2019, Vol. 51引用本文 |
2. 中国科学院 水利部成都山地灾害与环境研究所，四川 成都 610041;
3. 中国科学院大学，北京 100049;
4. 九寨沟风景名胜区管理局，四川 九寨沟 623402;
5. 西南科技大学 环境与资源学院，四川 绵阳 621010
2. Inst. of Mountain Hazards and Environment, Chinese Academy of Sci., Chengdu 610041, China;
3. Univ. of Chinese Academy of Sci., Beijing 100049, China;
4. Authority of Jiuzhaigou Valley Scenic and Historic Interest Area, Jiuzhai 623402, China;
5. School of Resorces and Environment, Southwest Univ. of Sci. and Technol., Mianyang 621010, China
泥石流是山区的一种饱含固体颗粒物质的多相混合流体，颗粒组成具有宽级配的特征，粒径变化范围为10–6～10 m[1–2]。泥石流广泛分布于山区地带，对公路、铁路、房屋等的结构性破坏主要体现在其巨大的冲击能力上[3–4]。泥石流的冲击力主要包括大块石的撞击力和流体的冲压力。一般来说，大块石作为泥石流流体的携带物，并不参与泥石流的流体结构，所以大块石和流体的冲击特性有很大差别。现阶段对于大块石冲击的计算，大多数是基于弹性球冲击理论[2]和以Hertz的接触理论为基础的弹塑性模型[5]，得到泥石流中块石冲击力的计算方法。对于泥石流流体冲压力的计算，最常用的模型是基于均匀流体的动力学模型[6–9]：
| $ F = \alpha \rho {v^2} $ | (1) |
式中：α为动力修正系；ρ为流体密度，g/cm3；v为泥石流流速，m/s。而坝体所受合力则为冲击力F与流体泥深h和泥宽B三者的乘积。但是该模型仅仅考虑泥石流作用于坝体时的瞬间冲击过程，并没有考虑泥石流与坝体相互作用而冲起爬高在坝体表面产生的压力分布情况，这也导致了泥石流刚性拦砂坝力学特征参数计算的不合理。当泥石流作用于刚性坝体时，会产生强烈的冲起现象，而不同性质的泥石流，冲起过程也有很大差异[10]。Choi等[11]研究了水和均匀固体颗粒作用于刚性坝体的冲击特性和冲起机理，说明了水流作用下的冲起爬高机理和固体颗粒的堆积淤高机理。当流体中的固体体积分数增加时，与刚性坝的作用机理由冲起爬高过程过渡为颗粒的堆积淤高过程[12]，这体现出了颗粒效应给冲击机理带来的变化，同时爬高过程也影响了泥石流冲击力的时空分布。Song等[12]通过土工离心机实验，探讨了不同固相体积分数下的混合流体作用于刚性拦挡坝时冲击力的纵向分布特征，其分布情况与Armanini等[13]研究结果相似。但是传统的测量技术只能针对坝体上某些局部控制点进行冲击力测量，难以获取整个坝体范围内冲击力的时空分布数据[8,12–14]，这也为探讨泥石流冲击力的时空分布特征带来了一定困难。美国传感器设备有限公司提供的SPI TACTILUS内置式压力分布测量传感器为测量泥石流冲击力的时空分布提供了可能。该传感器可以实时测量整个空间范围内任何地方的压力变化，Federico等[15]首先将该传感器运用到泥石流冲击实验中，并用传统的传感器测量结果检验了该仪器的测量结果。Liu等[16]也利用该项动态压力测量系统测量了不同高度的沙柱的底面的压力分布情况。
为重点研究泥石流流体作用于刚性坝体时冲击力的时空分布特征，作者开展了不同密度的泥石流系列冲击实验，并利用SPI TACTILUS内置式压力分布测量传感器测量冲击力数据，在此基础上，研究泥石流作用于坝体时产生的冲击力时空分布特征。结果旨在为今后泥石流拦砂坝的设计和稳定性计算提供依据。
1 实验设计与数据测量 1.1 实验装置实验装置由料斗、水槽、尾料池等组成（图1），其中水槽尺寸为5 m×0.5 m×0.8 m（长×宽×高），为保证泥石流能够顺利在水槽中流动，将水槽坡度设为18°，料斗最大容量为0.7 m3。在实验水槽出口处安装模型坝，并将压力式分布传感器贴于坝体表面，用于测量黏性泥石流与坝体作用后的冲击力及压力变化。
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| 图1 水槽实验示意图 Fig. 1 Schematic of the experimental setup |
1.2 测量装置
实验主要测定泥石流的流速、泥深、冲击力等参数，用于分析泥石流冲击力的时空分布特征。冲击力测量传感器是由美国传感器设备有限公司提供的SPI TACTILUS内置式压力分布测量传感器，测量区域的长宽均为48 cm，其厚度为0.7 mm（图2）。
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| 图2 SPI Tactilus 压力分布传感器 Fig. 2 SPI Tactilus contact surface pressure gauge |
冲击力测量传感器由32×32的电阻式织物传感单元阵列组成，每个传感器的测量面积1.5×1.5 cm2，采集频率100 Hz，量程为70 kPa，测量精度为0.001 kPa，可以记录冲击力的瞬时变化情况、在空间上的分布以及坝体空间范围内最大值的时程变化情况，其测量效果远远优于常规的单点传感器。该传感器的织物材料柔软，并有120%的延展性，外部包裹超薄橡胶防水薄膜，当传感器在不平整的表面或者弯曲时，传感器不会因为翘曲而出现噪音，大大降低了测量误差。实验中，平均流深采用激光泥位计读取。由于实验条件限制，本实验以坝体脚趾处至上游40 cm段的平均流速作为泥石流与坝体接触后将要冲起时的流速，并采用频率为50 帧/s的摄像机读取。
1.3 实验物料与实验设计| $ P(D) = C{D^{ - \mu }}\exp ( - D/{D_{\rm c}}) $ | (2) |
式中，颗分参数C、μ、Dc由传统的粒径分布特征决定。其中，参数C与μ呈对数关系，μ随细颗粒含量的增大而增大；Dc刻画粒径的范围，并随粗粒含量而增大，可以定义为特征粒径。虽然泥石流颗粒组成具有典型的宽级配特点，但是它的颗分参数具有一定的范围。通过对不同地区大量的泥石流样本分析，总结了不同地区泥石流颗分参数的范围（表1）。同时，图3列举了几个泥石流样品颗分累积曲线及其颗分参数（μ, Dc）。
| 表1 泥石流颗分参数范围表 Tab. 1 Range of debris flow GSD parameters |
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| 图3 典型泥石流样级配曲线 Fig. 3 Particle size curves of experiment soil |
实验物料取自四川绵阳市平武县城涪江上游堆窝梁沟未经扰动的泥石流堆积物。为了减小边界条件对流体运动的限制，实验土样在原样的基础上，剔除粒径大于40 mm的颗粒。将实验土样烘干充分研磨后，对大于0.075 mm的颗粒通过SZC振筛机筛分，小于0.075 mm的颗粒通过Masetersize 2000激光粒度仪测定，得到图3中的实验土样的级配曲线，通过式（2）计算得到该土样颗分参数μ为0.0577，Dc为12.54 mm，大致可以表示大多数泥石流颗粒组成的特点。
为了探究相同颗粒组成、不同密度下的泥石流冲击力的时空分布特性，本实验设计分为两部分。第一部分为清水静压力实验以及清水冲击力实验。其中，清水静压力实验1组，清水冲击力实验2组，旨在检验SPI TACTILUS内置式压力分布测量传感器工作性能以及测定的冲击力数据精度是否合理。第二部分为5组密度为1.7～2.1 g/cm3的泥石流冲击力测量实验，泥石流体积为0.3 m3，并对2 mm以下的浆体进行取样，利用安东帕第三代Physical MCR301模块化智能型高速流变仪测定其黏度和屈服应力（表2）。
| 表2 实验工况设计 Tab. 2 Impact experimental design of debris flow |
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2 实验结果分析 2.1 泥石流与刚性坝体的相互作用过程
对不同密度的泥石流进行冲击实验，观察每种密度的流体与坝体作用时的冲起现象。低密度泥石流与刚性坝体作用时，类似于射流的冲起爬高现象。如图4所示的密度为1.7 g/cm3的冲起过程：当t=1 s时，流体与坝体接触；当t为1～2.14 s时，流体持续爬高（图4（a））；到t=2.14 s时，流体的爬高到最大冲起高度（图4（b））；随着流体与坝体的持续作用，流体开始翻越坝体，此阶段有大部分流体回落到水槽中（图4（c））。图5以密度为2.1 g/cm3来说明高密度泥石流的冲起现象，类似于堆积淤高的过程。当t为1～1.47 s之间时，流体持续淤高，基本没有流体回落到水槽中（图5（a））；当冲起高度达到最大后，流体迅速回落到水槽中（图5（c））。
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| 图4 泥石流密度为1.7 g/cm3时的冲击力空间分布 Fig. 4 Debris flow impact process and impact spatial distribution with density 1.7 g/cm3 |
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| 图5 泥石流密度为2.1 g/cm3时的冲击力空间分布 Fig. 5 Debris flow impact process and impact spatial distribution with density 2.1 g/cm3 |
实验结果表明高密度泥石流与低密度泥石流的冲起过程有本质差别。当流体密度增加时，流体与刚性坝时冲起爬高的紊动程度逐渐降低，这体现出了泥石流内部颗粒与流体之间的相互作用给冲击现象带来的变化，也决定了泥石流与坝体作用时，坝体范围内泥石流冲击力的时空分布特征。图4、5中（d）～（f）图分别对应（a）～（c）图时刻的冲击力空间分布情况。不同密度下，冲击力的时空分布特征具有很大的差异。
2.2 泥石流冲击力的时空分布特征 2.2.1 坝体最大冲击力的时程变化泥石流密度不同时，坝体空间范围内的最大冲击力出现的时刻也不同（图6）。从图6中可以看出，高密度（如2.1 g/cm3）泥石流与坝体刚接触时冲击力最大，然后迅速衰减。而低密度泥石流（如1.7 g/cm3）与坝体接触时，其最大冲击力波动非常剧烈并伴随整个冲击过程，表现出极强的随机性。也就是说，高密度泥石流的最大冲击力往往出现在龙头与构筑物相作用的时候。而低密度泥石流由于其水石分离较为明显，使得整个冲击过程伴随着颗粒与坝体的撞击，从而也使得整个冲击过程呈现较高频次的冲击力尖峰。表3列出了不同密度下泥石流到达坝体处的平均流速、冲击时长、最大冲击力及最大静压力等关键测算参数。从表3中可以看出空间范围内最大冲击力的波动时间随流体密度的增加而减小。从图6中可以看出，当泥石流密度为1.7 g/cm3时，坝体范围内最大冲击力的紊动时长为2.21 s；增加至2.1 g/cm3时，紊动时长缩减至0.64 s。实际上，坝体范围内最大冲击力紊动时间的长短反应了泥石流内部粗颗粒紊动情况，并受泥石流内部的粘滞力、颗粒碰撞力、摩擦力和孔隙水压力等影响。
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| 图6 坝体范围内最大冲击力时程曲线 Fig. 6 Maximum impact time curves within the space of barrier |
| 表3 不同密度下流体的基本测量参数 Tab. 3 Measured parameters of different density |
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2.2.2 泥石流冲击力的空间分布特征
泥石流在坝体上的纵向分布可以分为3段。阶段Ⅰ对应的高度约为泥石流的泥深范围；阶段Ⅱ为泥石流冲起碰撞阶段，由于刚性坝体的阻碍作用，Ⅱ阶段泥石流速度瞬间减小，并改变流体与固体颗粒的运动轨迹；阶段Ⅲ冲起之后的飞溅阶段，该阶段冲击力持续衰减到冲起最高点为零为止。以两组实验结果来说明不同密度的泥石流作用于坝体时所产生冲击力的空间分布特性。
图7、8分别表示的是泥石流密度为1.7和2.1 g/cm3时与坝体作用所在不同时间的冲击力的纵向和横向分布，各个时刻冲击力的纵向分布均选取流体中泓线所对应的数值。在泥深范围内，底部冲击力最大，然后逐渐衰减至流体表面，最终流体表面冲击力约为底部冲击力的70%左右。这是因为当泥石流作用于坝体时，有一部分流体会堆积在坝体前侧，增大坝前的压应力。当流体与坝体作用后，流体沿坝体竖直方向冲起爬高，由于轨迹的改变，使得冲击力在坝体纵向方向迅速衰减，但是不同密度的衰减模式却有细微差别。以图7、8中冲起达到最高点时冲击力的纵向分布为例，从第Ⅱ阶段开始，冲击力迅速衰减，直至坝体纵向分布的第Ⅲ段末。当密度为1.7 g/cm3时，其衰减速率最大；当密度逐渐增大时，其衰减速率逐渐减小，最终接近直线（图8）。
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| 图7 密度为1.7 g/cm3时泥石流冲击力的空间分布 Fig. 7 Spatial distribution of debris flow with density 1.7 g/cm3 |
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| 图8 密度为2.1 g/cm3时泥石流冲击力的空间分布 Fig. 8 Spatial distribution of debris flow with density 2.1 g/cm3 |
图7、8中冲击力的横向分布图的原点均为流体流向的左侧边壁。在泥深范围内时，流体正碰于刚性坝体，流体的紊动以及颗粒的撞击，使得的冲击力的横向分布具有一定的波动。当阶段Ⅱ时，可以看到各个密度下冲击力的横向分布近似为抛物线，但是密度为1.7 g/cm3时的横向冲击力相较于2.1 g/cm3时更为平滑，这是因为当密度为1.7 g/cm3时，流体对颗粒物质的携带能力较低，使得在冲起部分的流体中含有较少的粗颗粒，从而表现出冲击力的横向分布尖峰少于高密度泥石流。在阶段Ⅲ，冲击力的波动已经逐渐减小，在横向上的分布也逐渐平稳，且数值降到10 kPa以下。从实验结果来看，在某一时刻、某一高度的横向上的冲击力大小，基本上可以看做是相等的。
2.2.3 颗粒效应对泥石流冲击过程的影响引入一组无量纲数来分析泥石流颗粒间的内部作用力对泥石流冲击力的影响。分别表征碰撞力和粘滞力相对大小的Bagnold数NB、表征碰撞力和摩擦力相对大小的Savage数NSav以及表征超孔隙水压消散相对快慢的无量纲数Np [20–22]，其表达式分别为：
| $ {N_{\rm{B}}} = \frac{{{\upsilon _{\rm{s}}}}}{{1 - {\upsilon _{\rm{s}}}}} \cdot \frac{{{\rho _{\rm{s}}}{\delta ^2}\gamma }}{\eta } $ | (3) |
| $ {N_{\rm{Sav}}} = \frac{{{\rho _{\rm{s}}}{\delta ^2}{\gamma ^2}}}{{({\rho _{\rm{s}}} - {\rho _{\rm{f}}}){gh}\tan \; \varphi }} $ | (4) |
| $ {N_{\rm P}} = \frac{{\sqrt {l/g} }}{{\eta {h^2}/kE}} $ | (5) |
式中：ρs为固体颗粒密度，取2.65 g/cm3；υs为固体体积分数；δ为特征粒径；γ为剪切速率，通过龙头平均流速v除以泥深h得到；η为浆体黏滞系数，通过流变实验得到；l为流体长度，m，可近似认为是泥石流平均流速和泥石流持续时间的乘积；g为重力加速度，取9.8 m/s2；h为泥石流流深；φ 为颗粒内摩擦角，根据康志成等的实验结果[23]，取30°；k为浆体在泥石流颗粒物质中的水力渗透性，取10–11m2；E为泥石流颗粒物质的压缩模量，取107 Pa。由于泥石流颗粒范围达多个数量级，很难从理论上确定δ。为了简化计算，大多数研究者为了将δ取为泥石流颗粒的中值粒径，但是中值粒径很难从宏观上代表宽级配泥石流中粗颗粒的组成特征。根据李泳等[17–19,24]提出的颗粒标度分布理论，标度分布参数Dc确定了一个特征的粗砾粒径，且Dc与流体密度和颗粒浓度密切相关，能够从宏观上表征泥石流中粗颗粒的特征粒径。因此，考虑用Dc来代替δ。根据实验土体的级配情况，利用标度公式计算得到本文的特征粒径Dc为12.54 mm。
根据Iverson[21]界定的阀值，当NB>200时，流体中颗粒的碰撞效应大于黏滞效应；当NSav>0.1时，颗粒的碰撞效应同样大于其摩擦效应。而Np越大，流体内部超孔隙水压消散越快，对颗粒间的相互作用影响越小。从表4中可以看出，当流体密度为1.7 g/cm3时，NB为262.88，远远大于200；NSav远远大于0.1，这说明流体内部的碰撞作用是远远大于摩擦作用的。与此同时，Np高达0.23，大于高密度的泥石流，表明超孔隙水压力对此时流体运动的影响最小。由此可见，此时流体中的颗粒效应以碰撞为主，从而表现出了强烈的紊动，使得坝体范围内最大冲击力波动最为剧烈（图6）。相比于高密度泥石流，低密度泥石流的粘滞效应较为微弱，这就使得泥石流运动过程中，颗粒的沉降现象更为明显。在泥石流冲起过程中，水石分离，导致大量颗粒聚集于坝体前侧，而冲起部分的流体密度急剧降低，造成了冲起部分的冲击力迅速衰减，这也是低密度泥石流冲击力的纵向分布不同于高密度泥石流的重要原因。
| 表4 无量纲数结果统计表 Tab. 4 Value of dimensionless numbers |
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密度从1.7 g/cm3增加到2.1 g/cm3时，NB与NSav却逐渐减小，这说明流体内部的碰撞作用在逐渐减小，粘滞作用逐渐在增强。值得注意的是，当流体密度超过1.8 g/cm3时，NB<200和NSav>0.1，表明流体中虽然伴随着强烈的颗粒碰撞，但是其黏滞效应却开始占据主导地位。另一方面，随着密度的增加，Np也在逐渐减小，超孔隙水压在泥石流运动过程中逐渐难以短时间消散，从而减少了流体内部颗粒间的接触碰撞。这两方面的原因使得流体内部颗粒的紊动降低，从而使实验结果表现出当密度越高、浆体黏度越大时，其冲击过程越短，越快达到静态过程的现象，而冲击力的纵向的衰减也逐渐减弱，最终表现为线性衰减模式。
3 泥石流冲起时的动压力修正系数从图7、8可以看出，当泥石流冲起高度达到最高点时，该时刻的冲击力分布基本可以代表坝体受泥石流冲击最强烈的时刻。故以各密度下泥石流冲起高度达到最大时刻的冲击力分布来讨论其规律。图9中横坐标表示的是实测冲击力F与ρv2的比值，将其定义为冲击力的纵向分布系数λ。纵坐标表示的是流体与坝体接触的高度H与泥深h的比值，当H/h = 1时即为流体表面。图9（a）代表密度较低时的纵向分布模式，冲起部分的冲击力沿坝体竖直方向大致成对数函数的形式衰减，其衰减速率远远大于高密度泥石流。而在泥深范围内，基本上呈线性分布。相似的分布模式在密度为1.8 g/cm3时也存在。当密度在1.9 ～2.1 g/cm3时，冲击力纵向分布有显著的变化，冲起部分的冲击力衰减模式由低密度的对数函数形式转变成线性模式并与泥深范围内的冲击力衰减模式基本一致。
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| 图9 纵向分布系数λ与归一化流深H/h的关系 Fig. 9 Relationship between longitudinal distribution coefficient λ and normalized depth H/h |
虽然低密度泥石流与高密度泥石流冲击力的衰减模式有细微差别，但是其纵向分布特征均可以概化为三角形分布，横截距a约为0.9～2.0，纵截距b约为2.2～3.5（图9，表5）。所以，式（1）中的动力修正系数α的值可以认为是纵向分布系数λ、归一化流深H/h与坐标轴围成的面积，从而可以得到考虑冲起效应的泥石流冲击力的动力学模型：
| 表5 不同密度a，b与α的大小 Tab. 5 Value of a, b and α of different densities |
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| $ F = \alpha \rho {v^2} = \int_0^a {f(\lambda ){\mathop{\rm d}\nolimits} \lambda \rho {v^2}} = 0.5ab \cdot \rho {v^2} $ | (6) |
根据式（6），可以计算出不同密度下考虑冲起爬高时的动压力修正系数α的值（表5），范围大约在1.2～3.0之间，与Scotton等[25]所得到的实验结果相近，他们通过实验，得到动压力修正系数α为1.25～3.75，略低于Zhang等[9]在蒋家沟的观测结果，该结果认为α的值为2～5。他们将传感器安装在冲击力桩台上，当泥石流撞击桩台时，获得冲压力。这可能是由于泥石流作用于不同结构形式的构筑物时，表现出不同的冲击特性，从而表现出了α取值的差异。进一步分析，发现α值与流体密度呈现指数关系（图10）：
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| 图10 系数α与密度ρ的关系 Fig. 10 Relationship between α and density ρ |
| $ \alpha = 0.145{\rho ^{3.905}},\;{R^2} = 0.934\;9 $ | (7) |
所以，在泥石流拦挡工程设计时，通过式（6），可以大致推求得到考虑考虑冲起爬高时的动压力修正系数α。泥石流的冲击是一个较为复杂的动力学过程，通过实验来定性分析了修正系数α与密度的变化关系，由于缺乏野外泥石流与刚性坝体作用时的实测资料，很难直接验证式（7）的合理性。但是通过蒋家沟实测的泥石流流速和密度[8]，利用式（7）估算得到泥石流作用于坝体时冲击力的范围为100～400 kPa。这与大部分野外测得的冲击力的量级相当，虽然其并不能很好的代表泥石流冲击坝体而产生的冲压力，但也间接说明了式（7）的合理性。
考虑冲起爬高和不考虑冲起爬高的情况下，坝体所受的冲压力可以认为是相等的。但是两者的作用点不同，使得两种情况下坝址处所受弯矩有所不同。假设坝体宽度为B，则不考虑冲起爬高效应时，认为冲压力作用中心点位于0.5倍泥深（0.5h）位置处，坝体所受冲压力及弯矩计算公式则表示为：
| $ {M_1}{\rm{ = }}0.5h\alpha \rho {v^2}hB $ | (8) |
考虑冲起爬高时，坝体所受冲压力呈现三角形分布，此时流体与坝体接触高度为H，冲压力的合力作用点认为在距坝址1/3H处，则坝体所受冲压力及弯矩计算公式为：
| $ {M_2}{\rm{ = 1/6}}Hab\rho {v^2}hB $ | (9) |
考虑到H/h=b，可以得到：
| $ {M_2}/{M_1} = 2b/3 $ | (10) |
按表5的b值计算，考虑泥石流冲起时，坝趾处的弯矩是不考虑冲起时的1.6～2.1倍。一般来说，野外泥石流与坝体作用时的接触高度一般为泥深的3.5～4.5倍[26]，按式（9）估算，坝趾处的弯矩是不考虑冲起时的2 ～3倍。由此可见，在泥石流实体拦挡坝设计中计算泥石流的冲压力所产生的弯矩时，考虑泥石流的冲起效应是非常有必要的。
4 结论与展望通过对不同密度的5种泥石流进行系列冲击实验，结合不同密度下的泥石流冲击特征和冲击力数据研究得出以下结论：
1） 泥石流与坝体作用时的接触高度可以简单分为3段，分别为泥石流的泥深范围、泥石流冲起碰撞并迅速改变流体运动轨迹作用的范围以及冲起之后的飞溅所影响的范围。不同密度的泥石流在坝体纵向上的衰减程度不一样，大致表现为：随着密度的增大，衰减速率逐渐变小。实验结果也表明，当密度较低时（1.7～1.8 g/cm3），其衰减模式为对数函数形式；当密度较大时（1.9～2.1 g/cm3），其衰减模式为线性函数形式。不同密度泥石流冲击力的横向分布的波动程度同样受泥石流内部颗粒效应决定，具体表现为高密度泥石流的尖峰多于低密度泥石流。
2） 虽然低密度泥石流与高密度泥石流冲击力的衰减模式有细微差别，但是其纵向分布特征均可以概化为三角形分布。不同密度下的横截距a约为0.9～2.0，纵截距b约为2.2～3.5。将冲击力的纵向分布系数λ引入冲击力动力计算模型中，积分后得到考虑冲起爬高的冲击压力的修正系数α，进一步研究发现动压力修正系数α随流体密度ρ增大而增大，大致呈现指数关系。在实际工程中，当泥石流密度大于1.7 g/cm3时，可考虑用此关系来估算该修正系数α。
3） 考虑泥石流冲起时，如果认为坝体范围内所受总冲压力与没有泥石流冲起时是一致的，其坝趾处的弯矩是不考虑冲起时的2～3倍。所以，在今后的工程设计中，考虑泥石流的冲起效应是非常有必要的。
4） 除泥石流密度影响冲击力的空间分布外，泥石流的颗粒组成与坝体和沟槽的角度也是影响冲击力空间分布的重要因素。前者主要是因为泥石流内部的颗粒效应影响泥石流的流态，从而影响泥石流的冲击特性；而后者则是因为泥石流与坝体前作用时的边界条件不同而影响泥石流冲击分布的空间特性。另一方面，大块石的冲击力也是影响工程稳定性的关键因素，需要单独开展系列冲击实验来探讨不同性质泥石流所携带的大块石冲击特性。后续将会围绕这几方面开展进一步的研究。
| [1] |
康志成.中国泥石流灾害与防治[M].北京:科学出版社,1991.
|
| [2] |
周必凡,李德基,罗德富,等.泥石流防治指南[M].北京:科学出版社,1991.
|
| [3] |
胡凯衡,崔鹏,葛永刚. 舟曲 " 8.8” 特大泥石流对建筑物的破坏方式[J]. 山地学报, 2012, 30(4): 484-490. DOI:10.3969/j.issn.1008-2786.2012.04.015 |
| [4] |
邹强,郭晓军,朱兴华,等. 岷江上游 " 7·10” 泥石流对公路的危害方式及成因[J]. 山地学报, 2014(6): 747-753. DOI:10.3969/j.issn.1008-2786.2014.06.014 |
| [5] |
何思明,李新坡,吴永. 考虑弹塑性变形的泥石流大块石冲击力计算[J]. 岩石力学与工程学报, 2007, 26(8): 1664-1669. DOI:10.3321/j.issn:1000-6915.2007.08.017 |
| [6] |
Watanabe M,Ikeya H. Investigation and analysis of volcanic mud flows on Mt Sakurajima,Japan[J]. Erosion Sediment Transport Measurement, 1981, 33: 245-256. |
| [7] |
Hungr O,Morgan G C,Kellerhals R. Quantitative analysis of debris torrent hazards for design of remedial measures[J]. Canadian Geotechnical Journal, 1984, 21(4): 663-677. DOI:10.1139/t84-073 |
| [8] |
胡凯衡,韦方强,洪勇,等. 泥石流冲击力的野外测量[J]. 岩石力学与工程学报, 2006, 25(增1): 2813-2819. DOI:10.3321/j.issn:1000-6915.2006.z1.033 |
| [9] |
Zhang S C. A comprehensive approach to the observation and prevention of debris flows in China[J]. National Hazards, 1993, 7(1): 1-23. DOI:10.1007/BF00595676 |
| [10] |
唐金波,胡凯衡,苏凤环. 黏性泥石流冲起爬高计算[J]. 山地学报, 2017, 35(6): 842-848. |
| [11] |
Choi C E,Au-Yeung S C H,Ng C W W,et al. Flume investigation of landslide granular debris and water runup mechanisms[J]. Géotechnique Letters, 2015, 5(1): 28-32. DOI:10.1680/geolett.14.00080 |
| [12] |
Song D,Ng C W W,Choi C E,et al. Influence of debris flow solid fraction on rigid barrier impact[J]. Canadian Geotechnical Journal, 2017, 54(10): 1421-1434. DOI:10.1139/cgj-2016-0502 |
| [13] |
Armanini A,Larcher M,Odorizzi M.Dynamic impact of a debris flow front against a vertical wall[C]//Proceedings of the 5th International Conference on Debris-Flow Hazards Mitigation:Mechanics,Prediction and Assessment,Padua,Italy.2011:1041-1049.
|
| [14] |
曾超,苏志满,雷雨,等. 泥石流浆体与大颗粒冲击力特征的试验研究[J]. 岩土力学, 2015, 36(7): 1923-1930. |
| [15] |
Vagnon F,Segalini A. Debris flow impact estimation on a rigid barrier[J]. Natural Hazards and Earth System Sciences, 2016, 16(7): 1691-1697. DOI:10.5194/nhess-16-1691-2016 |
| [16] |
Liu Y Y,Yeung A T.Accurate measurement of vertical stress distribution underneath sand columns[C]//Earth & Space 2008:Engineering,Science,Construction,and Operations in Challenging Environments.New York:ASCE,2008:1–6.
|
| [17] |
Li Y,Zhou X J,Su P C,et al. A scaling distribution for grain composition of debris flow[J]. Geomorphology, 2013, 192: 30-42. DOI:10.1016/j.geomorph.2013.03.015 |
| [18] |
Li Y,Huang C M,Wang B L,et al. A unified expression for grain size distribution of soils[J]. Geoderma, 2017, 288: 105-119. DOI:10.1016/j.geoderma.2016.11.011 |
| [19] |
李泳,谢江,周小军,等. 泥石流颗粒的标度分布[J]. 四川大学学报(工程科学版), 2013, 45(1): 1-7. |
| [20] |
Iverson R M. Scaling and design of landslide and debris-flow experiments[J]. Geomorphology, 2015, 244: 9-20. DOI:10.1016/j.geomorph.2015.02.033 |
| [21] |
Iverson R M. The physics of debris flows[J]. Reviews of Geophysics, 1997, 35(3): 245-296. DOI:10.1029/97RG00426 |
| [22] |
Zhou G G D,Ng C W. Dimensional analysis of natural debris flows[J]. Canadian Geotechnical Journal, 2010, 47(7): 719-729. DOI:10.1139/T09-134 |
| [23] |
康志成,李焯芬,马蔼乃,等.中国泥石流研究[M].北京:科学出版社,2004:21–96.
|
| [24] |
李泳,苟万春,王保亮,等. 颗粒组成与泥石流运动的涨落[J]. 山地学报, 2016(4): 468-475. |
| [25] |
Scotton P,Deganutti A M.1997 Phreatic line and dynamic impact in laboratory debris flow experiments[C]//Debris Flow Hazards Mitigation:Mechanics,Prediction,and Assessment.New York:ASCE,1997:777–786.
|
| [26] |
康志成.云南东川蒋家沟泥石流运动特征流态[M]//中国科学院兰州冰川冻土研究所集刊. 北京: 科学出版社, 1984: 97-107.
|