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基于现场勘查的受降雨和冻融作用影响的火山坡稳定性分析

在日本北海道，因降雨诱发的自然和人工斜坡的破坏，比如路堑边坡遭受冰冻或融化，这类事故经常被报道。特别的，这些事故大量地集中在春季和夏季发生。尽管有大量的实地研究，基于原位数据的力学解释至今没有完成，这主要是因为难以掌握失效条件。这篇研究的目的是说明原位火山坡受降雨和冻融作用的影响因素。使用土壤水分仪，张力计，热电偶传感器，测角仪，沉降计，风速风向标，测雪计和降雨量计调查土壤水分，孔隙压力，变形和温度的变化。通过这些措施得来的数据表明，斜坡的变形主要来自于排水过程中土壤水分的变化。基于这些数据，一个新的破坏预测方法将被详细讨论。

简介

在日本北海道，有超过40座第四纪火山，这一地区的火山灰材料覆盖率超过40%。重要火山活动发生在新生代，并且大多数火山灰材料比如火山灰，浮石和熔渣在这些喷发期间内形成。

这样的火山土壤已经被用于建筑材料，特别是用在地基或者人造岩土结构中（比如堤坝和斜坡 ）。然而，相比于无粘性土，工程角度上对于火山粗粒土的研究十分有限。（Miura等人[1]）。

最近北海道的地震和大降雨造成了地表最严重的损害，由火山土壤组成的自然斜坡，切坡以及路堤(e.g., JSSMFE [2], JSCE [3])，呈现出类似于1991年Kushiro-oki地震中造成的住宅路堤的边坡破坏 (JSSMFE [2])。此外，在春夏季北海道高速公路上也发现了由于冰冻和融化导致的切坡破坏现象。

图1说明了切坡的霜冻机制和寒冷地区的破坏形式。在类似于日本北海道的寒冷地区，边坡在冬季从它们的表面开始冻结形成冰透镜（见图1.a）。随后，冻土从地表缓慢融化直到夏季。在冰冻到融化的过程中，由于雪和冰透镜的融化，边坡的表面层可能显示出超过土壤本身液体极限的高湿度。结果，表面破坏发生在松解冻土和冻土之间的边界，冻结层由降水和冰雪融化导致的水渗透而形成，因为冻结层可以看作是一个不透水层（见图1.b）。另一方面，由于地下水的管道现象造成的其他破坏可能也会在春季观察到，当孔隙水压力增加到超过冻结层本身的强度时（见图1.c）。补充一点的是，与冻融过程之前相比，通过解冻产生的冰透镜的中空部分可能在冻结层中产生松散的结构（见图1.d）。因为这些现象，从夏季到秋季的过程里会诱发更深程度的破坏。

图1：观察到的寒冷地区切坡霜冻机理和破坏形式。（a）边坡的霜冻机理，（b）超过液体极限的高湿度融化土的表面破坏，（c）激增的孔隙水压力造成的管道效应导致的边坡破坏以及（d）由于降水造成的含有融化土的松土层导致的边坡破坏

出于以上原因，类似于寒冷地区的边坡破坏是因融雪季节诱发的，被认为是由解冻水引起的饱和度的增加以及因冻融作用使土壤的变形强度特性发生变化所导致的。

大量的有关温暖地区由降水诱发的边坡破坏方面的研究已经有所建树。最近，有关在不饱和条件和饱和条件下的破坏机理方面的研究已经开始调查并且有所报道（例如Olivares等人[4]，Yagi等人[5]，Orense等人[6]和Kitamura等人[7]）。特别的， Yagi等人[5]的研究表明了限制降水量的重要性并且提出了一个基于火山坡现场和实验资料的破坏预测方法。在另一方面，基于监测技术的边坡破坏预测方法也被提出来，比如通过卫星系统的预测等等。（例如，Kitamura [8]）。

有关冻融和霜冻作用的岩土工程问题也被许多学者报道（例如，Aoyama等人[9]，Nishimura等人[10]和Ishikawa等人[11]）。通过他们的努力，阐释了冰冻和融化土层的作用机理，并且指出岩土工程问题分析评估的重要性。

此外， Harris 和Davies [12], Harris和Lewkowicz [13]研究了受到冻融作用的边坡的变形作用来分析边坡稳定性。然而，与之相关的现场、实验以及理论分析十分有限。

这些学者们都研究了受冻融作用的火山坡的降水致因破坏和作用机理(Kawamura等人[14–17])。在早期研究中，一系列的针对各种斜坡形状和水含量的火山坡的模型实验被提出。通过使用喷嘴精确模拟降水量60mm/hr, 80mm/hr 和100mm/hr。在降水实验期间，模拟了孔隙水压力、变形以及各种饱和度的变化，斜坡模型的变形采用粒子图像测速（PIV）方法分析。斜坡的几何条件，降水条件，岩土工程条件以及冻融作用的机理被详细的阐释说明。其中尤其重要的是发现了因冻结区域深部周围产生的滑移线，并且这条线可以通过因冻融作用而使土壤发生的膨胀作用分析得到。

这篇论文的目的是阐述影响火山坡土壤行为的因素，通过各种监测仪器并且提出一种可以迅速分析斜坡中破坏的发展情况的预测方法。现场监测一直持续到2008年12月1日。本文提供的是在该期间收集的可靠数据，但是不进行监测的时间间隔。

监测地点及监测仪器

监测地点位于日本日本37号公路沿线的斜坡处，其中斜坡高度和角度分别为约28m和约40度。根据初步研究，表面的顶部20cm由粉质土组成。20cm以下的土层主要是火山土与粉质土壤。监测地点在图2中显示。

在本研究中，采用了以下仪器，以监测土壤的行为和温度在空气和坡度:（1）土壤水分仪（时域反射计类型：TDR），（2）土壤湿度计，（3）热电偶传感器，（4）倾斜仪（多个倾斜传感器），（5）沉降仪，（6）风速风向标（7）雪度计和（8）雨量计，如图3.(a)和3(b)。这些仪器基本上设置在每个20cm的深度上。仪器的具体参数如表1.图中的下标表示仪器的位置的深度。本研究中使用的符号也在表1中指出。收集的每个数据采样周期为10分钟，并记录到数据记录器中。本文描述每1小时的数据。本研究中的仪器已被用于另一个寒冷地区，以达到冷冻 - 解冻作用的弯度边坡稳定性，并且已经确定其有效性。

取自斜坡的土壤样品的指数性质和粒度分布分别示于图4和5中。如图5所示，地表水中的天然含水量wN大于或等于土壤的含水量wL。由于这一点，除了坡面（厚度为20厘米）逐渐侵蚀和向下流动。斜坡的较深部分不是不稳定的，因为天然水含量低于液体极限。

同样已经证实的是，由于冻融作用，2年来指数性质没有差异。图6还示出了与降雨量的变化相比，在2009年4月1日至2010年11月27日的最大点处的地表水（包括来自地下的水）的量的变化。这些图表明，表面水量随季节而变化，并且表明在融雪季节的最大值，尽管每年的高峰时间不一样。图7示出了基于测量以3D示出的斜坡冠的地形。从该图可以看出，降雨和融雪径流在这个监测区域很容易聚集。结果，斜坡中高含水量的原因可以从坡地的地形和渗流特性得出。

图8描绘了在监测期间温度（TA：在空气中，TG：在斜坡中）的变化。在图中，坡面冻融循环次数（TG：0cm）为2008年12月1日至2009年4月1日的44倍，2009年12月1日至2010年4月1日的48倍。如在2010年冬天拍摄的照片1所示，表面的一部分被雪和冰层覆盖，因此，可以说该坡度位于恶劣的环境中。另一方面，Yamaki等人 [18]报道，在冬季（从2007年12月8日至2008年4月1日）在日本札幌的冻融循环次数是6次，这是本研究的数据收集站点附近。与寒冷地区的其他地方相比，还指出，这个地区从岩土的角度来看是严重的。为此，进行了场地监测在严重环境条件下的火山坡上，阐明土壤行为特征，提出一种边坡稳定性评价方法。

监测结果和讨论

3.1受到冻融行动和降雨的原位火山坡的方面。图9显示孔隙压力和温度（TG：在斜坡）之间的关系。在图中，孔隙压力P在20cm的深度处表示正值，并且在60cm处为约0kPa，尽管这些值随季节而变化。因此，可以评估该斜坡中的监测点，并且可以主要讨论为饱和土壤行为。

图10（a）至10（d）描绘了基于图5所示的指数性质的每个深度处的一致性指数IC =（wL-w）/（wL-wP）的变化。通过使用土壤水分仪获得的体积水含量theta;可以通过以下关系w =（rho;w/rho;d）theta;转换为水含量w，其中rho;w和rho;d分别是水和土壤的密度。在此研究中，根据取样数据，rho;din原位为0.915g / cm3。在图中，30cm处的值表示约0.5或更小。这个事实意味着斜坡可能由于降雨量或从地下水的增加而不稳定。还有趣的是，可以使用土壤水分和简单的指数容易地评估边坡稳定性。

图11示出了通过使用沉降计得到的沉降的行为。在图中，正值表示朝向斜坡内部的沉降。由这张图可知，除了在100cm的深度外，在监测期间不能识别每个位置的显着变化。尽管在100cm的深度处的变化的原因没有清楚，但是表面看起来由于结霜而向上侧变形。另一方面，在2年中观察到使用多个倾斜换能器的位移变化（参见图12）。特别地，注意到位移逐年逐渐增加，并且其在冬季引起的值增加了在夏季的7倍。

在图13（a）和13（b）中描述了监测点的测量结果。在斜坡上的9个点进行测量，如图所示。该图被示为交叉和平面截面。如图所示，在冬季，斜坡垂直变形并在其表面向上方向变形，其方向在融雪季节变为重力方向。

Harris和Davies [12]解释了在冻融过程中的表面位移的“霜冻蠕动”和“凝胶化”，如图14所示。在图中，霜冻蠕变表示当冻结的土壤融化并且由于重力引起的冰透镜中的空隙闭合时，发生块体运动。另一方面，凝胶流动说明块体随着解冻土壤从坡上滑落运动。一系列模型试验的结果也得出了同样的结论（Kawamura et al。[14,15]）。由于上述原因，对坡度稳定性的评价监测坡度从冬季到夏季的变形是很重要的。

图15（a）和15（b）分别显示了夏季和冬季季节的含水量随体积变化。从图中应该注意到，容积含水量随着降雨量的增加而增加，然后随着时间的推移在夏季减少。相比之下，冬季季节的水分含量随着温度的降低而增加（小于0℃），而随着温度的升高（大于0℃），含水量则下降。这说明含水量的改变是渗流过程的诱导。在表面破坏的情况下，据认为，无粘性土表面破坏的原因之一是由于具有高保水能力的区域的膨胀而增加了自重。在以前的一项研究中，对火山坡进行了一系列降水模型试验（Kawamura等人[14,15]），在饱和度逐渐增加后，斜坡模型在饱和度的峰值处突然破坏。随后饱和度下降，类似于在现场监测中显示的数据（见图15（a）和15（b））。

另外，值得注意的是，当变形进行时该值是恒定的，例如其为大约38％，尽管变形的幅度非常小。如果假设斜坡由于小位移的积分而逐渐发生破坏，则这种确定对于在局部地区的侵蚀性评价是重要的。因此，如果定义了破坏时的含水量，则可以预测破坏。

图16（a）和16（b）描述了基于图15中虚线区域的排水过程中水含量随体积theta;的典型变化。在图中，排水过程的拟合曲线也被描绘为实线。如图16（b）所示，观察到数据的变化。 变化的原因是由于冬季降水的影响，尽管这里省略了数据。从图中显而易见的是，根据基于最小二乘法的拟合曲线，土壤水分的行为由简单的表达式解释。即，可以获得以下表达式：

theta; =kappa;·eminus;alpha;(t/T), (1)

其中t和T是从theta;的峰值和从theta;的峰值到排水过程结束的一个周期的经过时间，kappa;和alpha;表示从拟合曲线获得的体积含水量的峰值和减小率，并且在夏季为45.6和0.01，冬季为45.3和006。应该指出，夏季和冬季的两个值几乎相同，尽管在场数据中定义其峰值并不容易。因此，如果这种关系可以简单地定义为每个斜坡，它可能有助于减灾。它需要进一步的考虑，因为数据量有限。

3.2. 用于降雨和冻融行为的原位火山坡的表面破坏的预测方法。如上所述，除了由于地下水位增加而导致的失效情况外，评价边坡稳定性是非常重要的，因为它可以掌握渗流 - 渗透系数的饱和度变化（火山坡的持水能力差异） 排水过程。

作者通过考虑保水能力（例如水含量）的特征以及在冻结区域的深度变化情况下提出了火山坡表面破坏的预测方法。 这些发现的总结在（Kawamura等人[14,17]）中提供。

图17示出了基于一系列模型试验结果的初始w0和失效wf下的水含量之间的关系。 Miura等人报道了先前研究中使用的火山土的细节。 [1]。这些典型的火山土壤在日本北海道被称为喀什巴拉和Touhoro火山土壤。尽管该关系变化，根据冻融作用，但是从初始线开始的故障时水含量的增量变为每种材料的稳定状态。 例如，还可以获得以下表达式：

wf =beta;·wgamma; 0, (2)

其中beta;和gamma;是系数，这些值显示在表2中。从表2中，应当注意，经受 - 冻融过程的火山岩的这些参数几乎相同。因此，如果可以获得原位坡度的这种关系，则还可以评估由于降雨和冻融过程的坡度失效。

类似地，监测数据示于图18中。基于图17描述了土壤水分仪1获得的每层（20cm，30cm，40cm，60cm，80cm和100cm）的最大值。在本研究中，在该场地中实际定义边坡破坏比较困难。因此，失效时的水含量暂定为液体极限，表明坡度不稳定，因为监测坡度在液体极限附近逐渐变形。故障线基于液体极限和gamma;= 0.8在（2）中预测，其中对于两种火山土壤指示一致的值。从图中可以看出，最大值在每个深度的两个极限的范围内，并且略微接近基于液体极限的预测线。特别地，注意到30cm处的值在故障线上。根据图10（a），该数据在2009年2月1日收集。高含水量的原

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