黄土高填方边坡渗透变形机理的物理模拟

刘川, 冯杰, 张强*, 梁智, 潘凯, 王志鹏

(1.成都理工大学, 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室， 成都 610059； 2.广东中煤江南工程勘测设计有限公司， 广州 510440; 3.中建材西南勘测设计有限公司， 成都 610052)

结构性、湿陷性、水敏性和强度时效性等是黄土具有的独特水理特性，使其在水的作用下极易发生破坏[1-2]。中国黄土以其地层全、分布广、厚度大和特殊的工程性质而著名于世，覆盖面积达6.3×105km2，在平面上由山西、陕西和甘肃为主组成的“中央黄土高原”向外展布[3]。在中国众多山间河谷型盆地城市中，有限的土地资源严重阻碍了城市化进程，因地制宜开发利用土地，科学有效开展“削山填沟”造地工程就成了开辟城市发展用地的一种新思路[4-5]。

以天水市马兰黄土为研究对象，研究区位于天水市某迁建机场的一处试验段内，属于黄土高填方区。由于大面积的填方工作会改变场区原有的地下水渗流场，包括地下水位的抬升、地下水补给、径流、排泄途径的迁移等，其中填方边坡的变形、失稳就是地下水引起的典型工程问题之一[6]。

已有很多学者针对黄土地区地下水引起的工程问题进行了不同角度的研究。吴玮江等[7]对黄土-泥岩接触面滑坡的特征与成因进行了分类和总结；Qi等[8]通过试验表明超孔隙水压力的大小与小的轴向应力有关；曹从伍等[9]对黑方台地区黄土滑坡的破坏机理进行了物理模拟试验研究；陈陆望等[10]通过数值模拟分析挖填工程影响下的地下水流时空分布及其稳定机制，得出原始地形是控制地下水流场的主要因素；亓星等[11]通过现场调查和对典型滑坡剖面黄土含水率的实测发现，黄土层底部受地下水的长期浸泡软化所形成的软基效应是使黄土滑坡不断发生的主要原因。

众多学者的研究基础上，采用物理模拟试验的方法，模拟场区填方后水位的变化情况，通过微型孔隙水压力传感器和测压管水位数据，分析地下水对填方边坡的作用，包括地下水的作用机理、过程及成灾模式等。

1 场区地质环境概况

场区地处西秦岭山地与陇西黄土丘陵的过渡带，位于藉河和罗玉沟河中间的黄土山梁上，山梁南北两侧受河流深切，为河流谷地，平面上形成一山隔两河的地貌格架，属于剥蚀残留的黄土丘陵区梁峁沟壑。研究区位于桥子沟与张家沟之间边坡段，该区为低山缓坡地形，如图1、图2所示。整体坡度一般为5°～15°，边坡顶部高程1 605～1 615 m，坡脚高程为1 460～1 538 m，高差75～138 m。

图1 物理模拟试验区全貌Fig.1 Overall view of the physical simulation test area

图2 试验段三维地形图Fig.2 3D topographic map of test section

研究区工程影响深度范围内地下水含水系统主要分为第四系松散岩类孔隙裂隙水含水系统、第四系松散岩类孔隙水含水系统和基岩裂隙水含水系统，其中以第四系松散岩类含水系统为主。地下水补给依靠大气降雨补给为主、农耕灌溉入渗补给为辅，降雨主要集中在每年7—9月，年平均降雨量为514.8 mm。研究区地下水一方面在重力的作用下沿孔隙、裂隙向南北两侧斜坡下部渗流排泄，补给势低洼部位的地下水；另一方面在陡坎、冲沟等地形切割合适的部位以下降泉的形式出露排泄。由于场区复杂的地貌条件和岩性条件，地下水分布具有普遍性分布、不连续带状分布、水位埋深变化大、不同地貌单元含水层厚度差异大等特点。

2 物理模拟试验

2.1 试验装置

通过对场区的勘察后发现，高填方边坡受地下水位的抬升可能会引起土体渗透变形及边坡变形失稳等问题。因此，本次物理模拟试验选取的是场区试验段Ⅰ区的高填方边坡作为模拟试验对象。

本次试验所需的模型箱尺寸为长200 cm、宽45 cm、高78 cm，模型箱一侧为可上下移动的给水溢流箱，可根据试验需求调节水头高度，模拟实际的地下水位。模型箱侧面的11组测压管等距分布，测压管设置有上、中、下三个进水口，待土体装填完成后，土体内部的孔隙水可通过三个进水口进入测压管，以揭示实时的地下水水位变化情况。模型箱下部为储水箱，储水箱内部的小型水泵提供供水能力，共同与上部的给水排水溢流箱构成循环供水系统(图3)。

本次试验的数据信息采集系统则由HC-25微型孔隙水压力传感器和HCSC-32压力采集系统构成，通过灵敏度极高的孔隙水压力传感器对内部各层土体的孔隙水压力变化进行监测，同时将传感器采集的数据通过数据采集系统传输至电脑专业软件进行处理，实现地下水对坡体稳定性破坏的实时监测(图4)。

图4 孔隙水压力传感器及数据采集系统Fig.4 Pore water pressure sensor and data acquisition system

2.2 方案设计

根据前期勘察钻孔揭露情况，该区地层纵向分布特征为：植物土层、湿陷性粉质黏土层、粉质黏土层和下伏为新近系泥岩。拟定试验区的填方边坡高差约92 m，边坡水平长度约230 m，顶面平整区宽度约140 m，设计坡比为1∶2.5，如图5所示。根据模型箱的尺寸，采用1∶200的相似比对场区进行等比例缩放，缩放后模型坡高为0.46 m，顶面平整区宽度为0.7 m，边坡水平长度为1.15 m。

土体采用试验区现场取得的重塑马兰黄土(Q3)，并进行分层夯实，试验控制各层土体基本物理性质的相似系数为1∶1，如表1所示。

由于该地区原始地下水补给源主要为大气降水，本次物理模拟使用边界水头的抬升模拟地下水位的抬升，在已确立的模型边界条件、源汇项、水文地质参数的前提下，进行填方施工后地下水渗流场分析预测，以数值模拟得出水位埋深结果为依据，地下水水位在平整面以下约14 m处，如图6所示，采用1∶200相似比缩放至模型箱后，控制边界水头高度约平整面以下7 cm处，同时边界条件最大限度地与现场相一致。

2.3 数据采集

在模型箱的土体填装过程中，将孔隙水压力传感器按照预先标记的位置铺设在各层黄土中，根据原始地形的变化，对易产生渗透变形的部位加密布设，保证一个纵断面有2～3个孔隙水压力传感器，以便后期进行孔隙水压力变化的对比分析。通过对各层土体的厚度进行分析，传感器纵向排列在模型箱内的间隔分别为10 cm和5 cm。此外，安装在箱体侧面的11组测压管的间距为15 cm，并且每组测压管上都附有毫米级刻度尺，测压管分别有上、中、下3个进水口，在每个进水口处均贴上纱布，防止土颗粒堵塞管口。由于模型底部为不透水层，所以不考虑模型箱底部进水口进水，只考虑中部和上部两个进水口进水，如图7所示。试验前进行饱水调试，预先排除测压管内的气泡，消除试验误差。

3 试验过程及数据分析

将给水边界水位控制在模型箱内黄土平整面以下7 cm处，通过坡体内各部位埋设的孔隙水压力传感器和模型箱侧面的测压管，获得了不同位置孔隙水压力及水位随时间变化的过程曲线。

表1 各层土体的基本物理性质

图6 数值模拟试验段Ⅰ区填方整平后预测水位剖面Fig.6 Predicted water level profile after filling leveling in area I of numerical simulation test section

图7 孔隙水压力传感器及测压管展布图Fig.7 Pore water pressure sensor and piezometer tube layout

整个试验过程共计20 d(480 h)，共获得了10个孔隙水压力传感器、8组测压管的试验数据。孔隙水压力数据采集时间间隔为30 s，测压管水位数据的采集间隔时间为2 h，试验数据按时间间隔(以96 h为一个周期)，将整个试验时间划分为5个研究周期，如图8所示。每个实验周期结束后对孔隙水压力变化特征及水位变化情况、边坡渗水、变形情况进行分析。

在第一研究周期内，土体未达到饱和状态，由于基质吸力的影响，促使土颗粒之间的水气界面形成内凹的弯液面，导致部分传感器采集的孔隙水压力值为负值。靠近给水边界的CH1、CH2、CH3、CH5、CH6传感器数据开始缓慢上升，数据呈现出轻微波动，说明在给水边界附近的细颗粒土体一直在流失，而沿渗流方向的一段渗流路径区域内发生了细颗粒土体的积聚，在颗粒流失和颗粒积聚产生的复合效应下，导致了孔隙水压力出现轻微地波动变化。

在第二研究周期内，CH6传感器数据曲线开始出现波峰波谷，CH1、CH2传感器数据稳定于165 h后也相继出现波峰波谷，原因是CH6传感器位于整个模型土体的中部，填方土体厚度较大，是粉质黏土与粉土的交界部位，CH1、CH2传感器位于泥岩界面上，是泥岩与粉质黏土的交界部位。经长时间的水力作用，坡体内部逐渐发生细微的滑移和拉裂，并且滑移速度较慢，导致孔隙水压力传感器监测的数据呈现出波峰波谷的形态曲线。

在第三研究周期内，CH2～CH8传感器数据均在第245小时左右出现骤升，并且骤升后的孔压值基本不变或变幅较小。从图9可以明显地看出，在试验进行到第245小时左右，随着渗流作用的持续，土体基质吸力逐步降低，强度劣化程度逐步加深和孔隙水压力的累计作用，边坡的前缘开始出现蠕滑变形[图10(a)]，并牵引后缘形成弧形拉裂缝[图10(b)]。如图10所示为孔隙水压力变化特征，位于泥岩层上的CH2、CH3、CH4传感器连接的土体和原地基土层上的CH5、CH6、CH7传感器连接的土体在该研究其内孔隙水压力和坡体内的应力逐步累积，并在应力累积至突破其锁固段抗剪强度后形成了贯穿的裂隙[图10(c)]，至此应力得以释放，坡体内部形成了新的渗流通道，并在较短的时间内完成应力的调整而逐步趋于一个新的应力平衡状态，监测点水头值反映出，在边坡出现滑移破坏一段时间后水头保持稳定。

图8 CH1～CH10孔隙水压力变化过程总曲线Fig.8 General curve of CH1～CH10 pore water pressure change process

图9 第三研究周期CH1～CH10孔隙水压力变化过程曲线Fig.9 The change process curve of CH1～CH10 pore water pressure in the third research period

图10 第三研究周期内边坡渗水、蠕滑拉裂、滑移变形特征Fig.10 Characteristics of water seepage, creepage cracking, and slip deformation of the slope in the third study period

在第四、第五研究周期内，边坡内部贯穿裂缝形成了稳定的渗流通道，在边界水头稳定补给的情况下，监测点的孔隙水压力基本保持稳定。部分传感器数据存在波动现象，原因是监测点附近存在土颗粒的堆积和流失，导致灵敏度较高的传感器测得的孔隙水压力值上下波动。

为了更直观、有效地反映物理模拟试验过程中每一含水层的孔隙水压力变化规律，将泥岩层、原地基土层、填方地基土层各土层的孔隙水压力变化绘制成图并分析，结果如图11所示。

图11 泥岩层、原地基土层、填方地基土层的孔 隙水压力变化曲线Fig.11 The change curve of pore water pressure of mudstone layer, original foundation soil layer, and fill foundation soil layer

图12 物理模型坡体汇水区位置分布示意图Fig.12 Physical model slope catchment position distribution schematic

泥岩层CH1、CH2、CH3、CH4传感器的孔隙水压力变化曲线，在第245小时左右边坡前缘出现蠕滑变形滑移，各传感器数据均出现骤升，其中CH2传感器数据骤升的幅度最大。原地基土层CH5、CH6、CH7传感器的孔隙水压力变化曲线图，在第245小时左右边坡前缘出现蠕滑变形滑移，各传感器数据均出现骤升，其中CH6、CH7传感器数据骤升的幅度较大，该数据说明CH2、CH6、CH7传感器监测的区域处于富水区，水流较集中，水头较高，如图12所示。CH6传感器在第400～450小时之间，多次出现了波峰波谷的振动变化，主要是由于边坡变形和滑移拉裂过程中伴随着应力的累计→孔隙水压力升高→应力释放→颗粒的流失→孔隙水压力降低→细颗粒堆积堵塞→孔隙水压力升高-渗流通道疏通→颗粒流失→孔隙水压力降低的往复变化过程，也说明了地下水渗流过程中伴随着潜蚀作用，土体物质不断被潜蚀带走，形成贯通的潜蚀通道，发生了渗透变形。

在整个研究周期内，通过对测压管中水位高度的读取，地下水水位变化整体呈现出缓慢上升至最终逐渐稳定的趋势。第三个研究周期的后期，边坡滑移范围进一步向后缘扩展，形成多级滑移陡坎，水流在土体内部形成了新的渗流通道，渗水量发生较大的改变，导致坡体水位下降，但很快又恢复了稳定，到达一个相对稳定的均衡状态。第五个研究周期结束时，地下水水位处于填筑土体内，水位以下填筑体处于饱水状态，地下水水位变化基本与原地基地形起伏形态相似，揭示了填方后的地下水渗流场变化主要受原始地形的影响。

4 结论与建议

(1)填方后的地下水渗流场变化主要受原始地形的影响，凹陷地形易于汇水，地下水流动受阻，易形成积水区，使地下水位抬升高度较大。随着时间的累积，地下水不断浸润、浸泡地基土，使其强度劣化，加之毛细水上升作用而使地基发生湿馅和湿化沉降，易造成地基不均匀沉降变形而拉裂。

(2)地下水位的抬升后的渗流作用会造成部分土体颗粒的损失，潜蚀形成贯通的地下水径流通道，从而发生管涌、流土等渗透变形破坏，影响填方地基和填方边坡的稳定性性。

(3)地下水对填方地基、填方边坡的动水压力、静水压力和渗透作用，将使边坡的稳定性急剧下降，在长期累积作用下，易在边坡坡脚等富水区产生蠕滑变形，并牵引边坡后缘发生滑移拉裂，并发生渐进式破坏而引发较大规模的边坡滑移。通过物理模拟，得出该地区马兰黄土填方边坡受地下水影响产生变形滑移模式为“渐进后退-牵引式滑移”。

结合本次物理模拟试验，针对马兰黄土高填边坡存在的一些工程问题提出以下几点建议：①场区进行填方之前，应在容易积水的区域加密盲沟的布设，尤其是在填方体较厚的区域，做好地下水的疏排工作；②对原始地况下的沟谷地区应及时清淤，防止为后期的填筑体提供天然滑面。