基于大型物理模型试验的强降雨诱发全风化花岗岩滑坡失稳分析

2023-10-12刘洪华武闻禹王志朋于鹏周晓雪刘瑞军刘红军

科学技术与工程 2023年27期

刘洪华,武闻禹,王志朋,于鹏,周晓雪,刘瑞军,刘红军

(1.中国海洋大学环境科学与工程学院,青岛 266100; 2.青岛地质工程勘察院(青岛地质勘查开发局),青岛 266100; 3.自然资源部滨海城市地下空间地质安全重点实验室,青岛 266100; 4.青岛市崂山区北宅街道,青岛 266000)

滑坡是最为常见的地质灾害。据统计,2021年中国共发生地质灾害4 772起,其中滑坡2 335起,占比近一半,对人民生命财产安全造成重大威胁。诱发滑坡的因素主要包括地形地貌、岩土类型、地质构造等内在条件和降雨、地震、人为开挖或堆载等外力作用[1]。

在外力作用方面,降雨是诱发滑坡最主要的因素[2]。近年来极端性强降雨频发,2021年,中国共发生42次强降雨过程,面降水量659 mm,诸如2021年7月河南暴雨和10月山西暴雨等极端强降雨天气严重影响边坡稳定性[3]。高强度降雨使雨水大量入渗坡体,改变了岩土渗流场,软化了岩土体,使其强度降低造成失稳。相关学者通过设置不同的边坡条件,包括不同的边坡形态[4],坡度[5],压实度[6],初始含水率[7],库水涨落联合作用[8]等等,从降雨诱发滑坡的启动机制[9]、降雨入渗规律[10]、变形特征[11]、破坏机制[12]等多个角度进行了研究。如王守甲[13]以四种能够反映破坏模式的降雨类型为控制条件,探究了边坡位移和垂直位移方向率不同的分布规律,得到了失稳预警的时间和阈值。张率宁[14]、崔富杰[15]和Chinkulkijniwat等[16]分别分析了降雨强度、降雨历时以及降雨类型等因素对边坡的渗流和稳定性的影响;Troncone等[17]和Liu等[18]进一步提出了降雨诱发滑坡运动的预测模型。

在内在条件方面,土体性质是最重要的内因[19]。花岗岩岩土特性稳定,强度较高,风化会令其抗剪强度大大降低。主流研究发现花岗岩滑坡的大多发生在全风化带,其已经完全风化成砾质黏性土状,工程力学条件差,在降雨条件下,土体内饱和度变化进一步引发失稳[20]。如刘广宁等[21]引入流体力学相似原理以韦伯准则作为降雨相似标准,分析了全-强花岗岩边坡对降雨入渗的响应规律。胡华[22]从细观角度研究了强降雨条件下花岗岩残积土边坡模型坡体的细观滑移规律。冯文凯等[23]通过原位降雨物理模拟试验,探究了强烈风化地区滑坡的成灾机理。

在对强烈风化岩地区降雨诱发滑坡的研究中,室内模型试验是较为常用的方法[24]。然而当前研究中多采用小型模型箱,考虑到比尺效应,试验数据难以反映真实条件下的结果。另外,雨强大小是当前研究中的主控因素,而大多数研究将降雨强度设置为小雨、中雨、暴雨,未考虑五十年一遇极端降雨的情况。基于此,现以强烈风化岩地区返岭前滑坡为实例,在系统分析试验区地质条件和降雨特征的基础上,进行三组不同降雨条件下的大尺度室内模型试验,分析不同降雨模式下边坡土体对降雨入渗的响应规律、变形过程与破坏模式。总结强烈风化地区极端降雨诱发花岗岩类滑坡的机理与降雨成灾过程,以期为该类地区的滑坡预警与防治提供参考。

1 滑坡概括

返岭前滑坡位于青岛市崂山风景区返岭前村,地貌类型为构造剥蚀的低山区,总体地形为前缘较缓,中后部较陡的斜坡地形(图1)。返岭前滑坡属于类土质滑坡(滑面在全风化花岗岩中),平面面积约4.04×104m2,滑体平均厚度12 m,体积约 48.48×104m3,为中型滑坡;前缘高程 3～5 m,距离海面 5～10 m;后缘高程55～85 m,顺公路长度 290 m。滑坡后缘为基岩与第四系分界线,剪出口为残破积边界。滑坡整体坡度较陡,平均坡度为 23°,坡向与滑坡方向均为130°～140°,区内发育三条冲沟。

图1 滑坡地理概况

通过现场踏勘,并结合钻探、物探的实际情况,将滑带定为全风化花岗岩,位于全风化层之中(图2)。全风化花岗岩呈砂状,手捏易碎,遇水极易软化、崩解,透水性较强,原岩结构不易辨认。第四系残、崩坡积物厚度4.3～5.7 m,全风化花岗岩层厚度1.5～10.8 m,强风化花岗岩厚度2～6.3 m。

图2 工程地质剖面图

2020年7月23日,受强降雨影响,该处滑坡发生滑动,滑坡体掩埋了坡脚处旅游专用道路(S212),冲毁了旅游专用路东侧的停车场,造成3辆汽车被掩埋,幸未造成人员伤亡。根据资料显示,区内降雨集中在5—8月(图3)。

图3 研究区降雨资料(2020年)

发生滑坡前一周内连续降雨近4 d,其中7月22日单日降雨175.96 mm,为典型的降雨诱发滑坡(图4)。选取该滑坡为研究对象,开展降雨作用下滑坡模型试验研究,对揭示风化程度较高岩质边坡地区降雨诱发滑坡地质灾害的演化规律及边坡失稳机制具有重要意义。

图4 降雨时序图(2020年7月)

2 试验模型

2.1 模型设置

据返岭前滑坡特征分析,为研究全风化花岗岩地层滑动及不同降雨条件下入渗响应规律、变形过程与破坏模式,选择已经发生滑坡的主滑断面作为试验剖面,模拟范围为由全风化花岗岩和表层残积土构成的滑体,其尖灭点至滑坡后缘出口,模拟高度为75 m,模拟长度为210 m。

本模型试验采用三峡库区地质灾害教育部重点实验室的大型滑坡模拟实验装置(图5),主体采用钢架强化玻璃箱,箱体长8 m,高3.5 m,宽 0.8 m。为便于数据的观测,模型箱剖面方向上透明且布有5 cm×5 cm 方格网。试验箱上方安装定水头降雨装置用于模拟不同的降雨强度。试验箱下方安装液压升降系统用于根据滑坡的地形条件控制坡高,模拟出自然坡度。

图5 滑坡物理模型实验平台

2.2 相似比及材料参数

物理模型试验中模型材料的选取至关重要,其物理力学性质参数应与原型岩土特性参数对应或相似。依据相似三原则——几何相似、物理性质相似及力学条件相似,确定试验模型几何相似比Cl=1∶30。根据相似原理,材料特性其他物理参数选取如表1。

表1 试验模型参数与相似比

野外调查表明,返岭前滑坡滑体浅表层含水量较低,表层残积土和全风化花岗岩地层水土特性极为相似,降雨入渗主要沿着空隙渗入到强风化花岗岩层(不透水界面),诱发了滑坡。因此,模拟时将表层残积土与全风化花岗岩一同考虑为滑体。滑体土的力学参数和水土特性等参数相似比极为重要,故试验滑动层饱和渗透采用工程地质类比法,即采用地层岩性、颗粒粒径比、含水量等综合确定。由于滑床为不透水的强风化花岗岩层,降雨时地下水沿滑动面流动,滑带土会进一步饱和,c和φ将进一步降低。本实验除满足土工模型试验的相似性外,仍应考虑降雨入渗相似性,在参考肖捷夫[25]对滑坡相似材料配比的敏感性研究和朱权威等[26]对岩质边坡的渗流研究后,确定滑坡物理模型所用相似材料配比,其中滑带土材料采用滑体土与玻璃珠配比结合,见表2。

表2 滑坡相似材料配比

2.3 模型制作

如图6所示,采用基准配合比配制模型材料后,进行滑坡物理模拟模型的制作。

(1)滑床制作:由于滑床为强风化花岗岩,渗透性极低,采用C30水泥混凝土砌成长7.84 m、高2.46 m、坡度约为21°的直角楔体以模拟不透水的强风化花岗岩层,底层以方砖填充。

(2)滑带制作:在滑床表面先铺设一层牛皮纸,然后铺设厚度约1～2 cm的滑带土层,采用叠瓦式自滑坡体后缘向前缘铺设,从坡顶尖灭点向坡脚处逐渐增厚,以模型箱两侧方格线确定厚度,铺好后击实。

(3)滑体制作:按照主滑动面地质剖面图同比缩小滑体厚度,以模型箱两侧方格线确定模型厚度,定量配置滑体土分层铺设并击实,最后铺设成一个完整的滑坡模拟体。

2.4 监测点布置

如图7所示为本次试验使用的多种数据采集仪器,为确保监测降雨滑坡整体变形破坏特征,分析降雨时土体水土特性对滑坡破坏的影响,分别在坡体前、中、后缘布置3个主监测面,并在前中段,中后段布置2个副监测面。在主监测面土表埋置位移传感器和土压力传感器,在所有监测面的土表和土底均埋设孔隙水压力和水分传感器。布置孔隙水压力传感器时在正上方铺设厚0.5 cm的标准砂以减小土颗粒对传感器的影响;布置土压力传感器时应垂直于试验模型滑动方向竖立埋设,并由马鞍座固定。最后通过数据采集仪隔固定时间采集数据。布置如表3及图8所示。

表3 仪器明细

图7 监测仪器

图8 监测点布设

2.5 降雨模拟方案

根据青岛崂山的水文气象资料,对返岭前滑坡区域的降雨量数据进行统计分析:原型滑坡2007年8月11日达到50年一遇的降雨强度,为64 mm/h,于2020年7月22日2:00—23:00 连续降雨21 h,累计降雨量175.96 mm。根据相似比原则,以降雨强度作为控制因素,综合考量降雨量并进行修正,重现50年一遇以及2020年导致滑坡发生的降雨条件,确定了可能诱发滑坡过程的三组不同降雨条件作为试验方案如表4所示。其中分组N1～N3分别为50年一遇(连续)、大暴雨(连续)、暴雨(连续)。

表4 模型降雨方案

试验采用连续降雨的方式,模型材料的重度通过对材料称重除以堆积体体积进行控制,含水率通过在填土过程中均匀喷淋加以控制。先用雨布遮住模型启动定水头降雨系统,待降雨均匀并达到设计雨强时后才打开雨布开始计时。

3 试验结果分析

3.1 位移监测试验结果分析

图9为不同降雨工况下各个位移监测点的时程曲线,由此分析地表变形对降雨入渗的响应过程。

图9 降雨-地表变形的响应过程曲线

(1)在不同降雨强度条件下,各监测点的位移变化趋势基本一致。随着降雨的进行,雨水沿孔隙或微裂缝入渗,滑坡体力学强度降低,位移开始增加,坡体发生渐近型变形破坏,在降雨结束时位移达到最大值,并逐渐稳定。降雨强度越大,地表位移越大,同时达到最大值所需时间越短。其中50年一遇降雨工况下(N1)1.0 h左右坡体失稳,1.75 h左右位移达到最大值;大暴雨工况下(N2)1.5 h左右坡体失稳,2.1 h位移达到最大值;而暴雨工况下(N3)截至降雨结束,坡体位移持续增大。

(2)在不同的降雨强度条件下,由于雨水入渗速率的不同,地表变形有一定的滞后效应。降雨强度越大,变形滞后时间越短,工况N1～N3的滞后效应分别为0.4、0.6和1.2 h。

(3)分析变形空间分布规律,在相同降雨条件下,总是坡脚处最先产生微小变形,坡体后缘和中缘随后开始变形。当坡体破坏完全时,中缘变形速率剧减,而前缘和后缘变形速率转折点相对滞后。变形量中缘(T2)最大,后缘(T1)次之,坡脚处(T3)最小。

(4)另外,在降雨结束后地表位移有一定程度的减小,这是因为本次试验采用拉线式位移传感器,在降雨过程中雨水对拉绳的冲击力及残留的重力使得测点数据偏大,随着降雨的结束和残留雨水的蒸发,拉绳有所回弹造成位移减小。

3.2 应力监测试验结果分析

3.2.1 孔隙水压力

降雨入渗使坡体内形成局部饱和区,引起孔隙水压力变化,图10为不同降雨工况下各个孔隙水压力监测点的时程曲线,由此分析孔隙水压力对降雨入渗的响应过程。

图10 降雨-孔隙水压力的响应过程曲线

(1)各测点处孔隙水压力在不同的降雨强度下的变化曲线趋势基本一致,均经历缓慢增大,急速增大,快速下降的过程。试验初期,部分测点孔压为负,这是因为非饱和土体中土颗粒间的液-气界面为弯曲面,存在基质吸力。随着降雨的进行,土体含水率逐渐增大,土体内渗流作用增大,逐渐形成稳定的渗流通道,孔压缓慢增大。滑坡发生前,土体挤压变形较大,排水不及时产生超静孔隙水压力,使得孔压激增。坡体整体破坏时,孔隙水得以快速消散,孔压快速下降。当降雨停止后,渗流作用逐渐停止,静孔隙水压力逐渐消散,孔压下降。

(2)在空间规律上,滑坡体相同深度,不同部位孔压变化存在差异。滑坡前缘(P8、P9)和中部(P4、P5、P6、P7)响应时间较短。这是因为随着降雨进行,雨水在滑坡前缘、中部汇集,形成地下水位,孔压率先累积。

(3)对于相同监测剖面,不同深度处孔压变化亦存在差异。坡体浅表土体水压力的变化历史跟水流在垂向裂缝的渗透密切相关,坡体表层(P2、P4、P6、P8)孔压变化幅度大于内部(P1、P3、P5、P7、P9)孔压。在降雨结束后,表层孔压迅速衰减,而内部孔压继续上升,存在滞后效应。

(4)另外,降雨强度越大(N1>N2>N3),入渗速率提高,渗流作用增强,土体饱和时间缩短,使得孔压响应时间越短,变化速率越大。

3.2.2 土压力

图11为不同降雨工况下各个土压力监测点的时程曲线,由此分析土压力对降雨入渗的响应过程。

图11 降雨-土压力的响应过程曲线

(1)各测点处土压力在不同降雨强度下的变化曲线趋势基本一致,且与坡体变形发展及孔隙水压力变化有较好的对应关系。在降雨过程中,土体由非饱和逐渐趋于饱和状态,土压传感器上覆土体由于雨水入渗增大重度,从而增大了土压力。在这一过程中,坡体表面发生胀缩效应,形成拉裂缝,产生雨水入渗的优势流通道,进一步加强渗流作用。降雨结束后,坡体水分沿渗流通道排除,土体重度减小,土压力缓慢降低。

(2)结合坡体变形规律分析,由于发生的是渐变型破坏,应力重分布使得出现应力突变现象。当坡体发生局部和整体破坏时,土体出现垂直方向上的张拉破坏,土压力出现骤降。坡脚处最先发生土压力骤降,中后部垂向土压力紧随其后开始减小。

(3)在不同的降雨工况下,降雨强度越大,由入渗导致的土压力变化越快,趋势越明显。

3.3 含水率监测试验结果分析

图12为不同降雨工况下各个含水率监测点的时程曲线,由此分析含水率对降雨入渗的响应过程。

图12 降雨-含水率的响应过程曲线

(1)各测点处土压力在不同降雨强度下的变化曲线趋势基本一致,初始含水率为5.8%～18.3%,均经历缓慢增长,急速增长和动态稳定的过程。降雨首先通过坡表孔隙入渗,当湿润锋达到监测点时体积含水率上升。随着降雨的进行,坡体变形产生的拉裂缝为降雨入渗提供优势渗流通道,使得滑坡内部含水率迅速上升。

(2)边坡入渗速度在不同位置处存在差异,坡体后缘与表层监测点位比坡体前缘与深部响应更为迅速。其中后缘点位(H1、H2、H3)的含水率很快达到饱和,一是因为降雨的垂直入渗,二是因为滑坡后缘较陡且厚度较薄,在降雨条件下后缘很快达到饱和,然后向前浸润。

(3)在同一监测断面,坡体深部含水率明显大于表层含水率。这是因为雨水经岩土空隙入渗到达滑带附近后(H1、H3、H5、H7、H9)开始聚集并趋于饱和,而坡体表层(H2、H4、H6、H8)则在向下入渗和降雨补给之间达到平衡后保持稳定。

(4)降雨强度越大,含水率增速越大,到达含水率最大值的时间越短。

(5)另外,在工况N1和工况N2降雨条件下,坡脚(H8、H9)出现下降,这是因为雨水冲刷破坏了滑坡前缘,致使排泄路径逐渐增大,坡体储水能力减弱导致。

4 破坏过程与模式分析

图13是工况N2条件下滑坡变形过程。根据模型试验结果,结合各参数对降雨入渗的响应过程分析,可将降雨诱发全风化花岗岩破坏过程分为以下四个阶段。

图13 破坏模式图

(1)浸润侵蚀阶段。在降雨初期,坡面浸润,土壤表层出现轻微侵蚀破坏[图13(a)、14(a)]。携带动能的雨滴落下溅蚀破坏了坡面土粒。降雨使坡面不断被浸润,冲刷并带走坡体表层较松散的土质,形成多个冲蚀坑。

(2)表层变形阶段。降雨持续进行,冲刷并带走坡面堆积的松散物质,强风化岩体的高孔隙率使沟内水流发生快速的下蚀及侧蚀作用。同时土压和孔隙水压力增大,出现应力重分布,在拉应力集中的部位边裂纹和裂缝形成,并不断扩展[图13(b)、14(b)]。由此产生的优势流入渗进一步加强了渗流作用。

(3)破坏加深阶段。随着降雨入渗,土体由不饱和状态逐渐转为饱和状态,坡体内部开始处于不稳定状态,向临空面蠕动。在雨水冲刷及渗流双重作用下,前缘坡脚沟头出现垮塌,坡体在拉应力作用下边裂纹和拉裂缝逐渐加深、贯通[图14(c)]。这进一步使得裂缝周围土体联结减弱,降低了基质吸力,受多条拉裂缝影响的后缘土体,其下滑力超过抗剪强度及有效应力,发生流土破坏,中后缘在上部土体的推移下形成“鼓状凸起”。同时由于中缘土体滑动速度的差异,呈现“片状溜滑”现象[图13(c)、14(d)]。

图14 变形破坏图

(4)整体失稳阶段。随着降雨持续,地下水位形成,滑坡土体受到托浮力作用,坡面表层土体趋于饱和,坡体的抗滑力减小。其中饱和后的滑带土为滑坡提供了潜在滑动面,坡体发生整体失稳。前缘、中缘发生“片状溜滑”,呈“泥石流”状缓慢向坡脚处堆积,滑坡出现有效临空面,后缘完全崩解,最终产生了整体的推移式破坏[图13(d)、14(e)]。这与华南强烈风化地区降雨诱发滑坡的成灾特征相似[18]。