不同雨型下泥石流松散物源体降雨入渗及衰减规律

2019-09-10翟淑花冒建安立伟高谦熊春华

人民长江 2019年7期

翟淑花冒建安立伟高谦熊春华

摘要：降雨前后松散物源体含水率变化和衰减规律是泥石流启动机理分析和预警模型建立的重要内容。以雨量和松散物源体含水率监测为手段，以累计雨量达100 mm的4场典型降雨为例，分析了雨强、初始含水率、累计降雨量以及雨型对含水率变化过程的影响，研究了雨后土体含水率衰减趋势，建立了松散物源体含水率衰减模型。结果表明：当物源体含水率远低于松散物源体稳定持水率（26%～30%）时，含水率随雨强和累计雨量的增大而增大，并趋于正相关;但当含水率接近稳定持水率时，含水率表现为缓慢升高或降低，与雨强及累计降雨的相关性不明显;雨型对降雨入渗过程具有重要影响，双峰型降雨较单峰降雨更有利于水分入渗，峰值位于首尾部的双峰型降雨较峰值位于中后部的降雨更有利于土体含水率的攀升;雨后含水率的衰减规律近似符合指数衰减规律，日衰减系数为e-0.023d。

关键词：松散物源体; 降雨入渗; 含水率; 衰减系数; 雨强; 雨型; 泥石流

1 研究背景

含水率是反映泥石流松散物源体饱和程度的重要指标，是土力类泥石流启动的关键因素之一，对降雨入渗后的松散土体含水率变化趋势进行分析是研究泥石流启动机理和建立预警模型的可靠方法。松散土体的降雨入渗及其衰减是受地形地貌、土壤质地、降雨强度、初始含水率以及气候条件等诸多因素影响的复杂过程。针对降雨入渗国内外学者对此开展了大量的研究，如Liu H采用径流平衡法分析了降雨强度和前期土壤含水率对土体入渗能力的影响[1];Hawke R M采用室内试验分析了初始含水率和降雨强度对近地表土壤渗透能力的影响[2];Rudolph A等分析了前期含水率和降雨类型对微地貌变化的响应[3];You W分析了粗颗粒土坡角及前期土壤含水率对土壤侵蚀的作用[4];Nciizah A D分析了土体封盖效应对降雨入渗率产生的影响[5]。朱煦通过大型土柱降雨渗透试验[6]，分析了恒定前期降雨强度下，松散堆积体内部不同深度土体的初始含水率与基质吸力随着降雨时间的变化规律;刘目兴[7]、袁建平[8]、卫喜国等[9]分别探讨了初始含水率、降雨强度以及坡度等因子对降雨入渗规律的影响;朱伟等设计了室内降雨入渗土柱试验[10]，在初步揭示降雨入渗过程和规律的基础上，探讨了准确反映降雨入渗量的有限元计算方法;杨强等通过借助于滑坡体土体含水率实时监测技术[11]，分析了含水率对降雨的响应;马鹏辉以浅层黄土为例[12]，研究不同降雨强度下的入渗规律;陈洪凯等开展了人工降雨土柱实验[13]，对强降雨作用下的强风化泥岩的降雨入渗特性进行了研究。薛凯喜等以非饱和红壤土为对象[14]，开展了降雨入渗的室内模拟试验研究;薛强以延安市宝塔山的典型黄土自然斜坡为例[15]，开展了土体含水率和降雨联合监测，分析了斜坡土体中的含水率对降雨入渗的响应;郭元军探讨了泥石流源区土体的降雨渗流特点及其与泥石流启动的关系[16]，并对现有研究存在的不足和后续研究方向进行讨论。在含水率衰减规律分析方面，一些学者将含水率的衰减同泥石流灾害前期有效雨量相关联，用于计算泥石流前期有效雨量。如崔鹏根据蒋家沟降雨与含水率观测数据对前期降雨的衰减系数k进行了计算[17];韦方强在对云南蒋家沟土壤含水量和降水的观测数据分析[18]，提出了该流域前期有效降水量的计算公式。

上述研究取得了许多有价值的成果，但存在两方面的不足：第一，研究方法偏重于人工降雨试验，采用的降雨强度、雨型等指标与实际天然降雨形态相差大;第二，对雨后含水率衰减规律的分析和研究不多，仅限于研究程度较高的西南地区。西南地区泥石流物源体以第四系松散堆积物及破碎岩体为主，残坡积物厚度较大，一般在0.5～10 m，泥石流高发，泥石流相关机理的研究程度较高，而北京地区残坡积物较薄，一般只有20～100 cm，属于以水石流为主的低频泥石流，泥石流的研究程度较低，且未曾系统开展过类似试验和研究。基于此，本文以北京市密云区石城镇沙坨子西沟松散物源体为对象，以泥石流形成区松散物源体降雨和含水率实时监测为手段，以4场天然降雨为基础，分析了不同降雨条件下的土体含水率变化过程及衰减规律，建立了雨后土体含水率衰减模型，为泥石流预警模型的建立提供技术支持。

沙坨子西沟位于密云区石城镇捧河沿村，沟长0.687 km，流域面积为0.6 km2，沟道内松散物源体发育。1969年沙坨子西沟发生暴雨泥石流，冲毁两户民房，死亡4人。

为提高泥石流监测预警精度，在物源区布设雨量计和含水率仪各一台（图1），对不同降雨條件下的含水率变化进行实时监测。其中，含水率传感器埋设深度为30，60，100 cm。同时，为了解松散物源体的基本物理、力学性质，对含水率监测点处松散物源体采样并开展了室内筛分、天然含水率以及渗透试验。结果表明：沙坨子西沟松散物源体主要为细粒土砂，级配良好，其土样颗粒的特征参数为d60=2.878 mm、d50=2.024 mm、d30=0.666 mm以及d10=0.088 mm。土样的不均匀系数Cu=32.657，曲率系数CC=1.751，天然含水率为5.05%（质量含水率），密度为1.05 g/cm3，饱和入渗系数为2.003×10-4cm/s。

3 典型降雨雨型分析

降雨强度随时间的分配被称为雨型模式，不同的雨型对泥石流的爆发具有不同的影响。选取累计降雨量均超过100 mm的4场降雨（2016年7月20日、2017年6月22日、2017年7月7日以及2017年8月22日）为研究对象。借鉴前人对雨型划分依据[14]，除2017年7月7日降雨属于峰值位于前部的单峰型降雨外，其余3场降雨均为双峰型，其中2016年7月20日和2017年6月22日降雨峰值位于中部和后部，2017年8月23日降雨峰值位于前部和后部，各场降雨相关统计指标见表1和图2。

4 降雨入渗规律分析

根据北京地区历史泥石流调查成果[19-20]，大部分泥石流是浅层松散土体在降雨作用下饱和后而产生的，深度一般在20～30 cm左右。因此，本文选择埋深30 cm的传感器进行含水率变化分析。

4.1 雨强、初始含水率对入渗的影响

从含水率对降雨的反应来看，初始含水率较低（13%左右）时，初始降雨不能触发30 cm处松散物源体含水率即刻变化，如2016年7月20日和2017年6月22日的降雨分别在历时21 h和16 h后才下渗至30 cm处松散土体。而当初始含水率较高（19%左右）时，由于土体中前期降雨的存在，土体含水率对降雨的响应较为灵敏，降雨后含水率立刻发生变化。

从含水率随雨强的变化趋势看，入渗初期由于土体较干燥，土体的入渗能力大于降雨强度，雨水全部入渗，此时的入渗率为降雨强度，含水率随降雨强度的增加而增大。如2016年7月20日最大降雨强度为20 mm/h时，含水率最大增长速度5.83%/h，2017年6月22日最大降雨强度达13.3 mm/h时，含水率最大增长速度为4.87%/h。随着降雨的持续，含水率梯度不断减小，入渗率不断降低，含水率表现为近似均匀的缓慢增长或降低（见图3）。图3（a）中含水率达到最大值30.06%后，随小雨强降雨的持续，含水率变化率从-0.21%/h降低为-0.53%/h。图3（b）中当含水率水平达到27%～28%时，含水率的增长速率仅为0.172%/h～0.284%/h。图3（c）和图3（d）也具有出相同的趋势。

从含水率的变化速率图可以分析土体的入渗率的变化，当降雨强度小于土体入渗能力时，入渗率随降雨强度的增加而增加，含水率变化曲线表现为与雨强正相关的斜线。当降雨强度超过土壤的入渗能力时，坡面产生积水或地表径流，此时的入渗率为土体的饱和入渗系数，含水率变化曲线表现为一直线。如图4中2017年7月7日的降雨，小时雨强达到37.3 mm时，土体含水率呈匀速变化，变化率均为1.689%/h，远低于小时雨强为20 mm/h时含水率5.83%/h的变化率，说明此时地表已经产生了积水或径流，入渗率为接近饱和入渗系数而远小于雨强。

4.2 累计降雨、初始含水率对入渗的影响

从土体含水率对降雨的反应来看，初始含水率较低情况下（图5中（a）为13.4%，（b）为13.9%），累计降雨分别达到40 mm和30 mm时，30 cm处含水率才发生变化。即初始含水率越低，引起30 cm处含水率发生变化所需的累计雨量越大。而当初始含水率较高（图5（c）为19.86% ，（d）初始含水率23.4%）时，含水率对累计降雨的反应是即刻的。

从含水率的增长速率来看，初始含水率低时，土体中的水势也低，土体吸收水分的作用力较强，含水率升高速率快;相反，当初始含水率较高时，土体对水分的吸收力低，含水率升速慢。如图5（b）和（c）累计雨量均为128 mm，（b）中含水率从13.9%升至27.56%时，增幅为13.66%，而（c）中含水率由19.86%增至26.5%，增幅仅为6.64%。

从含水率的总体变化趋势来看，当含水率远小于稳定持水率（26%～30%）时，土体含水率随累计雨量的增大而增加，当接近稳定持水率时，随累计雨量的增加，含水率呈现缓慢增长或微弱降低趋势。

4.3 雨型对入渗的影响

从含水率的最大值和最终值来看（表2），相对于双峰降雨雨型，单峰降雨对于含水率的影响相对较小，最大含水率为27.19%。对3种双峰降雨而言，在排除累计降雨影响的基础上，短历时且降雨峰值位于首尾部的双峰降雨（2017年8月22日）对含水率的影响较大，由于该种类型的降雨前端经历了高强度降雨，土壤含水率迅速升高，中期经历的较低强度的降雨会使土中水分在缓慢入渗中自我调节达到平衡，后期高强度的降雨将会使含水率继续上升。而峰值处于中后部的双峰降雨（2016年7月20日和2017年6月22日）则由于高强度降雨集中在中后期，土体中水分来不及消散和运移，含水率达到稳定持水率之后很难再升高。

5 雨后含水率衰减规律分析

降雨过后含水率的衰减规律与前期有效雨量的衰减具有一定的相似性。因此，绘制了4场典型降雨后松散物源体含水率衰减曲线（图6）。采用非线性回归法获得各场降雨后土体含水率随时间衰减的函数表达式。结果表明：4场降雨后含水率衰减均可用指数函数近似表达，小时衰减系数分别为e-9.12×10-4h，e-7.10×10-4h，e-8.76×10-4h，e-10×10-4h，换算为日衰减系数分别為e-0.022 d，e-0.017 d，e-0.021 d，e-0.026 d。且4场不同降雨模式下的土体含水率衰减系数基本相同，取其平均值作为日衰减系数，则含水率7 d内衰减系数分别为0.98，0.96，0.94，0.92，0.90，0.88，0.86，0.84。由此可知，北京地区汛期含水率的衰减过程是缓慢的，含水率由25%衰减至13%大约需要21 d，该结论对于计算北京地区泥石流预警模型中前期有效雨量具有积极的指导意义。

6 结论

（1）沙坨子西沟松散物源体稳定持水率在26%～30%，当含水率远低于土体稳定持水率时，含水率随雨强和累计雨量的增大而增大，并趋于正相关;但当含水率接近稳定持水率时，含水率表现为缓慢升高或降低，与雨强及累计降雨的相关性不明显。

（2）初始含水率的高低决定了土体含水率对降雨反应的敏锐程度。当初始含水率在13%左右时，大约需要30～40 mm的累计降雨，30 cm处含水率才会发生变化。而当初始含水率在19%左右时，稍有降雨含水率即刻产生变化。

（3）当降雨强度超过土壤的入渗能力时，坡面将产生积水或地表径流，入渗率为土体的饱和入渗系数，含水率变化曲线表现为一直线。此时应密切关注后续降雨和含水率变化，及时发出预警。

（4）雨型也是影响土体含水率变化的重要因素，双峰型降雨较单峰降雨更有利于水分入渗，峰值位于首尾部的双峰型降雨较峰值位于中后部的降雨更有利于土体含水率的上升。

（5）雨后土体含水率的衰减规律具体较好的一致性，符合指数衰减规律，日衰减系数为e-0.23 d，在无后续降雨的情况下，含水率由25%衰减为13%，大约需要21 d，为泥石流前期有效雨量的计算提供了参考。

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