论文部分内容阅读
摘要：[目的]研究糯扎渡水电站滑坡体非饱和土的基质吸力，为运用非饱和土力学理论研究滑坡判据提供参考。[方法]运用快拔式张力计选取在岩性上具有代表性的5处滑坡（典型强风化砂岩、页岩，典型全强风化花岗片麻岩，典型全风化粉砂岩，典型全风化花岗岩，典型全风化花岗岩）进行现场观测试验，对比不同岩性岩石在天然状态和模拟饱和状态下的基质吸力变化曲线。[结果]不同岩性对于基质吸力的降低呈现不同的变化曲线，基质吸力的降低以全强风化花岗片麻岩最明显，全风化花岗岩次之，全强风化粉砂岩变化相对最小。[结论]滑坡体含水率对其强度的影响显著。
关键词：滑坡；非饱和土；基质吸力；土水特征曲线
中图分类号：S181 文献标识码：A 文章编号：0517-6611（2016）07-118-04
Abstract：[Objective] The aim was to study matrix suction of unsaturated soil of Nuozhadu Hydropower Station and provide reference for using unsaturated soil mechanics to study landslide.
[Method] Quick pull type tensiometer was used to select 5 representative landslides（typical strong weathered sandstone， shale； typical strong weathered granite gneiss； typical weathered siltstone； typical weathered granite； typical weathered granite） to conduct field observation test， the change curve of matrix suction of different lithology rock in the natural state and saturated condition was compared. [Result] The order of reduction of matrix suction was typical strong weathered granite gneiss>typical weathered granite>typical strong weathered siltstone. [Conclusion] The effect of water content on the strength of landslide is remarkable.
Key words：Landslide； Unsaturated soil； Matrix suction； Soil water characteristic curve
近年來，各地山体滑坡事件频发，越来越受到社会各界的关注。诱发滑坡的原因较多，其中降雨是主要因素之一[1-5]。降雨宏观上会在滑坡体内产生一定的水力作用，微观上则会改变坡体内物质的物理化学性质。但降雨期间，滑坡体内的物质都会经历由干到湿，再由湿到干的从非饱和到饱和，再由饱和到非饱和的过程[6]。因此，通过非饱和土力学的相关理论，研究和分析滑坡中非饱和土基质吸力在不同环境下的变化规律具有重要意义。正确量测和掌握边坡的非饱和带中基质吸力随外界条件的变化特征是非饱和土力学理论在工程应用中的关键。土水特征曲线的研究起源于土壤学和土壤物理学，偏重于天然状态下表层土壤吸力的变化、土壤的持水特性及水分运动特征的研究。近年来，由于非饱和土力学理论在边坡稳定性评价及降雨型滑坡预测等方面的广泛应用，学者对非饱和土的土水特征曲线进行了更加深入的研究，越来越多的数学模型被用来估算非饱和土的水分特征曲线。正确量测和掌握边坡的非饱和带中基质吸力随外界条件的变化特征，是非饱和土力学理论在工程应用中的关键。为了研究非饱和土基质吸力随时间、空间和环境的变化规律，笔者选取了糯扎渡水电站不同岩性的5处滑坡体进行现场试验，并对观测试验的成果进行了研究，以期为现代非饱和土的土水特征曲线研究提供理论依据。
1：非饱和土力学理论基础
进行非饱和土边坡稳定性分析，首先须建立非饱和土的抗剪强度理论。目前非饱和土抗剪强度理论主要有2种：
（1）Bishop提出的以有效应力为基础的库伦破坏准则[7]，即：
τf=c′+[（σ-ua）+X（ua-uw）]·tg′（1）
（2）Fredlund提出的以有效应力分量σ-ua和ua-uw为应力变量的破坏准则[8]。
τf=c′+（σ-ua）tg′+（ua-uw）tgb（2）
Fredlund的抗剪强度理论代表了非饱和土壤研究领域的一个学派，他们强调负孔隙水压力对土体抗剪强度的影响，目前已得到岩土界的广泛认可。该研究的非饱和土边坡稳定性分析模型以Fredlund的抗剪强度理论作为基础，因此根据滑坡体的土水特征曲线拟合曲线，可以列出非饱和土抗剪强度的实用化公式：
τf=c′+（σn-ua）tg′+（ua-uw）·[p-q·lg（ua-uw）]·tg′（3）
式中，c′、′由土样的剪切试验确定；p、q分别是土-水特征曲线的斜率和截距，根据试验中实测的土-水特征曲线进行数据点的线性拟合求得。
式（3）应用方便，只需要进行滑坡体的剪切试验和土水特征曲线试验，分别测定饱和土的抗剪强度参数和土水特征曲线，则可计算一定应力状态下非饱和土抗剪强度值。确定非饱和土抗剪强度的步骤：①进行滑坡体三轴剪切试验，则可计算一定应力状态下的非饱和土抗剪强度值；②试验测定土水特征曲线；③根据实测的土水特征曲线数据点进行线性拟合，以求得参数a和b；④利用式（3）计算滑坡体的抗剪强度值。 根据已经推出的土-水特征曲线拟合公式得到滑坡体的抗剪强度公式如下：
τf=c′+（σn-ua）tg′+PF[-7.778-48.487×PF]·tg′（4）
式中，PF为基质吸力。
2：现场试验流程
采用日本引进的快拔式张力计现场测定土的吸力（PF值），在实验室进行含水量的基质吸力配比试验，进一步研究水含量对滑坡体强度的影响。该现场基质吸力试验均在地表以下50 cm处开展，因此，在强度确定中，假设50 cm以下的土体基质吸力不变，以此确定滑坡体强度参数在蓄水过程中的变化。
在距地表一定深度范围内（一般不大于4 m）不同深度处埋设张力计、吸力探头等，将探头与数据采集仪连接，定时采集数据，同时，取相应深度的土样，进行含水量测定。通过张力计和吸力探头，对土体在不同深度的吸力进行连续监测。通过监测现场人工降雨入渗及蒸发过程中各深度土体的体积含水量和吸力值，绘制包括浸水和脱湿过程的土水特征曲线。
当孔隙气压力等于大气压力时，负孔隙水压力在数值上等于基质吸力。张力计主要由高进气值陶瓷探头与压力测量系统组成，两者间通过硬塑料管连接。具体试验步骤：①试验前将陶瓷探头完全饱和，一般饱和24 h；②将张力计的陶瓷探头插入待试验的位置，并使探头与土体紧密接触，陶瓷探头中的水将土中的孔隙与量测系统中的水相连，空气被高进气值陶瓷探头阻隔难以进入量测系统；③待张力计中的水与孔隙水具有相同压力时，由张力计的量测系统读取压力值；④与张力计相应深度土体进行室内含水率测试对比；⑤绘制土水特征曲线。
试验要求：①使用前，须确保陶瓷头无堵塞、无裂缝，尽可能地除去张力计中的空气，并将张力计的陶瓷头和塑料管用取出空气的水饱和；②在地面记录到的压力表读数须根据张力计管中的水柱高度进行位头修正。
该现场试验在岩性具有代表性的滑坡H4（典型强风化砂岩、页岩）、H45（典型全强风化花岗片麻岩）、H10（典型全风化粉砂岩）、H24（典型全风化花岗岩）、H26（典型全风化花岗岩）进行。
3：滑坡体概况及其基质吸力现场观测
3.1：H4滑坡：
H4滑坡位于澜沧江左岸的支流燕子窝河左岸，距离干流澜沧江约150 m，滑坡沿燕子窝河约200 m，燕子窝河流走向252°，岸坡为阳坡，对岸几何形态为凹岸。滑坡形态不明显，下伏基岩为侏罗系中统和平乡组砂岩。滑坡的主滑方向为330°，主滑方向长度为175 m，前缘高程650 m，后缘高程740 m，高差约90 m。滑坡边界不清晰，上、下游以冲沟为界，表面积约3.5×104 m2，滑坡体物质主要为碎石土，前缘由基岩面出露，基岩面的产状为走向NW86°，NE∠18°，前缘延伸至燕子窝河河床。
坡上植被较发育，表面冲沟不发育。滑坡体最大厚度约20 m，方量约70.0×104 m3。该滑坡整体结构松散，滑坡前缘被切割成燕子窝河，揭露了滑动面，降低了边坡坡脚的阻滑力，且为滑坡提供了临空面和滑动空间，在降雨产生的地表水入渗等诱发因素的作用下，破坏了边坡平衡状态，产生滑动，滑坡从下部开始滑动从而牵引上部坡体滑动，形成台阶状地表形态。因此，改滑坡为牵引式滑坡，滑坡体为碎石土组成的土质滑坡。
从图1可以看出，全强风化砂岩在初始状态下基质吸力为5.9 kPa，由于砂岩岩性特征，随着时间的推移基质吸力降低程度不大，在35 min 时仅下降了0.3 kPa。
3.2：H45滑坡：
H45滑坡位于澜沧江支流黑河右岸，为典型的变质岩区域风化壳滑坡类型，坡脚受黑河凹岸侵蚀引起的牵引式滑动。沿河长度200 m，所临黑河走向115°，岸坡为阴坡，黑河在该处发生弯曲，滑坡上游靠近习引河，对岸几何形态为凹岸。滑坡形态明显，下伏基岩为弱风化的千枚岩，滑坡体物质成分为千枚岩的碎石夹黏土。滑坡的主滑方向为33°，主滑方向长度为55 m。滑坡前缘高程655 m，后缘高程731 m，高差约76 m，滑坡表面约为1.1×104 m2。滑坡前缘有1.5～2.0 m厚的基岩出露，出露的基岩风化严重。滑坡体下游边界中，可清楚地看到，在重力作用下陡倾的近于直立的千枚岩受挤压而发生的表层蠕滑现象。
坡上植被不发育，只有零星野草，表面发育较多的小冲沟，降雨入渗补给良好。滑坡后缘可见延伸较长宽度约20 m的拉裂缝，中部开挖公路，坡中局部可见裂缝。滑坡所处部位为河流转弯处的凹岸部位，该滑坡由于河流的凹岸侵蚀，将坡体坡脚部位侵蚀，揭露滑动面，同时由于坡体破碎，上部滑坡體向前缘临空方向滑动。坡体下部滑动牵引上部岩土体滑动，为牵引式滑坡，滑坡平均深度约25 m，方量约27.5×104 m3。滑坡体为母岩为千枚岩的碎石和黏土组成的土岩混合滑坡。
从图2、3可以看出，全强风化花岗片麻岩的初始基质吸力为5.8 kPa，模拟饱和状态时基质吸力下降至4.5 kPa，其中模拟饱和状态下基质吸力变化较为明显，而天然状态下基质吸力变化不明显。造成这一现象的主要原因之一是毛细阻力的存在使得水分难以到达岩体深处，因此对于岩体基质吸力的影响不大。
3.3：H10滑坡：
H10滑坡位于澜沧江左岸，滑坡沿澜沧江河流长度约460 m，滑坡所临澜沧江河段河流走向206°，岸坡为阳坡，对岸几何形态为凸岸。滑坡形态明显，滑坡体下伏基岩为三叠系中统忙怀组粉砂岩和砾岩。走向平行于澜沧江方向的结构面组成滑坡体的后缘拉裂面。滑坡体物质主要为块石夹碎石土，滑坡的主滑方向为284°，主滑方向长度为220 m。滑坡前缘高程610 m，后缘高程720 m，高程差约110 m。滑坡界面较清晰，滑坡表面积为1.01×105 m2，前缘有基岩出露，约2.0 m厚，基岩产状为NE15°，NW∠39°，基岩节理发育，结构面间距20 cm，坡底堆积有大量滚石。 坡上植被发育，坡上冲沟不发育。滑坡平均深度约15 m左右，方量约300×104 m3。滑坡体后缘较陡，上部坡体沿滑动面推移下部坡体向临空方向发生滑动，该滑坡属于沿基岩面形成的推移式滑坡，边坡结构为顺向坡。河流对滑坡底部河岸的冲刷严重，致使地形变陡，将滑坡体的滑动面揭露并提供了前缘的临空面和滑动空间。此外，该区域内降雨较多，滑坡体的地形和地貌有利于地表水的汇流和下渗，从而大大降低了滑动面的摩擦强度和凝聚力。综上所述，该滑坡具备产生滑坡的地形、地貌及工程地质条件。
从图4、5可以看出，由于该滑坡临近河流，河流对坡底冲刷严重，因此在天然状态和模拟饱和状态下基质吸力的差别很大，天然状态下全强风化粉砂岩基质吸力甚至下降了约7.0 kPa，模拟饱和状态下基质吸力趋近于0。
3.4：H24滑坡：
H24滑坡位于澜沧江右岸，澜沧县大山乡小亭坝村，滑坡沿河长度为800 m，滑坡所临澜沧江走向为150°。对岸几何形态为凸岸，岸坡为阳坡。滑坡形态明显，滑坡体下伏基岩为三叠系至二叠系花岗岩，滑面为滑坡堆积体和下伏弱风化基岩接触面，滑坡体物质为母岩，是花岗岩的砂石土。滑坡的主滑方向为90°，主滑方向长度为200 m。滑坡前缘高程680 m，后缘高程800 m，高程差约120 m，后缘1 200 m高程处平行于后缘延伸方向的平直拉裂缝明显，但由于耕地开挖形成，与滑坡体本身联系不大。滑坡边界清楚，上游侧为大黑箐河，下游侧以冲沟为界，与滑坡H23相邻。滑坡表面积为2.3×105 m2，前缘无基岩出露，前缘延伸至澜沧江河床，滑坡为古滑坡。
坡上植被发育，主要有种植的梯田，发育有一条大冲沟和若干条小冲沟，降雨入渗补给良好。滑坡平均深度约30 m，方量约330×104 m3。该滑坡上部滑坡体基本沿滑动面向前缘临空方向滑动，坡体前缘由于河流下切作用揭露了基岩且使地形变陡，为滑坡提供了临空面和滑动空间。坡体结构松散破碎，坡体下部发生滑动牵引上部岩土体向河流方向滑动，为牵引式滑坡。
从图6可以看出，由于该滑坡坡上植被发育，因此初始基质吸力较大，为7.0 kPa。但由于坡体结构松散，雨水较容易渗入坡体，岩体的基质吸力下降明显，载30 min时下降至1.0以下。
3.5：H26滑坡：
H26滑坡位于澜沧江右岸，澜沧县大山乡南美村下南美组村委会向下100 m处，滑坡沿河长度为200 m，滑坡所临澜沧江走向为180°。对岸几何形态为凸岸，岸坡为阳坡，滑坡形态明显，下伏基岩为三叠系至二叠系花岗岩，基岩中发育三组结构面，产状分别为NW282°，SW∠64°；NE95°，NW∠32°；NW358°，SW∠45°。滑坡体物质为花岗岩的砂石土，滑坡的主滑方向为100°，主滑方向长度为700 m。滑坡前缘高程960 m，后缘壁陡，高程1 220 m，高程差约260 m。滑坡边界清楚，滑坡夹在2个较高的山梁中，滑坡上部大，下部小，底部逐步开阔呈鱼口状，上游边界冲沟为鱼口田箐。坡体被大量剥蚀，现代冲沟发育，在冲沟两侧及前缘有多次坍塌现象，滑坡表面积约1.4×105 m2。滑坡平台以下地形较陡，总体滑动方向为朝向对岸拿鱼箐河，前缘无基岩出露，坡底有河流泥沙堆积物堆积。
坡上主要有种植的梯田，滑坡体上有9条小山梁夹若干条冲沟，降雨入渗补给良好，滑坡上部表面为崩塌体堆积物，可见大块石。滑坡上部坡度约为20°，下部变陡约为40°，滑坡体平均深度约30 m，方量约180×104 m3。该滑坡上部滑坡体基本沿滑动面向前缘临空方向滑动，坡体前缘由于河流下切作用揭露了基岩且使地形变陡，为滑坡提供了临空面和滑动空间。坡体下部发生滑动牵引上部岩土体向河流方向滑动，为牵引式滑坡，滑坡体物质为球状风化花岗岩和花岗岩的砂土堆积物，松散破碎，坡体内局部有花岗岩块。
从图7可以看出，全风化花岗岩的初始基质吸力为4.5 kPa，滑坡体上部表面可见大石块，因此影响基质吸力的主要因素是内部的花岗岩砂土堆积物。又因为岩体松散破碎降雨入渗条件良好，故基质吸力下降较为明显，在30 min时降至1.7 kPa。
4：基质吸力与含水率的关系
现场基质吸力试验表明，全强风化花岗片麻岩滑坡体由天然状态到饱和状态时，基质吸力降低到53.0%；全风化花岗岩基质吸力由天然状态到饱和状态时，降低到35.3%；全强风化粉砂岩基质吸力由天然状态到饱和状态时降低到20.0%。
室内对比试验表明，随着土体含水率的增加，基质吸力呈降低趋势，其中当全风化砂岩含水率接近饱和状态时，基质吸力降低到仅0.2 kPa（图8），当全强风化花岗片麻岩含水率接近饱和状态时，基質吸力降低到3.6 kPa（图9），而全风化花岗岩当含水率接近饱和状态时，基质吸力降低到0.6 kPa，这说明滑坡体含水率对岩体强度有明显的影响。
5：结论与讨论
（1）该研究表明，影响滑坡体土水特征曲线的因素有很多，不仅与土体含水率有关，还与滑体的结构和上覆植被发育情况有关。剥蚀程度深的滑坡体基质吸力小于剥蚀程度浅的滑坡体，上覆植被发育情况良好的滑坡体基质吸力初始值较高。
（2）目前决定土水特征曲线最常用的方法是在实验室进行压力板仪试验，但是该试验费时且受制于实验室条件，阻碍了其在实际工程中的应用。通过张力计来量测土壤的基质吸力变化情况，并配合重塑土制样、现场取样等方式求得土体的体积含水量，可快速经济地求得土水特征曲线，有助于推广非饱和土力学在实际工程中的应用。
（3）该研究中土体的含水量是由人为控制得到的，而实际工程中土体的含水量受自然条件限制，因此需要进一步建立含水量变化场（如降雨条件下边坡），得出不同自然条件下边坡的含水量变化规律，为工程实际提供可靠的数据和思路。
参考文献
[1] 孙广忠，姚宝魁.中国典型滑坡[M].北京：科学出版社，1988：1-7.
[2] 钟立勋.中国重大地质灾害实例分析[J].中国地质灾害与防治学报，1999，10（3）：1-7.
[3] 林孝松.滑坡与降雨研究[J].地质灾害与环境保护，2001，12（3）：1-7.
[4] 李晓.重庆地区的强降雨过程与地质灾害的相关分析[J].中国地质灾害与防治学报，1995，6（3）：39-42.
[5] 肖汉忠.降雨对不良地质现象发育的基本作用：以四川盆地及邻近地区滑坡泥石流为例[J]. 重庆交通学院学报，1996，15（3）：126-130.
[6] 汤明高，许强，黄润秋，等.滑坡体基质吸力的观测试验及变化特征分析[J].岩石力学与工程学报，2006，25（2）：356-362.
[7] BISHOP A W，ALPAN I，BLIGHT G E，et al.Factors controlling the shear strength of partly saturated cohesive soils[C]//ASCE research conference on shear strength of cohesive soils.Boulder：University of Colorado，1960：503-532.
[8] FREDLUND D G，MORGENSTERN N R，WIDGER R A.The shear strength of unsaturated soils[J].Canadian geotechnical journal，1978，15：313-321.
关键词：滑坡；非饱和土；基质吸力；土水特征曲线
中图分类号：S181 文献标识码：A 文章编号：0517-6611（2016）07-118-04
Abstract：[Objective] The aim was to study matrix suction of unsaturated soil of Nuozhadu Hydropower Station and provide reference for using unsaturated soil mechanics to study landslide.
[Method] Quick pull type tensiometer was used to select 5 representative landslides（typical strong weathered sandstone， shale； typical strong weathered granite gneiss； typical weathered siltstone； typical weathered granite； typical weathered granite） to conduct field observation test， the change curve of matrix suction of different lithology rock in the natural state and saturated condition was compared. [Result] The order of reduction of matrix suction was typical strong weathered granite gneiss>typical weathered granite>typical strong weathered siltstone. [Conclusion] The effect of water content on the strength of landslide is remarkable.
Key words：Landslide； Unsaturated soil； Matrix suction； Soil water characteristic curve
近年來，各地山体滑坡事件频发，越来越受到社会各界的关注。诱发滑坡的原因较多，其中降雨是主要因素之一[1-5]。降雨宏观上会在滑坡体内产生一定的水力作用，微观上则会改变坡体内物质的物理化学性质。但降雨期间，滑坡体内的物质都会经历由干到湿，再由湿到干的从非饱和到饱和，再由饱和到非饱和的过程[6]。因此，通过非饱和土力学的相关理论，研究和分析滑坡中非饱和土基质吸力在不同环境下的变化规律具有重要意义。正确量测和掌握边坡的非饱和带中基质吸力随外界条件的变化特征是非饱和土力学理论在工程应用中的关键。土水特征曲线的研究起源于土壤学和土壤物理学，偏重于天然状态下表层土壤吸力的变化、土壤的持水特性及水分运动特征的研究。近年来，由于非饱和土力学理论在边坡稳定性评价及降雨型滑坡预测等方面的广泛应用，学者对非饱和土的土水特征曲线进行了更加深入的研究，越来越多的数学模型被用来估算非饱和土的水分特征曲线。正确量测和掌握边坡的非饱和带中基质吸力随外界条件的变化特征，是非饱和土力学理论在工程应用中的关键。为了研究非饱和土基质吸力随时间、空间和环境的变化规律，笔者选取了糯扎渡水电站不同岩性的5处滑坡体进行现场试验，并对观测试验的成果进行了研究，以期为现代非饱和土的土水特征曲线研究提供理论依据。
1：非饱和土力学理论基础
进行非饱和土边坡稳定性分析，首先须建立非饱和土的抗剪强度理论。目前非饱和土抗剪强度理论主要有2种：
（1）Bishop提出的以有效应力为基础的库伦破坏准则[7]，即：
τf=c′+[（σ-ua）+X（ua-uw）]·tg′（1）
（2）Fredlund提出的以有效应力分量σ-ua和ua-uw为应力变量的破坏准则[8]。
τf=c′+（σ-ua）tg′+（ua-uw）tgb（2）
Fredlund的抗剪强度理论代表了非饱和土壤研究领域的一个学派，他们强调负孔隙水压力对土体抗剪强度的影响，目前已得到岩土界的广泛认可。该研究的非饱和土边坡稳定性分析模型以Fredlund的抗剪强度理论作为基础，因此根据滑坡体的土水特征曲线拟合曲线，可以列出非饱和土抗剪强度的实用化公式：
τf=c′+（σn-ua）tg′+（ua-uw）·[p-q·lg（ua-uw）]·tg′（3）
式中，c′、′由土样的剪切试验确定；p、q分别是土-水特征曲线的斜率和截距，根据试验中实测的土-水特征曲线进行数据点的线性拟合求得。
式（3）应用方便，只需要进行滑坡体的剪切试验和土水特征曲线试验，分别测定饱和土的抗剪强度参数和土水特征曲线，则可计算一定应力状态下非饱和土抗剪强度值。确定非饱和土抗剪强度的步骤：①进行滑坡体三轴剪切试验，则可计算一定应力状态下的非饱和土抗剪强度值；②试验测定土水特征曲线；③根据实测的土水特征曲线数据点进行线性拟合，以求得参数a和b；④利用式（3）计算滑坡体的抗剪强度值。 根据已经推出的土-水特征曲线拟合公式得到滑坡体的抗剪强度公式如下：
τf=c′+（σn-ua）tg′+PF[-7.778-48.487×PF]·tg′（4）
式中，PF为基质吸力。
2：现场试验流程
采用日本引进的快拔式张力计现场测定土的吸力（PF值），在实验室进行含水量的基质吸力配比试验，进一步研究水含量对滑坡体强度的影响。该现场基质吸力试验均在地表以下50 cm处开展，因此，在强度确定中，假设50 cm以下的土体基质吸力不变，以此确定滑坡体强度参数在蓄水过程中的变化。
在距地表一定深度范围内（一般不大于4 m）不同深度处埋设张力计、吸力探头等，将探头与数据采集仪连接，定时采集数据，同时，取相应深度的土样，进行含水量测定。通过张力计和吸力探头，对土体在不同深度的吸力进行连续监测。通过监测现场人工降雨入渗及蒸发过程中各深度土体的体积含水量和吸力值，绘制包括浸水和脱湿过程的土水特征曲线。
当孔隙气压力等于大气压力时，负孔隙水压力在数值上等于基质吸力。张力计主要由高进气值陶瓷探头与压力测量系统组成，两者间通过硬塑料管连接。具体试验步骤：①试验前将陶瓷探头完全饱和，一般饱和24 h；②将张力计的陶瓷探头插入待试验的位置，并使探头与土体紧密接触，陶瓷探头中的水将土中的孔隙与量测系统中的水相连，空气被高进气值陶瓷探头阻隔难以进入量测系统；③待张力计中的水与孔隙水具有相同压力时，由张力计的量测系统读取压力值；④与张力计相应深度土体进行室内含水率测试对比；⑤绘制土水特征曲线。
试验要求：①使用前，须确保陶瓷头无堵塞、无裂缝，尽可能地除去张力计中的空气，并将张力计的陶瓷头和塑料管用取出空气的水饱和；②在地面记录到的压力表读数须根据张力计管中的水柱高度进行位头修正。
该现场试验在岩性具有代表性的滑坡H4（典型强风化砂岩、页岩）、H45（典型全强风化花岗片麻岩）、H10（典型全风化粉砂岩）、H24（典型全风化花岗岩）、H26（典型全风化花岗岩）进行。
3：滑坡体概况及其基质吸力现场观测
3.1：H4滑坡：
H4滑坡位于澜沧江左岸的支流燕子窝河左岸，距离干流澜沧江约150 m，滑坡沿燕子窝河约200 m，燕子窝河流走向252°，岸坡为阳坡，对岸几何形态为凹岸。滑坡形态不明显，下伏基岩为侏罗系中统和平乡组砂岩。滑坡的主滑方向为330°，主滑方向长度为175 m，前缘高程650 m，后缘高程740 m，高差约90 m。滑坡边界不清晰，上、下游以冲沟为界，表面积约3.5×104 m2，滑坡体物质主要为碎石土，前缘由基岩面出露，基岩面的产状为走向NW86°，NE∠18°，前缘延伸至燕子窝河河床。
坡上植被较发育，表面冲沟不发育。滑坡体最大厚度约20 m，方量约70.0×104 m3。该滑坡整体结构松散，滑坡前缘被切割成燕子窝河，揭露了滑动面，降低了边坡坡脚的阻滑力，且为滑坡提供了临空面和滑动空间，在降雨产生的地表水入渗等诱发因素的作用下，破坏了边坡平衡状态，产生滑动，滑坡从下部开始滑动从而牵引上部坡体滑动，形成台阶状地表形态。因此，改滑坡为牵引式滑坡，滑坡体为碎石土组成的土质滑坡。
从图1可以看出，全强风化砂岩在初始状态下基质吸力为5.9 kPa，由于砂岩岩性特征，随着时间的推移基质吸力降低程度不大，在35 min 时仅下降了0.3 kPa。
3.2：H45滑坡：
H45滑坡位于澜沧江支流黑河右岸，为典型的变质岩区域风化壳滑坡类型，坡脚受黑河凹岸侵蚀引起的牵引式滑动。沿河长度200 m，所临黑河走向115°，岸坡为阴坡，黑河在该处发生弯曲，滑坡上游靠近习引河，对岸几何形态为凹岸。滑坡形态明显，下伏基岩为弱风化的千枚岩，滑坡体物质成分为千枚岩的碎石夹黏土。滑坡的主滑方向为33°，主滑方向长度为55 m。滑坡前缘高程655 m，后缘高程731 m，高差约76 m，滑坡表面约为1.1×104 m2。滑坡前缘有1.5～2.0 m厚的基岩出露，出露的基岩风化严重。滑坡体下游边界中，可清楚地看到，在重力作用下陡倾的近于直立的千枚岩受挤压而发生的表层蠕滑现象。
坡上植被不发育，只有零星野草，表面发育较多的小冲沟，降雨入渗补给良好。滑坡后缘可见延伸较长宽度约20 m的拉裂缝，中部开挖公路，坡中局部可见裂缝。滑坡所处部位为河流转弯处的凹岸部位，该滑坡由于河流的凹岸侵蚀，将坡体坡脚部位侵蚀，揭露滑动面，同时由于坡体破碎，上部滑坡體向前缘临空方向滑动。坡体下部滑动牵引上部岩土体滑动，为牵引式滑坡，滑坡平均深度约25 m，方量约27.5×104 m3。滑坡体为母岩为千枚岩的碎石和黏土组成的土岩混合滑坡。
从图2、3可以看出，全强风化花岗片麻岩的初始基质吸力为5.8 kPa，模拟饱和状态时基质吸力下降至4.5 kPa，其中模拟饱和状态下基质吸力变化较为明显，而天然状态下基质吸力变化不明显。造成这一现象的主要原因之一是毛细阻力的存在使得水分难以到达岩体深处，因此对于岩体基质吸力的影响不大。
3.3：H10滑坡：
H10滑坡位于澜沧江左岸，滑坡沿澜沧江河流长度约460 m，滑坡所临澜沧江河段河流走向206°，岸坡为阳坡，对岸几何形态为凸岸。滑坡形态明显，滑坡体下伏基岩为三叠系中统忙怀组粉砂岩和砾岩。走向平行于澜沧江方向的结构面组成滑坡体的后缘拉裂面。滑坡体物质主要为块石夹碎石土，滑坡的主滑方向为284°，主滑方向长度为220 m。滑坡前缘高程610 m，后缘高程720 m，高程差约110 m。滑坡界面较清晰，滑坡表面积为1.01×105 m2，前缘有基岩出露，约2.0 m厚，基岩产状为NE15°，NW∠39°，基岩节理发育，结构面间距20 cm，坡底堆积有大量滚石。 坡上植被发育，坡上冲沟不发育。滑坡平均深度约15 m左右，方量约300×104 m3。滑坡体后缘较陡，上部坡体沿滑动面推移下部坡体向临空方向发生滑动，该滑坡属于沿基岩面形成的推移式滑坡，边坡结构为顺向坡。河流对滑坡底部河岸的冲刷严重，致使地形变陡，将滑坡体的滑动面揭露并提供了前缘的临空面和滑动空间。此外，该区域内降雨较多，滑坡体的地形和地貌有利于地表水的汇流和下渗，从而大大降低了滑动面的摩擦强度和凝聚力。综上所述，该滑坡具备产生滑坡的地形、地貌及工程地质条件。
从图4、5可以看出，由于该滑坡临近河流，河流对坡底冲刷严重，因此在天然状态和模拟饱和状态下基质吸力的差别很大，天然状态下全强风化粉砂岩基质吸力甚至下降了约7.0 kPa，模拟饱和状态下基质吸力趋近于0。
3.4：H24滑坡：
H24滑坡位于澜沧江右岸，澜沧县大山乡小亭坝村，滑坡沿河长度为800 m，滑坡所临澜沧江走向为150°。对岸几何形态为凸岸，岸坡为阳坡。滑坡形态明显，滑坡体下伏基岩为三叠系至二叠系花岗岩，滑面为滑坡堆积体和下伏弱风化基岩接触面，滑坡体物质为母岩，是花岗岩的砂石土。滑坡的主滑方向为90°，主滑方向长度为200 m。滑坡前缘高程680 m，后缘高程800 m，高程差约120 m，后缘1 200 m高程处平行于后缘延伸方向的平直拉裂缝明显，但由于耕地开挖形成，与滑坡体本身联系不大。滑坡边界清楚，上游侧为大黑箐河，下游侧以冲沟为界，与滑坡H23相邻。滑坡表面积为2.3×105 m2，前缘无基岩出露，前缘延伸至澜沧江河床，滑坡为古滑坡。
坡上植被发育，主要有种植的梯田，发育有一条大冲沟和若干条小冲沟，降雨入渗补给良好。滑坡平均深度约30 m，方量约330×104 m3。该滑坡上部滑坡体基本沿滑动面向前缘临空方向滑动，坡体前缘由于河流下切作用揭露了基岩且使地形变陡，为滑坡提供了临空面和滑动空间。坡体结构松散破碎，坡体下部发生滑动牵引上部岩土体向河流方向滑动，为牵引式滑坡。
从图6可以看出，由于该滑坡坡上植被发育，因此初始基质吸力较大，为7.0 kPa。但由于坡体结构松散，雨水较容易渗入坡体，岩体的基质吸力下降明显，载30 min时下降至1.0以下。
3.5：H26滑坡：
H26滑坡位于澜沧江右岸，澜沧县大山乡南美村下南美组村委会向下100 m处，滑坡沿河长度为200 m，滑坡所临澜沧江走向为180°。对岸几何形态为凸岸，岸坡为阳坡，滑坡形态明显，下伏基岩为三叠系至二叠系花岗岩，基岩中发育三组结构面，产状分别为NW282°，SW∠64°；NE95°，NW∠32°；NW358°，SW∠45°。滑坡体物质为花岗岩的砂石土，滑坡的主滑方向为100°，主滑方向长度为700 m。滑坡前缘高程960 m，后缘壁陡，高程1 220 m，高程差约260 m。滑坡边界清楚，滑坡夹在2个较高的山梁中，滑坡上部大，下部小，底部逐步开阔呈鱼口状，上游边界冲沟为鱼口田箐。坡体被大量剥蚀，现代冲沟发育，在冲沟两侧及前缘有多次坍塌现象，滑坡表面积约1.4×105 m2。滑坡平台以下地形较陡，总体滑动方向为朝向对岸拿鱼箐河，前缘无基岩出露，坡底有河流泥沙堆积物堆积。
坡上主要有种植的梯田，滑坡体上有9条小山梁夹若干条冲沟，降雨入渗补给良好，滑坡上部表面为崩塌体堆积物，可见大块石。滑坡上部坡度约为20°，下部变陡约为40°，滑坡体平均深度约30 m，方量约180×104 m3。该滑坡上部滑坡体基本沿滑动面向前缘临空方向滑动，坡体前缘由于河流下切作用揭露了基岩且使地形变陡，为滑坡提供了临空面和滑动空间。坡体下部发生滑动牵引上部岩土体向河流方向滑动，为牵引式滑坡，滑坡体物质为球状风化花岗岩和花岗岩的砂土堆积物，松散破碎，坡体内局部有花岗岩块。
从图7可以看出，全风化花岗岩的初始基质吸力为4.5 kPa，滑坡体上部表面可见大石块，因此影响基质吸力的主要因素是内部的花岗岩砂土堆积物。又因为岩体松散破碎降雨入渗条件良好，故基质吸力下降较为明显，在30 min时降至1.7 kPa。
4：基质吸力与含水率的关系
现场基质吸力试验表明，全强风化花岗片麻岩滑坡体由天然状态到饱和状态时，基质吸力降低到53.0%；全风化花岗岩基质吸力由天然状态到饱和状态时，降低到35.3%；全强风化粉砂岩基质吸力由天然状态到饱和状态时降低到20.0%。
室内对比试验表明，随着土体含水率的增加，基质吸力呈降低趋势，其中当全风化砂岩含水率接近饱和状态时，基质吸力降低到仅0.2 kPa（图8），当全强风化花岗片麻岩含水率接近饱和状态时，基質吸力降低到3.6 kPa（图9），而全风化花岗岩当含水率接近饱和状态时，基质吸力降低到0.6 kPa，这说明滑坡体含水率对岩体强度有明显的影响。
5：结论与讨论
（1）该研究表明，影响滑坡体土水特征曲线的因素有很多，不仅与土体含水率有关，还与滑体的结构和上覆植被发育情况有关。剥蚀程度深的滑坡体基质吸力小于剥蚀程度浅的滑坡体，上覆植被发育情况良好的滑坡体基质吸力初始值较高。
（2）目前决定土水特征曲线最常用的方法是在实验室进行压力板仪试验，但是该试验费时且受制于实验室条件，阻碍了其在实际工程中的应用。通过张力计来量测土壤的基质吸力变化情况，并配合重塑土制样、现场取样等方式求得土体的体积含水量，可快速经济地求得土水特征曲线，有助于推广非饱和土力学在实际工程中的应用。
（3）该研究中土体的含水量是由人为控制得到的，而实际工程中土体的含水量受自然条件限制，因此需要进一步建立含水量变化场（如降雨条件下边坡），得出不同自然条件下边坡的含水量变化规律，为工程实际提供可靠的数据和思路。
参考文献
[1] 孙广忠，姚宝魁.中国典型滑坡[M].北京：科学出版社，1988：1-7.
[2] 钟立勋.中国重大地质灾害实例分析[J].中国地质灾害与防治学报，1999，10（3）：1-7.
[3] 林孝松.滑坡与降雨研究[J].地质灾害与环境保护，2001，12（3）：1-7.
[4] 李晓.重庆地区的强降雨过程与地质灾害的相关分析[J].中国地质灾害与防治学报，1995，6（3）：39-42.
[5] 肖汉忠.降雨对不良地质现象发育的基本作用：以四川盆地及邻近地区滑坡泥石流为例[J]. 重庆交通学院学报，1996，15（3）：126-130.
[6] 汤明高，许强，黄润秋，等.滑坡体基质吸力的观测试验及变化特征分析[J].岩石力学与工程学报，2006，25（2）：356-362.
[7] BISHOP A W，ALPAN I，BLIGHT G E，et al.Factors controlling the shear strength of partly saturated cohesive soils[C]//ASCE research conference on shear strength of cohesive soils.Boulder：University of Colorado，1960：503-532.
[8] FREDLUND D G，MORGENSTERN N R，WIDGER R A.The shear strength of unsaturated soils[J].Canadian geotechnical journal，1978，15：313-321.