颗粒组分对泥石流形成形态影响研究＊

周 健，王连欣，贾敏才，李业勋

（1.同济大学 地下建筑与工程系，上海 200092；2.同济大学 岩土及地下工程教育部重点实验室，上海 200092）

我国幅员辽阔，山川河流众多，地形地貌复杂，泥石流危害也就较为严重.泥石流能够携带大量泥砂和砾石，水土混合物携带着巨大能量汹涌而下，极具破坏性.特别是云贵川等地，山川众多，泥石流灾害频频发生，给人民的生命财产造成非常严重的损失.泥石流研究有重大的现实意义.

国内外学者对泥石流进行了许多研究并取得了一定成果.Hungr O［1］对泥石流、碎屑崩、流滑3种自然现象进行了区分.陈晓清［2］把泥石流全过程划分为启动过程、流动过程和堆积过程：启动就是准泥石流体转化为泥石流体.Wang G和Sassa K［3］对不同粒径的两种硅砂（D50＝0.13mm和D50＝0.05 mm）进行降雨诱发泥石流试验，分析滑动距离与土体内孔压的关系.Yang W M等［4］基于野外调查和室内测试分析，从坡面型泥石流形成的影响因素、运动学特征、动力条件、形成与演化过程等方面，探讨了降雨诱发坡面型泥石流的形成机理.

本文利用自主设计的小比例尺室内模型槽试验，用砂土制作模型，在降雨条件下研究颗粒组分对砂性土泥石流形成形态的影响.利用GeoDog程序分析数码相机拍摄的土体破坏过程图像，分析土体位移场、滑动带形成位置和演化规律.利用孔压计跟踪土体破坏过程孔隙水压力的变化，从水土相互作用角度分析土体不同破坏形态.通过测量启动过程单位时间启动量，分析了颗粒组分对单位时间启动量影响.通过小比例尺室内模型试验，探究了降雨条件下颗粒组分对泥石流形成形态影响机理.

1 模型试验

1.1 试验土样

模型试验采用1～2mm和0.075～0.25mm两种颗粒粒径砂土按不同质量比例配比制作模型.试验降雨量强度4mL／min.参照高冰［5］等学者的研究，本次试验土体选用初始含水量5%、密实度0.43制作模型，土体自稳能力强、试样松散防止结块.模型试验进行细砂含量20%～100%共8组试验.土样级配曲线以及渗透系数见图1和图2.

图1 砂土试样粒径分布曲线Fig.1 The grading curve of sandy sample

图2 不同细砂含量渗透系数Fig.2 The permeability coefficient of different fine contents

1.2 试验模型

根据《中国泥石流研究》［6］，坡体坡度＞45°多发生崩塌型破坏，坡度为25°～45°多发生滑坡型破坏.本文主要研究滑坡型泥石流，因此设定坡度25°.制作试验模型高度H＝100mm，宽度B＝250mm，长度L＝300mm＋250mm＝550mm.加工制作模型槽，尺寸为1 500mm×400mm×250mm，模型槽两侧和后壁均采用光滑钢化玻璃，底部用木板模拟坡体基岩，并用聚氨酯在底部粘结砂土颗粒模拟边界.模型试验装置示意图如图3.降雨器通过空气压缩器加压，由流量计控制出水量，降雨喷头采用雾化喷头，雨滴细小、降雨均匀，减小了雨滴对表层土体的侵蚀.

Lourenco［7］认为在人工降雨作用下，土体破坏模式受到边界条件影响.本文重点研究浅层砂土在降雨条件下发生破坏并产生流动下滑的泥石流形态.为防止降雨直接冲刷坡脚，采用三角斜坡的方式固定上部浅层土体以阻止其下滑，达到简化研究对象的目的.试验中人工降雨只发生在上部土体表面，没有降落至三角斜坡坡面.

图3 模型试验装置示意图Fig.3 The device sketche of modeling experiment

2 不同颗粒组分泥石流模型试验结果

本次共进行8组土体不同颗粒组分试验，破坏形态如图4所示.细砂含量20%土体未形成泥石流；30%～40%为分级块体滑落；60%～100%表现为整体流滑型破坏；50%破坏形式复杂，为过渡形态.

图4 不同颗粒组分土体破坏形态Fig.4 The failure modes of grain size distribution

细砂20%土体渗透系数大（7.4×10－2cm／s），在降雨条件下土体排水通畅，由此可见渗透系数大、排水通畅的土体难以形成泥石流.30%～40%渗透系数较大（5.1×10－2～3.9×10－2cm／s），雨水渗入坡脚使坡脚首先发生渗透破坏，上部土体失去坡脚支撑发生坍塌，分层分块滑落，为分级块体滑落破坏模式.60%～100%土体渗透系数小（2.2×10－2～1.7×10－2cm／s），降雨开始后雨水不能迅速渗透，使得表层土体出现暂态饱和区并对表层造成冲刷，使得后部土体变薄、前部土体变厚，破坏时后部土体推动前部土体快速向前滑动，滑动体规模大、速度快，为整体流滑型破坏.50%破坏形式相对复杂，为分层块体滑落和整体流滑型之间的过渡形态，破坏时既有明显裂缝出现也带有一定的突发性.

由模型试验现象可以发现随着细砂含量由20%增大至100%，模型土体破坏形态由分级块体滑落向整体流滑型破坏转变.分层块体滑落和整体流滑型破坏为泥石流两种典型破坏形态.以下章节将针对这两种典型破坏形态进行深入研究.

3 颗粒组分对泥石流破坏形态影响

室内模型试验发现随着颗粒组分变化，泥石流有两种典型破坏形态：分层块体滑落和整体流滑型破坏.以下分别通过细砂30%和70%分析颗粒组分对泥石流典型破坏形态影响.

3.1 试验过程土体典型破坏形态

图5和图6分别为试验过程拍摄的细砂含量30%和细砂含量70%土体侧面破坏现象照片.

图5 细砂30%破坏现象Fig.5 The failure phenomena of 30%fine sand

图6 细砂70%破坏现象Fig.6 The failure phenomena of 70%fine sand

图5细砂含量30%土体破坏现象，为分层块体滑落破坏.细砂30%土体渗透系数大（5.1×10－2cm／s），降雨160s雨水入渗到达坡脚，如图5（a）.降雨190s时坡脚处渗出少量细颗粒，坡脚土体发生渗透变形，如图5（b）.降雨280s坡脚发生破坏，坡脚上部土体失去原有支撑，在雨水渗透和重力的作用下产生裂缝继而坍塌、滑落，如图5（c）.降雨320 s后部土体出现新裂缝，并分层向下滑动，如图5（d）.破坏后的土体颗粒与雨水形成混合物，并快速下滑形成泥石流.这种破坏形态为分层块体滑落，特征是分层破坏，滑落体破碎、松散.

图6细砂含量70%土体破坏现象，为整体流滑型破坏.由于渗透系数较小（2.0×10－2cm／s），雨水不能全部向下渗透，表层含水量很高.降雨350s土体表面形成暂态饱和区并对表层土体产生冲刷，使土体后部变薄、前部变厚，如图6（b），且这种变化会越加明显，如图6（c）.随着降雨继续土体在385s时发生突发性破坏，后部土体推动前部三角区域土体快速向前滑动，形成典型的泥石流波浪状断面，如图6（d）.整个破坏过程没有出现明显的张拉裂缝和滑动面.这种破坏模式称为流滑型破坏，特征是突发性、流动的快速性以及流动距离较长.

对比图5和图6可见，细砂含量70%土体破坏前浸润线没有超出坡脚，这与细砂含量30%土体不同.原因是细砂含量30%土样渗透系数较大（5.1×10－2cm／s），160s雨水渗透就已到达坡脚，此时还未达到泥石流启动条件.而细砂70%土样渗透系数较小（2.0×10－2cm／s），降雨375s雨水渗透仍未渗透到坡脚，后部土体在长时间雨水作用下饱和程度大、流动性强、渗透力不断增大，土体τf减小，继而发生整体流滑.

3.2 降雨条件下位移场分析

利用高清数码相机从侧面追踪试验坡体的破坏过程，截取部分时刻图片（见图7），将角度旋转后，通过geoDog软件分析位移场变化.

图7 泥石流坡体位移场分析区域Fig.7 The displacement analysis area of debris flow

图8和图9分别为细砂含量30%和70%土体位移云图.图8细砂30%位移云图表明：土体破坏前有明显的潜在滑动面的发展，土体分层块体滑落，破坏后滑落土体破碎松散.开启降雨160s时，坡体中潜在滑动面出现并逐渐向土体底部发展，局部土体的最大位移达到2mm，如图8（a）.随着降雨的进行，降雨220s时滑动面以上土体位移越来越大，如图8（b）所示，最大位移9mm.降雨240s时出现块状红色大位移区域，土体开始分块分层下滑，如图8（c）.降雨260s时后面土体失去原有土体的支撑，并在雨水渗透、重力的作用下形成新的滑动面，如图8（d）所示.

图8 细砂30%位移云图Fig.8 The cloud picture of displacement of 30%fine sand

图9细砂70%位移云图表明：土体破坏特征为整体瞬时滑动，后部土体位移大，推动前部土体滑动，与细砂30%位移场明显不同.开启降雨300s时，试样处于雨水入渗阶段，土体主要发生竖向位移，最大位移达到2.3mm，如图9（a）.降雨350s时雨水已经达到底部，并开始在水平方向的渗透如图9（b）.降雨365s时中部土体剪切变形不断扩大，最大9mm，如图9（c）.随着降雨继续，坡脚三角区域土体强度降低，后部矩形区域渗透力不断增大，土体产生大变形，呈流态状，推动前部土体快速向下滑动，从而发生流滑现象.整个位移场分析中，未见到明显的滑动面.

图9 细砂70%位移云图Fig.9 The cloud picture of displacement of 70%fine sand

3.3 试验过程孔压分析

在模型底部布设3个孔隙水压力计P1，P2和P3，分别距坡脚250mm，350mm和450mm，研究泥石流模型试验破坏过程土体孔隙水压力的变化规律，如图10所示.

图10 孔压计布置示意图Fig.10 Sketche of the arrangement of pore water pressure gauge

细砂含量30%的土体在降雨条件下的孔压变化呈现出明显的波浪式下降特点，如图11所示.降雨190s时，P1首先出现孔压数据下降，这一时刻坡脚发生破坏.降雨230s时坡脚严重破坏、土体上部出现张拉裂缝，导致P1，P2和P3孔压计数据的下降，其中P1，P2距裂缝近，下降最为明显.雨水渗入裂缝后，孔压P2，P3数据开始回升.降雨250s上部土体张拉裂缝不断扩大，P2，P3孔压再次下降.P2附近土体大范围滑落，P3附近土体裂缝尚未充分发展，随着雨水的渗入，P3孔压再次回升.根据孔压变化曲线，孔压数值P1最大0.67kPa，P2最大0.81kPa，P3最大0.80kPa，孔压数据均小于1.0 kPa，土体始终处于一种非饱和状态.

图11 细砂含量30%孔压变化曲线Fig.11 The pore water pressure curve of 30%fine sand

细砂含量70%土体在降雨条件下的孔压变化呈一次瞬时陡降变化，如图12所示.在开启降雨380s时，P1，P2，P3孔压达到最大值，其中P1最大值0.75kPa，P2为0.92kPa，P3为1.02kPa.降雨385s时孔压数据发生突然陡降，分别下降至0.23 kPa，0.16kPa和0.13kPa.根据模型试验现象，降雨385s时坡体发生瞬时性破坏，后部土体推动坡脚土体快速向下滑动，形成泥石流.

图12 细砂含量70%孔压变化曲线Fig.12 The pore water pressure curve of 70%fine sand

对比图11和图12孔压变化曲线，分别呈波浪式下降和一次瞬时陡降.原因是细砂30%土体渗透系数大（5.1×10－2cm／s），雨水快速入渗到达坡脚，坡脚渗透破坏后坡体出现裂缝，发生分层块体滑落，孔压降低，雨水渗入裂缝孔压再次积聚、回升，孔压数据波浪式下降.而细砂70%土体渗透系数小（2.0×10－2cm／s），破坏时雨水没有完全渗入坡脚，P1处土体未饱和，上部P2，P3处土体饱和，孔压积聚大、能量大，土体呈流态化.坡脚三角区域土体在雨水渗透作用下抗滑力不断减小.当上部土体下滑力大于自身抗滑力和坡脚三角区域抗滑力之和时，上部土体推动下部土体快速下滑，孔压数据陡降.

3.4 不同颗粒组分土体单位时间启动量分析

试验中，通过测量启动过程［2］单位时间内破坏土体下滑量来表示堆积土体的单位时间启动量，单位时间启动量越大，破坏性越强.结果汇总于图13.

模型试验发现，细砂含量小于30%时，坡脚发生轻微破坏，泥石流不发生；细砂30%～70%单位时间启动量不断增大，大于70%后又出现减小趋势.由模型试验结果可知，细砂30%～40%土体单位时间启动量小于60%～100%土体滑动量，分别对应的是分级块体滑落和整体流滑型破坏形态.

图13 单位时间启动量Fig.13 Per unit time of the sliding mass

其原因可从泥石流的形成因素考虑.在降雨条件下，一方面孔压升高，土体基质吸力减小，土体强度减弱；另一方面，雨水持续在土体中渗透，渗透力不断增大.细砂含量较小土体渗透系数大，渗透作用强，但是饱和程度小，流动性差；细砂含量较大土体渗透系数小，而饱和程度大，孔压高、基质吸力小，流动性强.细砂含量70%附近土体处于渗透力相对较大同时基质吸力减小也相对较大的情况，使得土体处于一种稳定性最不利的情况.颗粒组分存在一个最优组成，使得泥石流容易形成.

4 降雨诱发泥石流典型破坏形态机理

室内模型试验发现：随着细砂含量逐渐增大，降雨诱发泥石流破坏形态由分级块体滑落向整体流滑型转变.两种破坏形态的形成机理不同.

根据极限平衡理论和非饱和土理论，砂土非饱和、饱和状态土体的剪切强度和抗剪强度可表达为：

试验中降雨开启后，浸润线不断下移，雨水向下入渗期间，各组坡体表层都有一些沉降.原因是雨水入渗使得孔隙水压力增大、基质吸力减小，式（1）中c′和（uα－uw）tanφb项减小，土体强度τf减小，颗粒骨架的稳定性下降.

4.1 分层块体滑落破坏模式机理分析

细砂含量30%～40%土体为分层块体滑落破坏（图14），渗透系数较大（5.1×10－2～3.9×10－2cm／s）.根据试验中拍摄到的土体浸润线变化现象，雨水在土体上部主要沿竖向渗透，底面木板（基岩）不透水，雨水渗透由竖向转向基岩方向，如图15.

根据孔压数据检测，土体始终处于非饱和状态（细砂30%土体孔压最大0.81kPa）.坡脚处含水量不断增大，孔压升高，有效应力和基质吸力减小，式（1）中（uα－uw）tanφb项减小，导致土体τf减小，在渗透力作用下，当下滑力大于坡脚τf，坡脚土体发生渗透破坏，上部土体失去坡脚支撑，发生分层块体滑落，由于土体未饱和，滑落物破碎松散，与雨水混合快速下滑形成泥石流.

图14 分层块体滑落破坏模式Fig.14 Layered and clumpy slide failure mode

图15 细砂30%土体雨水渗透示意图Fig.15 The rain infiltration sketche of 30%fine sand

根据细砂含量30%～40%土体模型试验结果，分层块体滑落破坏机理为土体渗透系数大，坡脚土体产生渗透破坏后上部土体失去支撑而产生分层块体滑落，形成水土混合物快速下滑进而形成泥石流.

4.2 整体流滑型破坏机理分析

细砂60%～100%土体为整体流滑型式（图16），渗透系数较小（2.2×10－2～1.7×10－2cm／s），根据试验中拍摄到的土体浸润线变化现象，强降雨条件下雨水不能完全向下渗透，导致表面出现局部积水，在土体表层达到暂态饱和状态，沿基岩方向渗透，使表层产生冲刷，如图17.

根据试验测得孔压数据显示，随着降雨继续，后部矩形区域土体基本饱和，uw升高，c′减小，土体τf基本丧失，呈现流态化；雨水向三角形区域入渗，式（1）中（uα－uw）tanφb项减小，坡脚基质吸力减小，τf逐渐减小，土体破坏前雨水渗透仍未到达坡脚，为非饱和状态.当上部土体下滑力大于三角形区域抗滑力时，后部土体推动前部土体整体快速下滑.由于上部土体含水量高、流动性大，而坡脚干燥流动性差，上部土体快速流动越过坡脚三角形区域，呈现出明显的流滑型破坏现象.

图16 流滑型整体破坏模式Fig.16 The fluidized flow failure mode

图17 细砂70%土体雨水渗透示意图Fig.17 The rain infiltration sketche of 70%fine sand

根据细砂含量60%～100%土体模型试验结果可知，整体流滑型破坏机理为土体渗透系数小，坡脚上部土体高度饱和、呈流态化，推动下部坡脚土体快速流动形成泥石流.对比两种破坏形态，雨水在土体中的入渗速度对土体破坏影响明显，而入渗速度取决于土体的渗透系数.渗透系数是泥石流形成的关键影响因素.

本次模型试验分析了颗粒组分对泥石流形成形态的影响.模型试验土层厚度薄，还不能完全反映现实情况下泥石流的形成，但是可以定性分析泥石流形成机理，在泥石流破坏形态和破坏机理研究中能够提供一些有意义的借鉴.

5 结 语

通过自主设计研发的小比例尺室内模型槽试验，借助相关测量设备，研究了人工降雨条件下颗粒组分对泥石流形成形态影响，得到以下结论：

1）降雨条件下，细颗粒含量小于30%时，雨水可以较好地从土体排除，从而形成稳定的排水通道，泥石流不再形成；30%～40%发生分级块体滑落；60%～100%土体发生整体流滑型破坏；40%～60%破坏形式复杂，为过渡形式.

2）发生分级块体滑落试验土体试验中有明显的裂缝的出现和发展，裂缝出现伴随着孔压的耗散和减小，雨水渗入裂缝导致孔压再次升高，孔压呈现出波浪起伏减小特点；整体流滑破坏土体试验中没有明显裂缝的发展，孔压变化呈一次性瞬时陡降.

3）流滑型破坏单位时间启动量大于分级块体滑动破坏，并且存在一个最优的颗粒组分，在降雨条件下渗透力相对较大同时基质吸力减小也相对较大，从而使得泥石流最容易发生，灾害规模最大.

4）随着颗粒组分变化，泥石流有两种典型破坏形态：分层块体滑落和整体流滑型破坏.分级块体滑落破坏形成机理是土体渗透系数较大，雨水快速渗透使坡脚发生破坏，上部土体失去坡脚支撑发生坍塌，发生分层块体滑落.整体流滑型破坏形成机理是土体渗透系数小，坡脚干燥而坡脚后部土体高度饱和呈流态化，后部土体推动前部坡脚土体快速流动而形成整体流滑破坏.

［1］HUNGR O，EVANS S G，BOVIS M，et al.Review of the classification of landslides of the flow type［J］.Environmental and Engineering Geoscience，2001，（Ⅶ）：221－238.

［2］陈晓清.滑坡转化泥石流起动机理试验研究［D］.成都：西南交通大学，2006：21－25.CHEN Xiao－qing.Experiment of initiation mechanism of landslide translation to debris flow［D］.Chengdu：Southwest Jiaotong University，2006：21－25.（In Chinese）

［3］WAND G，SASSA K.Pore－pressure generation and movement of rainfall－induced landslides：Effects of grain size and fine－particle content［J］.Eng Geol，2003，69：109－125.

［4］YANG W M，WU S R，ZHANG Y S，et al.Research on formation mechanism of the debris flow on slope induced by rainfall［J］.Earth Science Frontiers，2007，14（6）：197－204.

［5］高 冰，周 健，张姣.泥石流启动过程中水土作用机理的宏细观分析［J］.岩石力学与工程学报，2011，30（12）：2567－2573.GAO Bing，ZHOU Jian，ZHANG Jiao.Macro－meso analysis of water－soil interaction mechanism of debris flow starting process［J］.Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering，2011，30（12）：2567－2573.（In Chinese）

［6］康志成，李焯芬.中国泥石流研究［M］.北京：科学出版社，2004：41.KANG Zhi－cheng，LI Zhuo－fen.Debris flow research of China［M］.Beijing：Science Press.2004：41.（In Chinese）

［7］LOURENCO D N，SASSA K，FUKUOKA H.Failure process and hydrologic response of a two layer physical model：Implications for rainfall－induced landslides［J］.Geomorphology，2006，73：115－130.

［8］SASSA K.The mechanism of debris flows［C］／／Proceedings of the XI international conference on soil mechanics and foundation engineering.San－Francisco：A.A.Balkema，Rotterdam，1985：37－55.