王家沟泥石流实时监测及预警判据研究

裴来政，谭建民，闫举生，张彦君，石莉莉

1.中国地质调查局武汉地质调查中心(中南地质科技创新中心)，武汉 430205；
2.成都市地质环境监测站，成都 610042；
3.自然资源部成都地质灾害野外科学观测研究站，成都 610042)

近年来，汶川、芦山、九寨沟大地震接连发生，致使地质环境愈发脆弱，地震导致的松散堆积体在降雨条件下将会诱发泥石流灾害，给地震灾区的灾后重建和人民生命财产安全带来巨大威胁。面对数量如此巨大的次生灾害，就目前条件，国家尚不能对每一处具有危险性的泥石流灾害进行工程治理，也不能保证每一次治理能达到预期效果。为了最大限度地减少和防止泥石流带来的损失，必须对泥石流进行实时监测，实现泥石流危害的早期预报，以防患于未然。

泥石流监测的常用方法大致可分为人工法和仪器测定法两种。人工法主要是依靠技术人员在已查明的泥石流流域内，通过人工定点、不定时对泥石流流域沟道内固体物源、地下水以及滑坡堆积物等的异常进行观测。这种方法简单易行，但无法提供具体数据进行未来暴发时间预报，且预测人员存在潜在生命危险，是一种较原始的定性监测方法。为了能对泥石流暴发初始阶段进行预报，必须借助于先进的技术设备，即采用仪器测定法。就泥石流监测仪器而言，目前常用的设备包括：雨量计、GPS、地声仪、泥位计、含水量计、孔压计、水位计等以及新近发展的三维激光扫描(Giacomo B 2014)[1]、InSAR技术(Tommaso C 2019)[2]、超声波(Oldrich N 2013)[3]和振动监测技术(Walsh B 2016)[4]等，且监测数据采集与传输都实现了实时化、自动化、远程化。

目前，泥石流的预警常以采用统计的方法为主，分别建立相应研究区域的降雨强度-历时关系与泥石流形成的预警模型(Caine. N 1980, Takahashi. T 1981, Wieczorek. G.F 1987，谭万沛 1989,Jibson R.W 1989， Chien-Yuan C et al．，2005,Guzzetti F et al．，2008,倪化勇 2010,Tang C et al．，2012,Zhuang J et al．，2015,Carla L et al．，2016,Coraline B et al．，2017,Pan H.L et al．，2018)[4-16]，其结果仅能反映在某种特定降雨特征下(前期降雨量、降雨强度、历时等)某个泥石流流域暴发泥石流的可能性，至于该泥石流的何时启动、运动特征及启动类型等无法预测。基于泥石流形成机理的预警方法(Takashi T 1978，崔鹏 1991，Iverson R.M 1997, 舒安平 2017)[17-20]，通过探讨泥石流不同启动临界条件下的预警指标，确定临界指标的阈值，从而建立泥石流预警模型和方法。这方面研究工作目前已经取得较大的进展，主要是通过建立固体物源启动的临界判别式以及依据泥石流原型试验结果而选择的预警指标这两方面。目前，部分国家和地区已开展泥石流专业监测，建立了泥石流自动监测预警系统。因此，基于泥石流流域内雨量空间分布特征，结合泥石流源区固体物源启动进行山洪泥石流预报，将是一种行之有效的泥石流预警方法。

2.1 地质环境条件

王家沟位于都江堰市玉堂镇龙凤村，泊江河右岸，其流域地貌形态为构造侵蚀的中山-河谷平坝地貌。流域最高点海拔2 350 m，位于流域西北侧，最低点海拔920 m，位于流域东南侧，相对高差1 430 m。王家沟沟口地理坐标为东经：103°32′41″、北纬：30°57′21.5″。流域范围包括王家沟主沟溪流和支沟青苔沟溪流、白谷子沟溪流共3条溪流，总汇水面积8.22 km2。其中：王家沟主沟全长3.864 km(安置点上游)，主沟总体北西-南东向，平均沟床纵比降约224 ‰，上游段沟谷两岸地形高陡，岸坡相对坡度一般为32°～45°，局部可达80°，为基本连续的陡壁，沟域汇水面积2.7 km2。白谷子沟支沟全长2.78 km，高程1 030～2 260 m，纵坡整体坡度442 ‰，两侧山坡在32°～40°，沟域汇水面积2.7 km2。青苔沟支沟全长3.49 km，高程2 350～930 m，纵坡整体坡度257 ‰，两侧山坡在32°～45°，沟域汇水面积2.8 km2。

2.2 物源特征

王家沟主沟上游存在一处大型崩滑体，为“5.12”汶川地震触发，坡度为30°～50°，平均坡度为40°。滑坡后壁已形成陡直的后缘壁，后缘壁坡度为45°～60°，标高在2 080 m左右；
前缘高程为1 850 m左右。滑坡高差约为220 m，主滑方向为300°。滑体呈不规则半椭圆形，纵向长度约为300 m，平均宽度75 m，滑坡面积约2.25×104m2。滑坡体岩性为砾岩，空间分布具有中部厚、侧缘薄的特点，厚度在3～5 m，体积约为10×104m3，由于滑坡上游汇水面积较小，预计可形成泥石流的动储量为2×104m3(如图1a)。

图1 王家沟泥石流

青苔沟上游右岸1处小型滑坡，为地震作用下形成，主滑方向为165°，坡度约为45°，砾岩崩滑体。滑体堆积于山坡之上，少量汇于冲沟内，方量约1×104m3(如图1b)。

白谷子沟内分布有6处崩塌堆积体，均为“5.12”汶川地震作用下形成的崩塌，位于白谷子沟上游左岸，砾岩崩塌体，崩塌方向140°～173°，多为大块岩块，巨石平均粒径1～1.5 m。该6处堆积规模均较小，其堆积体散布于山坡凹沟或缓坡处，崩塌堆积体方量500～800 m3，6处崩塌堆积物方量共约4 000 m3，其中可被降雨冲入沟底的方量约1 000 m3(如图1c)。

王家沟主沟中游段高程1 290～1 130 m处沟床两侧分布有不稳定岸坡，受地震和径流的长期侵蚀作用，局部易坍塌，尤其当沟底拉槽下切后，加剧了不稳定岸坡的形成，使得这些松散固体物质被裹挟补充泥石流，其岩性主要为残坡积碎石土，是形成王家沟泥石流的主要物源。不稳定岸坡主要分布于形成区内，高度为5～10 m，坡度为30°～45°。可形成泥石流的动储量5×104m3(如图1d)。

沟道堆积物源主要位于泥石流形成区物源区和堆积流通区内，原沟中松散泥石流积、洪积堆积物，是泥石流物质主要来源，岩性以砂卵石土为主。主沟及两支沟沟道堆积物，全长约5 km，平均堆积厚度为5～10 m，下游堆积厚度超过20 m，平均堆积宽度(平均溪流沟槽底宽)约20 m，总堆积量约81.05×104m3。沟道堆积物中可参与泥石流的动储量与沟道坡度及冲淤特征关系密切，受溪流下切作用的影响，特别在泥石流发生时，由于短时径流量的增加，侵蚀能力增强，表层处于松散状态的砂卵石土逐步成为泥石流重要物源，据野外调查沟道表层松散堆积物平均厚约0.5～1.5 m，可形成泥石流的动储量为8.5×104m3。

因此，王家沟泥石流松散固体物源较丰富，且物源分布较为集中，主要分布于王家沟主沟和两条支沟下游沟道及沟段两岸山坡。王家沟沟域内物源总储量为97.45×104m3，可能参与泥石流活动的松散固体物源动储量为16.6×104m3。

2.3 形成条件

该区地处亚热带湿润气候区，处于暴雨集中区，多年平均降雨量1 134.8 mm，最大降雨量1 605.4 mm，据《四川省中小流域暴雨洪水计算手册》所附暴雨量等值线图，该区的1/6 h、1 h、24 h多年最大暴雨量平均值分别为15.2 mm、40 mm、130 mm，在P=5%的条件下，1/6 h、1 h、24 h雨强可分别达到25.38 mm、66.80 mm、291.2 mm，完全具备引发泥石流灾害的降雨条件。且沟域呈近似矩形，沟域面积8.22 km2，沟内地形陡峻，沟谷上游及各支沟纵坡很大，有利于地表降水的径流和汇集，这些因素为王家沟泥石流形成提供了有利的水源条件。因此，王家沟泥石流流域的固体物质、水源条件和地形地貌条件，都有利于泥石流的发生和活动。

在泥石流形成过程中，沟域内地形陡峻，沟谷纵坡大，为水源和泥沙的汇聚提供了有利的地形地貌条件，王家沟物源区段两岸及沟道内大量不稳定岸坡和沟道堆积物为泥石流的发生提供了丰富的松散固体物源，暴雨则是泥石流形成的主要诱发因素。由于沟谷流域面积大，地形陡峻，易于汇水，水源丰富，泥石流类型主要为稀性泥石流。

因此，王家沟泥石流类型为暴雨型、沟谷型稀性泥石流，易发程度为易发，处于发展期。泥石流活动性强，潜在危险性等级为中型。

2.4 危害性分析

据调查，王家沟在震前没有泥石流发生记录，时遇山洪。震后2008年7、8月份发生4次泥石流，其中以7月20日、28日较大，其降雨强度相当于20 a一遇，安置点泥石流峰值流量124.72 m3/s，累计4次泥石流固体物质冲出量约5×104m3，同时在物源区和流通堆积区沟谷内也有大量物质堆积，为后续泥石流的发生提供了丰富物源。

王家沟泥石流危险区范围主要为沿沟两岸预测最高泥位线以下区域、两岸灾害体威胁范围，以及安置点附近因弯道超高可能淹没的区域。安置点段溪流左岸较低，该段坡降较小，大漂石容易堆积而阻塞溪流，并且该处溪流弯道较急，曲率半径仅30 m，泥石流极易产生弯道超高，而冲入安置点威胁安置点建筑安全(如图1f)。

主沟内在其与青苔沟交汇处上游220 m存在一处弯道，其曲率半径为30 m，存在严重沟岸冲蚀和弯道超高，易使泥石流冲入道路东侧沟道而威胁下游安置点安全。

青苔沟沟口沟道较浅，在发生淤积时易向北改道取直，冲入老沟，而威胁沟口北侧的两栋建筑，最终于安置点拟建桥梁上方提前汇入主沟，增加了拟建桥梁过洪压力，并对主沟的治理造成困难，现场调查发现该处两栋建筑物位于青苔沟老堆积区内(如图1e)。

目前，泥石流灾害直按威胁到王家沟两侧的5户农户24人(已全部将迁至安置点)及沟道下游在建震后安置点住宅楼32户，约96人。此外，泥石流还威胁部分安置点配套规划建设的乡间公路。因此，开展王家沟泥石流的监测预警显得更为重要、紧迫。

3.1 监测区域

王家沟主沟西部分水岭至与白谷子沟交汇处沟谷为泥石流物源主要来源地，其沟谷两侧近岸山坡在泥石流下切作用下稳定性较差，沟床内堆积有大量泥石流积、洪积物。山体岩性以三叠系须家河组(T3x)和侏罗系莲花口组(J3l)的砂岩、泥岩为主，坡面覆盖有3～4 m的残坡积碎石土层，局部大于10 m，不稳定岸坡发育。由于王家沟主沟上游崩滑体处无通讯信号，因此重点监测王家沟中部至白谷子沟交汇处沟床两侧不稳定岸坡。

青苔沟支沟沟谷溪流尽头至与主沟交汇处沟谷段为物源区，其物源主要有沟道内堆积的泥石流积、洪积物和滑坡堆积物源，此区域为次重点监测区。

3.2 监测设备布设

根据泥石流形成过程和监测仪器的特征，主要针对泥石流形成区(物源区)进行测量，不同仪器设备布设于不同位置(如图2和图3)。王家沟泥石流监测预警系统主要由全自动雨量计、泥位计、孔压计、水分计、地表测斜仪、次声监测仪、视频监测器、数据采集及无线传输装置构成，具体布设方案见表1。

表1 泥石流监测设备

图2 泥石流实时远程监控系统(平面)

图3 泥石流实时远程监控系统(剖面)

王家沟泥石流13套远程实时监测预警系统于2013年5月～2014年12月安装并调试完毕，开始对王家沟泥石流进行实时监测。因此，通过分析2015年1月～2017年12月泥石流沟内的监测数据，来获取整个流域的气象变化(雨量计)、水文变化(孔压计、泥位计、水位计、水分计)和物源变化(测斜仪)。近3 a的监测，累计采集了120 万条监测数据，为王家沟泥石流演变特征分析及预警预报提供了重要依据。监测过程中未能实时采集到泥石流次声数据，因此不对其进行分析。

4.1 降雨量

图4给出了2015年1月～2017年12月王家沟流域日降雨强度和累计降雨量。从图中可以看出，王家沟流域上游累计降雨量明显高于下游累计降雨量，其中2016年度上下游总降雨量分别为1 695.3 mm和1 409.5 mm，上游较下游全年降雨量高出近1/5(图4中黑色曲线)。因此，开展小流域监测预警仪器布设时雨量站应尽量布设于流域中上游，如遇流域中上游雨量站无信号或信号中断等情况，流域下游监测雨量应计入上游高出雨量部分值(下文仅分析上游雨量监测数据)。

图4 雨量监测数据(2015年1月～2017年12月)

王家沟流域2015～2017年雨季时(5月1日～9月30日)上游累计降雨量分别为1 154.6 mm、1 157.7 mm和1 330.9 mm，约占全年降雨量的3/4(图4中红色曲线)。

王家沟流域上游降雨强度超过100 mm/day有5 d，分别为2015年 8月3日的106.6 mm/day，2015年 8月4日的101.5 mm/day，2017年7月16日的157.6 mm/day，2017年8月18日的164.4 mm/day和2017年8月25日的142.8 mm/day(图4中蓝色柱状图)。结合对该泥石流沟的实地调查询问，与实际的降雨量相符合，王家沟流域分别于2015年 8月3日、2017年7月16日暴发两次稀性泥石流。

4.2 水文参数变化

图5给出了2015年1月～2017年12月王家沟流域水文参数变化(孔压、泥位、水位和含水量)与降雨量之间的关系。由图5可以看出，孔压、水位、含水量与降雨强度关系显著，泥位M1和M2与降雨量的关系不明显。结果表明，近3 a来监测设备运行正常，但泥位计反馈数据与实际情况并不相吻合，未能记录降雨过程与泥位(水位)之间的关系，可能由于设备量测臂未能延伸到主沟汇水处或土石类泥石流石块不规则形态导致反射波散射造成。

图5 水文监测数据与降雨量(2015年1月～2017年12月)

因此，为了进一步研究王家沟流域各项水文指标与降雨强度之间的关系，将2015年8月3日～5日和2017年7月12日～18日泥石流发生前后的水文监测数据与雨强进行对比分析，如图6和图7所示。

图6 水文监测数据(2015年8月3～5日)

图7 水文监测数据(2017年7月13～16日)

图6给出了2015年8月3日～5日王家沟流域水文变化(孔压、水位和含水量)与h降雨强度之间的关系。其中，8月3日监测数据显示2015年8月3日16：00、17：00、18：00时王家沟流域上游降雨强度分别达到32 mm/h 、42.2 mm/h和16.6 mm/h(仅分析雨强超过10 mm/h)。监测点孔隙水压力从17：00时的12.3 kPa增加至17：30时的13.4 kPa，再下降至24：00时的12.2 kPa。监测点水位高度从16：50时的3.54 m上升至17：10的3.92 m，再逐渐下降至24：00时的3.2 m。监测点处体积含水量从17：30时的37.7%逐渐下降至24：00时的31.8%。因此可知，前期当孔压、水位和含水量均处于较高值，强降雨将依次致使水位和孔压的快速上涨，但对体积含水量影响不大。这表明大量雨水于地表形成径流，导致水位快速上涨，强降雨冲刷表土层，地表裂缝迅速增多，加深、加大，雨水通过裂缝强行入渗地下，使土静、动力水压力剧增孔隙水力剧增孔隙水压力增大，土体有效应力降低，抗剪强度减小，在大量地表径流带动下泥石流物源开始启动形成泥石流。由于前期降雨使表层土体含水量基本达到饱和状态，且水分计布设于地表深度0.5 m处(图3)，受地表植被、根系、表层土体结构、土体电解质溶液等的影响，导致降雨强度与体积含水量的关系不大，因此含水量不足以作为该沟泥石流启动的判据。

8月4日监测数据显示2015年8月4日9：00时、10：00时、13：00时、14：00时和15：00时王家沟流域上游降雨强度分别达到23.5 mm/h 、11.8 mm/h、11.9 mm/h、16.2 mm/h和11.4 mm/h(仅分析雨强超过10 mm/h)。监测点孔隙水压力从8：20时的12.1 kPa增加至11：00时的12.8 kPa，随即下降至12：20时的12.7 kPa，再升高至15：10时的12.9 kPa后逐渐下降至24：00时的12.2 kPa。监测点水位高度从8：20时的3.10 m上升至8：40时的3.28 m，随即基本保持稳定至12：40时的3.31 m后，再升高至13：10时的3.51 m后逐渐下降至24：00时的3.14 m。监测点处体积含水量从7：50时的31.8%快速升至8：30时的37.5%，随即下降至9：30时的34.1%，于9：40时突升至35.2%，随后逐渐下降至11：40时的33.5%，再上升至12：40时的35.7%，于13：20时又下降到34.4%，再上升至14：00时的36.3%后逐渐下降至24：00时的31.7%。因此可知，泥石流发生以后，孔压、水位和含水量均缓慢下降至较低值，下一轮的强降雨将依次致使含水量、水位和孔压的快速上涨。这表明大量雨水渗入地下使表层土呈现相对饱和状态后，地表开始形成径流，导致沟道水位快速上涨，当含水量和沟道水位基本达到峰值时，地下水位开始增加，孔隙水压力缓慢增大。然而，当雨强小于10 mm/h时(11：00时和12：00时)，孔隙水压力缓慢下降，雨强大于10 mm/h时(13：00时、14：00时和15：00时)，孔隙水压力逐渐升高。因此，将上游雨强10 mm/h(下游8 mm/h)作为王家沟泥石流激发雨强。

图7给出了2017年7月13日～16日王家沟流域水文变化(孔压、水位和含水量)与h降雨强度之间的关系。其中，7月13日监测数据显示2017年7月13日00：00时、22：00时王家沟流域上游降雨强度分别达到18.6 mm/h和18.4 mm/h(仅分析雨强超过10 mm/h)。监测点孔隙水压力从12日23：40时的9.9 kPa增加至00：10时的11.4 kPa，随即逐渐下降至22：00时的10.6 kPa，再快速上升至22：20时的11.7 kPa，然后逐渐下降至24：00时的10.6 kPa。监测点水位高度从00：00时的2.62 m上升至00：40时的3.04 m，随即基本保持稳定至21：40时的3.00 m后，再升高至22：10时的3.30 m后逐渐下降至24：00时的3.20 m。监测点处体积含水量从12日23：30时的22.3%增加至00：10时的27%，随即基本保持稳定(略有下降)至21：20时的26.4%后，再升高至23：15时的30.2%后逐渐下降至24：00时的29.20 m。因此可知，当孔压、水位和含水量均处于较低值，强降雨将依次致使含水量、孔压和水位快速上涨。这表明降雨致使水的体积分数达到相对峰值后，地下水位开始快速增加，孔隙水压力开始增大，当孔隙水压力增加到11 kPa时，沟道水位开始快速上涨(图7a)。因此，将监测点处孔隙水压力为11 kPa作为王家沟山洪暴发的判据。

7月16日监测数据显示2017年7月16日4：00时、5：00时、6：00时、21：00时和22：00时王家沟流域上游降雨强度分别达到10.1 mm/h 、12 mm/h、35.6 mm/h、67.4 mm/h和29.6 mm/h(仅分析雨强超过10 mm/h)。监测点孔隙水压力从4：00时的105.6 kPa突升至4：40时的11.5 kPa，再上升至6：20时的12.6 kPa，并逐渐下降至20：20时的11.5 kPa，再升高至21：50时的13.3 kPa后逐渐下降至24：00时的12.8 kPa。监测点水位高度从4：10时的3.01 m上升至4：50时的3.24 m，再上升至6：10时的3.47 m，并逐渐下降至20：20时的3.06 m后，再升高至21：30时的4.16 m后逐渐下降至24：00时的3.32 m。监测点处体积含水量从4：00时的26.4%升至4：30时的31.7%，再升至5：45时的38.7%，并逐渐下降至20：00时的29%，再上升至21：10时的38.5%后逐渐下降至24：00时的30.9%。因此可知，当孔压、水位和含水量均处于相对高值时，强降雨将依次致使含水量、水位和孔压快速上涨。这表明降雨致使土体到达基本饱和状态后，地下水位开始快速增加，孔压增大，沟道水位上涨，土体有效应力降低，抗剪强度减小，在大量地表径流带动下泥石流物源开始启动形成泥石流(图7b)。因此，将监测点处孔隙水压力13 kPa作为王家沟物源启动判据。

4.3 地表测斜仪

地表测斜仪(T1～T3)依次布设于王家沟主沟中游段至与白谷子沟交汇处，用于监测泥石流物源启动(参见图3)。

图8为王家沟流域地表测斜仪(T1～T3)与降雨强度的关系。测斜仪T1数据对比降雨强度监测数据显示雨季时测斜仪监测数据有一定的波动，但长期监测数值基本保持不变。实际调查结果显示两次稀性泥石流的启动物源为沟道物源，王家沟流域中部物源区不稳定岸坡处于稳定状态，这与监测结果基本一致。

图8 地表测斜仪监测数据(2015年1月～2017年12月)

5.1 降雨阈值

泥石流的激发是短历时暴雨(激发雨强)I和前期降雨量R共同作用的结果，通常选用1 h雨强等作为激发雨强，而前期影响雨量是指当场降雨中激发泥石流的1 h峰值雨量前的总降雨量。因此，前期降雨量可以表示为：

(1)

式中，Ra为泥石流激发的1 h峰值雨量前n天降雨总量，mm；
Ri为第i天的降雨量，mm；
K为衰减系数，取值为08～0.9，取0.8。

图9给出了2015年1月～2017年12月王家沟流域上游雨量站监测数据I-R模型统计值(I取某场降雨过程中最强雨强，以前后12 h无降雨作为一场降雨)。因此，王家沟流域诱发泥石流的降雨临界雨量方程为：

图9 王家沟流域诱发泥石流的降雨I-R关系

I≥64-0.2Ra

(2)

王家沟流域雨强及其前期降雨量的相关点在临界雨量线上方时，该沟可能暴发泥石流，不超过这条线则不会发生大规模泥石流。

5.2 沟床堆积物启动条件

图10给出了土石类泥石流临界启动机制。基于此，Takahashi(1978)[17]提出的沟床堆积物启动的临界条件为：

图10 土石类泥石流临界启动机制图(Takahashi 1978)

(3)

式中，β为沟床平均坡度，°；
C*为沟床堆积体泥沙含量体积浓度；
σ为堆积体颗粒物质密度，g/cm3；
ρ为水密度，g/cm3；
h0为地表径流高度，cm；
hd为移动土石流厚度，cm；
φ为沟床堆积体物质内摩擦角，°。

充分考虑沟床堆积体物源物理力学参数变异性的影响下，取沟床堆积体泥沙含量体积浓度为0.6～0.8，堆积体颗粒物质密度2.5～2.7 g/cm3，水密度为1 g/cm3，沟床堆积体物质内摩擦角35°～42°，王家沟主沟沟床平均比降为224 ‰。依据式(3)，建立王家沟泥石流沟床堆积物启动临界条件图(图11)。

图11 沟床堆积物启动临界条件

由图11可知，王家沟流域暴发泥石流时h0/hd的计算值为0.92～3.17。实际王家沟触发沟道物源启动临界水位高度h0为1.54 m(第一次泥石流启动最低水位值，参见图6)，且其沟道表层松散堆积物平均厚约0.5～1.5 m，因此王家沟启动时h0/hd的实际值(监测)为1.03～3.08与计算值基本一致。综上，目前可将1.54 m设定为王家沟暴发泥石流的临界水位高度。

5.3 沟床两侧不稳定岸坡启动分析

沟床两侧不稳定岸坡的启动除与斜坡的岩土体材料强度条件有关外，还与孔隙水压力(地下水位高度)等密切相关。沟床两侧不稳定岸坡的稳定性计算公式为(假设与斜坡平行渗流)：

(4)

式中，γ′为土壤单位重度，kN/m3；
H为不稳定岸坡厚度，m；
h为地下水位高度，m；
γ′为水单位重度，kN/m3；
β为岸坡与水平面夹角，°；
φ为不稳定岸坡堆积体物质内摩擦角，°。

以监测点处斜坡为研究对象，在充分考虑岸坡堆积体岩土体材料强度和地下水位高度变异性的影响下，取岸坡堆积体物质内摩擦角35°～42°(沟床堆积物物质一致)，地下水位高度波动范围为0～1.5 m，土壤单位重度取饱和重度20.4 kN/m3，水单位重度取10 kN/m3，不稳定岸坡厚度为5 m，岸坡与水平面夹角为32°。依据式(4)，建立王家沟泥石流沟床两侧不稳定岸坡启动临界条件图(图12)。

图12 沟床岸坡启动临界条件

由图12可知，沟床两侧不稳定岸坡的稳定性系数Fs计算值为0.954～1.442。当地下水位高度大于1.13 m和内摩擦角小于36.2°时，沟床两侧不稳定岸坡稳定性小于1，存在启动可能性。

实际监测点处最大水位高度h0为1.33 m(第一次泥石流启动时孔压值为13.3 kPa，参见图6)，则监测点处斜坡稳定性系数Fs计算值为0.974～1.252，仍然存在启动可能性，这与监测点处岸坡未启动结果不完全一致。综上，由于植被等因素导致沟床两侧不稳定岸坡岩土体材料强度略强于沟床堆积物物质，且不同渗流方向对沟床两侧不稳定岸坡的稳定性有一定的影响造成。

5.4 结论

(1) 监测结果表明，王家沟流域上游较下游降雨量高出近1/5，雨季降雨量约占全年降雨量的3/4。

(2) 前期降雨量较多时，强降雨对体积含水量影响不大，因此含水量不足以作为泥石流启动的判据。孔隙水压力(水位高度)可作为山洪及泥石流暴发的重要判据。

(3) 充分考虑王家沟流域岩土体物理力学参数指标空间变异性的条件下，提出了降雨阈值、沟床堆积物启动及沟道边坡稳定性相结合的预警预报模式，给出了各指标的预警临界值。

(4) 该实时监测系统成功地监测到了王家沟流域分别于2015年8月3日、2017年7月16日暴发两次稀性泥石流，为该地区泥石流灾害的预测预报提供了又一项有效手段。

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