超孔隙水壓力的形成及其對滑坡泥石流起動和演進的影響

摘 要：滑坡泥石流是山區(qū)常見的地質災害，突發(fā)性強、危害嚴重，對其發(fā)生機理的研究是滑坡泥石流預防預報預警的基礎。在系統(tǒng)梳理土體孔隙水壓力研究已有成果的基礎上，分析坡體超孔隙水壓力形成和變化的物理圖景及其對滑坡泥石流起動和演進的影響，并探討了依據(jù)孔隙水壓力動態(tài)變化來預測滑坡泥石流起動的可能性以及目前存在的主要困難。研究表明，坡體孔隙水壓力特別是超孔隙水壓力的產生及維持與坡體失穩(wěn)滑坡、滑坡體液化、泥石流的形成及運動密切相關，坡體失穩(wěn)滑坡及土力類泥石流的暴發(fā)過程通常伴隨著孔隙水壓力的急劇變化，超孔隙水壓力的產生是土體變形即土體顆粒位置錯動的結果而非誘因，但超孔隙水壓力的產生又會進一步促進坡體失穩(wěn)；超孔隙水壓力形成的關鍵在于土體孔隙體積變化與孔隙水壓力消散的相對速率，孔隙體積變化主要受土體變形影響，而孔隙水壓力消散主要受土體粒度分布和細顆粒含量的影響。目前，孔隙水壓力及超孔隙水壓力與滑坡泥石流起動和演進過程關系的研究已取得不少成果，但依據(jù)孔隙水壓力預報預警滑坡泥石流起動仍有難度，主要難點在于不易有效監(jiān)測并及時預報自然坡體孔隙水壓力的動態(tài)變化，這是未來值得進一步研究的重要內容。

關鍵詞：滑坡；泥石流；孔隙水壓力；超孔隙水壓力；土體液化

中圖分類號：Ｐ６４２．２２；Ｐ６４２．２３；Ｓ１５７．１ 文獻標志碼：Ａ ｄｏｉ：１０．３９６９／ ｊ．ｉｓｓｎ．１０００－１３７９．２０２３．０４．０１８

引用格式：侯偉鵬，余國安．超孔隙水壓力的形成及其對滑坡泥石流起動和演進的影響［Ｊ］．人民黃河，２０２３，４５（４）：１０２－１０８．

滑坡泥石流是山區(qū)常見的地質災害，突發(fā)性強、危害嚴重，對其發(fā)生機理的研究是滑坡泥石流預報預警預防的基礎。坡體孔隙水壓力特別是超孔隙水壓力的產生及維持與坡體失穩(wěn)滑坡、滑坡體液化、泥石流的形成及運動密切相關［１－４］ ，是滑坡泥石流研究者經常關注的重要指標［５－７］ 。野外觀測和模型試驗表明，超孔隙水壓力能夠降低斜坡土體有效應力并使土體液化［８－９］ 、提高坡體物質流動性［１０－１１］ 、促使泥石流長距離輸移［１２－１４］ 。分析超孔隙水壓力的形成和變化有助于明晰滑坡泥石流的觸發(fā)機制和演變過程，對滑坡泥石流災害防治具有重要的實踐意義。本文對孔隙水壓力及超孔隙水壓力的形成機制、物理圖景及其對滑坡泥石流起動和演變的影響等相關研究成果進行系統(tǒng)總結，并探討基于孔隙水壓力動態(tài)變化開展滑坡泥石流起動預判的可能性及目前存在的主要困難，以期為滑坡泥石流預報預警研究等提供參考。

１ 超孔隙水壓力形成機制及物理圖景

孔隙水壓力Ｐ 一般包括靜水壓力Ｐｓ 和附加孔隙水壓力Ｐｅ 兩部分，靜水壓力由水位埋深決定，附加孔隙水壓力一般由土體變形產生［１５］ 。通常來說，水分（降雨或徑流）滲入土體后會部分或全部充滿土體顆粒間隙，當孔隙水在土體內部沒有流動即土體與孔隙水處于平衡狀態(tài)時，某一位置的孔隙水壓力應等于該位置靜水頭所形成單位面積上的水體自重即靜水壓力，若外部擾動使土體變形速率大于孔隙水壓力消散速率時則會形成附加孔隙水壓力［１６］ 。一般而言，當松散土體失穩(wěn)發(fā)生剪縮變形時，會產生附加正孔隙水壓力，即Ｐｅ ＞０，則Ｐ＞Ｐｓ；密實土體失穩(wěn)發(fā)生剪脹變形時，會產生附加負孔隙水壓力，即Ｐｅ ＜０，則Ｐ＜Ｐｓ。附加正孔隙水壓力也稱為超孔隙水壓力，其實質上就是總孔隙水壓力超過靜水壓力的部分，它的存在會降低土體有效應力和抗剪強度［１７－１９］ ，進而觸發(fā)并加速坡體失穩(wěn)［２０－２１］ ，而附加負孔隙水壓力則會抑制坡體進一步失穩(wěn)。從坡體安全和防災減災角度考慮，超孔隙水壓力是應關注的重點。

坡體失穩(wěn)過程通常伴隨著土體顆粒的位置重排。根據(jù)臨界狀態(tài)理論，無論坡體失穩(wěn)前土體密度如何，松散和密實土體失穩(wěn)變形都會趨于某一臨界體積密度（對應臨界孔隙率）［２２］ ，松散土體體積收縮而密實土體體積膨脹（見圖１）［２３－２５］ 。具體來說，松散土體在剪切變形過程中不斷坍塌會提高孔隙水壓力甚至引起土體液化［１０， ２６－２７］ ，這會造成摩擦阻力喪失［８， ２８］ 進而形成正反饋，導致滑坡運動加速［１２， ２９］ ；而密實土體由穩(wěn)定狀態(tài)失穩(wěn)下滑時需要克服顆粒間的阻力，同時滑坡運動還會受到體積膨脹和由此引起的孔隙水壓力降低（甚至形成負壓）的影響［２３， ２９－３１］ ，形成負反饋。隨著密實土體逐漸接近臨界狀態(tài)，由體積膨脹產生的負孔隙水壓力阻滯效應趨于消失，如果有足夠的徑流或降雨使土體含水量重新達到飽和或接近飽和狀態(tài)，那么正孔隙水壓力將會觸發(fā)第二次破壞。

超孔隙水壓力的形成與否取決于土體變形和孔隙水壓力消散的相對速率。Ｉｖｅｒｓｏｎ 等［３２］ 通過水分飽和且緊密堆積的玻璃棒陣列剪切試驗，觀察到孔隙水壓力高壓平臺與深低壓槽交替出現(xiàn)（見圖２），其動態(tài)變化趨勢可以用無量綱指標Ｒ 表示：

式中：δ 為顆粒粒徑；ν 為顆?；瑒铀俣?；μ 為孔隙流體黏度；ｋ 為水力滲透系數(shù)；Ｅ 為復合顆粒介質單軸壓縮模量。

指標Ｒ 即土體孔隙體積變化的時間尺度（δ ／ ν）與孔隙水壓力消散的時間尺度［δ２μ ／ （ｋＥ）］之比，其值越小意味著孔隙水壓力變化越強烈。因此，如果坡體下滑變形速率足夠大，那么即使粗顆粒土體也可能表現(xiàn)出相對不排水的情況，并形成顯著的附加孔隙水壓力；反之，如果坡體下滑變形速率足夠?。ㄈ浠敲醇词辜氼w粒土體也可能表現(xiàn)出排水的情況，孔隙水壓力難以發(fā)生顯著變化［８］ 。

土體剪切帶的擴張與收縮使孔隙水壓力與庫侖摩擦力發(fā)生變化進而影響滑坡體的運動，Ｉｖｅｒｓｏｎ［３］ 提出用一個無量綱指標α 來定量反映滑坡體運動、剪切帶變形和孔隙水壓力的耦合關系：

土體顆粒級配和細顆粒含量會影響孔隙水壓力的形成與耗散，進而影響滑坡體運動過程。富含沙粒的坡體能夠形成泥石流而富含細粒的坡體易發(fā)生坍塌［２２， ３４］ ，原因是富含沙粒的土體比富含細粒的土體具有更大的水力傳導率，孔隙水能夠以更快的速度進入剪切帶擴張區(qū)。不同土體具有不同的臨界孔隙度［３５］ ，土體初始孔隙度不能作為土體液化潛力的可靠指標［３４］ ，造成滑坡狀況差異的主要原因是土體粒度分布和細顆粒含量不同［２２］ 。Ｗａｎｇ 等［２］ 在不同粒徑石英沙坡體降雨誘發(fā)滑坡試驗中觀察到粗沙坡體發(fā)生溯源式滑坡而細沙坡體發(fā)生流動式滑坡；Ｃｈｅｎ 等［３６］ 在自然堆積體人工降雨模擬試驗中觀察到土體中黏粒含量偏低或偏高時均需較長時間的降雨或徑流才能觸發(fā)坡體失穩(wěn)，而黏粒含量中等時會在短時間內觸發(fā)坡體失穩(wěn)；Ｐｉｅｒｓｏｎ［１７］ 、Ｃｈｅｎ 等［３７］ 研究表明，黏粒、沙粒和礫石含量不同，會形成不同的土體結構，礫石等粗顆?？蔀槠麦w提供骨架支撐，而黏粒等細顆粒吸水膨脹后會堵塞粗顆粒間相互連通的孔隙并抑制孔隙水壓力快速消散［１７， ３７］ ；趙普意［３８］ 研究表明，當粗顆粒骨架間的孔隙水壓力消散速率小于土體變形速率時，便會在坡體內形成局部超孔隙水壓力，進而影響滑坡過程?？紫端菀自诖诸w粒間流動且粗顆粒沉降會使液相支撐的細顆粒重力轉移到粗顆粒骨架上，因而細顆粒含量高的泥石流的孔隙水壓力通常難以消散［１３］ 。Ｗａｎｇ 等［２］ 通過雙筒裝置旋轉飽和混合物試驗，證實細顆粒含量高的混合物孔隙水壓力消散速率較小、容易保持高孔隙水壓力。Ｋａｉｔｎａ 等［７， ３９］ 、Ｉｖｅｒｓｏｎ 等［４０］ 研究表明，在細顆粒含量高的混合物內幾乎所有位置的孔隙水壓力均顯著超過靜水壓力，而在分選良好的礫石與水混合物內大部分位置的孔隙水壓力等于靜水壓力。Ｚｈｏｕ 等［１３］ 研究表明，具有低密度、復雜結構和大比表面積的小木質碎片能夠吸附并懸浮細顆粒，有利于維持超孔隙水壓力。

２ 超孔隙水壓力對滑坡泥石流起動和演進的影響

２．１ 超孔隙水壓力與坡體穩(wěn)定性的關系

對斜坡土體進行受力分析可知，當土體受到沿坡面方向的重力分量大于土體抗剪強度時，斜坡土體將發(fā)生廣泛的庫侖破壞。土體抗剪強度公式為

τ ＝ σｔａｎ φ ＋ Ｃ （３）

式中：τ 為土體抗剪強度；σ 為土體正應力；φ 為土體內摩擦角；Ｃ 為土體內聚力。

土體內摩擦角反映單個土體顆粒表面的摩擦屬性和多個土體顆粒間的互鎖程度，土體結構破壞通常會改變土體顆粒間的互鎖狀態(tài)［８］ ；土體內聚力則反映土體顆粒間的膠結作用，黏粒含量低的土體一般膠結作用較弱、Ｃ 值較小。坡體失穩(wěn)前土體一般有水分入滲并形成一定的孔隙水壓力，土體內孔隙水會顯著改變土體應力狀態(tài)，因此可根據(jù)有效應力原理［４１］ 對式（３）進行修正：

τ ＝ σｅｆｆｔａｎ φ ＋ Ｃ ＝ （σ － Ｐ）ｔａｎ φ ＋ Ｃ （４）

式中：σｅｆｆ為土體有效應力；Ｐ 為孔隙水壓力。

式（４）明晰了液相土體和固相土體對正應力的貢獻［７］ ，其中液相土體承受應力為Ｐ（即孔隙水壓力），固相土體承受應力為σ－Ｐ（即土體有效應力σｅｆｆ ），孔隙水壓力越大則土體有效應力越小、土體抗剪強度越低。由于水體自身重力等于靜水壓力對土體顆粒的浮力，因此式（４） 中的孔隙水壓力就是超孔隙水壓力［４２］ ，靜水壓力的存在使土體內聚力降低。一般假定φ 和Ｃ 為常數(shù)，但實際上φ 和Ｃ 會隨應力狀態(tài)有所變化［４３］ 。斜坡內局部高孔隙水壓力和水流滲透力會使細顆粒不斷被侵蝕、沉積或重排列，潛在破壞面土體內聚力損失將引發(fā)大規(guī)模剪切破壞［３７，４４－４５］ 。通常情況下，土體內聚力隨土體含水量和孔隙水壓力的增大而降低，當土體發(fā)生較大變形時內聚力會急劇下降［３７，４６］ 。斜坡內超孔隙水壓力以降低土體有效應力和土體內聚力的方式引發(fā)邊坡庫侖破壞，且超孔隙水壓力或土體飽和狀態(tài)持續(xù)時間越長坡體失穩(wěn)破壞的概率越大［４７］ 。

２．２ 超孔隙水壓力與土體液化的關系

坡體失穩(wěn)的關鍵在于有足夠大的孔隙水壓力引發(fā)邊坡庫侖破壞［８， １０］ 。如果坡體穩(wěn)定系數(shù)較大，在失穩(wěn)前土體能夠達到飽和或接近飽和狀態(tài)，那么坡體在失穩(wěn)下滑過程中就很容易液化并形成泥石流。土體液化_主要有兩種方式［８］ ：其一，土體內聚力足夠大，以至于在土體達到飽和并產生顯著正孔隙水壓力之前抑制破壞，一旦因土體內聚力突然損失而引發(fā)坡體庫侖破壞，坡體內的超孔隙水壓力很容易造成土體自發(fā)液化［４８－４９］ ；其二，即使坡體內大部分土體在失穩(wěn)下滑前未達到飽和狀態(tài)，但土體失穩(wěn)過程中體積收縮會使非飽和帶土體含水率上升至飽和或接近飽和狀態(tài)并產生超孔隙水壓力［５０］ ，超孔隙水壓力通過減小顆粒接觸應力引起土體液化［３２］ 。通常，用孔隙水壓力與土體正應力的比值（ＬＲ）表示土體液化率：

當ＬＲ 趨于１ 即孔隙水壓力與土體正應力抵消時，表明土體處于完全液化狀態(tài)。從坡體失穩(wěn)滑坡轉化到坡體液化形成泥石流并無明顯界限［８， ５１］ ，通常來說，滑坡轉化成泥石流多起始于２５°～４５°的斜坡［８， ３６］ ，坡體失穩(wěn)前土體一般處于飽和或接近飽和狀態(tài)［５２－５４］ 。

超孔隙水壓力會使滑動面底部形成液化層，液化層在滑坡體快速向前運動的同時厚度不斷增加。有關研究［５１， ５５－５７］ 表明，陡坡土體會在低飽和狀態(tài)下破壞，此時土體液化所需的孔隙水壓力梯度有所降低，但很難觀測到泥石流起動區(qū)（固體剛性運動開始變?yōu)榱黧w塑性運動處）土體孔隙水壓力變化情況?；逻\動大致可分為坡頂坍塌剪縮并破壞顆粒骨架結構、飽和帶產生超孔隙水壓力、發(fā)生快速剪切等３ 個階段，一般在坡頂出現(xiàn)拉伸裂縫而在坡腳發(fā)生壓縮［５８］ 。坡頂孔隙水壓力增大的原因是剪切過程中的土體坍塌，而坡腳孔隙水壓力增大的原因是坡頂坍塌壓實和土體剪切的共同作用［５９］ ；孔隙水壓力急劇升高與滑動面首次出現(xiàn)應變的時間幾乎一致［６０］ 。這支持一個重要結論：超孔隙水壓力的產生是土體變形（土體顆粒位置錯動）的結果而非誘因，但超孔隙水壓力的產生又會進一步促進坡體失穩(wěn)［５８－５９， ６１］ 。

２．３ 孔隙水壓力在泥石流運動過程中的作用

大量室內試驗與野外原型觀測［１，５，７，３９－４０，６２－７４］ 表明，孔隙水壓力在泥石流運動過程中發(fā)揮重要作用?？紫端畨毫νㄟ^降低土體正應力、調節(jié)顆粒接觸摩擦和基底摩擦，進而影響泥石流形態(tài)和運動速度［１２， ６２］ 。泥石流底部正應力、剪切應力和孔隙水壓力的變化與泥石流厚度的變化是同步的［５］ ，正應力突然上升標志著泥石流前沿到達，而孔隙水壓力則隨泥石流龍身（液相為主）到達而上升［６３］ 。一般情況下，泥石流龍頭主要由粗顆粒碎石組成而龍身主要由細顆粒泥漿組成，粗顆粒碎石的高滲透性有利于孔隙水快速排出，摩擦阻力多集中在缺乏高孔隙水壓力的流體前沿或沉積體邊緣［１０， ６４］ ，因此即便泥石流內部持續(xù)維持的高孔隙水壓力能夠使大多數(shù)混合物處于液化狀態(tài)，也依然存在沉積現(xiàn)象［１］ 。相比之下，細顆粒泥漿的低滲透性有利于孔隙水壓力長期維持，高孔隙水壓力通過抵消顆粒間法向應力和摩擦阻力來增強流體流動性，飽和細顆粒泥漿不斷累積并推動龍頭運動加速［４０， ６５］ ，此時流體內部黏性阻力比摩擦阻力更加重要［１１］ ?？紫端畨毫νㄟ^減小庫侖摩擦力、增強混合物流動性并減少能量損耗，這就是負孔隙水壓力使滑坡運動有限距離后停止而高孔隙水壓力卻能使泥石流在低坡度下長距離輸移的原因［６６］ 。

泥石流內部足以引起液化的高孔隙水壓力形成于流體開始運動和加速期間、持續(xù)存在于流體減速和沉積期間，最終消散于流體固結期間［１］ 。Ｓａｓｓａ 等［５０］ 、Ｉｖｅｒｓｏｎ 等［６９］ 、Ｏｋａｎｏ 等［７５］ 在試驗中還發(fā)現(xiàn)，濕潤的河床沉積物被泥石流覆蓋時產生的較大正孔隙水壓力會減小河床基底摩擦力并促進河床進一步沖刷，泥石流流速、流量、動量隨之增大并形成正反饋［５０， ６９］ ，因此泥石流侵蝕速率隨河床沉積物含水量的增大而上升［７５］ ?？紫端畨毫νㄟ^調節(jié)庫侖摩擦力影響流體沉積過程［１］ ，低滲透性細顆粒有利于孔隙水壓力長期維持并減小摩擦阻力，通常會形成較薄的沉積層。

２．４ 討 論

坡體失穩(wěn)滑坡及土力類泥石流的暴發(fā)過程通常伴隨著孔隙水壓力的急劇變化，孔隙水壓力的這種急劇變化到底是坡體失穩(wěn)的結果還是坡體失穩(wěn)的誘因？ 有關研究表明［２， ５９， ６１］ ，孔隙水壓力常在土體破壞前表現(xiàn)出緩慢增長趨勢并在坡體失穩(wěn)后幾秒內迅速增大至峰值，非常顯著的超孔隙水壓力形成于坡體破壞期間。盡管不同學者觀察到的坡體失穩(wěn)前后孔隙水壓力的變化特征不同，但都存在孔隙水壓力由緩慢增大到急劇增大的突變點。實際上，孔隙水壓力的這種急劇變化原因是坡體失穩(wěn)導致土體剪切變形，而孔隙水壓力的急劇增大又會進一步降低土體抗剪強度（降低土體有效應力和內聚力）并加速坡體變形和土體液化，形成正反饋。不過，已有的試驗和監(jiān)測結果也顯示，并非在所有坡體失穩(wěn)過程中都能監(jiān)測到孔隙水壓力急劇變化，原因可能與壓力傳感器安裝位置有關［４３－４４］ ：坡體的失穩(wěn)破壞（剪切變形）通C_lt;擟_坽常是由局部逐漸發(fā)展到整體的，如果坡體初始破壞位置正好位于傳感器附近，那么在坡體整體失穩(wěn)時即能監(jiān)測到孔隙水壓力的急劇增大；反之，如果坡體初始破壞位置距傳感器較遠或位于傳感器下坡向，那么很有可能在坡體整體失穩(wěn)后才能（甚至無法）監(jiān)測到孔隙水壓力的急劇增大。

無論是野外原型觀測還是室內模型試驗，應力板和各類傳感器（主要是壓力傳感器）是監(jiān)測孔隙水壓力變化的主要器件［１， ３６， ６３， ７４－７７］ 。盡管滑坡及土力類泥石流起動一般伴隨著孔隙水壓力的急劇增大，但是基于現(xiàn)有技術手段、依據(jù)孔隙水壓力動態(tài)變化來預測滑坡泥石流起動仍十分困難，目前來看有兩方面難題：①怎樣科學預判坡體潛在失穩(wěn)點和合理選取監(jiān)測位置。無論是應力板還是傳感器，其數(shù)據(jù)采集結果都會受安裝位置（監(jiān)測位置）的顯著影響，若安裝位置選擇不當則會造成數(shù)據(jù)獲取延遲甚至無法獲取數(shù)據(jù)。②怎樣確保預報預警的時效性。密實土體失穩(wěn)剪切變形會發(fā)生體積膨脹，相應孔隙水壓力降低（甚至形成負孔壓）會抑制坡體運動，此時坡體運動能否進一步液化形成泥石流存在很大的不確定性，取決于后期是否有充沛的降雨或徑流入滲，因此較難根據(jù)孔隙水壓力的變化提前預判土體失穩(wěn)能否發(fā)展形成泥石流；而松散土體失穩(wěn)通常伴隨著運動加速過程，孔隙水壓力通常會發(fā)生急劇變化，但從坡體失穩(wěn)滑坡到坡體液化形成泥石流十分迅速（其形成時間通常以秒計），因此即便能夠成功監(jiān)測到孔隙水壓力的急劇變化，也很難有足夠時間采取應對措施（預報預警等）。

３ 結 語

眾多研究表明，坡體孔隙水壓力特別是超孔隙水壓力的產生及維持與坡體失穩(wěn)滑坡、滑坡體液化、泥石流的形成及運動密切相關。坡體失穩(wěn)滑坡及土力類泥石流的暴發(fā)過程通常伴隨著孔隙水壓力的急劇變化，超孔隙水壓力的產生是土體變形即土體顆粒位置錯動的結果而非誘因，但超孔隙水壓力的產生又會進一步促進坡體失穩(wěn)；超孔隙水壓力形成的關鍵在于土體孔隙體積變化與孔隙水壓力消散的相對速率，孔隙體積變化主要受土體變形速率影響，而孔隙水壓力消散主要受土體粒度分布和細顆粒含量的影響。目前，孔隙水壓力及超孔隙水壓力與滑坡泥石流起動演進關系的研究已取得不少成果，但依據(jù)孔隙水壓力預報預警滑坡泥石流起動仍有難度，主要難點在于不易有效監(jiān)測并及時預報自然坡體孔隙水壓力的動態(tài)變化，這是未來值得進一步研究的重要內容。

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［６８］ ＨＳＵ Ｌ，ＤＩＥＴＲＩＣＨ Ｗ Ｅ，ＳＫＬＡＲ Ｌ Ｓ．Ｍｅａｎ ａｎｄ ＦｌｕｃｔｕａｔｉｎｇＢａｓａｌ Ｆｏｒｃｅｓ Ｇｅｎｅｒａｔｅｄ ｂｙ Ｇｒａｎｕｌａｒ Ｆｌｏｗｓ：Ｌａｂｏｒａｔｏｒｙ Ｏｂ?ｓｅｒｖａｔｉｏｎｓ ｉｎ ａ Ｌａｒｇｅ Ｖｅｒｔｉｃａｌｌｙ Ｒｏｔａｔｉｎｇ Ｄｒｕｍ［Ｊ］．Ｊｏｕｒｎａｌｏｆ Ｇｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ： Ｅａｒｔｈ Ｓｕｒｆａｃｅ，２０１４，１１９ （６）：１２８３－１３０９．

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［７０］ ＩＶＥＲＳＯＮ Ｒ Ｍ，ＬＡＨＵＳＥＮ Ｒ Ｇ．Ｆｒｉｃｔｉｏｎ ｉｎ Ｄｅｂｒｉｓ Ｆｌｏｗｓ：Ｉｎｆｅｒｅｎｃｅｓ ｆｒｏｍ Ｌａｒｇｅ?Ｓｃａｌｅ Ｆｌｕｍｅ Ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ ［ Ｊ］． Ｈｙ?ｄｒａｕｌｉｃ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ，１９９３，９３（２）：１６０４－１６０９．

［７１］ ＭＡＪＯＲ Ｊ Ｊ．Ｄｅｐｏｓｉｔｉｏｎａｌ Ｐｒｏｃｅｓｓｅｓ ｉｎ Ｌａｒｇｅ?Ｓｃａｌｅ Ｄｅｂｒｉｓ?Ｆｌｏｗ Ｅｘｐｅｒｉｍｅｎｔｓ［Ｊ］． Ｔｈｅ Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｇｅｏｌｏｇｙ，１９９７，１０５（３）：３４５－３６６．

［７２］ ＭＣＣＯＹ Ｓ Ｗ，ＫＥＡＮ Ｊ Ｗ，ＣＯＥ Ｊ Ａ，ｅｔ ａｌ．Ｓｅｄｉｍｅｎｔ Ｅｎ?ｔｒａｉｎｍｅｎｔ ｂｙ Ｄｅｂｒｉｓ Ｆｌｏｗｓ：Ｉｎ Ｓｉｔｕ Ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ ｆｒｏｍ ｔｈｅＨｅａｄｗａｔｅｒｓ ｏｆ ａ Ｓｔｅｅｐ Ｃａｔｃｈｍｅｎｔ ［ Ｊ ］． Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆＧｅｏｐｈｙｓｉｃａｌ Ｒｅｓｅａｒｃｈ：Ｅａｒｔｈ Ｓｕｒｆａｃｅ，２０１２，１１７：Ｆ０３０１６．

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［７４］ ＭＣＡＲＤＥＬＬ Ｂ Ｗ．Ｆｉｅｌｄ Ｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ ｏｆ Ｆｏｒｃｅｓ ｉｎ ＤｅｂｒｉｓＦｌｏｗｓ ａｔ ｔｈｅ Ｉｌｌｇｒａｂｅｎ：Ｉｍｐｌｉｃａｔｉｏｎｓ ｆｏｒ Ｃｈａｎｎｅｌ?Ｂｅｄ Ｅｒｏｓｉｏｎ［Ｊ］．Ｉｎｔｅｒｎａｔｉｏｎａｌ Ｊｏｕｒｎａｌ ｏｆ Ｅｒｏｓｉｏｎ Ｃｏｎｔｒｏｌ Ｅｎｇｉｎｅｅｒｉｎｇ，２０１６，９（４）：１９４－１９８．

［７５］ ＯＫＡＮＯ Ｋ，ＳＵＷＡ Ｈ，ＫＡＮＮＯ Ｔ．Ｃｈａｒａｃｔｅｒｉｚａｔｉｏｎ ｏｆ ＤｅｂｒｉｓＦｌｏｗｓ ｂｙ Ｒａｉｎｓｔｏｒｍ Ｃｏｎｄｉｔｉｏｎ ａｔ ａ Ｔｏｒｒｅｎｔ ｏｎ ｔｈｅ ＭｏｕｎｔＹａｋｅｄａｋｅ Ｖｏｌｃａｎｏ， Ｊａｐａｎ ［ Ｊ］． Ｇｅｏｍｏｒｐｈｏｌｏｇｙ，２０１１，１３６（１）：８８－９４．

［７６］ ＩＭＡＩＺＵＭＩ Ｆ， ＴＳＵＣＨＩＹＡ Ｓ， ＯＨＳＡＫＡ Ｏ． Ｂｅｈａｖｉｏｕｒ ｏｆＤｅｂｒｉｓ Ｆｌｏｗｓ Ｌｏｃａｔｅｄ ｉｎ ａ Ｍｏｕｎｔａｉｎｏｕｓ Ｔｏｒｒｅｎｔ ｏｎ ｔｈｅ ＯｈｙａＬａｎｄｓｌｉｄｅ，Ｊａｐａｎ［Ｊ］．Ｃａｎａｄｉａｎ Ｇｅｏｔｅｃｈｎｉｃａｌ Ｊｏｕｒｎａｌ，２００５，４２（３）：９１９－９３１．

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【責任編輯 張智民】