在我国中西部黄土地区,历次强震(M_S≥8地震6次,M_S≥7地震22次,M_S≥6地震52次)都曾引起过严重的地震滑坡、震陷和液化等黄土场地地震灾害,人口伤亡达百万人以上。其中,1718年甘肃通渭71/2级地震、1739年宁夏平罗—银川8级地震和1920年宁夏海原81/2级地震都存有黄土场地震陷的史料记载或现场遗迹(王兰民,2003b)。近年如1995年甘肃永登5.8级地震和2013年岷县—漳县6.6级地震的现场科学考察中也都发现了黄土场地震陷的例证(王兰民,吴志坚,2013; 中国地震局岷县漳县6.6级地震现场工作队应急科考组,2013; Zhang et al,2005)。

1718年通渭71/2级地震共造成约337个长度大于500 m的滑坡体,它们密集分布在长约40 km、宽约18 km的极震区范围内(王兰民,2003b)。这些滑坡体的原始地形坡角较小,土层含水量较低,从理论上来讲这类坡体并不具有形成大面积滑坡的条件; 然而,事实上它们普遍具有滑速快和滑距远的滑动特征(陈永明,石玉成,2006; 张振中,1999)。张振中(1999)认为这种特殊的黄土地震滑坡现象是由场地震陷引起的“流滑”效应所致,这与王家鼎和张倬元(1999)、Shreve等(1968)所认为的“气垫效应”是一致的。

1920年海原81/2级大地震引发的总滑坡面积达5万km²,其中,密集区域性的滑坡面积达4万km²以上(王兰民,2003b)。同1718年通渭地震引发的黄土滑坡类似,海原大地震中的地震滑坡同样具有滑速快和滑距远的滑动特征。国家地震局兰州地震研究所和宁夏回族自治区地震队(1980)发现海原大地震烈度VII度以上的整个震区普遍分布有震动重力型裂缝,即由场地震陷引发地表不均匀沉降所造成的地表裂缝。王兰民等(1991)对回回川黄土开展了动强度试验分析,显示该地区黄土的动强度较低,地震烈度VII度强的地区即可发生低坡脚黄土滑坡。

川陕总督查郎阿在上报1739年平罗—银川地震的奏折中描述“城垣虽未塌倒但已下陷,以致城门不能开启。”国家地震局兰州地震研究所(1985)对这次地震的史料也做了整理,其中有“城南门下陷数尺”和“民房、仓廒俱陷入地”的地基沉降记录。由于震灾区地处典型的黄土高原地区,其中城楼、民房和仓廒地基产生的不均匀沉降在很大程度上与黄土场地震陷相关。

1995年甘肃永登地震(震中烈度VIII度,图1)造成的黄土梁场地震陷(图2)和2013年甘肃岷县—漳县地震所引发的震陷地质灾害和房屋地基沉降都是黄土场地震陷的最新例证。由图2可以看出,梁顶中间位置沉降最为显著,两侧位置沉降量则逐渐减小,呈阶梯状下错。该黄土梁场地顶部地形比较平坦,两侧以2°～3°的坡脚向山坡过渡,山坡坡度为25°～45°,该黄土梁场地顶部产生显著震陷的同时,下部斜坡却并没有出现变形或滑动迹象(Zhang et al,2005)。由此可见,该黄土梁场地顶部的沉降显然是由土体震陷致密引发,并非由坡体滑动所致。Zhang等(2005)、王峻等(2005)、刘红玫和张振中(2005)、张冬丽和王兰民(2003)分别从土体动力学特性、微结构特征和数值模拟等方面论证了上述结论。

图1 1995年永登地震烈度图
Fig.1 Seismic intensity of the Yongdeng earthquake in 1995

图2 1995年永登地震中的黄土梁场地震陷
Fig.2 Seismic subsidence at a loess mountain ridge area induced by the Yongdeng earthquake in 1995

通过回顾我国黄土地区的几次重大历史地震,发现震中位于黄土区域时的中强及以上地震均引发了不同程度的黄土震陷灾害,如永登5.8级地震中黄土梁顶的不均匀沉降、岷县—漳县6.6级地震引发的地基沉降、通渭71/2级地震和海原81/2级地震造成的震陷型滑坡和震动重力型裂缝、平罗—银川8级地震造成的城楼下陷。早期几次历史地震中所记载的震陷场地事例均处在极震区,根据震级估算其极震区烈度至少在X度以上; 近期两次地震引发黄土震陷的极震区烈度则为VIII度; 而纵览上述地震的VII度震害区,包括汶川地震在黄土地区的烈度VII异常区,均未见有黄土震陷的破坏实例。由此可初步推断,黄土震陷形成的最小地震烈度为VIII度(不包括液化型震陷)。

比较不同地震烈度区的黄土场地震陷事例显示,黄土震陷的主导成因机制、灾害发育模式和致灾类型因受到土的物性条件、场地地形条件和地震动特性等因素影响而表现出不同。一方面,土的物性条件是震陷形成的物质基础,黄土的成土过程决定了其在物性条件上存在区域性差异。我国黄土呈现出由西北向东南颗粒大小逐渐变细和粘性逐渐增强的规律。相应地,由西北向东南方向随着粘粒含量的增加,黄土的动强度也随之增强(杨永俊,2009)。海原81/2级地震和通渭71/2级地震造成的滑坡密集程度重于华县81/4级地震诱发的滑坡密集程度,这在一定程度上与黄土动强度的区域性差异相关。中强地震作用下永登5.8级地震和岷县—漳县6.6级地震引发一定规模的地震滑坡也佐证了这一结论。另一方面,黄土的地形地貌对黄土震陷灾害发育也有着重要的影响(张振中,1999)。黄土塬的塬内平坦场地通常不易产生黄土震陷,而塬边则由于土质疏松和地震动放大效应易产生震陷,高差较大的陡峭边坡则伴随有震陷型滑坡和崩塌。黄土梁、峁则通常由于土质疏松和显著的地震动放大效应易于产生阶梯错动式的场地震陷,强地震作用下则发展为震陷型滑坡。黄土盆地多分布黄土状土和新黄土,粉粒含量相对较高,其下普遍有粉细沙层。由于黄土盆地地层的地下水埋藏较浅使得土体含水量较高,致使黄土的结构强度降低,黄土震陷灾害更加易于发生,饱水状态下则可发展为液化型震陷。永登地震的梁顶阶梯错动型震陷、海原地震和通渭地震引发的大量震陷型滑坡、平罗—银川地震造成的城楼地基沉降现象证实了不同地形地貌条件下的震陷灾害发育模式。再者,地震动特性对场地震害的重要影响也早已为大量场地震害和地震反应分析结果所证实。张振中(1999)通过室内动三轴试验分析了加速度峰值和振动持时对震陷的影响,而针对振动主频和振动方向对场地震陷的影响研究方面尚未开展深入探讨。大量研究业已证实黄土具有很强的水敏性,这使得黄土在低含水量条件下通常具有较高的动强度,而高含水量条件下的强度则显著降低(谢定义,2001)。低含水量条件下的黄土对地震动高频成分的响应也会相应地强于其对地震动低频成分的响应,高含水量条件下的黄土体则相反。竖向加速度效应对土体产生上下往复的拉压作用,而水平加速度作用对土体主要产生水平向剪切作用。已有研究显示,近场地震动相较于近场地震动具有显著的速度脉冲效应、方向性效应、竖向加速度效应和优势高频振动效应(张令心,张继文,2010)。永登地震近场区黄土梁的阶梯错位式震陷而并未引发滑坡和海原地震远场区引发大量震陷型滑坡等表现出不同的震陷特征可能都与近远场地震作用相关。由此可见,不同地区黄土的物性条件、地形地貌特征和地震动作用形式会导致黄土震陷表现出不同类型的发育模式,如平坦场地的地基震陷、梁峁阶梯错位式震陷、震陷型滑坡和液化型震陷等,其成因机制和物理过程也显著不同。

黄土是一种典型的第四纪松散沉积物,其沉积过程中独特的地质营力、生成环境和物质来源等要素,形成了黄土特殊的粉粒性、富盐性、大孔性、欠压密性、非饱和性的多孔隙弱胶结架空结构(雷祥义,1989; 谢定义,2001)。地震作用下黄土原生结构会受到拉、压和剪应力的共同作用。当这种地震作用力大于土颗粒之间的连接强度时,原生大孔隙结构产生崩溃性破坏,继而散落的颗粒填充大孔隙并伴随孔隙气体的压缩和排出,颗粒组构在重力作用下重新排列而致密,地表表现出突然沉降和后续的缓慢沉降。该过程即是非饱和条件下平坦黄土场地的震陷形成过程,文中为区别于其它震陷灾害模式称其为振密型震陷。震陷型滑坡作为黄土场地震陷的一种灾害模式,与振密型震陷的形成机制不同。震陷型滑坡主要受到水平地震作用的影响,而黄土边坡体在水平地震作用下必然存在一个最大剪应力连续面。当最大剪应力大于土颗粒之间的连接强度时,黄土边坡体的原生大孔隙结构在沿最大剪应力连续面的位置也同样会产生崩溃性破坏而重排致密。然而,此时上下接触面的孔隙通道并未完全畅通,这将会引起边坡体的破坏连续面内的孔隙气压力迅速增加,从而造成土体内有效应力的急剧降低而产生“气化”现象,外部则表现为黄土边坡的滑动破坏。液化型震陷则是高含水量条件下黄土震陷的一种特殊形式,但其震陷机理有别于振密型震陷。张振中(1999)研究发现,当黄土试样的含水量高于塑限时,在动应力和水的共同作用下,孔隙水压力会上升,有效应力降低,抗剪强度减小。因此,当含水量高于塑限的黄土层遭遇地震作用时,也可以产生液化现象,而随着孔隙水的上涌则会引发地表沉降,这里称之为液化型震陷。

综合黄土场地震陷实例、不同类型黄土场地震陷形成的主导因素分析及其形成机制分析,表1给出了黄土震陷的3种破坏模式及其生成条件。从表1可以看出,振密型震陷和震陷型滑坡多发生在Q₃和Q₄时期的黄土地层,主要是由于该时期的黄土地层多为具有大孔隙、弱胶结结构的非饱和黄土; 而液化型震陷则多发生在黄土盆地的粉、砂含量较高的黄土状土和新黄土层,多处于饱水条件下。此外,黄土震陷的破坏模式受场地地形条件的制约显著,如振密型震陷产生在塬、梁和峁,液化型震陷多发于黄土盆地内的饱水场地,而震陷型滑坡则出现在塬边和黄土边坡。在引发震陷的起始烈度方面,振密型震陷多发生在VIII度以上的极震区,震陷型滑坡则多出现在受远场地震影响的VIII度及以上烈度区。液化型震陷基本不受近远场地震的影响,唐山地震中砂土液化出现的最小地震烈度区为VII度(刘恢先,1985),汶川地震中也在VII度区甘肃清水发现一处黄土液化场地(王谦等,2012),由此认为产生液化型震陷所需的最小地震烈度低于产生非液化型震陷所需的最小烈度,为烈度VII度。

表1 黄土震陷灾害模式及其多发条件
Tab.1 Different damage formations of the seismic subsidence of loess and their general generating conditions

黄土所特有的大孔隙、弱胶结结构是形成震陷最为根本的物性基础。永登地震震区的黄土即具有这种架空孔隙结构,震陷与未震陷的试样微结构变化也证实了其振密型震陷的物态变化(石玉成,李兰,2003)。石玉成和李兰(2003)应用扫描电子显微镜和动三轴试验,基于高国瑞(1980)提出微结构分类标准分析了不同微结构类型的黄土的震陷性,结果表明以粒状架空结构为主的黄土具有明显的震陷性,而具有粒状镶嵌、粒状胶结特征的黄土的震陷性则相对较低。张振中(1999)也通过大量试验研究指出,凡架空孔隙结构不明显的凝块镶嵌胶结结构的黄土,不具震陷型; 凡是震陷性强的黄土都具有明显的架空孔隙结构。黄土的成土过程决定了其微结构特征具有明显的区域性。首先是构成结构骨架的集粒形态具有区域性变化,位于黄土高原地区的兰州、大同、清边、固原、镇原和西峰等地的黄土集粒具有一定的刚性,传力性能好,在堆积过程中较易形成架空的松散结构,为产生震陷创造了条件; 而位于黄土地区东南部的河南、河北和晋东南地区的集粒,不仅传力性能差而且外形柔软,无法构成震陷所需的架空结构。其次,骨架颗粒之间的连接形式也呈现出区域性变化。西北部黄土中骨架颗粒之间以接触连接为主,连接处仅有少量粘胶粒或无定形物质; 而东南部黄土中骨架颗粒之间以胶结连接为主,连接处有很厚的粘土层,无定形物质和盐晶。显然,胶结连接的强度远比接触连接的强度高(高国瑞,1984)。高国瑞(1984)还通过X-射线衍射法分析了不同地区黄土的矿物成分,结果显示中国各地的黄土矿物成分基本一致。由此可见,我国黄土的微结构类别可分为架空孔隙结构、镶嵌孔隙结构和架空-镶嵌孔隙结构,连接形式包括接触、胶结和接触-胶结。震陷性黄土应具有架空孔隙结构,且土骨架颗粒之间的连接以接触连接为主。黄土高原地区的黄土需要考虑其震陷性,而黄土地区东南部的河南、河北和晋东南地区的黄土在通常情况下则不需要考虑其震陷性。

土的密实度决定了黄土震陷产生的最大可变形量,而干密度和孔隙比均反映了土的密实度。干密度是表示单位体积土质量的一项指标,无法反映土的颗粒级配和孔隙结构特征,因此也不能准确反映土的密实程度。孔隙比是土中孔隙体积与土颗粒体积的比值,是一项可以直接反映土密实度的指标。由此可见,孔隙比在考量土的疏密程度方面比密实度更为准确。张振中(1999)曾指出孔隙比小于0.75～0.85时,黄土将不易产生动残余应变; 孔隙比大于1.0可作为震陷与否的判别标准。本文统计整理了谷天峰(2007)、王峻等(1999,2004,2005,2007,2014)、陈永明等(2000)、孙军杰等(2012)、何光和朱鸿博(1990)、翁效林等(2006)、郭乐(2010)和巫志辉等(1994)的黄土震陷试验数据,分别得到了震陷系数与孔隙比和干密度的变化关系图,见图3、图4。图3、4中统计了不同地区黄土、不同土性、不同试验条件下的所有试验数据点,具有统计学意义上的普遍性和客观性,因此该统计结果可以真实反映出统计量之间内在关联。图3显示,震陷系数的最大值随孔隙比的增大而增大,呈现出线性增长规律; 试验数据点均落在包络线ε_p=0.3e-0.225(ε_p为震陷系数,e为孔隙比)以内。由震陷性黄土的判别标准为ε_p=0.015可知,可产生黄土震陷的最小孔隙比为0.8。由图4可以看出,震陷系数与天然干密度之间存在比较大的离散性,表现为较大的干密度条件下仍可能产生较大的震

图3 震陷系数(εp)与孔隙比(e)关系散点图
Fig.3 Scatter diagram of the relationship between the coefficient of seismic subsidence(εp) and void ratio(e)

图4 震陷系数与干密度关系散点图
Fig.4 Scatter diagram of the relationship between the coefficient of seismic subsidence and dry density

土是由固、水和气组成的三相体系,土的物理状态和力学性质必然受到水的影响。黄土由于其自身的水敏性使得其变形和强度与含水量的变化有着非常密切的关系,其初始含水量的不同会使黄土的动变形-强度特性有明显差异。干型黄土(初始含水量小于缩限含水量)的高强度和低变形使黄土对动、静力的反映均比较迟钝,震陷不大; 湿型黄土(初始含水量大于缩限含水量小于液限含水量)的震陷随初始含水量的增大而增大; 饱和黄土则会表现出类似振动液化的现象(谢定义,2001)。图5中统计了不同孔隙比条件下黄土震陷试验的含水量、震陷系数和动应力的散点分布。从图5可以看出,不同孔隙比条件下对 黄土试样所加载的动应力取值范围大致是相同的,因此应用该图分析含水量对震陷性的影响时可以不考虑动应力取值的影响。图6给出了以震陷系数等于0.015区分震陷与非震陷所对应的含水量散点图,可以看出,低孔隙比的黄土即使在较高含水量条件下仍可能不具有震陷性,而高孔隙比的黄土在低含水量情况下也表现出了震陷性。由此认为,在工程场地地震安全所考虑的地震风险水平下,低孔隙比的黄土存在震陷性与否的界限含水量,高孔隙比的黄土则不需考虑界限含水量。当进一步考虑黄土的区域分布特征时则可初步认定,黄土高原地区的黄土需要考虑不同含水量

图5 含水量、动应力和震陷系数与孔隙比关系散点图
Fig.5 Scatter diagram of the relationship between water content,dynamic stress,the coefficient of seismic subsidence and void ratio

图6 含水量和震陷系数与孔隙比关系散点图
Fig.6 Scatter diagram of the relationship between water content,the coefficient of seismic subsidence and void ratio

震陷的临界动应力是土试样发生明显震陷时的动应力,可作为判断黄土是否发生震陷的标准。参照黄土湿陷性判定标准——湿陷系数=0.015,黄土震陷性的判别标准亦可取为震陷系数=0.015。相应地,当振次一定时,震陷系数=0.015时的动应力幅值即为震陷临界动应力(栗润德等,2007)。黄土特有的微结构特征是临界动应力存在的物理基础。当附加动应力作用在黄土体时,土颗粒之间的连接由于土颗粒的不均匀排列而遭受拉、压、扭、剪力的作用。当这些作用力大于土颗粒之间的连接强度时,土颗粒骨架产生破坏,土颗粒重新排列而趋于稳定。此时,土颗粒之间的排列也逐渐密实而表现为震陷。显然,产生震陷的必要条件之一即是附加动应力大于土颗粒之间连接强度,而使得土颗粒致密到一定程度的附加动应力即是临界动应力。由此可见,黄土震陷的产生存在临界动应力,临界动应力与土颗粒之间的连接强度和密实度相关。临界动应力的大小受到固结围压、固结比、含水量和孔隙比等因素的影响。

基于王峻和刘旭(2004)和高鹏(2006)所开展的动三轴试验数据,分析临界动应力随固结围压、固结比、含水量和孔隙比的变化关系,如图7～9所示。图7和图8中的试验土样取自西安南郊,天然干密度为1.31 g/cm³,天然含水量为19.3%,孔隙比为1.062,液限为32.3%,塑限为20.5%。图9中的试验土样取自白银—兰州高速公路沿线的8个不同探井,天然容重为13.52～16.46 kN/m³,天然含水量为7.18%～19.15%,孔隙比为0.908～1.195,液限为25.4%～26.8%,塑限为16.5%～16.9%。图7～9中,固结均压(σ_c)为3方向固结围压的均值,临界动应力比为临界动应力与固结均压的比值。图7a和8a显示,临界动应力随含水量的增加、固结均压的降低和固结比的增加均呈现出变小趋势,同一含水量条件下临界动应力随固结均压的增加和固结比的减小而呈变大趋势,且这种变大趋势随含水量的增加减弱。这是由于临界动应力的大小主要是由黄土的结构强度所主导,而黄土具有极强的水敏性,所以含水量的增加必然会引起临界动应力的减小。另一方面,固结均压的存在可以抵抗附加动应力的破坏作用,而随着固结比增大而增加的偏应力则会增强对土结构的破坏作用,故而临界动应力随着固结均压的增加和固结比的减小而变大。此外,黄土的结构性随着含水量的增加而减弱,所以在高含水量条件下固结围压和固结比对临界动应力的影响幅度也相应地的变弱。

为去除固结均压对临界动应力的影响,图7b和8b进一步给出了临界动应力比随含水量和固结均压的变化关系。从图7b和8b可以看出,临界动应力比随含水量、固结均压和固结比的增加而减小; 临界动应力比与含水量之间存在很好幂函数关系,相关系数R²处在0.961 3～0.992 4之间。低含水量条件下临界动应力比受固结均压和固结比的影响较大,而高含水量条件下则较小,该现象进一步说明了临界动应力受结构强度主导,高含水量条件下黄土结构性的释放使得其临界动应力趋于一致。图9a给出了同一固结条件下不同天然含水量条件下临界动应力随孔隙比的变化关系,可以看出临界动应力随孔隙比的增大基本呈现降低趋势。由图7a可见,临界动应力与含水量的变化关系可粗略认为存在负线性相关。由此,为消除含水量对临界动应力的影响,图9b给出了临界动应力与含水量乘积随孔隙比的变化关系,更为明显地反映出临界动应力随孔隙比增大而减小的变化规律。

图7 不同固结均压和固结比条件下临界动应力(a)和临界动应力比(b)与含水量的散点关系图(高鹏,2006)
Fig.7 Scatter diagram of the relationship between critical dynamic stress(a),critical dynamic stress ratio(b)and water content under different mean consolidation pressures and consolidation ratios(from Gao,2006)

图8 不同含水量和固结比条件下临界动应力(a)和临界动应力比(b)与固结均压的散点关系图(高鹏,2006)
Fig.8 Scatter diagram of the relationship between critical dynamic stress(a),critical dynamic stress ratio(b)and mean consolidation pressure under different water contents and consolidation ratios(from Gao,2006)

图9 临界动应力(a)和临界动应力×含水量(b)与孔隙比的散点关系图
Fig.9 Scatter diagram of the relationships between critical dynamic stress(a)and the product of a critical dynamic stress and the corresponding water content(b)and void ratio