灌渠渗漏诱发的黄土滑坡泥流触发机理分析
习羽+李同录+邢鲜丽
摘要：20世纪70年代以来，中国黄土地区兴建了大量的灌溉系统，以促进农业生产。与此同时，由灌渠渗漏诱发的黄土滑坡也越来越多，并造成巨大的人员伤亡和经济损失。发生于2006年10月6日的陕西华县高楼村滑坡泥流就是由灌渠渗漏引发的。为了弄清楚此类滑坡泥流的触发机理，首先根据非饱和渗流理论，建立了滑坡发生前原始边坡模型模拟灌渠渗漏水分下渗的过程。为了了解边坡变形破坏的应力状态，取滑坡后缘原状黄土试样在饱和状态下进行不同应力路径的三轴试验，分别为模拟水位上升过程中潜在滑面上的应力路径试验和常规加载应力路径试验。结果表明：随着间歇性的渗漏水下渗，边坡内形成上层滞水并不断上升，使边坡内饱和区的孔隙水压力增加，非饱和区基质吸力减小；持续上升的水位引起了边坡土体的初始变形和破坏，土体结构破坏，产生超孔隙水压力；斜坡顶层黄土结构疏松，饱和含水率大于液限，使得饱和黄土由固态瞬间转化为流态，滑坡转化为泥流。
关键词：黄土；滑坡泥流；三轴试验；非饱和渗流；孔隙水压力；触发机理；灌渠渗漏；高楼村滑坡
中图分类号：P642.2文献标志码：A
Abstract： A lot of irrigation systems have been established to promote agricultural production since the 1970s in the loess area of China. At the same time， the loess landslides increase because of the canal leakage. Gaoloucun landslide， located in Hua county of Shaanxi， China， is one of those landslides. In order to find the initiation mechanism， based on unsaturated permeability theory， a finite element model of the prefailure slope was established to simulate the process of infiltration induced by water canal leakage. In order to find the stress state of slope failure， the loess samples were collected from the back edge of Gaoloucun landslide， and the triaxial tests of different stress paths under the saturation condition were performed. The triaxial tests include the stress path test on the possible sliding surface in the process of the increase of simulated water level， and the common load stress path test. The results show that because of the intermittent leakage， the perched water forms and rises in the slope， so that the pore water pressure in the saturated area increases， and the matric suction in the unsaturated area decreases； the rise of water level causes the initial deformation and damage， and the excess pore water pressure forms； the structure of loess soil at the top of the slope is loose， and the saturated water content is higher than the liquid limit， so that the saturated loess soil instantaneously changes from solid state to flow state， and the landslide is transformed into flowslide.
Key words： loess； flowslide； triaxial test； unsaturated seepage； pore water pressure； initiation mechanism； water canal leakage； Gaoloucun landslide
0引言
中国沉积黄土一般分布于干旱和半干旱地区，年降水量不超过650 mm。为了促进农业生产，自1970年以来在有条件的黄土地区修建了大量灌溉系統。然而灌溉或水渠泄漏引发了一系列黄土灾害，其中黄土滑坡最为频繁[15]，造成了严重的财产损失和人员伤亡。自1976年大面积灌溉至1993年底，陕西泾阳南塬发生滑坡、滑塌40余起，造成26人丧生、30人受伤、300间（孔）房（窑）被毁，超过167 km2耕地被毁，直接经济损失近1 000万元[6]；而甘肃永靖黑方台灌区自大面积灌溉以来发生滑坡灾害50余次，7人死亡，4人受伤，直接经济损失超过2 000万元[7]。黄土滑坡泥流是灌溉引发的滑坡灾害中的重要形式。在黑方台灌区主要滑坡类型中，滑坡泥流占滑坡总数的41%[8]。黄土滑坡泥流因其流经距离较远和覆盖面积较广，成为最具灾难性的滑坡地质灾害。
滑坡泥流在国外被称为流动性滑坡，中国黄土滑坡和黄土泥流一直是分别研究的。2007年，李同录等分析了黄土地区滑坡的运动特点，将黄土滑坡按运动学特征分为4类，即快速错落式滑坡、高速远程滑坡、低速蠕动滑坡和高速滑坡泥流[9]。但黄土滑坡泥流大部分是由灌溉或水渠泄漏引发的，在自然条件下鲜有发生，因此，对其触发机理的研究较少。早在1971年，Hutchinson等就发现具有疏松结构的斜坡土体在外荷载的作用下产生结构陷落，并形成不排水条件，孔隙压力增加，从而使滑坡呈现流动化[10]；武彩霞等通过试验以及IKONOS影像等对黑方台灌区黄土滑坡泥流发生机制进行了研究，发现灌溉使黄土顶部含水率升高，基质吸力降低，底部黄土饱和发生不完全排水剪切破坏，造成静态液化，从而形成黄土滑坡泥流[11]；蔺晓燕等利用Sassa K滑坡运动模型对陕西华县高楼村滑坡泥流进行了运动学模拟，反映了黄土滑坡泥流的流动过程[12]。本文以陕西华县高楼村滑坡为研究对象，通过对滑坡的现场调查建立非饱和渗流模型，模拟灌渠渗漏时水分下渗的过程，并利用三轴试验分析边坡变形破坏的应力状态，研究滑坡泥流的触发机理。
1高楼村滑坡概况
2006年10月6日，高楼村滑坡发生于陕西华县高楼村（图1）。滑坡如长舌状，从破坏区延伸至流通区和堆积区，形成区位于黄土塬边冲沟的顶端，后缘近垂直，呈圈椅状。滑体先向前滑动，之后沿着沟底向左拐再向下冲，停留在沟口。沟口有高楼村4个村民小组24户，该滑坡造成94间房屋倒塌以及7户12人死亡。滑体体积约为2.7×104 m3，从后缘至堆积区运行距离为320 m。只有薄层土留在源区和流通区，大部分物质滑移至沟口。该滑坡规模小但致灾性强，对其机理的研究有助于类似滑坡的排查和预警[1315]。
图2展示了高楼村滑坡全貌。从图2可以看出，滑坡后缘出露地层为晚更新世（Qp3）到中更新世（Qp2）沉积黄土的黄土古土壤序列。黄土结构松散，大孔隙和垂直节理发育。滑体沿第3层古土壤（S3）的顶部剪出。
2滑坡区黄土基本物理参数
从滑坡后缘顶部至底部每间隔2 m取原状土样进行室内试验，测量土体密度、天然含水率、相对密度、液限和塑限。通过计算得到孔隙比、干密度、饱和含水率和塑性指数。不同深度下土的物理性质指标见表1。
此外，根据场地条件，用双环法测定各黄土地层的渗透系数，在滑坡后缘选取地形平坦未受滑坡扰动地区作为试验场地，按照渗水试验的要求，安装试验装置，试验结果见表2。由表2可知，古土壤的渗透系数较黄土小，埋深越大，土体的渗透系数越小。孔隙比、液限、塑限、天然含水率及饱和含水率随深度的变化见表1。
从表1、2可知：L1、L2、L3地层黄土结构疏松，孔隙比大于0.900；古土壤层结构相对致密，孔隙比小于0.720。对比液限和饱和含水率可知：黄土层的饱和含水率远大于液限，当饱和黄土受到扰动时，土体容易从固态转变为液态，从而发生泥流；如果土层结构比较紧密，饱和含水率低于液限，当其被扰动时，土体会由固态变为塑性状态，只产生蠕动变形。因此，滑坡泥流只发生在结构相对松散的饱和黄土层中。
3灌渠渗漏入渗模拟
从图2可以看出，滑坡切断了位于坡顶的灌渠，灌渠下的黄土被浸湿，水分由灌渠渗漏，并下渗至滑坡底部，下部滑体浸水饱和。为了反映漏水过程中边坡水分场的变化，采用非饱和渗透模型模拟渗漏水的下渗过程。
非饱和渗流受水力特性和边界条件的影响。水力特性包括持水性和渗透性，持水性由土水特征曲线（SWCC）反映，渗透性取决于基质吸力及渗透系数函数（HCF）[1618]；边界条件包括灌溉时间、灌溉方式和透水、不透水边界等。
3.1土水特征曲线的确定
采用张力计法和烘干法测定各层土基质吸力与含水率，并拟合土水特征曲线；分别取L1、S1、L2、S2、L3、S3地层原状土样进行测试。试验步骤为：将原状土样削成25 cm×25 cm×25 cm立方体，在顶面正中钻一深8 cm、直径3 cm的圆孔，将张力计陶瓷头饱和并充满水插入孔中。为了保证张力计陶瓷头与土样完全接触，用与土样相同含水率的细沙填充张力计与孔壁的空隙，随后用橡胶膜将土样四周密封以防止水分蒸发。每间隔1 h记录张力计读数，当张力计读数稳定在0.5 kPa的误差内时，此读数即为该状态下的基质吸力。记录基质吸力值，解封土样并取小部分土样用烘干法测含水率，由此可得到一组含水率及其对应基质吸力值。将土样进行增湿，重复上述步骤，则可测得多组含水率及基质吸力值。试验所得各地层不同含水率下的基质吸力见表3。
由于张力计的测量范围为0～100 kPa，所以采用Fredlund&Xing公式[19]拟合试验数据，以得到更大范围内的土水特征曲线。公式为
式中：θw为体积含水率；θs为饱和体积含水率；ψ为基质吸力；a为与进气值有关的参数；n为与土的孔径分布相关的参数；m为与残余含水率有关的参数；e为自然对数2.718 28；C（ψ） 为修正因子；Cr为与残余体积含水率对应的基质吸力，通常取值1 500 kPa。
不同地层拟合的土水特征曲线见图3。
3.2渗透系数函数的确定
非饱和土渗透系数函数的确定是一个非常耗时费力的工作，盡管目前已有多种测试技术，然而测试结果的准确性却不尽如人意[2021]。目前，通常采用土水特征曲线和饱和渗透系数来拟合非饱和土渗透系数。本文利用表2中不同黄土层的饱和渗透系数与图3中土水特征曲线，根据Fredlund&Xing公式[19]来拟合非饱和土渗透系数曲线（图4）。
3.3非饱和渗流场的模拟
根据滑坡破坏前原始边坡的地质剖面，模拟分析灌渠渗漏引起的边坡中水分场的变化。模型的网格及边界条件见图5。该场地地下水位深，模型中每层土的初始含水率根据表1中的天然含水率确定。底层参数设置与S3地层相同。模拟中，通过土水特征曲线将含水率转换为基质吸力，作为模型初始条件。
灌渠仅在灌溉期有水流。据调查，灌渠每年灌溉4次，灌渠时间分别在5月、6月、8月和12月，每次灌溉期为1 d。根据原位渗透试验，灌溉期灌渠的单位流量渗流边界设置为0.6 m。模拟忽略了降雨的影响，只考虑灌渠泄漏引起的附加效应。
图6显示了1978、1980、1986和2006年孔隙水压力线和流线模拟结果。由图6可以看出：浸润线在较早年份（1978～1980年）向下移动，最后接近相对隔水层S3地层；自第4年起，浸润线在S3地层顶部横向移动，上层滞水面开始形成并不断上升（1986～2006年）。另外，从等势线可以看出，S3地层以下的
孔隙水压力随深度线性增加，而S3地层之上的孔隙
水压力则不随深度变化，而是受水分下渗的影响。随着水分的逐年下渗，上层滞水积累于相对隔水层S3地层之上，并持续上升；在灌渠停止灌溉期间，水位仍会继续上升，使边坡内饱和区的孔隙水压力增加，非饱和区基质吸力减小。根据饱和与非饱和土强度理论[22]，这两方面的原因造成了土体抗剪强度的减小，从而导致边坡失稳。
为了进一步研究孔隙水压力的变化，根据模拟结果，提取破坏面上节点A～K的孔隙水压力（图7），节点位置标于图5中。从图7可以看出不同年份滑动面上孔隙水压力自上而下的变化情况。前两年孔隙水压力变化不明显；到第3年时，边坡L3地层的孔隙水压力开始显著增加，说明水分入渗至L3地层，在S3地层顶部聚积；到第4年时，L3地层逐渐饱和，孔隙水压力大于0，说明上层滞水形成；第4年之后，L3地层继续饱和，但在S2地层及以上的地层，孔隙水压力随年份的增加趋于一稳定值。
4滑坡泥流触发机理试验
现场原位试验以及模拟结果表明，水位以上为非饱和区，水位以下（包括S3地层）为饱和区。边坡变形破坏的应力状态可以通过三轴试验模拟。由于饱和带是边坡失稳的关键部分，所以着重进行了饱和黄土的三轴试验。饱和带的孔隙水压力随水位的升高而增大，因此，试验中保持土样总应力状态不变，并增加孔隙水压力。
在滑坡后缘深度16 m处取原状土样（L3地层）。在测试中，给定侧压力系数（K0），加初始围压以及轴向压力对饱和土样进行各向异性固结。侧压力系数由GJYK0 固结仪测定，结果见图8。边坡的〖WTBX〗σ′[KG-30x]3σ′[KG-30x]1线侧压力系数等于043。其中，σ′[KG-30x]3[KG-30x]为有效侧向压力，σ′[KG-30x]1[KG-30x]为有效轴向压力。
将原状土样制成高度1250 cm、直径618 cm的圆柱形三轴试样。试验前将试样浸水抽真空饱和24 h，然后在三轴仪上加10 kPa反压，使孔隙水压力系数高于095[23]。
分别在围压100、200、300、400 kPa下将试样进行固结，与之对应，由侧压力系数所确定的轴向压力分别为232、465、697、930 kPa。试验过程中保持总应力状态恒定，同时增加孔隙水压力。
图9为试验应力路径。其中，有效平均主应力 有效偏应力 从图9可以看出：随着孔隙水压力的增大，應力路径由初始位置向左移动，意味着由水位上升引起的应力状态水平移动到破坏线；该应力路径下，黄土的内聚力接近0。当水位上升到一定程度，滑动面上的有效应力接近破坏线，斜坡处于临界状态。
边坡由稳定状态到临界状态是由静水压力的增长引起的；而在边坡破坏的瞬间，滑带上的黄土发生剪切，剪切作用在结构松散的黄土中可能导致超孔隙水压力；这与固结不排水剪切的工况类似，用饱和固结不排水三轴试验来证实。分别以100、200、300、400、500 kPa的围压对试样进行固结，固结完成后施加轴向应力进行剪切，剪切速率为0.004 mm·min-1，直到轴向应变达到20%结束。
由图10可以发现，随着变形的发展，超孔隙水压力逐渐增大，有效应力显著降低。当轴向应变范围为10%～15% 时，孔隙水压力达到一个峰值。围压为100、200、300、400、500 kPa时的孔隙水压力占总平均应力的50%、65%、83%、75%、72%。其强度远低于最初的临界状态，因此，饱和滑带土体可能会转变为流态。综合以上两种路径的试验结果， 陕西华县高楼村滑坡的触发机理可以分为两个阶段：首先是滑坡的触发，然后是滑坡转化为泥流。前者是由于地表水入渗在相对隔水层古土壤S3地层形成了上层滞水，滞水位上升形成饱和带，在外力作用下产生形变，使得上部地层应力重新分布，局部开裂或形成剪切面；后者是由于具有松散结构的黄土在上部地层开裂产生的荷载作用下发生剪缩，形成超孔隙水压力并产生液化，使饱和带呈现流动状态，产生高速流动。
5结语
（1）陕西华县高楼村黄土滑坡泥流是在特定的地形和地质条件下形成的，在地形上属于高位滑坡，发生滑动的浅层黄土结构松散，饱和含水率大于液限，土体饱和后一旦结构扰动，则由固态转化为流态。该区存在相对不透水层，在地表水下渗时发生截流，形成上层滞水。
（2）灌渠渗漏的非饱和渗流分析表明：地下滞水的形成是一个漫长的过程，由于间歇性的渗漏，地下水流入得多，流出得少，长期积累形成滞水位，使斜坡中的有效应力和强度发生改变。
（3）两种应力路径的三轴试验结果表明：上层滞水的水位上升触发滑坡滑动，松散黄土的剪切行为使得超孔隙水压力升高，饱和滑带土转化为流态，造成滑坡转为泥流并高速下滑。
参考文献：
References：
[1]王家鼎，惠泱河.黄土地区灌溉水诱发滑坡群的研究[J].地理科学，2002，22（3）：305310.
WANG Jiading，HUI Yanghe.Landslides in Crows Induced by Irrigated Water in Loess Area[J].Scientia Geographica Sinica，2002，22（3）：305310.
[2]张茂省，李同录.黄土滑坡诱发因素及其形成机理研究[J].工程地质学报，2011，19（4）：530540.
ZHANG Maosheng，LI Tonglu.Triggering Factors and Forming Mechanism of Loess Landslides[J].Journal of Engineering Geology，2011，19（4）：530540.
[3]董英，贾俊，张茂省，等.甘肃永靖黑方台地区灌溉诱发作用与黄土滑坡响应[J].地质通报，2013，32（6）：893898.
DONG Ying，JIA Jun，ZHANG Maosheng，et al.An Analysis of the Inducing Effects of Irrigation and the Responses of Loess Landslides in Heifangtai Area of Yongjing，Gansu[J].Geological Bulletin of China，2013，32（6）：893898.
[4]李文，龙建辉，李同录，等.陕西泾阳南塬黄土滑坡滑带土残余剪切强度特性[J].地球科学与环境学报，2012，34（4）：95101.
LI Wen，LONG Jianhui，LI Tonglu，et al.Residual Shear Strength Characteristics of Landslide Soil in Loess Landslide of Jingyang Southern Highland，Shaanxi[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2012，34（4）：95101.
[5]李萍，张波，李同录.黄土高原边坡特征与破坏规律的分区研究[J].地球科学与环境学报，2012，34（3）：8998.
LI Ping，ZHANG Bo，LI Tonglu.Study on Regionalization for Characteristic and Destruction Rule of Slope in Loess Plateau[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2012，34（3）：8998.
[6]雷祥义.陕西泾阳南塬黄土滑坡灾害与引水灌溉的关系[J].工程地质学报，1995，3（1）：5664.
LEI Xiangyi.The Hazards of Loess Landslides in the Southern Tableland of Jingyang County，Shaanxi and Their Relationship with the Channel Water into Fields[J].Journal of Engineering Geology，1995，3（1）：5664.
[7]王志榮，吴玮江，周自强.甘肃黄土台塬区农业过量灌溉引起的滑坡灾害[J].中国地质灾害与防治学报，2004，15（3）：4346，54.
WANG Zhirong，WU Weijiang，ZHOU Ziqiang.Landslide Induced by Overirrigation in Loess Platform Areas in Gansu Province[J].The Chinese Journal of Geological Hazard and Control，2004，15（3）：4346，54.
[8]许领，戴福初，邝国麟，等.黑方台黄土滑坡类型与发育规律[J].山地学报，2008，26（3）：364371.
XU Ling，DAI Fuchu，KUANG Guolin，et al.Types and Characteristics of Loess Landslides at Heifangtai Loess Plateau，China[J].Journal of Mountain Science，2008，26（3）：364371.
[9]李同录，龙建辉，李新生.黄土滑坡发育类型及空间预测方法[J].工程地质学报，2007，15（4）：500505.
LI Tonglu，LONG Jianhui，LI Xinsheng.Types of Loess Landslides and Methods for Their Movement Forecast[J].Journal of Engineering Geology，2007，15（4）：500505.
[10]HUTCHINSON J N，BHANDARI R K.Undrained Loading，a Fundamental Mechanism of Mudflows and Other Mass Movements[J].Geotechnique，1971，21（4）：353358.
[11]武彩霞，许领，戴福初，等.黑方台黄土泥流滑坡及发生机制研究[J].岩土力学，2011，32（6）：17671773.
WU Caixia，XU Ling，DAI Fuchu，et al.Topographic Features and Initiation of Earth Flows on Heifangtai Loess Plateau[J].Rock and Soil Mechanics，2011，32（6）：17671773.
[12]蔺晓燕，李同录，张子然，等.陕西华县高楼村黄土滑坡泥流的成因分析[J].工程地质学报，2013，21（2）：282288.
LIN Xiaoyan，LI Tonglu，ZHANG Ziran，et al.Causes of Gaoloucun Loess Flowslide in Huaxian County，Shaanxi Province[J].Journal of Engineering Geology，2013，21（2）：282288.
[13]邢鲜丽.灌溉诱发的黄土滑坡泥流形成机理及运动学模拟：以陕西华县高楼村滑坡为例[D].西安：长安大学，2013.
XING Xianli.The Mechanism of Irrigationinduced Flowslide and Its Motion Simulation：Taking Gaolou Village Landslide as the Research Object[D].Xian：Changan University，2013.
[14]LI T L，ZHAO J F，LI P，et al.Failure and Motion Mechanisms of a Rapid Loess Flowslide Triggered by Irrigation in the Guanzhong Irrigation Area，Shaanxi，China[C]∥WANG F W，MIYAJIMA M，LI T L.Progress of Geodisaster Mitigation Technology in Asia.Berlin：Springer，2012：421433.
[15]ZHANG D X，WANG G H，LUO C Y，et al.A Rapid Loess Flowslide Triggered by Irrigation in China[J].Landslide，2009，6（1）：5560.
[16]CHILDS E C，COLLISGEOGE N.The Permeability of Porous Materials[J].Proceedings of the Royal Society of A：Mathematical，Physical and Engineering Sciences，1950，201：392405.
[17]MARSHALL T J.A Relation Between Permeability and Size Distribution of Pores[J].Journal of Soil Science，1958，9（1）：18.
[18]KUNZE R J，UEHARA G，GRAHAM K.Factors Important in the Calculation of Hydraulic Conductivity[J].Soil Science Society of American Journal，1968，32（6）：760765.
[19]FREDLUND D G，XING A Q.Equations for the Soilwater Characteristic Curve[J].Canadian Geotechnical Journal，1994，31（4）：521532.
[20]DIRKSEN C.Soil Physics Measurements[M].Reiskirchen：Catena Verlag，1999.
[21]FREDLUND D G，RAHARDJO D H.Soil Mechanics for Unsaturated Soils[M].New York：John Wiley and Sons，1993.
[22]FREDLUND D G，MORGENSTERN N R，WIDGER R A.The Shear Strength of Unsaturated Soils[J].Canadian Geotechnical Journal，1978，15（3）：313321.
[23]SKEMPTON A W.The Porepressure Coefficients A and B[J].Geotechnique，1954，4（4）：143147.
收稿日期：20160509
基金項目：国家自然科学基金项目（41372329，41502286）；国家重点基础研究发展计划（“九七三”计划）项目（2014CB744701）
作者简介：习羽（1984），女，陕西咸阳人，工学博士研究生，Email：48162160@qq.com。
通讯作者：李同录（1965），男，甘肃正宁人，教授，博士研究生导师，工学博士，Email：dcdgx08@chd.edu.cn。
摘要：20世纪70年代以来，中国黄土地区兴建了大量的灌溉系统，以促进农业生产。与此同时，由灌渠渗漏诱发的黄土滑坡也越来越多，并造成巨大的人员伤亡和经济损失。发生于2006年10月6日的陕西华县高楼村滑坡泥流就是由灌渠渗漏引发的。为了弄清楚此类滑坡泥流的触发机理，首先根据非饱和渗流理论，建立了滑坡发生前原始边坡模型模拟灌渠渗漏水分下渗的过程。为了了解边坡变形破坏的应力状态，取滑坡后缘原状黄土试样在饱和状态下进行不同应力路径的三轴试验，分别为模拟水位上升过程中潜在滑面上的应力路径试验和常规加载应力路径试验。结果表明：随着间歇性的渗漏水下渗，边坡内形成上层滞水并不断上升，使边坡内饱和区的孔隙水压力增加，非饱和区基质吸力减小；持续上升的水位引起了边坡土体的初始变形和破坏，土体结构破坏，产生超孔隙水压力；斜坡顶层黄土结构疏松，饱和含水率大于液限，使得饱和黄土由固态瞬间转化为流态，滑坡转化为泥流。
关键词：黄土；滑坡泥流；三轴试验；非饱和渗流；孔隙水压力；触发机理；灌渠渗漏；高楼村滑坡
中图分类号：P642.2文献标志码：A
Abstract： A lot of irrigation systems have been established to promote agricultural production since the 1970s in the loess area of China. At the same time， the loess landslides increase because of the canal leakage. Gaoloucun landslide， located in Hua county of Shaanxi， China， is one of those landslides. In order to find the initiation mechanism， based on unsaturated permeability theory， a finite element model of the prefailure slope was established to simulate the process of infiltration induced by water canal leakage. In order to find the stress state of slope failure， the loess samples were collected from the back edge of Gaoloucun landslide， and the triaxial tests of different stress paths under the saturation condition were performed. The triaxial tests include the stress path test on the possible sliding surface in the process of the increase of simulated water level， and the common load stress path test. The results show that because of the intermittent leakage， the perched water forms and rises in the slope， so that the pore water pressure in the saturated area increases， and the matric suction in the unsaturated area decreases； the rise of water level causes the initial deformation and damage， and the excess pore water pressure forms； the structure of loess soil at the top of the slope is loose， and the saturated water content is higher than the liquid limit， so that the saturated loess soil instantaneously changes from solid state to flow state， and the landslide is transformed into flowslide.
Key words： loess； flowslide； triaxial test； unsaturated seepage； pore water pressure； initiation mechanism； water canal leakage； Gaoloucun landslide
0引言
中国沉积黄土一般分布于干旱和半干旱地区，年降水量不超过650 mm。为了促进农业生产，自1970年以来在有条件的黄土地区修建了大量灌溉系統。然而灌溉或水渠泄漏引发了一系列黄土灾害，其中黄土滑坡最为频繁[15]，造成了严重的财产损失和人员伤亡。自1976年大面积灌溉至1993年底，陕西泾阳南塬发生滑坡、滑塌40余起，造成26人丧生、30人受伤、300间（孔）房（窑）被毁，超过167 km2耕地被毁，直接经济损失近1 000万元[6]；而甘肃永靖黑方台灌区自大面积灌溉以来发生滑坡灾害50余次，7人死亡，4人受伤，直接经济损失超过2 000万元[7]。黄土滑坡泥流是灌溉引发的滑坡灾害中的重要形式。在黑方台灌区主要滑坡类型中，滑坡泥流占滑坡总数的41%[8]。黄土滑坡泥流因其流经距离较远和覆盖面积较广，成为最具灾难性的滑坡地质灾害。
滑坡泥流在国外被称为流动性滑坡，中国黄土滑坡和黄土泥流一直是分别研究的。2007年，李同录等分析了黄土地区滑坡的运动特点，将黄土滑坡按运动学特征分为4类，即快速错落式滑坡、高速远程滑坡、低速蠕动滑坡和高速滑坡泥流[9]。但黄土滑坡泥流大部分是由灌溉或水渠泄漏引发的，在自然条件下鲜有发生，因此，对其触发机理的研究较少。早在1971年，Hutchinson等就发现具有疏松结构的斜坡土体在外荷载的作用下产生结构陷落，并形成不排水条件，孔隙压力增加，从而使滑坡呈现流动化[10]；武彩霞等通过试验以及IKONOS影像等对黑方台灌区黄土滑坡泥流发生机制进行了研究，发现灌溉使黄土顶部含水率升高，基质吸力降低，底部黄土饱和发生不完全排水剪切破坏，造成静态液化，从而形成黄土滑坡泥流[11]；蔺晓燕等利用Sassa K滑坡运动模型对陕西华县高楼村滑坡泥流进行了运动学模拟，反映了黄土滑坡泥流的流动过程[12]。本文以陕西华县高楼村滑坡为研究对象，通过对滑坡的现场调查建立非饱和渗流模型，模拟灌渠渗漏时水分下渗的过程，并利用三轴试验分析边坡变形破坏的应力状态，研究滑坡泥流的触发机理。
1高楼村滑坡概况
2006年10月6日，高楼村滑坡发生于陕西华县高楼村（图1）。滑坡如长舌状，从破坏区延伸至流通区和堆积区，形成区位于黄土塬边冲沟的顶端，后缘近垂直，呈圈椅状。滑体先向前滑动，之后沿着沟底向左拐再向下冲，停留在沟口。沟口有高楼村4个村民小组24户，该滑坡造成94间房屋倒塌以及7户12人死亡。滑体体积约为2.7×104 m3，从后缘至堆积区运行距离为320 m。只有薄层土留在源区和流通区，大部分物质滑移至沟口。该滑坡规模小但致灾性强，对其机理的研究有助于类似滑坡的排查和预警[1315]。
图2展示了高楼村滑坡全貌。从图2可以看出，滑坡后缘出露地层为晚更新世（Qp3）到中更新世（Qp2）沉积黄土的黄土古土壤序列。黄土结构松散，大孔隙和垂直节理发育。滑体沿第3层古土壤（S3）的顶部剪出。
2滑坡区黄土基本物理参数
从滑坡后缘顶部至底部每间隔2 m取原状土样进行室内试验，测量土体密度、天然含水率、相对密度、液限和塑限。通过计算得到孔隙比、干密度、饱和含水率和塑性指数。不同深度下土的物理性质指标见表1。
此外，根据场地条件，用双环法测定各黄土地层的渗透系数，在滑坡后缘选取地形平坦未受滑坡扰动地区作为试验场地，按照渗水试验的要求，安装试验装置，试验结果见表2。由表2可知，古土壤的渗透系数较黄土小，埋深越大，土体的渗透系数越小。孔隙比、液限、塑限、天然含水率及饱和含水率随深度的变化见表1。
从表1、2可知：L1、L2、L3地层黄土结构疏松，孔隙比大于0.900；古土壤层结构相对致密，孔隙比小于0.720。对比液限和饱和含水率可知：黄土层的饱和含水率远大于液限，当饱和黄土受到扰动时，土体容易从固态转变为液态，从而发生泥流；如果土层结构比较紧密，饱和含水率低于液限，当其被扰动时，土体会由固态变为塑性状态，只产生蠕动变形。因此，滑坡泥流只发生在结构相对松散的饱和黄土层中。
3灌渠渗漏入渗模拟
从图2可以看出，滑坡切断了位于坡顶的灌渠，灌渠下的黄土被浸湿，水分由灌渠渗漏，并下渗至滑坡底部，下部滑体浸水饱和。为了反映漏水过程中边坡水分场的变化，采用非饱和渗透模型模拟渗漏水的下渗过程。
非饱和渗流受水力特性和边界条件的影响。水力特性包括持水性和渗透性，持水性由土水特征曲线（SWCC）反映，渗透性取决于基质吸力及渗透系数函数（HCF）[1618]；边界条件包括灌溉时间、灌溉方式和透水、不透水边界等。
3.1土水特征曲线的确定
采用张力计法和烘干法测定各层土基质吸力与含水率，并拟合土水特征曲线；分别取L1、S1、L2、S2、L3、S3地层原状土样进行测试。试验步骤为：将原状土样削成25 cm×25 cm×25 cm立方体，在顶面正中钻一深8 cm、直径3 cm的圆孔，将张力计陶瓷头饱和并充满水插入孔中。为了保证张力计陶瓷头与土样完全接触，用与土样相同含水率的细沙填充张力计与孔壁的空隙，随后用橡胶膜将土样四周密封以防止水分蒸发。每间隔1 h记录张力计读数，当张力计读数稳定在0.5 kPa的误差内时，此读数即为该状态下的基质吸力。记录基质吸力值，解封土样并取小部分土样用烘干法测含水率，由此可得到一组含水率及其对应基质吸力值。将土样进行增湿，重复上述步骤，则可测得多组含水率及基质吸力值。试验所得各地层不同含水率下的基质吸力见表3。
由于张力计的测量范围为0～100 kPa，所以采用Fredlund&Xing公式[19]拟合试验数据，以得到更大范围内的土水特征曲线。公式为
式中：θw为体积含水率；θs为饱和体积含水率；ψ为基质吸力；a为与进气值有关的参数；n为与土的孔径分布相关的参数；m为与残余含水率有关的参数；e为自然对数2.718 28；C（ψ） 为修正因子；Cr为与残余体积含水率对应的基质吸力，通常取值1 500 kPa。
不同地层拟合的土水特征曲线见图3。
3.2渗透系数函数的确定
非饱和土渗透系数函数的确定是一个非常耗时费力的工作，盡管目前已有多种测试技术，然而测试结果的准确性却不尽如人意[2021]。目前，通常采用土水特征曲线和饱和渗透系数来拟合非饱和土渗透系数。本文利用表2中不同黄土层的饱和渗透系数与图3中土水特征曲线，根据Fredlund&Xing公式[19]来拟合非饱和土渗透系数曲线（图4）。
3.3非饱和渗流场的模拟
根据滑坡破坏前原始边坡的地质剖面，模拟分析灌渠渗漏引起的边坡中水分场的变化。模型的网格及边界条件见图5。该场地地下水位深，模型中每层土的初始含水率根据表1中的天然含水率确定。底层参数设置与S3地层相同。模拟中，通过土水特征曲线将含水率转换为基质吸力，作为模型初始条件。
灌渠仅在灌溉期有水流。据调查，灌渠每年灌溉4次，灌渠时间分别在5月、6月、8月和12月，每次灌溉期为1 d。根据原位渗透试验，灌溉期灌渠的单位流量渗流边界设置为0.6 m。模拟忽略了降雨的影响，只考虑灌渠泄漏引起的附加效应。
图6显示了1978、1980、1986和2006年孔隙水压力线和流线模拟结果。由图6可以看出：浸润线在较早年份（1978～1980年）向下移动，最后接近相对隔水层S3地层；自第4年起，浸润线在S3地层顶部横向移动，上层滞水面开始形成并不断上升（1986～2006年）。另外，从等势线可以看出，S3地层以下的
孔隙水压力随深度线性增加，而S3地层之上的孔隙
水压力则不随深度变化，而是受水分下渗的影响。随着水分的逐年下渗，上层滞水积累于相对隔水层S3地层之上，并持续上升；在灌渠停止灌溉期间，水位仍会继续上升，使边坡内饱和区的孔隙水压力增加，非饱和区基质吸力减小。根据饱和与非饱和土强度理论[22]，这两方面的原因造成了土体抗剪强度的减小，从而导致边坡失稳。
为了进一步研究孔隙水压力的变化，根据模拟结果，提取破坏面上节点A～K的孔隙水压力（图7），节点位置标于图5中。从图7可以看出不同年份滑动面上孔隙水压力自上而下的变化情况。前两年孔隙水压力变化不明显；到第3年时，边坡L3地层的孔隙水压力开始显著增加，说明水分入渗至L3地层，在S3地层顶部聚积；到第4年时，L3地层逐渐饱和，孔隙水压力大于0，说明上层滞水形成；第4年之后，L3地层继续饱和，但在S2地层及以上的地层，孔隙水压力随年份的增加趋于一稳定值。
4滑坡泥流触发机理试验
现场原位试验以及模拟结果表明，水位以上为非饱和区，水位以下（包括S3地层）为饱和区。边坡变形破坏的应力状态可以通过三轴试验模拟。由于饱和带是边坡失稳的关键部分，所以着重进行了饱和黄土的三轴试验。饱和带的孔隙水压力随水位的升高而增大，因此，试验中保持土样总应力状态不变，并增加孔隙水压力。
在滑坡后缘深度16 m处取原状土样（L3地层）。在测试中，给定侧压力系数（K0），加初始围压以及轴向压力对饱和土样进行各向异性固结。侧压力系数由GJYK0 固结仪测定，结果见图8。边坡的〖WTBX〗σ′[KG-30x]3σ′[KG-30x]1线侧压力系数等于043。其中，σ′[KG-30x]3[KG-30x]为有效侧向压力，σ′[KG-30x]1[KG-30x]为有效轴向压力。
将原状土样制成高度1250 cm、直径618 cm的圆柱形三轴试样。试验前将试样浸水抽真空饱和24 h，然后在三轴仪上加10 kPa反压，使孔隙水压力系数高于095[23]。
分别在围压100、200、300、400 kPa下将试样进行固结，与之对应，由侧压力系数所确定的轴向压力分别为232、465、697、930 kPa。试验过程中保持总应力状态恒定，同时增加孔隙水压力。
图9为试验应力路径。其中，有效平均主应力 有效偏应力 从图9可以看出：随着孔隙水压力的增大，應力路径由初始位置向左移动，意味着由水位上升引起的应力状态水平移动到破坏线；该应力路径下，黄土的内聚力接近0。当水位上升到一定程度，滑动面上的有效应力接近破坏线，斜坡处于临界状态。
边坡由稳定状态到临界状态是由静水压力的增长引起的；而在边坡破坏的瞬间，滑带上的黄土发生剪切，剪切作用在结构松散的黄土中可能导致超孔隙水压力；这与固结不排水剪切的工况类似，用饱和固结不排水三轴试验来证实。分别以100、200、300、400、500 kPa的围压对试样进行固结，固结完成后施加轴向应力进行剪切，剪切速率为0.004 mm·min-1，直到轴向应变达到20%结束。
由图10可以发现，随着变形的发展，超孔隙水压力逐渐增大，有效应力显著降低。当轴向应变范围为10%～15% 时，孔隙水压力达到一个峰值。围压为100、200、300、400、500 kPa时的孔隙水压力占总平均应力的50%、65%、83%、75%、72%。其强度远低于最初的临界状态，因此，饱和滑带土体可能会转变为流态。综合以上两种路径的试验结果， 陕西华县高楼村滑坡的触发机理可以分为两个阶段：首先是滑坡的触发，然后是滑坡转化为泥流。前者是由于地表水入渗在相对隔水层古土壤S3地层形成了上层滞水，滞水位上升形成饱和带，在外力作用下产生形变，使得上部地层应力重新分布，局部开裂或形成剪切面；后者是由于具有松散结构的黄土在上部地层开裂产生的荷载作用下发生剪缩，形成超孔隙水压力并产生液化，使饱和带呈现流动状态，产生高速流动。
5结语
（1）陕西华县高楼村黄土滑坡泥流是在特定的地形和地质条件下形成的，在地形上属于高位滑坡，发生滑动的浅层黄土结构松散，饱和含水率大于液限，土体饱和后一旦结构扰动，则由固态转化为流态。该区存在相对不透水层，在地表水下渗时发生截流，形成上层滞水。
（2）灌渠渗漏的非饱和渗流分析表明：地下滞水的形成是一个漫长的过程，由于间歇性的渗漏，地下水流入得多，流出得少，长期积累形成滞水位，使斜坡中的有效应力和强度发生改变。
（3）两种应力路径的三轴试验结果表明：上层滞水的水位上升触发滑坡滑动，松散黄土的剪切行为使得超孔隙水压力升高，饱和滑带土转化为流态，造成滑坡转为泥流并高速下滑。
参考文献：
References：
[1]王家鼎，惠泱河.黄土地区灌溉水诱发滑坡群的研究[J].地理科学，2002，22（3）：305310.
WANG Jiading，HUI Yanghe.Landslides in Crows Induced by Irrigated Water in Loess Area[J].Scientia Geographica Sinica，2002，22（3）：305310.
[2]张茂省，李同录.黄土滑坡诱发因素及其形成机理研究[J].工程地质学报，2011，19（4）：530540.
ZHANG Maosheng，LI Tonglu.Triggering Factors and Forming Mechanism of Loess Landslides[J].Journal of Engineering Geology，2011，19（4）：530540.
[3]董英，贾俊，张茂省，等.甘肃永靖黑方台地区灌溉诱发作用与黄土滑坡响应[J].地质通报，2013，32（6）：893898.
DONG Ying，JIA Jun，ZHANG Maosheng，et al.An Analysis of the Inducing Effects of Irrigation and the Responses of Loess Landslides in Heifangtai Area of Yongjing，Gansu[J].Geological Bulletin of China，2013，32（6）：893898.
[4]李文，龙建辉，李同录，等.陕西泾阳南塬黄土滑坡滑带土残余剪切强度特性[J].地球科学与环境学报，2012，34（4）：95101.
LI Wen，LONG Jianhui，LI Tonglu，et al.Residual Shear Strength Characteristics of Landslide Soil in Loess Landslide of Jingyang Southern Highland，Shaanxi[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2012，34（4）：95101.
[5]李萍，张波，李同录.黄土高原边坡特征与破坏规律的分区研究[J].地球科学与环境学报，2012，34（3）：8998.
LI Ping，ZHANG Bo，LI Tonglu.Study on Regionalization for Characteristic and Destruction Rule of Slope in Loess Plateau[J].Journal of Earth Sciences and Environment，2012，34（3）：8998.
[6]雷祥义.陕西泾阳南塬黄土滑坡灾害与引水灌溉的关系[J].工程地质学报，1995，3（1）：5664.
LEI Xiangyi.The Hazards of Loess Landslides in the Southern Tableland of Jingyang County，Shaanxi and Their Relationship with the Channel Water into Fields[J].Journal of Engineering Geology，1995，3（1）：5664.
[7]王志榮，吴玮江，周自强.甘肃黄土台塬区农业过量灌溉引起的滑坡灾害[J].中国地质灾害与防治学报，2004，15（3）：4346，54.
WANG Zhirong，WU Weijiang，ZHOU Ziqiang.Landslide Induced by Overirrigation in Loess Platform Areas in Gansu Province[J].The Chinese Journal of Geological Hazard and Control，2004，15（3）：4346，54.
[8]许领，戴福初，邝国麟，等.黑方台黄土滑坡类型与发育规律[J].山地学报，2008，26（3）：364371.
XU Ling，DAI Fuchu，KUANG Guolin，et al.Types and Characteristics of Loess Landslides at Heifangtai Loess Plateau，China[J].Journal of Mountain Science，2008，26（3）：364371.
[9]李同录，龙建辉，李新生.黄土滑坡发育类型及空间预测方法[J].工程地质学报，2007，15（4）：500505.
LI Tonglu，LONG Jianhui，LI Xinsheng.Types of Loess Landslides and Methods for Their Movement Forecast[J].Journal of Engineering Geology，2007，15（4）：500505.
[10]HUTCHINSON J N，BHANDARI R K.Undrained Loading，a Fundamental Mechanism of Mudflows and Other Mass Movements[J].Geotechnique，1971，21（4）：353358.
[11]武彩霞，许领，戴福初，等.黑方台黄土泥流滑坡及发生机制研究[J].岩土力学，2011，32（6）：17671773.
WU Caixia，XU Ling，DAI Fuchu，et al.Topographic Features and Initiation of Earth Flows on Heifangtai Loess Plateau[J].Rock and Soil Mechanics，2011，32（6）：17671773.
[12]蔺晓燕，李同录，张子然，等.陕西华县高楼村黄土滑坡泥流的成因分析[J].工程地质学报，2013，21（2）：282288.
LIN Xiaoyan，LI Tonglu，ZHANG Ziran，et al.Causes of Gaoloucun Loess Flowslide in Huaxian County，Shaanxi Province[J].Journal of Engineering Geology，2013，21（2）：282288.
[13]邢鲜丽.灌溉诱发的黄土滑坡泥流形成机理及运动学模拟：以陕西华县高楼村滑坡为例[D].西安：长安大学，2013.
XING Xianli.The Mechanism of Irrigationinduced Flowslide and Its Motion Simulation：Taking Gaolou Village Landslide as the Research Object[D].Xian：Changan University，2013.
[14]LI T L，ZHAO J F，LI P，et al.Failure and Motion Mechanisms of a Rapid Loess Flowslide Triggered by Irrigation in the Guanzhong Irrigation Area，Shaanxi，China[C]∥WANG F W，MIYAJIMA M，LI T L.Progress of Geodisaster Mitigation Technology in Asia.Berlin：Springer，2012：421433.
[15]ZHANG D X，WANG G H，LUO C Y，et al.A Rapid Loess Flowslide Triggered by Irrigation in China[J].Landslide，2009，6（1）：5560.
[16]CHILDS E C，COLLISGEOGE N.The Permeability of Porous Materials[J].Proceedings of the Royal Society of A：Mathematical，Physical and Engineering Sciences，1950，201：392405.
[17]MARSHALL T J.A Relation Between Permeability and Size Distribution of Pores[J].Journal of Soil Science，1958，9（1）：18.
[18]KUNZE R J，UEHARA G，GRAHAM K.Factors Important in the Calculation of Hydraulic Conductivity[J].Soil Science Society of American Journal，1968，32（6）：760765.
[19]FREDLUND D G，XING A Q.Equations for the Soilwater Characteristic Curve[J].Canadian Geotechnical Journal，1994，31（4）：521532.
[20]DIRKSEN C.Soil Physics Measurements[M].Reiskirchen：Catena Verlag，1999.
[21]FREDLUND D G，RAHARDJO D H.Soil Mechanics for Unsaturated Soils[M].New York：John Wiley and Sons，1993.
[22]FREDLUND D G，MORGENSTERN N R，WIDGER R A.The Shear Strength of Unsaturated Soils[J].Canadian Geotechnical Journal，1978，15（3）：313321.
[23]SKEMPTON A W.The Porepressure Coefficients A and B[J].Geotechnique，1954，4（4）：143147.
收稿日期：20160509
基金項目：国家自然科学基金项目（41372329，41502286）；国家重点基础研究发展计划（“九七三”计划）项目（2014CB744701）
作者简介：习羽（1984），女，陕西咸阳人，工学博士研究生，Email：48162160@qq.com。
通讯作者：李同录（1965），男，甘肃正宁人，教授，博士研究生导师，工学博士，Email：dcdgx08@chd.edu.cn。
