Heifangtai黄土平台,位于收敛的黄色和摘要湟水河流,位于永靖县县,甘肃兰州42公里( 17]。它由Heitai Fangtai,如图 1,平台面积是11.58公里²。在这个地区最高气温为40.7°C,最低气温为-20.1°C,昼夜温差很大。这是一个季节性冻土地区。这个地区的年平均降雨量是270毫米,主要从5月到9月,蒸发约1600毫米。因为年降雨量远低于年度蒸发,为了安置移民的建设刘家峡水库和其他水提升灌溉项目已建成。年平均灌溉量可以达到600万米³。长期农业灌溉提高了在该地区地下水位超过20米( 18, 19]。一些研究表明,地下水位仍在上升的速度0.4米/年( 20.]。

Heifangtai由四层的地质结构:风成黄土,冲积粉质粘土、卵石、砂泥岩,从上到下。淡黄色的风成黄土主要由淤泥颗粒,21-50米,厚度和垂直发展大孔隙和强大的水敏感性。冲积粉质粘土,是风成黄土,大约是0.3 - 2米厚,具有明显的水平层理和弱透水性。鹅卵石背后的厚度之间的冲积粉质粘土范围2和4米;它主要由花岗岩和石英岩,晶粒尺寸主要是5 - 10厘米。最低层砂泥岩,厚约70米,明显的层面发展,和砂泥岩的分布是稳定的( 21, 22]。

现场调查发现显著差异在地面覆盖类型和地表土壤含水量。有芦苇和其他植物的地下水溢出带(图 2(一个)),最厚的植被覆盖率超过1米高。含水量的土壤地下水溢出带几乎饱和,这远高于土壤非饱和区斜率(图 2 (b))。土壤的冻融过程已发现植被和土壤含水量密切相关( 23]。此外,土壤表面的地下水溢出带研究区域包含一个大面积的白色盐(图 2 (c))。不饱和盐水的盐浓度土壤冻结温度密切相关( 24]。底层表面的差异和含盐量的增加必然会导致不同的冻融特征地下水溢出带和不饱和区域之间的斜率。因此,地下水溢出带之间的差异在冻融和斜率的不饱和区域通过现场监测进行了分析。

为了分析土壤温度的变化和冻融特征在不同深度的土壤非饱和区和地下水溢出区,5 tm探测器设置在10的深处,50岁,70年,85年和100年不饱和区和40厘米,80,100,115,130厘米地下水溢出区。探测器的温度测量范围是-40°C到60°C。同时,热通量数据在10厘米的深度不饱和区和40厘米的地下水溢出带获得通过安装土壤热通量HFP01类型的传感器。在现场监测试验之前,5 tm和HFP01传感器调试和校准。当校准温度和含水量,5 tm传感器被放置在一个环境,可以准确地测量温度和含水量,然后由传感器记录测量数据是否符合已知的结果,并计算传感器误差获取校准温度和水分含量的公式。当处理数据,监测数据替换到校准公式获取校准结果。

监控部分的布局图所示 3、水文和热监测仪器的现场安装图所示 4。土壤温度和热通量收集使用CR300数据采集仪器,数据采集频率10分钟。收集所有的数据通过远程传输。监测期是2020年从2018年10月16日到2月29日。

数据 5(一个)和 5 (b)显示等高线地图不饱和土壤温度的斜率和地下水溢出区,分别。从图可以看出,在监控期间,研究区域的土壤有经验的两个冻融周期。在冻融过程中,土壤温度的极端值和阶段在不同深度不同,但温度变化周期大致相同。斜率的不饱和区域的土壤温度在10月份开始减少。它开始冻结在11月和1月达到最大冻结深度。最大冻结深度的图中显示在这两个时期大约是40厘米。二月初,土壤温度增加,冻土逐渐融化。冻结持续了两个月。的土壤地下水溢出带开始冻结2018年11月,和土壤的最大冻结深度超过2019年1月20厘米。1月底,冻土融化,与冻结持续近50天。 In the winter of 2019–2020, due to the higher soil temperature in the groundwater overflow zone, the soil was almost unfrozen. According to the variation of soil temperature in a year, the period from December to February of the following year is called the freezing period, and the period from March to April is called the thawing period. The freeze-thaw pattern experienced in a year is called the annual freeze-thaw cycle. Comparing Figures 5(一个)和 5 (b),可以看出,在相同大气温度环境中,不饱和区域的土壤温度低于地下水溢出带在冻结期间,土壤冻结深度更大,和冰冷的持续时间更长。

进一步说明大气温度的影响在冻融土壤的地下水溢出带在冻融期,大气温度和土壤温度历时曲线在40厘米地下地下水溢出带从2019年2月10日到2019年2月20日策划(图 6)。结果表明,之间有显著相关的大气和地面温度地下水溢出区。地面温度的变化稍微落后大气温度、大气温度的变化范围是略大于土壤温度。此外,从2月至3月期间,肤浅的经历冻融土壤与大气温度的正面和负面的波动。大约20个冻融循环发生,每天被称为冻融循环。因此,研究区边坡不仅影响年度冻融循环也每日冻融循环。年度和日常冻融循环导致边坡安全系数下降指数( 25),这是非常不利于黄土边坡的稳定性。

根据质量守恒原理,水质的差异之间的流入和流出单位等于土壤水质量的单位土壤的变化。二维渗流场的基本方程模型中( 26] (1) ∂ ∂ x K x ∂ H ∂ x + ∂ ∂ y K y ∂ H ∂ y + 问 = ∂ θ ∂ t , 在哪里 H 总头(m), K x 和 K y 渗透系数(变量)在x和y方向(米/秒),分别 问 是应用程序边界流(m³/秒), θ 是体积含水量(m³米³),, t 是时候(年代);

土壤的渗透系数计算的模型(例如 27]。土壤冻结时,土壤中的冰晶会阻碍渗水;因此,冰的阻力系数 我 介绍了建立水电导率考虑冰阻力效应( 28]: (2) K = K 0 我 , (3) 我 = 10 10 θ 我 ,

在哪里 θ 我 是体积冰内容(m³米³)。因为水分在冻土是由液态水和体积冰内容,体积冰内容可以表示为: (4) θ 我 = ρ w ρ 我 θ − θ u , 在哪里 θ 是体积之和解冻含水量和冰内容(m³米³), θ u 不冻的水的体积含量(m³米³), ρ w 和 ρ 我 水和冰的密度(公斤/米³),分别。当土壤冻结,并不是所有的液态水变成固体冰。有一个比例关系解冻的水的体积含量和温度( 29日]。 (5) θ u = 一个 T − 273.15 − b , 在哪里 一个 和 b 土壤属性参数相关。

土壤的冻结温度基本指数被用来确定土壤的冻结深度。土壤的冻结温度不是一个固定值,这是受土壤含水量的影响,矿物化学成分、等等。研究初始冻结温度 T 0 的相变区土壤,土壤的冻结特性曲线的斜率不饱和区和地下水溢出带通过室内冷冻试验。首先,土壤样本放置在有机玻璃槽,和循环浴的温度设定的温度控制系统(TMS冻融循环设备)。温度区间被设置为-15、-10、3、1、-0.5、-0.2,0、3、6和9°C。解冻的水分含量是衡量5 tm传感器。连接数据采集仪器后,解冻含水量和负温度之间的关系可以通过计算机,如图 7。可以看出,在研究区域土壤的初始冻结温度不是0°C。由于盐含量的影响,土壤的初始冻结温度在该研究领域有一个负值。

土壤温度随时间变化的传热;因此,基于傅里叶传热微分方程的结构( 30.],考虑土壤的导热介质和原位阶段转换的冰和水,描述模型的温度场的微分方程表示如下: (6) C ∂ T ∂ t = ∂ ∂ x λ ∂ T ∂ x + ∂ ∂ y λ ∂ T ∂ y + l ρ 我 ∂ θ 我 ∂ t , 在哪里 C 是土壤的热容(J / (m³·K)), λ 是土壤的导热系数(W / (m·K)),然后呢 l 是冰的熔化潜热(J /公斤)。等式的左边代表单位时间内单位体积的能量变化。等式的右边代表了热传导和冰水相变 x 和 y 方向,分别。

还原法是用来减少强度c和抗剪强度参数 φ 减少土壤按相同比例的系数,直到斜率antisliding力等于滑动的力,达到最终的平衡状态。此时,降低系数是边坡的安全系数 31日, 32]。凝聚力和内摩擦角降低表达如下: (7) c ′ = c ”丛书 , (8) φ ′ = 一个 r c 棕褐色 棕褐色 φ ”丛书 , 安全系数是边坡的安全系数,c和 φ (kPa)是土壤凝聚力和内摩擦角(°)减少之前,分别和 c ′ 和 φ ′ (kPa)是减少土壤凝聚力和内摩擦角(°),分别。

粉质粘土层Heifangtai不透水;因此,灌溉用水几乎完全保留在黄土层( 33]。山体滑坡造成的灌溉和冻结主要发生在黄土层。为了分析黄土滑坡区域的冻结滞水效果更明显,单一的数值计算领域建立了黄土层。首先,一个二维对称边坡模型被用来模拟灌溉下的边坡不稳定过程。黄土层的高度是25米,顶部平台的长度是75米,倾斜的角度是45°。然后,第一个斜坡滑动(图模型 8(一个))作为计算的初始模型。考虑土壤的坡角的积累在滑坡后,最初的计算域模型如图 8 (b)。

的温度场,正确的和上层模型的边界设置为对流热流边界。这样的温度边界条件通常使用狄利克雷边界( 34];长期监测后,边界温度,温度变化的经验公式是通过拟合获得。较低的边界被设置为向内热流边界值为0.06 W / m²( 30.),和左边界是一个对称的边界。冰水相变也考虑在模型中,相变潜热是334 kJ /公斤。应力场,上部和右边界是免费的,下边界采用横向和纵向约束,左边界水平约束,垂直位移是免费的。在水分领域,左边界对称边界一定高度的落差。较低的边界是一个不透水层。上表面和正确的边界都是渗流边界,他们来自例如模型。在数值模拟中,黄土的密度是1800公斤/米³孔隙度是0.3,杨氏模量 1 × 10 7 N / 米 2 和泊松比为0.35 35]。力场的初始值,温度场、渗流场可以通过计算每个物理场的稳定分布后50年重力的条件下,大气温度,分别和地下水位在20米高。

在边坡模型中,多孔介质中温度的变化将导致土壤渗透系数的变化。同时,渗流场的变化将导致多孔介质之间的热交换和水流。为了实现multiphysic耦合,一个商业软件COMSOL介绍,和预定义的固体力学模块,理查兹模块,和固体传热模块使用。为了确保结果的收敛性和精度,相对宽容被设置为0.001。

最初在研究区土壤冻结温度相对较低。当土壤温度高于初始冻结温度,土壤地下水溢出带通常是饱和的。因此,水分场没有验证,只有温度场是验证。数据 9和 10显示温度场的模拟结果与实际观测值的深度50岁,70年,85年和100厘米的非饱和区和深度80,100,115,和130厘米地下水溢出带从2018年10月到2019年10月,分别。有错误的土壤温度模拟与观测值之间的不饱和区域在夏天,还有错误的土壤温度模拟与观测值之间的地下水溢出带在冬天。然而,其他季节的仿真值基本接近测量值。由于许多经验参数的准确值的数值模拟和斜率的复杂地表边界条件在季节性冻土地区,土壤温度有一些错误,但其变化趋势和极端值相对接近测量值。因此,构建模型和数值模拟方法可以作为可靠。

如果地下水溢出带的土壤冻结冻结期间,地下水位继续上升斜率,增加了动态和静态水压力,这是非常不利于边坡的稳定性。为了验证是否有冻结滞水效应在Heifangtai滑坡区,延用耦合的瞬态模型,建立了边坡比较地下水的分布和温度场在不同的时期和分析冻结滞水的过程。温度场和压力水头分布从2月到8月,第二年在图所示 11。

从图可以看出 112月,边坡表面的最低温度达到了-1.64°C,边坡表面被冻结,阻止地下水流量溢出区,导致地下水的积累,特别是在斜坡的拐点。因此,压头的轮廓的斜率是2月密度比其他时期(图 (11日))。地下水继续收敛,导致地下水位的增加。今年4月,土壤温度增加到一个积极的价值,坡上的冻土融化了。地下水逐渐退出溢出区。因此,压头的轮廓逐渐从浓密稀疏的脚趾,和地下水位开始下降。在8月之前,最高温度的斜率为29.2°C。地下水的持续放电稳定湿度场。

从上面的分析,很明显,有冰冻的死水效应Heifangtai滑坡区。为了更好地分析冻结滞水的影响对地下水位的影响,地下水位数据提取的第二年2月和8月的数值模拟结果进行比较,如图 12。当斜率冻结冻结期间,地下水位的高度的边坡主要是在斜率的拐点。最大的区别在2月和8月之间的地下水位可以达到1米左右。这是由于地下水不断积累的出口坡脚当斜率冻结冻结期间,导致地下水位的显著增加斜率的拐点。

thermohydromechanical耦合条件下,强度降低方法用于分析边坡稳定性的研究领域。的过程中抗剪强度降低,边坡达到极限平衡状态根据以下三个点( 36]:nonconvergence有限元计算、特征点位移突变,聚结的滑动面塑性区。在这项研究中,边坡的位移曲线的突变点和塑性应变的渗透作为边坡不稳定的标准。最大位移之间的关系的斜率在10月份的第一年,换算系数使用固体力学模块通过有限元软件,如图 13。可以看出初的曲线,计算域内的最大位移增加缓慢降低系数的增加。当降低系数从1.79增加到1.80,最大位移的计算域增加从32.6毫米到127.6毫米,和曲线有一个明显的转折点,表明最大位移斜率修正系数超过1.79时将迅速增加。因此,安全系数是初步确定为1.79。

确定边坡的安全系数,渗透过程的塑性区应考虑滑面。因此,边坡塑性区发展图绘制减少(图1.79系数 (14日))。在滑坡区滑坡发生时又在研究区,塑性区发展的开始从边坡表面的拐点。即边坡滑动的最大位移发生在土壤边坡表面积累,直到完全塑性变形区域渗透拐点到顶部的平台。换算系数为1.8时,边坡的塑性区发展的更明显(图 14 (b));也就是说,滑带土土的位移增加。然而,在这个时候,塑性变形区域的发展状态的斜率不再存在,斜率已经损坏。根据边坡不稳定判据,确定安全系数是1.79。在极限平衡状态,滑动面显然是弧形,其滑动面图所示 15。图中箭头的方向代表土壤的方向滑动。

分析的影响冻结滞水对边坡稳定性的影响在季节性冻结黄土滑坡区,从11月的安全系数第一年第二年5月是根据上面的计算方法,并绘制在图 16。安全系数可以看出,显示一个向下的趋势从10月的第一年第二年2月,和下降最快的从第一年12月到第二年的1月。有一个减少8.7%,达到一个最小值为1.42。安全系数然后反弹从2月到3月。此时,安全系数提高到1.51,然后开始增加3月更慢。总的来说,安全系数降低了在冻结期间,开始解冻期间上升,表明冻结效应降低Heifangtai滑坡区域的安全系数。此外,冻结滞水提升边坡滑动的效果。

通过现场监测,发现有显著差异在冻融特征和地下水溢出带之间的斜率不饱和区域Heifangtai滑坡区。与地下水溢出带的土壤相比,土壤非饱和区达到低温冻结期间,更高的温度融化期间,厚冰冻深度,冻结期延长。这是由于含水量的土壤地下水溢出带接近饱和,这远远高于土壤的非饱和区域的斜率。含水量的差异导致不同热释放和吸收的土壤冻融过程。在地下水溢出带土壤的含水量较高,相变潜热,在冻结过程中需要释放更高;因此,土壤温度较高,最大冻结深度较低。同样,地下水溢出带的土壤会吸收更多的热量在相变解冻期间,和土壤温度也较低。此外,还有芦苇和其他植物的地下水溢出区。由于密集的植被根层和有机物质,改变土壤能量转移,从而影响土壤的热条件在地下水位附近。底层表面植被减少空气温度对土壤温度的影响,而延迟活动层土壤的冻结时间。 The existence of vegetation reduces the freezing depth, but in the unsaturated area of the slope, the soil freezing depth is deeper because there is no vegetation cover. Loess contains a certain amount of salt, and under the action of irrigation and surface water seepage, salt migrates to the groundwater overflow zone with the groundwater. When water evaporates, salt is precipitated in a large area of the groundwater overflow zone. Studies have shown that the freezing temperature of the soil decreases with an increase in the salt content in the soil [ 37, 38];因此,盐度地下水溢出带进一步降低土壤的冻结深度。上述三个方面使土壤的冻融特性的地下水溢出带和不饱和区斜率明显不同。

二次滑坡容易发生在Heifangtai黄土滑坡区,特别是在冬季和春季。许多山体滑坡导致高原地区逐渐减少和滑动面内弧槽的形成。由于土壤的累积滑动,滑坡流区域的厚度增加,从而改变边坡的形状( 39]。有些学者把这些称为逐步撤退黄土滑坡( 40, 41]。

Heifangtai黄土滑坡区,冻结滞水的效果有显著影响边坡的稳定性。一方面,冻结效应降低了土壤渗透系数和形成一个停滞不前的水位在边坡滑动面,这就增加了动态和斜率的静水压力,导致安全系数下降。同时,冻融特性的差异之间的地下水溢出带和斜率的不饱和区,也就是说,地下水溢出带的冻结深度冻结期间更薄,和冻结深度的边坡非饱和区厚,导致持续的地下水渗流槽的底部(地下水溢出带)边坡滑动面。土壤含水量两边的斜坡滑面低,和土壤含水量的底部槽高。含水量的差异促进了植物的生长在地下水溢出带,这进一步降低了冻结深度地下水溢出带和加剧地下水的渗流槽的底部的滑动面。冻结滞水现象造成山崩、滑坡区逐步撤退。黄土滑坡已被长期农业灌溉诱发Heifangtai区域(图 (17日))。在冻结期间,土壤温度降低,形成一个冻结区边坡的滑动面。边坡中的地下水不断积累产生冻结滞水的效果。土壤水分和植被的差异导致更大的土壤冻结深度的不饱和区和较低的冻结深度地下水溢出带(图 17 (b))。当温度上升时,冻融特征的差异导致地下水渗透槽底部的滑动面(图 17 (c)),再次引发山体滑坡。冻结滞水对滑坡滑动影响区(图 17日(d))。形成过程如图 17。

连续发生的山体滑坡的重要原因Heifangtai是地下水位的上升。控制黄土的浅层地下水位层可以有效控制边坡的稳定性。因此,作物灌溉的利用率应该为主,和广泛的灌溉面积应该停止学习。滴灌、喷灌和其他方法可以有效地控制灌溉量。降低地下水位的高度也在Heifangtai滑坡防治的一个重要方面。目前,常用的方法是地下排水和路面排水。最后,监视点的数量和类型应该增加,这将使我们有更完整的了解滑坡的发展。例如,进行实时监测边坡裂缝的发展发挥了积极作用的早期预警和灾害评估Heifangtai压倒性的胜利。