某庫岸滑坡在水庫運行條件下穩定性的動態變化

賈 逸,任光明

(成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室,四川 成都 610059)

0 前 言

水庫蓄水及水位漲落會改變庫區環境工程地質條件,對庫岸邊坡穩定性的影響主要表現在兩個方面[1]:①水庫蓄水后抬升岸坡地下水位,導致滑坡體浸水體積增加,弱化部分滑帶物理力學性質,降低其抗剪強度,減小阻滑力;②庫水位消落時,岸坡巖土體內孔隙水壓力消散速度滯后于庫水位降低速度,形成朝向坡外的水壓力導致下滑力增加。庫水位的升降影響水庫區涉水邊坡的穩定性,如三峽水庫自蓄水至135 m以來,庫區2000余處涉水滑坡中有300余處發生不同程度的變形破壞,其中60%以上發生在庫水位消落期[2]。

庫岸邊坡是一類常見的非飽和邊坡,滑坡體浸潤線以上和以下分別處于非飽和與飽和狀態。由于水庫調度運營,坡外庫水位在漲落時波動較大,導致其孔隙水壓力場的動態變化,進而影響到岸坡的穩定。部分坡體的飽和與非飽和狀態的轉變,非飽和區及飽和區水的運動相互聯系,將兩者統一起來,即所謂飽和與非飽和問題。水位變化觸發邊坡失穩的現象已經引起國內外巖工程地質和土工程界的重視和興趣。已有大量文獻資料對庫水位上升對滑坡穩定性的影響[3-6]、庫水位下降對滑坡穩定性影響[7-12]以及庫水位的波動對滑坡穩定性的影響[13-17]進行了深入的研究。

某滑坡位于甘肅省白龍江某水電站庫區,蓄水前河水位為628.4 m,正常蓄水位為704.0 m,汛期水位為694.0 m。水庫運行后,水位在694.0 m～704.0 m之間變動,使其前緣坡體淹沒于庫水中。水對滑體、滑帶的軟化作用以及水位變動時產生的孔隙水壓力場變化,均對滑坡的穩定性產生一定的影響。本文基于非飽和滲流理論[18],采用近年來廣泛使用的限元法[19-20],根據水庫調度時可能采用的水位升降速率控制范圍,對岸坡在庫水位上升和下降情況下進行非穩態滲流和穩定性的耦合分析,以評價滑坡在水庫運行期間的穩定性。

1 滑坡基本條件

1.1 地形地貌

滑坡位于某水電站大壩上游5 km的白龍江左岸,形態呈弧形凸向白龍江。該庫岸段為侵蝕堆積河谷地貌,地形坡度 20°～35°,兩側為大沖溝切割,后緣為基巖陡壁,遠望為典型的滑坡地貌。滑坡前緣高程約為640 m,后緣高程約為1240m,前后緣高差約為600 m。滑坡體縱向長約1400 m,其后緣窄,從中部開始變寬,前緣最寬,自上而下縱觀呈一“喇叭狀”,見圖1,平面面積約0.8 km2,總方量約 3250×104m3,屬特大型滑坡。

圖1 滑坡工程地質平面圖

1.2 構造及地層巖性

該滑坡處于揚子準地臺的次級構造單元摩天嶺臺隆區范圍內,毗鄰北東—南西走向的姚渡斷裂及碧口—太平川復背斜。基巖的順層逆斷層較發育,可見張性裂隙、剪切裂隙以及不同走向的緩傾角裂隙。基巖巖性主要為長城系碧口群的灰白色薄層狀絹英千枚巖與變質凝灰巖,產狀為NW274°～NE71°/SW69°～SE77°。巖層走向與河流近于平行且有傾向河流的緩傾角裂隙存在。覆蓋物以第四系坡積碎石土及沖積砂卵礫石為主。現今庫區基本已達到沖淤平衡,在滑坡體前緣形成了60 m～70 m厚的水庫淤積泥沙。

1.3 水文地質條件

滑坡區地下水較為豐富,地下水位較高。第四系孔隙水主要賦存于坡表覆蓋層中,基巖裂隙水主要賦存于絹英千枚巖的裂隙中。坡體以大氣降水補給為主,通過兩種途徑排泄:一是直接在岸坡前緣排入白龍江,二是先匯入地表沖溝再以地表徑流的形式順溝流入白龍江。根據鉆孔資料,一般地下水埋深為15 m～20 m,個別為40 m。除沖溝中有常年流水外,在斜坡的前緣和中部多處出現沼澤地,泉水出露也很常見。

1.4 滑坡形成機理

該滑坡為一典型的陡傾順層巖質斜坡。滑床基巖陡傾坡外,傾向為SW,傾角約 70°,而上部傾倒體傾向SE,傾角20°～60°。在河谷的下切發育過程中斜坡巖體向臨空面卸荷回彈,坡體內應力調整。然后巖體向臨空面發生初始傾倒變形,坡表沿著巖層層面出現較多的張裂縫。斜坡變形不斷地發展,坡腳附近巖體向臨空面的傾倒變形加劇,層狀巖體沿層理面發生滑移,并開始從坡腳自下至上作懸臂梁彎曲。其后又因下部受阻而發生彎曲折斷,形成傾倒體。當各層最大彎曲、彎折帶部位相互貫通、并形成傾向坡外的斷續的拉裂面時,坡體將沿該折斷面發生蠕滑變形,最終形成蠕滑—拉裂型滑坡。其演化階段可分為斜坡巖體內應力調整、斜坡巖體初始變形、斜坡巖體初始滑移—傾倒變形、斜坡巖體破壞四個階段[21]。

2 滑坡體滲流分析

2.1 模型的建立及天然滲流場的模擬

根據滑坡最具代表性的Ⅱ-Ⅱ工程地質剖面圖(見圖2),建立滲流計算模型示意圖如圖3所示,右邊界截取至河床中心,左邊界截取至坡頂上部,即取水平方向和垂直方向上的長度分別為1550 m和980 m。計算模型的邊界條件:選取底面以及左右兩側為不透水邊界;坡表底部至庫水位之間為蓄水高度隨時間變化的變水頭邊界,蓄水位以上至模型頂部為降水邊界。

圖2 滑坡Ⅱ-Ⅱ剖面工程地質剖面

圖3 滲透計算模型示意

在邊坡滲流計算中涉及到飽和滲流和非飽和滲流的共同作用,在飽和區介質滲透系數為常數,而在非飽和區介質的滲透系數與非飽和部分介質的基質吸力和含水率都密切相關。根據已有資料、模擬反分析以及工程經驗等綜合手段確定基巖飽和滲透系數為6.5×10-8m/s,傾倒體和滑體為1.6×10-6和3.0×10-6m/s、前緣沖積砂卵礫石為 6.0×10-6m/s。模擬過程中使用的土-水特征曲線及滲透函數曲線通過已有文獻資料,采用類比法確定[22-23]。

降雨入滲導致坡體土中基質吸力的喪失會對坡體穩定性造成重要的影響。根據當地氣象站的統計資料,近壩地段的年降雨量為854.8mm,因此在滑坡體表面的降雨邊界上施加此降雨強度,把年降雨量均勻分配。

在對庫水位升降條件下的滲流場進行模擬時,需首先確定坡體內的初始地下水位,它是邊坡滲流場模擬的基礎。初始地下水位的獲得通常有三種方法:一是根據鉆孔中地下水位的埋深資料,利用插值方法或趨勢面分析得到;二是先利用類比方法確定該地區的水力坡度,利用該水力坡度和現今的庫水位推算出各單元的地下水位埋深;三是對模型進行穩定流模擬,利用模擬結果作為平穩階段的地下水位[6]。本次模擬采用了后兩種方法,首先利用水力坡度和穩定水位(628.4 m)推算出各單元地下水位埋深,利用該埋深作為初始水頭賦給計算模型的各個單元,進行穩定流模擬,然后以此為基礎用瞬態法(非穩定流)模擬庫岸邊坡內的地下水位隨庫水位的變化。

2.2 庫水位上升和下降過程中滲流場模擬

庫水位動態調控與水庫的出入庫流量直接相關。由于河床呈“v”字形形態,水位上升和下降時庫容不斷變化。蓄水初期的庫容較小,水位上升較快;達到高水位時,庫容增大使水位上升變慢。庫水位下降過程中的水位變動規律與上升過程恰好相反。庫水位升降這一特點使其調控曲線非常接近正弦半波曲線。因此,以正弦半波曲線表示庫水位升降值與調控時間的關系[24]:

水位上升:

水位下降:

式中:h(t)為庫水位升降值;n為庫水位調控設計上升(下降)到最高(最低)點的天數;Hmax為最大上升或下降高度;t為水位上升(下降)的時間。

該水庫從1975年底開始蓄水,庫水位從628.4 m上升到704.0 m的正常蓄水位;水庫在汛期運行時,需將水庫水位降低到694.0 m,以便洪水到來時攔蓄洪水,洪峰過后庫水位又迅速降低。因此,水庫運行后,水位將在694.0 m～704.0 m之間變動,庫水位驟降的情況是存在的。結合水庫調度時可能采用的水位升降速率控制范圍,考慮0.5 m/d、1.0 m/d、2.0 m/d三種庫水位變化速率,按照式(1)、式(2)的正弦半波曲線模型對庫水位升降階段不同時刻的坡體內的滲流場進行模擬。

2.2.1 庫水位上升過程中滲流場模擬

圖4表明,隨著庫水位升高,滑坡滲流場的改變主要集中在滑坡體前緣,影響深度較為有限;而深部基巖滲透系數較小,故其水位線變動較小。滑坡體前緣隨著庫水位升高,含水率呈現逐漸增加的趨勢;隨著時間的推移,其飽和程度越來越大,最終部分區域達到完全飽和。

圖4 庫水位以不同的速率由628.4 m上升至704 m滑坡地下水位線特征(前緣局部)

從水位線的形態可以看出,在滑坡體前緣地下水位線都呈現出下凹的形態,水位變動速率越大這種形態就越明顯。這是因為水位快速上升階段,水由水庫向坡體內滲透需要一個過程,距離水庫越遠的坡體其滲透所需要的時間就越長,因而出現地下水位線右高左低的情況。如果水位緩慢上升則應該出現平緩的變動。

2.2.2 庫水位下降過程中滲流場模擬

圖5表明,水位消落過程中滑坡滲流場的改變也主要集中在滑坡前緣,且影響深度較為有限。庫水位以不同速率消落,滑動體前緣地下水位線都呈現出向上凸的形態,正好和庫水位上升時的水位線形態相反,且庫水位消落速率越快,水位線上凸越明顯。當庫水位以2.0 m/d的速率驟降時,滑坡體前緣較深部的地下水位甚至都來不及改變,出現幾乎豎直的水位線。同時,滑動體前緣水位線的變化明顯滯后于庫水位下降幅度,滑坡體內地下水流速矢量指向坡外。

圖5 庫水位以不同的速率由704m下降至694 m滑坡地下水位線特征(前緣局部)

3 庫水位升降期間滑坡穩定性

將使用有限元法計算出的各個水位下的坡體滲流場與基于極限平衡的穩定性計算方法(Ordinary、Bishop、Janbu、M-P)耦合 ,計算出Ⅱ-Ⅱ剖面和Ⅱ-2剖面在庫水位升降過程中的穩定性。為了簡單起見,不再列出各次穩定性計算的詳細結果,只將其匯總成圖。

3.1 庫水位上升時滑坡的穩定性

由圖6、圖7可知,在水位上升過程中滑坡穩定性總體為先降低再升高,兩剖面的穩定性系數均在以0.5 m/d的速率上升時在約650 m的水位時降到最低,Ⅱ-Ⅱ剖面和Ⅱ-2剖面的穩定性系數較628.4 m的初始水位時分別降低了0.0043、0.0103。然后它們的穩定性系數又迅速增高,兩者均以2.0 m/d的速率上升時在約700.0 m的水位時達到最大值,前者較原河水位狀態增高了0.0215,后者增高了0.0525。水位繼續上升到704.0 m的正常蓄水位時穩定性又有所降低。

圖6 Ⅱ-Ⅱ剖面在以不同上升速率上升過程中滑坡的穩定性變化

圖7 Ⅱ-2剖面在以不同上升速率上升過程中滑坡的穩定性變化

庫水位在快速上升過程中,滑坡體內地下水位的變化總是要滯后于庫水位的變化。庫水不斷滲入滑坡體內,水的重力荷載也會增大,產生對滑坡體向內的推力。在庫水位從628.4 m的原河水位上升到約650 m的過程中,前緣因滑坡體的滲透性較大而水滲入較多,加之本來該滑坡地下水位就較高,水入滲前緣滑帶造成的巖土體物理力學參數的降低對滑坡的影響超過了水位上升過程中水的重力荷載對滑坡穩定性的貢獻,因而這段時間內滑坡的穩定性降低。同時可以看出,庫水位上升速率越慢對滑坡的穩定性越不利,Ⅱ-2區滑動體因有一半會受到水位波動的影響,穩定性降低得較多。

當庫水位上升超過約650 m后,滑坡體的穩定性系數迅速增大。Ⅱ-Ⅱ剖面代表的整塊坡體本身體積較大,驟升過程中水并沒有滲入滑坡體深部對巖土體造成軟化等不良作用,水位的變化影響范圍僅為坡體淺表部分,對滑坡穩定性增大的主要原因是水的重力荷載作用。Ⅱ-2區滑動體體積較小,雖然驟升過程中水滲入弱化滑帶土的性質,但水的重力荷載對其影響更為顯著,穩定性系數增大也更多。

3.2 庫水位消落時滑坡的穩定性

3.2.1 水庫淤積前

由圖8、圖9可知,在水庫淤積前水位驟降過程中穩定性總體降低。庫水位突然降低時滑坡體內地下水水位下降較滯后,較大的水力梯度形成較大的動水壓力,加大了沿滲流方向的滑動力。水位降低速率越快,穩定性降低越多。Ⅱ-Ⅱ剖面以0.5 m/d、1.0 m/d、2.0 m/d降低時穩定性系數分別降低0.0115、0.0123、0.0155,而 Ⅱ -2 剖面為 0.0333、0.0348、0.0435。前者只在前緣局部受到庫水位快速消落的影響,重力荷載的變化是主導因素,因而基本上呈直線趨勢下降;后者對水位消落時坡體內動、靜水壓力的不斷變化更敏感,穩定性在約700.0 m有突然降低現象后又趨于平穩。水位的驟降對Ⅱ-2區滑坡體的穩定性有很大的影響,如果在水位驟降的同時出現暴雨或者地震等不利的工況,該區將有可能失穩。

圖8 水庫淤積前Ⅱ-Ⅱ剖面在以不同下降速率下降過程中滑坡的穩定性變化

圖9 水庫淤積前Ⅱ-2剖面在以不同下降速率下降過程中滑坡的穩定性變化

3.2.2 水庫淤積后

由圖10、圖11可知,在水庫達到沖淤平衡后水位驟降過程中穩定性降低趨勢和淤積前相似。Ⅱ-Ⅱ剖面以0.5 m/d、1.0 m/d、2.0 m/d降低時穩定性系數分別降低0.0090、0.0095、0.0133,而Ⅱ -2剖面為0.0228、0.0240、0.0323。水庫淤積后水位的驟降水對滑坡體的穩定性依然有很大的影響,但水庫淤積泥砂覆于滑坡體前緣,對滑坡體起到“壓腳”的作用,增加了滑坡的穩定性,從而降低了失穩的可能。

圖10 水庫淤積后Ⅱ-Ⅱ剖面以不同下降速率下降過程中滑坡的穩定性變化

圖11 水庫淤積后Ⅱ-2剖面以不同下降速率下降過程中滑坡的穩定性變化

4 結 論

本文運用非飽和滲流理論對某庫岸滑坡在水庫運行時的滲流場和相應庫水位時的穩定性進行了計算分析,得到以下認識和結論:

(1)該滑坡在水庫蓄水時,水位在約650 m之前穩定性降低,然后再上升;在過了約700 m后穩定性又有所下降。庫水位上升速率越大,地下水位變化越具有明顯的滯后特點。

(2)在庫水位消落過程中,雖然滲流場的改變主要集中在滑坡前緣,且影響深度較為有限,但穩定性卻明顯降低。不同消落速度造成滑坡穩定系數降低程度不同,但地下水位均滯后于庫水位的下降,滑坡體內地下水流速矢量指向坡外。水位消落速度越快,地下水位線也越陡。

(3)對于該滑坡,在庫水位消落過程中,水位在700 m左右時滑坡的穩定性較低。并且在同一特征水位下,庫水位上升時的穩定性系數比下降時的穩定性系數大。因此在庫水位降到700 m時是水庫調度時的危險水位,應減慢水位消落的速度。

(4)水庫淤積后水庫運行過程中穩定性變化趨勢總體與淤積前相似,但淤積泥沙對滑坡體起到“壓腳”的作用,增加了滑坡的穩定性,降低了失穩的可能。

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