王志兵,李 凱,汪 稔,胡明鑒

(1.廣西巖土力學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣西桂林 541004; 2.桂林理工大學(xué)土木與建筑工程學(xué)院,廣西桂林 541004; 3.中國(guó)科學(xué)院武漢巖土力學(xué)研究所,湖北武漢 430071)

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細(xì)粒含量對(duì)泥石流斜坡失穩(wěn)模式與規(guī)模的影響

王志兵1,2,李 凱1,2,汪 稔3,胡明鑒3

(1.廣西巖土力學(xué)與工程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣西桂林 541004; 2.桂林理工大學(xué)土木與建筑工程學(xué)院,廣西桂林 541004; 3.中國(guó)科學(xué)院武漢巖土力學(xué)研究所,湖北武漢 430071)

摘要:為了研究泥石流土體的細(xì)粒組分(d≤0. 075 mm)在降雨入滲和滲流過(guò)程中對(duì)泥石流孕育與啟動(dòng)機(jī)理的影響,利用自制的泥石流模型槽,采用3種細(xì)粒含量的土體制作室內(nèi)斜坡模型,進(jìn)行了人工降雨誘發(fā)斜坡泥石流試驗(yàn),研究了泥石流土體斜坡在降雨入滲過(guò)程中坡面產(chǎn)流的形成特點(diǎn)、水土流失特征以及斜坡失穩(wěn)模式。試驗(yàn)結(jié)果表明:斜坡細(xì)粒在雨水入滲過(guò)程會(huì)發(fā)生分散流失而使坡面表層土體粗化;細(xì)粒含量較高斜坡中分散的細(xì)粒會(huì)隨雨水入滲向深部運(yùn)移堵塞孔隙而降低土體的滲透性(入滲容量),濕潤(rùn)前鋒未擴(kuò)展到下臥土-巖界面就發(fā)生坡面產(chǎn)流與坡體破壞,且破壞面距濕潤(rùn)前鋒較近(僅數(shù)厘米),破壞模式先為塊體的滑動(dòng)-流動(dòng)破壞,然后為溝道侵蝕,土體流失規(guī)模與雨強(qiáng)、細(xì)粒含量有關(guān);細(xì)粒含量較低斜坡的破壞模式為牽引式的滑塌,但試驗(yàn)過(guò)程中未發(fā)生大規(guī)模的土體流失,細(xì)粒分散運(yùn)移作用對(duì)低細(xì)粒含量土體孔隙的堵塞效應(yīng)不明顯,而在土-巖界面處形成了較穩(wěn)定的攜細(xì)粒水流。斜坡土體細(xì)粒含量對(duì)斜坡破壞模式和坡面產(chǎn)流的形成有重要作用,考慮坡面產(chǎn)流影響的斜坡穩(wěn)定性分析模型得到的安全系數(shù)更接近實(shí)際情況。

關(guān)鍵詞:泥石流;顆粒運(yùn)移;細(xì)粒含量;失穩(wěn)模式;穩(wěn)定性分析;模型試驗(yàn)

泥石流源區(qū)土體的成因較復(fù)雜,且土體的粒徑分布與組成在土層不同深度處和流域不同區(qū)域處都有較大的區(qū)別[1]。一般說(shuō)來(lái),形成泥石流的固體物質(zhì)具有較寬的粒徑范圍,從直徑大于數(shù)十米的巨礫到幾微米的膠體微粒均有分布,大小顆粒粒徑之比可達(dá)106～107的量級(jí)[2]。細(xì)粒組分在泥石流固體物質(zhì)中含量不算高,但其起的作用不容忽視,細(xì)粒組分對(duì)泥石流流體的結(jié)構(gòu)狀態(tài)、流變性、屈服應(yīng)力、運(yùn)動(dòng)形態(tài)和沖淤性都有重要影響[2-3]。崔鵬[4]認(rèn)為泥石流的啟動(dòng)需要一個(gè)基礎(chǔ)的黏粒含量,且一定的黏粒含量會(huì)降低泥石流運(yùn)動(dòng)的阻力。陳寧生等[5]發(fā)現(xiàn)泥石流中黏粒含量影響泥石流的形成、運(yùn)動(dòng)和懸浮顆粒粒徑的結(jié)構(gòu),并構(gòu)建了小型的斜坡模型試驗(yàn),通過(guò)改變斜坡土體中的黏粒含量,發(fā)現(xiàn)土體中黏粒含量與斜坡的破壞和泥石流的起動(dòng)關(guān)系密切,黏粒含量太高(＞10%(質(zhì)量分?jǐn)?shù),下同))或太低(2. 5%～5%)反而不利于泥石流的起動(dòng)。陳中學(xué)等[6]通過(guò)試驗(yàn)也發(fā)現(xiàn)黏粒含量低于5%或高于18%難以形成泥石流。張永雙等[7-8]研究寧陜坡面型泥石流時(shí)得出黏性土的黏粒含量及其黏土礦物成分是坡面型泥石流大面積同時(shí)發(fā)生的重要控制性因素,即薄層黏土層的下滑實(shí)際上是斜坡局部范圍內(nèi)的土體或顆粒群同時(shí)發(fā)生懸浮移動(dòng),屬于滲透變形-流土的破壞模式,同時(shí)土體中高黏粒含量產(chǎn)生的造漿作用會(huì)加劇斜坡的失穩(wěn)。此外,土體細(xì)粒流也會(huì)在降雨過(guò)程中發(fā)生流失現(xiàn)象,如洪勇等[9]發(fā)現(xiàn)日本善德滑坡土體中流失土粒粒徑最大可達(dá)到數(shù)毫米的砂粒組粒徑范圍;胡明鑒等[10]通過(guò)分析降雨前后蔣家溝泥石流斜坡土體的顆粒級(jí)配,得出降雨后土體中粒徑小于1 mm的顆粒含量下降明顯,粒徑小于0. 5 mm的顆粒含量幾乎趨近于零;陳曉清等[11]的模型試驗(yàn)表明,斜坡滲流出的水流攜帶的土顆粒粒徑集中在0. 001～0. 1 mm區(qū)間;沈輝等[12]通過(guò)試驗(yàn)研究得出碎石土斜坡在雨水淋濾作用下,地表及坡體內(nèi)部的細(xì)顆粒被帶出,易于形成優(yōu)先流路徑;高冰等[13]通過(guò)試驗(yàn)得出在降雨過(guò)程中,斜坡砂土顆粒會(huì)發(fā)生運(yùn)動(dòng),是泥石流斜坡土體內(nèi)部力學(xué)發(fā)生變化的主要原因。另外,形成泥石流固體物質(zhì)的其他性質(zhì)(土體顆粒組成、土體密實(shí)度等)[14]、降雨特性(前期降雨歷時(shí)、降雨強(qiáng)度與持續(xù)時(shí)間)[15]及斜坡形態(tài)等因素,都會(huì)影響泥石流的孕育與啟動(dòng)過(guò)程。

泥石流土體中粒徑較小的組分對(duì)泥石流的形成有重要影響,為了研究細(xì)粒含量對(duì)泥石流孕育與啟動(dòng)的影響,本文進(jìn)行了泥石流的斜坡模型試驗(yàn),通過(guò)改變土體細(xì)粒組分含量,采用降雨強(qiáng)度易于調(diào)節(jié)和操控的小型模擬試驗(yàn)裝置,實(shí)時(shí)監(jiān)測(cè)不同入滲方式下土體流失特征(固體流量、累積固體流量、固體物質(zhì)的顆粒粒徑的變化規(guī)律等)和土層含水量變化規(guī)律,觀(guān)察并用數(shù)碼攝像機(jī)和數(shù)碼相機(jī)記錄濕潤(rùn)前鋒在斜坡中擴(kuò)展過(guò)程以及斜坡的坡面形態(tài)與破壞方式,著重于細(xì)粒(指粒徑d≤0. 075 mm的組分,包括了黏粒和粉粒)在降雨入滲過(guò)程中的分散流失和運(yùn)移過(guò)程、斜坡土體的破壞模式及其影響因素。

1 試驗(yàn)土體

試驗(yàn)所需土體取自昆明東川蔣家溝大凹子溝右岸支溝泥石流源區(qū),為昆陽(yáng)群淺變質(zhì)板巖的坡積物,是中間粒徑缺乏寬級(jí)配的礫石土(圖1),土樣細(xì)粒組分的液限為34. 8%,塑性指數(shù)為6. 7,陽(yáng)離子代換總量(CEC)為278 mmol/ kg,可交換鈉離子含量為58 mmol/ kg,可交換性鈉百分比值(ESP)為20. 9%,表明細(xì)粒土具有較強(qiáng)分散性,土體水溶液的pH值為9. 25,呈弱堿性。通過(guò)X射線(xiàn)衍射分析,試驗(yàn)土體細(xì)粒的黏土礦物類(lèi)型以伊利石和綠泥石為主,同時(shí)還含有石英、長(zhǎng)石、方解石和白云石等礦物。

圖1 泥石流源區(qū)典型土樣和試驗(yàn)土樣的顆粒級(jí)配曲線(xiàn)

通過(guò)改變所取土體的細(xì)粒含量得到兩種新土樣用于對(duì)比試驗(yàn),土樣1為原始級(jí)配,其細(xì)粒含量為22. 8%;土樣2和土樣3為人工制備,具體做法:將土樣1的細(xì)粒組分等量剔除2/3、其他粒組含量保持不變,得到土樣2,其細(xì)粒含量為9. 0%;將土樣1細(xì)粒組分外的其他組分等量剔除1/3,其他粒組含量保持不變,得到土樣3,其細(xì)粒含量為30. 7%。圖1中典型土樣1和典型土樣2是蔣家溝泥石流源區(qū)土體較常見(jiàn)的土樣,可作為泥石流土體顆粒分布的上、下界,而試驗(yàn)所選取的3個(gè)土樣的級(jí)配曲線(xiàn)均落在典型土樣1和典型土樣2的顆粒級(jí)配曲線(xiàn)所包圍的范圍之內(nèi),表明本試驗(yàn)土樣均符合現(xiàn)場(chǎng)實(shí)際情況。

2 試驗(yàn)設(shè)備與方法

采用自制的模型槽與人工降雨系統(tǒng)進(jìn)行試驗(yàn),具體的試驗(yàn)裝置如圖2所示。模型槽長(zhǎng)為3m,寬為0. 75 m,高為1 m,其骨架采用角鋼和工字鋼焊接,兩側(cè)粘貼有機(jī)玻璃板,以便觀(guān)測(cè)斜坡側(cè)面的形態(tài)變化。人工降雨系統(tǒng)包括增壓泵、噴頭、噴水管、支架、管線(xiàn)和調(diào)節(jié)閥。斜坡土體填筑的坡角為15°,模型槽的傾角為10°,斜坡模型的坡角總共為25°。

對(duì)3種試驗(yàn)土體進(jìn)行了4組斜坡模型試驗(yàn),試驗(yàn)斜坡模型都采用與原狀土干密度(ρd=1. 67 g/ cm3)相同的填筑密度的試驗(yàn)土體制作,制作完成后靜置3 d才進(jìn)行試驗(yàn),試驗(yàn)具體參數(shù)如表2所示。采用數(shù)碼攝像機(jī)與數(shù)碼相機(jī)記錄斜坡在雨水入滲過(guò)程的變化形態(tài),每隔一定時(shí)間收集流失的水土混合物,并測(cè)定其體積與質(zhì)量;時(shí)間間隔的原則為:在無(wú)大規(guī)模土體流失階段每隔1 min測(cè)量1次,當(dāng)流失土體較多時(shí),根據(jù)實(shí)際情況增加測(cè)量次數(shù),在每一個(gè)時(shí)間間隔內(nèi),取一定量的樣品,采用烘干法測(cè)定土體的質(zhì)量,由此求得此時(shí)間間隔內(nèi)的土體總量。

圖2 試驗(yàn)裝置與試驗(yàn)土體

表2 試驗(yàn)方案

3 試驗(yàn)結(jié)果與分析

泥石流土體中細(xì)粒含量能影響其斜坡的破壞模式,T1和T2試驗(yàn)主要是由有塊體的滑動(dòng)-流動(dòng)破壞形成溝道,并影響坡面徑流方式,雨水匯集于溝道并形成了以溝道侵蝕為主的破壞模式,破壞規(guī)模與降雨強(qiáng)度相關(guān);T3試驗(yàn)土體的細(xì)粒含量較低,斜坡破壞模式以牽引式的滑塌為主,但由于雨水難以在斜坡中積聚,未能在試驗(yàn)過(guò)程中形成大規(guī)模的水土流失;T4試驗(yàn)土體的細(xì)粒含量較高,斜坡土體發(fā)生了較大規(guī)模的滑動(dòng)-流動(dòng)破壞。

3. 1 土樣1

3. 1. 1 小雨強(qiáng)試驗(yàn)(T1試驗(yàn))

T1試驗(yàn)為土樣1在31 mm/ h雨強(qiáng)持續(xù)60 min作用下的試驗(yàn),在降雨初期,斜坡土體表現(xiàn)為強(qiáng)烈吸水,基本無(wú)坡面徑流形成;表層土體飽和后開(kāi)始產(chǎn)流,形成散坡流并沖刷坡面。坡腳的土體由于完全飽和并開(kāi)始崩解,土顆粒隨著坡面徑流而流失,斜坡最表層土體逐漸粗化。當(dāng)降雨持續(xù)約665 s時(shí),靠近坡面中上部偏右處的土體發(fā)生滑動(dòng)-流動(dòng)破壞(圖3(a)),產(chǎn)生大小約為5cm×5cm×2 cm的塊體,并刮鏟與卷入其流動(dòng)路徑上的部分土體,當(dāng)?shù)竭_(dá)坡腳處時(shí),其規(guī)模已增大了約1倍,從而溝道呈現(xiàn)出上窄下寬的狹長(zhǎng)帶狀,在斜坡表面呈現(xiàn)出細(xì)溝侵蝕的特征。

圖3 T1試驗(yàn)斜坡的主要破壞形態(tài)

隨著降雨的持續(xù),坡面徑流逐漸匯集于溝道,溝道下切并掏蝕兩側(cè)土體,溝道后緣的土體也發(fā)生崩塌而進(jìn)入溝道中,溝道徑流中的含沙量逐步增大,溝道的規(guī)模也逐漸增大,圖3(a)為降雨665 s時(shí)的溝道形態(tài),溝道長(zhǎng)約為80cm,寬從10～20 cm不等,深3～5cm。通過(guò)數(shù)碼攝像機(jī)記錄的時(shí)間知,塊體從初始位置開(kāi)始滑動(dòng)至最后流至坡腳處大約歷時(shí)2 s,測(cè)量塊體總流動(dòng)長(zhǎng)度約為92 cm,初步估計(jì)塊體從失穩(wěn)至流入收集桶內(nèi)的平均流動(dòng)速度約為0. 46 m/ s,由于此過(guò)程是明顯的加速過(guò)程,最大流速要大于0. 46m/ s。

當(dāng)坡面上的溝道形成后,坡面徑流隨之發(fā)生改變,即隨著降雨持續(xù),坡面徑流逐漸匯集于溝道,溝道開(kāi)始下切并掏蝕兩側(cè)土體,溝道后緣的土體也發(fā)生崩塌而進(jìn)入溝道中,溝道徑流中的含沙量逐步增大,溝道的規(guī)模也逐漸變大,并發(fā)生數(shù)次較大規(guī)模的土體破壞。斜坡在破壞過(guò)程中明顯分為3個(gè)區(qū)域:滑動(dòng)區(qū)、流通區(qū)、堆積區(qū)。

圖4 T1試驗(yàn)流量和流失土體特征

從累積流失土體量曲線(xiàn)(圖4)可以看出,曲線(xiàn)呈現(xiàn)階梯形上升,有多個(gè)比較明顯的跳躍點(diǎn),每個(gè)跳躍點(diǎn)都對(duì)應(yīng)記錄著一次較大規(guī)模的土體破壞與流失。由圖4可知,在雨強(qiáng)31mm/ h作用下,試驗(yàn)過(guò)程中流量出現(xiàn)了多個(gè)明顯峰值,這些峰值都對(duì)應(yīng)有較大規(guī)模的土體失穩(wěn)與流失,峰值之間的流量比較平穩(wěn),基本為挾沙水流或稀性泥石流。從泥石流的運(yùn)動(dòng)流型來(lái)分析,在小雨強(qiáng)作用下的斜坡破壞類(lèi)型屬于陣流型泥石流。

3. 1. 2 大雨強(qiáng)試驗(yàn)(T2試驗(yàn))

T2試驗(yàn)為土樣1在雨強(qiáng)63 mm/ h持續(xù)30 min作用下的試驗(yàn),在降雨初期,斜坡的坡面形態(tài)大致與小雨強(qiáng)(31 mm/ h)試驗(yàn)的類(lèi)似,即坡面表層土體先強(qiáng)烈吸水,飽和后開(kāi)始產(chǎn)流。斜坡坡腳土體的崩解與細(xì)粒的流失明顯,如圖5(a)所示;坡面中上部細(xì)粒流失現(xiàn)象不明顯,在斜坡中部位置先后有兩處土體發(fā)生滑動(dòng)-流動(dòng)破壞而形成兩條溝道,大雨強(qiáng)作用下斜坡表層土體中形成的溝道比T1試驗(yàn)更多、規(guī)模更大(即溝道更寬更深),如圖5(b)所示(圖中虛線(xiàn)為溝道的范圍);隨著降雨的持續(xù),溝道下切與側(cè)蝕作用增強(qiáng),形成了較為陡峭的臨空面,溝道后緣與溝道兩側(cè)的土體發(fā)生10余次較大的崩塌,崩塌土體進(jìn)入溝道隨著坡面徑流而形成泥沙含量較高的泥石流,可以認(rèn)為在高強(qiáng)降雨作用下,斜坡形成了陣流型泥石流。

圖5 T2試驗(yàn)斜坡的主要破壞形態(tài)

本次降雨結(jié)束時(shí),土體斜坡破壞的表面積約占初始時(shí)期整個(gè)表面積的2/3,所流失的土體約占整個(gè)模型土體質(zhì)量的1/4,如圖5(c)所示(圖中虛線(xiàn)為溝道的范圍)。通過(guò)實(shí)測(cè)塊體從開(kāi)始破壞處至流動(dòng)到坡腳的長(zhǎng)度與對(duì)應(yīng)的時(shí)間,求得在大雨強(qiáng)(63 mm/ h)作用下,塊體的平均流速約為0. 68 m/ s, 與T1試驗(yàn)一樣,塊體的滑動(dòng)至流動(dòng)仍為顯著的加速過(guò)程。

T2試驗(yàn)累積流失土體量曲線(xiàn)如圖6所示,可以看出,曲線(xiàn)同樣呈現(xiàn)階梯形上升,相比小雨強(qiáng),此曲線(xiàn)有更多的比較明顯的跳躍點(diǎn);同樣,每個(gè)跳躍點(diǎn)都對(duì)應(yīng)記錄著一次較大規(guī)模的土體破壞與流失,說(shuō)明在大雨強(qiáng)作用下,斜坡失穩(wěn)的規(guī)模在增大。

在T1和T2試驗(yàn)中,試驗(yàn)土體的飽和滲透系數(shù)為4. 2×10-3cm/ s,即151. 2 mm/ h,大于試驗(yàn)雨強(qiáng)值(31 mm/ h和63 mm/ h),理想的情況應(yīng)是雨水很順利進(jìn)入坡體土層直至下臥的基巖面(模型槽底面),但實(shí)際情況卻是:土體飽和層的厚度較薄,每次較大規(guī)模土體失穩(wěn)都發(fā)生在斜坡的最表層,沒(méi)有深層破壞發(fā)生,濕潤(rùn)前鋒距離破壞面僅數(shù)厘米,如圖3(b)所示。隨著破壞面向下發(fā)展,濕潤(rùn)前鋒也隨著向下擴(kuò)展,如果表層土體沒(méi)有發(fā)生破壞,濕潤(rùn)前鋒的位置變化不明顯,表明雨水難以入滲至土體深處。

圖6 T2試驗(yàn)流量和流失土體特征

從TDR儀器測(cè)得的斜坡表層土體體積含水率的值來(lái)看,T1試驗(yàn)土體在降雨前初始含水率為5. 02%,大約經(jīng)歷了384 s,表層土體的體積含水率就達(dá)到了26. 31%,在此之后,表層土體的體積含水率基本就維持在此數(shù)值附近;T2試驗(yàn)土體在降雨前初始含水率為5. 97%,大約經(jīng)歷了291 s,表層土體的體積含水率就達(dá)到了28. 04%,此后表層土體的體積含水率基本就在此數(shù)值附近波動(dòng),其中出現(xiàn)的最大體積含水率約為36. 25%,接近于試驗(yàn)土體的飽和體積含水率(為38. 13%)。

3. 2 土樣2

T3試驗(yàn)為土樣2在雨強(qiáng)31 mm/ h持續(xù)60 min作用下的試驗(yàn),試驗(yàn)雨強(qiáng)在數(shù)值上仍低于土樣2的滲透系數(shù),斜坡土體首先仍表現(xiàn)為強(qiáng)烈吸水,但整個(gè)試驗(yàn)過(guò)程中都無(wú)坡面徑流形成,濕潤(rùn)前鋒基本沿著與坡面平行的方向向下擴(kuò)展且到達(dá)了土-巖界面;當(dāng)降雨持續(xù)約462 s時(shí),坡腳首先滲流出較渾濁的水流,攜帶了較多的細(xì)土顆粒。隨后坡腳處土體出現(xiàn)滑塌,坡面出現(xiàn)下沉,坡面有較明顯的變形(圖7(a) (b)(c)(d)為不同時(shí)刻的視頻截圖,可見(jiàn)到坡體中下部的白色標(biāo)記物有明顯向下移的趨勢(shì)),并自坡腳向坡頂依次出現(xiàn)橫向張裂縫(圖7(e)中虛線(xiàn)),坡體呈現(xiàn)牽引式的塊體滑動(dòng),且下滑速度緩慢,如圖7(e)所示。試驗(yàn)結(jié)束后,坡面位置較初始坡面下沉了2～4 cm不等,坡腳向前移動(dòng)約10 cm(對(duì)比圖7 (a)(b)(c)(d)虛線(xiàn)所示位置)。

由于在T3試驗(yàn)中未發(fā)生大規(guī)模土體流失,在873 s時(shí)收集的層間水流(主要為含細(xì)顆粒的懸浮液)經(jīng)激光粒度儀分析后如圖8所示,可看出層間水?dāng)y帶出的細(xì)粒的粒徑在0. 2mm以下,各粒組較為平均。在降雨入滲過(guò)程中土體細(xì)粒的分散流失作用不僅使土體結(jié)構(gòu)破壞而出現(xiàn)塌陷,同時(shí)細(xì)粒含量的降低,使試驗(yàn)土體中粗粒間形成的泥膜和高黏滯層就會(huì)減少,細(xì)粒起潤(rùn)滑和黏滯作用的效果就會(huì)降低,這可能是T3試驗(yàn)土體呈現(xiàn)的破壞模式與土體流失特征的內(nèi)在原因。

圖7 T3試驗(yàn)斜坡的主要破壞形態(tài)

圖8 T3試驗(yàn)流失土體粒徑分布

3. 3 土樣3

T4試驗(yàn)為土樣3在雨強(qiáng)31 mm/ h持續(xù)30 min作用下的試驗(yàn),同樣,在降雨初期,表層土體由于細(xì)粒分散運(yùn)移流失等作用而粗化,濕潤(rùn)前鋒的形態(tài)基本與坡面平行(圖9(a))。與T1試驗(yàn)類(lèi)似,在濕潤(rùn)前鋒尚未達(dá)到土-巖界面處時(shí)就發(fā)生了塊體的滑動(dòng)-流動(dòng)破壞,坡體中部偏右的一塊體(大小約為25 cm× 20cm×17cm)突然發(fā)生滑動(dòng)并迅速解體而流動(dòng)(圖9 (b)),并刮鏟與卷入其流動(dòng)路徑上的部分土體,滑動(dòng)-流動(dòng)的平均速度約為0. 54m/ s,破壞時(shí)可見(jiàn)一股渾濁的層間水流,破壞面埋深約為17cm,距離濕潤(rùn)前鋒的距離約為3cm,濕潤(rùn)前鋒距下臥土-巖界面約25cm。

圖9 T4試驗(yàn)斜坡的主要破壞形態(tài)

T4試驗(yàn)中破壞的塊體比T1和T2試驗(yàn)中的塊體規(guī)模大,塊體滑動(dòng)-流動(dòng)破壞后形成溝道,形成以溝道侵蝕為主的破壞模式(滑坡后緣土體崩塌,進(jìn)入溝道流動(dòng))。

4 坡面產(chǎn)流與斜坡穩(wěn)定性

試驗(yàn)土樣1和土樣3的飽和滲透系數(shù)(分別為151. 2 mm/ h和54. 0 mm/ h)在數(shù)值上都比各自的試驗(yàn)雨強(qiáng)要大,假設(shè)雨水入滲過(guò)程符合Mein-Larson入滲模型[16],那么雨水就能順利滲入斜坡土體深部,直至土體與下臥層的界面處。但是除了土體中濕潤(rùn)前鋒大致沿著平行坡面擴(kuò)展與模型吻合外,其他試驗(yàn)現(xiàn)象卻并不吻合。首先土體(近似均質(zhì))的飽和層厚度較薄,雨水并未入滲到界面處就已在斜坡表面產(chǎn)生了坡面徑流;其次滑動(dòng)面與濕潤(rùn)前鋒的位置非常接近,滑動(dòng)面上下土體的體積含水率差異顯著,接近土體的飽和含水率,滑動(dòng)面至濕潤(rùn)前鋒之間土體僅幾厘米厚,體積含水率也僅為10%左右,說(shuō)明參與非飽和入滲階段的土體很少,飽和滲流作用在泥石流大部分土體中。

試驗(yàn)土樣2的飽和滲透系數(shù)為345. 6 mm/ h,在數(shù)值上也比試驗(yàn)雨強(qiáng)要大,與試驗(yàn)土樣1和土樣3不同的是,入滲過(guò)程濕潤(rùn)前鋒的擴(kuò)展方向和深度位置都與Mein-Larson入滲模型較吻合。但在此次試驗(yàn)過(guò)程中呈現(xiàn)出不同斜坡破壞模式,卻未有大規(guī)模的土體流失,可能是試驗(yàn)時(shí)間過(guò)短或者說(shuō)T3試驗(yàn)土體斜坡難以發(fā)生流失破壞,其可能原因是降雨入滲進(jìn)入土體,在土體與基巖界面排出,并攜帶走了部分的細(xì)粒,雨水難以在土體中積聚與保持;也說(shuō)明了土體中細(xì)粒需要具有一定的量才能堵塞孔隙影響土體的滲透性,從而引起土體大規(guī)模流失和激發(fā)泥石流?？梢詮腡1、T2和T4試驗(yàn)中得到驗(yàn)證:由于試驗(yàn)土體(土樣1和土樣3)中細(xì)粒的含量較高,細(xì)粒不僅能隨著雨水運(yùn)移而降低土體的滲透性,而且細(xì)粒(特別是粒徑小于0. 005 mm的黏粒)與水作用,在泥石流土體各粒級(jí)表面形成泥膜和高黏滯層,起到潤(rùn)滑和黏滯作用,降低了流動(dòng)阻力,從而引發(fā)斜坡土體大規(guī)模的流失和泥石流的啟動(dòng)。

T1、T2和T4試驗(yàn)過(guò)程中都出現(xiàn)了坡面產(chǎn)流,坡面開(kāi)始產(chǎn)流時(shí)斜坡的穩(wěn)定性分析模型如圖10所示,坡面產(chǎn)流時(shí)斜坡土體的剪應(yīng)力τ和抗剪強(qiáng)度τf分別為

式中:ρsat為土體飽和密度;ρw為水的密度(含細(xì)粒的懸浮液,近似取1 g/ cm3);g為重力加速度;h0為坡面產(chǎn)流深度;h為失穩(wěn)土體的高度;β為斜坡的坡角。則土體的穩(wěn)定安全系數(shù)F 為

圖10 考慮坡面徑流的斜坡穩(wěn)定分析模型

根據(jù)文獻(xiàn)[17]得到的蔣家溝泥石流源區(qū)土體的力學(xué)強(qiáng)度指標(biāo)(在含水率15. 9%時(shí)內(nèi)摩擦角為10. 2°,黏聚力為1. 1 kPa),再根據(jù)T4試驗(yàn)失穩(wěn)塊體的尺寸,h取0. 17 m,在未降雨前,取含水率15. 9%對(duì)應(yīng)的土體密度為1. 94 g/ cm3,計(jì)算得斜坡的穩(wěn)定安全系數(shù)Fs= 1. 26＞1,表明在未降雨前,斜坡能處于穩(wěn)定狀態(tài),與實(shí)際相符。降雨飽和后,土體飽和密度為2. 08 g/ cm3,若不考慮坡面徑流對(duì)斜坡穩(wěn)定性的影響,即h0=0,則斜坡破壞時(shí)的穩(wěn)定性安全系數(shù)Fs=1. 01＞1,與斜坡已破壞的事實(shí)不符合;若考慮坡面徑流對(duì)斜坡穩(wěn)定性的影響,假設(shè)h0=0. 02 m,則可計(jì)算得斜坡的穩(wěn)定安全系數(shù)Fs=0. 96＜1,符合斜坡已破壞的事實(shí)。上述分析表明考慮坡面徑流對(duì)斜坡穩(wěn)定性的影響更符合實(shí)際情況,且坡面徑流深度較淺就能影響斜坡穩(wěn)定安全系數(shù)的大小。從式(3)可知,塊體的穩(wěn)定安全系數(shù)會(huì)隨坡面徑流深度的增大而降低。

5 結(jié) 論

a.試驗(yàn)土體的細(xì)粒組分具有較強(qiáng)的分散性,細(xì)粒在雨水入滲過(guò)程中會(huì)分散流失而使坡面表層土體粗化。

b.細(xì)粒含量較高(22. 8%和30. 7%)的斜坡(T1、T2和T4試驗(yàn))中分散的細(xì)粒土隨雨水入滲向深部運(yùn)移堵塞孔隙降低了土體的滲透性(入滲容量),濕潤(rùn)前鋒未擴(kuò)展到下臥土-巖界面就發(fā)生坡面產(chǎn)流與坡體破壞,且破壞面距濕潤(rùn)前鋒較近(僅數(shù)厘米),破壞模式先為塊體的滑動(dòng)-流動(dòng)破壞,然后為溝道侵蝕,土體流失規(guī)模與雨強(qiáng)、細(xì)粒含量相關(guān)。

c.細(xì)粒含量較低(9. 0%)的斜坡(T3試驗(yàn))的破壞模式為牽引式的滑塌,但試驗(yàn)過(guò)程中未見(jiàn)產(chǎn)流,也未見(jiàn)大規(guī)模的土體流失,這是因?yàn)榧?xì)粒分散運(yùn)移作用對(duì)低細(xì)粒含量土體孔隙的堵塞效應(yīng)不明顯,在土-巖界面處形成了穩(wěn)定的攜細(xì)粒水流。

d.降雨入滲過(guò)程出現(xiàn)細(xì)粒向深部土體的運(yùn)移且堵塞孔隙的效應(yīng)與斜坡土體自身的細(xì)粒含量有關(guān),土體中細(xì)粒含量較高時(shí)細(xì)粒的運(yùn)移堵塞效應(yīng)明顯;反之,則不明顯。

e.考慮坡面產(chǎn)流影響的斜坡穩(wěn)定性分析模型得到的斜坡穩(wěn)定安全系數(shù)更接近實(shí)際情況,即坡面產(chǎn)流會(huì)降低坡體的穩(wěn)定安全系數(shù),有利于斜坡的破壞和失穩(wěn)。

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Impact of fine particle content on mode and scale of slope instability of debris flow

/ / WANG Zhibing1,2, Li Kai1,2, WANG Ren3, HU Mingjian3(1. State Key Laboratory of Geomechanics and Geotechnical Engineering, Guilin Uniυersity of Technology, Guilin 541004, China; 2. College of Ciυil Engineering and Architecture, Guilin Uniυersity of Technology, Guilin 541004, China; 3. Institute of Rock and Soil Mechanics, Chinese Academy of Sciences, Wuhan 430071, China)

Abstract:In order to study the impact of fine particles (d≤0. 075 mm) of the soil body of debris flow on the inoculation and startup mechanisms of debris flow during the rainfall infiltration and interstitial flow processes, an experiment on slope debris flow induced by artificial rainfall, using a self-made debris flow model tank and an indoor slope model made of three kinds of fine particle soil bodies, was carried out. The experiment studied the formation characteristics of slope runoff, soil erosion characteristics, and slope instability modes of the soil body of debris flow during the rainfall infiltration process. The experimental results show that fine particles of the slope will disperse, drain, and cause coarsening of the surface soil of the slope. The dispersed fine particles of a slope with high fine particle content will migrate to depth, block the holes, and decrease the permeability (infiltration capacity) of the slope soil, inducing slope runoff and slope failure before the wetting front extends to the lower soil-rock interface, with the failure surface being close to the wetting front (only a few centimeters away). The failure mode can be described as sliding-flowing failure of the block at first, and then gully erosion. The scale of soil erosion is related to the rainfall intensity and fine particle content. The failure mode of slope soil with low fine particle content can be described as retrogressive slumping. However, in the experimental process, no massive soil loss occurs, the blockage in the holes of soil with low fine particle content caused by the dispersion and migration of fine particles is not significant, and relatively stable flow with fine particles forms at the soil-rock inter-surface. The fine particle content of the slope soil is important to the slope failure mode and formation of the slope runoff. The security coefficient obtained from the slope stability analysis model considering the impact of the slope runoff shows better agreement with reality.

Key words:debris flow; particle migration; fine particle content; failure mode; stability analysis; model experiment

(收稿日期:2014- 11 28 編輯:熊水斌)

DOI:10. 3880/ j. issn. 1006- 7647. 2016. 02. 007

作者簡(jiǎn)介:王志兵(1982—),男,副教授,博士,主要從事巖土工程與斜坡地質(zhì)災(zāi)害機(jī)理研究。E-mail:wangzhibing@163. com

基金項(xiàng)目:國(guó)家自然科學(xué)基金(41302227);廣西自然科學(xué)基金(2012GXNSFBA053138);廣西高等學(xué)?？蒲许?xiàng)目(201204LX179)

中圖分類(lèi)號(hào):P642. 23

文獻(xiàn)標(biāo)志碼:A

文章編號(hào):1006- 7647(2016)02- 0035- 07