外部降雨條件和內部瞬態承壓水作用對堆積層滑坡的影響分析和數值模擬

汪 磊, 尚岳全

(浙江大學 建筑工程學院， 浙江 杭州 310058)

山地邊坡在中國南方存在廣泛,坡體安全性始終是一個重要的研究對象[1]。堆積層滑坡是滑坡演化的一個發展階段,可以持續幾個月就失穩,也可以長達數十年不進入劇滑破壞階段[2-3]。堆積體滑坡是所有滑坡中分布最為廣泛、規模大、發生頻率高、突發性強、持續危害較大的一類滑坡種類,該類滑坡通常發生在第四系及近代松散堆積體中。堆積體邊坡往往地質結構復雜,其滑體物質一般由次生堆積體,如崩積物、崩坡積物及沖積與崩坡積混合物堆積而成,成因各不相同,滑動面一般為堆積體與下覆基巖的接觸面[4-9]。地下水作為最主要的影響因素一直是穩定性研究中的重點內容[10]。其中承壓水因其水力學作用和誘發機理的特殊性,在礦山邊坡和涉水邊坡的研究中得到較多的關注[11-12]。本文所提的瞬態承壓水指的只在降雨條件下形成的承壓水作用,承壓水的形成是瞬時的,降雨停止后承壓水作用消失。研究瞬態承壓水,對于實施滑坡防治工程有著十分重要的應用價值[13-14]。

目前，對于堆積層滑坡中降雨對地下水的影響研究，主要通過數值模擬、理論分析和實地監測等方法進行[15-18]，鮮有研究將由于降雨入滲進而產生的瞬態承壓水作為研究重點。關于承壓水誘發滑坡的案例，在分析時多從傳統滑坡的概念進行分析，沒有深入的分析這些坡體在地質條件、地層結構上的共同點，沒有從瞬態承壓水的產生和作用機理角度對災害做出深入的解釋。本文以范山頭滑坡為案例，通過對坡體的地質背景和水文條件進行分析，采用數值模擬的方法對邊坡的滲流場進行研究，得到此類滑坡的誘發機理和瞬態承壓水在坡體內部的產生和后期的發育特征。

1 滑坡概況

范山頭滑坡位于浙江省麗水市松陽縣玉巖鎮沙丘村范山頭村處，滑坡隱患區總方量約2.85×106m3，前緣處于蠕滑變形狀態的次級滑坡方量約1.50×105m3。場地地形呈現出北高南低、東高西低的整體特點，山間有溝谷發育。范山頭整個邊坡坡向220°，地勢起伏較大，坡腳高程440 m，后緣高程535 m，最大相對高度超過90 m。

該地區雨季時降雨充沛，對坡體的破壞力強，對坡體的穩定性影響較大，極易誘發地質災害。加上坡體后緣水田較多，地下水資源較為豐富。強降雨導致坡面出現裂縫，坡體出現滑移，產生了間歇性的蠕動滑坡區。

該滑坡所處屬浙西南以火山碎屑巖、變質巖為主的斷塊中山地貌區，滑坡區表面形態呈現上陡、中緩、下陡的趨勢,滑坡體的物質可分為結構差異明顯的上、中、下共3層，主要由粉質黏土、含黏土碎石及下覆較完整基巖組成。含角礫粉質黏土主要分布在坡體前緣的淺層，滲透系數較低，角礫含量在5%～20%之間，粒徑0.2～2.0 cm，飽和，可塑，切面粗糙，其余為粘性土，干強度中等—高，層厚1.4～9.4 m；中間層為含黏土碎石，要分布在前緣下層和整個后緣的基巖之上，滲透系數較大，顆粒級配分選性差，碎石含量在50%～80%之間，粒徑2～15 cm不等，個別達到18 cm。滑坡體中零星分布碎石土。下層為下伏基巖，主要由不同風化程度的玻屑凝灰巖和泥質粉砂巖組成，厚度較大，物理力學性質較好。

該滑坡地下水補給來源豐富，活動頻繁?；潞缶墲B透系數相對較大，滲透系數為2.85×10-6m/s，富水性較好，水力梯度較大，滑坡前緣滲透性相對較低，滲透系數為5.61×10-8m/s，水力梯度較小，且滑坡表層的含角礫粉質黏土滲透系數小，為弱含水層，因此表層降雨很難入滲，后緣進入坡體內部的地下水在徑流過程中對滑坡區前緣表層有“頂托”作用。地下水徑流產生較大滲透力，加大了坡體下滑力，減少了抗滑力，大大降低坡體穩定性系數。

滑坡區地下水位較淺，一般在2～5 m左右，該滑坡出現險情之前兩個月80%時間均在降雨，再加上滑坡后緣灌溉用水下滲、滑坡體上方生活用水無序排放等，使坡體吸收較多的水分，巖土體基本處于完全飽和狀態。造成該坡體下滑力增加，并且潤滑了滑動帶，導致c，φ值急劇降低。綜上所述，地下水的上升在本次滑坡的形成和發展過程中起著控制性作用。

2 滑坡變形破壞與降雨關系

2.1 滑坡變形破壞特征

滑坡的變形最早發現于2010年7月4日，現狀滑坡區的前緣部分多處房體出現寬度高至10 cm的裂縫，范山頭村最北側區域出現一條最大的裂縫L1，L1裂縫最寬處高達15 cm，為基本連通的弧形裂縫。到同年8月，L1弧形裂縫繼續加大和擴展，最大寬度達到25 cm。

雖然采取了很多應急措施，比如水泥砂漿填充裂縫，但是收效甚微。在2012年6月經歷強降雨之后，裂縫再次發展擴大。在此之后，每次經歷強降雨天氣之后，裂縫均擴展和加深，在2013年的9月，對整個坡體進行了地質勘察和測繪，發現整個裂縫的數量較最初有較大程度的增加，在裂縫L1后緣出現新裂縫L6，變形破壞區范圍持續擴大，2015年6月對滑坡進行復查，滑坡體上分房屋傾斜明顯，于2016年6月完成了全村搬遷。

2.2 降雨條件下地下水的積累過程

由于坡體前緣與后緣的滲透性不同，坡體地下水的積累過程就是強降雨在坡體表面的不均勻入滲的過程。為了得知強降雨對地下水位的影響，進行現場試驗，結果如下。

圖1所示為2018年8月的4場降雨對坡體后緣和前緣的地下水位孔ZK1和ZK6的水位高程的影響，4場降雨分別是3，11，15，21日，鉆孔ZK1和和ZK6分別指代坡體的后緣和前緣部分的地下水變化情況。前緣ZK6孔的水位響應時間為3 d，在降雨開始之后的3 d時間水位才達到最高位置，水位上升高程不大，在到達最高水位之后，高水位持續時間較長，水位下降比較緩慢，地下水位與降雨表現出高相關性；后緣ZK1孔的水位響應時間為1 d，水位上升高程很大，在達到最高水位之后，高水位下降迅速，持續時間較短，地下水位與降雨的相關性同樣比較明顯(8月21日由于現場抽水試驗導致水位變化出現了滯后)。對比后緣與前緣地區的水位數據，可以發現兩處的水位在降雨條件下均進行了不同程度的上漲，在到達最高水位之后，高水位維持時間較短，但是回落速度不同，后緣高水位回落較快，前緣高水位回落較慢，說明降雨對整個坡體的地下水位高度影響較大。但是坡體后緣水位的響應時間比前緣要少2 d，水位上升高度更明顯，說明降雨對坡體后緣部分的水位上升影響更大。

注：ZK6為前緣水位孔； ZK1為后緣水位孔。下同。

由于坡體后緣滲透性大，強降雨發生時雨量首先通過后緣高滲透區滲入坡體內部，使得坡體后緣的地下水位被快速抬升，而坡體前緣的地下水位變化較為滯后，強降雨的不均勻入滲對地下水的積累過程起著關鍵的作用。

2.3 滑坡變形破壞與外部降雨關系

圖2為滑坡區的年度降雨量，可以看出2002，2010，2012年降雨量較大，滑坡的變形破壞就開始于2010，2012年。從月降雨量分布(見圖3)可以看出，2002年雖然降雨量較大，但降雨分散，全年相對均衡，沒有出現過單月降雨量超過300 mm的月份，而滑坡出現變形破壞的2010年和2012年的單月最大降雨量分別達到365 mm和466 mm，而且最大降雨量出現的月份均是6月，也就是滑坡災害出現的前一個月，由歷時降雨數據查知，2010，2012年6月份的90%時間均處于降雨天氣下，坡體逐漸趨于飽和，地下水位不斷上升，導致滑坡發生變形破壞，產生較大規模的裂縫。由此可見，滑坡變形破壞與降雨關系密切。

圖2 2000-2014年研究區年度降雨量

圖3 2002，2010及2012年研究區的月降雨量分布

3 瞬態承壓水對坡體的影響以及數值模擬

3.1 瞬態承壓水的提出以及對坡體的影響

從地層剖面分布可以發現，表層粉質黏土只分布在坡體的中緣和前緣，后緣的表層是滲透性較好的碎石土層，滲透系數較低的含角礫粉質黏土在滑坡后部缺失，這為降雨入滲提供了很好的條件。因此當雨季發生連續降雨時，大量的地下水外來補給可以通過后緣的碎石土層進入坡體，并沿著坡體內部的碎石土層進行較為穩定的地下水滲流。由于坡體前緣是滲透性較低的粉質黏土層，坡體前緣的入滲率低，大部分外來降雨均沿著坡體表流走，滲入坡體內部的外來降雨較少，坡體前緣的地下水位來源主要為坡體后緣入滲進而隨著滲流通道而來的地下水。隨著后緣地下水位砸坡體內部的不斷滲流，前緣地下水也不斷上升，由于地下水上升過程中會遇到滲透性低的粉質黏土層的下底面，此時就出現了上升的阻礙，就出現了瞬態承壓水的作用，對坡體產生了很大的影響作用。

通過范山頭滑坡變形破壞發展過程分析，揭示了降雨入滲是誘發滑坡災害的主要外在因素。降雨入滲是瞬態承壓水出現的必要條件，對于堆積層滑坡，只有產生了降雨，才會導致瞬態承壓水的出現。降雨是外因，瞬態承壓水是內部因素。研究降雨入滲產生瞬態承壓水的形成過程，將可以更深入地理解范山頭滑坡的成因機理。為此首先選擇具有實測數據的2018年，開展坡體滲流場數值模擬分析，驗證計算模型的合理性，進而研究降雨入滲形成瞬態承壓水的條件。

3.2 計算模型及其驗證分析

選取ZK1和ZK6所在的剖面，采用GEO-STUDIO軟件，構建邊坡滲流場分析計算模型，模型長度為470 m，高度為140 m，分析坡體滲流場特征。

在模擬過程中，由于基巖為泥質粉砂巖，滲透性很低，模擬時滲透系數設為0，基巖被視為不透水層，在含黏土碎石層和基巖之間的接觸面處施加零流量參數可以實現。該模擬方案的基本思路是分別在整個滑坡區域的前緣和后緣設置固定水頭高，水頭高為坡體實際的監測數據，從而確定坡體內部的初始地下水位位置。在坡面處設置不同的降雨強度和降雨時間段，探究不同條件下坡體內部滲流場的變化規律。此外，該模擬方法根據地表巖土的滲透性，模擬了入滲邊坡的水量和地表滲流，忽略了地表滲流對邊坡的影響，模擬了不同降雨強度和不同初始水位下坡體內地下水位的變化。

首先選擇具有完整監測資料的2018年8月1日至15日的實測降雨量和實測地下水位，進行模型合理性驗證，以鉆孔的實測地下水位和模型計算地下水位作為驗證依據。

圖4為滑坡前后緣鉆孔實測地下水位與數值計算地下水位對比圖。以2018年7月31日實測水位作為模擬初始水位，同時作為模型的邊界固定水頭。將降雨條件設置為水量單位流量和時間的函數，并輸入日實際降雨量數據，對ZK1，ZK6鉆孔水位進行了為期半個月的模擬，并與2018年8月實測水位進行了對比。可以對比發現建立的數值計算模型與實際的地下水位變化規律十分接近，能夠較好地反映范山頭滑坡地下水滲流特征，可以用于滑坡地下水滲流場的模擬研究。

圖4 研究區滑坡鉆孔實測地下水位與數值計算地下水位對比

3.3 降雨強度對瞬態承壓水的影響

不同的降雨強度，有著不同的坡體地下水滲流場變化過程。該區域的月降雨量總體上可以劃分為：100 mm以下低降雨量、100 mm～250 mm中等降雨量和250 mm以上的強降雨量。為了便于分析不同降雨強度下的坡體滲流場特征，選定降雨強度分別為10，20 mm/d和30 mm/d，降雨持續時間為5 d，采用滑坡實測的初始地下水位條件，進行不同降雨強度條件下的滲流場變化規律研究。

通過對比分析10，20 mm/d和30 mm/d的降雨強度下，經過5 d時間后，坡體內部地下水位的位置對比，可以得知，在降雨前，坡體內的地下水位保持在粉質黏土層底面以下，此時坡體中不出現承壓水，地下水表現為潛水形式。在降雨過程中，地下水位逐漸上升，但不同降雨強度條件地下水位上升速度和幅度均不相同。

在降雨強度為10 mm/d條件下，坡體地下水位沒有達到粉質黏土層的底面，始終沒有形成承壓水。這表明在非強降雨的自然條件下，地下水以潛水形式表現出來，不形成承壓水；在降雨強度為20 mm/d條件下，地下水上升幅度有所增加，在降雨后72 h，前緣ZK6附近的地下水位上升超過粉質黏土層的底面，形成局部承壓水。隨降雨過程的發展，承壓區范圍逐漸擴大；在降雨強度為30 mm/d條件下，最明顯的特征表現為大面積的承壓區及高的承壓水壓力水頭，出現了地下水的滲出區。現場調查發現強降雨后，相應區域出現大量泉點。在降雨24 h后，前部ZK6處地下水位就上升到粉質黏土層的底面以上，形成局部承壓水，在降雨72 h后就出現了地下水的地表滲出，這表明隨著降雨強度的增加，承壓水發展為前緣滲出的泉點是一個必然的過程。

圖5為在不同降雨強度下，坡體不同位置的地下水位隨時間的變化情況。從圖中可以看出在不同強度的降雨條件下，均引起坡體地下水位上升。受地質結構的影響，后緣地下水位上升表現為勻速過程，不同降雨強度條件下的地下水位上升過程的表現形式基本相同。前緣的地下水位上升表現形式與降雨強度有關，在較低的降雨強度時，地下水位表現為勻速上升，再較高的降雨強度時，地下水位快速上升，在形成局部承壓水后，會出現短暫的地下水位上升速度減緩的階段。隨后地下水位又會勻速上升，直到地下水位到達地表，也反映出瞬時承壓水的形成過程。

注：圖例中不同數值代表不同的降雨強度。

3.4 初始水位對瞬態承壓水的影響

初始地下水位條件體現了前期降雨積累。研究初始地下水位條件對形成瞬態承壓水影響規律，可以揭示前期降雨積累對滑坡穩定性影響程度。以滑坡實測地下水位為基礎，通過抬升2 m和降低2 m初始地下水位，模擬3種工況對瞬態承壓水形成的影響。選擇降雨強度為20 mm/d，降雨持續時間均為5 d，進行三種工況對比分析。

通過對比分析3種初始地下水位工況條件下，降雨強度為20 mm/d，降雨持續時間5 d后的地下水位情況。可以得知，對于這種特殊的滲透性差異的二元結構堆積體，降雨對坡體穩定性的影響與初始坡體地下水位的高低關系密切。當初始水位較低時，地下水位上升需要的時間較長，需要很長時間才能夠進入上層滲透性較低的粉質黏土層，較難形成對坡體影響較大的瞬態承壓水，一次降雨過程對坡體穩定性威脅較?。划敵跏妓惠^高時，由于降雨入滲的疊加作用，會導致地下水位快速上升，快速產生較大的瞬態承壓水，對坡體產生極大的威脅。當初始地下水位位于兩者之間時，對坡體的威脅也位于兩者之間。綜合3種初始水位高度的結果與分析，總體上表現為坡體內部的初始水位越高，降雨過程產生承壓水壓力越大，對坡體穩定性威脅越大。

4 結 論

根本滑坡概況分析、滑坡變形與降雨關系分析，瞬時承壓水的理論分析和數值模擬，所得結論如下：

(1) 松散堆積層邊坡中往往分布相對隔水層，滲透性二元結構堆積體是其中的典型類型，降雨入滲在邊坡的某些部位形成瞬態承壓水，會導致邊坡失穩。瞬態承壓水的形成不僅取決于地層結構，還受降雨強度和降雨持續時間及初始地下水位條件等多方面因素的影響。

(2) 堆積層邊坡的變形破壞與降雨量及其降雨過程關系密切；在連續強降雨條件下，滑坡體中會產生瞬態承壓水，從而使坡體穩定性大幅下降，是產生范山頭滑坡失穩的主要因素；降雨強度高，初始水位高，均會促進坡體內部形成瞬態承壓水，導致滑坡災害的發生。

(3) 通過數值模擬揭示了堆積體滑坡瞬態承壓水和降雨之間的量化關系。瞬態承壓水的出現需要特定的降雨條件，特定的地層結構，出現的時間較短、作用較強，加速地下水的流動速度，對堆積層邊坡的失穩有很大的促進作用，在實際工程防治中應該注意瞬態承壓水的疏散。