3.2 泥石流侵蚀搬运与堆积

3.2.1 泥石流的固体物质侵蚀补给模式

3.2.1.1 重力侵蚀补给

典型重力侵蚀补给方式是泥石流发生最重要的补给类型，其主要包括滑坡、崩塌等。

水电工程中遭遇的重力侵蚀补给的泥石流有汉源万工泥石流、硬梁包水电站右岸磨子沟泥石流。其中汉源万工泥石流物源主要为大沟上游水平距离约1.6km处的二蛮山大型覆盖层滑坡；硬梁包水电站右岸磨子沟泥石流物源主要为形成区内主沟两侧坡脚崩坡积堆积物及沟道内大量的老泥石流与冲洪积堆积物。

3.2.1.2 坡面侵蚀补给

坡面侵蚀物源区参与泥石流活动的方式主要为水土流失，包括面蚀和沟蚀，侵蚀强烈的可能形成坡面泥石流或坡面冲沟泥石流，其可能参与泥石流活动的物源量主要受侵蚀强度控制，而侵蚀强度主要受降雨量、斜坡结构、斜坡表层岩土体结构特征、斜坡坡度、植被特征、地震破坏情况等因素控制。

水电工程中遭遇的坡面侵蚀补给的泥石流有雅砻江某水电站坝区泥石流，其物源补给主要为主沟两岸崩坡积及坡残积物。

3.2.1.3 沟床侵蚀补给

沟床侵蚀补给型泥石流是山区的一种特殊洪流，其特点是暴发突然,来势凶猛，且历时短，具有很大的破坏力，由于流量和坡度的变化，经过不同时间的表层冲刷后，最终产生揭底冲刷，前端呈舌状，形成整体运动。

水电工程中遭遇的沟床侵蚀补给的泥石流有西昌东河泥石流，流域两岸沟谷多为基岩裸露，其物源补给主要为谷底赋存极为丰富的早期和现代泥石流堆积物。

3.2.2 泥石流的堆积

泥石流因为由流通区进入坡度较缓的堆积区，或由沟道窄深段进入断面宽浅河段，或沿程有清水汇入等原因，往往发生沉积，其堆积形式如下。

3.2.2.1 泥石流堆积机理与过程

可以根据不同原则和指标对泥石流堆积过程进行分类。根据流体性质，可分为稀性泥石流堆积过程、黏性泥石流堆积过程、泥流堆积过程等；根据源地和堆积场地地貌上的差异性，可分为坡面(含散流坡、滑动坡、崩塌坡)泥石流堆积过程、沟道(切沟、冲沟和溪沟)泥石流堆积过程和流域泥石流堆积过程；根据造滩(扇)泥石流流体类型，又可分为沟槽黏性泥石流堆积过程、漫岸黏性泥石流堆积过程和满滩黏性泥石流堆积过程等。这些流体可分别依次称为沟槽流、漫岸流和满滩流等。

1.泥石流堆积机理

从泥石流堆积原理来看，随着流速递降，黏性泥石流从部分堆积逐渐过渡到整体堆积，故缺乏分选性；稀性泥石流只能是部分堆积，即流体内的悬浮质不能随着悬移质、推移质同时堆积，最多仅有一小部分悬浮质被悬、推移质裹胁堆积，故具有明显分选性。

黏性泥石流堆积原理与其流体的结构有关。在某一速度条件下，流体成阵性(或波状)流体。由图3.1可见，黏性泥石流流体的结构有三种，即泥石流流体、扰动部分和未扰动原始沟道堆积物。当流速逐步降低，达到某一临界值时，泥石流流体与扰动部分同时堆积，呈现整体堆积。该过程是由扰动部分逐渐减薄，未扰动原始沟道堆积物不断增厚，最后与泥石流流体直接接触而实现整体堆积。

黏性泥石流堆积还受堆积场地影响，场地使堆积流体的宽(B)深(H)比值发生显著变化。据此可分为三种堆积过程，即满滩黏性泥石流堆积、漫岸黏性泥石流堆积和沟槽泥石流堆积。黏性泥石流的满滩堆积实为沟床铺床在各级高度滩地上的扩展,而漫岸堆积则为沟岸侧积向各级高度滩岸的伸延。故沟岸和滩地上缺失泥石流的整体性堆积；但在沟口扇形地区却有例外，即扇区滩地上时有黏性泥石流整体堆积出现。

稀性泥石流堆积过程之所以不同于黏性泥石流，原因在于其与黏性泥石流的结构不同。稀性泥石流流体内颗粒大体有三种：①悬浮质；②悬移质；③推移质。稀性泥石流堆积成舌形体的颗粒主要由后两者提供，而悬浮质层往往需在静水(洼地内或堰塞湖)或半静水(有水流过流的湖盆)环境下才能堆积。稀性泥石流堆积成舌形体后，泥沙含量剧降，有时可演变为挟沙水流。

2.黏性泥石流堆积过程

（1）黏性泥石流铺床堆积过程。黏性泥石流流体在下泄中，随其泥深递减而连续不停地进行堆积，直至泥深降为零才停止铺床堆积。当后续流体进入未铺床沟段时，再接着进行铺床堆积。如此断续地进行堆积，从上中游开始，向中下游推进，直至沟口。

（2）黏性泥石流漫岸堆积过程。黏性泥石流漫岸堆积为沟岸近底黏性泥石流受阻和沟岸涌浪两者共同作用堆积成的。影响漫岸堆积过程的因素，除流速外，主要为泥位的迅速变化。在一阵泥石流过程中，头部泥位大于中部，中部又大于尾部，故头部漫岸堆积因泥位迅速降低而得以保存；当下次泥石流泥位高于前次漫岸堆积地面高度时，则又转变为铺床堆积；当泥位高度适度时，亦将进行漫岸堆积。

（3）黏性泥石流满滩堆积过程。满滩黏性泥石流流体的宽深比值较大，即可铺满整个沟道。在满滩堆积中，流体内扰动部分通过转化为辅床堆积而实现满滩堆积。该过程与铺床过程相似，亦从其上、中游向中、下游推进，同属于前进式堆积。

（4）阵性黏性泥石流的整体堆积过程。上述三种黏性泥石流的堆积条件是其流速逐渐递降；当其流速急剧降低时，阵性流体将发生整体性堆积。

3.稀性泥石流的堆积过程

稀性泥石流堆积过程大体包括两种，即铺床堆积过程或漫滩堆积过程。

（1）铺床堆积过程。稀性泥石流铺床堆积过程是以推移质为主的停积过程，推移质的粒径与含量均随起始堆积点向下游递减，故又可视为分选性堆积过程。

稀性泥石流的堆积过程始于推移质中粗大颗粒，当因流速减小或受沟床糙度局部增大和沟床展宽等影响，粗大颗粒首先停积；接着在其上游堆积粒径较小颗粒；稀性泥石流堆积从最大粗粒停积处，向上游方向伸延，直至堆积与侵蚀达到平衡状态为止。

（2）漫滩堆积过程。稀性泥石流漫滩堆积过程主要由流体内粗大推移质停积，致使沟床堆积体增高，进而使后续流体分流、改道、串流，继续堆积而成，属前进性堆积，即由起始堆积点向下游扩展。

3.2.2.2 沟口泥石流堆积

泥石流流出沟口后，由于地形展宽、纵坡减缓、输沙能力减弱，流速剧减后发生堆积，堆积成泥砾锥、扇，形成了大小不等的扇状沉积体，而且后期泥石流多次沿着老堆积扇两侧淤积，两侧淤高后，再从中部堆积，形成多层次的扇形叠加，在一定范围内摆动堆积，其平面形态见图3.2。

泥石流性质或类型不同,所形成的扇形规模和沉积剖面结构、颗粒分选程度等特性也各不相同。黏性泥石流在流向沟口时常呈舌状缓慢向前流动,经过一段时间后停滞下来。这种舌状堆积体在纵剖面上是前端较陡,后部平缓。在横剖面上两侧端部也较陡,中部较平坦,总体宽度随着堆积区流动距离增加及地形展宽而逐渐变宽。扇形体发育初期由于泥石流堆积增厚及向外缘延伸较快,随着沉积的范围扩大,伸长和增厚的速度也随之减缓。稀性泥石流在流向沟口停滞堆积，在纵剖面上是前端及后部均较平缓；在横剖面上也是两侧端部及中部均较平坦,总体宽度随着堆积区流动距离增加及地形展宽而逐渐变宽。

黏性泥石流在沉积过程中既无水沙分离现象,也没有明显的颗粒分选现象,堆积区内上下游淤积比降基本一致,一般为0.08～0.12；而稀性泥石流进入堆积区后,过流断面加宽,泥石流呈扇状流散,因容重小,流散程度大,结果导致固体颗粒呈分选的沉积,堆积扇上游沉积颗粒较粗,淤积比降也较大,越向下游颗粒越细,淤积比降也相应减小。

泥石流沉积物经后期水流冲刷和雨水侵蚀等作用,细颗粒被带走,剩下粗颗粒,形成“石海”,被粗化了的堆积扇表面再被新来的泥石流覆盖,这样在剖面上各次泥石流堆积物之间存在一个层面,且每层从上至下细颗粒增多。随着两次泥石流间隔时间的增长,层次间距加大,沉积物粗化程度也加大,利用这种沉积剖面,可以近似地分析过去泥石流暴发的周期。

黏性泥石流扇形体除了分布大小混杂的石块巨砾外,还有一种垄岗地形,泥石流的部分流体一旦脱离主流,溢出沟槽分流于冲积扇或沟岸阶地,便就地停积而形成垄岗地形。

3.2.2.3 沟内泥石流的堆积

泥石流在沟道内堆积过程有两类：临时性(或不稳定性)堆积过程和长期性(或稳定性)堆积过程。临时性(或不稳定性)堆积过程常发生于支沟汇入主沟处，因主沟沟宽、坡缓、汇入流体减速变薄而发生堆积。当主沟泥石流停积体厚度增大，超过临界(启动)厚度值后，又启动下泄，成为主沟泥石流流体。主沟堆积时间取决于主沟沟床宽度、流体性质和支沟流体补给速度，在某些高频泥石流沟，可短至数分钟，故可称为临时性堆积，属于泥石流汇流过程中的流体物质能量的累积。长期性(或稳定性)堆积过程可保持数年至数百年或更长时间，这类泥石流滩与沟口扇(锥)稳定性比，仍属不稳定的。

沟道较宽阔、沟床纵坡较平缓等地形地貌条件，以及流体变稠、流速剧降、深度剧减等流体特征有利于泥石流在沟道内堆积。与沟口堆积过程对比，沟内泥石流堆积过程始终有边界(沟床，滩面等)条件约束，故不能塑造成泥石流扇，仅可堆积成泥石流滩，沿沟道两岸呈条带状延伸。

1.沟内稀性泥石流的堆积过程

沟内稀性泥石流堆积首先是粗颗粒停积，使沟床高度抬升，造成后续流体内粗颗粒停积于其上游河段。与此同时，部分粗大颗粒停淤后的流体继续下泄，在沟床粗大颗粒停积体下游再从大到小依次停淤，从而形成连续延伸的稀性泥石流沟内滩。因此，沟内滩稀性泥石流堆积过程为具有分选性散粒状的堆积过程。稀性泥石流沟内堆积作用和冲刷作用往往交替出现。

2.沟内黏性泥石流的堆积过程

根据泥石流容重不同，将黏性泥石流分为高黏性（塑性）泥石流、一般黏性泥石流和亚黏性（或过渡性）泥石流。这三种泥石流的堆积过程均具整体性，但其强度却依次递降。其中以高黏性泥石流堆积的整体性最强，可在较陡的沟床（切沟，坳沟）内发生堆积，堆积体横剖面呈上凸曲线，见图3.3（a）；一般黏性泥石流堆积整体性次之，仍为上凸曲线，见图3.3（b）；亚黏性泥石流较差，为平直线，见图3.3（c）。当一般黏性泥石流为阵性（或波状）流体时，其龙头部分堆积整体性最强，堆积体的横断面呈上凸曲线；向中部（龙身）转变为平直曲线；而到尾部（龙尾）则成为下凹曲线。

3.2.3 泥石流重塑地貌特征

泥石流地貌系指泥石流的侵蚀、搬运和堆积过程中塑造成的地貌，又称为泥石流动力地貌，它具有变化快的特征。这种地貌过程又不断地改造着沟道和坡面的地貌。在某些流域泥石流可产生侵蚀、堆积和侵蚀-堆积三类地貌。泥石流侵蚀地貌主要分布于流域上游，中、下游时有出现；泥石流侵蚀-堆积地貌一般分布流域中游，上、下游有时也可发现；堆积地貌往往出现于下游，中、上游偶有所见。

3.2.3.1 泥石流侵蚀地貌

泥石流侵蚀地貌类型与泥石流源地的类型有关,常见的泥石流侵蚀地貌类型见表3.1。

现按源地类型阐述如下。

1.坡面型侵蚀地貌

（1）崩塌区泥石流侵蚀地貌。部分崩落坡才有泥石流及其侵蚀地貌。泥石流侵蚀地貌有两种，即泥石流侵蚀坡和泥石流侵蚀沟。在塑造这两种地貌过程中均有崩落参与。

崩塌源地上泥石流侵蚀坡是在坡面重力类泥石流作用下形成的。该类坡坡面坡度较陡，往往大于湿润休止角，小于干燥休止角。坡面无植被覆盖，又无土壤层发育。坡面重力类泥石流侵蚀起始于源地上坡段，即过饱和土层厚度大于临界土层厚度的坡位处；有时其上方有块石（或落石、局部崩滑体）冲击时，泥石流侵蚀的起点还会向分水岭靠近。坡面泥石流侵蚀深度的极值为坡面松散坡积层底部（基岩床），某次侵蚀深度为饱积土层底部。

崩塌源地上的侵蚀沟是在崩槽沟（基岩沟床）和细沟的基础上发育成的。崩槽沟纵坡很陡，一般大于40°，由基岩组成。泥石流侵蚀沟床堆积物（间歇期内聚积的），加深沟床，堆积于崩积坡（岩堆或岩堆裙）上，故岩堆剖面上有泥石流堆积层产出。这表明崩槽沟内曾有过泥石流侵蚀，其相对厚度（即泥石流堆积层厚度占岩堆总厚度的比值）可代表泥石流侵蚀（或堆积）的强度，这类岩堆可称为泥石流岩堆或泥石流锥。

（2）滑坡区泥石流侵蚀地貌。某些滑坡区存在有泥石流及其侵蚀地貌。这类地貌是泥石流与滑坡活动共同作用下形成的，包括前缘泥石流坡、侧缘泥石流沟和纵向泥石流沟等。

滑坡前缘泥石流侵蚀坡是由源出滑床群带附近的泥石流，在下泄汇集沟道中，侵蚀坡面松散堆积层而形成。侵蚀的深度一般为饱和土层厚度。侵蚀方式既有片状，也有线状，主要取决于泉群源地泥石流类型。当为片状泥石流时，就成片侵蚀，使饱和坡积层遭冲刷掉；若线状(实为点状)泥石流时，顺最大坡度下泄。冲走沿程饱和土层(地面)，而成为侵蚀沟，侵蚀沟的深度主要取决于饱和坡积层的厚度，变化于数厘米至数十厘米。这类侵蚀沟可成群成片的出现，又可因上方滑坡强烈活动，中前缘滑坡体掩埋而消失。

万工泥石流位于大渡河左岸，属高中山地形，构造剥蚀地貌，最高点为后缘二郎山，高程1963.40m，最低处为瀑布沟电站库区正常蓄水水面，高程为850.00m。850.00～960.00m呈陡缓交替的山地斜坡地貌，其中高程920.00～960.00m为平缓台地，是集镇所在地，地形坡度为8°～10°；高程960.00m以上为山势陡峭的中山地貌，坡度为15°～30°。

万工集镇后靠高陡中山，两侧为低矮的山脊，坡面汇流较强。集镇所在台地属古侵蚀台地，上覆坡洪积物，整体稳定。集镇周边斜坡耕植率高，多为坡耕地，植被稀疏。研究区内发育有马鞍石沟、大沟两条冲沟，在外围还发育有另一条冲沟——润水沟。其中大沟为最大的一条，在 “7·27”泥石流发生以前，海拔960.00m以上地段切割相对较深 （图3.4）。集镇后缘斜坡和冲沟两侧第四系松散层堆积物较厚。“7·27”泥石流发生后，大沟面貌已发生巨大变化，沟道被泥石流堆积物所覆盖，原有的形态不复存在 （图3.5）。

（3）散流坡泥石流侵蚀地貌散流坡泥石流侵蚀地貌有两类，即侵蚀沟和侵蚀坡。据形态 （主要为深度）散流坡泥石流侵蚀沟分为纹沟和细沟两种，散流坡泥石流侵蚀坡亦分为裸露坡和裸岩坡。根据不同指标，还可进一步对裸露坡进行分类，例如据裸露坡性质可分为犁底层裸露坡、土壤淀积层裸露地 （包括黏质、钙质、铁质等淀积层）、母质层 （或坡积层）裸露坡；再如，根据土地利用方式可分为农田裸露坡、草地裸露坡和林地裸露坡等。

散流坡泥石流形成的过程和汇流的过程实质上就是其侵蚀过程，即泥石流侵蚀力急剧增强，沟道迅速产生、加深和拓宽的过程。

与散流坡径流侵蚀沟对比，泥石流侵蚀沟的特征是复式横断面，从大到小分别由黏性泥石流、稀陆泥石流和挟沙水流所侵蚀成的。这三种断面的宽深比，以黏性泥石流为最小，挟沙水流为最大，稀性泥石流居中。

在散流坡泥石流源地上，泥石流侵蚀坡是由其侵蚀沟的扩展而形成。随着坡地地表松散层的结构和侵蚀掉的起止层次差异，就可产生各种裸露坡。例如被泥石流侵蚀的土层位于耕作土层或自然土壤层淋溶层内，其坡就称为犁底层裸露坡或淀积层裸露坡；当侵蚀至犁底层或淀积层内，可称为犁底层或淀积层裸露坡。

水电工程中散坡泥石流侵蚀典型为雅砻江流域暴发的“8·30”泥石流灾害，其灾害暴发后地形地貌见图3.6。

2.沟道型侵蚀地貌

（1）沟道泥石流的侵蚀地貌沟道内一般泥石流的过程短暂，在长时间的泥石流间歇期内，水流或挟沙水流对沟道进行冲刷，泥石流和水流都对沟道施加作用，所产生的侵蚀地貌难以区分，归并一起，主要有侵蚀谷地、冲刷坎、冲刷坑、冲刷槽和屋檐式谷坡等。

泥石流侵蚀谷地可据不同地质条件可分为岩质沟床段、土岩质混合型沟段和土质沟床段三类。

（2）岩质沟床的侵蚀地貌。岩质沟床段横剖面既可呈V形，也可呈U形，主要取决于谷坡土体补给状况。谷坡补给土量大，沟床流体（含水流与泥石流）只能侵蚀、搬运沟床堆积物，一般呈V形。当谷坡或上游补给土量不足，岩质沟床段横断面便向U形方向发展。若沟内流体侵蚀作用减弱，便向土岩质混合型谷地方向发展，横剖面形态依然趋向U形。

（3）土质沟床的侵蚀地貌。泥石流和水流对土质沟床的侵蚀作用，可塑造成复式箱形谷地、箱形谷地、冲刷沙砾滩、冲刷坑、冲刷槽、扇前陡崖（坎）、沟口急流滩、滩下冲刷滩等地貌。

（4）泥石流侵蚀地貌的发展过程。泥石流流体形成的起点有水流、饱和土体两类，而终点则为江河水流和泥石流堆积体；泥石流侵蚀地貌的起、止点均为散流坡、重力坡和水流侵蚀沟，导致种种差异的原因都在于源地地貌类型。例如，崩塌、滑坡和谷地内泥石流侵蚀地貌很少出现于丘陵、平原地区，散流泥石流的侵蚀地貌亦未在平原地区出现，故除液化矿渣流、压力流等以外，平原是泥石流侵蚀地貌发育终止点的地貌类型。

我国亚热带、温带一些山区，诸如东北的干山山区，华北的燕山、太行山区，华南的南岭，西南的秦巴山区、龙门山区、横断山区等地，当山坡薄土层被雨水浸润、饱和，在急剧的暴雨、滚石、局部滑体作用下，便可产生浅层滑坡型泥石流。这类泥石流从出发点开始，由上向下进行的铲刮侵蚀，蚀尽沿程薄土层，形成新的基岩沟床，随着基岩沟床的横向扩展，便可形成裸岩坡(西南地区又称为石板坡、石山等)。与散流坡泥石流侵蚀成的裸岩坡对比,浅层滑坡型泥石流形成的裸岩坡具有一次性。

（5）泥石流流域侵蚀地貌的演变。在一个流域内，泥石流的侵蚀作用往往与水流、重力等作用相互配合，共同对流域进行着改造或塑造,形成相应的侵蚀地貌。这三种作用出现的时间和作用强度又取决于流域地貌发展阶段与进程。例如，丘陵地区一般仅出现散流及坡面泥石流两种作用，形成相应的纹沟、细沟、裸露坡、裸岩坡等侵蚀地貌；低山地区，除丘陵地区的纹沟、细沟泥石流侵蚀作用外,还可出现切沟、冲沟等沟进水流和泥石流的侵蚀作用，从而出现切沟、冲沟等侵蚀地貌中、高山地区,除上述作用外，还可出现溪沟、河沟等沟道水流和泥石流，形成溪沟，河向泥石流侵蚀地貌，而在急剧隆升的或河流强烈刷深的山区，切割深度达到某一临界值（或沟岸岩石的蠕变期）后，便可出现重力作用。重力、水流、泥石流三种作用相互助长，既可形成高频泥石流，也可加速流域地貌的演化。

1）流域的水系变迁。水系大多是在泥石流、重力和水流共同作用下实现的。泥石流和水流的下蚀作用，搬运沟床崩滑堵塞体，刷深沟床，促进沟岸崩滑活动增强，沟道向分水岭扩展，有些越过分水岭，直掀附近沟床而实现袭夺。泥石流的堆积作用也可引起山区水系的变迁。

2）泥石流侵蚀沟床纵剖面的变化。一般情况下，泥石流侵蚀基岩沟床段位于泥石流形成区内，亦处于不断刷深过程中，有时尽管两岸崩滑体不断补给，基岩沟床仍不断遭刷深而降低（图3.7)。泥石流刷深基岩沟床的速度取决于诸多因素，例如泥石流暴发的频率、规模，沟床基岩的抗蚀性能，两岸崩、滑体补给土量等。

泥石流侵蚀的堆积性沟段一般位于下游泥石流堆积区(图3.7)。泥石流堆积陆沟床的刷深速度也取决于诸多因素，例如泥石流的性质，暴发频率、规模，持流时间，沟床形态，沟口侵蚀基准面的变化等。

在泥石流流通段，既有堆积性沟床，又有基岩沟床，从较长期来看，纵剖面变化也不大；若泥石流堆积区转变为流通区，侵蚀作用也随之增强，此时便出现深宽的泥石流侵蚀沟道。

3）泥石流侵蚀沟道的横剖面变化。与水流沟道对比，泥石流沟道横剖面变化的特点是速度快，变幅大。旱季末期（或雨季初期)沟床高程最高。

泥石流侵蚀V形谷出现于松散土层沟段，沟床的V形谷底由流体(含稀性、黏性泥石流和水流)侵蚀成的，而两岸谷坡坡度由土层土体的休止角确定，其值介于干、湿休止角之间。泥石流侵蚀U形谷分布较普遍，可由多种方式形成：①由V形沟床扩大(两岸裸露松散土层转变为泥石流，铺填谷底)而成；②泥石流侧蚀沟岸泥石流堆积体而成；③流体侵蚀基岩沟床而成等。

泥石流侵蚀阶梯谷除发育在黏性泥石流流通沟段外，也可出现于基岩沟床段，由于基岩抗蚀性的差异，而成为阶梯状横剖面。

综上所述，泥石流侵蚀地貌既有直接的，也有次生改造的，两者均与其源地类型有关。

3.2.3.2 泥石流堆积地貌

在沟口附近或沟谷宽缓地段，泥石流间歇期接受上游沟槽流体或两岸谷坡物质补给，呈现出某些堆积性谷地，可以形成堆积扇、堆积台地等地貌。

1.泥石流堆积地貌类型

泥石流堆积地貌类型不仅与泥石流的类型、规模和堆积区地貌有关外，还与源地类型有着密切的联系。泥石流堆积地貌类型见表3.2。

（1）崩塌坡泥石流堆积地貌。崩塌坡上泥石流的堆积地貌主要出现于崩积坡段，堆积成泥石流锥。随着崩落坡坡长的增加，这类泥石流锥体的规模越大，在剖面上泥石流堆积层所占的比重越大。其原因在于：随着崩落坡坡长的增加，散粒状崩落量越大，停积于崩落槽的土层厚度亦大，待雨季被泥石流侵蚀，致使泥石流规模剧增，由于崩落槽内泥石流的流动性较强，有时可覆盖于岩堆地面上，又可到达岩堆坡麓进行堆积，形成泥石流锥。

（2）滑动坡泥石流堆积地貌。在一定条件下，由某些大、中型滑坡演变成的泥石流，可堆积成泥石流滩和泥石流堰塞湖。

（3）散流坡泥石流堆积地貌。散流坡上的纹沟泥石流和细沟泥石流可侵蚀改造成纹沟、细沟等侵蚀微地貌；其堆积作用也可改造相应的堆积微地貌。泥石流地区坡面上的坡积层系由泥石流和水流两种流体堆积而成，其中以泥石流堆积为主的，可称为泥砾坡。

2.沟口泥石流的堆积地貌

泥石流堆积地貌与其源地和流体密切有关，既可直接堆积成，又可间接堆积成，分别称为原生堆积地貌和次生堆积地貌，其中典型的泥石流沟口堆积地貌一般为多次泥石流堆积形成（图3.8和图3.9）。

3.2.3.3 泥石流侵蚀-堆积地貌

泥石流侵蚀-堆积地貌主要发育于泥石流搬运沟段。在这一沟段的较长时期内堆积地貌随着沟(山)口扇扇顶高度递增而进行强烈的堆积作用，从而形成堆积地貌；而它的侵蚀地貌又随着扇顶高度递减而出现。在短时段(例如一场次泥石流过程中)内，既可出现堆积地貌，又可出现侵蚀地貌，或泥石流的侵蚀和堆积作用频繁地交替出现。相应的两种地貌亦跟随着时隐时现。

1.泥石流堆积地貌形成、发展的条件

泥石流堆积地貌形成、发展的基本条件包括：①一定量的泥石流流体；②可供泥石流停积的场所。泥石流的一定量系指相对流量，相对于沟(河)内或干流河道内的径流量，即泥石流流体所需的稀释水量不小于(沟内或干流河道)径流量。仅在这种条件下，泥石流方可从其源地，保持不变的性质，流至沟口，堆积成各种地貌；也只有在这种条件下，才能在汇入干流河道时免遭稀释，进而堆积成自然堤坝和堰塞湖盆等地貌。泥石流停积场所系指既能停积又能容纳(或部分容纳)泥石流流体的地段，即为平缓、开阔的平原地区或和缓的沟(河)谷地段。

上述两个条件缺一不可，并随着流体(水流和泥石流)的性质、规模、频率、动力学特征值的变化，使得泥石流堆积地貌发生种种变化。其他条件无论怎样变化，始终通过这两个条件，影响着泥石流堆积地貌的发生、发展。

此外，泥石流堆积地貌类型还与其源地类型有密切关系。如崩落源地的泥石流锥便取决于崩落与泥石流两种作用的强度，若以崩落为主，便堆积成岩堆(倒石堆)；若以泥石流堆积为主，则为泥石流锥。在时间上这两种作用亦交替出现，在地表铺盖着崩落岩屑堆积层时，则呈现出岩堆的特征；而为崩落型泥石流流体覆盖时，即为泥石流锥。同样在滑坡、散流坡等源地上，也有相应的不同堆积地貌发展过程。现仅针对溪沟和冲沟泥石流堆积地貌的发展过程作一讨论。

从泥石流流体的类型来看，溪沟沟口泥石流堆积地貌的发展过程不外乎有两类，即稀性泥石流扇发展过程和黏性泥石流扇发展过程。对于某一条流域发展过程来说，可分三个阶段，即泥石流形成期、发展期和衰退期。在泥石流发展期，既可以以稀性泥石流为主，也可以是黏性泥石流的堆积地貌，这主要取决于流域地貌的演变。当重力作用不断增强，重力坡不断扩大，侵蚀、搬运泥沙的营力以黏性泥石流为主的流域，沟口堆积地貌便为黏性泥石流扇；若以稀性泥石流为主，沟口便堆积成稀性泥石流扇；当上述两类流体均存在，并彼此均不能消除对方所堆成的地貌，便有多种成因的地貌类型，包括黏性泥石流堆积成的丘岗状巨砾堆积滩，黏性至稀性泥石流堆成的垄岗状泥砾滩，稀性泥石流堆成的片状沙砾滩，以及泥石流堰塞湖及其湖滨沙质、泥质滩等。

从泥石流对沟道形态相对规模来看，改造泥石流堆积地貌的流体可分为沟槽流、漫岸流和满滩流。再从一场次泥石流总量来看，又有一次性成扇(锥、滩)、满扇(滩、锥)和铺床等造貌过程。

2.泥石流堆积地貌发展的主要过程

泥石流堆积地貌发展的过程主要是指泥石流堆积于沟口的地貌演化过程。在泥石流形成期，沟口逐渐沉积泥石流堆积物，形成扇（锥）体［图3.10（a）］。随着泥石流的发展，经过多次不同规模、不同性质的泥石流的堆积，在沟口堆积扇上形成具有显著年代特色的沉积特性，即古扇埋在深处，其上依次覆盖着老泥石流扇和近代泥石流扇［图3.10（b）］。伴随泥石流发生的三要素被改变，泥石流逐渐由发展期进入衰退期，暴发的泥石流规模逐渐减小，其动能也逐渐减弱，泥石流固体物源不能够被冲出沟口而停淤在沟道内，形成溯源式串珠状堆积扇［图3.10（c）］。

3.2.3.4 泥石流沟的形成演化过程

泥石流的发展过程可分为四个阶段，即散流坡泥石流阶段、切沟泥石流阶段、冲沟泥石流阶段、溪沟泥石流阶段。

散流坡泥石流常出现于流域近分水岭地带的斜坡坡面上，散流坡泥石流是泥石流发育初始阶段的自然现象。

切沟泥石流既可汇入冲沟，成为冲沟泥石流的源地，又可单独出现，堆积成泥石流锥。沟内泥石流和水流可刷深沟床，直到基岩，成为基岩沟道，其两岸的坡积层裸露，出现临空高度。该高度达到某一临界值，又经过坡积层的蠕变期，就可出现较厚的浅层或中厚松散堆积层滑坡。这类滑坡的出现，又不断补给沟道土体，就可加速沟内泥石流的暴发频率和流体规模。故切沟泥石流发展阶段中也有从水流到泥石流。这些时段对于流域泥石流切沟阶段来说，又是更次级(低层次)的发展阶段。

冲沟泥石流既可汇集上述各类沟道和坡面泥石流，注入溪沟，成为溪沟泥石流的侵蚀力，又可单独成为泥石流源地，堆积成冲沟泥石流扇。由于沟内流体冲刷作用强，刷深沟床的深度较大，在湿润地区亦有极小沟槽水流，两岸或源头滑坡体厚度较大。故在崩滑高速补给土量时，冲沟沟道可形成高频阵性黏性泥石流。因而可认为泥石流横向发展的第3阶段。

溪沟泥石流一般均由上述各类泥石流汇集而成，故只当上述几类泥石流发展到某一成熟阶段后，方能由水流演变为泥石流，故为泥石流发展的最高阶段，或第4阶段。

坡面泥石流发展阶段，一般来说取决于坡面土层厚度(或成土速度)和泥石流侵蚀深度(侵蚀速度)的相互关系，即当坡面土层消失后，裸岩坡需经颇长时间的风化作用，重新形成风化壳后，才能进入第二个轮回的泥石流发生、发展。这个周期虽然也较长，但与最原始沟道(切沟)泥石流周期相比，显得要短得多。如切沟流域内亦有较大面积的坡面，全流域坡面土层被泥石流侵蚀殆尽，需经历较长时间，故一次性切沟泥石流发展周期便较长，间歇期也较久。在切沟演变为冲沟的过程中，将会出现一系列切沟。各类切沟泥石流活动的特征亦不相同，山坡性切沟往往发生低频的或间歇性泥石流。泥石流的特点是突发性强、持续时间短暂(数分钟)、间歇期长(几十年乃至上百年)、规模小。新生性切沟泥石流规模较大，频率高，一年暴发数次至数十次。继承性切沟泥石流的频率和特性介于前两者之间。贯穿陆切沟泥石流最为活跃。随着土体补给量的增加，流体渐趋浓稠，频次增多，规模增大。