北京市北部和西部山区是泥石流灾害的多发区，文献[1]统计出北京地区现已查明的泥石流沟和潜在泥石流沟共有816条，分布在7个区县64个乡镇范围内，泥石流灾害已成为威胁北京市山区人民的重大地质灾害问题.泥石流爆发突然，成灾迅速，起动和运动过程复杂，越来越多的学者通过启动试验揭示泥石流的形成和运动过程，通过泥石流模型试验研究泥石流启动机理，也是泥石流预测预警的重要减灾手段.

近年来，国内外学者在泥石流模型试验方面取得了大量研究成果:如文献[2]通过降雨模型试验研究了细沟长度与横断面的变化规律；文献[3]指出，山洪作用是沟道中松散物质启动的主要因素，沟道内松散物质在山洪作用下，极易被掀动甚至揭底，展开山洪作用下泥石流的启动过程研究具有实际价值；文献[4]定义一次洪水过程指有一定质量的水在断面上通过, 表现为水位起涨、顶峰和回落3个过程.文献[5]通过人工降雨模型试验对不同粒径的2种硅砂(D₅₀=0.13，0.05 mm)进行了模拟试验，得出土体滑动距离和孔压之间的关系；文献[6]得出细沟、浅沟、切沟和冲沟适宜的宽深比范围分别为5~17、2~5、0.4~1.8和0.1~0.6；文献[7]通过人工降雨诱发泥石流的水槽试验，研究了土体破裂面处的水土作用关系，得出随着初始含水率的增加，土体的滑裂面逐渐升高的结论; 文献[8]设计了3种降雨强度，研究了冲沟型泥石流形成机理和演化特征，发现小雨强条件下土体破坏以滑坡为主，大雨强条件下，土体以侵蚀垮塌破坏为主，并且雨强越大，泥石流黏度越小，试验多出现高含砂洪流.泥石流模型试验多考虑水的作用条件，一般分为两方面，即人工降雨模型或径流冲刷模型试验，这两种试验条件在国内外模型试验中应用最广，泥石流模型试验发展至今已取得了较大的研究成果.

目前，泥石流模型试验多基于降雨因素或者恒定流量的径流冲刷试验，但自然界中泥石流的启动破坏过程中，径流并非稳定不变，而是随降雨和时间的变化而变化.因此，稳定径流的泥石流冲刷试验存在一定缺陷，本文根据北京市水文手册，设计十年和百年一遇暴雨的洪水过程线进行径流模拟，并结合不同雨型的作用研究泥石流物源体的侵蚀-破坏机理.

本文对房山区南窖沟流域进行了现场调查，并选取了一处典型老泥石流堆积物为物源体，通过自制泥石流试验台，研究了一次洪水过程中，不同降雨类型对泥石流物源体侵蚀-破坏的影响.本文设计了3种不同的降雨类型，首次运用一次洪水过程作为泥石流的后方汇水，模拟降雨和洪水共同作用下泥石流的侵蚀-破坏机理.

1 试验方法 1.1 试验土体

南窖沟位于北京市房山区，流域面积24 km²，沟谷总长为39.24 km，属于特大型泥石流沟.选取沟内一泥石流体为典型物源，该物源体长135 m，宽40 m，高5 m.试验采用相似比法，现场取土，根据SL 237—1999《土工试验规程》等质量替代法剔除2 cm以上粒径，进行材料配比，土的天然密度为1.58 g/cm³，孔隙比e=0.76，d₅₀=53 mm，级配曲线如图 1所示，该土的不均匀系数C_u=304.3，曲率系数C_c=30.1，为不良级配土，根据《岩土工程勘察规范》定名为碎石土.

1.2 试验模型

根据相似比原理，采用1:30比例尺，在北京自制泥石流试验台(见图 2).实验台由供水系统、降雨系统(雾化喷头，散射直径为0.67 m，散射角60°，纵向布设1列，共4个喷头)、后方汇水系统、和物料堆积台等构成，物料堆积台长450 cm、宽133 cm，高30 cm.图 2中8个位置均放置一个含水率仪和孔隙水压力计.其中1号和4号埋置深度为5 cm，2号和5号为15 cm，3号和6号为10 cm，7号和8号为20 cm，其中6号仪器已压坏，试验中无数据, 仪器纵向按等间距布置, 间距均为90 cm.

1.3 洪水过程线及雨型设计

试验采用3种雨型：雨型一：间歇前期降雨+暴雨；雨型二：暴雨；雨型三：小雨转暴雨(见图 3).根据《北京市水文手册》，计算出直接暴雨和小雨转暴雨洪水过程线(见图 4、5).图中虚线为实际洪水过程线，折线是为便于阀门调节的阶梯式洪水过程线.

2 试验过程及分析 2.1 雨型一试验过程及分析

0~200 min按照图 3(a)仅施加降雨，200 min时按照图 3(a)和图 4同时施加降雨和后方汇水，203 min，前缘坡脚表面细颗粒被带走，表层土体呈蜂窝状；204 min，前缘坡脚开始形成两条长约5~10 cm的冲沟；205 min，溯源侵蚀和表面冲刷加剧，中间位置形成多条纹沟；210 min，溯源侵蚀速度增大，沟内粗细颗粒被洪水带走，大块颗粒由滑动搬运转化为滚动搬运，形成贯通性冲沟；210~216 min，洪峰逐渐来临，沟内粗粒物质被大量搬运和推移，物源体破坏具有阵性特征；物源体破坏照片见图 6.

2.2 雨型二试验过程及分析

0 min时，按照3(b)和图 4同时施加降雨和后方汇水.4 min，坡脚处水流渗出，表面形成径流；5 min，坡脚处细砂颗粒从坡脚流出，颗粒之间的支撑力由粗颗粒之间的嵌合力与摩擦力承担；7 min，侵蚀加剧，坡脚处形成垂直侵蚀沟，下游可见含砂水流推移碎石颗粒运动；9 min，水流的侧蚀作用增强，冲沟两侧土体向沟内塌陷，土体发生渐进式破坏；12 min，溯源侵蚀加强，冲沟缓慢向后推移，未发生整体性破坏；12~16 min，随着洪峰来临，冲沟继续加宽加深，粗颗粒物质大量流失，物源体破坏照片见图 7.

2.3 雨型三试验过程及分析

按照图 3(c)和图 5同时施加小雨和后方汇水；4 min形成径流，表层细颗粒被冲走，坡脚底部形成稳定渗流，并呈蜂窝状；6 min，前缘坡脚出现破坏，土体表层形成纹沟，底部为粗化层；14 min，同时施加暴雨和后方汇水；16 min，前缘中部形成宽20 cm，长30 cm，深8~12 cm冲沟；20 min，随着后方汇水流量增大，冲沟内碎石颗粒被水流冲到流通区或堆积区，并出现揭底现象；20~25 min，洪峰来临，物源体搬运能力增强；试验破坏照片见图 8.

3 试验数据分析 3.1 含水率分析

图 9(a)中，土体的初始含水率为5%~7%，其中7号和8号位于坡脚处，含水率上升最快，前期降雨结束时，含水率分别达到25%和16%.1~5号仪器在间断性前期降雨期间含水率为8%~9%.其中1号埋深5 cm，2号埋深15 cm，含水率分别达到27%和16%，上部土体首先达到饱和.由于坡脚处水头差最大，随着细颗粒物质冲出，土体骨架孔隙变大，渗透力也逐渐增大，土体下部未达到饱和就已经发生切沟破坏^[9].因此，上部土体达到饱和后基质吸力降为0，土体抗剪强度τ_f下降，最终由于τ＞τ_f，土体发生破坏.

图 9(b)中，7号和8号坡脚位置含水率最先达到饱和.1~5号含水率随着时间的增大也逐步增大，最大含水率为11%~13%，并未达到饱和.因此，直接暴雨作用下，降雨入渗少，土体表面径流大，土体内聚力下降小，土体抗剪强度τ_f下降不明显，但洪水作用下，剪切下滑力较大，土体来不及饱和就已经发生切沟破坏.

图 9(c)中，8号、1号和2号仪器在小雨时最先达到饱和，此时土体并未明显破坏.暴雨作用后，各位置均达到饱和.图中3号和5号位于模型箱右侧，冲沟在左侧，因此3号和5号含水率增加最缓慢，最终含水率分别达到22%和25%.两种雨型的结合作用下，物源体含水率基本饱和，土体粘聚力迅速下降，土体内部掏蚀严重，发生切沟破坏，破坏模式仍为侵蚀-冲沟型.

3.2 孔隙水压力分析

图 10(a)中，冲沟发生在模型箱左侧，因此选取冲沟一侧的3号和7号进行分析.7号位置孔隙水压力在前期降雨过程中，变化较平稳，200 min时由于施加洪水作用，坡脚位置发生侵蚀，210 min时孔隙水压力迅速降低，破坏后又开始增加.3号探头在210~230 min内发生突然下降，土体发生侵蚀破坏时，内部细颗粒向外迁移，土体骨架易形成集中渗流，造成孔隙水压力急剧下降，且下降过程复杂，跳跃性大.

图 10(b)中，冲沟在左侧，仍取3号和7号位置进行分析.3号和7号孔隙水压力在18~29 min时出现陡降现象，此时坡脚开始发生破坏，42~58 min内又发生孔隙水压力的陡降现象.随着沟床物质不断启动并破坏，孔压出现阶梯型下降现象，40 min时在水流的掏蚀作用下，土体向沟内倒塌，孔隙水压力随降雨和水流侵蚀作用的变化而变化.

图 10(c)中，冲沟在模型箱右侧，取冲沟一侧的4号和8号进行分析.两条曲线均在15~20 min，25~35 min发生陡降现象，暴雨作用后，在面蚀作用下土体迅速发生侵蚀破坏.孔隙水压力的变化与破坏现象吻合，因此孔隙水压力消散的过程也是土体发生破坏的过程.土体破坏并不是一个连续过程，而是一个随机的阵发性过程，孔隙水压力曲线也表现出阵发性特征^[10].

4 泥石流的侵蚀机制分析 4.1 矿物成分和流变性分析

取南窖沟堆积物进行X射线衍射分析结果见表 1.其中，堆积物样本以原生矿物为主，成分为石英和长石，其质量分数高达73%；黏土矿物主要为伊利石和高岭石，分别占20%和7%.伊利石和高岭石比表面积小，压缩性低，亲水性弱.在黏粒含量相同情况下，伊利石和高岭石形成的网格结构较为松散，起始静切力、刚性系数和宾汉屈服力较小.

南窖沟泥石流介于携沙水流和塑性土体之间，属于非牛顿体，又具有宾汉塑性和圣维南体的特征，但其流变性与宾汉体有一定差异，可认为是具有起始静切力的Herschel-Bulkley流变模式(H-B流体)^[11].

4.2 侵蚀状态分析

物源堆积体的侵蚀规律与物源体破坏过程相一致，图 11~13为物源体破坏过程中的雨量、洪水流量和侵蚀时间随侵蚀阶段的变化特征对比图，切沟侵蚀是物源体发生破坏的显著标志^[12].

图 11中，雨型一发生面蚀、坡脚掏蚀和切沟侵蚀所需雨量最小，物源体发生切沟侵蚀时累计降雨量为103.4 mm；雨型二发生切沟侵蚀累计降雨量为134.4 mm，雨型三发生切沟侵蚀的降雨量为156.5 mm.因此，前期降雨的作用降低物源体切沟破坏时的累计雨量；小雨和暴雨的联合作用需要更大的雨量使土体发生切沟破坏.

图 12中，雨型一各个侵蚀阶段洪水流量最小；雨型二前3个侵蚀阶段，洪水流量近似呈直线型上升，雨型三发生面蚀和坡脚掏蚀时，洪水流量最大.发生切沟侵蚀时，3种雨型后方洪水流量分别为1.2、2.2和1.92 m³/h，均小于泥石流的洪峰流量2.8 m³/h，且前期降雨作用减小了泥石流物源体破坏所需后方汇水.

图 13中，前3个侵蚀阶段的时间由大到小为雨型三＞雨型二＞雨型一，雨型三发生切沟侵蚀破坏时间为20 min，雨型二为14 min，雨型一为10 min.雨型三发生切沟侵蚀破坏时间最长，在小雨降雨的14 min内，物源体破坏不明显，暴雨作用后泥石流侵蚀加剧，侵蚀规模逐渐加大，20 min时发生贯通性侵蚀切沟.雨型一发生面蚀、坡脚掏蚀和切沟侵蚀的时间最短.

泥石流侵蚀力根本上取决于土体剪切力和切向自身重力，其抗剪力取决于法向重力、孔压和土体c-φ值^[13-14].试验过程中，3种雨型作为试验变量因素，增加了土体的含水率和孔隙水压力，降低了土体的内聚力，洪水的作用使得土体的剪切力增加，土体更易发生剪切破坏.因此，雨型一在间断性前期降雨作用下，土体含水率迅速上升，土体发生切沟侵蚀破坏所需洪水流量最小，破坏时间最短.雨型二作用直接百年一遇暴雨，雨水来不及入渗，土体内聚力下降小，土体受水流剪切力破坏，因此土体破坏需要更多的洪水流量.雨型三在小雨作用下，雨水入渗量多，土体内聚力下降大，两种雨型的结合作用下，作用时间更长，破坏规模较大.

5 结论

1) 本文首次将一次洪水过程作为泥石流启动和破坏的设计条件，具有合理性，泥石流侵蚀破坏机制为降雨-径流-面蚀-坡脚掏蚀-切沟侵蚀-侵蚀终止，切沟侵蚀发生在洪峰来临之前.

2) 3种雨型的坡脚位置均达到饱和且最先发生破坏，饱和含水率为25%~30%；直接暴雨作用下，土体尚未饱和就已发生切沟侵蚀破坏，且最大含水率为9%~16%.

3) 土体侵蚀破坏并不是一个连续过程，而是随机的阵发性过程，孔隙水压力曲线也具有阵发性特征，孔隙水压力消散的过程也是物源体发生破坏的过程.

4) 切沟侵蚀破坏时，3种雨型后方洪水流量分别为1.2、2.2和1.92 m³/h，均小于泥石流的洪峰流量，切沟破坏时间分别为10、14、20 min.前期降雨作用降低了物源体发生切沟破坏的临界雨量和洪水流量.