基于孔隙水壓力變化的三峽庫區鹽關滑坡破壞機制分析*

尚 敏 劉昱廷 DAVE Chan 廖 芬

(①湖北省地質災害防治工程技術研究中心(三峽大學 )， 宜昌 443002，中國)(②三峽庫區地質災害教育部重點實驗室， 宜昌 443002，中國)(③三峽大學土木與建筑學院， 宜昌 443002，中國)(④阿爾伯塔大學， 阿爾伯塔 埃德蒙頓 T6G 2W3，加拿大)

0 引 言

三峽庫區自2009年蓄水達到175m以來，庫區內隨之出現許多滑坡和塌岸，許多中外學者對這些地質災害進行了深入研究，但是很少有從滑坡體內孔隙水壓力變化速率角度進行分析研究，何健(2018)闡述了降雨導致水-汽二相的變化對邊坡穩定性的影響； 謝羅峰(2009)詳細分析了各種滲流條件下的影響因素及邊坡穩定性； 潘俊義等(2018)模擬了在4種不同強度降雨條件下的邊坡浸水深度，并且分析了邊坡的應力變化特征以及入滲規律的差異； 葉帥華等(2018)在工程實踐中發現降雨入滲會引起邊坡土體飽和度和重度的變化，因此運用PLAXIS3D巖土有限元軟件設置降雨量隨時間變化的函數，進而計算出降雨入滲條件下邊坡的穩定性； 尚敏等(2016)對于滲流場變化下的孔隙水壓力導致地表變形的幅度進行了研究； 匡野(2014)深入了研究降雨條件下堆積體滑坡失穩規律。本文將以時間為線索，借助有限元仿真模擬軟件計算分析降雨條件下滑坡體內的孔隙水壓力，建立滑坡的安全系數、孔隙水壓力隨時間的變化關系，進而說明鹽關滑坡的破壞是滑坡內土體達到飽和后，孔隙水壓力急劇增大所導致。

1 滑坡工程地質概況

發生于秭歸縣歸州鎮的鹽關滑坡坐落在揚子準地臺、上揚子臺坪鄂中褶斷區、黃陵斷穹西翼與秭歸向斜北東翼的過渡區內，為一土質滑坡，地處長江一級支流香溪河的右岸，距離河口12km。滑坡一帶區域屬大陸性季風型氣候區，四季分明，雨季降雨強度大、雨勢猛，常暴發山洪、滑坡等災害。鹽關滑坡地形上陡下緩，滑坡中下部為居民區，上部為耕地和柑橘林； 地貌上屬于低山區，平面形態呈喇叭形，后緣呈圈椅形，前部寬171m，后部寬120m，縱長476m，平均厚度18m，滑體面積69191m2，總方量125×104m3。前緣以香溪河為界，滑坡剪出口高程低于140m； 后緣以陡峭裸露的基巖山體為界，壁坎最高可達10m，標高約320m； 滑坡南北以兩側沖溝為界。滑體從前緣至后緣呈現三級平臺，將滑坡縱向剖開，滑體上部連線呈折線趨勢，滑體下部連線呈弧線，從整體上看，滑體兩端薄、中部厚，且最大厚度達到24.7m； 將滑坡橫向剖開，滑體上部和下部連線均呈弧線趨勢，同樣為兩側部分較薄，向中部延伸逐漸變厚，見圖1。

圖1 工程地質平面圖

鉆孔揭露滑體物質組成具二元結構特征，如圖2：滑體上部0.5～2.0m為褐紅色至灰黃色含碎石粉質黏土，碎石粒徑一般2～8cm，成分主要為紫紅色粉砂質黏土巖及泥巖，下部為碎塊石土，成分為侏羅系中統聶家山組(J2n)以上地層中的紫紅色粉砂質黏土巖、泥巖及灰黃色、灰白色砂巖等，大多處于強-中等風化狀態； 滑帶土為紫紅、灰白、灰黃色含礫粉質黏土及含礫黏土，成分以紫紅色粉砂質泥巖、灰綠色鈣質砂巖、及石英粉細砂巖為主。滑床為基巖地層，滑體沿基巖面滑動變形。滑體的前半部分為侏羅系下統桐竹園組(J1t)深灰色至灰綠色泥巖夾泥質粉砂巖； 后半部分為侏羅系中統聶家山組(J2n)紫紅色泥質粉砂巖夾中厚層狀灰黃色石英粉細砂巖(楊光， 2007)。

圖2 工程地質剖面圖

2 滑坡變形破壞特征

2017年10月26日上午，應急組人員發現該滑坡上有小規模的局部變形，位于滑坡右側邊界處的排水溝已經垮塌，擋墻開裂； 次日，滑坡已經發生了顯著的整體性變形，根據滑坡后緣已經形成的貫通弧形拉裂縫、邊界處較為明顯的剪切裂縫和滑坡前緣的鼓脹裂縫，應急組人員判定滑坡已處于臨滑階段。而后于27日早間5時，變形開始加劇，圖3a為在后緣發現貫通性弧形拉張裂縫，長約120m，寬度張開0.2～0.5m，同時也伴隨著前緣的下座，約2～5m。17時再次進行巡查時，裂縫的下座高度已經增加至6～10m，與此同時，沿滑坡兩側沖溝展布的剪切裂縫也已形成，位于沖溝內排水溝已全部垮塌，且右側邊界處的附屬房屋倒塌如圖3b所示。30日上午7時，滑坡體發生整體性的滑移變形，已經處于完全破壞的狀態(尚敏等， 2019)。

圖3 后緣張拉裂縫(a)與右側邊界房屋倒塌(b)

3 滑坡破壞影響因素分析

3.1 降 雨

據資料統計，滑坡所在區域多年平均降雨量1245mm，平均降雨日數134d； 雨季(5～9月)平均降雨天數68d，占全年降雨總天數的50.75%，降雨量則占年總降雨量69%～77%，日最大降雨量162.9mm(1982年7月20日)，小時最大降雨量54.8mm(1987年8月6日)。然而，與往年不同的是，自從2017年9月末開始至10月一整月，秭歸縣歸州鎮遭遇了連續降雨， 10月份的總降雨量達到了罕見的327.1mm，長期持續降雨可導致滑坡內部土體逐步趨于飽和，孔隙水壓力不斷增大，滑坡飽水后下滑力增大，不利于滑坡穩定(代貞偉等， 2016； 張夏冉等， 2017； 李寧等， 2018； 文海家等， 2018)。

3.2 庫水位

自2009年三峽庫區達到175m蓄水后，每年10月到次年1月，三峽庫區水位都保持高水位運行。這正是一些大型滑坡發生的原因。在歷年庫水位高位運行時，與其同期的降雨累積量都較低，所以沒有造成鹽關滑坡的破壞。而在2017年10月，在庫水位高位運行的情況下，累計降雨量也達到了歷史新高，在庫水高位運行的情況下，長期連續的降雨滲入坡體而不能得到有效的排泄，致使滑坡體內孔隙水壓力持續上升，最終導致滑坡失穩(Stark et al.，2017; Li et al.，2010)。

在圖4中，降雨和庫水位進行綜合比對分析后發現，在長期持續降雨和庫水位高位運行條件中，單一條件作用影響下的鹽關滑坡均未發生變形破壞，故鹽關滑坡的破壞是長期持續降雨和庫水位高位運行共同作用的結果(Xia et al.，2013； Zhao et al.，2017； 周家文， 2019)。

圖4 2006～2017年月降雨量、三峽庫區庫水位圖

4 孔隙水壓力與滑坡穩定性

大氣降雨和庫水位的升降常常誘發邊坡失穩而發生滑坡，而滑坡發生變形破壞的重要原因是邊坡內部土體孔隙水壓力發生改變。不同的滑坡，由于其物質組成成分不同，坡體的滲透系數不同，內部孔隙水壓力變化趨勢也不盡相同，通過研究近年來發生的一些滑坡，根據有效應力原理，以滑坡體內孔隙水壓力變化速率大小為基準，可以把滑坡失穩劃分為3種類型如圖5所示。

圖5 孔隙水壓力導致滑坡失穩模式

曲線Ⅰ表示孔隙水壓力首先快速增長，隨后增長速率逐漸減慢的過程，此類滑坡常由于土體有效應力在短期內急劇降低而呈現出將要破壞的跡象，通常可以被人們提前預測； 曲線Ⅱ表示滑坡體內部孔隙水壓力基本成勻速增大，有效應力逐漸降低，此類滑坡變形往往表現為緩慢移動，地表位移變形呈現規律性增加，可以被人們監測并預測； 曲線Ⅲ說明滑坡體內的孔隙水壓力起初緩慢增加，當達到臨界狀態時，孔隙水壓力急速增大導致有效應力迅速降低并導致滑坡破壞，此類滑坡破壞前通常沒有明顯的變形特征，會在短時間內發生變形破壞。土體的滲透性是決定孔隙水壓力變化速率的主要因素。黏性土通常黏聚力較大，在水的濕化作用下，滲透速率較慢，但是隨著水順著孔隙流入滑坡體內部，黏土顆粒間的孔隙水壓力增大，孔隙水壓力增大也減小了土的黏聚力，抗剪強度迅速下降。對于鹽關滑坡而言，破壞時期庫水位已經上升至175m的蓄水位，加上10月份較往年更充沛的降雨量，使得水漸漸滲透滑體黏土層，使土體飽和，在持續的降雨入滲和高庫水位的情況下，滑坡表層和內部都不能有效地進行排水，水流滲透到滑床基巖，由于基巖的滲透系數很小，水不能繼續入滲，使得孔隙水壓力驟然增大，順滑帶造成滑坡整體失穩，通過詳細分析比對鹽關滑坡的變形滑動過程，鹽關滑坡符合曲線Ⅲ的破壞過程特征。

5 滑坡變形分析計算模型

5.1 計算模型的建立

本文應用Geo-studio仿真軟件，以時間為線索，對鹽關滑坡進行地下水滲流模擬和變形分析，首先利用子程序SEEP/W，對滑坡破壞過程中的降雨和庫水條件進行模擬，得出滑坡內部滲流場的孔隙水壓力變化情況，并把所得到的孔隙水壓力值輸入到Slope/W中計算出滑坡破壞時的安全系數(Zeng et al.，2016； Chen etal.，2017； 李同錄等， 2018)。本文基于Van Genuchten模型提出的非飽和土強度理論中的滲流場計算，根據Van Genuchten經驗擬合公式擬合得出非飽和介質中水分的運動規律，并綜合考慮鹽關滑坡的工程地質特征，選擇1-1′作為計算剖面，建立數值模型。該模型由3416個節點， 3306個網格構成，見圖6。在計算過程中所采用的物理力學參數均是以對鹽關滑坡的土樣和巖樣進行室內試驗所得的結果為依據，各巖土體物理力學參數如表1所示。

表1 巖土物理力學參數表

圖6 滲流分析網格劃分

5.2 計算工況

降雨是各種地質災害發生的主要因素，降雨入滲到滑坡體內會迅速增加土體間的孔隙水壓力。根據監測資料，鹽關滑坡破壞發生在2017年10月27日至30日期間，并且此次長時間持續性降雨從9月28日就已經開始，因此選取實際條件作為工況，將9月28日至10月30日期間的33d的降雨量作為降雨邊界條件，選取9月28日至10月30日期間的33d所對應的庫水位作為庫水位邊界條件。荷載組合選取自重和地表荷載，并選用滑坡前緣滑帶附近位置采用雙向流進行孔隙水壓力值的計算如圖7a所示。

圖7 孔隙水壓力分布計算模型圖

5.3 計算結果及失穩機制分析

利用SEEP/W模塊進行滑坡瞬態滲流計算(Yang et al.， 2019； Conte et al.， 2011)，得到從開始降雨至滑坡破壞期間內的孔隙水壓力分布變化，圖7a為連續降雨持續5d的孔隙水壓力分布，此時滑坡前緣土體正在逐漸飽和，孔隙水壓力持續上升； 圖7b為降雨27d的孔隙水壓力分布，可以看出此時滑體幾乎處于飽和狀態，滑坡從此刻開始出現滑動變形，孔隙水壓力到達臨界值。從圖8中的孔隙水壓力-時間曲線圖可以看出，滑坡體內孔隙水壓力在初始階段呈現緩慢增加的趨勢，降雨入滲使土體逐漸飽和，在14d至27d時間段內增速較快，在第27d時達到最大值，此時滑坡體內孔隙水壓力達到臨界狀態，滑坡開始滑動變形。將SEEP/W得到的數據導入Slope/W模塊內得到此段時間內滑坡整體的安全系數-時間曲線(圖9)，曲線顯示在時間到達連續降雨的第27d時，滑坡穩定性系數下降到0.95以下，滑坡開始滑動變形。

圖8 孔隙水壓力-時間曲線

圖9 安全系數-時間曲線

隨著長時間段內的持續降雨，雨水逐漸滲入滑坡體內，土體間孔隙水壓力值呈上升趨勢，滑體的飽水重度逐步增大，第27d時，滑坡體內孔隙水壓力值達到最大并且逐漸趨于穩定，此時滑帶達到飽水軟化狀態，阻滑能力大大降低，并且庫水位保持高位運行，坡腳被浸潤，庫水對坡腳具有向上的浮托力，滑坡前緣首先變形，滑坡整體開始出現各種臨滑跡象。到達第30d時，滑坡體內孔隙水壓力依然較大，達到極限平衡狀態，滑坡整體開始沿滑動面下滑，導致滑坡完全破壞。

6 結 論

(1)根據降雨數據和庫水位調度資料，在歷年高庫水位和連續降雨的單一因素影響下，鹽關滑坡均處于穩定狀態； 在鹽關滑坡破壞期間，庫水位從167.19mm上升到173.64mm， 33d內的降雨量達到327.1mm。因此，定性分析認為鹽關滑坡的破壞是庫水高位運行和長時間連續降雨共同作用的結果。

(2)根據有效應力原理，依據長期持續降雨條件下滑坡體內孔隙水壓力值的變化速率情況可推斷出鹽關滑坡的破壞過程基本符合折線形滑坡的破壞形式，即由于滑體和滑帶均有一定的透水性，前期在降雨和庫水的持續作用下，水逐漸下滲進入滑體，坡體內孔隙水壓力經歷了一個緩慢增大的過程，當水逐步入滲穿過滑帶至透水性較小的滑床后，入滲受阻，孔隙水壓力呈現迅速增大的過程，滑坡便會在很短的時間內發生破壞。

(3)根據Geo-Studio仿真模擬軟件計算出的鹽關滑坡體內滑帶位置孔隙水壓力值說明，在降雨初期的前13d內，滑坡體內孔隙水壓力值增長較緩慢，在14d至27d期間，孔隙水壓力急劇上升至140kPa，同時滑坡的安全系數也從1.18迅速下降到0.98，孔隙水壓力達到臨界值，導致滑坡失穩破壞。

(4)鹽關滑坡孔隙水壓力增速起初緩慢，最后迅速加快，導致滑坡短時間內失穩破壞，故根據鹽關滑坡孔隙水壓力值的速率變化趨勢判斷，鹽關滑坡為圖5所示的Ⅲ型滑坡失穩模式。