝道平均縱比降為77.3‰。支溝干流長8.5 km，海拔從6 109 m 到3 168 m，溝道平均縱比降為176.0‰，匯水面積約50.5 km2。支溝內巖性主要為云母石英片巖，黑云母花崗巖片麻巖和第四紀沖積土。支溝內有六條主要支流，河床下切深度4～10 m。在雨季（6—9月），章藏布支溝干流流量為14 m3·s-1。圖1 顯示了次仁瑪錯冰湖和章藏布支溝的位置及物源條件，圖2為潛在冰崩冰滑坡航拍圖片。

圖1 次仁瑪錯冰湖位置及章藏布支溝地層巖性及物源條件Fig. 1 The location of Cirenmaco glacial lake （a） and the formation lithology （b），and materials conditions of Zhangzangbu branch ditch （c）

圖2 潛在冰崩冰滑坡Fig. 2 Potential ice avalanche and landslide

研究區(qū)域分布兩條斷層如圖1 所示，北部斷層穿過章藏布。在這樣的地質背景下，第四紀層廣泛分布于溝谷，因此很容易發(fā)生滑坡和塌陷。此外，冰磧臺地分布在溝谷兩岸，冰磧土分布于冰舌前端，冰磧土顆粒粗，孔隙率高，顆粒級配級不均勻（圖3）。次仁瑪錯冰湖是由冰川作用形成的冰磧湖，下游由疏松的第四紀沉積土所覆蓋。

圖3 章藏布冰磧土顆粒級配Fig. 3 Grain gradation of moraine in Zhangzangbu branch ditch

章藏布支溝具有豐富的物源，為泥石流的形成和發(fā)育提供了有利條件，除此之外溝道兩岸分布眾多潛在滑坡，如707滑坡、樟木隧道滑坡和樟木口岸滑坡群，自尼泊爾4·25（2015 年4 月25 日）地震以來，古滑坡變形速率加快，次仁瑪錯冰湖一旦潰決，其導致的直接災害及次生災害將嚴重威脅著樟木口岸的正常運營（圖4～7）。

圖4 707滑坡Fig. 4 Landslide of 707

圖5 樟木隧道滑坡Fig. 5 Landslide of Zhangmu tunnel

圖6 章藏布支溝物源Fig. 6 Materials of Zhangzangbu branch ditch

圖7 樟木口岸滑坡群Fig. 7 Landslide group of Zhangmu port

1.2 氣象條件

聶拉木氣象站位于章藏布支溝溝口北部10 km2處，本文統(tǒng)計了氣象站1981—2017 年的年均降雨、年均氣溫和年均濕度數(shù)據(jù)如圖8 和圖9 所示，流域內呈年均氣溫逐漸升高，降雨逐漸減小的趨勢，氣象條件由濕冷轉為干熱，冰川融水加劇，冰湖面積加速擴張，增加了冰湖潰決洪水的風險。

圖8 聶拉木氣象站1981—2017年的年均降雨和年均氣溫數(shù)據(jù)Fig. 8 Average annual rainfall and average annual temperature data of Nyalam Meteorological Station from 1981 to 2017

圖9 聶拉木氣象站1981—2017年年均濕度數(shù)據(jù)Fig. 9 Annual average humidity data of Nyalam Meteorological Station from 1981 to 2017

1.3 水文條件

波曲流域氣候跨越了亞熱帶、暖溫帶、寒溫帶、高山苔原帶和雪山冰漠帶。受喜馬拉雅山脈地殼隆升的影響，河谷深切、河道彎曲，呈現(xiàn)典型的山區(qū)河流特點：河床坡降大，平均縱坡降達81‰。中、上游形成相對切深達1 000～1 500 m 的高山深谷，多呈“V”侵蝕型谷，一般寬在60～80 m；而下游峽谷深切，相對切深達1 500～3 000 m，其橫斷面多呈“V”型，兩岸懸崖峭壁，谷坡坡度大于35°，極有利于雨洪的集流和冰雪運移。波曲河流域年平均降水量582.9 mm，最大日降水量107.6 mm，雨季主要集中在6—8 月，降雪時間長達6個月以上。洪水期為5月中旬至9月中旬，7—8月為洪峰期，主河年均徑流流量31.7 m3·s-1，平均徑流深度約500 mm，平均徑流模數(shù)15.9 L·s-1·km-2，出境年徑流量1×108m3（友誼橋），主河和各主要支溝的徑流變幅較小。

2 冰湖潰決洪水動力演化過程的模型構建

2.1 模型構建

模型采用全局笛卡爾坐標。模型分為上層運動流流體和底部可侵蝕沉積物，上層自由表面定義為Z1top點，上層和下層之間的邊界為Z1bot，h1=Z1top-Z1bot為流動深度。（u1，v1，w1）表示三個獨立坐標軸上深度平均的速度分量［18］。流動層質量和動量守恒方程可以表示如下［19］：

式中：τ1zxbot和τ1zybot為上部流動層在底部靜態(tài)層上施加的基礎剪應力；E1bot為流體的侵蝕率；u1（Z1bot）和v1（Z1bot）為進入流動層材料的邊界速度。u1（Z1bot）和v1（Z1bot）用平均速度分量u1和v1表示。質點跳躍條件ρ1E1bot=ρ2E1top，其中E1top下層頂部的侵蝕率，ρ2為下層的密度［20］。

對方程（1）～（3）進行推導，其表達式為：

式中：E和D為侵蝕和沉積公式；P為溝床沉積物孔隙度。侵蝕和沉積方向垂直于基底表面，當采用第1 層的基礎剪應力τ1zxbot和τ1zybot時，在動量守恒方程右邊存在動量交換項ρ2u1(E-D)和ρ2v1(E-D)和Ouyang［18］。

方程式的左邊去除ρ1，則質量和動量方程式為：

侵蝕沉積方程通過刪減冗余項，得到如下方程：

考慮到實際情況的復雜性，可將溝床沉積物的漲縮特征以及輕微影響項進行忽略，將溝床演化方程簡化為：

式中：E和D為侵蝕和沉積速率；p為河床沉積物孔隙度。

式中：α為經驗參數(shù)，為近床濃度和深度平均濃度之間的差異，深度平均濃度由min［m，（1-p）/c］；c1是流動中的固體濃度；m是經驗指數(shù)；ws0是單個顆粒在平靜水中的沉降速度。它可以表示為［21］：

式中：υ為水的運動黏度；d為沉積物粒徑；s=ρs/ρw-1；g是重力加速度，取9.8 m·s-2；ce為推移質泥沙輸移能力，可表示為：

式中：θc為決定沉積物運動開始的希爾茲參數(shù)的臨界值［22］；θ=(sgd)為屏蔽參數(shù)；u*為摩擦速度。剪應力τ1zxbot和τ1zybot表示為［18］：

其中n是曼寧粗糙度。

2.2 求解方法

將控制方程（8）至（17）進一步量化為向量模型：

采用MacCormack-TVD 有限差分法來求解以上方程。與解傳統(tǒng)的淺水方程一樣，首先利用算子分裂法將方程（18）分解為兩個一維方程，表示如下：

然后，(n+ 1)Δt時刻由以下方程求解：

執(zhí)行預測步驟p：

執(zhí)行修正步驟c：

執(zhí)行平均步驟：

式中：

函數(shù)G的表達式為：

函數(shù)φ（x）代表最小流體通量限制函數(shù)表達式為：

式中：x代表自變量，變量C的表達式示為：

式中：Cr為當?shù)氐膸炖蕯?shù)（Courant number）表達式如下：

2.3 模型參數(shù)選取

DEM 數(shù)據(jù)源自ALOS 衛(wèi)星數(shù)據(jù)。采用原始地形精度12.5 m×12.5 m的網格進行計算。通過實地調查和遙感影像（高分二號）對河道進行分析，模擬范圍河床糙率系數(shù)為0.07。冰磧土作為特殊的巖土材料，其性質與溝床沉積物區(qū)別大［23］，由于潰決洪水侵蝕夾帶物源主要為冰磧土，因此我們采集了次仁瑪錯冰湖下游冰磧土體，進行土工實驗（圖3），由于流域范圍較大，不同河段溝床堆積碎屑顆粒級配相差巨大，難以在模型中實現(xiàn)區(qū)別對待，因此本文采用章藏布流域分布最廣泛的冰磧土作為模型的特征參數(shù)，冰磧物容重為1.6～2.0 g·cm-3，潰決洪水容重1.0 g·cm-3。

表1 次仁瑪錯冰湖潰決洪水數(shù)值模型參數(shù)Table 1 Numerical model parameters of the outburst flood of the Cirenmaco glacial lake

3 模型驗證

3.1 次仁瑪錯冰湖潰決誘因及危害

次仁瑪錯冰湖曾在1964 年、1981 年和1983 發(fā)生過多次潰決，其中規(guī)模最大的一次為1981 年，冰川融水加速湖水位上升，導致冰磧壩體發(fā)生管涌潰決，潰決歷時60 min，最大潰決流量為16 000 m3·s-1，潰決洪水在壩體上沖刷了一條長50 m，底寬40～60 m 的沖溝，潰決洪水在章藏布支溝演進的過程中沖刷侵蝕約2×106m3固體物質，其中1.6×106m3的固體物質形成泥石流沖入波曲河，成為這次泥石流的主要物源。

潰決洪水在演進過程中，對河床及溝岸殘坡積物進行沖刷側蝕，導致大規(guī)模的崩塌和滑坡，潰決洪水演進至友誼橋附近時，由于其運動受阻而雍高達20 m，比洪峰水位高約5 m，沖毀橋梁及東岸附近的全部建筑物，并引起東岸坡積、殘積層大規(guī)模的崩塌和滑坡［24］。泥石流過后，友誼橋上游段河谷中留下較大范圍的泥石流沉積。自友誼橋至水電站約8.3 km 的河段，除沿途繼續(xù)強烈的側向侵蝕外，大量泥石流物質在這里沉積，河床顯著升高，次仁瑪錯的潰決給下游造成了巨大的經濟損失。

3.2 次仁瑪錯冰湖潰決洪水災害反演結果

徐道明［24］對1981 年次仁瑪錯冰湖進行了實地調查，推測了潰口處的流量隨時間的演化特征和洪水在演進過程中洪峰流量隨距離的變化特征，因此在反演過程中以徐道明實地調查數(shù)據(jù)為依據(jù)，采用在潰口處添加流量曲線作為模擬的啟動條件。

潰決洪水在下游的演進過程中呈衰減趨勢，如圖10～11所示為實測洪峰流量、流深、流速與模擬洪峰流量、流深、流速隨距離的演化過程對比圖，模擬結果與實測結果誤差范圍小于20%，模擬結果與實測結果擬合度較好。

圖10 模擬洪峰流量與實測流量Fig. 10 Simulated peak flow and measured flow

圖11 模擬流深、流速與實測結果對比Fig. 11 Comparison of simulated flow depth and velocity with measured results

4 預測分析

次仁瑪錯冰湖從（0.10±0.08） km2（1988年）擴大至（0.35±0.04） km2（2021年），最大水深為（115±2） m，庫容為1.8×107m3，通過歷史遙感影像觀測，冰湖有明顯的擴張趨勢，流域氣象條件變化顯著，由濕冷轉向干熱（圖8～9），冰川融水流入冰川冰裂隙中，一方面導致冰川強度降低，另一方面起到潤滑作用，冰崩冰滑坡發(fā)生風險逐漸增加。

由于冰湖在潰決的過程中，洪水流態(tài)及洪水對壩體的沖刷機理極為復雜。模型難以考慮潰口的演化過程，然而潰口假設法與實際情況偏差較大，得出的結果誤差率高。通過大量的文獻查閱，基于前人對大量冰湖潰決案例調查數(shù)據(jù)的基礎上，本文推導得到經驗公式法，擬合潰口處的流量曲線，以此作為冰湖潰決洪水啟動的參考方法。經驗公式法需要的參數(shù)較少，便于獲取，通過經驗公式（表2）計算潰決洪水的洪峰流量，潰口寬度及潰決歷時，擬合最危險工況（全潰）時的流量曲線，如圖12 所示，其中V為冰湖庫容，Hw為冰湖水深，K0為經驗參數(shù)取值為1。

表2 冰湖潰決洪峰流量、潰口寬度和潰決歷時經驗公式Table 2 Empirical formula of glacial lake outburst peak discharge， outburst width and outburst duration

圖12 潰口流量曲線Fig. 12 Flow curve at the breach

圖13 為全潰條件下不同剖面點處的模擬洪峰流量［圖13（a）］、流深和流速［圖13（b）］。潰決洪水對潰口（No.1）進行下切侵蝕，侵蝕深度21～29 m（勘查最大侵蝕深度28 m），洪水模擬最大深度達16 m，洪峰流量時刻流速11.4 m·s-1，冰磧壩址（No.2）處地形開闊，洪水在該處發(fā)散，流速15 m·s-1、流深13 m，洪水裹挾的大顆粒土體在壩址處堆積，形成沖積扇，洪峰流量從1.80×104m3·s-1降至1.64×104m3·s-1。No.7～No.12 段，河床受冰川融水沖刷而下切侵蝕，河床及溝岸巖體破碎，河床縱比降較大，潰決洪水在該段對河床基底及坡岸進行強烈的沖刷侵蝕，潰決洪水逐漸演化為稀性泥石流，洪峰流量不斷增大。并在章藏布支溝溝口（No.12）和下游形成11 m高泥石流堰塞壩短暫堵塞主河。No.13～No.21 段，稀性泥石流逐漸進入峽谷，地形相對較緩，流深有所增加，流速有所放緩，洪峰流量過水斷面急劇降低，洪峰流量在演進過程中不斷衰減，在No.21～No.22段，泥石流對滑坡群坡腳進行侵蝕夾帶，洪峰流量有微弱的增長，下游溝床相對開闊，泥石流逐漸沉積，洪峰流量逐漸衰減，泥石流演進至水電站時洪峰流量為9 520 m3·s-1，對下游仍具有較強的破壞性。

圖13 全潰條件下不同剖面點處的模擬洪峰流量（a）、流深和流速（b）Fig. 13 Simulated peak flow （a）， flow depth and velocity （b） at different profile points under the condition of total collapse

圖14 潰決洪水演進過程沿線侵蝕深度（a）和沉積深度（b）Fig. 14 Erosion depth （a）and siltation depth （b）along the evolution of the outburst flood

707 老橋（No. 11）距離潰口6 440 m，潰決洪水到達該位置用時3 300 s，洪峰到達老橋用時4 500 s，洪峰流量為1.41×104m3·s-1，洪峰到達老橋時流深16.3 m，流速13 m·s-1，稀性泥石流對溝道左岸707滑坡坡腳進行沖刷側蝕［圖15（c）］，最大侵蝕深度約為9 m，威脅707 滑坡穩(wěn)定性。稀性泥石流沖出章藏布支溝，沖擊波曲河右岸，對右岸土體進行沖刷侵蝕，侵蝕深度約9 m［圖15（c）］，隨后稀性泥石流在章藏布支溝溝口下游沉積（No.12），形成泥石流堰塞壩［圖15（d）］，短暫堵塞波曲河。對比No.11～No.12段的模擬結果和實地調查結果，模擬結果能較為準確地揭示潰決洪水流深、流速及溝床及溝岸松散沉積物的沖淤特征。因此能較為全面地對冰湖潰決洪水造成的危害進行定量評估。

圖15 章藏布支溝溝口處洪峰流量時刻流深（a）、流速（b）和最終侵蝕深度（c）和沉積深度（d）Fig. 15 Flow depth （a）， flow velocity （b）， final erosion depth （c） and silting depth （d）at peak discharge time at the mouth of Zhangzangbu branch ditch

滑坡群（No. 21～No. 23）位于樟木口岸附近，受尼泊爾2015 年4 月25 日8.1 級地震影響，古滑坡群復活，通過模擬結果可知洪峰到達該位置用時3.4 h，由圖16（a）和圖16（b）可以得出洪峰到達滑坡群時的最大流深25 m，最大流速為16.8 m·s-1，潰決洪水在該段對滑坡群坡腳進行沖刷掏蝕，最大侵蝕深度達12.0 m。流體中固體顆粒沉積于溝床，沉積深度高達11.0 m。潰決洪水對滑坡群坡腳沖刷側蝕，引起潛在滑坡群坡腳大規(guī)模崩塌，可能增加滑坡群變形速率或失穩(wěn)概率進而誘發(fā)更大規(guī)模的次生災害。

圖16 滑坡群洪峰流量時刻流深（a）、流速（b）和最終侵蝕深度（c）和沉積深度（d）Fig. 16 Flow depth （a）， flow velocity（b）， final erosion depth （c） and siltation depth （d）of landslide group at flood peak discharge time

水電站（No. 24）位于尼泊爾境內，距離潰口25.0 km，洪峰到達該位置用時4.8 h，洪峰流量為9 520 m3·s-1，流深17 m，流速8 m·s-1，圖17為水電站位置洪峰流量時刻的流體深度和流體速度及最終的侵蝕深度和淤埋深度。水電站高度約為15 m，稀性泥石流淤滿水電站，沉積深度最大約17 m，導致水電站失效。稀性泥石流漫過水電站繼續(xù)向下游演進，對下游基礎設施仍具有較高的破壞性。

圖17 水電站洪峰流量時刻流深（a）、流速（b）和最終侵蝕深度（c）和沉積深度（d）Fig. 17 Flow depth （a）， flow velocity （b）， final erosion depth （c） and siltation depth （d）at peak discharge time of hydropower station

5 討論

冰湖潰決洪水在演化過程中由清水流轉換為高含沙洪水，再到泥石流［28］。前人采用BASEMENT［29］，HEC-RAS［8］，F(xiàn)LO-2D［30］等模型模擬高原冰湖潰決事件。然而，這些模型無法進行冰湖潰決洪水對沿途基底侵蝕夾帶的模擬。研究發(fā)現(xiàn)冰湖潰決誘發(fā)的泥石流的峰值流量比僅計算洪水的結果要高得多［28］。MASSFLOW 模型則可以模擬潰決洪水對基底的侵蝕夾帶效應，進而模擬冰湖潰決泥石流形成演化的動力過程，模型基于深度積分的二維數(shù)值模型，可根據(jù)實際需求對模型進行改進，進而考慮流體對基底的侵蝕效應［18］。除此之外，高精度的DEM 對于準確模擬冰湖潰決泥石流至關重要，它可以更加真實地反映潰決洪水在溝道的侵蝕和沉積狀況，由于模擬范圍較大，普通計算機難以實現(xiàn)高精度模擬，通過模擬結果與實地調查對比分析12.5 m 精度地形用于流域風險評估和危險性分析可以被接受。

冰湖潰決事件模擬中的輸入?yún)?shù)的選擇具有極大的挑戰(zhàn)性。相對于經驗模型的參數(shù)校準，物理模型則利用質量和動量守恒等物理原理表示過程。然而，即使是復雜的物理模型在應用于真實事件時也有很大的不確定性，因此模型校準是必不可少的［31］。在現(xiàn)實應用中，受限冰湖潰決事件高質量的現(xiàn)場數(shù)據(jù)獲取，有時必須做出相應的妥協(xié)。模型校準的關鍵問題在于選擇合適的調整參數(shù)和定義一個能被接受的參數(shù)調整范圍［28］，而敏感性分析可以識別模型校準中使用的敏感輸入?yún)?shù)，這需要建模者證明標準參數(shù)值的偏差。

在模型敏感性分析中，通過調整曼寧系數(shù)和潰決水量來觀察模擬結果的差異，其中曼寧系數(shù)控制著流體的紊流運動。敏感性分析表明，曼寧系數(shù)變化，泥石流淹沒面積、流深、流速等參數(shù)變化較小，在宏觀上這些誤差可以被接受。但流體在演化過程中的時間具有明顯差異，且泥石流侵蝕距離也顯著延長，但在泥石流平均流速上差異很?。?0］。同時，潰決水量的增加將加快了泥石流演進的速度。較大的曼寧系數(shù)將導致泥石流到達時間延遲，并增加泥石流深度和侵蝕距離，這與前人研究成果一致［32］。分析結果對區(qū)域風險評估、國土空間規(guī)劃及防災減災工作的開展具有一定的參考意義，但由于冰湖潰決洪水演進過程中的復雜性質和流動行為可能發(fā)生的變化，在解釋模型結果時仍然需要謹慎處理。

6 結論

通過資料收集、遙感解譯、野外調查等方法對西藏波曲河流域次仁瑪錯冰湖潰決洪水動力過程進行研究，對1981 年洪災進行模擬反演，并對次仁瑪錯冰湖再次潰決后的洪水演進動力過程進行預測，得到以下結論：

（1）對次仁瑪錯1981年冰湖潰決洪水進行模擬反演，對比洪峰流量、流深、流速等特征參數(shù)，得出模擬結果與實測結果具有良好的一致性，驗證了模型的適用性和可行性。

（2）次仁瑪錯冰湖面積從自1988年以來急速擴張，最大水深為（115±2） m，庫容為（1.8×107） m3，流域氣候由濕冷轉向干熱，冰川融水流入冰川冰裂隙中，增加冰崩冰滑坡發(fā)生風險，進而導致冰湖潰決風險增加。

（3）次仁瑪錯冰湖一旦再次潰決，洪水對下游冰磧物及松散坡積物和沉積物進行侵蝕夾帶，逐漸演化為稀性泥石流，對下游潛在滑坡坡腳進行沖刷側蝕，加速潛在滑坡變形。對下游友誼橋構成巨大威脅，稀性泥石流在水電處進行沉積，導致水電站失效。

（4）潰決洪水在演進的過程中（No. 7～No. 12）對冰磧土及溝床沉積物進行沖刷侵蝕，洪水逐漸演化為泥石流，洪峰流量逐漸增強。稀性泥石流在（No.12～No.20）段，一方面對溝床及岸坡松散沉積物進行沖刷侵蝕，另一方面稀性泥石流在溝床開闊處形成沉積，基本上為沖淤平衡。稀性泥石流到達潛在滑坡群后（No.20～No.21），對潛在滑坡群坡腳進行沖刷側蝕，洪峰流量有微弱增長。泥石流到達水電站處，洪峰流量仍然有9 520 m3·s-1，對下游仍具有較強的危害性。

（5）通過對次仁瑪錯冰湖潰決洪水的動力演化過程分析，潰決洪水對章藏布支溝松散物質進行侵蝕夾帶，逐漸演化為稀性泥石流，對下游707滑坡和樟木口岸滑坡群坡腳進行沖刷侵蝕，易誘發(fā)滑坡變形，導致次生災害的發(fā)生，除此之外，潰決洪水引發(fā)的泥石流將對中尼友誼橋和下游水電站的安全運營構成威脅。