李翠娜， 李業(yè)勛

(1.同濟大學地下建筑與工程系，上海200092;2.中交三航局第二工程有限公司，上海200122)

0 引言

泥石流是固體顆粒與水的均勻混合物沿坡體迅速下滑的大體積移動［1］，具有爆發(fā)突然、歷時短暫、來勢兇猛等特點［2］，對當?shù)丨h(huán)境和人類生活造成巨大破壞.

泥石流與其形成區(qū)顆粒粒徑分布關系密切［3］.Wang G 等(2001，2003)［4，5］對不同粒徑的兩種硅砂進行人工降雨誘發(fā)泥石流試驗，粒徑為D50=0.13mm時發(fā)生分層下滑破壞(retrogressive sliding)，粒徑為D50=0.05mm時發(fā)生流滑現(xiàn)象(flowslides).陳曉清［6］結(jié)合蔣家溝徑流和人工降雨試驗，對寬級配礫石土原位滲透、滑坡轉(zhuǎn)化泥石流起動進行研究.Zhou J等(2011)［7］通過自行設計的可視化砂土泥石流室內(nèi)模型試驗裝置，結(jié)合數(shù)碼測量變形技術對泥石流形成的破壞形態(tài)進行了研究.

為研究泥石流受土體顆粒粒徑的影響，進行室內(nèi)模型試驗.室內(nèi)模型試驗試樣采用中砂和細砂混合，按照不同細砂質(zhì)量比配置了6組不同顆粒粒徑試樣，進行降雨誘發(fā)泥石流的室內(nèi)模型試驗，分析了不同顆粒粒徑下泥石流的形成模式，并分析中砂坡體泥石流形成過程中孔隙水壓力變化規(guī)律.本文為泥石流的研究提供理論參考價值.

1 室內(nèi)模型試驗

1.1 室內(nèi)模型試驗裝置

(1)泥石流發(fā)生模型槽

試驗坡體厚度為10cm，寬度為25cm，上表面長度為60cm，試驗比例為1∶20，模擬坡體厚度為2m的淺層坡體.泥石流發(fā)生模型槽寬度為25cm，長度為40cm，一、二級坡底長度均為75cm(見圖1).一、二級坡底與水平面的夾角分別為35°和15°，泥石流在一級坡體上發(fā)生，在第二級坡體上流通.

圖1 泥石流室內(nèi)模型試驗裝置

(2)降雨設備

利用5個低壓霧化噴頭單排排列構(gòu)成均勻降雨器.霧化噴頭(WP1304)的工作壓力為0.07MPa，噴口直徑為1.0mm，噴灑的水滴小、均勻呈霧狀.試驗過程中通過流量計控制人工降雨流量，保證降雨均勻穩(wěn)定，降雨強度采用22.0mm/12h進行泥石流的室內(nèi)模型試驗研究.

(3)數(shù)據(jù)采集

數(shù)字圖像采集采用Canon 350D數(shù)碼相機隔5s拍攝一張模型照片.

1.2 室內(nèi)模型試驗土樣

室內(nèi)模型試驗土樣采用中砂和細砂混合，按不同質(zhì)量比配置6組不同顆粒粒徑的試驗試樣，細砂比例分別為 0(中砂)、10%，20%，30%，40%，100%(細砂)，試驗標號分別為 C －0，C －10，C －20，C －30，C －40，C －100，在縮尺條件下分析顆粒粒徑對泥石流形成的影響.不同顆粒粒徑試驗土樣的級配曲線見圖2.

圖2 不同顆粒粒徑試樣的級配曲線

試驗所用中砂的粒徑范圍為0.075 mm～2.0 mm，相關參數(shù)為:d50=0.85mm，不均勻系數(shù)，Cu=1.90，Cc=1.10;顆粒比重為 Gz=2.64g/cm3，相對密度為 Dr=0.43，內(nèi)摩擦角為 32.8°，滲透系數(shù)為k=0.005cm/s.試驗所用細砂的粒徑范圍為0.075mm ～0.25 mm，相關參數(shù)為:d50=0.15mm，Cu=1.70，Cc=1.03;顆粒比重為 Gs=2.69g/cm3，內(nèi)摩擦角為 28.5°，滲透系數(shù)為 k=0.0018 cm/s.

2 室內(nèi)模型試驗結(jié)果分析

圖3為不同細砂含量時坡體發(fā)生破壞形成泥石流的形成模式，根據(jù)試驗觀測結(jié)果，泥石流的形成模式分為滑坡型和流滑型兩種類型.

2.1 滑坡型破壞

在人工降雨作用下，試驗編號C－0，C－10，C－20和C－30主要發(fā)生滑坡型破壞形成泥石流，即坡體先從坡腳發(fā)生破壞，然后逐漸向上分層分塊下滑發(fā)生滑坡破壞，滑坡破壞形成的松散土體與水混合快速向下滑動形成泥石流，見圖3中(a)，(b)，(c)和(d).滑坡型泥石流形成過程表現(xiàn)為入滲軟化、分層滑動和泥石流三個階段.

在入滲軟化階段，由于細砂含量較少，顆粒骨架以粗顆粒為主，滲透系數(shù)相對較大，試驗觀測到雨水浸潤線快速下降.隨著浸潤線下降，雨水在坡體內(nèi)部滲透，使土體飽和度增加，抗剪強度降低，這個過程為入滲軟化階段.

在分層滑動階段，觀測到坡體的坡腳發(fā)生滲透變形，坡腳表面出現(xiàn)多條拉裂縫隙，發(fā)生坡腳破壞;坡腳發(fā)生滲透破壞后，坡體自坡腳開始發(fā)生漸進式分層滑動，后方土體因失去前方土體支撐發(fā)生滑坡并在雨水沖刷作用下向下流動形成泥石流.坡體自坡腳向后發(fā)生分層滑動，這個過程為分層滑動階段.

在泥石流階段，此時坡體已經(jīng)完全破碎，在雨水滲透和沖刷作用下，松散土體與雨水向下快速流動形成泥石流.

滑坡型泥石流發(fā)生坡腳滲透破壞，然后坡體發(fā)生滑坡破壞，造成松散土體和雨水混合為快速流動的水石混合體形成泥石流，整個過程具有歷時長、速度小的特點，形成過程具有漸進性.

2.2 流滑型破壞

在人工降雨作用下，試驗編號C－40和C－100主要發(fā)生流滑型破壞，即隨著浸潤線的下降坡體發(fā)生表面沉降，當浸潤線達到坡體底部后不久，坡體突然以整體快速向下滑動發(fā)生流滑破壞形成泥石流，見圖3中(e)和(f).流滑型泥石流形成過程表現(xiàn)為入滲軟化、整體流滑和泥石流三個階段.

在入滲軟化階段，由于細砂含量增加，顆粒骨架以細顆粒為主，雨水浸潤線下降緩慢.浸潤線下降過程中，沒有觀測到孔隙水從坡腳滲出，此試驗現(xiàn)象表明孔隙水在坡體內(nèi)積聚.孔隙水在坡體內(nèi)積聚提高了坡體的含水率，導致孔隙水壓力增加和有效應力減小，土體抗剪強度降低，土體發(fā)生入滲軟化.

在整體流滑階段，坡體突然快速向下滑動發(fā)生整體流滑.流滑型泥石流具有兩個特點:1)坡體發(fā)生整體流滑前，坡腳處土體出現(xiàn)小規(guī)模滲透破壞，但發(fā)生滲透破壞的區(qū)域在坡腳中所占比例很小，沒有削弱坡腳對后方土體的支撐作用;2)坡體后方土體的滑動速度大于前方土體，前方土體在后方土體的推動下向前滑動，坡體發(fā)生流滑破壞并形成典型的魚形坡體斷面.

在泥石流階段，坡體滑動后形成的松散土體和雨水混合在一起，形成快速流動的泥石流.

流滑型泥石流后方產(chǎn)生明顯的沉降，未發(fā)現(xiàn)明顯的坡腳滲透破壞，坡體突然以整體快速向下滑動發(fā)生流滑破壞形成泥石流，整個滑動過程具有歷時短、速度大等特點，形成過程具有突發(fā)性.

表1歸納了不同顆粒粒徑時，土體發(fā)生的主要形成模式、試驗現(xiàn)象描述以及初始滑動時間.

圖3 不同顆粒粒徑下泥石流的形成模式

不同顆粒粒徑下降雨誘發(fā)泥石流的室內(nèi)模型試驗表明:顆粒粒徑對泥石流的形成模式具有重要影響，隨著細砂含量的增加，泥石流的形成模式表現(xiàn)為滑坡型破壞和流滑型破壞.當細砂含量小于40%時，坡體發(fā)生滑坡型破壞，即發(fā)生分層塊體滑動;當細砂含量大于40%時，坡體發(fā)生流滑型破壞，即坡體以整體快速向下滑動.這主要是因為土體的流動性隨著細砂含量的增加而逐漸加強，細顆粒含量越高，土體內(nèi)部的孔壓消散速度就越慢，土體內(nèi)存在的高孔壓將使得土體更易發(fā)生流動.

表1 不同顆粒粒徑下泥石流形成的室內(nèi)模型試驗結(jié)果

2.3 典型顆粒粒徑下孔隙水壓力分析

本小節(jié)選取了中砂坡體進行泥石流形成的室內(nèi)模型試驗，在縮尺條件下分析典型顆粒粒徑下泥石流形成的孔隙水壓力變化規(guī)律.

孔隙水壓力反映了降雨作用下的土體破壞過程中土水作用關系.很多學者都通過試驗利用孔隙水壓力的變化來解釋泥石流的啟動原因.部分學者認為，在強降雨情況下由降雨引起滑坡進而演化為泥石流主要是由孔壓升高引起的(Sidle RC等(1982)［8］，Anderson SA(1995)［9］).

為了分析泥石流形成過程中孔隙水壓力的變化規(guī)律，在坡體中設置了4個孔隙水壓力測量點，見圖4.其中，1#、2#、3#布置在斜槽底部中心線上的前、中、后三個位置，間距為10.0cm;孔隙水壓力計4#位于2#的上方5.0cm處.圖5為室內(nèi)模型試驗過程中各孔隙水壓力曲線.在入滲軟化階段(0～180s)，1#觀測點的孔隙水壓力在160s出現(xiàn)后開始緩慢增加，2#、3#和4#觀測點孔隙水壓力值為0.

在坡腳滑動階段(180s～260s)，孔隙水壓力整體上表現(xiàn)為上升，但上升過程中出現(xiàn)波動，孔隙水壓力出現(xiàn)小幅度下降，這可能是坡腳滑動時，造成孔隙水壓力消散所引起的孔隙水壓力波動.

在坡體分層滑動階段(260s～400s)，坡體發(fā)生分層滑動后，孔隙水壓力開始出現(xiàn)下降，但孔隙水壓力相對于坡體滑動稍有滯后.當坡腳土體滑動引起坡體出現(xiàn)張拉裂縫時，1#觀測點處孔隙水壓力首先出現(xiàn)下降，這主要是1#觀測點據(jù)坡腳最近，此處孔隙水壓力最先出現(xiàn)下降，但是下降幅度較小，從280s～300s孔隙水壓力下降了0.03kPa.在試驗進行到300s時，各個觀測點的孔隙水壓力也依次出現(xiàn)下降.從300s到400s，1#和4#觀測點孔隙水壓力下降幅度較大，分別下降了 0.43kPa和 0.22kPa;2#和3#觀測點的孔隙水壓力下降幅度也逐漸增大，分別下降了0.47kPa 和0.32kPa.

圖4 孔隙水壓力傳感器布置圖

在泥石流流通階段(400s以后)，坡體已經(jīng)完全坍塌，形成松散的砂土顆粒在水流攜帶下向下滑動，孔隙水壓力基本保持穩(wěn)定，P1、P2，P3和P4處的孔隙水壓力逐漸穩(wěn)定于 0.36kPa，0.22kPa，0.20kPa 和 0.20kPa.

圖5 孔隙水壓力變化曲線

室內(nèi)模型試驗中，孔隙水壓力先增加、后隨著坡體分層滑動而下降.孔壓的升高主要由兩部分組成:一是降雨入滲使得土體的靜孔隙水壓力升高;二是降雨引起土體結(jié)構(gòu)發(fā)生滲透破壞，土體發(fā)生剪縮而產(chǎn)生超孔壓，產(chǎn)生類似于靜力液化現(xiàn)象.降雨入滲使得坡底土體逐漸趨于飽和，在坡體中形成滲流，致使孔隙水壓力升高，孔隙水壓力上升導致土體有效應力降低，進而降低土體抗剪強度而導致土體破壞下滑.隨著坡體發(fā)生滑動破壞，孔隙水壓力出現(xiàn)下降.

孔隙水壓力反映了降雨作用下泥石流形成過程中水土作用關系.中砂(0.075mm ～2.0 mm)坡體發(fā)生滑坡型破壞形成泥石流的過程中，孔隙水壓力經(jīng)歷了積聚和消散兩個過程，孔隙水壓力峰值為0.84 kPa.在試驗初期，坡體單位時間滲水量小于降雨量，孔隙水在坡體內(nèi)積聚造成孔隙水壓力增加;當孔隙水壓力達到峰值后，坡體發(fā)生分層滑動，孔隙水壓力隨著坡體滑動而逐漸消散.

3 結(jié)論

采用室內(nèi)模型試驗設備，進行6組降雨誘發(fā)泥石流的室內(nèi)模型試驗，在縮尺條件下研究了顆粒粒徑對泥石流形成模式的影響，得到以下幾點結(jié)論:

(1)顆粒粒徑對泥石流的形成模式具有重要影響，隨著細砂含量的增加，泥石流的形成模式由滑坡型破壞變?yōu)榱骰推茐?

(2)當細砂含量小于40%時，坡體發(fā)生滑坡型破壞，即發(fā)生分層塊體滑動;當細砂含量大于40%時，坡體發(fā)生流滑型破壞，即坡體以整體快速向下滑動.

(3)滑坡型泥石流整個過程具有歷時長、速度小的特點，形成過程具有漸進性;流滑型泥石流整個滑動過程具有歷時短、速度大等特點，形成過程具有突發(fā)性.

(4)孔隙水壓力反映了降雨作用下泥石流形成過程中水土作用關系.在試驗初期，孔隙水在坡體內(nèi)積聚造成孔隙水壓力增加;當孔隙水壓力達到峰值后，孔隙水壓力隨著坡體滑動而逐漸消散.

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