锦屏专用公路K48＋722～800段滑坡形成机制分析

李宏俊，胡浩林，严明，刘明

（1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 610059；2.中国水电顾问集团成都勘察设计研究院，成都 610072）

锦屏专用公路K48＋722～800段滑坡形成机制分析

李宏俊1，胡浩林2，严明1，刘明1

（1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 610059；2.中国水电顾问集团成都勘察设计研究院，成都 610072）

通过对滑坡地质环境和变形监测的分析，论述从持续强降雨入渗，经土体饱水软化，到滑动面孕育的滑坡形成机制。并通过数值模拟分析变形破坏前后应力场、变形场和破坏区的分布特征，以深化对滑坡变形破坏特征的认识。

滑坡；监测；形成机制；数值模拟

1 前言

2010年8月30日暴雨后，锦屏对外专用公路K48＋722～800段，高程从1 695m到1 777m的区域，变形破裂迹象明显，形成一个边界较为完整的滑坡，直接危及其下方20余户居民的生命财产安全，成为专用公路工程安全的重大隐患。在实地调研和监测分析的基础上，本文揭示滑坡变形破坏的机制，以期对治理工作有重要的参考和指导价值。

2 地质背景

滑坡区位于羊房沟左岸斜坡地带，走向N50°～60°W，剖面呈上缓下陡的凸形坡形态（图1），高程1 660～1 700m 以下坡度较陡（40°～45°）；高程1 800m 以上为滑坡平台坡度 （20°～30°），高程1 800～1 700m之间坡度30°～35°。锦屏对外专用公路即从高程1 760m通过。

图1 滑坡区1－1＇工程地质剖面图Fig.1 1－1＇engineering geological section of the landslide

分布于斜坡的中上部的基岩，岩性为灰色板岩夹炭质板岩、石英砂岩，抗风化能力较弱；分布于中下部的为灰色中细粒含石英闪长岩、细粒花岗斑岩及中细粒绿帘石石英岩，抗风化能力较强。覆盖层主要为第四系残坡积物（Q4el＋dl），厚度变化较大，从上向下可分为3层：上部：黄褐色、灰色砾质粉土或碎石土，成分主要为板岩碎片、花岗岩，潮湿、松散－较密实，厚度1～5m；中部：灰褐色、棕红色砾质粘土，成分主要为板岩碎片、花岗岩，潮湿、较密实，厚度2～4m；下部（接触带土）：灰黑色（黑褐色）、含砾粘土，染手、软塑－可塑，成分主要为板岩碎片，该层分布较连续，厚度0～1.5m，遇水易软化、性状较差。

滑坡区主要构造形迹为裂隙，基岩内无倾向坡外的软弱结构面，中倾－中缓倾坡外的裂隙也不发育。整个斜坡内并无统一的地下水位，水位较为低平。由于炭质板岩以及接触带土的阻水作用，在斜坡的强风化带基岩、残坡积层内，雨季局部存在上层滞水［1］。

3 滑坡变形破坏特征

3.1 滑坡变形破坏迹象

滑坡区平面形态呈不规则的长条形，前缘位于第2道里庄路上方即1 695m高程，后缘位于腊窝公路上方即1 777m高程，纵向长度150m，宽度40～60m，面积约7 000m2，体积约2.8×104m3。滑动方向N30°E。第1道里庄公路、专用公路、腊窝公路即从滑坡的上部通过。第1道里庄路以下滑体的面积约4 000m2，体积约1.0×104m3。

在坡面、路面共发现20余条裂缝（图2），专用公路路面板出现开裂、断板、下沉，专用公路外侧的路肩墙、内侧的路堑墙出现倾倒、下沉、撕裂现象。①滑坡由前部向后缘有4道延伸较长的裂缝：L6～L11、L3～L8、L2、L1。这4道裂缝在剖面上呈迭瓦状。其中除L6～L11呈封闭形态，其余3道裂缝均呈朝坡下撒开的（近似）半圆弧形态。②在滑坡左右两侧边界，裂缝平面展布呈左旋斜列（L2西段、L3、L6）、右旋斜列（L2东段、L8、L9、L10、L12），显示出明显的张剪性特征。③裂缝的长度、张开及错台量、发育数量反映了滑坡的变形程度，据此可将滑坡分为3个区：Ⅰ区位于裂缝L2～裂缝L1之间的区域，属轻微变形区（影响区）；Ⅱ区位于裂缝L2以下、L6～L11以外的区域，该区域中上部裂缝数量少而延伸长、下部裂缝数量多而延伸短。总体上，该区裂缝发育数量较多，但裂缝之间的土体大体保持原状结构，属严重变形区；Ⅲ区即由裂缝L6～L11所围限的、沟心附近的区域。虽然裂缝数量不多，但延伸长，而且土体结构已经完全破坏，属冲刷解体区。

图2 滑坡区变形迹象分布图Fig.2 Distribution of deformation signs

3.2 滑坡变形监测成果分析

滑坡上部布置了8个表观监测墩。腊窝公路外缘2个（C5、C6），专用公路4个（C1～C4）、第1道里庄公路外缘2个（C7、C8）（图2）。从2010年9月2日17∶20开始，10月21日，共观测了48.7d，315个测次（C4监测墩观测至9月5日截至2010年10月21日，此后因观测墩损坏停止观测，累计完成31个测次）。

（1）滑坡变形发展阶段经历了以下4个阶段（图3）：①缓慢变形阶段（9月2日至9日），总位移平均速率为5.3～14.9mm/d；本阶段的总位移量43～115mm。②加速变形阶段（9月9日至14日），变形呈明显急速趋势，总位移平均速率2.8～64.0mm/d；本阶段的总位移量60～277mm。③减速变形阶段（9月14日至19日），变形呈明显加速趋势，总位移平均速率为6.0～27.7mm/d；本阶段的总位移量30～135mm。④稳速变形阶段（9月19日至10月21日），本阶段变形速率较小，并略呈减小趋势。上述的减速变形是在实施了一定数量的钢管桩之后出现的，说明抢险加固已初见成效。

（2）滑坡总位移量自8月31日、9月1日滑坡产生“大动”以来，滑坡仍然发生了较大变形，总位移量介于150～656mm之间。横向上看，大体处于同一高度的测点（C5－C6、C1－C2－C3、C7－C8），滑坡西侧的变形较大，东侧的较小，变形不对称。纵向上看，滑坡西侧的4个测点（C5、C1、C2、C7），由后向前总位移量有减小趋势，显示出明显的推移式特征。滑坡东侧的3个测点，则无上述现象，表明滑坡东侧的（由后向前）变形传递不顺畅，或者说在C6测点附近还存在局部（相对独立的）滑动变形。

图3 总位移曲线与降雨量过程线对比图Fig.3 Correlation between total displacement curve and rainfall hydrograph

4 滑坡形成机制分析

4.1 定性分析

滑坡上方斜坡呈凹形（负地形）。地表水汇集之后形成股状流水产生沟水冲刷，地下水向沟心汇集后使得沟心附近坡体饱水比例增加，在滑坡下部基覆界线附近渗出时还可能产生渗透变形。滑坡区具有汇集地表水、地下水的地形地貌条件。根据磨房沟站最近6a的降雨观测资料：未出现超过200mm的单日降雨（即特大暴雨）；2010年雨季最大单日降雨量为112mm（7月12日）。累计降雨量超过100 mm的持续降雨事件共发生过11次。以2010年7月7～26日的持续降雨历时最长（20d），累计降雨量最大（306mm），达到年降雨量的30%。早期对滑坡降水过程的研究，主要是建立滑坡发生和降水临界值之间的经验公式。Onordera et al.（1974年）发现，在日本，累积雨量≥150mm，或每小时降雨强度≥20mm时，将发生滑波；美国SanBenito和Alameda把过程降水量累积≥180mm定为滑坡发生的临界值；加拿大滑坡发生的临界累积雨量值≥250 mm；中国香港则≥350mm，且日雨量＞100mm，小时雨量＞40mm；巴西滑坡的暴雨强度临界值为250～300mm［2］。周国兵等（2003年）对重庆市20世纪70年代以来153个滑坡个例进行统计，发现降水诱发的滑坡占96.7%，其中24h降水量是诱发山体滑坡的最主要因素，同时也与连续降水的累计值有关［3］。根据磨房沟站降雨观测资料，结合目前国内一些地区对诱发滑坡的降雨阀值的统计结果看，该段滑坡产生应与持续强降雨有关；2010年的持续降雨事件是最为不利的、最有可能诱发滑坡的。滑坡发生“大动”以来，除9月16～25日连续9d无雨外，其余时间里基本上断断续续地都有降雨（小雨－中雨）（图3）。9月28日滑坡区变形突然增大（跳动），与持续降雨有关。这说明滑动发生“大动”、滑裂面贯通后，对降雨变得更为敏感。降雨对滑坡变形及稳定具有极为不利的影响：一是力的作用，当降雨入渗补给地下水时，将使地下水位抬高，顺滑坡方向的渗透力增大，当降雨入渗在浅层形成滞水时，将使非饱和带土层的含水量增加，加大该土层的湿容重，使自重荷载增加，同时使非饱和带负孔隙水压力减小；当降雨在地表形成坡面径流时，会对坡面形成冲刷力及动水压力，侵蚀坡脚、破坏坡体、改变边坡结构和应力分布。上述各种力的增加，对滑坡稳定及变形均属不利因素。二是对强度的影响：滑体及滑带在入渗水的物理及化学作用下均会使其抗剪强度参数降低，非饱和带负孔隙水压力减小也将使其抗剪强度大幅度地降低［4］。

从坡体物质组成看，残坡积层中上部，由粒度较细的块碎石土组成，其渗透性属弱－中等（弱于一般块碎石土）；下部为分布较连续、具有一定阻水性的黑褐色、黄褐色粘土层（接触带土）。从基覆界面形态看，基覆界面呈开口向坡外的宽缓槽形，这就使得降雨入渗量会受到一定的限制，入渗后运动将较为缓慢，并极易在接触带土（或基覆界面）以上富集形成上层滞水，饱水部分的土体软化，坡体发生缓慢变形。第2道里庄公路以上的斜坡区域，大部分已被开垦成坡地。这些坡地呈“梯田”状，破坏了天然植被，对降雨形成的面流具有延缓作用，有利于降雨入渗。

4.2 滑坡形成机制的FLAC2D模拟分析

二维模拟计算剖面选取1－1′工程地质剖面。计算结果：①天然情况下（饱水前），变形范围较小，变形较大的区域主要位于第1层里庄公路外侧。滑坡区变形量值较小，1－1′剖面最大总位移5.85cm（图4），而且坡体变形随时步呈收敛趋势（图5（d））。这种变形实际上反映的是坡体自然调整压密的过程。②暴雨情况下，整个滑坡区变形明显增大，并由前缘向后缘呈减小趋势。滑坡前缘的总位移为60.5 cm，专用公路附近为40～50cm，腊窝公路外缘为30～40cm。腊窝公路上方变形不明显（图5（a）），较好地揭示了滑坡“大动”前及“大动”时的后退式变形特征。③位移矢量图（图5（b））显示腊窝公路外缘附近，位移矢量倾角较陡，专用公路路基及其外侧较缓且平顺。④剪应变增量分布图（图5（c））显示，剪应变增量主要分布于基覆界面附近，总体呈连续分布，说明滑动面已基本贯通。⑤设置于模型中的位移跟踪点的总位移－时步曲线（图5（d））显示，滑坡位移具有不收敛的特征。进一步表明，滑坡“大动”后变形属于一种非稳定变形。

综合FLAC2D模拟结果得出：滑坡变形具有非稳定变形的特征，即随着时间（步）的增长，变形不断发展，没有收敛迹象（无支护下）。

图4 坡体总位移云图及矢量（1－1′剖面，饱水前）Fig.4 Total displacement and vector of the slope（1－1′section before saturation）

图5 1－1′剖面FLAC2D计算结果（饱水后）Fig.5 FLAC2Dcalculations for 1－1′section（after saturation）

5 结论

该滑坡属小型浅层残坡积层滑坡。滑坡的形成机制，就是“持续（强）降雨入渗－土体饱水软化－斜坡缓慢蠕变－滑动面孕育”。路基涵管泄水加剧了沟水冲刷淘蚀，进一步促进了滑坡变形的孕育与发展。在滑坡“大动”及其以前，变形是由前向后，即后退式发展；自“大动”后（滑裂面出现后），变形则具有推移式的特征。目前滑坡整体上处于变形阶段，滑坡下部靠沟底部位已出现解体破坏迹象。

［1］严明，林锋.锦屏专用公路K48＋722～800段滑坡稳定性评价报告［R］.2010.

［2］魏丽，单九生，章毅之，等.暴雨型滑坡灾害形成机理及预测方法研究思路［J］.江西气象科技，2005，28（3）：19.

［3］周国兵，马力，廖代强.重庆市山体滑坡气象条件等级预报业务系统［J］.应用气象学报，2003，14（1）：122－124.

［4］艾志雄，牛恩宽，刘波.降雨诱发滑坡分析［J］.灾害与防治工程，2005，（2）：9－11.

FORMATION MECHANISM OF THE LANDSLIDE ON SECTION K48＋722～800 OF JINPING HIGHWAY

Li Hong－jun1，Hu Hao－lin2，Yan Ming1，Liu Ming1
（1.State Key Laboratory of Geo－hazard Prevention and Geo－environment Protection，Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China；2.Chengdu Hydropower Investigation，Design and Research Institute，China Hydropower Consultation Group，Chengdu 610072，China）

The formation of the landslide is discussed by analyzing its geo－environment and deformation monitoring.The formation goes from infiltration of continuous heavy rainfalls，through soil softening at saturation，to development of sliding surface.Numerical simulation is used to analyze the distributions of stress field，deformation field and failure zones before and after its failure for deepened understanding the deformation characteristics.

landslide；monitoring；formation mechanism；numerical simulation

P642.22

A

1006－4362（2011）03－0007－05

2011－03－30 改回日期：2011－05－23

李宏俊（1980－ ），男，在读硕士研究生，主要从事地质工程勘察、设计、施工和地质灾害危险性评估等方面的研究工作。