滑坡堰塞坝是滑坡运动过程中，坡体受地形阻碍而减速堆积形成的地质体，其形成过程不受人工干预，属天然坝。据Costa和Schuster统计，地震、强降雨、冰雪融水等自然作用均可触发滑坡堰塞坝^[1]。例如，1929年新西兰南岛布勒地区发生里氏7.6级地震，导致该地区形成至少11座大型滑坡堰塞坝^[2]；1889年日本Totsu河流域的强降雨造成上游1 100 km²范围内形成53座滑坡堰塞坝^[3]。在中国，大地震和强降雨是诱发滑坡堰塞坝的主要因素。根据童立强、殷跃平、崔鹏、陈晓清等^[4-7]的统计数据，汶川地震后，整个地震灾区就形成了上百座滑坡堰塞坝。除已形成的滑坡堰塞坝，本次强烈地震还形成了上千个不稳定斜坡^[5]，很多斜坡一旦失稳，仍然可以形成新堰塞坝。近10年来，中国先后发生过汶川8.0级地震、雅安7.0级地震、鲁甸6.5级地震等强烈地震，触发了大量滑坡堰塞坝，其中比较著名的有唐家山堰塞坝^[8-9]、大光包堰塞坝^[10-12]、三交乡堰塞坝、红石岩堰塞坝^[13-14]等。在中国南方地区，除强烈地震外，强降雨也是滑坡堰塞坝的主要触发因素，以2009年的台风“莫拉克”为例，强降雨导致中国台湾形成了16座滑坡堰塞坝^[15]。

目前，学术界和工程界对滑坡堰塞坝的分类没有统一标准。Swanson等^[3]根据滑坡堰塞坝与沟谷的地貌关系，将其分为6类。殷跃平^[5]、崔鹏^[6]、许强^[16]等根据堰塞坝高度、库容及坝体材料等条件，将滑坡堰塞坝分为极高危、高危、危险、一般、低危等类型。聂高众等^[17]根据堰塞湖的形成过程和其可能造成的灾害，将其分为高危型、稳态型和即生即消型3类。但是，以上分类方法还不能反映滑坡堰塞坝的所有特性，如堰塞湖的水流供应情况、堰塞坝的触发因素以及侵蚀破坏特征等。要回答上述问题，建议采用多级分类法，首先根据堰塞坝的成因，可将滑坡堰塞坝分为地震诱发型、降雨诱发型以及其他类型。地震诱发型和降雨诱发型又可细分为堵沟和堵河两种（图1）。多级分类方法物理意义明确，易于区分不同类型堰塞坝的侵蚀破坏差异。长期以来，由于堵沟型滑坡堰塞坝的威胁对象往往小于堵河型滑坡堰塞坝，现有研究中，绝大多数主要关注后者，但对前者的研究非常少。事实上，无论是堵河型堰塞坝还是堵沟型堰塞坝破坏，都可能导致灾难性后果。例如，1933年叠溪滑坡堰塞湖（堵塞岷江）溃决，造成下游近2 500人死亡^[18]；2009年7月都江堰市虹口乡干沟滑坡堰塞坝溃决并参与形成泥石流，造成2人失踪，大量农田被埋^[19]。在同一时段，离干沟仅6 km的银洞子滑坡堰塞坝也发生溃决，溃坝形成的泥石流不仅摧毁了汶川地震后沟内刚修筑的拦挡坝，而且冲毁了沟口附近的多座民房，大量松散物质在沟口淤积并阻断了当地公路和白沙河，造成了巨大的经济损失。

图1(Fig. 1)

图1 滑坡堰塞坝的二级分类 Fig. 1 Two-level classification of landslide dams

根据Costa^[1]、柴贺军^[20]等的研究，大多数堵河型滑坡堰塞坝在形成后的第一个洪水周期内发生破坏并且其最主要的侵蚀破坏模式为漫顶溢流。但是，堵沟型滑坡堰塞坝和堵河型滑坡堰塞坝在形成过程和湖水供应方面存在明显区别，这可能造成堵沟型滑坡堰塞坝的侵蚀破坏过程与堵河型堰塞坝不同。例如，地震诱发的堵河型滑坡堰塞坝和堵沟型滑坡堰塞坝存在以下显著区别：堵河型滑坡堰塞坝通常在形成后便立即开始蓄水，堰塞湖的形成过程具有稳定的水供应条件。正因如此，这种堰塞坝堵河之后可以在短时间内形成体积庞大的堰塞湖。例如，唐家山滑坡堰塞坝形成后不到一个月时间，堰塞湖体积便达2.425×10⁸ m^3[8]。与堵河型滑坡堰塞坝相比，很多堵沟型滑坡堰塞坝形成后并不会立刻开始蓄水，这类堰塞坝形成堰塞湖的水流供应往往不稳定，主要来源于季节性降雨产生的沟内径流，若堰塞坝形成后降雨丰沛，这类坝也可以在短时间内形成堰塞湖；但若堰塞坝形成后降雨稀少，这类坝在很长时间内都不会形成堰塞湖，所以，这类堰塞坝的侵蚀过程往往具有间歇性。此外，由于沟床比降远大于河床比降并且沟道宽度小于河道，堵沟型滑坡堰塞坝的库容量明显小于同高度堵河型堰塞坝的库容量。这种差异导致堵河型滑坡堰塞坝溃决往往形成突发性洪水^{[18, 21-22]}，但堵沟型滑坡堰塞坝溃决却可以形成固体物质浓度更高的泥石流^[19]。而且，沟床比降远大于河床比降，导致堵沟型滑坡堰塞坝漫顶破坏时的水力坡度很大，坝体受到的侵蚀冲刷效应非常强烈。因此，加强堵沟型滑坡堰塞坝的侵蚀破坏特征研究对地质灾害防治工作具有重要意义。现有研究中，虽然张健楠等^[19]的工作涉及堵沟型堰塞坝，但其侧重点在于沟内泥石流事件调查，未对堰塞坝的侵蚀破坏机制进行深入探讨。本文基于作者所在研究团队对银洞子沟滑坡堰塞坝多年来的地质调查和理论分析，重点讨论这类由地震引发但水流供应不稳定的滑坡堰塞坝的侵蚀破坏特征。

银洞子沟位于四川省都江堰市虹口乡联合村，沟口地理坐标31°9′46″N，103°40′19″E，为岷江支流白沙河左岸支沟，流域面积约2.2 km²，主沟长度约1.6 km。该流域属构造侵蚀中山地貌，地形海拔在900～2 050 m之间，山体走向为北东南西向，山脊狭窄，地形坡度在30°～55°之间，上陡下缓，沟谷切割较深，多为“V”型谷。银洞子沟沟床比降非常陡，平均比降达28%（15.6°）。

银洞子沟流域所在的都江堰市年降雨量充沛，在1 100～1 600 mm之间，但降雨量的时间分布极度不均，5—9月的降雨量约占全年降雨总量的80%。沟内出露地层包括下伏基岩和第四纪沉积物。其中，基岩地层由震旦系下统火山岩组（又称为“彭灌杂岩”，代号Za）中的花岗岩、安山岩、花岗闪长岩组成，节理裂隙发育。第四纪沉积物包括全新统残坡积物（ ${\rm{Q}}_4^{{\rm{el + dl}}}$ ）、洪冲积物（ ${\rm{Q}}_4^{{\rm{pl+al}}}$ ）、崩积物（ ${\rm{Q}}_4^{{\rm{col}}}$ ）、滑坡堆积物（ ${\rm{Q}}_4^{{\rm{del}}}$ ）以及泥石流堆积（ ${\rm{Q}}_4^{{\rm{sef}}}$ ）物等。

汶川地震后，银洞子沟地质结构遭到破坏，沟内形成多个滑坡、崩塌灾害点，大量松散物质为泥石流活动提供了物源条件，如图2所示。

图2(Fig. 2)

图2 银洞子沟流域泥石流物源分布 Fig. 2 Distribution of debris flow source in Yindongzi gully watershed

银洞子滑坡堰塞坝位于银洞子沟中部，距沟口约800 m，流域的工程地质平面及堰塞坝的位置见图3，该堰塞坝与著名的大光包堰塞坝和唐家山堰塞坝一样，都由汶川地震引发，3座坝均位于龙门山主中央大断裂带（映秀—北川—关庄断裂）上，唐家山堰塞坝位于北侧，大光包堰塞坝位于中部，银洞子滑坡堰塞坝位于南部（图4）。其中，银洞子滑坡堰塞坝与大光包滑坡堰塞坝均为堵沟型，唐家山滑坡堰塞坝为堵河型。

图3(Fig. 3)

图3 银洞子沟工程地质平面及堰塞坝位置图 Fig. 3 Engineering geological plan of Yindongzi gully watershed and position of the landslide dam

图4(Fig. 4)

图4 银洞子滑坡堰塞坝的地理位置 Fig. 4 Geographical position of Yindongzi landslide dam

滑坡堰塞坝的形成过程是一个极其复杂并且有待深入研究的沟谷–坡面（channel–hillslope）耦合过程^[23-25]。堰塞坝的形成机制对堰塞坝的后期发展演化过程至关重要，从能量和空间尺度而言，滑坡–堰塞坝的动力过程本质上是滑坡体的能量释放和能量耗散过程（坡体位能转化为动能和摩擦热能等形式）。因此，该动力过程是地质体从高能态向低能态的转化，也是地质体从不稳定状态到稳定状态的转化。银洞子滑坡堰塞坝的形成机制与唐家山堰塞坝比较类似，均为地震导致坡体整体性下挫。唐家山滑坡在下滑过程中，由于运动时间短，坡体来不及解体，堰塞坝仍然保持了原始的似层状结构^[8]。银洞子堰塞坝的形成是由于地震波从深部传到地表过程中，基岩和上覆土层交界面附近的岩层被震碎，导致上覆土层发生整体性下挫，破碎的基岩随之产生滚滑，进而形成堰塞坝，如图5所示。

图5(Fig. 5)

图5 银洞子滑坡堰塞坝的形成过程示意图 Fig. 5 Schematic diagram of the formation process of Yindongzi landslide dam

值得注意的是，唐家山和银洞子堰塞坝的这种形成机制并非特例，如肖家桥堰塞坝也属该种类型^[26]。

滑坡堰塞坝的形态特征对堰塞坝的稳定性以及侵蚀破坏过程有重要影响，Ermini和Casagli^[27]建立了与滑坡堰塞坝几何形态相关的地貌指数法，用来评估堰塞坝的稳定性，这种方法已被广大学者采用^[28-32]。Zhao等^[33]采用离散元法（DEM）对滑坡堰塞坝的形态特征进行研究，发现堰塞坝的形态受滑坡体滑入沟道的速度、沟谷断面形态以及沟床比降的影响，并用试验证明了不同形态的堰塞坝，其漫顶侵蚀过程也不相同。

银洞子滑坡的体积超过10⁶ m³，由于坡体距离沟床距离短，势能和加速距离有限，所以坡体滑入沟道的速度符合赵高文等提出的低速条件，这种条件下形成的堰塞坝具有横向高差悬殊的特点。银洞子沟堰塞坝顺沟向长约480 m，横沟向宽约230 m，初始坝高约20 m，横向高差达140 m。其现场照片如图6所示，主剖面（图3中的A–A′剖面）如图7所示。

图6(Fig. 6)

图6 银洞子滑坡堰塞坝现场照片（摄于2009年8月） Fig. 6 Scene photograph of Yindongzi landslide dam (Photographed in August 2009)

图7(Fig. 7)

图7 银洞子堰塞坝横剖面图（A–A′） Fig. 7 Cross section of Yindongzi landslide dam (A–A′)

堰塞坝的物质组成对坝体的渗透性和土体强度有直接影响^[34]。由于地质构造、地形地貌等条件的差异，滑坡堰塞坝的物质组成非常复杂。Casagli等^[35]采用网格法和筛分法两种采样方法对亚平宁半岛北部42个滑坡堰塞坝的物质组成进行研究，结果表明堰塞坝的物质组成极其复杂并且分选性差，采样颗粒的尺寸频数呈双峰型分布。蒋先刚^[36]统计了中国境内7处堰塞坝的颗粒组成，发现堰塞坝材料组成以粗颗粒为主，细颗粒（粒径小于0.075 mm）含量较小，堰塞坝材料级配与Casagli的研究结果相似，具有粒径分布广、级配良好的特性。

为了解银洞子滑坡堰塞坝的物质组成，采用现场探槽采样结合室内筛分试验对该问题进行了调查，采样点分布如图3所示。根据样品筛分结果，银洞子滑坡堰塞坝土体的物质组成如图8所示，土质为低黏性的碎石土，细颗粒的平均含量1.6%，土体不均匀系数（ $ C_{\rm u}$ ）在5.6～21.2之间，属级配良好的非均粒土，这与Casagli^[35]和蒋先刚^[36]等的统计结果相符。

图8(Fig. 8)

图8 银洞子滑坡堰塞坝的颗粒级配 Fig. 8 Grain gradation of Yindongzi landslide dam

堰塞坝的物质结构和土体强度对坝体稳定性以及侵蚀破坏过程都有至关重要的作用。例如，唐家山堰塞坝由于保持了原始的地层结构，堰塞坝土体并未发生重塑，因而土体孔隙率小、强度高。胡卸文等^[8]据此得出其最可能的破坏模式为漫顶溢流，发生整体性溃决的可能性很低。赵高文等^[37]通过室内模型试验和土工试验证明了滑坡堰塞坝的土体强度对堰塞坝的侵蚀过程有重要影响，主要表现在：松散条件下，土体孔隙率高、强度低，堰塞坝的漫顶侵蚀过程表现为无选择性冲蚀；密实条件下，土体孔隙率低、强度高，漫顶水流对堰塞坝土体的侵蚀作用具有选择性，这种选择性侵蚀会导致应力集中现象，从而逐渐形成多级侵蚀陡坎，多级陡坎最终合并为单级陡坎并产生反向旋流，加速了坝体的破坏。

银洞子滑坡堰塞坝的形成机制导致其物质结构比较复杂。由于加速距离不足、运动时间短，发生整体性下滑的地层在运动过程中保持了较好的整体性，土体未发生重塑，因此，堰塞坝的整体密实条件较好。而且，因被震碎岩层的运动滞后于上部地层，其最终反向堆积在堰塞坝的表面，形成一层结构松散的碎石堆积层，如图9（a）所示。上述反向堆积的特点导致银洞子滑坡堰塞坝从表面到底部依次为碎石堆积层—低黏性的碎石土层—破碎的基岩层，如图9（b）所示。

图9(Fig. 9)

图9 银洞子堰塞坝的物质结构 Fig. 9 Material structure of Yindongzi landslide dam

根据赵高文等^[37]的土体孔隙率测量方法，银洞子沟堰塞坝的土体孔隙率在29%～35%之间。室内直剪试验表明土体黏聚力 $ c$ 在6.2～10.8 kPa之间，内摩擦角 $ \varphi $ 在28°～32°之间。而且，上游一侧土体的整体性和土体强度均大于下游一侧，主要由于沟道地势陡峭，银洞子滑坡在横沟道方向运动的同时，也沿顺沟道方向发生滑动，造成下游一侧坝体材料整体性相对较差。

堰塞坝的破坏模式包括漫顶溢流、坝坡失稳和渗漏管涌等类型^[21]。由于银洞子堰塞坝的整体性较好，土体孔隙率小、强度高，堰塞坝的长高比（约为24）大，其发生整体性溃决和渗透破坏的可能性非常小，最可能发生的破坏模式为漫顶溢流破坏。而且，像银洞子沟这类堵沟型堰塞坝，堰塞湖的水流供应不稳定，主要来源为季节性降雨产生的沟内汇流，因此，堰塞坝的侵蚀破坏过程与降雨条件有直接关系。2009年7月17日凌晨，都江堰地区出现了一次强降雨过程，银洞子沟24 h降雨量达219 mm，最大小时雨强60～70 mm。强降雨导致堰塞坝发生漫顶溃决并形成泥石流，造成沟内拦挡坝被冲毁并且堵塞沟口附近的公路。自2009年7月至2018年8月，强降雨导致银洞子沟流域总共发生的泥石流事件多达16次，其中2009年至2014年发生的泥石流事件达14次，2014年之后的泥石流灾害仅2次。触发上述泥石流事件的降雨条件如图10所示。根据国家气象部门规定的降水量标准，降雨可分为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨和特大暴雨6种，如表1所示。

图10(Fig. 10)

图10 银洞子沟流域历次泥石流事件降雨条件 Fig. 10 Precipitation conditions of previous debris flow events in Yindongzi watershed

表1(Tab. 1)

表1 雨量分级 Tab. 1 Rainfall grading

表1 雨量分级 Tab. 1 Rainfall grading 种类 24 h降雨量/mm 12 h降雨量/mm 小雨 <10.0 <5.0 中雨 10.0～24.9 5.0～14.9 大雨 25.0～49.9 15.0～29.9 暴雨 50.0～99.9 30.0～69.9 大暴雨 100.0～249.9 70.0～139.9 特大暴雨 ≥250.0 ≥140.0

结合表1和图10可以看出，在银洞子沟历次爆发的泥石流事件中，有4次泥石流由大雨条件触发，占所有泥石流事件的25.00%，时间分别为2011年8月15日、2011年8月16日、2011年9月6日和2012年8月19日。有3次泥石流由暴雨引发，占所有泥石流事件的18.75%，时间分别为2009年7月17日、2010年8月19日和2011年7月21日。有9次泥石流事件由大暴雨引发，占所有泥石流事件的56.25%，时间分别为2010年8月13日、2011年8月21日、2012年8月18日、2013年7月8日、2013年7月9日、2013年7月26日、2013年7月29日、2017年8月28日和2018年6月26日。根据各次泥石流爆发的雨量条件和时间点可以看出，2013年之前的泥石流活动触发条件包括大雨、暴雨、大暴雨3种，但是，2013年之后的泥石流活动触发条件只有大暴雨。这说明了泥石流启动的水力条件逐渐增大。

在间歇性的水流或泥石流长期侵蚀下，银洞子滑坡堰塞坝的整体性遭到严重破坏，由于该堰塞坝的横向高差悬殊，其稳定性逐渐降低。造成上述结果的侵蚀效应包括以下几种。

银洞子滑坡堰塞坝横向高差悬殊，坝面坡度接近30°，强降雨条件下，坡面汇流对堰塞坝的侵蚀过程非常强烈，并且，该堰塞坝下游部分土体相对疏松，强降雨造成这部分坝体在坡面汇流的侵蚀冲刷作用下形成两道大型拉槽（图11），拉槽的形成造成堰塞坝的整体性遭到破坏。

图11(Fig. 11)

图11 汇流冲刷形成的侵蚀拉槽 Fig. 11 Erosion grooves induced by the confluence

截至2018年4月，两道拉槽的侵蚀深度如图12所示。由图12可知，拉槽Ⅰ的最大深度达到8 m，拉槽Ⅱ的最大深度只有3 m。整体而言，拉槽Ⅰ的侵蚀深度大于拉槽Ⅱ，这主要是由于堰塞坝越靠近下游，土体的抗侵蚀能力越弱。

图12(Fig. 12)

图12 拉槽深度 Fig. 12 Depth of cutting gullies

堰塞坝的几何形态对坝体漫顶溃决过程有直接影响，对于横向高差悬殊的堰塞坝，漫顶溃决时的初始溃口位于坝体侧面，侧向侵蚀的方向为单向侵蚀。赵高文等^[33]采用试验方式证明了侵蚀方向的差异会导致溃口扩展速度和输沙量的不同。银洞子沟陡峭的沟床比降以及堰塞坝本身特殊的几何形态导致该堰塞坝很容易发生漫顶溢流，由于横向高差悬殊，漫顶侵蚀过程中初始溃口位于坝体侧面，侧向侵蚀方向为单向侵蚀。在溃决水流或泥石流的下切侵蚀和侧向侵蚀共同作用下，这种横向高差悬殊的堰塞坝溃口边坡会越来越高，对其稳定性极为不利，可能引发二次滑坡（图13）。

图13(Fig. 13)

图13 横向高差悬殊的堰塞坝溃口边坡变化过程 Fig. 13 Evolution of breach slope of landslide dams with huge height difference in transverse

截至2018年4月，银洞子滑坡堰塞坝的溃口边坡高度从下游到上游的变化规律如图14所示。从图14中可以看出，该滑坡堰塞坝下游部分溃口边坡高度出现了3个峰值，其中最大值出现在拉槽Ⅰ与拉槽Ⅱ之间，达30 m，而上游部分只出现一个峰值并且其大小只有下游最大值的1/3，这表明溃口水流（泥石流）对堰塞坝上、下游的侵蚀过程不同步，下游一侧受到的侵蚀效应明显强于上游部分。

图14(Fig. 14)

图14 银洞子堰塞坝溃口边坡的高度 Fig. 14 Height of breach slope of Yindongzi landslide dam

银洞子滑坡堰塞坝的整体密实条件较好，堰塞坝溃决侵蚀过程中会形成侵蚀陡坎，而侵蚀陡坎具有明显的溯源特性，这类似于瀑布的溯源侵蚀作用。银洞子堰塞坝的溯源侵蚀陡坎在向上游发展过程中，由于沟道中部（拉槽Ⅱ与溃口交汇位置）破碎基岩嵌入溃口底部并有一巨石阻挡（图15（a）），侵蚀陡坎无法继续向上游发展，对堰塞坝上游起到了明显的保护作用，这也是陡坎上、下游坝体的侵蚀过程不同步的重要原因。自2015年11月以来，溯源侵蚀陡坎的高度已由3.8 m发展到近7.0 m，在2017年8月28日暴发的最新一次泥石流中，巨石被泥石流强大的冲击力砸碎，但嵌入沟道底部的基岩得以保存，侵蚀陡坎仍然停留在该位置（图15（b））。

图15(Fig. 15)

图15 银洞子堰塞坝的侵蚀陡坎 Fig. 15 Headcut erosion of Yindongzi landslide dam

经过水流或泥石流长达10年的侵蚀冲刷之后，银洞子滑坡堰塞坝的整体稳定性大幅降低，但是由于上、下游侵蚀过程不同步，银洞子堰塞坝发生整体失稳滑动的可能性较小。根据图11和14，以拉槽Ⅱ为界，可将堰塞坝分为下游危险区和上游安全区，目前最可能发生滑动的为下游部分，最近5年来下游一侧坝体溃口边坡的变化如图16所示，可看出下游一侧溃口边坡明显加高。

图16(Fig. 16)

图16 最近5年来银洞子滑坡堰塞坝溃口边坡演化 Fig. 16 Evolution of breach slope of Yindongzi landslide dam in recent 5 years

根据对银洞子堰塞坝多年来的地质调查结果，分析了该堰塞坝的形成模式、物质组成、形态特征等因素对其侵蚀破坏机制的影响，主要得出以下结论：

1）银洞子堰塞坝的形成机制决定了该堰塞坝的物质结构和形态特征，进而影响其后续发展演化过程。银洞子滑坡的形成机制是地震波导致基岩与上覆土层分界面附近的岩层率先被震碎，破碎岩层以上地层发生整体性下挫。由于滑坡加速距离短，坡体运动过程中没有解体，堰塞坝土体的密实条件较好、强度较高，堰塞坝存在反向堆积特点。并且，由于滑坡速度有限，导致该堰塞坝的横向高差悬殊。以上特征对堰塞坝后续的侵蚀破坏过程都有重要影响。

2）银洞子堰塞坝的几何形态决定了其漫顶溃决时的初始溃口位于堰塞坝侧面，溃决水流对溃口的侧向侵蚀过程属单向侵蚀。这种侧向侵蚀结合水流下切侵蚀的共同效果是导致溃口边坡越来越高，不利于堰塞坝的稳定。

3）银洞子堰塞坝下游部分的土体相对疏松，强烈的坡面侵蚀导致坝体被两道大型拉槽分割，其整体性遭到破坏，也不利于堰塞坝的稳定。

4）银洞子堰塞坝的物质结构和土体强度对其侵蚀破坏过程中的溯源侵蚀效果有重要影响。银洞子沟堰塞坝破碎的基岩层倾斜嵌入沟道底部，造成堰塞坝溃决过程中溯源侵蚀陡坎无法向堰塞坝上游发展，进而导致堰塞坝上、下游的侵蚀程度不一致，下游一侧坝体受到的侵蚀更严重。

在以上多种侵蚀效应的共同作用下，银洞子滑坡堰塞坝下游部分的溃口边坡高度大，完整性差，很可能失稳形成二次滑坡，将导致大量松散物质进入新形成的沟道内，从而为泥石流活动提供物源储备。

[致谢]本研究的理论分析过程获得了中国科学院、水利部成都山地灾害与环境研究所欧国强研究员和中国科学院北京地质力学研究所孟华君副研究员的指导。地质调查研究获得了华北水利水电大学资源与环境学院李倩倩博士和中国科学院–水利部成都山地灾害与环境研究所丁朋朋博士的帮助，在此一并致谢。