教训如此大规模的滑坡坝的历史

文摘

大规模滑坡创造了一个自然大坝Jhelum河镇附近的两条支流Hattian巴拉2005年10月在克什米尔。引发的滑坡是一个7.6米_w地震。由此产生的松散的大坝和水上游蓄水进行下游基础设施遭受破坏的潜在危险和人口由于潜在的洪水造成的破坏。全面调查和监测实施分析大坝的稳定性。新的地形概要文件生成。样本矩阵的材料被使用在实验室调查包括粒度分析、实验室在不同密度和电阻率和渗透率测试程度的饱和,在渗透流量和含沙量评估。非侵入性的地球物理法与新的地形信息一起开发瞬态地下图片和评估在坝体渗流方面的进步。内部侵蚀/过滤矩阵的潜在材料评估通过对比粒度分布与早些时候失败的水坝。上游流入,下游排放、每日降水和湖泊水位监测在研究期间被利用在水文数据分析,以评估潜在的渗漏量。结合实证、分析和数值方法和模拟,结合实验室和现场调查,导致解释关于大坝的短期和长期稳定。本文强调调查使用的方法不同于那些被其他国家和国际机构在分析失败的潜在的天然大坝。 It offers lessons learned from a case history that can be beneficial in future evaluation of seepage-induced failure of similar natural features.

1。介绍

滑坡坝都是常见的和复杂的自然特性。他们被视为瞬态事件地貌时间表。其意义在于水通道的时间中断由于积累的碎片希尔不稳定斜坡和山谷之间的界面层,导致流蓄水池。的这些蓄水池构成易受下游人口和基础设施由于灾难性的损害的可能性,这可能是由于大坝爆发。科斯塔和舒斯特尔1]表明,大多数滑坡坝的失败发生在第一年的形成和爆发洪水变得更加不可能,因为他们保持更长时间。然而,波浪影响引发的群众运动到湖里和云爆发/暴雨也被认为是造成失败后很长时间形成的大坝。根据舒斯特尔(2),55%的全球187调查的例子失败一周内形成,而89%失败的一年内。

发生滑坡坝的失败是由于漫溢或斜坡不稳定或seepage-induced侵蚀这些原因的结合。Seepage-induced管道/内部腐蚀和高封闭孔隙压力在体内滑坡坝已报告的最可能的故障现象(3,4]。尽管如此,提前预测可能的失效机理的大坝和评估瞬态的稳定性受到当地地质的特殊性,地形、坝体的岩土性质、流速及流水量/渗流模式。由于创建快速、短暂性和非齐次的属性geomaterials在坝体内,一定程度的缺乏理解的形式和过程仍然存在。尽管大量的案例研究,多元地貌特征固有的滑坡坝继续提出问题定义一个精确的比较的基础。然而,它是获得高的意义,从每个案例研究中,一组关键特征和指标。这些努力可能会协助持续改进我们的理解在未来事件风险评估和规划监督机制,早期预警系统,缓解策略限制潜在的灾难。本文在这样的动机了。

2005年10月08日,巴基斯坦标准时间8时50分左右,7.6_w地震(5)在巴基斯坦北部、阿富汗和克什米尔。地震震中附近的穆扎法拉巴德,100公里的东北偏北巴基斯坦首都伊斯兰堡,沿着断层与印度微型板块向北移动,缩进40毫米/年的速度在欧亚板块6]。巴控克什米尔地区,被称为自由查谟和克什米尔(来自自由克什米尔)和巴基斯坦开伯尔-普赫图赫瓦省省的东部地区(以前称为N.W.F.P.)的全力地震(见图1)。由于受灾地区主要是山区,这是严重被斜率失败小型到大型滑坡的形式。

最重要的单一的滑坡引发由于灾难性事件,引起了世界的注意是位于3.5公里河和Karli提水至杰赫勒姆河的交汇处的上游水通道Hattian巴拉镇附近,来自自由克什米尔(5)(见图2(一个))。这个滑坡起源于达纳·希尔(海拔2080米(AMSL), 34°09年N / 73°43E) (1),把碎片体积约8500万米³阻塞Jhelum河的两条支流,即Karli(也称为Zalzal)和东(也称为Salmeah)水通道融合(见图2 (b))。这堵塞导致蓄水的水和建立湖泊上游面碎片的材料(以下简称滑坡坝)。这些湖泊变成了潜在的危害下游人口和基础设施,主要是在Karli通道的情况下,因为它流入率较高,明显蓄水能力大(即。> 6000万³水),滑坡坝的主要部分阻塞流。图3显示不同的图形视图滑坡坝地区的理解问题的方向和规模。某些细节标记在这些图片(例如,溢洪道)将在本文的后面部分讨论。

2。初步调查和初步建议

分析形势,许多研究和监测系统进行了不同国家和国际机构。显著提到那些由挪威岩土研究所(进行下一代NGI),巴基斯坦军队总工程师组成的工作组边境工作组织(FWO),巴基斯坦(GSP)的地质调查,水和电力发展机构(WAPDA),军队调查集团工程师(ASGE),巴基斯坦(NESPAK)有限公司和国家工程服务。重要的是要注意,这些研究的根本目的是潜在威胁的评估和实施监控,和适当的缓解措施前的暂时的稳定大坝被克服的驱动力。

2.1。调查和数据收集

下面是一个列表的数据收集和调查由这些机构:(我)2 d和3 d卫星意象(2)1:50000比例尺地形图和1:10000比例尺地质图的区域(3)新鲜的地形测量和2 m间隔滑坡坝的等值线图和湖地区的潜力(iv)水文和滑坡库存区域的地图(v)地震折射测试在5 110米和230米长调查在选定的坝面的位置(vi)实验室检测表面的岩石和土壤样品大坝,包括水的内容 ,比重 ,单轴压缩和索引属性(七)水文数据包括湖泊elevation-capacity关系,平均两水/湿年流动渠道,和月平均降雨量(八)渗透流量评估增加湖水平,假设均匀组成一系列的大坝和渗透率( )坝体和床上材料的值(第九)边坡稳定分析湖泊水位增加,假设均质坝大坝结合一系列的凝聚力和摩擦( )参数

2.2。发现

聚合的结果从这些研究概要地介绍如下1,8,9]:(我)Hattian巴拉滑坡坝位于在一个地质区域的特征的存在早中中新世Murree和Kamlial岩层(新生代)。这些结构包括深红色到紫色和绿色灰色砂岩,紫色的红褐色泥岩(页岩),眼镜企业集团(1](2)大坝由岩石碎片漂浮在一个不错的矩阵中、细砂和粉砂和泥级粒子(3)大坝阻断Karli通道的一部分是由鹅卵石,博尔德,和gravel-sized geomaterials嵌入在主导矩阵的罚款,而妨碍东通道主要是由鹅卵石形成boulder-sized碎片,用有限的砾石和细粒子的比例(iv)滑坡坝的身体可分为两层,上层有较小的比例较密实的好材料和较低的层的相对比例高度压缩的罚款(v)Karli湖的水位上升是不符合其记录总流入在研究期间,表明重大坝体渗透(vi)月平均降雨量的速度,大坝部分阻塞东通道将超出2006年3月,在早些时候可能发生一个高于平均水平的速度(七)部分大坝阻断Karli湖将马甲顶高程的最低点(相邻的脚趾滑坡(见图2 (b),3 (b),3 (c))2011年3月在月平均降雨量,并于2006年6月在90百分位的降雨率的上限(八)沿着这最低嵴最高点海拔1368 m AMSL,这将成为Karli湖的表面高程时其最大容量(第九)大坝的失败可能是由于内部侵蚀/管道引起的渗漏或倒退的表面侵蚀由于下游漫溢流从脚趾(x)用一个假设大坝的 m / s,最初的河床 m / s,需要至少4个月Karli漫溢后湖开发一个稳态通过坝体渗流。下游附近的渗流脚趾后发展。如果实际的这个时间会增加低于这些假设(十一)Karli灌装后湖的能力和稳态渗流的发展,大坝下游坡会成为不稳定的一个假定的有效摩擦角( )< 30°与凝聚力的零拦截坝材料。这将是稳定的 在静态加载。上游坡估计为这些假设值是稳定的

2.3。建议

以下主要建议是减少基于上述发现潜在危险(1,8,9]:(我)溢洪道通过前面的大坝建设湖泊的大小和尺寸适当处理极端放电事件(2)优先的直接建设东溢洪道消除这部分的总体风险,其次是Karli溢洪道(3)衬里的床上,边Karli溢洪道博尔德- cobble-sized粒子,防止不受控制的侵蚀(iv)避免超过从Karli湖遵循路径沿顶海拔最低,这可能使滑坡断裂表面的斜率沿着脚趾不稳定,导致另一个灾难(v)建设排Karli溢洪道向东滑坡脚趾的可行和倾销的沿着滑坡脚趾(即开挖料。,沿着原始波峰高度最低),以提高其稳定性(vi)实施建议措施填补之前Karli湖最大容量,最好在下一个雨季之前的2006年

3所示。实现缓解和监控措施和年代学的事件

由于紧急反对大坝破坏的危险,建议从上面的调查和研究总结了政府在2005年12月底,虽然正式的报告在稍后的时间内完成。缓解工作马上开始。年表的重大事件发生现场从滑坡坝的位置前面的大坝的破坏部分东湖2010年7月呈现在图4。这些事件包括以下:(我)新的地形调查滑坡,滑坡坝,Karli湖地区完成,2 m等高线间距地图是由2005年12月底(见图5)。图5(一个)的点的调查还显示了作者的研究从2006年4月到2007年5月(细节将在后面的部分阐述了本文的)和300米长的侵蚀沟的边缘,发达国家2008年12月至2009年6月(正如[10,11])。厚重的轮廓(1368 AMSL)图5 (b)代表了最低波峰高度滑坡坝的自然状态(在安倍(12])。Karli湖预计将上升到这个高度没有任何纠正工作(2)运输土方设备的2.4公里长的访问跟踪是由现有的湖路东(2006年2月11日完成),另一个从东2.2公里长的轨道Karli湖(2006年3月1日完成)(3)WAPDA建立数据监控系统与滑坡坝,包括日常上游流动的两个频道,其下游流相结合,表面高度变化的两个湖泊,和每日降雨量。这个数据收集总共312天12月26日,2005年,和2006年12月31日。数据收集点的近似位置如图所示6(iv)一个130米长的溢洪道,11.5米深的基准宽度4.5米,海拔1235 m AMSL,通过三峡大坝被发掘碎片在东湖的前面。漫溢流经溢洪道开始就完全挖掘2月11日,2006年。从东溢洪道溢流的湖,通过坝体的渗流引起的罚款通过表面的冲刷侵蚀和管道在接下来的4个月左右。合成,湖面海拔降低1228 AMSL在6月20日,2006年。图7显示了横向维度最严重的东溢洪道开挖点和漫溢流经东溢洪道的图片。尽管渗流侵蚀的迹象被发现后,东湖附近经历了一个不断在大坝在接下来的4年(v)708米长的泄洪道,三个不同的部分,通过三峡大坝被发掘碎片堵塞Karli通道(见图8(一个))。第一个477米长段被发掘至少15米东的脚趾主要滑坡最大基地海拔1352米AMSL和平均基地坡度1:11。最大切割位置的截面沿着这段如图8 (b)和照片相同的部分所示的数据8 (c)和8 (d)。特别是,图8 (d)显示了溢洪道床治疗这段通过将巨石,cobble-sized砂岩岩石从网站。这样做是为了控制快速表面侵蚀,特别是在洪水事件。大坝的一部分碎片出土的这段被丢在西区的自然沿着脚趾顶海拔最低滑坡增加其稳定性。中间有71米长段的自然边坡1:2沿着溢洪道对齐。确保漫溢水流从第一个477米长160段是针对第三部分,堤防是建立在东部和西部的中间这段从挖掘大坝残骸的一部分。第三段是相对平坦,发掘基地平均海拔1277 m AMSL(见图8 (e))。总共约110万³碎片的材料是溢洪道开挖施工(vi)虽然Karli湖继续填补其能力,多个渗漏点沿着大坝下游坡2007年2月初(参见图发展5(一个)和9)。Karli湖满通过溢洪道的能力,开始满溢的3月31日2007(见图9)(七)在接下来的3年,倒退的侵蚀是间歇性地观察到沿下游坡在下游流沉积物的存在,虽然没有正式测量,直到2008年7月(八)蠕变变形的定量测量是沿着Karli溢洪道在纵向和导线方向使用差分全球定位系统(DGPS)在7月和2008年11月和2009年6月和11月,其他地方的报道(10,11,14,15]。大坝变形的碎片质量报告在此期间不显著(10厘米的波峰消退而把脚趾部分略)除了300米长的侵蚀沟的脚趾滑坡坝,发达国家2008年11月至2009年5月,该分离大约65000米³土壤质量(见图5(一个)位置)。大坝的slakable性质材料结合暴雨被发现变形的原因(14,15](第九)由于不断的降雨在2010年2月初,Karli湖的水破坏了滑坡坝2月9日,2010年,侵蚀778万米³立即的碎片质量和消耗约3600万³水从Karli湖(见图10)。刷新碎片质量是沿着下游段沉积Karli通道(11]。这违反造成一个生命的丧失和24个房子在下游段Karli频道(10]。湖水最终减少到一个表面海拔约1298米AMSL未来十年(x)前所未有的洪水造成的季风降雨在2010年突破东湖2010年7月底左右。湖面海拔降低了15米(11),此后不断流动(十一)一个事件,滑坡坝本身并不直接相关,但最终结果的撤军Karli湖,结合孔隙水压力平衡的干扰引入的降雨,报道了Basharat et al。16]。平移滑坡是引发2014年10月24日,上游的大坝,变成地球的一部分流(见图10 (c)位置)。地球沿着崖流3房屋被毁的滑坡和呈现许多别人未来损失的潜在风险

4所示。作者的贡献Hattian巴拉的案例研究

关于这个案例研究的调查和研究,在上述引用,可以大致分为两类:(1)初步调查立即提出措施来尽量减低风险的潜在的和(2)监测项目旨在量化发展的场景。因为他们天生的快速成形过程和转瞬即逝,加上复杂的成分,这种一般方法处理滑坡坝是相当合适的。尽管如此,每一个案例都有其不同的特点和设置,要求使用的工程判断和考虑的替代方法的调查。

作者的调查和分析Hattian巴拉滑坡坝跨度的时间13.5个月(2006年4月1日,5月15日,2007)。审查的文学主题,重新评估上述引用的调查,和一个为期一周的网站在2006年4月的第一周,侦察以下观测指出:(我)在初步研究提出的建议是基于岩土调查仅限于表面观测和地震勘探随机位置。土壤和岩石取样进行实验室测试也从大坝表面。这并没有帮助发展中一个真正的地下滑坡坝的照片。的开挖段的第1 Karli溢洪道接近完成,地下概要滑坡坝的最关键部分已经被曝光(平均削减 米),更代表可以采集样本进行实验室调查(2)由于整体破坏基础设施和巨大的生命损失在整个地区,当局的当务之急在年初发布今年10月8日,2005年,地震事件去救援,救援和康复活动,包括开放的通信基础设施。在运输领域,结合极端困难的调查设备,可能迫使初步研究团队进行简化的假设关于重要的岩土参数(如地形资料, , ,和 )。范围的假定渗流及边坡稳定分析中使用的参数假设不同的预期的场景。在达到他们的结论,更依赖必须放置在岩土工程师和地质学家的专长与经验在类似事件(3)模型的滑坡坝,准备在渗流数值模拟分析,大坝的并不代表这个概要文件基于地形数据更新(iv)滑坡坝的异构特性,再加上增加尺寸和体积的水在Karli湖和整合的发展过程,渗透,和侵蚀,需要深入现场和实验室调查决定监控机制和预警系统准备下游人口在紧急情况下(v)额外的数据,特别是河流、湖海拔、降水和日常,在2006年被编译。客观的渗流分析是通过整合这些新的信息

这些观察结果清楚地表明,替代调查工具的使用需要向更理性的分析。

4.1。材料和方法

作者的工作的重点是滑坡坝的稳定性研究部分阻塞Karli通道(然后变成了湖),因为它是一个重要的发展的风险。有关就业的调查方法的决定是基于他们的可行性和可靠性,相对于网站易访问性的局限性,滑坡坝的大小和规模。调查旨在确定地下条件包括地层学、饱和水平,影响大坝稳定渗流条件。一个流程图解释本研究中采用的调查方法是图所示11。现场调查是在两个阶段进行,每个阶段跨越的时间大约2周(2006年11月/ 12月第一阶段和第二阶段2月/ 2007年3月)。下面是执行的调查和分析总结在这项研究中,并设置相关的信息执行每个方法和测试方法采用或分析整个过程(见图5(一个)现场调查的位置点)。

以下4.4.1。地形调查

利用DGPS、预处理和postevent地形地图,五个横向和纵向表面地形资料得到沿着Karli溢洪道(见图5(一个)和12)。这些位置和排列方式选择字段电阻率调查计划在上述两个阶段及其后续的数值模拟和计算机模拟。

以来新建溢洪道大约是一致的与preevent跟踪Karli频道,这是逻辑预测Karli湖水时,进入上游坡的大坝渗漏通过其主体,将集中在溢洪道的床。这形成了纵向调查的对齐线的基础。

位置的横向调查线路选择临界点沿着溢洪道床验证纵向调查的结果,支持其他相关地下调查。三个横向调查行被选中在上半年溢洪道的第1段,根据该渗流会启动。第二次调查行被选中的位置靠近高程点的71米长的自然倾斜段2,在渗流水将沿下游边坡出现。第五个位置被选滑坡坝趾的残骸附近。这个位置是在第二阶段的现场调查,调查Karli湖接近其最大容量时,这样的大坝的渗流水达到脚趾可以调查。

4.1.2。抽样

对于实验室测试,批量样品基质材料得到从六个位置沿开放降低溢洪道的床上(见图5(一个)位置)。如此大的规模和数量的碎片材料、选择性测试是一种冲动,不是一种选择。预期,在静态加载条件下,整体变形,在短期到中期,坝体会从渗流/管道和表面侵蚀,但不重和粗位移的片段(即。岩石和鹅卵石),渗流会集中在Karli溢洪道。因此,实验室收集的调查集中在细矩阵溢洪道的床。

4.1.3。延时渗透水电阻率调查

一般来说,材料分类的碎片质量的大坝被前调查和地质信息收集的文献综述。地下条件,因此,在评价渗透率的主要焦点是维护评估和饱和度的发展状态和材料密度。这是通过完成一系列的二维(2 d)电阻率延时水渗透调查(3个月)的延时调查线路如图5(一个)和12。2 d模型是相对准确的地下成像在垂直和水平方向电阻率变化是常见沿测线。

调查包括一纵向和四个在第1阶段的横向和纵向调查的一个重复另外一个横向调查附近的脚趾大坝在第二阶段的结束。第二纵向调查一系列的电阻率成像在时间和空间的入口的水Karli湖到坝体。

调查是由雇佣中概述的过程(19),用温纳(α)电极阵列。4-electrode电阻率仪系统使用。测试参数如表所示1。图13显示了电极位置标记在实地调查和记录的电阻读数。

温纳(α)有一个简单的安排面对面的长度最长的测线,现场地形困难,其财产的收益更高的信号强度和垂直分辨率比大多数其他的数组(20.]。两个外电流和两个内部潜在的电极放置与平等相互间距( )开始的时候测线,地下的阻力通过电阻率仪获得。每次阅读后,数组先进沿测线的距离” ,”,接下来的阅读记录。这个过程一直持续到电极阵列已经达到测线的结束。然后重复整个过程为下一个序列与电极的相互间距“翻了一番”,同时保持了连续两个之间的距离 。序列是直到电极间距 ,在哪里测线的长度。

原始电阻率计的读数阻力值用于计算“明显”的地下电阻率值,“真正”的电阻率是决定通过一个“反转”的问题。地下反演方法试图确定一个模型的响应同意测量数据(20.]。RES2DINV模块Geotomo软件包,其内置的反转功能,用于建模的领域获得的数据。细胞RES2DINV所使用的方法,模型参数的电阻率值模型细胞,而数据测量视电阻率值。数学模型参数和响应之间的联系提供了二维电阻率模型用有限元方法(20.]。

总结的方法用于RES2DINV程序构建表中给出了地下假剖面2。确定真正的电阻率值,选择“反演相结合”的方法,用于数据的灵敏度值模型细胞的情况下扭曲了大电阻率变化(20.]。通过结合“马夸特医生”和“奥卡姆”反演方法,扭曲发现由于大电阻率变化模型减少了。占调查沿线的地形变化,坐标,如图12作为输入数据的一部分。“扭曲的有限元网格均匀变形”被选中的地形模型。这使表面网格的节点匹配实际的地形。使用该选项时,水下节点(和模型层)转移通过相同的程度上表面节点。

4.1.4。实验室调查

矩阵的样本材料被用于实验室检测如下:(我)分类测试。包括粒度分析和阿太堡限制后决心ASTM标准(21- - - - - -23]结构分类的基础上,统一的土壤分类系统(usc) [24](2)侵蚀潜力评估。额外的粒度分析对侵蚀潜力的评估采用实证方法(下面详细解释了方法在一个单独的小节)(3)渗透测试。执行了一系列的选择遵循ASTM标准干密度(25)(从这些测试值用于渗流分析,稍后解释)(见图(14日)和14 (b)测试安排)(iv)实验室电阻率测试。按ASTM标准执行(26]。采用的测试方法是详细的下面。

电阻率值确定实地测试的特点不仅类型的地下geomaterial还干密度( )和饱和度( )(20.]。实地调查下面的饱和水平在不同的区域线(这也表明渗流的趋势),因此,估计如果现场和实验室之间的相关性可以建立决定电阻率值在不同密度和饱和程度。因此,一系列的实验室进行电阻率测试的样本矩阵材料在一系列相同的七种不同密度的渗透率测试和五个不同程度的饱和在每个(例如, ,40%,60%,80%,100%)。电阻率框(一个实验室 )用于样品的计算量和水来实现每个和 。每个样本在层压实一个静态压实机(见图14 (c))。水均匀的预定数量为所需的饱和度,添加和电阻率框放置在真空室30分钟允许内均匀分布的水样本。后的电阻与电阻率测量仪连接到盒子与当前和潜在的电极嵌入在准备样品(见图14 (d))。电阻率( )值被计算使用以下表达式: 在哪里测量电阻,是样品的横截面积垂直于电流( 厘米),内电极间距(26]。由于这些视电阻率值,字段的校准密度和饱和程度不同区域的地下也执行使用视电阻率值

4.1.5。实证方法的评估潜在的侵蚀

一个共同的方法来评估大坝内部流失的漏洞是应用的过渡地区的过滤标准细粗材料(27]。这种分析方法并不适合自然沉积异构滑坡坝没有开发地下情况和准确定位的区域坝体内的转换。根据Meyer的建议等。28),实证的方法比较矩阵材料的粒度分布曲线从六个抽样地点与Sherard滑坡坝的破坏包络线29日被采用。这个信封是来自众多路堤大坝表现出失败的分析由于内部侵蚀;土壤的曲线落在这个信封提供内部过滤能力不足。所示的信封和比较结果和解释。

滑坡坝的过滤性能,建议 Kezdi [30.),也被调查。解释这个应用程序,一个过滤器的标准,通常表示为 ,常用于土壤排水问题,包括材料的选择无剥蚀排水通过路堤大坝和挡土墙,等等。在这里,15%相对应的粒度更细的粒度分布曲线粗材料(也称为过滤器),然而,大小对应于85%细粒度分布曲线的保留或保护细土(也称为基础)。路堤大坝的稳定对内部侵蚀 比它的材料应小于4到5。

在应用这一标准矩阵样本滑坡坝,整个材料的粒度分布曲线的每个样本分离6不同粒径(0.15毫米、0.43毫米、0.85毫米、2.00毫米、4.75毫米、9.53毫米)。因此,总共36 6样品进行了分离。对于每一个分离,完成粗分数作为过滤材料和整个剩余细分数被认为是基础或保护材料。单独的粒度分布曲线被吸引的过滤器和基础分数。然后,的过滤和粒度分布曲线基础分数的粒度分布曲线确定。图15说明了确定的方法 比6的样本Hattian巴拉滑坡坝的分离大小0.15毫米粗与细分数。如图所示,粗的粒度分布曲线分数(red-dashed)和细分数(blue-dotted)分别绘制除了整个样品(黑色固体),和各自的和确定。

除了个人 分离比率在6点,6的手段也被计算为每个样本以及每个分离点。值比较反对上述过滤能力的标准。

4.1.6。水文数据库分析

WAPDA和计量天文台Garhi条收集水文数据共371天期间(2005年12月26日,12月31日,2006年)通过监控系统图所示6。每个测量的实际数据收集的天数(这些数据绘制在图所示(16日)和16 (b)):(我)每日Karli渠道流入:312天(2)每日Karli湖表面海拔:312天(3)每天东通道流入:312天(iv)每天东湖表面海拔:286天(v)每日下游流量:286天(vi)每日降水记录:371天(实际降雨量:73天)

除了上面的数据,现在新等高线地图可以每隔2米,湖表面的计划区域对应于每个轮廓和匹配的两个湖泊的水也被计算并用于这项研究(见图16 (c))。集水区的渠道的关键数据表3。

不管上面提到的大量的数据,第二重要的,然而实际,限制必须处理,以估计渗透到滑坡坝的数量:(我)下游流量测量记录在显著位置遥远的脚趾滑坡坝的下游延伸(见图6)。这暗示可能的贡献出院弹簧和季节性的大坝和下游的脚趾之间的通道测量位置,特别是在雨天(2)集水区的弹簧的数量列在表中3,位于上游流入的流量数据测量的两个湖泊和各自的接口与大坝的上游脚趾不可用(3)在降水径流之间的上游测量分和大坝的上游坡ungauged湖泊(iv)最接近的地形图上等高线间距2 m集水区进行了扩展,而《每日波动在东湖的水位和上升的Karli湖是发生在毫米的规模。因此,测量体积变化不可能比流入每天与准确性(v)Garhi一条最近的气象观测站位于西北近30公里。自网站是在高海拔,每日温度数据记录在天文台并不十分有用的计算蒸发损失的湖泊

下面的分析从数据图形化呈现在图16:(我)比较周期性湖泊的水平与各自的流入(2)上游流入与结合下游排放努力占降水(3)降水在流入和下游流量的影响(iv)多项式表达式代表之间的关系发展计划领域( )及其对应的表面高度( )两个湖: (v)比较的每日增加水量Karli东湖湖和波动基于上述表达式考虑日常流入(vi)渗流体积的估算方法是详细的下面。

可以估计如果渗流体积 ,在哪里上游流入体积和吗是轮廓之间的体积(即。湖,实际的体积)。在其他情况下,渗流计算体积 或 ,ungauged流必须确定。一般渗透流量的表达式可以写成 在哪里是潜在的渗透流量,上游流入,ungauged流(例如,降雨的表面积 从集雨), 是存储的变化, 是周期变化的高度在湖里的水,然后呢平均计划区域对吗 。自测量间隔24小时,将方程(3从卷到卷基础收益率

上面的表达式是适合分析多雨的时期,这是丢弃由于更多的未知变量在这些天里(特别是由于ungauged流)的增加。只有干旱时期的数据(期间收集的天与积极的潜在渗流体积)被认为是分析。收集的数据在92年总共干天(4月、5月、9月和2006年10月)进行分析。干旱时期,方程(4)减少

当是零, (例如,inflow entirely goes into storage plus evaporation; hence, there is no water for seepage). When ,可以推断出,水是用于渗流。如果 ,这意味着异常结果,这也许是由于弹簧的贡献在排水区,仍在继续,即使在干燥的天气。

一组计算的金额为(1)进行上游流入和下游排放对湖泊,(2)渗漏量的渠道(表示为上游和下游流)的百分比,和(3)坝体渗流孔隙空间内的体积。

4.1.7。渗透流量和表面流测量从Karli湖

渗透水出现在多个新位置的第2段Karli溢洪道(见图5(一个)和9(一个)2007年)开始于2月5日,当湖面海拔在1335 AMSL。不寻常的降雨量在2007年3月也加速了湖填充的过程,从坡度明显的填充曲线如图(16日)。2007年3月31日Karli湖越过大坝溢洪道。测量水的新渗流分,高出流可以显示信息,可能帮助在评估通过坝体表面侵蚀/管道。因此,放电/流量测量和水取样进行新开发的渗流位置和后沿溢洪道在另外两个点:一段1和快结束时,第二个最低的高程点沿着段2。渗流位置、流/放电率和悬浮泥沙浓度测量的水样进行分析对Karli流入和RES2DINV电阻率模型。泥沙浓度测量使用ASTM标准的测试方法(32]。

4.1.8。数值模拟进行渗流分析

有限元素SEEP / W模块GEOSLOPE软件被用于Hattian巴拉滑坡坝的渗流分析。这些静态加载条件下分析,包括模拟两种截然不同的下游边界条件(即。相称的,零通量,和下游的头与原渠道床,即。1 \ 100 AMSL),和下面的蓄水量Karli湖的水平:(我)1329 AMSL,记录在第一阶段的现场调查(2)1336 AMSL,记录在第二阶段的现场调查(3)1352 AMSL,符合的最大容量和床上海拔最高的湖Karli溢洪道

地下开发的有限元模型在SEEP / W复制从RES2DINV获得假剖面电阻率的计划。22690年的模型由元素和23074个节点。在这个模型中被分配不同的区域值根据校准的实验室调查期间执行 , ,和值和比较那些RES2DINV假剖面。模拟运行的可能组合边界条件。努力是概念化各种阈值条件和参数的组合,可以产生不稳定的大坝。SEEP / W模型准备这些模拟随渗透率值分配给各个区域如图17。它可以注意到区域滑坡坝的脚趾(橙色)被分配一个非常低的渗透率值。该区域包括主要的巨石,cobble-sized粒子纵向电阻率调查不可能通过扩展在这两个阶段的调查。234米长的横向电阻率调查费了好大劲在1114米位置在第二阶段调查表明地下电阻率非常高。低渗透的价值观,因此,分配给符合上面提到的校准模型。

4.2。结果和解释

以下来自集体解释结果和发现的作者使用的调查方法的结合来研究该滑坡坝的稳定性。

4.2.1。准备指数测试

三峡大坝是一个非均匀体滑坡碎片质量组成的材料从巨石泥级粒子。图18提出了正式的粒度分析和六个样本矩阵的南加州大学分类收集的材料Karli溢洪道。平均约60%的基质材料由粒子比# 4细筛(4.75毫米),比# 10筛细50%(2.00毫米),比40 #筛细38%(0.425毫米),和28%的罚款(粘土和silt-sized粒子)的贡献。例子的各种粗碎片残骸物质的不同部分大坝也显示在图19。

4.2.2。侵蚀潜在

粒度分布曲线的比较结果与Sherard破坏包络线(29日)(见图18)表明,大坝材料明显容易受到内部由于渗流侵蚀力。然而,由于材料在地下是一个随机组合的粗和细粉碎了源岩的碎片,管道不能开发或其经典意义上的进步。相反,它将是一个缓慢的过程,持续了几个月甚至几年。

“不”侵蚀的筛选标准的结果分析: 比(33总结在表4。36,十二个结果(4样品分离5不同粒径)满意的标准。所有其他的比率不符合标准。的总体平均值20.26大大超出了可接受的范围内,这意味着材料形成坝体内部侵蚀不抵抗的。最好不过,这一标准将工作在堤防的过渡区细粗材料有些可定义。因此,明确侵蚀模式通过与非齐次配置,这座大坝成分,粒度不能评估精度。

基于数据,由于超过预期,侵蚀将开发流和倒退的进步从脚趾到上游的波峰大坝将开始侵蚀。管道也预期开发和推进速度相对较慢但常数沿坝体在多个位置。这也验证了悬沙含量测量结果的水样在前一节中提到的两个渗漏点(在后面的小节讨论了这些结果)。

4.2.3。实验室校准电阻率、饱和度、渗透率和密度

合并后的电阻率的结果( )与干密度( )和饱和度( )和渗透率( )vs。从一系列的实验室测试图所示20.。整体大坝的很低,降低了两个数量级 来 在的范围代表材料在坝体内的自然状态(即。1520到2090公斤/米³)。相应的值计算从实验室测量的影响和 。的整体范围被发现是37.9到218.3 ohm-m,减少以及 。的减少增加的更加明显的样品测试在干燥状态相比具有更高程度的饱和度。的样品测试在不同的价值观聚集到平均39.9 ohm-m的价值

基质材料中使用这个测试是一个自然的灰岩和泥岩的压碎岩的来源(页岩)。本系列测试电阻率值获得,因此,也较典型的砂岩的电阻率值范围:10 ohm-m(湿)到2500 ohm-m(干)和页岩:25 ohm-m(湿)到1500 ohm-m(干)20.]。这些结果和分析提供了一个公平的评估预期范围的电阻率、磁导率、饱和度,在网站和密度,解释RES2DINV假剖面的表面电阻率数据,和选择的渗透率值不同的区域SEEP / W分析。

4.2.4。地下假剖面的电阻率调查

产生的地下2 d假剖面野外电阻率调查数据的两个阶段及其逆建模RES2DINV图所示21。这可能指出,电阻率值是真正的显示值获得“反转”直接从测量电阻的电阻率值计算中的数据字段。由于典型的电阻率值的重叠范围的页岩和砂岩湿干燥状态,是不可能将不同区域类型或其他源材料。因此,明智的做法是假设整个大坝由碎砂岩和页岩和电阻率值在不同区域的合理表示各自的密度,程度的饱和度和渗透率。一个简明的解释来源于这些配置文件如下所示:(我)第一阶段纵向调查。这个模型显示两个低电阻率(解释为高度饱和脂肪)在坝体区。第一个区毗邻的极限上游大坝的脚趾兼容Karli的湖面海拔1329 m AMSL指出。从深度的角度来看,该区域扩展低于原Karli通道床上水平,而其纵向尺寸约为100米。第二区扩展水平从约260米到685米的上游边缘溢洪道(干舷边),及其从附近的表面不同深度低于原Karli通道床。该区域的一部分也关系到最低点溢洪道的第2段表面渗透水重新出现在2007年2月两个地点。介质电阻率(解释为中间密度、渗透率)区被夹在两个低电阻率饱和区,这可能会阻碍顺畅的发展路径,从而阻碍水的流动。区域以极高的电阻率值(代表非常高的密度和低渗)被发现地下末期的测线扩展水平从780米到894米从上游溢洪道的边缘。电阻率值在该区域增加从650 ohm-m溢洪道床在150以下,超过6000 ohm-m床。如此高的电阻率值的存在可以归因于非常密集的材料和渗漏的可能性方面没有先进的通过这些层。(2)第一阶段横向电阻率调查。第一阶段的四个横向电阻率剖面如图所示21。正如上面提到的,这些额外的调查进行验证配置文件从纵向调查获得。自从沿着溢洪道床纵向调查,主要从横向调查资料感兴趣的部分是那些低于最低波峰高度(这些海拔对应于溢洪道床)。的最大深度调查的横向电阻率调查22米,124米,237米,垂直扩展和574米20 m, 26米,28米,分别和16 m溢洪道床下面。22米的电阻率值横向调查资料表明增加从175 ohm-m溢洪道床800 ohm-m在20米深度,而124的横向剖面调查从350 ohm-m泄漏床上增加到大约1000 ohm-m在12米深度,然后下降到大约150 ohm-m 26米。第三横向电阻率调查,海拔237米,95 ohm-m和1000之间的值不同ohm-m 28米深度内区,而横向调查,海拔574米,价值从300减少ohm-m在溢洪道床约60 ohm-m 16米深度。有趣的是,从横向概要文件获得这些电阻率值与纵向剖面的值一般协议的阶段,从而验证地下反演模型和解释的条件。(3)第二阶段纵向调查。延时的水渗透纵向电阻率调查,在第二阶段进行现场调查2月/ 2007年3月,表现出低电阻率的一般增加区段(高饱和度)区。这一增加可能是由于(1)Karli湖地表海拔上升7米从2006年12月到2007年3月,(2)过多的降雨(401.5毫米)延时两个阶段之间的三个月期间的调查(地表水水文工程,水电发展机构巴基斯坦,个人沟通,未发表的数据,2007年3月)。的地表径流雨水积累和渗透到了大坝的身体,特别是在最低点溢洪道的第2段。电阻率值的下降是最大在下面的地下位置。(iv)第二阶段横向电阻率调查。唯一的横向电阻率调查执行第二阶段的趾端附近大坝(1114米的上游端溢洪道)。因此,这个调查是位于220米向下游一侧的终点的纵向调查行两个阶段(也见图12)。因为距离,从这个调查结果不能直接用于验证纵向剖面的任何部分。然而,它是调查是否极高的电阻率区进行观察附近的两个纵向调查进一步扩展向下游脚趾结束。这个概要文件由234米长的调查延长41米深以下表面(见图21)。降低电极间距提供更高的分辨率。结果显示150 ohm-m和1500之间变化的电阻率值ohm-m在前25米。值远低于那些观察到最后段的纵向调查阶段。解释,极高的电阻率区发现低于780到894米的纵向调查值逐渐减少对脚趾的大坝。降低15米的概要文件,下降到小于20 ohm-m的电阻率值。这个低电阻率(解释为一个高度饱和区)对应深度低于原来的河床。这个特殊的观测暗示可能与第二低的饱和区通过深层地层纵向调查。

4.2.5。水文数据库分析

观察指出图形演示的水文数据和执行的计算使用前一节中解释的方法总结如下:(我)湖的表面高程Karli不断起来在1352 AMSL最大值,当水溢通过溢洪道3月31日2007年(2)东湖表面高程1215.71米至1223.10米之间波动AMSL(与降雨周期同步)数据收集周期的持续时间。比较这些水平与东溢洪道海拔1223.10米AMSL作了明确的指示渗流产生的从内部侵蚀,滑坡坝的一部分(3)两个渠道上游流入和考虑下游流量的波动之间以下限制:(一)Karli上游:0.257和2.897米³/秒(b)唐上游:0.213和2.806米³/秒(c)下游:0.370和2.870米³/秒(iv)在干旱期间(4月、5月、9月和2006年10月),流入从湖泊显示一个下降的趋势(v)两通道上游流入之和明显较高(即。1.47倍,平均)比净下游流量(即, )在数据收集阶段的持续时间(vi)净下游流量超过净上游流入东通道的数据时间的95.44%,除了日期以暴雨(34毫米到63毫米)(七)这两个以前的观测相结合的两种可能性之一:(1)从Karli湖已经导致下游流量通过通过坝体渗流或(2)(即ungauged水文特性。季节性的小脚趾之间的通道和弹簧大坝及下游测量计)定期添加到东湖的渗流(八)实际的每日增加Karli湖卷( ),计算方程的多项式表达式(2),与这些相比计算每日总流入Karli通道( ),表示, 接下来的几天的雨天,很少。然而,干个月(4月、5月、9月和2006年10月)显示了相反的趋势,即, (第九)潜在的渗流卷( )计算从方程(2)- (5)在一段时间内干92天的数据两个渠道取得了以下结果:(一)总 (b)总下游流量 (c) (67.6%的和93.4%的下游流量)(d) (x)三分之一的失去了两个湖的渗漏和蒸发,总和。渗流的部分损失是(1)发生在东溢洪道,(2)由于滞留在孔隙空间的主要的水坝体(Karli溢洪道下),和(3)从渗透/渗流Karli湖的周边表面与水接触新鲜和相对干燥的地层为每个日常水平上升(十一)显然不切实际的负值的坝体内渗流体积困也可以归因于贡献的下游放电ungauged上面提到的水文特性(十二)最后的违反两个湖泊,发生在稍后的时间内(2010年2月至7月),可以归因于粗的残余碎片的熟化的页岩存在坝体内渗流和表面溢出,据Kiyota et al。14](十三)每日降水期间记录的数据被指出是低于历史平均水平,如图16 (b)(2006年11月和12月除外)。任何未来的降雨达到或高于平均可能导致表面侵蚀速率的增加以及渗流部队由于毗邻斜坡/流域的径流和雨水渗透进了大坝表面

4.2.6。渗透流量和表面流测量从Karli湖

实地测量的结果,采样和实验室检测表面水流和渗透流量的四个位置以及Karli溢洪道在表中做了总结5。结果显示如下:(我)渗流的放电点随着时间的增加;含沙量的渗流是显著的,这是一个明确的内部腐蚀的迹象(2)含沙量增加在测量期间,所以做了沉积物的大小,表明内部侵蚀的演变(3)漫溢流的流量测量记录位置3从Karli低于上游流入渠道。同样,沿着溢洪道低于放电位置4,位置3。从这个观察,推断,大量的水从河流坝体渗透,导致饱和度的增加,和渗流压力(iv)地表径流中的泥沙浓度显著高于渗透流量。最大的粒度被侵蚀由于表面流也从渗透流量比。这个评估验证的解释可能倒退的侵蚀,这是来自上面的侵蚀潜力评估详细(v)这些解释是基于有限的阅读列表。渗流的结论性的结果的连续测量和表面流趋势,加上上游和下游排放和湖面海拔

4.2.7。计算机模拟渗流分析

而水的渗流数值模拟和分析从Karli湖SEEP / W项目中执行三种不同的湖海拔(1329米AMSL 2006年12月,1336 AMSL 2007年3月初,和最大的湖容量1352 AMSL 3月31日,2007年),只在最后的高程选择的结果呈现在图22。模拟场景,潜水面、线流动,速度向量,如图22,提供一个体面的理解渗流模式下Karli溢洪道当达到稳态条件。这些评估帮助有关整体模型中存在的渗漏位置和估计未来可能的位置沿溢洪道。以下归纳的结果:(我)模拟为三蓄水量水平与零通量条件在下游坝趾端,浸润线的间隙溢洪道表面非常接近上游的大坝(见图22日(d))。然而,没有这样的迹象在任何阶段观察网站的调查或访问。它暗示可能使用不正确的下游边界条件和/或实际的瞬态渗流下溢洪道与运行的稳态模型分析(2)浸润线,生成模拟与下游的头在同一高程与原始通道床,理智溢洪道表面附近的最低高程点段2(见图22)。正如前面提到的,这两个渗漏点,开始在2007年2月,位于靠近这个地方。因此,这种边界条件和仿真的结合似乎更接近实际的现场条件(3)流的浓度路径(见图(22日)(见图)和速度向量22 (c))高程低于原始河床附近的大坝的脚趾表明,大坝的渗流在脚趾区域不太可能,因此,内部侵蚀的可能性/管道由于渗流力不可能在这个领域(注意,侵蚀区由于表面流没有分析了模拟)。然而,保持视图进行电阻率测量的困难和随后的RES2DINV造型下游坝趾的地下部分,从仿真结果需要谨慎的解释,尤其是对大坝的区域(iv)流动路径和速度矢量在所有建模和仿真案例表明,相当数量的渗流水进入的大坝上游面会向上飙升表面沿溢洪道的第2段绕过后第一个高电阻率(高密度和低渗)区。渗流位置1和2可以方便地与这些结果(v)总头轮廓如图22 (b)表明,在初始水头损失三分之二的水坝宽度小于,剩下的三分之一的脚趾部分大坝。这些结果证明渗流力的不均匀分布在不同地区的大坝,这可能导致渗流水回到地表的出现在多个点沿着大坝的凹凸不平的地形(vi)多向synopsize,方法是采用调查一个非传统的岩土和地质问题。由于固有的复杂性和所涉及的许多ungauged变量问题,相当程度的工程判断和观察必须依赖达到合理的定性结果。技术用于分析更客观、基于新的数据相比其他的初步研究(七)在正常的静态条件下,发生灾难性故障的机会被认为是一种罕见的可能性。进步的失败由于内部的罚款以及冲刷侵蚀面和随后的蠕变定居点被认为是最有可能出现的情景的一部分在长期的持续时间内发展。预期,高强度的地震,突然增加流入由于过度沉淀或云破裂,或大规模滑坡从临近的山脊Karli湖是可能的动态条件,可以显著改变情况(八)大坝的水文地质不成熟的主要因素,继续阻碍任何更好的评估所需的时间总洗的罚款和/或最终稳态条件下的发展。本研究的结果和解释传达给工程首席的特遣部队2007年5月,随着推荐的延续水文数据监测系统由当地政府,一起定期网站访问/调查观察渗流和痛苦点,除了Karli溢洪道。大部分发生在这个网站,覆盖年表的事件在前面的部分中,从作者的研究一致的解释

5。总结的经验教训

5.1。观察法

所有滑坡坝的特点是快速形成和沉积的复杂的配置和组合的谷底中水文地质年轻和永久的威胁下游人口和基础设施由于他们的失败的可能性。一个占主导地位的多数都是已知失败在过去主要是由于seepage-induced内部或表面侵蚀,和不平衡引起的边坡破坏平衡状态所产生的渗流力,呼吁需要稳定的评估。确定稳定的状态在任何时间后形成或预测的时期他们的失败将成为迫在眉睫的是极其困难的。应用于一个特定的调查案件可能最终大多与另一个由于固有的独特性在每个站点上,包括不同的维度、地质、地形、水文设置。进化的场景总是取决于各种已知或可测量的变量,也限制了一些未知的和/或ungauged的。这需要很大程度的依赖工程判断和持续的监控。

事实上,滑坡坝应用的很好的例子Terzaghi观察法(34),这表明初始计算工作假说基于初步数据,其次是确认或修改项目实施过程中通过持续的监控和数据采集。假说认为必须包括最可能的条件以及最不利的可能的偏差。警惕的核心在于这“根据自己的需要去学习”的方法。

5.2。适用的调查工具和调查阶段

尽管上面提到的窘境,与这些自然地貌特征表现的总体模式可能最需要的以下:(我)网站访问/侦察的基本的认识问题的规模和整体的网站(2)研究现有的地形、地质、水文和地震记录的网站和排水区(3)大坝的一个新的地形测量面积量化碎片的体积材料及其厚度和斜坡红衣主教点与原谷底(或最可能对齐漫溢的流)(iv)高分辨率地形测量的排水区量化扣押对应不同的湖泊水位的水的体积和最大容量(v)精化新风险的分带地图,特别是包括识别关键滑坡边坡排水区容易失败(vi)批量抽样的粗和细碎屑物质的碎片(七)现场调查主要包括非侵害的地球物理方法/工具(八)实验室检测,包括粒度分析、渗透评估在不同密度、侵蚀和熟化的潜力,和原位密度降低,强度,和刚度由于持续接触渗透水的影响,并为现场数据校准包括地球物理测量(如果使用)(第九)持续的监控系统包括流入和流出的大坝和湖海拔,悬浮泥沙浓度渗流和漫溢流水域,困苦和变形以及利用DGPS系统关键位置(x)数值模拟渗流和变形分析的基础上,实地测量和校准实验室测试(十一)使用下游地形和溃坝分析数值模型(十二)准备早期预警和下游人口疏散系统和排练

5.3。需要一个中央数据库更新

Hattian巴拉滑坡坝已添加到库存有限的情况下,持续了一年多。其失败,超过四年后形成,是由于过量的降雨,同意报告的调查结果科斯塔和舒斯特尔1为以前的失败案例。这个特定的案例也吸引了广泛的国内和国际的注意,因为地震引发滑坡的强度和整体造成灾难性的破坏。这两个因素结合提供了所需的利益,反应时间和资源评价问题,实现缓解措施。其他情况下可能没有相同的纬度,要求迅速行动和更少的约束数据(即。,更多的未知和/或ungauged变量),尤其是下游高危人口和/或基础设施。全面缓解工作可能不是一个选项,由于时间和/或资源约束。因此,就业的选择调查工具和步骤从上面的综合列表可能是最好的选择。中央数据库的可用性综合案例记录(从开始到失败或稳定)的全球压倒性的水坝,从每个案例总结的信息,和整体比较分析将有助于处理滑坡坝的未来事件。

5.4。的地球物理方法

现场调查方法的入侵类型并不适合这一类的岩土工程问题,这些方法提供的信息非常相关的调查。由于滑坡坝的组成和配置可以高度复杂和异构,选择性等非传统工具可能是唯一的地球物理方法在大多数情况下实际的解决方案。地球物理方法覆盖大部分地区(垂直和横向扩展),他们是权宜之计,更便宜,他们在小应变(即评估特征。,真正的弹性属性)表示。然而,由于他们开发一个概貌,而不是精确的信息(即。,they provide qualitative results instead of quantitative), their interpretations require considerable prior experience and knowledge. In addition, laboratory calibrations of the measurements on the samples from the site are also warranted.

5.5。数值模拟

通过可靠的数值模拟和计算机模拟软件可以非常有用的预测滑坡坝的渗流和变形。然而,为此开发的模型,建立在数据获得地球物理调查或其他工具的使用,必须是一个好的地下地层的表示法和组合,和变量的值分配模型必须建立在高质量的实验室校准。

5.6。水文模型

水文数据库模型提出了估算的潜在渗流体积可以提炼为未来的应用占蒸发损失在干燥天,提供温度测量是在或接近现场。同样,雨天也可以由模型将地表径流数据和贡献的多年生植物和季节性的渠道和弹簧。因此,当局和调查处理的分析滑坡的稳定性和缓解大坝应该努力获得这些信息在数据收集阶段。此外,潜在的渗流体积不能可靠地估计,直到湖满其能力或已经达到一个合理的孔隙水压力平衡在大坝。这需要应用程序的模型需要连续和扩展监测的水文数据。

5.7。协作调查

由于不同性质的变量参与这些问题,一个协作跨学科的方法调查和分析是必要的。相应的知识和经验,从地质、水文地质、地震、气象、和岩土工程必须向一个令人信服的解决这些问题。虽然大多数的应用程序并结合上述字段说明在Hattian巴拉案例研究中,地震学领域也可能相关的斜率失败的排水区扣押由于地震湖。突然滑坡由于地震事件可以生成一个海啸波在湖里,可能导致大坝破裂。

5.8。定性与定量研究

精确的预测率和进步的内部腐蚀和冲刷和由此产生的蠕变变形是非常困难的因为材料的极端异质性在滑坡坝的整体尺寸。因此,观测相结合的方法与监测、警惕,早期预警系统应积分任何滑坡坝项目。

数据可用性

的数据支持本研究的发现可以从相应的作者在合理的请求。

的利益冲突

作者宣称没有利益冲突有关的出版。

确认

内容摘要部分要归功于教职员工的支持和援助国家交通研究所的国立大学的科学和技术,巴基斯坦。作者特别感谢博士Nasrullah Engineering-in-Chief安倍的巴基斯坦军队的分支,他慷慨地提供了一个重要的份额在这项研究中使用的数据。

引用

1. j·e·科斯塔和r·l·舒斯特尔”,来自世界各地的记录历史滑坡坝”,美国地质调查局没有打开的文件报告。91 - 239,1991年美国地质调查局。视图:谷歌学术搜索
2. r·l·舒斯特尔“滑坡坝——一种全球现象,”日本的年会滑坡学会学报1993年,页1、大阪、。视图:谷歌学术搜索
3. o . Korup”,最近的研究滑坡坝——一个文献综述,特别注意新西兰”自然地理的进展,26卷,不。2、206 - 235年,2002页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
4. w . o . Engemoen“seepage-related大坝的风险评估失败的故障模式识别、风险分析、和监控实践,”研究学报》研讨会上通过路堤大坝渗流2000年,科罗拉多州丹佛市。视图:谷歌学术搜索
5. r·p·Denlinger d·r·h·奥康奈尔和m·琼斯,初步的总结2 d泛滥建模三Hattian滑坡坝破坏场景,没有打开的文件报告。2006 - 1094,美国地质调查局(U.S. Geological Survey)的合作项目和美国内政部,垦务局,2006年。
6. 亚洲开发银行(ADB)和世界银行(World Bank),-2005年巴基斯坦地震初步损伤和需求评估(英语),报告没有。34407年,世界银行集团,华盛顿D。C, 2005,http://documents.worldbank.org/curated/en/710481468284380489/pakistan - 2005地震初步-损伤-和-需求评估。
7. 谷歌地球,“卫星图像”,2005年,http://www.earth.google.com.htm。视图:谷歌学术搜索
8. k . Hoeg o . a . Hoydal诉Kveldsvik o . Kjekstad r . OlssonAll et al .,10月巴基斯坦地震的报告进行下一代NGI的第二个任务,4 - 2006年1月,Hattian巴拉滑坡坝挪威岩土工程研究所,2006。
9. 巴基斯坦国家工程服务(私人)有限公司(NESPAK),巴基斯坦和地质调查,潜在危险的滑坡和缓解措施Hattian巴拉和其他地震地区,研究Hattian巴拉压倒性的胜利一个联合调查报告,2006年巴基斯坦国家工程服务。
10. a . Sattar k . Konagai t . Kiyota池田t·j·约翰逊,“碎片质量变化的测量和评估的支流蓄洪水潜在地震引发Hattian滑坡坝,”山体滑坡,8卷,不。2、171 - 182年,2011页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
11. k . Konagai和a . Sattar”部分违反Hattian巴拉滑坡坝形成于2005年10月8日克什米尔地震,巴基斯坦,“山体滑坡,9卷,不。1、1 - 11,2012页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
12. n .安滑坡在地震灾区和缓解措施,总工程师的分支,巴基斯坦军队powerpoint演示,送到军事工程学院,国立大学的科学和技术,Risalpur,逼巴基斯坦,2006年。
13. 谷歌地图,“卫星图像”,2020年,https://www.google.com/maps。视图:谷歌学术搜索
14. t . Kiyota a Sattar k . Konagai z, a伤势严重,d . Okuno和t . Ikeda”违反一个巨大的失败滑坡坝由2005年克什米尔地震”土壤和基金会,51卷,不。6,1179 - 1190年,2011页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
15. A . Sattar k . Konagai池田t . t . Kiyota z伤势严重,m .小池百合子et al .,“定量方法评估地形的变化Hattian叫Ballah滑坡坝由2005年克什米尔地震”《抗震结构研究中心,没有。今年42岁,19日至20日,2009页。视图:谷歌学术搜索
16. m . Basharat j·罗恩,m·r·汗”效应的撤军Karli湖:一个案例研究区Hattian Karli滑坡灾害的巴基斯坦东北部喜马拉雅山脉,”生命科学期刊,11卷,不。9日,第616 - 610页,2014年。视图:谷歌学术搜索
17. j·f·施耐德、f·e·格鲁伯和m . Mergili”最近的病例和山体滑坡阻塞湖泊的地貌证据和相关危险山区的中亚,”压倒性的科学与实践c . Margottini p Canuti, k . Sassa Eds。,pp. 57–64, Springer, Berlin, Heidelberg, 2013.视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
18. 谷歌地球间隔拍摄,“Zalzal湖34^o09年17”N, 73^o42“11”E,相机:9250,“2020,https://earthengine.google.com/timelapse/。视图:谷歌学术搜索
19. ASTM D6431-18,标准指南使用地下勘探的直流电阻率法、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2018年。
20. m·h·死胡同教程:2 d和3 d电成像调查、课程笔记,Geotomo软件、槟城马来西亚,2020年7月,https://www.geotomosoft.com/downloads.php。
21. ASTM D6913 / D6913M-17,粒度分布的标准测试方法(层次)的土壤用筛分分析、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2017年。
22. ASTM D1140-17,标准测试方法确定的材料数量比75 -μm(没有更好的。200)在土壤筛洗、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2017年。
23. ASTM D4318-17,标准测试方法液限、塑性极限和塑性指数的土壤、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2017年。
24. ASTM D2487-17e1,土的工程分类标准实践目的(统一的土壤分类系统)、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2017年。
25. ASTM D5856-15,标准测试方法测量多孔材料渗透系数的使用刚性井壁,compaction-mold渗透仪、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2015年。
26. ASTM G57-06,现场测量土壤电阻率的标准测试方法使用温纳四电极的方法、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2012年。
27. r .下降,c . f . Wan j . Cyganiewicz和m·福斯特“时间路堤大坝内部腐蚀和管道的发展,“岩土和Geoenvironmental工程杂志》上,卷129,不。4、307 - 314年,2003页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
28. w·迈耶、r·l·舒斯特尔和m . a . Sabol“潜在滑坡坝的渗流侵蚀,”岩土工程学报,卷120,不。7,1211 - 1229年,1994页。视图:出版商的网站|谷歌学术搜索
29. j·l·Sherard”灰岩坑的大坝粗糙,广泛分级土壤,”国际事务,13日国会大坝(ICOLD),卷2,页25 - 35,新德里,印度,1979。视图:谷歌学术搜索
30. a . Kezdi土壤物理学爱思唯尔的科学出版公司,卷。25日,阿姆斯特丹;牛津大学,纽约,1979年。
31. Oline气候数据,降水数据:伊斯兰堡,PK(城市:PK000003) 1980-01-01 2018-12-31、国家环境信息中心、国家海洋和大气管理局(NOAA), 2020年7月,https://www.ncdc.noaa.gov/cdo-web/datasets/。
32. ASTM d3977 - 97(还是再度2019),标准测试方法确定水样中含沙量、ASTM国际,西肯肖霍肯的PA, 2012年。
33. 诉f·梅洛”,一些未知的教训,真实和虚构的土坝工程问题在巴西,”学报第六届非洲区域会议在土力学和基础工程1975年,德班,南非。视图:谷歌学术搜索
34. r·b·派克”观测方法的优势和局限性应用土力学”岩土工程19卷第九兰金讲座,没有。2、1969。视图:谷歌学术搜索

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