三峡库区浮托减重型滑坡对库水升降的响应规律

周 剑，邓茂林，李卓骏，张富灵

(1.防灾减灾湖北省重点实验室(三峡大学)，湖北 宜昌 443002；2.三峡大学三峡库区地质灾害教育部重点实验室，湖北 宜昌 443002)

中国是一个滑坡灾害最频繁的国家之一，70%以上大型滑坡的发生与人类活动密切相关[1]。三峡库区自2003年蓄水以来，库水位在145 ～175 m之间的大幅度及周期性调度改变了库区的地质环境，导致水库滑坡逐渐成为三峡库区最重大的地质灾害之一。2003年7月，三峡库区沙镇溪镇的千将坪滑坡在蓄水后1个月整体失稳滑入江中，造成巨大损失[2]。三峡库区的大多数滑坡均为复活型老滑坡。基于滑坡复活机理，肖诗荣等[3]将其划分为库水浮托型滑坡、动水压力型滑坡以及库水浸泡软化型滑坡，不同类型滑坡对库水升降有着不同的响应规律。李松林等[4]提出库区老滑坡存在的4类典型滑面形态，并通过统计分析不同滑面形态老滑坡对库水升降的变形响应时间规律及涉水成因规律。据调查Rasevelt湖附近地区1941—1953年发生的一些滑坡中有49%在1941— 1942年的蓄水初期发生，30%发生于水位骤降10 ～20 m的时期，其余为发生在其他时间的小型滑坡[5]。

库水位的升降对滑坡的稳定性影响已有大量的研究[6-14]，而浮托减重型滑坡对库水位升降的响应研究较少，有待深入分析。本文以大型岩质浮托减重型古滑坡木鱼包滑坡为例，基于远程GPS全自动变形监测系统获取的滑坡监测资料，结合分析多次的野外考察、历年专业监测和库水位等资料，运用Geo-studio模拟库水位以不同速率在145 ～ 175 m间升降下对滑坡稳定性的影响，以探究浮托减重型滑坡对不同速率库水涨落的响应规律。

1 木鱼包滑坡概况

三峡库区的木鱼包滑坡为一大型岩质古滑坡，位于长江右岸，处于一顺向斜坡之上，距三峡大坝坝址56 km。滑坡区位于巴东复向斜和秭归向斜交汇处，滑坡部位属于单斜构造，岩层倾角为27°，倾向25°。主滑方向为20°，倾向长江。滑坡前缘高程120 m，后缘高程425 m，面积1.8×106m2，平均厚度50 m，体积约9×107m3。西以鹅卵石沟为界，东以大乐沟为界，东侧大乐沟大体近南北向延伸，西侧边界基本沿鹅卵石沟延伸，后缘滑壁平直光滑，长约数百米。地貌上为圈椅状凹槽地形，中下部为平缓滑坡，上部为圈椅状较陡滑坡。图1为木鱼包滑坡全貌。

图1 木鱼包滑坡全貌图Fig.1 Overall picture of the Muyubao landslide

滑体主要由表层为松散堆积层以及下层为扰动破坏的层状石英砂岩岩体组成[15]。滑体中、后部为顺层滑动，滑带由软弱的煤系地层构成，滑体前部滑带为黑色轻粉质壤土夹少量块碎石。滑床主要由香溪组(J1x)中、下级地层组成，顺层滑动部分滑床以香溪组炭质粉砂岩为主，切层部分由层状石英砂岩、含砾石英砂岩构成。剖面上滑床上部与岩层面一致，呈直线，倾角21° ～ 25°，滑床前段变缓，前缘地层甚至反倾。

木鱼包滑坡是一个典型的岩质古滑坡，滑坡原处于中倾外层状斜坡体之上，前缘没有临空面。在滑坡的演化过程中，由于长期的重力作用及库水长期对软弱面的浸泡软化，坡体沿软弱面顺层向下蠕滑变形，造成坡体的中前部岩层弯曲隆起。坡体沿弯曲部位的潜在滑面贯通，积聚的能量突然释放，坡体溃决并产生高速滑动；滑入江中的滑体又被长江切割、侵蚀，形成了木鱼包滑坡这种前部岩体隆起并弯曲内倾、中后部顺层滑动的坡体结构。

经历了一系列的演化过程，滑坡前部形成滑坡体阻滑段，下层层状石英砂岩岩体受扰动破坏，贯通性裂隙发育，渗透系数大。三峡库水淹没前缘时，库水极易向坡体内补给，使阻滑段饱和，而滑坡体阻滑段岩体因浮力而减重，加上长期的库水对前部滑带的浸泡软化效应，大大降低了滑带的力学性质，导致滑坡体沿滑动面产生滑动变形。

2 现场调查及监测系统布设

2.1 宏观变形

自2006年实施专业监测以来，木鱼包滑坡一直处于蠕滑状态，多次出现变形迹象，滑坡持续变形导致西侧边界与沙黄公路交汇处公路护坡挡墙开裂变形。滑坡右侧后缘分布有多条拉裂缝，其中一条裂缝较为新鲜，宽0.4～0.8 m，长约50 m，与两侧的冲沟联通，形成木鱼包滑坡右侧的贯通性后缘裂缝(图2)。

图2 木鱼包滑坡右侧中后部及后缘裂缝展布情况Fig.2 Distribution of cracks on the right side of the Muyubao landslide

2.2 监测系统布设

木鱼包滑坡坡体上共布设12个GPS监测点，构成3纵4横的监测剖面线(ZG291—ZG302)。同时在西边稳定基岩处布设1个GPS基准点，另1个GPS监测基准点与谭家河滑坡监测共享；2016年在滑坡体中间的监测剖面线上布置了ZGX295、ZGX296、ZGX297、ZGX298等4个全自动地表位移监测仪，从2016年4月开始运行并获取数据。各监测点位布置详见图3。

3 监测数据分析

3.1 滑体总体变形特征

三峡库区滑坡的专业监测数据是分析滑坡诱因及滑坡变形特征最有用也是最直接的手段及途径。苑谊等[15]通过对树坪滑坡的监测资料，结合库水降雨等资料，分析了滑坡的变形特征并找出滑坡诱发因素。木鱼包滑坡自2006年实施专业监测以来，12个GPS监测点数值均存在不同程度的持续位移。图4是各监测点累计位移变化情况，2006年10月—2018年1月，ZG291—ZG302等12个GPS监测点持续发生位移，累计位移量在1 339.97 ～ 2 358.93 mm间，变形方向11°～ 45°，总体滑移方向指向长江。

图3 工程地质平、剖面图及监测布置Fig.3 Engineering geological map and profile and the monitoring layout(a)工程地质平面图及监测布置；(b)Ⅱ—Ⅱ′工程地质剖面图及监测布置

图4 监测点累计位移-库水位-降雨量关系曲线Fig.4 Relationship between the cumulative displacement of monitoring points, reservoir water level and rainfall

总体上，该滑坡的变形多发于滑坡边界，滑坡右后部相对于其他部位变形较大。右后部变形区监测点ZG291的平均位移速率为0.68 mm/d，其他变形区的平均位移速率为0.3 ～ 0.4 mm/d。每年的10月份左右各个监测点的平均位移速率也会有较为显著的增加，平均位移速率均在1.0 ～ 2.8 mm/d，所以在GPS监测点累计位移-降雨量-库水位-时间曲线图上可以看出，每年10月份左右会出现“阶跃”现象。通过监测数据可得出，木鱼包滑坡一直保持着蠕滑状态，目前处于基本稳定状态。

3.2 滑坡变形对库水位的响应规律

由图4可知，在滑坡开始监测1 a后，2007年5—9月出现了较大的月位移量增加，12个监测点月位移量在30.38 ～ 59.30 mm，并且之后的几年也不同程度地出现了较大的月位移增量；2008年11月的月位移量增加最大，12个监测点月位移量基本都在42.60 mm以上，最高的达到63.80 mm。这与库区蓄水位抬高有关，在2006年10月首次156 m蓄水后，坡体前缘淹没达到21 m；2007年3月份以后，水库水位逐渐消落，同时滑坡区进入雨季，降雨量增大；2007年虽然库水位再次抬升至156 m，且在2008年7—8月降雨量较2007年同期降雨强度增大，但滑坡处于匀速变形阶段；2008年10月初次向175 m蓄水的过程中(2008年11月蓄水至172.80 m最高水位)，库水淹没前缘达67.80 m。以往监测数据统计分析结果显示，滑坡位移变形随库水位的抬升而变小，但此时却出现了加速变形。分析认为：库水位上涨，库水淹没滑坡体前缘更多时，由于滑体为裂隙岩体，渗透系数大，库水容易向滑坡体内补给使之饱和，导致滑坡体前部阻滑段岩体因浮力而减重，减小滑体的抗滑力；同时滑坡岩土体遇水软化，力学强度降低，特别是滑带土体软化，致使滑坡变形更为显著，也说明了在库水位上升到一定高度后，库水位继续上升会导致滑坡变形更加明显。

利用2015—2017年的监测数据，对每个监测点的月位移量与库水位的变化情况进行分析(图5)。虽然每个监测点的月位移量变化不一致，但有多个监测点的变化在某些时间段内能达到较高的同步性。由图5a、e处可知，在2015年8月中旬和2017年8月下旬的年度蓄水阶段，库水位由145 m左右升至175 m，以及图5中d处2017年6—7月库水位由145 m蓄水到156 m的阶段，大部分监测点的月位移量都有蓄水前期减小后期增大的变化，甚至前期月位移量的变化会出现负值，如d处的每个监测点的月位移量均为负值，具体为-13.02 ～-4.20 mm。在库水位由175 m降至145 m的过程中，由图5的b、c处可以看出，在库水位下降10 ～15 m时，大部分监测点的月位移量都在这段时间达到最大值，之后随着库水位的下降，月位移量逐渐减小。随后进入雨季，由于坡体表层的渗透性较差,降雨形成上层滞水，或入渗浅层，增加坡体的荷载和动水压力，导致月位移量增加。由此说明库水位在145～175 m间升降过程中，坡体的变形对库水位的升降有着一定的响应规律。

图5 监测点月位移量-库水位关系曲线Fig.5 Relationship between the monthly displacement of monitoring points and reservoir water level

4 基于Geo-studio的数值模拟

4.1 数值计算模型及参数

木鱼包滑坡为典型浮托减重型，所以库水位的高度是其关键影响因素，而库水位对其作用不仅仅只是一个浮托作用，库水位升降的速率也是影响该滑坡的潜在因素。根据监测数据分析可知，坡体的变形对库水位的升降有着一定的响应规律，为了深入探究该响应规律，本文采用数值模拟方法，分析库水在145～175 m间以不同速率升降对滑坡变形的具体影响。根据木鱼包滑坡的地质勘察资料，以木鱼包滑坡Ⅱ—Ⅱ′剖面为计算剖面建立二维模型，运用有限元软件Geo-studio，首先在seep/w程序中做渗流场分析，然后再将渗流场的结果应用到slope/w程序中，采用极限平衡方法中的Morgenstern-Price方法进行稳定性计算。木鱼包滑坡数值网格模型如图6所示，模拟的滑坡区域分为滑带、滑床、滑体1及滑体2四部分，模型总共剖分了2 436个节点、2 360个网格单元。

图6 木鱼包滑坡数值模型Fig.6 Numerical model of the Muyubao landslide

根据工程类比，结合勘测资料及三峡库区类似的滑坡数据的统计、分析，获得土-水特征曲线，选用Van Genuchten渗透系数预测模型估计渗透函数曲线，确定计算参数，具体值见表1。

表1 数值模拟参数

4.2 渗流计算理论与工况

由于库水位的变动，滑坡中的渗流场实际为饱和-非饱和渗流场，将达西定律代入质量守恒连续方程，可导出地下水运动的二维饱和-非饱和渗流基本方程：

(1)

式中：H——总水头/m；

kx、ky——x、y方向上的渗透系数/(m·d-1)；

Q——流量边界/(m3·s-1)；

θ——体积含水量；

t——时间/s。

三峡水库水位每年呈周期性升降变化，自2008年开始，三峡水库坝前水位在145～175 m之间波动，水库水位变幅为30 m。依据2016年库水位监测数据，分析出库水位的下降速率不超过2.0 m/d，上升速率不超过1.5 m/d。故拟定库水以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6，2.0 m/d的速率由145 m蓄水至175 m，以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6 m/d的速率由175 m降至145 m。

4.3 数值计算结果

4.3.1渗流分析

从图7可以看出，当库水位以1 m/d速率由145 m上升至175 m时，由于滑体前部为裂隙岩体，渗透系数较大，滑坡体内的地下水浸润线逐渐向岸坡内弯曲，库水不断向坡体内补给，地下水上升明显滞后于库水位变化，30 d之前库水位还没达到175 m，坡体内外形成的水位差随着库水位的上升而增大，当库水位达到175 m之后，这种水位差也由于库水位向坡内不断补给而减小。

图7 库水位以1 m/d速率升至175 m过程中渗流浸润线Fig.7 Infiltration line in the process of the reservoir water level rising to 175 m at a rate of 1 m/d

图8是库水位以1 m/d的降速由175 m水位降至145 m水位高程的渗流浸润线，初始地下水位与坡外库水位持平为175 m，当库水位开始下降时，地下水浸润线向坡外弯曲，坡体内外形成水位差在库水降至145 m之前逐渐增大。当30 d后库水位降至145 m，由于坡体内的地下水仍不断向外排泄，坡体内外的水位差逐渐减小。

图8 库水位以1 m/d速率降至145 m过程中渗流浸润线Fig.8 Infiltration line in the process of the reservoir water level falling to 145 m at a rate of 1 m/d

当库水位由145 m升至175 m或由175 m降至145 m时，坡体内外的水位差是由于地下水位与库水位变化速率不一致造成的。在库水位升至175 m或降至145 m之前，当库水位升降速率越大，水位差增加得越快。

4.3.2不同升降速率对滑坡稳定性的影响

针对浮托减重型滑坡，坡体内地下水位是影响其稳定型的关键所在，滑坡阻滑段地下水位越高，受到的浮托效应越大，对其稳定性影响越大。库水位以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6，2 m/d的速率由145 m上升至175 m水位，整个过程滑坡的稳定系数先减后增再减，库水上升速率越大，前期稳定系数减小的时间段越小，随后稳定系数增加的速率也越快(图9)。分析认为，库水位上升时，由于滑坡阻滑段的渗透系数较大，库水能迅速向坡体内部补给，使阻滑段的地下水位上升，增大阻滑段的浮托效应，降低抗滑力，从而减小滑坡的稳定系数。库水位继续上升时，坡体内外的水位差越来越大，造成向坡体内的动水压力越来越大，加之库水作用与坡体的坡面荷载，反而增加了坡体的抗滑力，从而使得滑坡的稳定系数增大。随着库水不断向阻滑段内补给，地下水位升高，浮托效应逐渐增大，使得稳定系数减小。库水上升速率越快，整个变化过程的时间就越短；前期稳定系数减小的时间段越小，随后稳定系数增加的速率也越快。

图9 不同库水位上升速率下滑坡模型稳定系数Fig.9 Variation in stability coefficient of the landslide model under different reservoir water level rising rate

库水位以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6 m/d的速率由175 m水位降至145 m时，整个过程稳定系数先减后增，呈“V”字形，库水下降速率越快，稳定系数减小增大的速率也越快，“V”字形看起来越明显(图10)。由此可知整个库水位下降过程中，存在一个最危险水面，并且不同的库水下降速率对应的最危险水面高度不一样，库水位以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6 m/d的速率下降时对应的最危险水位分别在169.8，67.8，162.6，162，162.2 m左右。分析认为，库水位下降，由于阻滑段内地下水位下降，坡内地下水向库区排泄，形成向外的动水压力，再加上库水位下降后，库水作用于坡体的坡面荷载减小，导致抗滑力减小，下滑力增大，整个稳定性系数减小。库水位继续降低时，由于阻滑段内的地下水不断向坡外排泄，浮托效应变小，直接加强了阻滑段的抗滑作用，当库水位达到145 m水位后，向坡外的动水压力也减小，滑坡的抗滑力增大，下滑力减小，整个稳定系数也慢慢增大。

图10 不同库水位下降速率下滑坡模型稳定系数Fig.10 Variation in stability coefficient of the landslide model under different reservoir water level falling rates

通过数值模拟结果可看出：三峡库水以不同速率在145～175 m间升降，木鱼包滑坡稳定系数均大于1，一直保持蠕滑，处于基本稳定状态。此外，通过对比库水升降过程中稳定性系数变化的最高及最低点的拐点速率可以看出，库水上升时木鱼包滑坡稳定性响应比库水下降时强烈。

5 结论

(1)在木鱼包滑坡的演变过程中，下层层状石英砂岩岩体受扰动破坏，裂隙发育，导致渗透系数大，滑坡前部的阻滑段容易受到库水的浮托效应。木鱼包滑坡一直保持蠕滑状态，平均日位移量为0.4 mm/d，目前处于基本稳定状态。

(2)在库水位从145 m到175 m的上升过程中，木鱼包滑坡的稳定系数先减后增再减；库水上升速率越大，前期稳定系数减小的时间段越小，随后稳定系数增加的速率也越快。

(3)在库水位从175 m到145 m的下降过程中，木鱼包滑坡的稳定系数先减后增，呈“V”字形，库水下降速率越快，稳定系数减小或增大的速率也越快，“V”字形越明显。由此可知整个库水位下降过程中存在一个最危险水面，不同库水下降速率对应的最危险水面高度不一样，库水位以0.4，0.6，0.8，1.0，1.6 m/d的速率下降时对应的最危险水位分别在169.8，167.8，162.6 ，162.0，162.2 m左右。

(4)依据监测资料分析并结合数值模拟结果可知，在库水位大幅度及周期性升降的影响下，木鱼包滑坡对库水位上升产生的响应比对库水位下降产生的响应更为强烈。