工程地质学报  2018, Vol. 26 Issue (5): 1113-1120   (3141 KB)    
水致黄土深层滑坡灾变机理
李同录, 习羽, 侯晓坤①②    
① 长安大学地质工程与测绘学院 西安 710054;
② 渥太华大学土木工程系 渥太华, 加拿大 K1N 6N5
摘要:在黄土地区,雨后观测和人工降雨试验均表明地表水在黄土中的入渗深度有限,并不影响黄土深部的含水率。因此水分入渗是否直接造成斜坡深层滑移颇受争议。本文通过黄土地区自然降雨条件下的现场观测,发现地表水在黄土中的入渗沿垂直剖面可以划分为3个带:即活动带,稳定带和饱和带。活动带受大气降雨和蒸发的影响,为瞬态流,向下则转化为稳定流;稳定带含水率不变,但仍有稳定的水分运移至地下水位。地下水以下降泉的形式排泄。在入渗和排泄条件长期不变的情况下,地下水位可维持动态平衡。若地表入渗量加大,如灌溉或管道漏水等,稳定带含水率升高,并伴随地下水位抬升,以达到新的平衡,此水文动态转化过程会诱发滑坡。以延炼滑坡为例,分析了长期地表水间歇性滴渗条件下,边坡的水力动态变化过程,及其对边坡稳定性的影响。观测及分析结果表明,黄土深层滑坡主要与地表水入渗导致的地下水位抬升有关,由于其过程缓慢,容易被忽视而致灾。
关键词非饱和黄土    水分入渗    稳定带    深层滑坡    
MECHANISM OF SURFACE WATER INFILTRATION INDUCED DEEP LOESS LANDSLIDE
LI Tonglu, XI Yu, HOU Xiaokun①②    
① School of Geological Engineering and Surveying, Chang'an University, Xi'an 710054;
② Department of Civil Engineering, University of Ottawa, Ottawa, Canada K1N 6N5
Abstract: In loess area, both artificial rainfall field test and in-situ observation under natural rainfall conditions suggest that the influence of surface water is limited to the top several meters, below which the variation of soil water content is little. Therefore, it is a controversy to fact that the surface water infiltration can induce loess landslides with deep seated failure surfaces. In this study, an in-situ observation test is undertaken in a thick loess layer for a period of one year from June 1st, 2015 to May 31st, 2016. Results show that water infiltration in the loess can be divided into three zones, namely, active, stable, and saturated zones. The active zone is influenced significantly by precipitation and evaporation events, where water flow is a transient behavior. The stable zone is characterized with a stable water content and steady seepage flow. The saturated zone is where groundwater exits, which can be drained in the forms of spring. In the long run, the hydraulic condition reaches an equilibrium state with a stable water content in the stable zone and stable ground water table level. However, this equilibrium state can be disturbed with a higher surface water infiltration, for example irrigation water and leakage from pipelines, which contributes to a new equilibrium state with higher stable water content in stable zone and higher GWT level. Loess landslides with deep seated failure surfaces may occur during the transitional process from the initial equilibrium state to the new equilibrium state. Yanlian deep loess landslide is taken as an example to illustrate the mechanism of surface water infiltration induced deep landslides. The hydraulic response to long-term surface drop water and its influence to slope stability are analyzed. Results highlight the close relationship between deep loess landslides and long-term surface water infiltration, which is easy to be neglected due to its slow flow rate.
Key words: Unsaturated loess    Water infiltration    Steady zone    Deep loess landslide    

0 引言

通常认为水是滑坡等地质灾害最积极的诱发因素。土含水率的增加降低了非饱和土抗剪强度(Feda,1988Garakani et al., 2015),水位上升会降低饱和土的强度,都会导致边坡稳定性降低(Fredlund et al., 1993Wen et al., 2014)。然而,无论是自然降雨现场观测,还是人工降雨试验,都发现黄土中水分入渗深度有限,约2~4 m。Li et al. (2005)观察了香港沙坡自然降雨条件下土壤含水率、基质吸力和孔隙水压力的变化,结果显示在雨季降雨量的最大影响深度为3 m,而这对地下水位的影响不大。张茂省等(2011)在陕北地区数十日降雨后,观测到的浸润面的深度不超过1 m。Li et al. (2016)进行了现场试验,考虑环境因素影响,确定了最大湿润锋深度,为2 m。Tu et al. (2009)在甘肃一黄土路堑边坡进行人工降雨试验,发现降雨量小于40 mm · d-1时,入渗深度为2 m。丁勇(2011)选取典型黄土高边坡为对象,进行了不同强度的降雨试验,持续多天累计降雨量达182 mm时,降雨最大入渗影响深度为4.0 m。虽然上述试验有不同的地点、土壤性质、持续时间和降雨强度,但都说明黄土中水分的入渗深度有限。这些结论可以用来解释黄土地区降雨诱发的浅层滑坡,降雨使浅层黄土含水率增加,基质吸力减少,导致边坡强度降低发生破坏。对于造成严重后果的黄土大型深层滑坡,多同地下水位的变化有关。陕西泾阳南塬(雷祥义,1994金艳丽等,2007)和甘肃永靖黑方台灌区(董英等,2013)自20世纪70年代引水灌溉以来,地下水位上升了20余米,诱发了大量深层滑坡。黄土高原地区的河谷多处于基岩之下,无法补给地下水。所以地下水补给的来源只能是自然降雨和局部灌溉水的垂向入渗。

因此,对于在厚度较大的黄土地区,地表水是如何穿透巨厚的非饱和黄土层补给地下水的,部分研究人员认为主要由地表裂缝、落水洞或虫孔根孔等优势通道补给(Lin et al., 2006亓星等,2016)。还有一些学者认为,水在非饱和黄土中的持续入渗形成暂态饱和区并不断扩大下移(李佳等,2011)。张常亮等(2014)观测表明2 m以下水分以非饱和渗流或水汽形式迁移,水汽迁移量很小,但不可忽视。可见水在非饱和黄土中的入渗机理,至今仍存在争议。为了解释在黄土层较厚地区地表水向地下水位的迁移过程,我们在黄土高原地区建立一个监测站,观测自然降雨在黄土中的迁移,并结合一典型黄土滑坡案例分析水分入渗对深层滑坡的影响。

1 监测场地及监测设备布置

该监测场地位于甘肃省正宁县蔡峪村2组,黄土高原中部。根据当地气象资料,平均年降水量约为600 mm,平均年蒸发量超过1300 mm。年温度变化- 20~35 ℃。塬边出露下更新统以来全部黄土地层,层序连续完整。该监测场利用了当地村民于20世纪60年代开挖的一供水井,直径0.8 m,深度98 m,井底部到达地下水位面。80年代,当地引了自来水,该井废弃,我们对其改造利用。

首先沿井壁对揭露的黄土地层做了编录,共有15层黄土和15层古土壤,即S0-L15,其中L15即下粉砂层,为该地区的主要含水层。

通过在地表、井壁和井底安装传感器进行降雨、气温、气压、含水率与地下水位等监测。观测设备布置如图 1所示。

图 1 场地监测设备布置 Fig. 1 Location of the site monitoring probes

地表安置雨量计、温度计和气压计各1个,井壁上安装土壤水分计40个,其中地表至深度2 m之间每20 cm安装1个,2 m以下在每个土层中至少安装1个,厚层黄土则安装2~3个。地下水位监测是在井底插入一PVC管,底部至地下水位面以下2 m,将水位计悬在水位面以下1.5 m处。所有传感器和地表数据采集仪通过电缆连接,实时传回。所有传感器数据采集间隔为12 h,即10点和22点。

2 监测结果分析

监测系统于2015年5月底安装完成并运行,目前仍在观测。数据从2015年6月1日起开始正式记录,本文仅选取2015年6月1日至2016年5月31日一个水文年的监测数据进行分析。降雨、气压和气温及2 m以内的水分监测结果如图 2所示。

图 2 降雨量、气温、气压和2 m以上水分监测和模拟结果 Fig. 2 The monitoring results of precipitation, air temperature and air pressure as well as the monitoring and simulating soil water content above 2 m depth

据监测结果统计的全年降水量为577.2 mm,接近资料记载的多年平均雨量,从图中也可以看出降雨集中在7月至9月,在12月至次年2月很少。其中,全年有10次降雨强度大于25 mm · d-1,14次降雨强度在10.0~24.9 mm · d-1,其余均小于10 mm · d-1。气温在2015年8月1日达到最高温30.6 ℃,2016年1月24日最低温- 8.0 ℃。在1月和2月之间,气温可能会下降到0 ℃以下。可以看出气温和气压负相关,气压随着气温的升高而降低,夏季气压在85 kPa左右,冬季上升至87 kPa左右。

土壤含水率监测结果表明,降雨会引起表层2 m土体含水率的显著变化,在曲线上表现出突升缓降的特点,即降雨期间,含水率突增,降雨结束含水率随即下降,浅部波动剧烈,随着深度加大,至2 m只呈现周年的平缓波动。如0.2 m处土层含水率对降雨反应最为灵敏,日降雨量大于25.0 mm时,可引起该层含水率陡增,增大幅度超过6%。如8月2日44.2 mm降雨引起含水率由2日的37.7%升至3日的46.7%;9月3日降雨量为32.8 mm,引起含水率由42.4%升至48.6%。若短期降雨,即一次降雨1~2 d,降雨量低于25.0 mm时,20 cm处的含水率几乎不变。如7月5日15.8 mm、8月23日10.8 mm和9月21日13 mm的降雨没有引起含水率的变化。如果持续降雨(2 d以上)使总降雨量达到25 mm以上时,土壤含水率会增大。如9月7~10日总降雨量38.4 mm使含水率由47.3%升至51.2%;10月23~26日降雨量33.2 mm使含水率40.0%升至44.4%;11月4~7日28.2 mm降雨使含水率由41.7%升至45.0%。这说明该地区蒸发作用强,降雨量小时,水分被表层较干的土吸收,雨一旦停止,随即蒸发掉。小的降雨水分只在土壤表层循环。

因此,日降雨量大于25 mm · d-1或连日累积降雨超过25 mm时,土壤含水率增加在1.0 m内的土层中有明显反映,但随着深度增大增加幅度显著变小,如1~2 m的土层对日降雨的反映不明显,只呈现出趋势性变化。

就含水率对降雨的响应时间来看,全年最大降雨发生在8月12日,雨量为45.6 mm · d-1,引起的土体含水率增大的峰值出现时间在0.2 m、0.4 m、0.6 m、0.8 m、1.0 m处的依次为8月12日、13日、14日、18日、25日,所用的时间分别为当天,1 d,1 d,4 d,7 d,再往下没有出现峰值,不仅说明水分入渗存在滞后性,而且越向下渗得越慢。

图 3为2 m以下部分水分监测和地下水位监测结果。可以看出,2 m以下土层的含水率曲线波动很小,全年变动幅度最大不超过5%,一般在1%~2%范围内。

图 3 2 m以下土体水分监测和模拟结果及地下水位监测结果 Fig. 3 The soil water contents of monitoring and simulating below 2 m and the underground water level of monitoring

地下水位在监测期间呈趋势性下降,监测开始时地下水位为96.95 m,2015年6月26日达到最高为96.93 m。之后虽一直波动,但整体呈现下降趋势,2016年5月15日达到最低97.10 m,年下降量约15 cm,但地下水位呈现出高频率的波动,每天的浮动可达5 cm。结合气压数据分析发现这种短周期的浮动是由于气压变化引起的。气压高,地下水位低;气压低,地下水位高。

该监测场地没有农业灌溉,降雨是地下水的唯一补给来源。黄土中地下水的排泄有两种方式,一是通过蒸发、蒸腾向大气排泄,另一种是通过下降泉向河流排泄。因此在全年气候条件无异常的情况下,地下水位长期处于补给和排泄的动态平衡状态,地下水变化不大。可以看出,地下水为对当前单次降雨没有响应,其变化是多年降雨累积入渗的结果。

以上观测也证实了其他研究人员的观测和试验结果。也就是降雨作用下黄土中含水率的变化只反映在浅层,其下部至地下水位间,存在一个很厚的稳定含水率带。那地表水是否通过该稳定带并补给地下水,补给量和补给速率有多大呢?对此可通过非饱和渗流分析说明。

3 监测结果的理论分析

非饱和渗流仅考虑一维垂直入渗时可用Richards(1931)方程描述:

$\frac{\partial }{{\partial \mathit{z}}}\left[ {k\left(h \right)\frac{{\partial h}}{{\partial \mathit{z}}}} \right] = {m_\mathit{v}}\left(h \right)\frac{{\partial h}}{{\partial t}} $ (1)

式中,z为垂直方向的位置;t为时间;h为总水头(包括吸力水头hm和位置水头z)。k(h)为渗透系数,为基质吸力的函数,也称为水力传导函数(HCF)。mv(h)为释水率,即单位水头变化引起土中含水率的变化,${m_\mathit{v}}\left(h \right) = \partial \mathit{\theta }\left(h \right)/\partial h$θ(h)为体积含水率,它也是基质吸力的函数,称为土水特征曲线(SWCC)。

求解该方程式首先需要确定SWCC和HCF。沿监测剖面主要有黄土和古土壤两类土层,尽管不同层位的黄土和古土壤性质有差异,但测试SWCC和HCF的周期很长,对30层土都进行测试短期内无法实现。为了简化计算,测试第一层黄土和第一层古土壤的SWCC和HCF,其他各层黄土和古土壤均采用该组曲线。

SWCC是取原状环刀土样进行滤纸法测试,得到10个不同含水率对应的基质吸力,并用van Genuchten(1980)方程式(2)进行拟合。HCF以瞬态剖面法(王红等,2014)测得,再用van Genuchten(1980)方程式(3)进行拟合。两种曲线的拟合结果如图 4图 5

图 4 黄土和古土壤的SWCC Fig. 4 SWCCs of loess and paleosol

图 5 黄土和古土壤的HCF Fig. 5 HCF of loess and paleosol

${\mathit{\theta }_\mathit{w}}\left(\mathit{\psi } \right) = {\mathit{\theta }_\mathit{r}} + \frac{{{\mathit{\theta }_\mathit{s}} - {\mathit{\theta }_\mathit{r}}}}{{{{\left[ {1 + {{\left({\mathit{a\psi }} \right)}^\mathit{n}}} \right]}^\mathit{m}}}} $ (2)

式中,anm为拟合参数;a与土的进气状态有关;n与土的孔径分布有关,m与土体特征曲线的整体对称性有关,一般m=1-1/nθw为体积含水率;θsθr分别为饱和与残余体积含水率。

${k_\mathit{w}}\left(\mathit{\psi } \right) = {k_\mathit{s}}\frac{{{{\left[ {1 - {{\left({a\mathit{\psi }} \right)}^{n - 1}}{{\left[ {1 + {{\left({a\mathit{\psi }} \right)}^n}} \right]}^{ - m}}} \right]}^2}}}{{{{\left[ {1 + {{\left({a\mathit{\psi }} \right)}^n}} \right]}^{m/2}}}} $ (3)

式中,ks为饱和渗透系数;ψ为基质吸力;anm同上。

结合非饱和渗流理论并利用实测降雨资料和土层剖面模拟黄土中水分变化和其渗流特点。

按照监测站剖面建立天然降雨入渗一维模型,模型深度为100 m,地下97.0 m(地下水位)以下为潜在渗流面。按照黄土与古土壤分层,共30个地层单元。参考沿剖面采样测得的天然含水率设定模型初始体积含水率为20%~35%,古土壤高,黄土低。根据天然降雨事件设置入渗量,不考虑蒸发。但根据监测结果只将一次降雨量(单日和连日累积)大于25 mm的降雨事件作为输入条件。

计算得出2 m以内和2 m以下部分含水量随时间的变化,将其标在图 2的监测剖面上以便比较。可以看出,尽管给定深度的含水率曲线和观测结果不完全吻合,这是由于采用的SWCC和HCF和实际土性不完全一致,但其反映的规律和观测结果是一致的。也就是地表降雨只引起2 m以内土层含水率有明显变化,由浅至深,变化幅度减小,向下过渡为含水率稳定带。

为了更清楚地反映这一特点,将全年监测数据和计算数据的最大、最小含水率和两者的差值绘在一张图上,如图 6所示。可以看出,黄土中水分的变化可分为3个带,即活动带、稳定带和饱和带。活动带即2 m以内,受环境影响,土壤含水率随降雨、蒸发和温度变化而变化,为瞬态流;稳定带自活动带底部至毛细饱和带顶面,含水率基本保持不变;饱和带是潜水面以下,处于饱和状态,地下水通过下降泉溢出。

图 6 监测含水率与模拟含水率沿剖面的变化范围及分带 Fig. 6 Variation span of monitoring and simulating soil water content on the profile and zonation

黄土中的稳定带含水率常年不变,这意味着其渗透系数和水力梯度不随时间变化,由达西定理可知,含水率稳定带水的流动也是非饱和稳定流,而且在稳定带内不同深度横截面上的流量是相等的。由Richard方程式(1)不难得出,其流量等于常年的地表平均入渗量。如果只考虑一次超过25 mm的降雨,该监测点年平均入渗率为221 mm ·a-1,即使不考虑该部分降雨的蒸发,也就是地表水每年向地下水补给221 mm ·a-1。而地下水位深97 m,每年按此速率下渗,地表降雨到达地下水位需要439 a。可见降雨在非饱和带的下渗非常缓慢。

以上分析可知,自然降水是一个间歇性的补给过程,降雨和蒸发等综合作用只影响到浅层活动带。稳定带则土的含水率虽然不变,但依然存在着稳定非饱和渗流,这是黄土地区地下水补给的唯一途径。稳定带占地下水位以上的主要部分,因此深层黄土滑坡的形成主要决定于稳定带的含水率和地下水位变化。气候无异常情况下即地表入渗条件无改变,地下水位在长期相对稳定的年降雨量和排泄量的作用下处于一种动态平衡状态。

4 水致黄土深层滑坡灾变机理

现场监测结果表明,自然条件下,处于平衡态的地下水位浮动并不大。但如果补给量大于排泄量,如除降雨之外的渠道渗漏、管道渗漏和农业灌溉等,则会形成新的地下水位,以适应地表补给量的变化。该水位的变化并不是与一次或几次入渗事件直接相关,而是长期累积的结果。新的平衡可能需要几十年甚至上百年,深层滑坡则是在此过程中诱发的。近年来我们对渠道渗流引起的陕西华县高楼村滑坡(蔺晓燕等,2013邢鲜丽,2013)、管道蒸汽凝结水引起的延炼滑坡(习羽等,2017)、灌溉引起泾河南塬滑坡(沈伟等,2016)和甘肃黑方台滑坡(Hou et al., 2018)做过调查分析,都属于水的长期下渗引起。现以最典型的陕西延安炼油厂滑坡为例说明。

延炼滑坡位于陕西省延安市洛川县交口河镇,滑坡地貌条件如图 7所示。滑坡前边坡高度约为40 m,坡度30°。地层自上而下分别为Q3,Q2和Q1黄土。该地区年降雨量596 mm,滑坡位于一狭长黄土梁一侧,地形不利于汇水。在滑坡两侧边坡上钻的孔中均没有地下水,但在滑坡中心位置探井中地下水位离地表只有7 m。现场可见滑坡后缘顶部平台上有34个储油罐,临时储藏原油,并通过管道向炼油厂输送原油。为了使管道和油罐中的原油在冬季不凝结,随油罐和管道有充满高压水蒸气的加热管,加热管的减压阀不时释放出大量水蒸气,水蒸气冷凝渗入地下。虽然地面经过水泥砂浆硬化,但有大量裂隙,导致渗入的水只能进,不能出,长期积累形成地下水抬升。

图 7 延炼滑坡 Fig. 7 View of the Yanlian landslide

为了揭示该滑坡中地下水的来源和滑坡机理,对该滑坡水的入渗过程和稳定性变化进行了模拟分析。

模拟采用Geo-studio(SEEP/W),按照滑坡前地形建立模型,图 8为滑坡主剖面有限元模型。模拟中采用的主要参数见表 1(习羽等,2017)。

图 8 延炼滑坡主剖面有限元模型 Fig. 8 The FEM model for the main profile of Yanlian landslide

表 1 模型主要参数 Table 1 Parameters used in the numerical modeling studies

详细过程见习羽等(2017),这里只对其结果进行分析。

图 9为模拟得出不同时间的孔隙水压力等值线和水位的变化。从结果可以看出在开始渗水时,水分聚集于边坡的顶部土层,并向下扩散(图 9a)。之后湿润峰逐渐下移,至第4年渗水,水分到达基岩面形成水位并不断升高向坡脚移动(图 9b图 9c)。到第15年时,新的地下水位形成并达到动态平衡(图 9d)。15年后,再入渗的水分则不影响地下水位的变化,地下水位达到了一个新的补给与排泄的动态平衡状态。

图 9 主剖面地表水入渗模拟结果 Fig. 9 Simulation results of water seepage on the profile

从图中沿深度方向的孔隙水压力变化情况也可看出,在水位以上部分的孔隙水压力在水分入渗过程中变化不明显,说明这部分土体的含水率基本保持稳定。

图 10为水分入渗过程中边坡稳定系数的变化,根据其变化特征可以将边坡的稳定状态分为3个阶段:(a)0~9 a,边坡稳定系数缓慢降低,此时水分开始下移至基岩面形成地下水位,入渗区土体基质吸力减小;(b)9~15 a,稳定系数急剧下降,此时水位线向坡脚扩散,水浸润至潜在滑面位置,随着水位线上升并浸没底部滑面,水位线以下土体饱和,滑带上的孔隙水压力由负值转为正值,强度显著降低,此时滑坡发生;(c)15~19 a,若按滑坡未发生继续模拟,稳定系数略有降低,此阶段动态平衡的水位线形成;(d)19~25 a,边坡处于一种水力平衡的状态,显然这一状态出现之前,边坡已经失稳。这一过程与炼油厂建成直至滑坡发生的结果相一致。

图 10 边坡稳定系数随水入渗时间的变化 Fig. 10 Variation of the safety factors with the surface water infiltration duration

同时也可以看出,在最终达到新的水力平衡后,若边坡稳定系数仍大于1,则不会滑动。因此对这类滑坡可根据入渗边界条件和土层性质及早做出预测。在可能失稳的情况下,可通过排水降低地水位以降低风险。延炼滑坡发生后,为了避免其复活,采取了竖井集水,水平孔导水的方法,取得了很好的效果。

5 结论

本文根据降雨入渗现场监测结果对黄土中水的入渗规律进行了探讨,并结合一滑坡案例分析了地表水长期入渗造成深层黄土滑坡的机理,得到以下结论:

(1) 对黄土地表降雨和土壤水分监测结果表明,若日降雨或多日持续累积降雨超过25 mm时,水分才会渗入深层土中;反之,降雨量低于25 mm时,水分只在浅层循环并很快蒸发掉。

(2) 黄土中水的入渗沿垂直剖面可分为活动带、稳定带和饱和带。活动带在黄土中厚度约2 m,土体含水率受蒸发、蒸腾和降雨影响而变化,其中水分运移为瞬态流;稳定带自活动带底部至毛细饱和带顶面,含水率基本保持不变,其中水分运移为非饱和稳定流;饱和带是在毛细饱和带以下,为饱和流。

(3) 短期单次或多次的降雨和蒸发作用只影响到浅层活动带,是浅层黄土滑坡发生的主要原因。深层黄土滑坡的形成主要决定于稳定带的含水率和地下水位变化。在长期气候无异常情况下,地下水位处于相对稳定平衡状态。但出现除自然降雨之外的水分入渗条件变化时,如人工灌溉或本案例中的冷凝水,经过长年的入渗会形成一个新的含水率稳定带和地下水位平衡状态。而此过程则是产生黄土边坡深层失稳的主要原因。

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