1、（一）分水岭上天池之谜
宁武的天池是位于桑干河与汾河分水岭上的天然湖泊，湖水面积约1平方千米，海拔高程1700米，是我国仅次于长白山天池的第二大山顶湖（天山的天池是河谷中冰碛堰塞湖）。
1.天池的成因
分水岭上出现湖泊，又不是火山口（长白山天池），它究竟是怎样形成的？
湖泊是周围地势高于它的储水凹地。这种凹地可以是河道下游被堵形成，也可以是石灰岩地区地下水溶蚀形成，当然也可以是地壳凹陷形成。
宁武天池是形成于中生代侏罗纪地层—砂页岩中，所以它不是岩溶形成。盆地的下方没有断层上升山体，没有滑坡、塌方，洪积扇等泥沙堆积体，所以它不是堰塞湖。天池四周岩层都向西北方向倾斜，所以它不是地壳凹陷的构造盆地（那时地层会向盆地中心倾斜）。
明珠天池
它原来是冰川刨蚀形成的凹地。当气候寒冷，年均气温在零下7℃～10℃时，冬季的冰雪就会常年不化，来年冰雪又压落在其上，成千上万年后，地上积冰厚度达到成百上千米厚时，山区就出现冰川。原河谷中积冰在原始坡度的重力作用下，数百米厚的长条形冰体，就会沿河谷向下游移动。移动速度每年几厘米到几米。在这一巨大冰体重压下，当下面岩层疏松时，谷底就会刨蚀出一个个封闭的凹坑来。宁武天池就是我国东部第四纪冰川留下的遗迹。
当时冰川运动方向是从北向南，在现今分水岭的北面还有数十千米的河谷（当时分水岭在今天的宁武城北一带）。长20千米，宽3～4千米，厚300米以上的巨大冰川，携带着底部砂砾，缓缓而下，于是在砂页岩层上刨蚀出一系列封闭的凹地，形成今天的天池（马营海）、琵琶海、鸭子海、老师傅海、公海等十几个大大小小的盆地，其中积水的当地皆称为海。
作为冰川的证据，在天池之北4千米东庄村北小山梁的顶部，找到了冰臼。即从冰川顶面上落下的水滴，长时间滴在底部岩石面上，最后在岩石表面滴出一个个小凹坑。这种山顶岩石面上的小坑因它是冰川溶水所滴形成臼状凹坑，故称冰臼。在西部芦芽山顶之上的花岗岩表面，更有大大小小冰臼几十处，它们暴露在高高低低的石脊、石柱顶上，形状不规则，深20～80厘米不等，面积10厘米×10厘米至30厘米×100厘米不等，冰臼一侧常有流水缺口。
冰臼
山顶冰臼
此外在芦芽山东南坡梅洞村北河谷中，分布着大小达几十立方米到几百立方米的巨石，布满延长达200～300米的谷底。那是垮落在冰川面的倒石，在冰川下运中，当冰川消融时滞留下来的终端堆积堤（称终碛堤）。残存的终积堤与洪水冲下的洪积巨石最大的地形差异是，洪积物通常堆积在冲沟的出口，或河道突然变宽处，或两条支流汇合处。那是河沟失去两岸束缚，水流突然变缓，砾石当然就沉积下来。而终积堤则堆到河谷中途，其上下河谷宽度并无明显变化，它横截河道分布，巨砾体积比上下游砾石大出成千上万倍。上游往往是砂土砾石谷，长满灌木，不宜耕种，下游常为小型冲积平地，是良好的天然水浇田。这种巨砾横卧拦河，上有巨石灌木丛，下为平整农田，此模式在山西省许多大山主峰地带都能发现。如五台山主峰区、吕梁山主峰区、太岳山主峰区都能遇到。
2.天池之水为何是淡水？
天池形成至今，至少历经万年。这一封闭盆地所在，年降水量600毫米，而年蒸发量可达1500毫米，蒸发量远远大于降水量，长年累月下来，湖水含盐度应愈来愈高，理应逐渐变成咸水湖。为了解释天池之水一直不咸，于是出现了《水经注》中提到的“天池通桑亁泉”的传说，孝文帝“魏帝试潜”的故事。说孝文帝不信天池通桑亁泉，他将七只羊脖子系上金珠，推入天池，后在天池北几十千米山下洪涛泉中被捞起，证明两水相通。后人沿用这一说法来解释天池水不咸的原因。
从地质学角度看这一说法不可能成立。因为天池之下有上千米厚的砂页岩层，那页岩泥岩都是优质隔水层，没有断层沟通，地表湖水决不能渗透下去；而天池所处地层完整，没有任何断层通过，池水没有通道；何况与天池相隔数十千米的洪涛泉，属于奥陶系石灰岩，泉水是由其北侧洪涛山西坡之石灰岩区所补给。两者无任何关系。
既然天池是个封闭的小型内陆湖，为何长期蒸发而水不咸？一是天池水当地表水丰沛时，会向东南一个垭口中溢流出去，所以它有一定的排水通道，而不是完全封闭的。二是池水流域面积较小，而且均属直接从基岩面上流入，所以地表水含盐度极低。周围砂页岩中，S、Cl等阴离子含量也很低，因此，虽然岩石中K、Na等阳离子较高，也难成有咸味的NaCl，有苦味的Na2SO4等沉淀下来。与天池相类似的阳城县析城山顶的娘娘池也是一个全封闭的山顶湖，它坐落在石灰岩之上，是个岩溶盆地，其中水也是淡的。
国内外盐湖资料显示，它们都坐落在广厚的第四系堆积的沙土之上。如我国西北部的盐池，中亚、西亚的盐池，美国的大盐湖全在沙漠中，或土质盆地中。这些从基岩上长期风化剥落，再次搬运来的沙土中，在已初步浓集岩石中可溶盐类物质之后，再次溶解、搬运而进入盆地中央现代封闭湖中。湖水的可溶盐的浓度已高出基岩几百倍。而地表水带来盆地砂土表层中的盐分，也介入湖泊，加上干旱荒漠巨大蒸发作用。最终使淡水湖泊变咸。而坐落在基岩山区里的封闭湖盆，靠直接从基岩里溶解出来的盐分这一贫瘠的补给，仅靠自然蒸发当然难成盐湖。所以长白山天池、山西娘娘池至今尚是山顶淡水湖。
2、滑坡形成条件及活动过程分析
1.滑坡形成条件
卡拉滑坡发育在中二叠统色龙群曲布组与上二叠统色龙群曲布日嘎组变质岩接触带附近，两组地层在一深大断裂带F7附近接触。该处山体由砂板岩、变砂岩、石英杂砂岩、灰岩与绢云母千枚状板岩、云母片岩组成，岩性硬软相间，千枚岩、绢云母及云母等由黏土矿物组成的软岩类在上覆硬、厚岩层及水的作用下极易形成滑面。卡拉滑坡左右及后侧的大断裂基本上控制了滑坡边界。前方为帕里河河谷，所以该滑坡有形成滑坡的物质、构造及临空面条件。在帕里河侵蚀到某一深度或地震活动时即可能触发滑坡活动。
从出露的岩层影像及地质环境分析，大致为一缓倾顺层古滑坡。
2.滑坡活动过程及未来活动趋势分析
根据滑坡后壁、滑体的形态及周围地质环境特征，分析卡拉滑坡的首次滑动为基岩滑坡，滑动方式前期以推移式为主，后期则以溯源侵蚀的后退式与推移式相结合。推测其滑动过程为：首先沿某一软弱夹层总体朝NE77°有一大规模整体推移式滑动。根据平均后壁长度推测，平均滑距约为450～500m，帕里河被堵断，有约1/3强的滑体堆积在左岸，被堵断一定时期后，帕里河沿靠近右岸处另开辟了一条河道。由于河道处于疏松的滑坡堆积中，随着帕里河的不断冲刷，将泥沙带到下游，前缘被不断侵蚀，后退，滑坡活动不断向后向上发展，该段河谷逐步发育成为宽约40～300m，平均超过100m的宽谷，滑坡前缘局部活动及溯源侵蚀的后退式活动一直在进行中，形成目前的分级分块形态。目前三处后壁已向后发展过分水岭。预测总体大规模滑动的可能性基本不存在，因为滑体已经分级分块，但前缘滑坡活动引起后部滑体较大规模滑动，造成堵河的可能性是存在的。
3、以滑坡为主的斜坡重力侵蚀概述
通过帕里河重点区1：1万及全流域1：5万滑坡及其发育的环境遥感调查，基本查明境内帕里河流域的自然地理及地质环境和以滑坡为主的斜坡重力侵蚀类型、数量、规模及空间分布。
境内帕里河流域共解译了＞0.01km2的7种大型重力侵蚀活动类型：崩塌、滑坡、泥石流、碎屑流、融冻碎屑流、溜沙坡和冰碛物，共193处，总堆积面积148.65km2，占调查区面积的5.45%。各类的数量、堆积体面积及各占调查区面积的百分比如表4⁃1所示。
表4-1 境内帕里河流域各类斜坡重力侵蚀数量与规模简表
冰碛物是本区分布较多的侵蚀堆积，其分布占本区全部侵蚀堆积的26%。由于冰碛物只是极为缓慢地活动，不易成灾。其他各类重力侵蚀活动类型，虽有造成支流和干流短暂堵河的可能性，但不易形成大规模灾害。
滑坡是本区最重要的重力侵蚀类型。本区55处大型滑坡，其堆积体总面积占调查区面积的2.1%。滑坡活动如筑坝堵塞河道，而后溃坝泄洪，将给下游村庄带来灾害，并可能影响境外的印度村庄。
从平面上看，本区滑坡主要分布在调查区中部偏南，离分水岭数千米至十几千米的流域内部的帕里河及其支流河谷沿岸；从高程上看，区内滑坡堆积分布的高程范围为3590～5960m，绝大部分在5000m以下高程，即在帕里河及其支流河谷的中下部。
发育特大规模的滑坡是本区重力侵蚀的一个显著特征，本区滑坡的平均覆盖面积近1km2，有8处滑坡堆积的面积＞1km2，这些滑坡的总面积达43.34km2，占本区全部滑坡面积的75.85%，即特大规模滑坡是本区滑坡的主体。L42号卡斯卡尔滑坡是本区最大的滑坡，其破坏面积达27km2，滑坡堆积达21km2。
以下以特大规模滑坡为主，分析滑坡分布发育与本区地质环境的关系。
4、滑坡与地形
从河谷形态、地势、坡向几方面分析本区滑坡与地形的关系。
如前述帕里湖变迁所分析的，由于本区地壳强烈抬升知，流水侵蚀，帕里河水系形成了各类峡谷和宽谷。哪种地表形态更有利于大型滑坡发育呢？对于滑坡发育而言，只有河谷下切至坡岸的软弱岩层出露时，此时的河谷才是有效临空面，才可能发育滑动面，进而才有滑坡活动。有软弱夹道层的斜坡大部分为宽谷，而不是峡谷，本区的L42、L34等特大规模滑坡均发育在宽谷段。峡谷由河水侵蚀坚硬的岩层而形成，不利于大规模滑坡发育。
在本区自然生态环境下，滑坡发育及活动主要由河水冲刷侵蚀坡岸而触发，随着地壳抬升，河水侵蚀基准面下降，时代愈久的滑坡离河床愈远，但它们离开分水岭的高度是不会变的，版所以本区滑坡分布在分水岭以下数千米至数百米的谷坡中下部，滑坡堆积分布的高程范围为3590～5960m，如图3⁃21所示，绝大部分在5000m以下高程。
本区滑坡分布与坡向的关系不明显，滑权坡分布与水系走向及所在岸坡是否是顺层坡有关。由于帕里河干流总体流向是从北到南，大部分右岸为顺层坡，所以大多数干流滑坡分布在面向东的岸坡。支流水系走向较复杂，滑坡所在岸坡朝向东、南、西、北都有。
5、滑坡、泥石流灾害危险度评估经验模型
一、泥石流灾害的经验模型
针对泥石流灾害，刘希林在多年的实践中初步建立一套泥石流危险度的定量评估方法，逐步得到广泛的共识,并在实践应用中不断加以完善。他确定的区域泥石流危险度评估指标为8项：
y:泥石流沟分布密度（条/103km2），通过实地考察或航片判读获取。泥石流沟分布密度是区域泥石流规模和发生频率的替代因子，含有规模和频率的双重信息，它不仅表明了区域泥石流的发育历史，也表明了目前的活动状况，同时预示着将来的发展趋势，是区域泥石流危险度评估的重要依据。
x1:岩石风化程度系数Ky（取倒数），岩石风化程度系数定义为风化岩石单轴干抗压强度除以新鲜岩石单轴干抗压强度。岩石风化程度能较好地反映一个地区泥石流形成的可能性大小，而Ky值又与岩石性质和风化程度有关。岩石风化越严重，Ky值越小；岩性越软弱，Ky值越小。新生代和中生代的Ky值可取0.6，古生代和元古宙岩石的Ky值可取0.5，半风化岩石Ky取值为0.4～0.75。以岩石出露面积为权重，从地质图上量算获取。
x3:断裂带密度（km/103km2），从地质图（1∶20万或1∶50万）上量算获取。一个地区断裂带密度越大，地层岩石越破碎，松散固体物质产出越多，泥石流潜在规模就越大，该地区泥石流危险度就越大。
x6:大于等于25°的坡地面积百分比（%），从政府统计部门、国土部门等有关部门获取。以1∶5万或1∶10万地形图为基础图件，利用计算机GIS技术制作出区域地形坡度图，从中获取大于等于25°的坡地面积百分比的数据。泥石流形成区山坡坡度大都在25°以上。陡峻的坡度造成坡面上松散固体物质的剪切强度减小，剪切应力增大而最终导致斜坡破坏失稳，为泥石流提供固体物质来源和运动动能。
x8:洪灾发生频率（%），即实际洪灾次数除以可能出现的洪灾次数，从气象部门和水利部门获取（实际工作中此指标若难获取，亦可用年平均降雨量代替）。
x9:年平均月降雨量变差系数Cv值（小数），从气象部门获取资料后计算获取。这一因子反映一个地区降雨量在年内各月的分配情况。降雨量越集中，降雨强度就越大，泥石流触发条件就越充分，区域泥石流发生频率就可能越大。
x11:年平均大于等于25mm大雨的日数（日），从气象部门获取（实际工作中此指标也可用年平均大于等于50mm暴雨的年平均日数代替）。
x16:大于等于25°的坡耕地面积百分比（%），从政府统计部门或国土部门获取。陡坡耕种破坏森林植被，加重水土流失，是造成不稳定斜坡发生重力块体运动、坡面侵蚀和沟谷侵蚀的主要因素之一。
提出了如下区域泥石流危险度的计算公式：
地质灾害风险评估理论与实践
式中：H为区域泥石流危险度（0～1）；Y，X1，X3，X6，X8，X9，X11，X16分别是y，x1，x3，x6，x8，x9，x11，x16八项指标的极差变换后的赋值（0～1）。
极差变化实际上就是0～1标准化，最大值变换为1，最小值变化为0，其余值介于0～1之间。这种方法得到的危险度只具有相对意义而不具有绝对可比性，即危险度大小比较只能在同一评估区进行，不具有跨区横向可比性。为克服极差变换赋值法的不足，刘希林结合我国云南、四川、辽宁、北京等暴雨泥石流地区的实际情况，提出了8项指标的分段函数赋值（表3-3）。
表3-3 区域泥石流危险度8项评估指标的分段赋值转换函数
二、意大利学者提出的经验模型
意大利在Campania西北部盆地（面积1500km2，具有独特的地质和地貌特征，有火山岩、冲积沉积物和灰岩分布）进行的泥石流灾害危险度评估，采用的经验公式如下：
地质灾害风险评估理论与实践
式中：S代表泥石流的危险性；A，B，K，，N是当地地貌或土地利用相关的参数；G是泥石流物源区的坡度。
对于整个研究区，采用了下列公式：
地质灾害风险评估理论与实践
式中：L代表土地利用；Dc代表到危险悬崖的距离；T代表火山碎屑盖层的厚度；Dr代表到山区道路的距离。
根据不同地区的具体情况，进一步简化公式（2），如有的地方Dc和Dr的影响不大，可以忽略，公式（2）可改写为S=L×G（1+T）。采用一元统计回归方法，确定相关参数的数值。对于稳定的草原，L的取值为0.0001，而对于针叶林，L的取值为1.5。
该地区的研究人员证实了泥石流的发生频率（F）与D（Dc或Dr）之间存在公式（3）的统计关系：
地质灾害风险评估理论与实践
式中：F为滑坡发生概率。
公式（3）说明了在Sarno地区爆发大规模泥石流的原因。最早产生滑坡可能是在天然危岩体或道路削坡处，运动物质仅数方物质，但随着暴雨持续，使火山碎屑岩盖层得到了浸泡，山谷中不断聚集这些物质，冲向下游，逐渐发展成为杀伤力巨大的大型泥石流灾难。泥石流的影响范围是通过“到达角”（=tan-1Dh/L）来确定的，其中Dh是高度，L是水平长度。对于自然边坡，视亚区的条件，采用28°或21°时泥石流的高度和水平长度。对于整治过滑坡，采用18°时的泥石流的高度和水平长度。
三、美国学者提出的统计经验模型
Jones等人（1961）在美国富兰克林·罗斯福湖周围的更新世阶地堆积物中开展的滑坡灾害危险性区划。他们根据对调查的300多个滑坡灾害点的分类统计，并对定性与定量影响因素（物质成分、地下水条件、阶地高度、排水状况、原始坡度、浸没）的信息数据建立滑坡灾害数据卡。每个滑坡灾害点依据HC∶VC比值来分类（从滑坡前缘到后缘的水平距离和垂直距离之比），在分类的10组滑坡类型中，作进一步的方差、协方差和多元回归计算，以确定系统中的重要控制参数。通过进一步的统计分析，建立了双变量判别函数方程：
地质灾害风险评估理论与实践
y为判别函数；x1为原始坡度；x2为浸没百分率；x3为阶地高度；x4为地下水位（高时取值0.1，低时取值为0）。
320个滑坡和稳定斜坡的判别函数值范围为-0.0019到0.0404，y值低代表稳定斜坡，y值高代表活动滑坡。0.0106为滑动的下限值,根据该值，斜坡被划分成稳定的（y<0.0106），相对稳定的（0.0106<y<0.0142）和易滑动的（y>0.0142）三种危险性等级。
Neuland在1976年采用主成分分析方法，从包括地貌、土力学性质、物质成分和结构特征的31个参数中选择基准变量，经F检验的结果表明，有9个因素是独立的。建立的滑坡判别函数为：
T=0.114×10-4S2-0.2048×10-2R+0.8119log（W+10）-0.583log（D+10）
式中：T为预测函数；S为斜坡坡度（度）；R为坡脚深度（m）；W为距分水岭距离（km）；D为土的固结度和密度。
6、滑坡、泥石流地质灾害气象预警预报
气象因素是诱发滑坡、泥石流等地质灾害的关键因素，开发基于Web-GIS和实时气象信息的实时预警预报系统，实现地质灾害实时预警预报与网络连接的地质灾害预警预报与减灾防灾体系，对可能遭受的地质灾害进行实时预警预报，及时广泛地发布预警信息，有利于实现科学高效、快速地开展灾害防治，从而最大限度地减少灾害损失，保护人民生命财产安全，变被动防治为主动防治地质灾害。
一、滑坡、泥石流地质灾害气象预警预报的主要依据
区域地质灾害（滑坡、泥石流等）空间预测主要是圈定地质灾害易发区，也就是前面论述的地质灾害危险性评估与区划。在区域地质灾害空间预测的基础上，结合实时的气象动态信息，分析研究滑坡、泥石流等地质灾害的主要诱发因素，研究同一地质环境区域，在不同气象条件下发生地质灾害的统计规律和内在机理，通过确定有效降雨量模型、降雨强度模型、降雨过程模型的临界阀值，建立基于实时动态气象信息的区域地质灾害预警预报时空耦合关系，从而对区域性的滑坡、泥石流等地质灾害进行危险性时空预警预报。
根据研究区域的地质条件、灾害调查情况、气象条件等，划分地质灾害易发区等级，统计已发生滑坡、泥石流等地质灾害与有效降雨量、24小时降雨强度的相关性，确定出不同易发区不同等级的临界降雨量（I、II），作为判别分析的阀值，确定降雨量危险性等级。降雨量小于I级临界降雨量的为低危险性，降雨量介于Ⅰ－Ⅱ级临界降雨量之间的为中危险性，降雨量大于II级临界降雨量的为高危险性。
将各单元的有效降雨量与临界有效降雨量进行对比，确定出各单元的降雨量危险性等级，将降雨量危险性等级和地质灾害易发区等级进行叠加，叠加结果见表3－4和图3-2，对应于4个不同的易发区把地质灾害预警预报等级划分为5级：其中，3级及3级以上为预警预报等级，5级为预警预报区的最高等级，1级和2级为不预警区，不同的预警预报等级采用不同的颜色予以表示。3级预警区是指应加强对灾害点的监测地区；4级预警区是指应密切加强对灾害点监测的地区，采取一定的防范措施；5级预警区是指应全天对灾害点进行监测，直接受害对象尤其是住户和人员在必要时应该采取避让措施。在预警预报中，3级为注意级，4级为预警级，5级为警报级。
表3-4 地质灾害预警区等级划分表
图3-2 区域地质灾害宏观预警构建思路示意图
我国自2003年开展全国地质灾害气象预警预报工作以来，一些专家学者就致力于预警预报模型方法的研究与探索，主要经历了两个阶段。
第一阶段，2003～2006年，采用的是第一代预警方法，即临界雨量判据法。该方法的主要原理是根据中国地貌格局、地质环境特征及其与降雨诱发型崩滑流地质灾害关系统计分析结果，以全国性分水岭、气候带、大地构造单元和区域地质环境条件，进行一级分区；以区域分水岭、历史滑坡泥石流事件分布密度、地形地貌特征、地层岩性、地质构造与新构造运动、年均降雨量分布等，进行二级分区；将全国划分为7个预警大区、74个预警区；并分区开展历史地质灾害点与实况降雨量之间的统计关系，确定各预警区诱发滑坡泥石流灾害的临界雨量，建立预警预报判据模板（图3-3）；利用全国地质灾害数据库和县市调查信息系统中的地质灾害样本和中国气象局提供的降雨资料，通过统计分析，确定地质灾害发生前的1日、2日、4日、7日、10日和15日的临界雨量作为判据模板，建立地质灾害气象预警预报模型，开展地质灾害预警预报。
图3-3 预警预报判据模板
第二阶段，即第二代预警方法。2006～2007年，“全国地质灾害气象预警预报技术方法研究”项目设立，开展了全国地质灾害气象预警预报方法升级换代的研究工作。刘传正教授提出了地质灾害区域预警理论的三分法，即隐式统计预报法、显式统计预报法和动力预报法；并提出了显式统计预警方法（称为第二代预警方法）设计思路。该方法改进了第一代预警方法中仅依靠临界过程雨量方法的局限，实现了临界过程降雨量判据与地质环境空间分析相耦合。2007年该项工作取得初步研究成果，经完善后已在2008年全国汛期预警工作中正式使用。
根据地质灾害区域预警原理和显式预警系统设计思路，具体预警模型建立过程如下：
（1）地质灾害预警分区。将全国分为7个预警大区，分区建立预警模型。
（2）地质灾害气象预警信息图层编制。充分考虑地质灾害发生的地质环境基础信息、地质灾害历史发生实况等，共编制预警信息图层30个。
（3）地质灾害潜势度计算。探索一条计算地质灾害潜势度的计算方法，根据历史地质灾害点分布情况，采用不确定系数法计算地质环境CF值、采用项目组创新提出的权重确定法确定权重，从而计算地质灾害潜势度。
（4）统计预警模型建立。以10km×10km的网格进行剖分，将地质灾害潜势度、历史灾害点当日雨量、前期雨量作为输入因子，地质灾害实发情况作为输出因子，采用多元线性回归方法，建立预警指数计算模型，从而确定预警等级。
二、美国旧金山湾滑坡泥石流气象预警系统
目前世界上滑坡泥石流灾害气象预警主要是依据美国旧金山湾滑坡泥石流预警系统提出的临界降雨阀值的方法。该系统在1985年至1995年期间运行了10年，后因种种原因被迫关闭。它是世界上运行时间最长的滑坡泥石流预警系统，其经验值得思考。
Campbell从1969年开始研究洛杉矶滑坡发生机制，1975年提出了建立基于国家气象局（NWS）降雨预报和（前多普勒）雷达影像的洛杉矶泥石流预警系统的设想。Campbell指出，泥石流预报还是可能的，可通过降雨强度和持续时间的监测，并与根据降雨-滑坡发生概率的关系所建立的临界值进行比较，进行泥石流灾害等级的等级预报。一旦超过临界值，就要对居住在山脚下的居民发出预警，撤离危险地，最大程度地减少灾害损失。Campbell提出的泥石流预警系统由以下方面构成：①雨量计观测系统，记录每小时的降雨量；②具有能够识别暴雨地区降雨强度中心的气象编图系统；将降雨数据标绘在地形（坡度）图及相关滑坡影响图上；③实时采集数据和预警管理和通讯网络。
1982年1月初，灾难性暴雨袭击了旧金山湾地区，引发了数以千计的泥石流及其他类型的浅层滑坡。经济损失达数百万美元，25人死亡。尽管该地区的人们得知暴雨预报，但并没有得到任何关于滑坡、泥石流的警报。尽管Campbell提出的建议没有在旧金山湾地区得以实施，但1982年的这场灾难性事件使得建立泥石流预警系统变得十分紧迫和必要。
图3-4 加州La Honda的泥石流降雨临界线
Cannon和Ellen(1985)建立了加州La Honda的泥石流降雨临界线(图3-4）。他们用年均降雨量（MAP）对临界降雨持续时间和临界降雨强度进行了修正（标准化），即将临界降雨强度修正为临界降雨强度/年均降雨量（MAP）。他们建立的滑坡降雨临界值是旧金山湾地区泥石流预警系统的基础。1986年2月旧金山湾地区连降暴雨，美国地质调查局和国家气象局联合启动了泥石流灾害预警系统，通过NWS广播电台系统发布了两次公共预警。这是美国首次发出的泥石流灾害预警。该次暴雨引发了旧金山湾地区数以百计的泥石流，造成1人死亡，财产损失达1000万美元。如果不是预警系统的准确预报，损失将会更加严重。
1986年的泥石流灾害预警是根据Cannon和Ellen（1985）确定的经验降雨临界值发布的。1989年Wilson等人在该经验降雨临界值的基础上，建立了累积降雨量/降雨持续时间关系曲线，对不同的规模和频率的泥石流确定不同的临界值降雨量。据此USGS滑坡工作组进行泥石流灾害预报。
Wilson自1995年一直研究困扰早期滑坡预警系统的泥石流降雨临界值强烈受局部降水条件（地形效应）影响的难题。
如前所述，Cannon（1985）建立的旧金山湾地区的区域泥石流降雨临界值，试图用长期降雨量（MAP）来修正地形效应的影响。MAP是用来描述长期降雨气候条件最常用的参数，可从标准气象图中获得。Cannon建立MAP标准化临界值，是滑坡预警系统的主要技术基础。然而，正如Cannon本人所说，在早期滑坡预警系统运行过程中，发现降雨少的地区ALERT系统的雨量数据会产生“假警报”，反映了MAP标准化会出现低MAP地区的不一致性问题。后来Wilson（1997）将旧金山湾地区的MAP标准化方法应用到南加州和美国太平洋西北部地区，出现了明显的低估或高估降雨临界值的问题。
降雨量作为参数实际上反映了暴雨规模和频率两个综合作用过程。美国太平洋西北部地区降雨量频率高但每次降雨量小，导致年均降雨量大；而南加州地区则降雨频率小但每次降雨量大，结果是年均降雨量小。年均降雨量标准化方法应识别出那些“极端”的降雨事件，即降雨量远远超过那些频率高但降雨量小的暴雨事件。因此，对于估计泥石流降雨临界值来说，单个暴雨的规模要比降雨频率重要得多。
长期的气候作用使斜坡本身达到了一种重力平衡状态，即斜坡入渗与蒸发及地表排水之间达到了平衡。这种长期的平衡作用过程可能包含着无数已知和未知的机制。斜坡土壤的岩土工程性质、地表排水率及水网分布、本土植被都可能对局部气候产生影响。Wilson用日降雨规模—频率分析，重新检查了年均降水量标准化临界值的不一致性。在年均降雨量低的旧金山湾地区，泥石流的降雨临界值高于MAP标准化的预测值。Wilson提出了参考的泥石流降雨临界值，这有益于研究降雨与地表排水之间的相互作用。Wilson的研究表明，5年暴雨重现率可以代表降雨频率与侵蚀率的优化组合关系。对三个具有明显不同降雨气候模式的不同地区（南加州洛杉矶地区、旧金山湾地区、太平洋西北部地区），采集了触发致命泥石流灾害事件的历史雨量数据，建立了（引发广泛泥石流发生）历史上触发大范围泥石流的24小时峰值暴雨降雨量与参考降雨值（5年暴雨重现值）之间的关系曲线（图3-5）。该关系曲线可用来估计泥石流的降雨临界值，与Cannon的MAP标准化降雨临界值相比，特别是可以在更加可靠点的范围内通过插值估计出特定地点（特别是受地形效应影响的山区）的临界值。
图3-5 历史触发大范围泥石流的24小时峰值暴雨降雨量与
尽管旧金山湾地区的滑坡泥石流气象预警系统在1995年关闭了，但自1995年以来没有停止对降雨/泥石流临界值方面的研究。这些研究加深了对降雨、山坡水文条件、长期降雨气象条件和斜坡稳定性之间相互作用的认识，这将为旧金山湾地区乃至世界其他地区的滑坡气象预警工作奠定很好的科学基础。
三、降雨监测与预报
旧金山湾地区滑坡预警系统运行的十年间，当地NWS的天气预报主要依靠1987年2月发射的气象卫星GOE-7（1997年被GOES-10所取代）。每隔30分钟，GOES气象卫星传送覆盖从阿拉斯加湾至夏威夷的北美西海岸云团图像。根据这些图像，当地NWS可以估计出大暴雨的速度、方向和强度。图像中的红外波谱图像还能指示云团的温度，它是估计降雨强度的重要信息。另外，地面气象观测站可获得大气压、风速、温度、降雨数据，与卫星气象数据雨季NWS国家气象中心提供的长期天气趋势预报信息相结合，当地NWS天气预报办公室综合分析这些数据，准备和提供定量天气预报（QPT），一天发布两次加州北部和南部地区未来24小时天气预报。
雨量监测（ALERT）系统能远距离自动采集高强度降雨观测数据，并将数据传送到当地实时天气预报中心。到1995年，旧金山湾地区ALERT系统已建立了60个雨量观测站点（图3-6）。尽管每个站点的建立得到了NWS的支持，但每个站点的设备购买、安装和维护则由其他联邦、州和地方政府机构负责。从1985年到1995年滑坡预警系统运行期间，USGS一直负责维护设在加州Menlo公园的ALERT接收器和数据处理微机系统。
要评估即将到来的暴雨是否会引发泥石流灾害，要考虑两个临界值：①前期累积降雨量（即土壤湿度）；②临近暴雨的强度和持续时间的综合分析。为此，USGS滑坡工作组在La Honda研究区安装了浅层测压计，并对土壤进行了监测。如果测压计首先显示出对暴雨的强烈反应，即认为已达到前期临界值。通常冬至后需几个星期的时间才能使土壤湿度超过前期临界值，之后要随时关注暴雨强度和持续时间是否足以触发泥石流灾害。
图3-6 1992年旧金山湾滑坡预警雨量监测系统—ALERT
四、泥石流灾害预警的发布
当暴雨开始时，开始监测降雨强度，估计暴雨前锋到来的速度。根据观测的降雨量，结合当地NWS的定量降雨预测（QPF）；与建立的泥石流降雨临界值进行对比分析，确定泥石流灾害的类型和规模。NWS和USGS的工作人员共同参与该阶段的工作，向公众发布三个等级的泥石流灾害预警：即①城市和小河流洪水劝告（urban and small streamsflood advisory）；②洪水/泥石流关注（flash-flood/debris-flow watch）；③洪水/泥石流警报（flash-flood/debris-flow warning）。在1986年至1995年间，多次发布了不同级别的泥石流灾害预警。
五、小结
滑坡和泥石流灾害的危险性预测主要是通过灾害产生条件分析，预测区域上或某斜坡地段将来产生滑坡泥石流灾害的可能性，圈定出可能产生滑坡泥石流灾害的影响范围及活动强度。滑坡泥石流灾害危险性预测的指标体系结构层次如图3-7所示，根据滑坡泥石流灾害危险性预测的研究对象的差异性，可从三种研究尺度建立滑坡泥石流灾害危险性预测指标体系。
图3-7 地质灾害空间预测指标体系结构层次图
区域性滑坡泥石流灾害危险性预测就是通过分析滑坡泥石流灾害在区域空间分布的聚集性及规律性，圈定出滑坡泥石流灾害相对危险性区域，从而为国土规划、减灾防灾、灾害管理与决策提供依据。不同的预测尺度对应于不同的勘察阶段和研究精度。滑坡泥石流灾害危险性区划对应于可行性研究阶段，要求对拟开发地域工程地质条件的分带规律进行初步综合评价，确定滑坡泥石流灾害作用发生的可能性及敏感性，提交的成果是区域工程地质条件综合分区图和地质灾害预测区划图。
7、边坡滑坡解释及特征
每一条高密度电法电阻率反演拟断面图上均清晰显示为上、下两部分，上部主要为低阻，等值线稀疏，为第四系黏土混碎石的反映；下部以高阻为主，阻值高，变化快，等值线稠密，为弱风化白云质灰岩。浅部低阻区偶有一些孤立高阻异常，反映了浅地表不均匀体，如滚石（最大直径达两米以上）、堆石、全风化碎石、沟坎、地裂缝、裂隙、疏松回填土石料等。如图2、图3所示。
图2 Ⅴ线高密度电法综合剖面图
图3 Ⅲ线高密度电法综合剖面图
通过分析，视电阻率等值线较密集带主要以100Ω·m的等值线为界，上部电阻率低而等值线稀疏，下部电阻率高而等值线密集，100Ω·m等值线附近即为基岩顶界面，这与钻孔资料完全吻合。
在现有的边坡滑坡体范围内（东以Ⅵ线为界，西到山脚Ⅰ线，北边大约在40/Ⅴ、50/Ⅳ、260/Ⅱ，南至100/Ⅴ、124/Ⅳ、320/Ⅱ），纵观各条剖面，除纵向Ⅲ线外，基岩面均为中间低两端高的趋势；也就是说，该滑坡体处在一山凹谷中，第四系软土层较厚。以Ⅵ线、Ⅴ线、Ⅳ线、Ⅱ线、Ⅰ线为序，边坡滑坡体基岩面标高依次迅速降低，坡度大于地表坡度。Ⅲ线中的基岩面也有同样的特点（图3），自坡上的小号点至坡脚的大号点，基岩面的倾度特征相当明显，尤其在波体下滑段的70/Ⅲ至140/Ⅲ号点处，基岩面坡度同样大于地表坡度，而以74/Ⅲ至96/Ⅲ号点间更陡。此外，基岩面呈台阶状，在70/Ⅲ、98/Ⅲ、120/Ⅲ存在较大、较宽的小平台。基岩顶面即为本滑坡体的滑动面，其形态如图4所示。
图4 滑动面立体示意图
由于边坡处于山凹低洼地带，上覆第四系软弱松散层较厚，基岩面沿山体等高线方向（南北方向）两边高中间低，沿山坡上高下低且倾角较地面坡度大。当高速公路施工时，将坡脚Ⅰ、Ⅱ线之间的土石开挖后，在重力作用下，上部软弱松散层沿坚硬的基岩面下滑，造成106/Ⅲ至140/Ⅲ号点间，也即60/Ⅳ至130/Ⅳ以西的地表土整体向坡脚滑动、坍塌，且仍在不断运移中，致使高速公路施工中断。随着下部的滑动、坍塌、位移，上部土体失去阻挡、支撑，形成欲下之势，一旦时机成熟，滑动在所难免。当雨季或雨水丰富时，地表水通过上部的松散层渗入地下，当达到基岩面时，水流无法再向下渗透或渗透力很低，只得沿基岩界面向低处流动、运移，久而久之，在水的浸泡和侵蚀下，上部松散层与基岩接触带变得更“软弱”，使上部松散层更加不稳。此段地势两边高中间低，处于山沟洼地，是地表水汇集之地。野外实地观察到多处滑坡裂隙，裂隙呈弧形状，最大水平裂距近1 m，垂向裂距也有40 cm（不包括Ⅳ以西的滑坡体和塌方），两株直径逾40 cm的大树也连根动摇、倾斜，说明滑坡已蓄势待发。
现场所见裂隙在图1至图3中均有标注，裂隙位置规律很强。高密度电法剖面显示，凡裂隙或裂缝处均存在基岩顶面台阶或平台。裂隙的出现说明土体滑动不均衡，裂隙两侧稳定性存在差异，而台阶或平台正是土体稳定性的分水岭。由于台阶或平台的存在，在松散层下滑时起挡隔作用，同时裂隙上侧的基岩面较平缓而下侧则相对陡峭，使得台阶上侧较下侧稳定，在下滑的张应力作用下就产生了裂隙或裂缝。进一步说明，高密度电法在探明滑坡体形成机理以及寻找滑坡体滑动面方面还是相当有效的。
8、高二学习出现滑坡该怎么调整？
首先，先调整自己的学历心态，不要着急。尽量保持心态稳定，别害怕，别紧张，这个非常重要，心态不好，会导致你学不进去。
其次，自己多总结自己成绩下降的原因，是马虎还是就是不会，还是有其他事影响了学习进度，高二学习比高一更紧张，学的东西多，可能消化不了，慢慢吸收，温故知新，多加些学习时间，摒除杂念。
最后，高三才是冲刺阶段，会把之前学习的所有知识点再温故一下，剩下的就是题海战术了。加油，慢慢来，你一定行的，还有很多提升成绩的时间和机会，加油，千万别放弃。
9、滑坡遥感影像的解译特征
滑坡的遥感解译主要通过遥感图像的形态、色调、纹理以及阴影等特征来判断。在遥感影像中，典型滑坡表现为由后壁和侧壁组成圈椅状或 “双沟同源”等微地貌形态，其形态特征在高分辨率的卫星图像上能够清晰地显示出来，多呈舌形、椭圆形、倒梨形、长椅形、牛角形 ( 图 4 －29) 、树叶形、菱形、叠瓦形或不规则形状等 ( 图 4 －30) 。但是也有很多情况下，虽然滑坡已有蠕动迹象，出现双沟同源等微地貌形态，但是在遥感影像上见不到明显的后壁及侧壁，或者由于后壁和侧壁产生了次级崩塌或滑坡，难以看清其初次滑坡时的形态，此时一般只能勾绘出滑坡的大致范围，还需要实地调查加以分析。
图 4 －29 “牛角形”滑坡
图 4 －30 “不规则状”滑坡
可以从以下几个方面分析滑坡遥感影像的解译特征:
1. 影像特征
滑坡在遥感图像上多呈现出舌形 ( 图 4 －31) 、椭圆形、簸箕形、长椅形 ( 图 4 －32) 、树叶形、倒梨形、菱形、叠瓦形的几何形态，个别滑坡还可以分辨出滑坡壁、滑坡舌、滑坡台阶、滑坡周长、封闭洼地、大平台地形 ( 与外围不一致、非河流阶地、非构造平台或风化差异平台) 、反倾向台面地形、小台阶与平合相间、浅部表层塌滑广泛等 ( 邓辉，2007) 。
图 4 －31 “舌形”滑坡
图 4 －32 “长椅形”滑坡
2. 地形地貌特征
除了分析滑坡体本身呈现在图像上的几何形态外，还应从滑坡的成因方面入手，对大范围的地貌形态建立解译标志，比如滑坡多在峡谷中的缓坡、分水岭地段的阴坡上，侵蚀基准面急剧变化的主、支沟交会地段及其源头等处发育。在峡谷中见到垄丘、坑洼、阶地错断或不衔接、谷坡显著不对称、山坡沟谷出现沟槽改道、阶地级数变化突然或被掩埋成平缓山坡、蠕成起伏丘体、沟靡纵坡陡缓显著变化、横断面显著变窄变浅、沟谷断头或沟底整个上升等，这些现象都可能是由于滑坡造成的，应当被视为滑坡存在的标志。
3. 植被特征
植被特征是滑坡最为重要的解译特征之一，由于滑坡发生地点的特殊性，大多数滑坡发生在有植被覆盖的山体斜坡之上，当滑坡体沿着滑坡面冲下的时候对山体斜面植被的破坏是巨大的，滑坡体上的植被与周围植被明显不同。本研究就是利用滑坡的这一特性实现对其遥感信息的快速提取。
4. 水文特征
不正常河流弯道、局部河道突然变窄、斜坡前部地下水呈线状出露以及滑坡地表的湿地和泉水涌出等，这些不正常的水文现象也是滑坡的良好解译特征。