元陽梯田滑坡泥石流災害鏈致災模式研究

李林,陳安,孔德彪,和江宏,楊子川,徐繼劉,付俊

(1.昆明理工大學國土資源工程學院,昆明 650093;2.云南銅業股份有限公司,昆明 650051;3.同濟大學土木工程學院,上海 200092)

1 前 言

元陽梯田位于哀牢山南部,地處中低山深切割地帶, 此地受元江、藤條江水系的深度切割,地形呈“V”字形發育,不易耕作,地表破碎, 平地極少,梯田隨山勢地形變化,面積大小不一。同時, 云南西部山區獨特的亞熱帶季風氣候對該梯田的形成和種植帶來了豐沛的降雨和熱量[1]。這樣一個地處高海拔山區、構造活躍、而且面對雨熱同季的氣候條件,對該環境下孕育地質災害提供了充足的條件[2]。

對于滑坡的研究,不論是從形成機理、風險預警和防治措施都有很多學者展開,對于大多數的滑坡形成機理都考慮到與降雨有關,外動力條件和人類活動對滑坡的影響也很多[3]。有部分學者對梯田邊坡進行研究,吳光杰等通過構建虛擬梯田邊坡并對其進行監測,結合原始滑坡資料預測出邊坡滑動的臨界參數,并進行預警[4]。在對滑坡的致災過程研究方面,李濱等[5]主要采用現場調查、數值模擬、穩定性分析的方式對坡體變形和致災過程進行分析,主要得出致災過程與極端降雨氣候有很大關系; Matja? Miko?等[6](2009)對 Slano Blato 滑坡進行調查分析之后,研究了滑坡由干旱時期到潮濕時期土顆粒的變化,并對地下水進行觀測,并進行了風險預警;Salee[7]等對泰國南部滑坡進行監測提出坡體滑動與降雨量、持續時間存在很深的聯系;李小琴等[8]、湯明高等[9]對邊坡失穩啟動和滑體破壞后的運動過程進行研究,主要考慮滑體所蓄積的能量和地形對滑動過程的影響,在此研究上對邊坡失穩后的致災范圍進行了評估;降雨是引發大多數邊坡失穩的主要原因,但是不同的邊坡地質條件也就造成了失穩機理,存在著很多差異,所以各種研究成果都有一定的研究意義,Paola Gattinoni, Ram Krishna Regmi ,L·Picarelli[10-12]等就主要考慮到降雨水量引發邊坡失穩的主要機理以及致災閾值,定量進行分析,并進行預警。在對滑坡啟動的物理模型試驗方面,林鴻州等[13]、趙建軍等[14]通過降雨對邊坡失穩的啟動進行模型試驗,對不同類型的邊坡通過改變坡角、降雨量等進行研究,得出了很多具有參考價值的結論;包小華等[15]對不同滲流條件下粉砂土質邊坡的失穩破壞進行研究,提出不同入滲邊界條件下邊坡土體局部由非飽和變為飽和狀態,最后在坡面形成不穩定區域塌落破壞;陳騰輝等[16]建立輸油管道和邊坡土體的相互作用模型分析天然及暴雨工況下,管道平行滑坡滑向穿越滑體時的成災機理。在對滑坡泥石流的成災機理方面,何元宵等[17]、江彬等[18]通過對野外滑坡泥石流資料收集、現場調查等手段系統研究了區內滑坡泥石流成災機理,根據滑坡泥石流成災機理采取針對性的防治措施,對防災減災具有重要意義。

在對滑坡災害的形成機理上,大多數學者采用模型模擬試驗,調節降雨量或者滲透條件觀察坡體變形破壞情況,總結坡體破壞的雨量閾值和破壞情況?；轮聻倪^程大多是對坡體破壞后的運動進行研究,不論是否在降雨條件下,主要對坡體蓄積的能量和坡體下部的地形情況有關,通過統計多個滑坡的運動過程推算坡體的致災范圍?；碌娘L險預警主要通過統計或者相似性試驗模擬得出降雨誘發坡體滑動的雨量閾值和持續時間,進行風險評估和預警。

梯田邊坡滑動后會對下方梯田造成損毀,遇到后期持續強降雨還會使得泥沙繼續沿山坡運動,造成損失。元陽梯田作為世界遺產,發生破壞之后,所造成的損失是不可估量的,不論從防災減災還是遺產保護來說,它的研究都是很有意義的。論文主要通過對災后滑坡進行現場精細化調查,結合室內模擬試驗,對滑坡泥石流形成演化過程進行分析,總結其致災模式。

2 研究區工程概況

元陽梯田老虎嘴景區位于元陽縣攀枝花鄉北東部,管理中心地處東經102°44′40.92″,北緯:23°04′33.85″,(位置如圖1);包括勐品、硐浦、阿勐控、保山寨等近800 hm2梯田,是元陽梯田地勢最險峻、氣勢最恢宏、布局最壯觀、面積最大的梯田景區?；滦纬芍笤诔掷m強降雨作用下迅速演變為泥石流沿溝谷區繼續運動,沖毀梯田,使得遺產區破壞巨大,景區損失嚴重?；律喜坎环€定斜坡也產生明顯拉張裂縫,主干道二級公路發生明顯沉降,嚴重威脅景區建筑安全。

圖1 元陽梯田滑坡位置示意圖

2.1 地形地貌植被

研究區地形兩側高,中間相對低洼(圖2),上部植被茂密,下部為景區核心梯田?；缕孪?40°,主軸長約167 m,滑坡范圍內地形坡度在20°～40°之間,坡面不平整,局部近似直立?；麦w發生滑移之后,地貌改變,兩側植被稀疏,多為梯田。

圖2 滑坡體形態特征

2.2 地層巖性

經現場調查和勘察顯示,研究區范圍內地層巖性為第四系耕植土層、殘破積層及下伏片麻巖。第四系耕植土層呈褐色,結構松散,濕,成分由粘性土、全風化片麻巖及少量植物根系組成,分布于滑坡兩側邊緣地帶。第四系殘破積層粉質粘土呈黃褐色,軟-可塑,濕,成分由粘性土、全風化片麻巖及少量強風化片麻巖碎石、角礫組成,主要分布于滑坡兩側邊緣地帶。片麻巖呈褐灰色,硬塑,濕,上部多呈土塊狀,原生結構明顯,由地表向下由土塊狀全風化向中風化改變,普遍分布于坡體地帶。

2.3 水文地質條件

研究區屬云南高原中亞熱帶山地季風氣候區。氣候呈現垂直分布,年平均氣溫16.4℃,年降雨量1 397.6 mm,降水集中在5～10月,春季降水較少,強降雨前會出現極度干旱。研究區后緣見兩處出水點。地下水位深度1.80～10.90 m,水位受土巖結合面的影響較大,多位于土巖結合部附近?；瑒用嫖挥谕翈r結合部的可能性大。

3 滑坡體形態結構特征

滑坡區現狀圈椅狀地形明顯,總體上坡體地形較陡,滑坡堆積體較厚;滑坡后緣及兩側邊界明顯,形成一定高度的陡坎,后緣可見基巖出露;依據勘察資料及現場調查資料綜合分析,確定滑動面為土巖結合面。

滑體主要由強-中等風化片麻巖塊石、碎石、角礫及粘土組成(圖3),其中塊石、碎石和角礫綜合含量大于60%,滑坡體原有厚度一般3.90～10.30 m,平均約7.00 m左右。

圖3 滑體結構特征

滑坡發生季節正值旱季結束、雨季開始時段,而在經歷了將近5個月的旱季之后,突然迎來暴雨天氣,使得在自然狀態下穩定的梯田區邊坡受水的地質作用影響而發生滑動,坡體滑動后在降雨影響下沿著下部梯田區繼續運動,形成泥石流,沖毀田埂,對梯田區形成侵蝕(圖4),并在下游地勢稍緩處形成堆積區(圖5)。梯田區滑坡發生后,滑坡體上部坡體臨空面增大,形成不穩定斜坡,并發生一定沉降,后緣明顯可見拉張裂縫(圖6)。

圖4 流通區梯田被侵蝕

圖5 泥石流下游堆積區掩埋梯田

圖6 不穩定斜坡后緣裂縫

4 強降雨邊坡試驗模擬分析

4.1 試驗介紹

強降雨條件下梯田區邊坡試驗方案主要考慮模型制作、降雨設施和過程監測幾方面,結合滑坡發生的實際情況,才可確定試驗方案。按照元陽梯田滑坡區的實際情況,邊坡模型制作地形坡度取20°,方便布置梯田,基于地形堆積成整體45°坡角的邊坡,下部根據元陽梯田情況布置梯田大約10級。試驗選用模型槽分為邊坡部分和梯田部分,其中邊坡模型選用尺寸為1 000 mm×1 000 mm×1 000 mm,梯田區模型選用尺寸為2 000 mm×1 000 mm×500 mm。試驗用土為元陽梯田研究區范圍內巖土體?？紤]發生滑坡時為大暴雨情況,所以本次試驗選取降雨工況為120 mm/h(工況一)和60 mm/h(工況二),模擬持續暴雨天氣和中雨天氣下坡體滑動過程以及破壞影響范圍。監測設備主要有高速攝影儀、錄像設備、張力計(基質吸力)傳感器3個和體積含水率傳感器2個。試驗進行過程中,觀察坡體破壞過程是否一致。期間觀測坡體形態特征變化,并進行地表流速測定。

4.2 邊坡模型參數選用

邊坡模型采用人工方式堆填擊實(圖7),考慮相似性原理之后,結合元陽梯田所處工程地質條件,坡體沿模型長度1 000 mm,寬度1 000 mm,高度600 mm,坡體依照地形坡度為20°布置,邊坡整體坡度控制為45°。土體在堆積過程中密實度通過相同擊實數來控制。土體初始參數(表1)保持一致。梯田邊坡模型結構及尺寸位置示意圖如圖8所示。

表1 試驗土體初始參數

圖7 梯田區邊坡試驗模型

圖8 梯田邊坡模型結構及尺寸位置示意圖

4.3 試驗結果分析

試驗共開展了3次降雨工況下固定坡度的模擬,工況一進行2次,工況二進行1次,工況一主要以試驗過程較好的第二次試驗結果為主進行分析。

工況一試驗開始后90 s左右產成坡面流,流量比較小,隨著試驗進行流量逐漸增大,并在10 min后保持穩定。15 min左右坡面出現明顯沖刷現象,泥沙在坡腳梯田形成淤積,隨著時間進行,沖刷逐漸加重,由于坡體碎石含量較重,90 min后坡面出現大量石塊使得沖刷變得很微弱。如圖9所示為15 min左右坡面受到降雨沖刷后大量碎石塊明顯出露。

圖9 坡面受降雨沖刷碎石出露明顯

降雨出現地表徑流后每隔20 min進行一次流速測定,測定方法通過高速攝影儀錄像,然后潑灑墨水,如圖10所示為試驗過程中潑灑墨水測速,主要選擇同一位置多次潑墨來計算出通過坡面固定距離所需時間。如圖11所示為試驗中所測地表水流速隨時間變化規律,在持續降雨作用下剛開始地表水流速較大,在之后的100 min內流速逐漸降低,降低后的100 min內流速逐漸保持穩定,200 min后流速緩慢上升且趨于穩定,直到發生災害鏈。

圖10 潑灑墨水測地表水流速

圖11 地表水流速隨時間變化規律

171 min坡體后緣開始形成兩條較小拉張裂縫,此時孔隙水壓力傳感器出現明顯上升;196 min坡體后緣現明顯沉降(圖12a),沉降位移為4.6 cm;205 min后緣拉裂縫變為一整條并逐漸加大(圖12b),裂縫長約64 cm,寬4.8 cm,深20.4 cm,且明顯可以看出坡體整體向前蠕動,逐漸覆蓋第一級梯田,前緣剪出口明顯。209 min坡體前緣出現局部小滑動,滑移距離34 cm,坡面出現碎石滾落現象;224 min坡面中部出現明顯裂縫(圖13a),裂縫長96 cm,最大深度51 cm;226 min出現滑坡體前半部分的大幅滑動(圖13b),滑塊沿主軸長度59 cm,滑移距離75 cm,在滑塊后緣形成巨大陡坎;229 min發生第二次滑動(圖14),可以看到土壓力傳感器讀數明顯下降,滑塊沿主軸長度32 cm,滑移距離117 cm,兩次滑動滑移面最大深度為63 cm,滑動速度明顯比第一次更快,坡體滑動之后迅速覆蓋前三級梯田;滑坡巖土體在持續降雨影響下演化為泥石流向下游梯田運移,梯田形成侵蝕破壞,大部分停留在第8級梯田以上,少量碎石移動速度極快,運動到第10級梯田。

圖12 坡體后緣出現明顯沉降和裂縫

圖13 工況一邊坡滑動前后特征

圖14 滑坡結束后形成泥石流

較工況一而言,工況二試驗中滑坡過程明顯放慢,236 min開始產生局部小滑動,264 min主體部分滑塊一開始滑動,滑移距離36 cm,后續經過70 min的時間陸續滑動,主要滑塊分為5次滑動,最大滑動距離72 cm,最大滑移面深47 cm,期間伴隨局部崩塌和碎石滾落?；潞螽a生泥石流運動并不強烈,經過持續降雨大部分泥石流到達6級梯田處,少部分碎石到達8級梯田,泥石流方量減少,對梯田侵蝕破壞能力降低。工況二滑坡后狀態如圖15所示。

圖15 工況二試驗滑坡后狀態

通過張力計傳感器(圖16)實時讀數可知,工況一在暴雨情況下基質吸力變化劇烈程度遠遠大于工況二?；|吸力初始值保持在3～9 kPa,這與邊坡中張力計埋設深度有關。工況一的初始數值較大,在降雨發生約70～100 min后大幅下降,逐漸趨近于0,并保持一定穩定,可以明顯看出200 min后出現很大變動,是由于坡體逐漸變形且發生滑動所導致的,J1和J2傳感器讀數明顯上升,這與坡體滑動之后大量巖土體位置變動有關,同時繼續降雨后傳感器數值又逐漸下降為0。工況二基質吸力變化則比較復雜,J1傳感器在降雨20 min后就迅速下降到0.8 kPa,保持一定波動;J2傳感器在150 min后才迅速下降到1.4 kPa,并在之后逐漸下降到1.0 kPa;J3傳感器則在80 min后逐漸下降到2.4 kPa,隨后迅速上升到3.7 kPa,考慮是地表沖刷到一定程度后泥沙被大量帶走地表水流速反而逐漸上升,入滲的雨水減少所致,可以明顯看出在260 min后坡體發生持續滑動,基質吸力變化比較劇烈,考慮是滑動前后大量雨水滲入所引起,試驗結束前基質吸力保持不斷變化,300 min后后緣坡體發生滑動引起基質吸力突然上升和下降,隨后持續降雨和匯水作用使得基質吸力降低。

圖16 基質吸力變化情況

5 滑坡泥石流災害鏈致災模式討論

5.1 試驗結果討論

由模型模擬試驗災害鏈形成演化過程可知,隨著降雨的進行,坡面首先被沖刷侵蝕,泥沙于坡腳梯田區逐漸堆積。按照試驗常理,隨著降雨的進行,坡面徑流流速會逐漸變快,但在本試驗中流速卻逐漸降低,分析原因為坡面受到地表徑流沖刷侵蝕后,并沒有形成水溝,反而使得被粘土覆蓋的碎石出露,碎石塊分布雜亂無章,使得徑流實際距離加長,進而石塊的阻礙使流速降低。試驗所用黏性土滲透系數很低,由于流速降低,使得更多地表水能夠滲透下去,加快水對邊坡的地質作用。

試驗進行不足3 h,坡體后緣見明顯拉裂縫且持續發生沉降,裂縫隨時間不斷變寬,前緣部分出現剪出口。這些受強降雨的影響而使得坡體滑動前出現的特征都可以作為災害預警很重要的標志。在遇到持續中雨天氣時,應該對周邊可能存在安全隱患的坡體進行長期監測,觀察是否會出現上述現象。試驗主要研究穩定強降雨作用下邊坡形態特征隨時間的發展,在工況一條件下226 min開始滑動,時間短,速度快,破壞力強;工況二條件下264 min開始滑動,滑體小,時間長,破壞力小。在干旱季節突然迎來暴雨及更大降雨量的天氣時,發生災害鏈所需要的時間更短。

根據試驗前后對邊坡巖土體體積含水率的測試發現,試驗前土體體積含水率為25%左右,發生滑坡時土體含水率為40%～45%,滑動后含水率迅速上升,形成泥石流后土體含水率最大可達到60%左右,并逐漸趨于穩定,說明邊坡發生滑動時土體并不飽和,滑動后隨著降雨持續進行演化為泥石流時土體才逐漸趨于飽和。

多次試驗結果發現泥石流影響范圍與現場實際情況相比偏小,可能原因如下:

(1) 試驗模型中選取地形坡度為20°,現場地形坡度為20°～40°,在坡度較大的地方,泥石流所蓄積的能量就比較大,運移距離也更遠。

(2) 試驗坡體滑坡后土石方量偏小,滑動面與預估相比上移了約10 cm,形成泥石流后運移距離明顯偏小。

(3) 泥石流匯水面積較小,試驗模型地形較平坦,現場地形坡度過渡大,匯水面積大,運移距離相比模型中也比較大。

若考慮以上3個主要因素,并進行推算,泥石流運移距離會增加很多,而且還有可能超過現場運移距離。泥石流在運移過程中速度先快后慢,有明顯的形成區、流通區和堆積區,對現場侵蝕作用比較明顯,局部受侵蝕后基巖出露。

5.2 致災模式討論

工況一試驗邊坡的破壞過程迅速,前后兩次滑動在4 min內結束,在實際情況中該地區極有可能在更短時間內完成滑動,滑動后掩埋前4級梯田,而且隨著降雨進行,剩余部分坡體也會發生局部小滑動,形成泥石流后大部分掩埋前8級梯田,少部分到達10級梯田。

結合元陽梯田現場和模擬試驗,從災害鏈成災過程來看,滑坡形成泥石流的過程可將泥石流分為局部泥石流、滑床泥石流和滑坡型泥石流。局部泥石流主要是坡體局部匯水較大且土體松散直接形成泥石流運移;滑床泥石流則是滑坡形成后滑床上松散物質在雨水作用下運動形成泥石流;滑坡泥石流分為局部滑坡泥石流和整體滑坡泥石流,都是各種滑坡形成的松散堆積物受降雨影響出現的流動?；罗D化為泥石流過程較為復雜,小部分是在滑移后直接轉化為泥石流,大部分滑坡堆積物先堆積于坡腳,而后在持續降雨作用下逐漸發生多次泥石流運移和匯集。

從致災程度來看,滑坡的破壞力要高于泥石流的破壞力?；滦纬珊?坡體后緣出現巨大陡坎,對地表破壞巨大?；麦w上部坡體形成不穩定斜坡,斜坡上部出現地表沉降和拉裂縫,存在很大安全隱患,威脅周邊景區和居住區安全,泥石流運移后主要掩埋和沖毀梯田,對經過的區域形成侵蝕,對世界遺產破壞巨大。從災毀影響來看,泥石流的影響范圍大于滑坡,滑坡影響范圍主要是梯田區上游,而泥石流從形成區到堆積區,影響范圍要大得多。

6 結論

對元陽梯田滑坡泥石流災害鏈進行野外精細調查和室內模型模擬,通過野外調查數據和模擬破壞過程分析,對梯田區災害鏈的致災模式進行研究,得出以下主要結論:

(1) 持續的降雨并不會帶走大量泥沙顆粒,雨水沖刷使得坡面碎石塊大量出露之后,地表水流速也會逐漸降低,更有利于地表水入滲。

(2) 通過室內模擬情況來看,持續中雨誘發坡體滑動所需時間更長,但也并未長很久,考慮是雨量小有利于降雨入滲所引起的,滑坡破壞力相比偏小。持續性暴雨誘發滑坡所需時間短,破壞力也比較大。

(3) 降雨是地質災害鏈形成的主要原因,致災模式主要分為滑坡致災和泥石流致災,滑坡破壞力較大,泥石流致災范圍較廣,不同區域致災程度差異較大。