泾河下游黄土台塬区滑崩灾害空间分异研究

2018-09-27段钊彭建兵陈伟张宁唐皓

西北地质 2018年3期

段钊，彭建兵，陈伟，张宁，唐皓

(1.西安科技大学地质与环境学院，陕西西安 710054；2.长安大学地质工程与测绘学院，陕西西安 710054)

1 引言

泾河下游黄土台塬区属渭北台塬北缘，系泾河经礼泉—泾阳的右岸斜坡地带。随着西部大开发及“一带一路”经济战略的深入实施，该地区已发展成为陕西“一核、一轴、三辐射”经济战略的核心区域，西咸新区所属泾河新城、秦汉新城、空港新城及西安—咸阳国际机场等均位于此。然而，近年来区内不合理的人类工程活动诱发了大量黄土地质灾害，从20世纪80年代至今，塬区近33 km的斜坡带有63处发生过破坏，形成了至少70余起黄土滑坡(其中14处发生过多起滑动)和18起黄土崩塌，造成了严重的人员伤亡和经济损失，对投资环境产生不利影响(段钊, 2015)。这些黄土地质灾害在空间上表现出“东滑西崩”的分布特征(图1)，以太平镇陈贠村东口为界，将研究区划分为东段(泾阳县大堡子村—庙店村)和西段(泾阳县庙店村—礼泉县兴隆村)，其中东段仅有黄土滑坡发育，而西段则以黄土崩塌为主(受泾河侵蚀局部有滑坡发育)。研究区东段的黄土灾害学界关注度较高。雷祥义(1995)通过地质调查，认为长期引水漫灌造成塬区地下水位不断升高，使得斜坡坡脚土体抗剪强度逐渐降低，从而诱发黄土滑坡灾害；金艳丽(2007)按照滑坡成因与特征对泾阳南塬黄土滑坡进行了分类，分析了滑坡形成的影响因素，并基于应力路径试验探讨了灌溉诱发黄土滑坡机理；(许领2008，2010；XU，2011)通过调查和试验研究了泾阳南塬黄土滑坡的类型、特征及成因，描绘了灌溉诱发黄土滑坡的地质模型；桑广书(2007)在水文地质资料分析的基础上，探讨了灌溉、降水对滑坡形成的影响；廖红建(2011)通过力学试验分析了泾阳南塬黄土滑坡的发生过程和破坏机制，探讨了滑坡土体的湿陷液化特征。对于研究区西段的黄土崩塌灾害，目前学界关注较少，仅王德耀(2004)、范立民(2004)对其进行了调查研究，分析了崩塌影响因素，初步探讨了人工开挖诱发机理。上述研究对研究区黄土滑坡、崩塌灾害的成因已有较好的阐述，但这两种地质灾害类型在空间上表现出分异现象的原因还并未理清。

通过调查发现，研究区东、西段除二级地貌单元存在差异外，其他地质环境条件基本相同。主要表现为东段塬面平整，而西段塬面冲沟十分发育，由东至西二级地貌单元逐渐过渡(图2)。可见，研究区“东滑西崩”的空间分布特征与二级地貌高度相关，为此，以黄土地貌为研究变量，通过数值模拟和力学试验，对差异性地貌与人类工程活动耦合作用下黄土滑坡、崩塌灾害的空间分异特征进行探讨，以期为研究区黄土灾害防治工作提供一定借鉴。

1.黄土滑坡及编号；2.黄土崩塌及编号；3.塬面线；4.河流；5.居民区；6.县界图1 研究区黄土滑坡、崩塌空间分布图Fig.1 Spatial distribution of loess landslide and collapse in study area

图2 研究区地貌差异图Fig.2 Geomorphological differences in study area

2 地貌-灌溉耦合作用数值模拟

研究区东段农业灌溉造成塬区斜坡带水文地质条件变化从而诱发黄土滑坡的事实已十分明确，但同为灌溉区的西段却未能形成相同类型的地质灾害。考虑到东、西段地貌单元的差异，从不同地貌单元在灌溉条件下水文地质的响应出发，采用Modflow数值模拟软件，建立不同二级地貌单元的水文地质数值模型进行对比分析，探讨地貌单元及灌溉耦合作用地下水的发展过程。

2.1 计算模型

研究区黄土斜坡高为50～70 m，坡度范围在40°～60°之间。斜坡地层由新到老分别为：上更新统马兰黄土、中更新统离石黄土、中更新统洪、冲积粉质黏土及砂砾石。其中，中更新统离石黄土为构成斜坡的主要地层，包括第2～8层黄土，厚度约为40～60 m(典型斜坡剖面见图7)。潜水为研究区主要的地下水类型，是区内滑坡灾害发生的主要影响因素。研究区塬面地势平缓，地下水运动速度缓慢，符合达西渗透规律，依据研究区水文地质条件建立三维非稳定流水文地质数值模型(陈崇希，2014)。数值模型分别参照研究区东段和西段各1 km2×1 km2的典型区域建立，按照地貌特征划分为完整塬模型和残塬模型。通过简化和同化处理后的三维模型尺寸为1 000 m3×1 000 m3×80 m3，由80 000个单元构建，单元格尺寸为10 m3×10 m3×10 m3。模型上边界为补给和蒸发边界，补给边界分为灌区和非灌区，模型后、左、右边界假定无补给、排泄作用，均设为隔水边界。斜坡高差60 m，坡度为45°。具体模型尺寸、形态及边界见图3。

图3 水文地质数值模型图Fig.3 Modflow hydrogeological numerical model

2.2 参数选取

设计灌溉时长360个月，每月30天，应力期12个月；灌溉量和周期以蒋刘乡大堡子村三组1 200亩灌溉用地为例，该组每年灌溉用水40×104m3，年内灌溉3次(3～4月春灌、7～8月夏灌、11～12月冬灌)，每次灌溉用水略有差异，本模型假设一致，其他时间停灌；区内月蒸发量远大于降水量，降水量和蒸发量根据调查结果并参考文献赋值(陕西煤田地质局，2002；核工业二零三所，2005)；地层统一为中更新统离石黄土，给水度、渗透系数、入渗率等参考文献赋值(李佩成，1999)。试验条件及各参数分别见表1、表2、表3。为消除干扰因素，模型假设隔水层埋深相同，初始地下水位高程均设为10 m，模型前边界为泾河，定水位高程设为10 m。

2.3 结果分析

(1)年内规律：图4为完整塬模型第1年各月末的地下水位等值线图。可以看出，年内各月的水位线均呈直线形，水位与斜坡走向一致。在灌溉期，塬内稳定(峰值)水位显著抬升，斜坡(图3c中800～860 m范围)水力坡度出现较大增幅；进入灌溉间歇期，水位仍持续抬升，但增幅有所减缓。可见，灌溉作用深刻的改变了水文地质条件，并弱化了降水作用的影响。

表1 灌溉参数表Tab.1 Irrigation parameters

表2 降水参数表Tab.2 Precipitation parameters

表3 蒸发参数表Tab.3 Evaporation parameters

图4 完整塬第1年各月末的地下水位等值线图Fig.4 Ground water level contour map of the end of each month in the first year of loess plateau area model

图5为残塬模型第1年各月末的地下水位等值线图。可以看出，1、2月仅大气降水补给时，残塬地下水位等值线特征与完整塬模型基本相同。进入灌溉期后，水位线形态发生显著变化，与残塬地形形态逐渐趋于一致，相比完整塬模型，残塬模型地下水运移通道明显增加，更多的地下水开始沿着冲沟两侧斜坡(图3c中300～800 m范围)向沟底运移。随着灌溉量增加，塬区地下水位虽有明显升高，但涨幅和稳定水位范围都远小于完整塬模型。在灌溉后的间歇期，水位涨幅显著降低，当灌溉补给总量不断增大时，等水位线有由曲线向直线变化的趋势。

图5 残塬第1年各月末的地下水位等值线图Fig.5 Groundwater level contour map of the end of each month in the first year of loess plateau gully area model

(2)长期规律：分别提取完整塬和残塬模型剖面位置第1、3、5、10和30年年末地下水位高程进行对比(图6)，发现灌溉时间越长，完整塬和残塬模型地下水位涨幅差越大，且由泾河向塬方向上差值逐渐增大。尤其在前10年，冲沟斜坡带附近(沟头—坡肩)2种模型水位涨幅差值变化最为明显。

在灌溉30年后，残塬区内部稳定水位上涨10.5 m，完整塬区较之高出4.0 m；残塬区坡肩处上涨4.9 m，完整塬区较之高出2.6 m；残塬区坡脚处上涨3.5 m，完整塬区较之高出2.1 m。

3 滑崩灾害空间分异探讨

3.1 斜坡孕灾环境差异

对数值模拟结果进行总结可知，二级地貌单元的变化对于长期灌溉下地下水的补给、径流、蒸发等方面都有显著影响，主要体现在以下几点：①残塬区可耕种面积小，灌溉面积小，灌溉补给量少，隔水条件相同时，地下水位涨幅必小于完整塬区，抬升速率也相对较慢。②冲沟的存在为残塬区提供了更为广泛的径流边界，沟谷斜坡有效分担了塬边斜坡的“动水压力”，降低了斜坡水力坡度及径流流速。③残塬区沟谷斜坡的的存在，增加了蒸发面积，在假定极限蒸发埋深相同的条件下，残塬区的蒸发量要大于完整塬区。

图6 完整塬与残塬长期水位对比图Fig.6 Water level contrast between loess plateau model and loess plateau gully model

为了突出地貌差异对灌溉作用下地下水特征的影响，笔者对所建立水文地质模型进行了简化和同化处理。事实上，研究区东段隔水层较西段埋藏更浅。其次，东段斜坡倾向北，为阴坡，仅塬面能受到阳光照射；而西段冲沟发育，沟中两侧斜坡也可常年接受阳光照射，日照面积更大、时长更充分，蒸发量必然提高，更多的地下水通过蒸发排泄，水位上升缓慢。最后，长期灌溉条件下，完整塬区斜坡带水力坡度较大，潜蚀作用强，细小颗粒不断地被带出，可溶盐被溶解并在坡脚表层富集，土体骨架结构破坏严重。根据实地调查和勘察发现，研究区东段完整塬区斜坡带地下水位(潜水)埋藏较浅，近13年来上涨了接近20 m，部分斜坡坡脚甚至有泉水出露(图7)，而研究区西段残塬区斜坡带土体干燥，坡脚居民区水井中水位埋深达到5～6 m，地下水位埋藏较深，与数值模拟结果较为吻合。

3.2 成灾机制

受灌溉长期影响，研究区东段完整塬区地下水位持续升高，斜坡坡脚土体中超孔隙水压力也相应增大(金艳丽，2008)，这一过程中斜坡土体的应力变化可通过CSD应力路径试验(常剪应力三轴排水剪切试验)进行模拟。选取区内东段典型斜坡坡脚原状离石黄土进行CSD应力路径试验(取样位置见图1)，试验设备选用SLB-1型应力控制式三轴仪(RTC试验相同)，采用水头差及反压法进行饱和，待孔压系数达到0.95时，使试样分别在K0路径下进行偏压固结，随后进行常剪应力排水剪切试验，剪切速率Δu=1 kPa/hr，结果见图8。由试验曲线可见，超孔隙水压力较低时，土体在较长的增(孔)压剪切过程中轴向应变增速缓慢且累积变形量小；随着超孔隙水压力的不断增高，土体应力平衡逐渐被破坏，体变也显著增加，土体发生减缩，引起超孔隙水压力激增5～8 kPa，应力状态到达极限，结构突然崩解，导致大范围塑性剪切破坏，此时，很小的超孔隙水压力增幅都会伴随有较大的轴向变形。CSD应力路径试验表明，随着斜坡水位上升(超孔隙水压力的不断增加)，斜坡坡脚饱和黄土中局部排水不畅将引发超孔隙水压力激增，在不完全排水条件下坡脚饱水带发生大范围剪切破坏，甚至静态液化。这种大范围的剪切液化将引起斜坡发生快速下沉，加速黄土斜坡中垂直裂隙扩张并与坡脚剪切带贯通，最终诱发黄土滑坡灾害(段钊，2016)。

1.马兰黄土；2.离石黄土；3.古土壤；4.地下水位；5.粉土；6.粉质黏土；7.滑坡堆积；8.观测井①根据雷祥义(1995)所绘制的1992年地下水位；②2014年7月30日观测地下水位；③2015年1月12日观测地下水位。图7 寨头滑坡地下水位观测结果图Fig.7 Underground water level observations of Zhaitou loess landslide

图8 CSD应力路径试验曲线图Fig.8 Results of CSD tests

对比而言，研究区西段残塬区斜坡地下水位埋藏较深，斜坡土体天然状态干燥。这一带的居民自古便依塬而居，早期虽有小规模崩塌发生，但并未有人员伤亡。随着近年来人口密度的增大，土方工程需求不断增加，开塬修路、取土烧砖、削坡建房等工程活动使得塬边斜坡变得陡峭，严重破坏了坡体结构(图9)。工程开挖过程中的斜坡土体围向应力会不断降低(裴向军，2017)，这种应力变化可通过RTC应力路径试验(剪围压三轴剪切试验)进行模拟。选取区内西段典型斜坡坡脚原状离石黄土进行RTC应力路径试验(取样位置见图1)，试样天然含水率为10.5%，分别在100 kPa、200 kPa、300 kPa围压条件下进行等压固结，随后进行不排水剪切试验，剪切速率Δσ3=-0.1 kPa/min，结果如图10所示。根据试验曲线，土体在低应变水平下即发生剪切破坏，表现出强软化特征，峰残强度差较大，剪切过程中孔隙水压力增幅微弱，随着围压的不断降低，应力比不断增大，应力状态失衡，当围压比降至0.52～0.45时，主应力比达到峰值(2.50～2.77)，随后土体结构突然破坏，在很少的围压减幅情况下，形成较大剪切应变，发生破坏后土体应力比迅速降低。破坏的试样均具有脆性破坏特征，在低围压条件下表现为劈裂破坏，在高围压条件下表现为剪切破坏，破裂面明显。土体在RTC应力路径下的力学行为表明，边坡开挖卸荷降低了斜坡坡脚的围向压力，破坏了斜坡应力平衡，导致干燥斜坡中脆性破坏面的发育和贯通，使得斜坡在节理裂隙面控制下发生突然垮塌，形成黄土崩塌灾害。