非飽和黃土動力液化研究
——以黨家岔滑坡為例

張子東, 張曉超, 任 鵬, 崔雪婷

(1. 四川省建筑科學研究院有限公司, 四川 成都 610081;2. 成都理工大學 地質(zhì)災害防治與地質(zhì)環(huán)境保護國家重點實驗室, 四川 成都 610059;3. 四川省建筑工程質(zhì)量檢測中心有限公司, 四川 成都 610081; 4. 中國建筑西南勘察設計研究院有限公司, 四川 成都 610052)

0 引言

黃土是一種多孔隙、弱膠結(jié)的第四紀沉積物,具有一定的外部形態(tài)特征和內(nèi)部物質(zhì)成分,粉粒含量較多。在我國,黃土分布總面積約占陸地總面積的6.6%。黃土的主要分布區(qū)又是強震的多發(fā)區(qū),因為黃土在地震作用下具有特殊的動力易損性,與黃土地區(qū)地震災害的形成有密切關(guān)系,所以在相同的地震影響下較容易誘發(fā)地震災害及相關(guān)的次生災害[1]。根據(jù)中國西北黃土地區(qū)發(fā)生的地震次數(shù)統(tǒng)計,有81次6 級以上的破壞性地震都引起了嚴重的地震滑坡等次生地質(zhì)災害,給黃土地區(qū)人民造成了嚴重的生命財產(chǎn)損失[2]。

地震誘發(fā)的黃土滑坡具有規(guī)模大、滑距遠、傾角緩等特點,會造成巨大的破壞和嚴重的危害[3-4]。通常認為飽和黃土的“振動液化”效應是導致該類滑坡發(fā)生的主要原因[5-7]。一般來說,非飽和黃土被認為在振動作用下難以液化,因此現(xiàn)階段主要研究飽和黃土動力液化及其致災效應,對于地下水位線以上較高含水率非飽和黃土液化問題的研究相對較薄弱。

我國黃土多分布于半干旱地區(qū),覆蓋層較厚[8],地下水位埋深較大。對海原大地震誘發(fā)的大型黃土滑坡調(diào)查結(jié)果表明[9],滑帶土并非都達到飽和狀態(tài),雖然地震作用能引起區(qū)域地下水位上升,但不會在瞬間導致地下水位整體上升,不會使黃土滑坡的滑帶都處于地下水位以下;現(xiàn)場調(diào)查還發(fā)現(xiàn),這類斜坡不具有飽和土體液化條件,卻易發(fā)生 “黃土流”、 “黃土漩渦”或“黃土瀑布”等低角度黃土流滑。

事實上,已有多位學者在現(xiàn)場調(diào)查與室內(nèi)試驗中發(fā)現(xiàn),一定水動力條件下某些非飽和土體也具有液化特性。國外學者[10-12]對2003年5月日本宮城7級地震以及同年9月日本北海道8.0級地震誘發(fā)地震災害的研究中發(fā)現(xiàn),一些由火山灰構(gòu)成的緩斜坡在受到地震作用后發(fā)生了大規(guī)模流動性崩滑事件。震后調(diào)查發(fā)現(xiàn),大部分流滑堆積體及滑帶土為非飽和狀態(tài),飽和度僅為70～90%。室內(nèi)試驗的結(jié)論表明火山灰砂土在非飽和狀態(tài)下(飽和度僅有75%),經(jīng)過循環(huán)剪切最終也達到了液化破壞。國內(nèi)學者[13-15]通過室內(nèi)飽和及非飽和試驗,發(fā)現(xiàn)含水率對非飽和黃土抗剪強度參數(shù)具有差異影響,非飽和黃土與飽和黃土液化在直觀現(xiàn)象上差異顯著,但是二者在力學作用機制上具有一致性。同時,在黃土液化特征振動臺試驗研究中也發(fā)現(xiàn):一定條件下,高含水量黃土具有明顯的液化特征;飽和度是天然黃土能否液化的首要條件,飽和度85%、75%、65%可能是天然黃土能否發(fā)生液化現(xiàn)象、似液化現(xiàn)象和不考慮循環(huán)失效現(xiàn)象的臨界值[13]。以上研究均表明非飽和土動力液化的存在性是毋庸置疑的,忽略非飽和黃土可能產(chǎn)生的液化問題具有潛在風險。

基于此,以黨家岔滑坡為例,在現(xiàn)場調(diào)查發(fā)現(xiàn)非飽和黃土液化特征的基礎上,通過室內(nèi)試驗分析滑坡土體的物理力學性質(zhì)和非飽和特性,最后借助數(shù)值模擬技術(shù)對振動過程中滑坡高含水率非飽和黃土層的孔壓響應進行分析,分析高含水率非飽和黃土層的液化性能和液化發(fā)生機理。

1 黨家岔滑坡概況

黨家岔滑坡位于寧夏西吉縣蘇堡鄉(xiāng)黨家岔村,距縣城約37 km,距海原地震震中約110 km,屬地震Ⅸ度烈度帶區(qū),是海原地震觸發(fā)的大規(guī)模黃土滑坡。根據(jù)滑坡形態(tài)、滑動過程中的運動特征及滑后滑坡堆積特征,可將黨家岔滑坡分為3個滑塊,滑坡方量約2 000萬m3。滑坡全貌見圖1。

圖1 黨家岔滑坡全貌Fig.1 Overview of the Dangjiacha landslide

黨家岔滑坡的滑面位于基覆界面處,上部覆蓋層為馬蘭黃土,下覆基巖為第三系泥巖。根據(jù)鉆孔資料及剖面圖(圖2)分析,該處滑面深度較淺,約13.5 m;滑帶位于黃土層內(nèi),平均厚度約1.2 m,最大厚度約1.8 m。該層位黃土黏粒含量較高,結(jié)構(gòu)中密,空隙較少。據(jù)鉆孔資料顯示該處地下水位深度約為15.3 m,位于泥巖上部約3～5 m處,滑帶土含水率為25～30%,并未達到完全飽和狀態(tài)。由于滑坡發(fā)生距今已有近100年,現(xiàn)今勘查資料顯示的地下水位深度與滑坡發(fā)生時的真實深度具有一定差異。

圖2 黨家岔滑坡工程地質(zhì)剖面圖Fig.2 Engineering geological section of Dangjiacha landslide

通過圖3、4,可在新鮮的芯樣斷面上看到較為清晰的直線和流線型定向流紋,這是由于滑坡啟動后高含水率非飽和滑帶土受到上部滑體的揉搓擠壓,顆粒間發(fā)生較大位移,從而形成這種具有明顯“流態(tài)化”破壞特征的流紋狀痕跡。這種“流態(tài)化”的失穩(wěn)破壞特征一般與液化現(xiàn)象伴生,即由于振動作用導致高含水率黃土中的孔隙水來不及排出,孔隙水壓力激增,失穩(wěn)后土體呈流體狀態(tài)。

圖3 滑帶芯樣上的流紋Fig.3 Ripples on the slip core

圖4 滑帶芯樣Fig.4 Slip core

2 滑坡區(qū)土體基本性質(zhì)及持水性

2.1 試樣來源及基本性質(zhì)

表1 試驗樣品的基本物性指標

2.2 滑坡土體持水性研究

非飽和黃土的持水性通常用土-水特征曲線來表示,其與基質(zhì)吸力和含水率息息相關(guān)。本文采用Geo-experts壓力板儀獲得黃土的土-水特征曲線(SWCC)與試樣進氣值(AEV),以此來分析黃土飽和度與基質(zhì)吸力的定量關(guān)系,為確定地下水位線以上不同深度黃土的飽和度和基質(zhì)吸力提供理論依據(jù)。

(1) 試驗過程

試樣采用環(huán)刀樣,干密度為1.38 g/cm3,飽和方法為抽真空飽和法。為了準確獲得黃土基質(zhì)吸力-含水率的關(guān)系曲線,采用Geo-experts壓力板儀進行測試(圖5)。在試驗過程中,采用“軸平移技術(shù)”施加基質(zhì)吸力并控制吸力大小[16]。由于試驗儀器在基質(zhì)吸力過大時壓力室無法完全密封,因此本次試驗只得到基質(zhì)吸力在0～100 kPa范圍內(nèi)的土-水特征曲線?；赩an Genuchten理論模型[式(1)],獲得黃土基質(zhì)吸力與含水率的擬合關(guān)系曲線如圖6所示,曲線擬合參數(shù)列于表2。

表2 土-水特征曲線擬合參數(shù)

圖5 GEO-experts壓力板儀Fig.5 GEO-experts pressure plate instrument

圖6 土-水特征擬合曲線Fig.6 Soil-water characteristic fitting curve

(1)

式中:θw、θs和θr分別為體積含水量、飽和體積含水率和殘余體積含水率;a是與進氣值有關(guān)的參數(shù)(kPa);n是當基質(zhì)吸力大于進氣值后和土體脫水速率有關(guān)的參數(shù);ψ為基質(zhì)吸力(kPa)。

(2) 試驗結(jié)果

根據(jù)飽和土樣脫濕過程的階段特征,可將其分為邊界效應區(qū)、過渡區(qū)和非飽和殘余區(qū)[17]。從圖6可以看出,在邊界效應區(qū)(0<ψ<20 kPa),土體體積含水率較高,飽和度整體較高,變化范圍小;在過渡區(qū)(20 kPa<ψ<65 kPa),隨著基質(zhì)吸力的增加,土體體積含水率迅速下降,飽和度迅速降低;在非飽和殘余區(qū)(ψ>65 kPa),土體體積含水率變化較小,飽和度變化較小。通過土-水特征曲線可知,該處土體在基質(zhì)吸力大于20 kPa時體積含水率變化明顯,吸力小幅度增加時其含水率及飽和度也迅速減小。

3 非飽和黃土層液化的數(shù)值模擬

通過對黨家岔滑坡的現(xiàn)場調(diào)查及鉆孔資料的分析可以發(fā)現(xiàn),強震過程中黨家岔滑坡高含水率非飽和滑帶土具有“流態(tài)化”液化特征,但現(xiàn)今勘查資料顯示的地下水位深度與滑坡發(fā)生時的真實深度具有一定的差異。因此,通過Geo-Studio數(shù)值模擬軟件對滑坡發(fā)生時的情況進行還原,輸入海原地震水平向地震波對高含水率非飽和黃土層的液化能力進行評價,分析含水率對斜坡非飽和黃土層液化深度范圍的影響和非飽和黃土層液化發(fā)生機理。

3.1 模型建立及材料參數(shù)

采用SEEP/W板塊與QUAKE/W板塊耦合,分析振動過程中地下水位線附近高含水率非飽和黃土的孔壓增長規(guī)律,并借鑒飽和黃土的液化評判標準和Seed簡化判別法評價非飽和黃土層的液化性能。

選取2#滑坡縱剖面作為模型地質(zhì)原型(圖7)。模型長1 100 m、高270 m,上部為黃土,下部為泥巖,地下水位線位于基覆界面上方約3～5 m處。

圖7 原始坡體數(shù)值模型Fig.7 Numerical model of original slope

在整個數(shù)值模擬過程中采用統(tǒng)一的本構(gòu)模型——摩爾庫倫模型,并分三步進行動力分析:先進行初始應力分析,然后施加地下水位,最后進行動力分析。有限元分析需要在模型邊界上施加適當?shù)倪吔鐥l件,在靜態(tài)分析中可以在模型核心區(qū)域一定范圍外施加固定或彈性邊界,但在動力分析中這種邊界會使得地震波在模型邊界上形成反射波,進而在模型中繼續(xù)傳播。采用大模型可以從一定程度上減小這種效應,因為從邊界反射傳播的能量絕大部分可以被材料吸收,因此直接設置為位移邊界。數(shù)值模擬分析時的參數(shù)如表3所列。

表3 模型的具體參數(shù)值[18]

3.2 施加地下水位及輸入地震波

通過施加地下水位,植入2.2節(jié)得到的該地區(qū)黃土的土-水特征曲線,賦予黃土層飽和-非飽和性能,控制其不同深度體積含水率與孔隙水壓力。如圖8所示,地下水位線設置在基覆界面以上3～5 m處,其中飽和體積含水率為38%,位于地下水位線附近及以下部位,地下水位線以上體積含水率逐漸減小,坡表處最低。

圖8 施加地下水位后體積含水率分布Fig.8 Volumetric water content distribution after application of groundwater level

用加速度時程曲線來控制動力輸入。在地震波作用下位于地表的斜坡受橫波影響更大,因此本次模擬選取水平方向加速度波模擬地震動作用下邊坡的孔隙水壓增長情況和應力變化。根據(jù)《中國地震動峰值加速度區(qū)劃圖》(GB 18036—2015),得出西吉縣屬Ⅸ度地震烈度區(qū),結(jié)合鄧龍勝[19]給出的西吉地區(qū)的地震加速度時程曲線(圖9),取峰值加速度為0.6g,時間間隔Δt=0.02 s。

圖9 模擬所用加速度時程曲線(水平方向)[19]Fig.9 The time history curve of acceleration used for simulation (horizontal direction) [19]

3.3 監(jiān)測點的布置

為了準確監(jiān)測震動過程中的孔壓、加速度及位移等變化,根據(jù)黃土邊坡的地形和黃土覆蓋層厚度在模型前緣、中部、后緣設置了3條監(jiān)測剖面,分別位于水平距離130 m、445 m和660 m處,并根據(jù)同一監(jiān)測剖面上不同飽和度布置了40個監(jiān)測點,各監(jiān)測點對應飽和度列于表4。定義地下水位線處的孔隙水壓力為0,地下水位線以上部位孔隙水壓力為負值,地下水位線以下為正值。

表4 監(jiān)測點位置及飽和度表

3.4 土-水耦合作用的斜坡動力分析

為了得到不同飽和度地層在震動過程中的動力響應特征,施加了水平向地震波后,截取前10 s的震動結(jié)果進行分析。

地震作用下飽和砂土或粉土孔隙水壓力升高,有效應力減小。當孔隙水壓力等于初始圍壓時,有效應力完全消失,土顆粒處于懸浮狀態(tài)并失去強度,形成液化現(xiàn)象。對于黃土而言,震動過程中孔壓上升,受到一定的制約而達不到有效圍壓(σ′0),在等壓固結(jié)條件下其孔壓最高僅為σ0的70%左右。

兩場耦合可用來分析地震作用下邊坡動態(tài)孔壓響應問題,模擬孔隙水壓力上升過程。圖10是震動前后的地下水位線圖。從圖中可以看出,震后地下水位線上升,特別是在斜坡中部,這是因為在振動過程中,由于振動力導致孔隙水壓力激增,孔隙水壓朝上部消散,導致地下水向上滲流。

圖10 震后地下水位線(藍色線條)Fig.10 Groundwater level line after the earthquake (blue line)

(1) 孔隙水壓力增長分析

圖11是模型前緣、中部、后緣3個剖面不同監(jiān)測點在振動過程中的孔壓增長曲線。從圖中可以看出,在振動條件下地下水位線及以上部位孔隙水壓力均呈較規(guī)律的增長,且初始飽和度越高,孔隙水壓力增長響應越迅速。但位于基覆界面處的監(jiān)測點1、14、28的增長規(guī)律不同:監(jiān)測點1在前緣剖面處孔壓增量最大,而監(jiān)測點14、28在中部、后緣剖面處孔壓增量較小。

圖11 坡體不同部位孔隙水壓力增長特征與增量曲線Fig.11 Growth characteristics and increment curves of pore water pressure at different parts of the slope

對于坡體前緣部位[圖11(a)],飽和度越高孔壓增加響應越迅速;由于地下水位較淺,位于地下水位線以上各部位的土體孔壓增量較接近,且孔壓增量較大,基本達到250 kPa。在坡體中間部位[圖11(b)],地下水位線附近飽和度較高(0.6～1)的監(jiān)測點孔壓增量較大,當振動到1～2 s時孔壓基本達到最大值(370 kPa);隨著飽和度降低,孔壓增量迅速減小至170 kPa。坡體后緣部位[圖11(c)]的地下水位較深,振動過程中地下水位線變化相對較小,但由于地震加速度較大,位于地下水位線附近高飽和度(0.5～1)監(jiān)測點的孔壓也有較大增加,增量達250 kPa;隨著飽和度降低,孔壓增量迅速下降至60 kPa。

(2) 平均有效應力增長分析

圖12是坡體不同部位平均有效應力變化曲線。從圖中可以看出,斜坡前、中、后三個位置均有監(jiān)測點的平均有效應力下降至0,這是由于振動過程導致地下水線上升,原本飽和度較低的部位在振動過程中飽和度增加,使得平均有效應力降低。在這三個位置對應的監(jiān)測點飽和度范圍分別為:0.48～1、0.52～1、0.57～1。坡體前緣坡腳位置的地下水位埋深較淺,因此在振動過程中孔壓上升相對較大,該剖面上的土體有效平均應力基本能降低至0;斜坡中、后部位的土體由于地下水位埋深較大,在較大峰值加速度下孔壓也能增長至較大值,但只能使得高含水率土體平均有效應力降低至0。

圖12 坡體不同部位平均有效應力變化曲線Fig.12 Variation curve of average effective stress at different parts of slope

4 非飽和黃土層液化性能評價和機理分析

4.1 非飽和黃土層液化性能評價

根據(jù)模擬地震作用下的孔壓增長結(jié)果及Y方向上的應力變化結(jié)果,評價坡體不同部位、不同深度黃土的液化性能。一般來說,飽和黃土的液化判斷標準有兩種:(1)孔隙水壓力比≥0.7;(2)累積應變≥3%,且孔隙水壓力比≥0.2。本次數(shù)值模擬為有限元分析,無法模擬3%的大應變過程,所以主要采用第一個判別標準。

圖13是3個監(jiān)測剖面上時間與孔壓比(uw/σv)的關(guān)系曲線。從圖13(a)中可以看出,坡體前緣的監(jiān)測剖面上,最大孔壓比約為1,各監(jiān)測點最大孔壓比大部分達0.7以上,說明在該地震加速度下坡體前緣大部分都可發(fā)生液化。坡體中部的監(jiān)測剖面上[圖13(b)],最大孔壓比大于1,且對于高飽和度監(jiān)測點來說,孔壓比皆大于0.7,達到液化條件。坡體后緣的監(jiān)測剖面上[圖13(c)],最大孔壓比約為0.6,孔壓增長較小,基本不會發(fā)生液化,這是由于后緣地下水位較深,振動引發(fā)的變形較小,因此孔壓增長有限。

圖13 坡體不同部位時間與孔壓比關(guān)系曲線Fig.13 Variation curve of pore pressure ratio in different parts of the slope with time

對斜坡前緣的各監(jiān)測點分析可知,對于監(jiān)測點1～9,其孔壓比在整個振動中后期基本能達到0.7。根據(jù)飽和黃土液化的評判標準,認為該黃土層可能發(fā)生液化,其對應的初始飽和度范圍為68.3%～100%,對應深度范圍為14.4～33.5 m。

對斜坡中部的各監(jiān)測點分析可知,對于監(jiān)測點15～22,其孔壓比在整個振動中后期基本能達到0.7。根據(jù)飽和黃土液化的評判標準,認為該黃土層范圍內(nèi)可能發(fā)生液化,其對應的初始飽和度范圍為63.08%～100%,對應深度范圍為30～42 m。

對斜坡后緣的各監(jiān)測點分析可知,各監(jiān)測點孔壓比都無法達到0.7。根據(jù)飽和黃土液化的評判標準,認為其不能發(fā)生液化。

為驗證上述結(jié)果的可靠性,以 Seed 提出的初始液化(孔壓等于初始有效固結(jié)圍壓)作為液化判別標準,對斜坡中部試驗數(shù)據(jù)進行驗證分析。從圖14可以看出,對于監(jiān)測點15～20,其孔壓與初始有效圍壓的比值能達到1。根據(jù)Seed簡化判別法,可認為該黃土層范圍內(nèi)可能發(fā)生液化,其對應的初始飽和度范圍為73.80%～100%,對應深度范圍為33～42 m。

圖14 斜坡中部初始液化與時間關(guān)系曲線Fig.14 Relationship curve between the initial liquefaction at the middle part of slope and time

對采用兩種液化判別標準得出的結(jié)論進行對比,發(fā)現(xiàn)二者基本吻合,這也證明了本文結(jié)果的可靠性。

4.2 非飽和黃土層液化機理分析

基于上述研究成果,非飽和黃土層液化發(fā)生機理可以概括為:地震力作用下,飽和黃土層孔隙水壓力響應迅速,導致孔隙水壓力激增,孔隙水壓朝上部消散,地下水向上滲流,使得地下水位線以上的高含水率非飽和黃土層含水率增加,飽和度增高,抗剪強度降低,孔隙水壓力增加相對滯后;當孔壓比增長至0.7時,平均有效應力接近0,高含水率非飽和黃土層發(fā)生液化。

5 結(jié)語

(1) 通過室內(nèi)土-水耦合的有限元數(shù)值模擬軟件,得出斜坡在振動過程中地下水位線附近高含水率非飽和黃土的孔壓和平均有效應力變化規(guī)律:在地震作用下,斜坡前緣和中部地下水位線以上部位孔隙水壓力都有較大增長,斜坡后緣孔壓增長相對較小,三個部位均有監(jiān)測點的平均有效應力降低至0;

(2) 通過對黨家岔滑坡坡體三個部位振動過程中孔隙水壓力響應特征的分析,初步證實黨家岔滑坡高含水率非飽和黃土在地震作用下可發(fā)生液化,并得到其液化的深度范圍:斜坡前緣發(fā)生液化的初始飽和度范圍為68.3%～100%,對應深度范圍為14.4～33.5 m;斜坡中部發(fā)生液化的初始飽和度范圍為73.8%～100%,對應深度范圍為33～42 m;斜坡后緣不發(fā)生液化。

(3) 非飽和黃土層液化機理為:地震作用使得飽和黃土層孔隙水壓力增長響應迅速,導致孔隙水壓力激增并朝上部消散,地下水向上滲流,高含水率非飽和黃土孔隙水壓力增加相對滯后,使得地下水位線以上的高含水率非飽和黃土層含水率增加,飽和度增高;當孔壓比增長至0.7時,平均有效應力接近0,高含水率非飽和黃土層發(fā)生液化。