水力效应下的亚高山草甸土溜滑破坏试验

邓远东， 郭 健， 易鹏飞

（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；2.四川省地质工程勘察院集团有限公司，成都 610072）

0 引 言

近年来，我国的高寒草甸面积正大规模地减少，其中半数已退化为次生裸地或毫无经济价值的典型“黑土滩”，并且草甸消减的速度不断趋高［1］。这很大一部分原因归于高寒草甸生态系统的脆弱性以及草甸土浅层溜滑破坏。亚高山草甸土的溜滑破坏不仅影响到当地人民的生活水平，也导致该地区水土流失、土地荒漠化等生态问题频发［2］。

亚高山草甸土的溜滑破坏是一种广义的水土破坏［3］。国内外学者们对草甸土的研究大多针对草甸土结构及力学性质，范昊明等［4］以冻融作用为自变量，讨论了草甸土孔隙度、土容重、抗剪强度以及渗透性等因变量的变化特点；胡东［5］对张承高速草甸土一系列力学指标进行室内测定，通过这些指标反映出其结构复杂无序，渗透系数大，亲水性较好，工程力学强度低等特点。对草甸土的土体破坏研究，国内外也开展了较多关于破坏机理的研究工作。杨吉山等［6］发现，坡面坡度是重力破坏的主要控制因素，小型崩落、泻溜、小型滑塌等是发生在土体浅层重力破坏的主要类型，土体风化、降雨、沟坡坡度、黄土节理等是主要影响因素。黄细超等［7］对诱发浅层滑坡的地下水作用机理进行了讨论，总结了浅层滑坡治理方法，并提出了经济有效的滑坡治理措施。常金源等［8］为了解降雨入渗过程对边坡稳定性的影响，分别建立了相关概念模型和推导了相关表达式，提出了边坡饱和临界时间的概念。王一兆等［9］基于非饱和渗流理论，对浅层滑动面的渗透系数和孔隙水压力进行了分析，得出了边坡浅层滑动面稳定性的变化规律。

本文以川西高原典型亚高山草甸土溜滑破坏现象为试验原型，通过建立概念模型设计室内物理模型，模拟亚高山草甸土在降雨条件下发生溜滑破坏的过程，从而解释水力效应下亚高山草甸土溜滑破坏机理，为亚高山草甸土溜滑破坏的治理提供相关理论依据。

1 概念模型的建立及试验设计

1.1 概念模型的建立

根据亚高山草甸土的剖面形态特征，可将亚高山草甸土体垂直由上至下分为草甸土层、风化层和母质层［10］。草甸土层植物根系密布，渗透系数较大，可概化为多孔介质含水层；而风化层多以残坡积物为主，渗透性较草甸土层小了1个数量级以上，故风化层相对于草甸土层可以看作相对隔水层。大气降水为区域地下水主要补给来源，随着雨水下渗和侧向流补给，坡脚和地势低洼处的风化层表面地下水位会临时雍高［11-12］。母质层基本不透水，故概化为隔水边界。综上所述，可将溜滑破坏概念模型看作是浅层的无限边坡模型，具体见图1。

图1 溜滑破坏概念模型

1.2 试验设计思路

室内物理试验的土体材料可用相似材料来模拟，试验时的土体坡度可人为控制。但室内试验条件有限，实验规模较小，所以可将试验箱左右边界概化为零通量边界，即为隔水边界；下边界为基覆面，可概化为自由排水边界。

由浅层溜滑破坏的概念模型可知，破坏最先发生在坡脚，此处的地下水临时饱和带雍高，是接受了坡体上方大面积的降雨入渗侧向补给导致的，因此这种地下水临时雍高的现象很难通过室内模拟降雨来实现。为此，可在试验模型坡体的上方加一个侧向定水头，间接模拟天然降雨条件下的地下水临时饱和带雍高；通过孔隙水压力计和土壤水压力传感器来获取实验过程中的相关数据，用来揭示水力效应下的亚高山草甸土溜滑破坏机理。

1.3 试验仪器

物理模拟试验设备采用滑坡模拟试验仪。该仪器长2.2 m、宽0.45 m、高0.8 m，其主要构成包括给水排水溢流箱、控制性边界箱体、主体模型箱、测压管、储水箱、高清摄像头，水泵，见图2。由图2可知，给排水溢水箱位于控制性边界箱体两边的侧边，试验中向部件编号5和6供水，通过摇动可升降装置来控制其高度，从而可以代替降雨来人为设置控制主体模型箱内的控制性边界箱体中水头高度［13］。

图2 物理模型试验装置示意图

实验过程中，滑坡模拟试验仪已有的测压管已经不能满足试验的需求，为了研究风化层表面径流形成后土体的力学参数和水文参数，在试验过程中埋设了其他测量仪器，包括西安微正电子科技公司的CYY9微型土压力传感器，CYY2微型孔隙水压力传感器，16通道数据采集卡等。为了测量土体位移的大小，在模型正上方安装了真尚有ZLDS200小量程高速激光扫描传感器。

1.4 供试土壤及等比例模型制作

（1）土样准备。根据相似性原则，需满足Cf=1=Cr（Cf为摩擦相似系数，Cr为容重相似系数），即天然含水率一致，级配相似，容重一致，渗透性一致，然后进行相似材料反复选择试验［14］。在野外（川西高原甘孜州新都桥至雅江一线）采集试验原状草甸土，通过再重塑为黏土、碎石、原状土根系三部分，然后按照60∶20∶35的比例配置，保证相似材料孔隙度大、导水性能好。

（2）制作模型。按照亚高山草甸土垂向结构特征，为保证试验模型与地质原型一致，将试验模型设置为3层，底层为滑床（母质层），使用红砖和水泥砂浆堆砌搭建出地形坡度，表面用水泥砂浆抹平；中间层为风化层，采用碎石黏土铺设；顶层为草甸土层，采用重塑后的原状土根系铺设。野外调查发现，溜滑多发生在陡缓交界处附近，且坡度约为15°～25°，模型的坡度采用后缘陡前缘较缓的凹坡，坡度由25°缓慢过渡到15°，随后逐渐趋于平缓，如图3所示。

图3 试验模型示意图

（3）传感器铺设与激光位移计布置。在土层的坡顶、坡中、坡脚各放置一组传感器，传感器分别是孔隙水压力计和土压力计。孔隙水压力计固定在风化层表面，开口面向坡脚，用粗砂将探头覆盖，防止堵塞；土压力计侧向放置，监测面面向坡顶，以测定上层土体压力变化。试验箱体上侧中间的塑料横杠左侧布置摄像头、右侧布置激光位移计。

1.5 试验步骤

（1）连接计算机终端，调试好数据采集卡进行采集。

（2）试验开始时，将试验定水头高度设置为1 cm，待稳定10 min后开始试验。水头从1 cm开始，每120 s水头升高1 cm，但水头高度不超过草甸土层厚度（10 cm），直到发生溜滑后停止升高水头。

（3）观察坡体破坏过程，在坡体完全破坏后，停止供水，中止数据采集并导出监测数据。

2 试验结果与分析

2.1 位 移

通过对溜滑破坏的实时拍摄，将试验中各时段的破坏情况进行总结并通过影像资料分析溜滑破坏的位移情况。试验使用两台摄影设备以鸟瞰和立面的形式对溜滑破坏过程进行记录。通过立面图对溜滑破坏过程的全貌进行监测，取典型的4个时刻，即溜滑破坏初始阶段、初期阶段、中期阶段、后期阶段。

通过鸟瞰俯视图利用红外标准线作为土体不同时刻、阶段位移的参照（见图4）。t=0 s时，土体处于原始状态；t=259 s时，坡脚位置出现渗水，说明此时壤中流已经形成，但坡体还未发生位移变形；t=442 s时，在临空面出现土体少量滑落的现象；t=451 s时，坡体开始出现明显的大面积溜滑破坏，最大位移距离15 cm。

图4 溜滑破坏位移图

2.2 土压力

土压力变化见图5，水头高度从1 cm开始时，坡脚、坡中和坡顶土压力初始值分别为2.03、1.71、1.42 kPa。2 min时水头升高到2 cm，经过一定的响应时间后，土压力逐渐上升，这是土体逐渐饱水自重增加的过程。在出现渗水即风化层表面径流流出时（t=259 s），此时坡脚、坡中和坡顶土压力值分别为3.39、3.08、2.76 kPa。在坡脚破坏时（t=442 s），此时水头高度为4 cm，各断面土压力值达到最大值，坡脚、坡中和坡顶土压力值分别为4.63、4.47、4.22 kPa。9 s后土体整体溜滑，此时土压力开始快速减小，最终在完全滑移之后（t=513 s）土压力基本归为0值。

图5 土压力变化曲线图

2.3 孔隙水压力

孔隙水压力的趋势线可以直接反映临时饱和带的情况，图6为孔隙水压随时间的变化图。水头高度从1 cm开始时，坡脚、坡中和坡顶孔隙水压力初始值分别为75、83、97 Pa。在t=152 s时，水头高度增加到2 cm，此时坡脚土壤水流到达监测点。在出现渗水即风化层表面径流流出时（t=259 s），此时坡脚、坡中和坡顶孔隙水压力值分别为0.226、0.244、0.263 kPa。在坡脚破坏时（t=442 s）时，坡脚孔隙水压力达到峰值，为0.372 kPa。坡脚破坏后，渗水量同时增加；在整体溜滑（t=513 s）之后，孔隙水水压力快速减小直至稳定。

图6 孔隙水压力变化曲线图

3 讨 论

由于试验的主要干扰条件是人为地给试验土体增加了一个侧向定水头，而随着水头高度的增加，在风化层表面产生的临时饱和带是土体发生溜滑破坏的主要因素，而该带对土体产生的作用有物理作用、化学作用以及力学作用［15］。化学作用主要是水体中的化学成分对于草甸土生长的影响，表现在氮、磷等养分可以改善高寒草甸植物的生长环境［16-17］。因此，化学作用在本次试验中的影响微乎其微，可以忽略。对土体的物理作用有两方面，一是可以软化滑动面（草甸土与风化带界面）；另是降低土体力学强度。由于在试验开始前已将定水头高度设置为1 cm，且稳定10 min后才开始试验，临时饱和带已经形成且对土体的物理作用已经存在，故在试验开始后临时饱和带对土体的物理作用为不变因素。综上所述，临时饱和带造成土体发生溜滑破坏的作用表现在力学作用上。

临时饱和带对土体的力学作用表现为饱和带内侧向流的动水压力作用和增加的自重，而试验监测数据显示动水压力的作用较为明显，其作用力大小可表达为

其中：Gd为渗透力（N）；γw为水体容重（N/m3）；J为水力坡度；V为水的体积（m3）。

因为试验箱的坡度是不变的，则动水压力的变化和水体容重正相关。从图6可知，当在坡脚破坏（t=442 s）时，坡脚孔隙水压力达到峰值0.372 kPa，说明此时的临时饱和带的高度已经达到临界值，产生的动水压力刚好可以使坡脚处的土体滑移破坏。故不断增加的动水压力是亚高山草甸土溜滑破坏的主因。

4 结 论

根据亚高山草甸土的室内溜滑破坏物理模拟试验，分析讨论后得出以下结论：

（1）当坡脚渗水时土壤中流形成，此后临时饱和带高度随着试验设置的水头高度的增加而不断增加。当实验设置的水头调整到4 cm，从溜滑破坏位移图可知，t=442 s时，在临空面出现土体少量滑落的现象；t=451 s时，坡体开始出现明显的大面积溜滑破坏，说明临时饱和带的增高是草甸土发生溜滑破坏的诱因。

（2）当临时饱和带达到临界高度时坡脚开始发生破坏，在t=442 s时坡脚土压力和孔隙水压力分别达到峰值4.63 kPa、0.372 kPa，此时临时饱和带内侧向流产生的动水压力也达到峰值，平行于滑动面的动水压力推动草甸土层向临空面发生位移破坏，下滑的草甸土块与后方的土块拉裂，堆积在临空面附近，如此反复，草甸土将发生逐级解体，并堆积在坡脚。故侧向流产生的动水压力是土体发生溜滑破坏的主因。

需要指出的是，本试验通过在试验箱的坡体上方加了一个侧向定水头，来代替因降雨入渗产生的临时饱和带雍高，因为在室内难以模拟大面积降雨入渗-汇集-堆积的过程，未来研究可考虑通过野外试验来监测天然降雨条件下亚高山草甸土降雨入渗以及溜滑破坏的特征。