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黄土地震滑坡的触发类型、特征与成灾机制

王兰民, 柴少峰, 薄景山, 王平, 许世阳, 李孝波, 蒲小武

王兰民, 柴少峰, 薄景山, 王平, 许世阳, 李孝波, 蒲小武. 黄土地震滑坡的触发类型、特征与成灾机制[J]. 岩土工程学报, 2023, 45(8): 1543-1554. DOI: 10.11779/CJGE20220531
引用本文: 王兰民, 柴少峰, 薄景山, 王平, 许世阳, 李孝波, 蒲小武. 黄土地震滑坡的触发类型、特征与成灾机制[J]. 岩土工程学报, 2023, 45(8): 1543-1554. DOI: 10.11779/CJGE20220531
WANG Lanmin, CHAI Shaofeng, BO Jingshan, WANG Ping, XU Shiyang, LI Xiaobo, PU Xiaowu. Triggering types, characteristics and disaster mechanism of seismic loess landslides[J]. Chinese Journal of Geotechnical Engineering, 2023, 45(8): 1543-1554. DOI: 10.11779/CJGE20220531
Citation: WANG Lanmin, CHAI Shaofeng, BO Jingshan, WANG Ping, XU Shiyang, LI Xiaobo, PU Xiaowu. Triggering types, characteristics and disaster mechanism of seismic loess landslides[J]. Chinese Journal of Geotechnical Engineering, 2023, 45(8): 1543-1554. DOI: 10.11779/CJGE20220531

黄土地震滑坡的触发类型、特征与成灾机制  English Version

基金项目: 

国家自然科学基金重点项目 U1939209

中国地震局地震科技星火计划项目 XH20058Y

中国地震局地震预测研究所兰州科技创新基地基本科研业务费专项项目 2020IESLZ06

详细信息
    作者简介:

    王兰民(1960—),男,博士,研究员,博士生导师,主要从事黄土动力学与岩土地震工程方面的研究工作。E-mail: wanglm@gsdzj.gov.cn

  • 中图分类号: TU435

Triggering types, characteristics and disaster mechanism of seismic loess landslides

  • 摘要: 基于现场调查勘探、无人机航测和大型振动台试验,系统研究了黄土地震滑坡的触发类型、特征与成灾机制。结果表明,黄土地震滑坡在空间分布、单体规模、致灾范围、平面形态、地形水文条件、地震动强度、土层厚度、与发震断层关系等方面具有显著特征。黄土地震滑坡从触发机理角度可划分为剪切型滑坡、液化型滑坡、震陷型滑坡三种类型。剪切型滑坡根据滑动面地层岩性可进一步分为黄土层内滑坡、黄土与泥岩接触面滑坡、切入基岩的切层滑坡;液化型滑坡可根据液化层位置划分为底部液化滑移型、表层液化泥流型、底-表层联合液化滑流型等。震陷型滑坡可根据坡体破坏形式细分为陷滑型、崩滑型等两种。本文可为黄土地震滑坡的风险评估与防控提供科学依据。
    Abstract: Based on the field investigation and exploration, unmanned aerial survey and large-scale shaking table tests, the triggering types, characteristics and disaster-generating mechanism of seismic loess landslides are systematically studied. The results show that the earthquake-induced loess landslides have their distinctive characteristics in spatial distribution, single size, influencing area, plane modality, topographical and hydrological conditions, seismic intensity, deposit thickness and relations to seismic faults. They can be classified into three types from the perspective of the triggering mechanism: shear landslides, liquefaction landslides and seismic subsidence landslides. The shear landslides can be further classified according to the lithology of the sliding surface strata into three types: landslides within a loess layer, landslides on the contact surface between loess and mudstone, and landslides cutting into bedrock. The liquefaction landslides can be divided according to the location of the liquefaction layer into three types: deep liquefaction sliding type, surface liquefaction mudflow, and combined deep-surface liquefaction type. The seismic subsidence landslides can be divided into two types of landslides, subsidence slide and avalanche slide, according to the damage modes caused by seismic subsidence. This study may provide a scientific basis for the risk assessment, prevention and control of loess seismic landslides.
  • 黄土高原地处中国南北地震带上,地质构造十分复杂,新构造活动强烈,是中国地震多发、地震岩土灾害严重的地区。据记载该地区历史上发生过8级及以上大震7次,5级及以上地震350多次、曾造成了140多万人死亡和重大经济损失。而地震引发的大规模黄土滑坡所造成的遇难人数可占到一次地震死亡人数的1/3~1/2[1]。根据《中国地震动参数区划图》(GB 18306—2015),在50 a超越概率10%的地震动参数区划中,黄土地区约1/2区域的地震动强度大于或等于0.2g,近80%的区域大于或等于0.15g。随着黄土高原地区城镇化和“一带一路”基础设施的大规模建设,对黄土地震滑坡成灾机制、风险评估和防治的需求凸显。

    众多文献和研究资料表明,1303年山西洪洞M8级地震[2]、1556年陕西华县M8级地震、1659年山西临汾M8级地震[3]等历史大震均引发大规模滑坡、液化滑移、震陷等灾难性岩土灾害。1920年海原MS8.5级地震引发成群连片的大规模黄土滑坡受到了当时赴现场考察的国际饥饿救助组织Close等[4]的高度关注。20世纪80年代以来,国内外专家学者针对典型黄土地震滑坡实例开展了大量的研究工作,在黄土地震滑坡的机理[5-7]、变形破坏[8]、危险性和滑距预测[9-11]、液化滑移与风险评估[12]等方面取得了颇有价值的研究成果。

    本文基于野外调查与勘察、无人机航测、大型振动台模型试验和数值模拟,系统研究并给出了黄土地震滑坡的触发类型、特征和成灾机制,以期为黄土地震滑坡风险评估与防治提供更具针对性的科学依据。

    黄土高原地区历次大震都曾引发过大规模的黄土滑坡,由于干旱气候和农牧业区地貌受自然环境和人为活动影响小的原因,大多数历史地震黄土滑坡至今保存完好,这为黄土地震滑坡研究提供了大量的天然研究现场。同时,在降雨、灌溉、地下水等水的作用和工程切坡、振动爆破等人类活动影响下也会引发黄土滑坡。如何甄别历史地震触发的黄土滑坡成为首先要解决的一个科学问题。通过长期研究,笔者提出了甄别黄土地震滑坡5个方面的方法:①依据史书记载和早期文献确定历史地震滑坡的区域和典型滑坡。例如,依据史书记载和地方志对山西洪洞和临汾、陕西华县、甘肃通渭等历史大震引发黄土滑坡的确定;依据图 1国际饥饿救助组织Close等[4]在1921年和中国地震局兰州地震研究所郭增建等[13]在1958年—1980年对1920年海原地震科学考察划定的地震滑坡密集区域及其典型滑坡的描述。②依据黄土地震滑坡的特征。如成群连片分布特征,低角度大规模滑坡和滑移(2°~20°),滑坡土体大部分冲出滑坡床,滑坡后壁长期坡积为20°~30°等。③访问当地居民、村民,确认具体滑坡是否为地震引发。④卫星影像资料识别与现场调查核实。⑤试验与数值模拟分析辅助验证。

    图  1  1920年海原大地震地震滑坡和灾害分布图(据Close等[4], 本文清绘)
    Figure  1.  Distribution of landslides and disasters induced by Haiyuan Ms 8.5 earthquake in 1920 (Upton Close, 1922, clearly drawn by the authors)

    图 2所示,黄土地震滑坡不仅规模大,而且具有滑速高、滑程远、灾害范围广的特点。大震和强震发生时,黄土地区都会有成群大量的黄土斜坡发生失稳破坏,引发大规模滑坡。本文通过对黄土地区历史上9次大震和强震(表 1)所诱发的黄土滑坡灾害现场调查研究发现,与其他因素引发的滑坡相比,地震诱发的黄土滑坡具有如下7个方面特征:①一次大震或强震引发大多数滑坡的单体规模大(滑坡区尺度在数百米至一千米以上)、空间分布范围广(分布区面积可达数千平方千米)、成群连片发育,危害性巨大;②在黄土梁、峁、塬边和高阶地地貌下,一般Ⅶ度区滑坡零星分布,Ⅷ度区多发分布,Ⅸ度及以上区域成群连片密集分布;③低坡度(2°~20°)黄土斜坡在Ⅷ度及以上烈度区也可失稳滑动,滑动土体大部分滑出滑坡床,滑速高,滑距远(数百米至一千米以上);④滑坡区平面形态具有多样性,表现为圈椅形、圆弧形、矩形、三角形、舌形、马蹄形等多种平面形态,滑坡后壁主要表现为圈椅形、圆弧形;⑤受地形、土层含水率等水文地质条件影响明显,黄土地震滑坡在塬边、单薄梁峁两侧、沟谷及水系两侧常呈线状、片状及带状密集展布;⑥地震动强度和黄土覆盖层厚度对滑坡的规模和滑坡平面形态具有明显的决定作用;⑦在黄土覆盖的极震区和断裂带周围滑坡往往集中分布,且滑坡多数发生在河流、沟谷的附近区域。

    图  2  1920年海原MS8.5级地震引发的大规模黄土滑坡
    Figure  2.  Large-scale loess landslides induced by Haiyuan MS 8.5 earthquake in 1920
    表  1  黄土地区9次大震和强震诱发的滑坡灾害
    Table  1.  Landslides induced by 9 great and strong earthquakes in Loess Plateau
    地震名称 震级 震中烈度 断裂性质 遇难人数 地震岩土灾害
    1303年洪洞地震 8.0 右旋走滑 20万 滑坡、液化滑移
    1556年华县地震 $ 8\frac{1}{4} $ 正断 83万 密集滑坡、震陷
    1654年天水南地震 8.0 左旋走滑兼正断 3.1万 密集滑坡
    1695年临汾地震 $ 7\frac{3}{4} $ 正断 5.3万 滑坡、液化滑移
    1718年通渭地震 7.5 逆冲 4万 密集滑坡
    1879年武都地震 8.0 XI 逆冲兼右旋走滑 2.2万 滑坡、崩塌
    1920年海原地震 8.5 左旋走滑 27万 密集滑坡、液化滑移
    1927年古浪地震 8.0 西段逆冲,东段正断 4万 密集滑坡
    2013年岷—漳地震 6.6 逆冲为主,兼具左旋走滑 12 滑坡、液化泥流
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    基于大量的现场调查、勘察测试、试验与数值模拟研究,本文将历史地震诱发的黄土地震滑坡按滑坡触发机理划分为:剪切型滑坡、液化型滑坡、震陷型滑坡。现对各触发类型滑坡特征与成灾机制分述如下。

    剪切型滑坡是指黄土斜坡在地震力的作用下,地震引起的动剪切力大于潜在滑带土的抗剪强度,斜坡土体内部发生剪切破坏,形成剪切滑裂面,斜坡土体在地震惯性力和重力联合作用下下滑,斜坡坡体后缘受拉张产生拉裂破坏,局部剪裂面贯通形成弧形剪切滑动面(带),继而滑动面上覆土体整体发生滑动。此类滑坡可根据滑动面所处地层岩性进一步分为黄土层内滑坡、黄土与泥岩接触面滑坡、切入基岩的切层滑坡,如图 3所示。其成灾机制为坡体中上部显著的地震动放大效应首先使坡体中上部产生剪切破坏,局部土体沿剪切面下滑,斜坡上部坡顶在土体下滑拉张和地震惯性力作用下产生拉张裂隙,在地震动持续作用和局部剪切破坏的中上部土体推剪下,中下部土体剪切破坏,贯通的剪切滑动面使上部滑动土体从坡脚高速滑出。此类滑坡的滑动土体大部分会冲出滑坡床,滑坡床中上部裸露,滑距一般为数百米,滑动面随地震动强度的增大而变深,滑动土体可填埋越过沟谷,冲到沟谷对岸,体积可达数百万立方米,覆盖面积一般达数十万平方米。

    图  3  剪切型黄土滑坡示意图
    Figure  3.  Schematic diagram of shear loess landslide

    此类滑坡一个典型的实例为1920年海原MS 8.5级地震在甘肃静宁县触发的孙家沟黄土层内剪切型滑坡,如图 4。该滑坡距震中约120 km,处于本次地震的IX度区,滑坡体长约700 m,宽350 m,滑坡土体达数百万立方米。该滑坡的天然坡角为17°,根据实测滑动面的斜坡稳定性分析结果表明,在震前的原斜坡静力稳定系数为1.76,是较为稳定的。在地震动作用下触发斜坡失稳滑动的临界水平峰值加速度为0.13g[14],而该滑坡处于此次地震的IX度区,水平峰值加速度可达0.4g,地震动强度足够造成斜坡土体的剪切破坏和土体的高速下滑。

    图  4  1920年海原8.5地震静宁孙家沟黄土层内剪切型滑坡
    Figure  4.  Shear landslide within loess strata at Sunjiagou in Jingning county induced by Haiyuan MS 8.5 earthquake

    液化型滑坡是指黄土斜坡不同部位的饱和黄土在强地震动作用下,孔隙水压力显著上升,有效应力降低,液化发生,液化土层形成滑动面(带),导致上覆非饱和土体滑移或自身形成泥流。此类滑坡滑动面一般为液化土层或液化土层与其上不透水层之间形成的瞬间水膜,滑距长,滑动范围大,滑移区一般为数平方千米,长度为一千米至数千米。液化型滑坡是地震动和水的共同作用导致,其变形失稳过程为:地震动作用下饱和土体孔压上升→局部变形→土体液化→液化土层或瞬间水膜形成滑动面引发上覆土体失稳滑动或斜坡表层液化土体形成泥流。液化型滑坡按照液化层位置可进一步分为底部饱和液化滑移(地下水)、表层饱和液化泥流(降雨、灌溉等)、底-表层联合液化滑流。现对其成灾机制分述如下:

    底部饱和型液化滑移成灾机制是深部土层因地下水而饱和,在地震动作用下底部饱和土层孔隙水压力显著上升,饱和土层液化,如果饱和土层上部存在古土壤层,上涌的孔隙水会在古土壤层受阻瞬间汇聚形成水膜,液化土层或瞬间水膜形成滑动面。导致上覆非饱和土体沿液化层或水膜向缓斜坡方向滑移,在地震力和液化土层上涌的共同作用下,往往形成波浪状的滑移地貌,如图 5中①所示。滑移土体的规模和侧向扩展取决于液化土层上覆土体的厚度、地震动的强度及液化土体周边地形地貌。

    图  5  液化型黄土滑坡示意图
    Figure  5.  Schematic diagram of liquefied loess landslide

    表层饱和液化泥流的成灾机制是表层土体因降雨、灌溉或排水而饱和,在地震动作用下,饱和土体孔隙水压力上升,造成表层土体液化,液化土体沿斜坡流滑,形成长距离泥流,如图 5中②所示。由于降雨、灌溉或排水在地表饱和的土层厚度一般在2~3 m,因此,此类泥流影响区呈狭长状,覆盖薄,面积小。

    底-表联合型液化滑流的成灾机制是斜坡土体既存在地下水饱和的底部土层,又存在降雨、灌溉或排水等饱和的表层土体,在地震动作用下,往往底部饱和土体首先液化,造成其上非饱和斜坡土体失稳滑动,滑动过程中表层土体液化形成泥流,长距离滑流,如图 5中①+②所示。此类联合型滑流一般分为两个阶段:第一阶段底部液化层之上的非饱和滑动土体滑距较短,但滑动土体规模大;第二阶段在非饱和土体滑动停止后,表层液化土层会继续沿斜坡以泥流形式向下流滑,滑距可达1 km之上,但泥流层薄,影响区域狭长。

    此类滑坡的2个典型实例分别为1920年海原MS8.5级地震在固原市石碑塬引起的底部液化型黄土滑移(图 6)和2013年岷县-漳县MS6.6级地震在永光村西滑坡引起的底-表联合型液化流滑(图 7)。石碑塬液化滑移区距海原8.5级地震震中约70~90 km,位于此次地震X度区内清水河谷南部石碑塬西北部的二、三级阶地和四级黄土塬上,地形缓倾斜角度为2°~3°,震前几天由于当地地下水位普遍上升至15 m深左右,使其下马兰黄土层(Q3)处于饱和状态,地震时滑移区处于X度区,在地震动作用下,第一古土壤层下部的砂质黄土层发生液化,孔隙水压力上升,液化物质上涌,当孔隙水上涌到第一古土壤层时,由于该层透水性差而受阻汇聚在第一古土壤层之下,可能瞬间形成一薄层水膜,水膜及其下部液化砂质黄土层成为大范围的滑动面(带),上覆土体在地震惯性力和2°左右缓斜坡下滑力的联合作用下,沿黄土塬缓斜坡倾斜方向向西北滑移。滑移土体由于运动中的拉裂破坏和液化物质上涌顶升耦合作用,使滑移土体在开裂部位形成波谷地形,在堆积部位形成波峰地形。滑坡后壁北高南低,北部高度20~30 m,南部高度3~10 m,主滑动方向330°,滑体厚10~30 m,土方量超过4000万m³,滑移区后壁及滑移区地貌如图 6所示。对黄土液化层的试验与反演计算表明,触发这一液化的地面水平峰值加速度为0.385g[15],该滑移场地处于X度区,地震动强度足以触发这一液化滑移。

    图  6  1920年海原MS 8.5级地震触发石碑塬黄土液化滑移[15]
    Figure  6.  Liquefaction-triggered loess landslide at Shibeiyuan during Haiyuan MS 8.5 earthquake in 1920[15]
    图  7  2013年岷县-漳县MS 6.6级地震永光村西底-表联合液化型黄土流滑
    Figure  7.  Mud flow and landslide at west Yongguang village induced by liquefaction in both bottom and surface layers during the Minxian-Zhangxian MS 6.6 earthquake in 2013

    永光村底-表联合型黄土液化流滑位于2013年7月22日岷县-漳县MS6.6级地震Ⅷ度区丘陵地带的风成黄土覆盖洪积扇上,距震中22 km,该液化流滑原天然斜坡角度为15°~22°,斜坡上层由坡顶到前缘主要为20~7 m厚的晚更新世(Q3)马兰黄土层,其下为风化砂岩,滑坡后壁处地下水位深度为16 m,使砂岩上2~3 m厚底部黄土层处于饱和状态。滑坡前21 d(7月1日至22日)的累积降雨量(126.3 mm)约为当月平均累积降雨量的两倍,使表层2 m深度范围内黄土饱和度高达95%。地震时,底部饱和黄土层首先液化触发斜坡失稳滑动,上部非饱和土体滑动近200 m后停止于平均坡度4.2°的堆积区,在此期间,表层饱和土层液化,液化的表层土体在地震惯性力和重力共同作用下沿坡角6°~10°的斜坡沟谷成泥流状下滑,两阶段总长度约1.22 km。第一阶段斜坡滑动区长142 m、宽110 m、厚6~12 m,堆积区长185 m;第二阶段泥流流滑区宽15 m、长892 m,滑坡区总致灾面积达45200 m2,如图 7所示。据底部液化层动三轴液化试验计算表明,触发液化的临界地面水平峰值加速度为0.2g(Ⅷ度)[16],而依据岷县地震台记录的强震记录和地形放大效应规律估算,该场地地震动强度为0.46g~0.72g,因此,地震动强度足以触发此黄土斜坡液化流滑。

    震陷型滑坡是指黄土斜坡体在强地震动作用下,坡体内部黄土孔隙结构受损,大中架空孔隙发生破坏,导致斜坡土体发生不均匀震陷和斜坡后部的张性裂隙,上部震陷土体对中下部土体形成附加堆载,在附加下滑力和地震惯性力的共同作用下,中下部土体产生短距离剪切滑动,上部土体陷落。此类滑坡的滑动土体大部分坐落在滑动面上,滑动面较浅,一般滑动土层厚度小于10 m,滑距较小,大多在100 m以内,影响范围较小。

    震陷型滑坡按原斜坡的震陷破坏形式可分为陷滑型和崩滑型两类。陷滑型滑坡往往发生在黄土梁、峁斜坡上,在地震动作用下上部震陷土体对中下部的堆载所产生的滑动面较缓,滑动土体大部分坐落在滑动面上,如图 8(a)。而崩滑型滑坡多发生在黄土塬边和高阶地前缘的陡坡上,在地震动作用下上部震陷土体堆载所产生的滑动面较陡或近乎直立,滑动土体大部分崩落于坡脚之下,如图 8(b)。震陷型滑坡的成灾机制为:由于坡顶和斜坡上部显著的地震放大效应首先会使斜坡上部黄土孔隙结构性破坏→显著残余应变产生→土体不均匀震陷错落→斜坡后部产生张性裂隙→梁峁斜坡中下部土体受上部震陷土体附加堆载和地震惯性力共同作用而短距离剪切滑出,上部土体陷落;而塬边、阶地等陡坡上部震陷土体则直接崩落。陷滑性滑坡形态随地震动强度增大可由阶梯状陷落演变为溃散性陷滑。与剪切型和液化型黄土滑坡相比,震陷型滑坡的致灾性较小,而崩滑性滑坡一般比陷滑型滑坡的致灾性更小。

    图  8  震陷型黄土滑坡示意图
    Figure  8.  Schematic diagram of seismic subsidence type landslide

    此类滑坡的2个典型实例分别为1920年海原MS8.5级地震在西吉县川儿里诱发的陷滑型黄土滑坡和1995年甘肃永登5.8级地震圪垯沟崩滑型黄土滑坡。川儿里滑坡位于1920年海原8.5级地震的X度区,滑坡平面形态呈圈椅形,滑坡体长239 m,宽131 m,原始坡高72 m,坡度22°,如图 9(a)所示。永登圪垯沟为表层崩滑型,滑坡平面形态呈斜弧形,滑坡体长35 m,宽约100 m,平均厚度5 m;原始坡高54 m,坡角59°;滑坡体坡角28°,如图 9(b)所示。对比两处滑坡,后者场地地震动强度小于前者,因此,上部土体崩落在斜坡体下方,滑距较短;前者滑动土体呈溃散性陷滑,滑距稍长。黄土震陷试验表明,西吉5 m深度黄土震陷破坏的临界地面水平峰值加速度(PGA)为0.13g,震陷系数为2.5%,当PGA为0.22g时,震陷系数可达9%。而这两个震陷型滑坡场地的地震动强度分别可达0.6g和0.4g,因此,地震动强度足以引起斜坡土体的严重震陷破坏。

    图  9  典型震陷型黄土滑坡
    Figure  9.  Seismic subsidence-triggered loess landslides

    为了验证上述剪切型、液化型、震陷型滑坡的成灾机制,本文分别设计实施了5组振动台模拟试验,试验验证了不同类型滑坡的触发机制及其特征。输入地震波优先选用触发模拟地震滑坡当地的地震加速度记录时程,对没有当地地震加速度记录的试验,按照地震烈度、峰值加速度、震中距等参数选取数值接近的其他地震动时程作为加载地震波。

    剪切型滑坡振动台试验设计了纯黄土层内和黄土-基岩接触面滑坡模拟试验各一组,针对不同土层结构坡体研究其在地震作用下的成灾机制。

    (1)黄土层内剪切型滑坡振动台试验

    试验以甘肃省静宁县孙家沟黄土剪切滑坡为模拟对象,模拟天然含水率为10%的均质黄土斜坡,斜坡原型高390 m,坡顶长135 m,坡底长630 m,坡宽420 m,平均坡度25°。几何相似比为1∶300,材料采用原型坡体的马兰黄土(Q3),通过控制密度、含水率与原型斜坡一致完成模型制备,然后逐级施加不同峰值的地震动,直至斜坡产生剪切破坏。

    图 10(a)所示,在水平和垂直双向汶川汤峪地震波作用下,斜坡上部后缘土体首先在坡顶部产生纵向裂隙,随着地震动峰值的不断增加,裂缝沿坡体中上部逐渐扩展,纵向裂隙不断加深。当加载地震动峰值加速度达到0.4g时,坡顶产生最大宽度约1 cm的多条裂缝,并且裂缝随着水平向地震动峰值的增加急剧增多、加宽,而竖向地震动峰值的增加,对裂缝扩展作用不明显。当水平向地震动峰值1.046g加载结束后斜坡模型侧面呈现出剪切破坏特征,斜坡模型顶部土体沿剪切面下滑,当地震动峰值达到1.4g时,坡体顶部出现一系列如图 10(b)所示的张性永久性变形破坏特征的拉张裂缝,坡体剪切滑裂面贯通,滑动土体沿剪切滑动面呈破碎状整体高速下滑,如图 10(c)所示。

    图  10  剪切型滑坡振动台试验宏观破坏特征
    Figure  10.  Macroscopic failure characteristics of shear landslidebased on shaking table tests

    (2)黄土-基岩接触面剪切型滑坡振动台试验

    试验以1654年甘肃天水M8.0级地震引发的礼县海头村黄土-风化泥岩交界面滑坡为模拟对象。天然含水率为10%,角度为25°,斜坡上覆土体为马兰黄土(Q3),下伏为第三纪泥岩,模拟斜坡原型高15 m,坡顶长22.5 m,坡面长70 m,坡宽35 m,平均坡度25°。根据材料相似理论及量纲分析分析法确定模型几何相似、材料物理力学相似、动力学相似参数为:$ {C_L} $=25,$ {C_\rho } $=1,$ {C_g} $=1,$ {C_\varphi } $=$ {C_\mu } $=$ {C_\varepsilon } $=1,$ {C_c} $= $ {C_E} $=$ {C_G} $=$ {C_\sigma } $=25,$ {C_t} $=5,$ {C_A} $=1。

    下伏红泥岩层模型材料采用水泥∶砂∶铁红粉∶黏土∶混合剂∶水=0.325∶15∶9∶0.5∶0.04∶1.8比例配合的材料模拟,并采用两种规格模具制作不同尺寸的基岩模拟块体。完成制作的配合材料物理力学参数如下:密度为2.0 g/cm3,黏聚力为90.6 kPa,内摩擦角为33.5°。在室温下放置3天左右达到预期强度后制作基岩层砌筑。上覆黄土采用马兰黄土(过1 mm筛)∶重晶石粉∶粉煤灰∶锯末(过0.5 mm筛)∶水=0.51∶0.2∶0.22∶0.02∶0.05配比的材料模拟,配合材料物理力学参数如下:密度为1.32 g/cm3,黏聚力为26.3 kPa,内摩擦角为19.8°,制作完成的试验模型和传感器布设如图 11所示。对斜坡模型施加汶川地震天水地震台记录的地震动水平与垂直分量进行双向振动台试验,图 12(a)试验结果表明,黄土-泥岩接触面坡体上覆黄土中不同高度测点的水平向加速度随高度增加而持续增大,在坡顶达到最大。而在下伏泥岩中,水平向加速度随高度的增大逐渐减小。分析对比不同截面加速度可知,相同埋深坡底段(测面1)峰值小于坡面段(测面2),坡顶段(测面4)峰值最大,如图 12(b)所示。从图 13可知坡底段(测面1)和坡面段(测面2)接触面处土体水平向土压力变化量均大于上覆黄土层中的压力,而坡顶段(测面3、测面4)接触面处土体水平向土压力变化量远远小于上覆黄土层中。黄土-泥岩接触面处,坡面段土体水平向土压力变化量最大,坡底段次之,坡顶段最小。

    图  11  黄土-基岩接触面剪切型滑坡振动台试验模型与传感器布设
    Figure  11.  Shaking table test model and layout of sensors for loess-bedrock interface shear landslide
    图  12  黄土-基岩接触面剪切滑坡不同位置加速度放大效应
    Figure  12.  Acceleration amplification effects of shear landslide on loess-bedrock interface at different locations
    图  13  黄土-基岩滑坡破坏时接触面和上覆黄土土压力分布
    Figure  13.  Soil pressure distribution of loess-bedrock interface and overlying loess during shear landslide failure

    黄土-泥岩接触面滑坡振动台试验宏观破坏结果如图 14所示。剪切型滑坡随斜坡高程增大,上覆黄土层动力响应具有显著的放大效应,垂直向地震动使模型产生纵向裂隙,纵向裂隙是斜坡表面土体破碎的主要原因;水平向地震动使模型产生剪切裂隙,剪切裂隙的产生和发展是斜坡整体失稳的主要诱因。坡体的破坏始于坡顶土体的竖向开裂,这主要是由于黄土坡体高程对地震动具有显著的放大效应,坡体顶部在遭受到大于中下部1.5~1.8倍的地震动时会首先破坏。对于黄土层内滑坡,上部土体破坏扩展至一定厚度土层时,会使中下部产生剪切破坏并形成贯通的滑动面,破坏土体高速下滑剪出。对于黄土-泥岩接触面型剪切滑坡,斜坡顶部张性裂缝向下延伸形成的开裂面和原本存在的黄土-泥岩接触面共同组成了黄土接触面型滑坡的滑裂面(带)。随地震动持续作用张性裂隙不断向坡体中下部扩展,使滑裂面沿接触面附近向下延伸贯通形成剪切滑动面,上覆滑体在水平地震惯性力和重力共同作用下从坡脚高速剪出,因此,剪切性滑坡的滑移距离长,滑移土体覆盖致灾范围大。

    图  14  黄土-基岩接触面滑坡振动台试验宏观破坏特征
    Figure  14.  Macroscopic failure characteristics of loess-bedrock shear landslide based on shaking table tests

    液化型滑坡振动台试验根据现场震例调查设计了底部注水饱和与表层降雨饱和两种模拟试验,分别模拟底部饱和液化滑移型和表层饱和液化泥流型两种情景。

    (1)底部饱和液化滑移型滑坡振动台试验

    底部饱和液化滑移型模拟试验以海原8.5级地震石碑塬液化滑移区为原型,以1∶100相似比制作缩尺模型。基于现场勘探调查获得的地质剖面建立自上而下为马兰黄土、第一古土壤层、饱和砂质黄土、第二古土壤层等4层组成的重塑土黄土塬模型。如图 15在模型不同层位布设了加速度传感器、孔隙水压力传感器及摄像机。模型上覆马兰黄土、第一、二古土壤层及砂质黄土层均取自石碑塬现场勘察探槽及对应地层的土体,使用底部密封模型箱完成砂质黄土层饱和。模型所用材料物理力学参数采用石碑塬现场和室内测试结果数据,如表 2。模型制作过程中根据各土层厚度按几何相似比缩尺分层夯筑,为保证结合面强度,每层结合面采取打毛处理。

    图  15  底部液化型黄土滑移振动台试验模型与传感器布设
    Figure  15.  Shaking-table test model for liquefaction at bottom-triggered sliding of loess deposit and layout of sensors
    表  2  底部饱和液化滑移型模型地层参数
    Table  2.  Stratum parameters of bottom saturated liquefaction slip model
    地层土样 取样深度/m 干密度/(g·cm-3) 含水率w/% 孔隙比 饱和度Sr /% 颗粒组成/%
    黏粒 粉粒 砂粒
    上部非饱和黄土层(Q3、Q4 6.5 1.35 5.51 1.12 13.36 13.15 77.99 8.86
    第一古土壤层(Q3 13.5 1.68 11.14 0.79 38.08 16.97 81.01 2.02
    饱和砂质黄土层(Q3 16.5 1.65 27.69 1.09 75.40 12.20 59.66 28.14
    第二古土壤层(Q2 35.5 1.72 26.82 1.00 72.82 13.22 66.21 20.57
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    试验施加地震动荷载为不同峰值的汶川地震卧龙地震波。当输入地震动峰值加速度为0.1g时模型无明显变化,当输入为0.2g时,饱和层砂质黄土层底部靠近第二古土壤层的砂质黄土发生局部液化,并出现分层现象。当输入地震动为0.3g时,液化层厚度进一步增大,上覆土层产生沉降,模型后部坡肩最大沉降量达1 cm。当输入地震动为0.6g时,沉降量无明显增大,模型中后部出现滑移向前的趋势,土层前移5 mm。当输入地震动为0.825g时,底部饱和砂质黄土层出现明显的分层现象,同时坡体中后部自坡肩位置向前滑移,饱和砂质黄土层下部液化层出现波浪状液化起伏隆起和低谷。当输入地震动为1.154g时,底部饱和砂质黄土层几乎完全液化,模型后部最大液化层厚度为12 cm,向前逐渐减薄,在距离模型前端1/3处又增厚。饱和黄土层孔隙水压力(PW1PW2)在滑移部位急剧增长,在不透水层(第一古土壤层PW3)破裂位置迅速下降,而在上覆黄土层(PW4)仅出现随加载地震动的波动,如图 16所示。坡体中后部沿坡肩向前饱和砂质黄土液化层整体出现波浪状起状,液化层上部非饱和土层在液化层托浮作用下向前滑移,上部非饱和土层滑移拉张裂隙和底部液化层波浪起伏状形态较好的再现了1920年海原地震时石碑塬液化滑移的过程和特征,如图 17

    图  16  液化型黄土滑坡饱和土层孔隙水压力增长趋势
    Figure  16.  Increasing trend of pore water pressure in saturated soil of liquefaction loess landslide base on shaking table tests
    图  17  底部饱和液化型黄土滑坡振动台试验宏观破坏特征
    Figure  17.  Failure characteristics of liquefaction at bottom-triggered sliding of loess deposit

    (2)表层饱和液化流滑型滑坡振动台试验

    以2013年岷县-漳县MS6.6级地震引发永光村西黄土斜坡表层饱和液化泥流为原型构建试验模型。根据原型与现有模型箱大小,确定几何相似比为1∶10,通过控制密度、含水率与原型斜坡一致,完成模型制作。制作过程将取自永光村滑坡场地对应土层的原状黄土碾碎筛分后配置为含水率、密度与原型土一致的重塑模型,模型土内摩擦角33°,黏聚力9 kPa,含水率6%,干密度为1.31~1.34 g/cm3,试验模型与传感器布设如图 18所示。

    图  18  表层液化流滑型滑坡试验模型尺寸与传感器布设
    Figure  18.  Sizes of shaking-table test model and layout of sensors for surface liquefaction-triggered sliding flow of loess slope

    试验输入地震波为2013年岷县-漳县6.6级地震岷县地震台记录的地震动加速度时程(岷县波),加载前通过人工降雨100 mm使表层饱和,然后施加逐级增大的岷县波直至模型表层出现液化流滑破坏。当输入地震波峰值加速度(PGA)至0.6g时,坡体上部和坡顶孔隙水压力急剧上升,并出现局部液化变形现象。在PGA为0.65g时,上部广泛液化土体在地震惯性力作用下产生流滑,出现液化泥流,与岷县永光村表层液化流滑呈显出相似的失稳流滑现象,如图 19

    图  19  表层饱和液化泥流型黄土斜坡流滑振动台试验宏观破坏特征
    Figure  19.  Macroscopic failure characteristics of liquefaction- triggered mud flow of loess slope with saturated surface based on shaking table tests

    图 20所示的孔隙水压力时程曲线表明,在输入水平地震动峰值为0.4g时,坡体内部孔隙水压力虽然有所增长,但主要为弹性孔压,仅在坡顶部有明显残余孔压发展,模型仅在上部表面出现细小裂缝;当输入水平地震动峰值增加到0.6g时,残余孔压除坡角部位外均急剧增长,坡体中下部和顶部增幅最大,坡体上部局部液化冒水变形现象出现;当输入地震动峰值增加到0.65g时,坡角和坡顶部残余孔压出现更大增长,坡体中上部广泛液化,表层形成泥流下滑。试验记录到的孔隙水压力增长规律较好地支持了观测到的液化泥流现象。同时,验证了黄土斜坡表层饱和液化型泥流的成灾机制。

    图  20  坡角至坡顶不同部位急剧增长的孔隙水压力
    Figure  20.  Dramatic increase of pore water pressures at different locations from slope foot to slope crest

    根据滑坡的现场调查,震陷型黄土滑坡分为陷滑型和崩滑型两类。其中,陷滑型占大多数,而且与崩滑型滑坡相比,陷滑型滑坡的危害性更大,因此,本项研究主要做了陷滑型滑坡的振动台模拟试验。

    以1920年海原8.5级地震在IX度区引发的西吉县对坡湾3号滑坡实例为原型设计了振动台试验模型和传感器布设,如图 21所示。斜坡模型由取自滑坡现场的均质马兰黄土Q3重塑而成,含水率为10%,干密度为1.45 g/cm³,黏聚力为11.7 kPa,内摩擦角为25°,该原型斜坡高20 m,坡底长70.5 m,坡顶长15 m,坡宽35 m,平均坡度为25°,滑坡土体为马兰黄土Q3。试验几何尺寸相似比为1∶25。

    图  21  黄土震陷性滑坡振动台试验模型与传感器布设
    Figure  21.  Shaking-table test model and layout of sensors for loess landslides due to seismic subsidence

    对天然含水率均质黄土斜坡模型输入汶川地震文县地震动加速度时程进行振动台试验,斜坡模型在地震动作用下的变形失稳表现出典型的震陷型滑坡特征,在水平峰值加速度为0.1g(VII度)地震动输入下,黄土斜坡坡顶前缘处出现最初的震陷裂缝;随着输入地震动的增强,在0.2g(VIII度)地震动输入下,斜坡顶部的震陷裂缝逐渐由坡肩向前推进,并形成一系列的震陷裂缝,与此同时,坡体中下部开始出现细小震陷裂隙;当输入地震动强度增加到0.4g(IX度)时,黄土斜坡坡顶出现明显震陷,上部土体下错,中下部土体压剪与震陷裂隙增多,土体破碎并沿坡面滑塌。同时,与坡面平行方向出现了一系列的剪切裂缝,并最终从坡脚口剪切滑出,如图 22。当输入地震动强度继续增大到1.0g(X度)时,震陷裂隙深度加大,更厚层土体受到破坏,形成更大规模的潜在滑动土体,其如图 23

    图  22  震陷型黄土滑坡振动台试验宏观破坏特征
    Figure  22.  Macroscopic failure characteristics of seismic subsidence- triggered loess landslide in shaking table tests
    图  23  基于应变观测的黄土斜坡震陷变形失稳过程
    Figure  23.  Seismic subsidence-triggered deformation and instability process of loess slope based on strain observation

    根据加速度传感器记录结果,震陷型滑坡地震动响应特征与剪切型滑坡具有相似之处,且放大效应与输入地震动卓越频率密切相关。这就从地震动放大效应角度为斜坡震陷及其裂隙首先出现在斜坡上部提供了试验证据。应变和土压力传感器记录为震陷变形、上部土体错落下滑、中下部土体受到上部附加堆载压剪滑出、形成陷滑型黄土滑坡的成灾机制与过程提供了观测数据支持。

    (1)按照其触发机制,将黄土地震滑坡划分为剪切型滑坡、液化型滑坡、震陷型滑坡3种类型,给出了相应的定义、成灾机制与特征。通过大型振动台试验模拟验证了3类滑坡的成灾机制及其特征。

    (2)剪切型滑坡根据滑动面所处的地层结构岩性可进一步分为黄土层内滑坡、黄土与泥岩接触面滑坡、切入基岩的切层滑坡;液化型滑坡按照液化层位置可细分为底部饱和液化滑移、表层饱和液化泥流、底-表层联合液化流滑;震陷型滑坡按原斜坡坡体破坏形式可细分为陷滑型、崩滑型。

    (3)剪切型滑坡的成灾机制为:坡体中上部显著的地震动放大效应首先使其产生剪切破坏,中上部土体沿剪切面下滑,上部坡顶在土体下滑拉张和地震惯性力作用下产生拉张裂隙,在地震动持续作用和中上部土体推剪下,中下部土体剪切破坏形成贯通的剪切滑动面,使滑动土体沿剪切滑动面从坡脚高速滑出。

    液化型滑坡是由地震动和水的共同作用触发,其成灾机制为:地震动作用下饱和土体孔压上升,有效应力降低,斜坡土体液化发生,液化土层本身或液化土层与其上部不透水层之间产生的瞬间水膜会形成滑动面,如果液化层位于斜坡底部,则常常引发上覆非饱和土体长距离滑移;如果液化层位于斜坡表层,则会引发沿斜坡表面的长距离泥流;如果斜坡底、表层都发生液化,则会出现底部液化层之上的土体滑移和表层泥流的同时发生。

    震陷型滑坡的成灾机制为:由于坡顶和斜坡上部显著的地震放大效应首先使斜坡上部黄土孔隙结构性破坏,上部土体震陷错落,斜坡后部产生张性裂隙,梁峁等缓斜坡地形条件下中下部土体受上部震陷土体附加堆载和地震惯性力共同作用而短距离剪切滑出,形成陷滑型震陷滑坡;而塬边、阶地边缘、沟谷岸坡等陡坡上部震陷土体则直接崩落,形成崩滑型震陷滑坡。

    上述3大类黄土地震滑坡中,剪切型滑坡的滑速高,规模大,滑距较长;液化型滑坡滑移区大,滑距长;这两种滑坡潜在危害性均较大。而震陷型滑坡的滑距短,规模小,其潜在致灾范围相对较小。

  • 图  1   1920年海原大地震地震滑坡和灾害分布图(据Close等[4], 本文清绘)

    Figure  1.   Distribution of landslides and disasters induced by Haiyuan Ms 8.5 earthquake in 1920 (Upton Close, 1922, clearly drawn by the authors)

    图  2   1920年海原MS8.5级地震引发的大规模黄土滑坡

    Figure  2.   Large-scale loess landslides induced by Haiyuan MS 8.5 earthquake in 1920

    图  3   剪切型黄土滑坡示意图

    Figure  3.   Schematic diagram of shear loess landslide

    图  4   1920年海原8.5地震静宁孙家沟黄土层内剪切型滑坡

    Figure  4.   Shear landslide within loess strata at Sunjiagou in Jingning county induced by Haiyuan MS 8.5 earthquake

    图  5   液化型黄土滑坡示意图

    Figure  5.   Schematic diagram of liquefied loess landslide

    图  6   1920年海原MS 8.5级地震触发石碑塬黄土液化滑移[15]

    Figure  6.   Liquefaction-triggered loess landslide at Shibeiyuan during Haiyuan MS 8.5 earthquake in 1920[15]

    图  7   2013年岷县-漳县MS 6.6级地震永光村西底-表联合液化型黄土流滑

    Figure  7.   Mud flow and landslide at west Yongguang village induced by liquefaction in both bottom and surface layers during the Minxian-Zhangxian MS 6.6 earthquake in 2013

    图  8   震陷型黄土滑坡示意图

    Figure  8.   Schematic diagram of seismic subsidence type landslide

    图  9   典型震陷型黄土滑坡

    Figure  9.   Seismic subsidence-triggered loess landslides

    图  10   剪切型滑坡振动台试验宏观破坏特征

    Figure  10.   Macroscopic failure characteristics of shear landslidebased on shaking table tests

    图  11   黄土-基岩接触面剪切型滑坡振动台试验模型与传感器布设

    Figure  11.   Shaking table test model and layout of sensors for loess-bedrock interface shear landslide

    图  12   黄土-基岩接触面剪切滑坡不同位置加速度放大效应

    Figure  12.   Acceleration amplification effects of shear landslide on loess-bedrock interface at different locations

    图  13   黄土-基岩滑坡破坏时接触面和上覆黄土土压力分布

    Figure  13.   Soil pressure distribution of loess-bedrock interface and overlying loess during shear landslide failure

    图  14   黄土-基岩接触面滑坡振动台试验宏观破坏特征

    Figure  14.   Macroscopic failure characteristics of loess-bedrock shear landslide based on shaking table tests

    图  15   底部液化型黄土滑移振动台试验模型与传感器布设

    Figure  15.   Shaking-table test model for liquefaction at bottom-triggered sliding of loess deposit and layout of sensors

    图  16   液化型黄土滑坡饱和土层孔隙水压力增长趋势

    Figure  16.   Increasing trend of pore water pressure in saturated soil of liquefaction loess landslide base on shaking table tests

    图  17   底部饱和液化型黄土滑坡振动台试验宏观破坏特征

    Figure  17.   Failure characteristics of liquefaction at bottom-triggered sliding of loess deposit

    图  18   表层液化流滑型滑坡试验模型尺寸与传感器布设

    Figure  18.   Sizes of shaking-table test model and layout of sensors for surface liquefaction-triggered sliding flow of loess slope

    图  19   表层饱和液化泥流型黄土斜坡流滑振动台试验宏观破坏特征

    Figure  19.   Macroscopic failure characteristics of liquefaction- triggered mud flow of loess slope with saturated surface based on shaking table tests

    图  20   坡角至坡顶不同部位急剧增长的孔隙水压力

    Figure  20.   Dramatic increase of pore water pressures at different locations from slope foot to slope crest

    图  21   黄土震陷性滑坡振动台试验模型与传感器布设

    Figure  21.   Shaking-table test model and layout of sensors for loess landslides due to seismic subsidence

    图  22   震陷型黄土滑坡振动台试验宏观破坏特征

    Figure  22.   Macroscopic failure characteristics of seismic subsidence- triggered loess landslide in shaking table tests

    图  23   基于应变观测的黄土斜坡震陷变形失稳过程

    Figure  23.   Seismic subsidence-triggered deformation and instability process of loess slope based on strain observation

    表  1   黄土地区9次大震和强震诱发的滑坡灾害

    Table  1   Landslides induced by 9 great and strong earthquakes in Loess Plateau

    地震名称 震级 震中烈度 断裂性质 遇难人数 地震岩土灾害
    1303年洪洞地震 8.0 右旋走滑 20万 滑坡、液化滑移
    1556年华县地震 814 正断 83万 密集滑坡、震陷
    1654年天水南地震 8.0 左旋走滑兼正断 3.1万 密集滑坡
    1695年临汾地震 734 正断 5.3万 滑坡、液化滑移
    1718年通渭地震 7.5 逆冲 4万 密集滑坡
    1879年武都地震 8.0 XI 逆冲兼右旋走滑 2.2万 滑坡、崩塌
    1920年海原地震 8.5 左旋走滑 27万 密集滑坡、液化滑移
    1927年古浪地震 8.0 西段逆冲,东段正断 4万 密集滑坡
    2013年岷—漳地震 6.6 逆冲为主,兼具左旋走滑 12 滑坡、液化泥流
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    表  2   底部饱和液化滑移型模型地层参数

    Table  2   Stratum parameters of bottom saturated liquefaction slip model

    地层土样 取样深度/m 干密度/(g·cm-3) 含水率w/% 孔隙比 饱和度Sr /% 颗粒组成/%
    黏粒 粉粒 砂粒
    上部非饱和黄土层(Q3、Q4 6.5 1.35 5.51 1.12 13.36 13.15 77.99 8.86
    第一古土壤层(Q3 13.5 1.68 11.14 0.79 38.08 16.97 81.01 2.02
    饱和砂质黄土层(Q3 16.5 1.65 27.69 1.09 75.40 12.20 59.66 28.14
    第二古土壤层(Q2 35.5 1.72 26.82 1.00 72.82 13.22 66.21 20.57
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  • 收稿日期:  2022-05-04
  • 网络出版日期:  2023-08-06

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