库水上升条件下不同土体类型岸坡渗流场特征_张国超.pdf

第41卷第5期 2013年10月 文章编号1001-1986201305-0056-06 煤田地质与勘探 COALGEOI正阳Y seepage field; reservoir water level rise; different geotechnical media; Van Genuchten model 岸坡渗流场的研究对确保水利水电工程建设的 顺利进行和坡体的稳定性评价都具有重大意义，特别 在意大利瓦依昂滑坡事件后，各国学者及地质工程师 开始重视人类工程活动与周围地质环境之间的相互 作用，掀开了库岸滑坡研究的新篇章。因此，人类进 行大中型水利水电工程建设和运行时，必须对库岸斜 坡的稳定性进行深入研究（1-2）。 三峡库区水位上升对滑坡稳定性的影响是当前 收稿日期2012-08-29 滑坡研究领域十分重要的课题，据统计40的水库滑 坡发生在水位上升时期。库水位上升过程中，必然引 起库区周边地区水文地质条件、地下水渗流场以及周 围滑坡岩土的物理力学性质的改变［坷，这些变化可能 导致较为稳定的边坡变得不稳定，也可能诱发老滑坡 重新复活。 近年来，很多学者在水位升降情形下对坡内渗流 场及坡体稳定性的影响进行研究。SdsonC4l和 基金项目国家重点基础研究发展计划（973计划）课题。011CB710604 作者简介张国超（1986一），男，河南滑县人，硕士研究生，从事斜坡岩土体稳定性评价及地质灾害防治等科研工作． ChaoXing 第5期张国超等库水上升条件下不同土体类型岸坡渗流场特征 57 Henke}[5l认为地下水的上升是导致边坡失稳的主要 原因；LIUHongyan[6l、宋坤、魏学勇等（7-10］对水位变 动条件下的渗流场进行了一系列的研究；刘才华川 对库水位上升条件下的边坡失稳机理进行分析； WANG Xinglin c川、刘新喜川、蒋秀玲［14］、赵信文（15］、 章广成（16］等对库水位升降作用下滑坡稳定性进行了 相关研究，但在理论上并未涉及不同类型土质坡体中 渗流场的对比分析和对内部孔隙水压力的监测研究。 库水位上升过程中岸坡内渗流场问题属非稳定 渗流问题，由于岸坡内渗流场随库水位的上升不断变 化，求解这样一个非稳定渗流场是非常复杂的问题。 为了取得岸坡内部渗流场随库水位上升的规律，本文 选取三峡库区某典型岸坡坡形作为研究基础，考虑土 体分别由粉质秸土、粉土、砂土和砾石土4种不同土 体类型之一组成，使用MATLAB对室内实验的数据 进行拟合，获得VanGenuchten模型（VG模型）中非饱 和土的非线性参数，使用SEEP/W模拟岸坡内部渗流 场，并监测设定高程为165m和155m剖面孔隙水压 力随库水位上升的变化情况，以期能对岸坡地质灾害 的防治提供理论参考。 1 非饱和土VanGenuchten计算模型 基质吸力是土壤学中的一个重要概念（17］，通常 把土体的持水能力叫做基质吸力。被引人非饱和土力 学后建立了一系列非饱和土抗剪强度理论公式和本 构模型。根据近年来的研究表明，在研究非饱和土的 问题中，基质吸力的问题是研究非饱和土中应力分 布、地下水渗流等的核心问题。 lf/Ua -Uw } 式中Ua为空隙气压力；Uw为空隙水压力。 土水特征曲线描述了基质吸力随土体含水量变 化而变化的关系，其形状直接关系到非饱和土体的 渗透性，但直接测定其形状具有成本高、繁杂等缺 点，所以采用经验公式法预测土体水分特征曲线越 来越受到重视。VanGenuchten 1980年根据测出的土 水特征曲线提出了体积含水量和基质吸力的关系 式。该式几乎适用于所有的土体类型，并以土体饱 和时吸力为零。VG模型公式（18］如下 I B. -B. I B. s r hO θw＝‘［I＋（αIf/tr 2 ｜码h二三0 式中θw为体积含水率；B.饱和体积含水量；Jr残 余体积含水量；α为与进气值有关的参数；n为在基 质吸力大于进气值后与土体脱水速率有关的土参 数；m1-1/n。 Mualeml978年i19］提出了体积含水量和非饱和 渗透性系数之间的关系式 row dB. 12 } -{} {5 I Jo万且I k（仇）＝ι11｜一一」一｜3 lθ.－冉）I r忖生｜ 飞JO If/ 将式（2）代人式（匀，可以得到岩土体的渗透性函 数解析式 ｜ι｛［1－αv仲咄＋（αlf/trm}2-O k [1＋αlf/tr12’（4 lιh二主o 式中k.为饱和渗透系数，其余参数意义同式（2）。 一般将VanGenuchten提出的土水特征曲线式 2）和渗透性系数式（4）称为VanGenuchter山.fualem 模型。 2 数值计算与分析 库水位上升引起了地下水渗流场的变化，其过 程是以库水为主导因素，库水补给地下水导致地下 水位升高的过程。然而对于不同的岩土体，随着库 水位的上升，岸坡内水运移的方式千差万别。在岸 坡逐渐浸没的过程中，原浸润线以上区域逐渐由非 饱和区向饱和区过渡，最终达到水均衡。对于不同 岩土体在库水上升过程中岸坡内水运移的规律值得 探讨和研究。 采用有限元软件SEEP/W建立二维饱和－非饱 和渗流数值模型，岸坡土体由前述4种岩土介质之 一组成，研究库水位匀速上升情形下坡体内部的渗 流规律。 2.1 岸坡模型的选取 选取三峡库区马家沟岸坡为研究基础，采取主剖 面（图l}f字为计算剖面和渗流计算模型，岸坡长约570m, 高约280m，前缘为长江，下部基岩主要为石英砂岩， 上覆土体。为了研究不同土体类别条件下岸坡体渗流 场特征，在库水匀速上升条件下，分别开展前述4 种土体介质的渗流场特征研究，并分别建立坡形和基 岩相同但土体介质不同的4种计算模型。 270 基耳； 110 0 40 80 120而0200 240 280 320 360 400 440 480 520 560 水平距离Im 图l水库岸坡力学计算模型 Fig. l The mechanical calculation model of the reservoir slope ChaoXing 58 煤田地质与勘探第41卷 2.2 土水特征曲线 土水特征曲线的形态反应了饱和－非饱和士的本 质特征，并影响土体非饱和渗透系数，所以土水特征 曲线的研究是渗流分析的前提。库水位上升过程是岸 坡岩土体吸湿逐渐饱和的过程，所以选取土水特征曲 线为吸湿曲线。 分别选取前述4种代表性土质类型，根据室内实 验测得其基质吸力和体积含水量的关系（表1、表2）。 使用MATLAB中的lsqcurvefit函数求得VG模型土 水特征参数如表3。从表3中可以看出α值随渗透 系数的增大而逐渐增大；对实验数据的拟合残差均在 10-4数量级，拟合效果比较理想，适于求取VG模型 中未知参数；拟合参数可以用于数值计算。使用 MATLAB对实测数据进行拟合得到吸湿曲线如图2。 表1粉质黠土基质服力和体积含水量关系 Table 1 Relationship between matrix suction and volumetric water content of silty clay 基质吸力/kPa体积含水量 。0.477 6 50 0.363 8 100 0.322 4 200 0.302 2 300 0.289 8 400 0.274 3 500 0.265 2 表2粉土、砂土、砾石土基质服力和体积含水量关系 Table 2 Rela“onsbip between matrix suction and volumetric water content of silty soil, sand and gravel soil 基质吸力 体积含水量 /kPa 粉土砂土砾石土 0.5 0.392 4 0.374 2 0.268 1 3 0.370 5 0.326 0 0.167 4 7 0.290 2 0.131 5 0.081 2 10 0.171 4 0.092 2 0.069 2 20 0.112 5 0.089 6 0.062 5 50 0.091 7 0.080 3 0.056 3 100 0.086 2 0.078 5 0.054 0 130 0.083 l 0.074 3 0.052 2 褒3VG模型土水特征参数 Table 3 SWCC parameters of VG model 岩土 类别e. t斗 α /cm1 n ”’ 残差k, /1 O““ /ms-1 粉质 0.477 l 0.150 6 0.095 7 1.264 l 0.208 9 5.97 5.7810-1 毅土 粉土0.3524 0.062 5 0.127 6 5.322 0 0.812 l 6.25 4.33xl0-6 砂土0.3744 0.081 8 0.152 2 4.964 0 0. 798 6 l. 71 l.l 6x l o-s 砾石土0.269l 0.056 7 0.227 1 3.428 8 0.708 4 1.11 3.4710““ 0.5 一拟合曲线 0.4 ＋粉质裂i土篇粉土E砂土砾石土 塑0.3 i 0.2 0.1凰提 。100 200 300 400 基质股力/kPa 图24种不同介质的土水特征曲线 Fig. 2 SWCC of four different soil types 2.3 渗流场的规律 500 采用Neuman提出适用饱和与非饱和渗流数值 计算的数学模型，其中以Richards提出的二维方程作 为饱和－非饱和渗流的控制方程［20] θoHθoHδθ 一（ι（h）一）＋一（札（h）一一）＋Q＝一5 ax A ax句pY句P 式中ι（h）和kyh）分别为x和y方向渗透系数； H为总水头；Q为定流量边界；θ为体积含水量；t为 时间参数。 2.3.1 边界条件 岸坡左边界为变水头边界，设定水位上升速率为 1 mid，水位变动如式（6）；右边界为200m的定水头 边界；基岩渗透系数较小，为相对隔水边界。 HJ145t 1175 式中H为位置水头。 tε［0,30d] te[30,60d] 2.3.2 不同土体介质下渗流规律 6 选取岸坡前缘为研究对象，如图3为粉质粘土稳 态的渗流场，粉土、砂土和砾石土的稳态渗流场与粉 质蒙古土的稳态渗流场类似，在此不再列出。图3中矩 形边框内为主要研究区域，在土体表面高程为165m 和155m处竖直向下建立两个孔隙水压力监测剖面， 分别为监测剖面1和2。图4a至图4d为库水位按照 式（6）变化并且土体为不同土体类型时，岸坡前缘浸 润线与时间的关系。为清楚显示，图中只给出了部分 时刻的浸润线。 80 120 160 200 240 280 320 360 400 440 480 520 560 水平距离Im 图3稳态渗流场 Fig. 3 Steady seepage field ChaoXing 第5期张国超等库水上升条件下不同土体类型岸坡渗流场特征 59 从图4岸坡体内浸润线的变化情况可以得出以 下规律 a.粉质黠土、粉土、砂土和砾石土4种不同介 质的浸润线在岩土交界面处均形成一个向岸坡体内 弯曲的突变区。 b.由于岸坡体内浸润线受库水位和坡内原有水 位的共同作用，所以在水位上升过程中坡内浸润线 形成“V”字型，渗透系数越小，“V”字型开口越小， 反之越大。从图中可以看出以粉质秸土形成“V”字型 最为明显，到砾石土“V”字型基本消失，这就使得对 a）粉质翁土 于不同岩土介质，岸坡体内形成了不同的“V”字型非 饱和区。 c.在水位上升期间，“V”字型的拐点连线从粉质 粘土到砾石土与X轴正方向的夹角逐渐增大。随渗透 系数逐渐增加，“V”字型的拐点连线有与坡面平行的 趋势，并且其形状受坡形影响。 d.不同介质岸坡内总水头高度均滞后于库水位 的水头高度，由于粉质秸土渗透系数很小，导致坡内 浸润线的滞后现象最为明显，而粉土滞后情况稍次 之，砂土和砾石土浸润线滞后现象已不明显。 d）砾石土 图44种土体类型岸坡体内的浸润线与所用时间的变化关系（单位d Fig. 4 Relationship between elevation of water table in four soils and time 2.3.3 监测剖面孔隙水压力的变化 剖面1每隔3m建立一个孔隙水压力监测点， 从上到下点号依次是1275、1272、1269、1266、1263、 1260、1257、1254和1251，共9个监测点；剖面2 每隔2m建立一个孔隙水压力监测点，从上到下点号 依次是699、696、693、690、687、684，共6个监 测点。 孔隙水压力随时间变化如图5和图6所示，监测 点由负孔隙水压力刚好转为正孔隙水压力的时间拐 点如表4和表5，由于数值模拟的时步以天计算，所 以表中正孔隙水压力大小不一定刚好为零，表中未给出 的孔隙水压力表示监测时间内该点均处于非饱和状态。 结合图5和图6可以得出以下结论 a.图5和图6分析可知4种土体介质类型随库 水位上升，其岸坡体表孔隙水压力由负急速减小到 零，这是由于水位上升导致其基质吸力迅速减小。 b.图5a分析可知库水向粉质粘土中渗入并未超 过3m，原浸润线上升也十分缓慢，所以点1272到点 1251的孔隙水压力并没有明显变化；图6a分析可知 51 d时地下水才将点696浸没，而该点孔隙水压力开始 升高的拐点是22d，升高缓慢，形成较为平滑的曲线。 这说明粉质粘土中水的入渗对孔隙水压力的影响是渐 变的，并且浸润线严重滞后于水位上升的速度。 c.图5b分析可知在监测时间内，点1275到点 的1257粉土内部孔隙水压力依次上升，并且从负孔隙 水压力转变为正孔隙水压力以后，上升幅度依次减小， 上升速率也依次减小，点1275最先平衡，而点1272 到点1257孔隙水压力仍在缓慢上升，这是由于坡内浸 润线的滞后性导致孔隙水压力平衡的滞后，因此出现 暂态孔隙水压力随深度逐渐降低；点1254和点1251 的孔隙水压力并未变化，这说明浸润线尚未到达点 1254，原浸润线在点1251附近也尚未明显抬升，在整 个监测剖面上只有部分监测点受到水位上升的影响。 图6b与图5b对比分析可知点684和点687 从负孔隙水压力变为正孔隙水压力的方式不同，他们 是原始地下浸润线抬升引起的。到观测时间结束，也 出现随深度增加，暂态孔隙水压力减小的状态，这说 明剖面2到监测时间结束还没有达到平衡。 ChaoXing 第41卷 140 JOO 60 回 空20 、、 气－20 -60 言－JOO - 140 -180 -220 。 →－点1251 -e-点1254 →－点1257 －』点1260 →－点1263 －』点1266 →－点1269 －－－点1272 叶点1275 140 100 60 啤 皇20 言」 斗寻-60 慧－100 -140 -180 -220 。 煤田地质与勘探 - f.1251 『画－点1254 →－点1257 －－－点1260 →－点1263 －』点1266 一←点1269 －一点1272 →－点1275 60 60 60 50 40 30 时fa]/d b）粉土 20 10 50 30 40 时间Id a）粉质裂主 20 JO →一点1251 ＋点1254 叶’点1257 十点1260 干点1263 －←点1266 →－点1269 －－点1272 ＋点1275 60 340 300 260 220 180 140 100 60 20 -20 4。 一JOO - 140 - 180 -220 。 币2 代国传篮」阳 －＋－点1251 -e-点1254 →卢点1257 －－－点1260 十点1263 －－点1266 →－点1269 －－－点1272 →－点1275 60 mmmm刚刚阳 ωm剖书阳刚刚 m 田里＼辛辛雪、 50 30 40 时间Id d）砾石土 20 10 50 40 30 时间Id c）砂土 20 10 图5剖面1四种土体介质类型各监测点孔隙水压随时间变化曲线 Variation of pore water pressure at each monitoring point with time in four soils shown in section 1 Fig. 5 表4剖面1各监测点负孔隙水压力转为正孔隙水压力的时间 The time that negative pore water pressure at each monitoring point changes into positive pore water pressure in section 1 粉土 Table 4 砾石土砂土粉质教土 孔隙水压P/kPatld 孔隙水压P/kPatld 孔隙水压P/kPatd 孔隙水压P/kPatld 监测点号 2.067 4 。.6113 1254 2.299 8 1.057 19 3.065 60 1257 1.052 11 0.839 22 5.925 53 1260 2.322 14 1.119 24 6.862 45 1263 5.331 17 54.07 26 9.3 38 1266 12.79 20 4.147 25 17.5 32 1269 34.974 23 50.412 24 6.097 27 1272 。 Table S 20 表5剖面2各监测点负孔隙水压力转为正孔隙水压力时间 The “me that nega创vepore water pressure at each monitoring point changes into positive pore water pressure in sec“on 2 粉土 。20 。20 。20 1275 砾石土砂土粉质藐土 孔隙水压P/kPa孔隙水压P/kPatld 孔隙水压P/kPatld 孔隙水压P/kPatld 监测点号 2.612 。.6512 0.366 15 684 23.176 4 2.415 7 1.06 20 687 4.196 6 4.087 9 3.076 19 690 5.804 8 2.334 10 13.446 17 693 9.271 。 10 10 1.738 。 11 10 17.23 。 14 10 。.294 。 51 10 696 699 ChaoXing 第5期张国超等库水上升条件下不同土体类型岸坡渗流场特征 61 200 200 ＋点684 160 →－点684 160 盖-R 国 120 4←点687 盖4国丐.t 。 4←点687 80 ＋点690 十点690 40 。 －←点693 －←点693 时-40 →－点696 -40 →－点696 -80 -80 -120 －←点699 -120 －←点699 。10 20 30 40 50 ω 。JO 20 30 40 50 60 时间Id 时间Id a）粉质教土 b）粉土 320 320 280 干点684280 －←点684 240 240 i ＋点687 ξ、、i 4←点687 120 十点690 2斗篮4I 『←点690 80 －←点693 ......点693 40 。 。 ＋点696 -40 →－点696-40 -80 -80 →－点699 一120 －←点699-120 。10 20 30 40 50 ω 。JO 20 30 40 50 60 时间Id 时间Id c）砂土 d）砾石土 图6剖面2四种土体介质类型各监测点孔压随时间变化曲线 Fig. 6 Variation of pore water pressure at each monitoring point with time of four soils shown in section 2 d.从图5c分析可知以点1266为顶点，各观 测点砂土内部孔隙水压力随时间开始上升的拐点形 成“V”字型，由于浸润线以“V”字型向岸坡体内推进， 并且此时“V”字型开口平缓，滞后效应相对较弱，这 就造成浸润线最后到达位于监测剖面中部的监测点 12660到达点1266后，整个监测剖面1被水完全浸 没，点1266孔隙水压力上升速率大于点1275、点1272 和点1269，最终监测剖面1上形成的孔隙水压力从 上向下依次增大。 由图6c与图5c对比可知由于监测剖面2靠近 岸坡体表面，并且砂土的渗透系数又较大，伴随水位 上升浸润线快速提升，剖面2被浸没于水位以下，所 以剖面2上形成的孔隙水压力从上向下依次增大，滞 后效应不明显。 也由图5d和图6d可知对于砾石土，在监测 剖面1和剖面2上的规律与图6c基本相同。 从表4和表5可以得出以下结论 a.相同土体介质类型的不同监测点由负孔隙水 压力转变为正孔隙水压力的时间对比可知，引起岸坡 体内部孔隙水压力由负值转变为正值的原因有两个 一是由于水位的抬升，促使原地下水浸润线升高而导 致剖面下部监测点的浸没；二是水位升高后由高水头 位置直接向下人渗到剖面上部监测点。 b.对于相同土体介质类型，不同点由负孔隙水压 力转为正孔隙水压力原因不同，导致孔隙水压力在竖 直剖面上有可能并不是随深度增加而增大，如剖面1 中砂土在点1263和点1272均在24d由负孔隙水压力 转化为正孔隙水压力，但点1272的孔隙水压力（50.412 kPa）却大于较深点1263的孔隙水压力（1.119kPa）。 c.从不同土体介质类型同一监测点的数据来 看，随水位上升，除岸坡体表面点无滞后效应外，其 余各点的滞后效应从粉质黠土到砾石土越来越短。 3结论 a.使用MATLAB对实验数据进行拟合，求解非 饱和土VG计算模型中的非线性参数，拟合效果较 好，为数值试验奠定了基础。 b.在库水位匀速上升过程中，浸润线以“V”字型 向岸坡内推进。但不同土体介质入渗的滞后效应不 同，土体介质越粗，滞后效应越小，“V”字型开口也 越大，并且“V”字型拐点的连线随介质颗粒的增大有 与坡面平行的趋势。 c.由于“V”字型人渗规律的影响，岸坡内形成了 “V”字型非饱和区，在一些区域竖直剖面上孔隙水压 力形成正一负一正的分布特征，且土体颗粒越粗，其 区域范围越小，并且此区域可能会出现深部孔隙水压 力小于浅部孔隙水压力的特殊状态。 d.“V”字形渗流特征是饱和－非饱和渗流的外在 表现形式，而本质上是由土体的土水特征曲线的形态 和饱和非饱和渗透系数决定的，因此，土体非饱和 性质的基础研究非常重要。 （下转第65页） ChaoXing 第5期陈明生关于频率电磁测深几个问题的探讨（三） 65 10 60 －电气 （ S） ．飞 40 5 。 亏20 s. 。 -20 810 100 A,lh, 图6K型断面相位与视电阻率曲线 Fig. 6 The phase of K section and apparent resistivity curves 粗线一视相位，细线一视电阻率 通过上述模型曲线分析，说明相位曲线虽可由视 电阻率曲线转换得到，不含更多信息，但是其分辨地 层能力，探测深度都有提高，这是因为曲线特征更明 显并向高频移动，反应深度更大。将相位曲线与视电 阻率曲线结合起来解释可得到更好地质效果。 4结论 a.在人工源频率电磁测深中，大地显示阻抗， 使电流受到电阻、电感和电容的阻碍作用，所激发 的场强是复变量，由此得到振幅视电阻率和对应相 位参数。其相位是相对发射电流的相位移（又称绝对 相位），既可按复变量的虚、实部计算，也可由振幅 视电阻率转换求得。 b.既然相位可通过振幅视电阻率转换求得，似 乎不含有新的信息，但是相位内含有振幅视电阻率 的变化率，这就赋予了相位的特点。相位曲线较振 幅视电阻率曲线变化陡度大，变化趋势及特征点移 向高频，这等效于放大并反映更大深度信息，从另 一侧面反映地下地电性质。 c.相位的功效有3点一是由于相位曲线较振 幅视电阻率曲线变化陡度大，相应频点前移，这就 提高了分辨率和探测深度；二是可将振幅视电阻率 和对应相位数据结合进行联合反演，减少解释的多 解性；三是由于相位可由振幅视电阻率的对数变化 率转换求得，可消除浅层不均匀体引起的“静态效 应”，提高解释的地质效果。 参考文献 [11郭敦仁．数学物理方法仙句．北京人民出版社，1965. 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