不当钻探施工引发的滑坡变形加剧机理——以浙江松阳范山头滑坡为例

罗晓娟

（浙江公路水运工程咨询有限责任公司，浙江杭州 310006）

0 引言

蠕动型滑坡，是滑坡演化的一个发展阶段，可以持续几个月失稳，也可以长达数十年始终不进入剧滑破坏阶段[1−2]。蠕动型滑坡的变形演化和稳定性，是滑坡系统对环境输入的响应，其中地下水又是各项输入因子中最为敏感的一项。这个响应是双向的，研究这个响应过程，对实施滑坡防治工程有十分重要的应用价值。

目前，我国关于这种蠕动型滑坡对地下水的响应研究，大部分集中在水库水位波动和降雨的自然条件下[3−6]。鲜少见到蠕动型滑坡对于施工中钻探漏水的响应特征相关论述,这种扰动特征与自然条件截然不同。相对而言，不考虑地表水与地下水之间的入渗转化关系，对地下水径流场的扰动更直接、更密集，类似于原位试验，因而有着更好的研究条件。

浙江省松阳县范山头滑坡具有两层滑动带，结构复杂。2010年初次发现之后，一直处于蠕动变形阶段，是一个典型的复杂蠕动型滑坡。2018年采用虹吸排水工程对该滑坡治理。在虹吸排水孔钻探施工过程中，由于钻孔循环液（水循环）大量漏失，导致滑坡出现较大变形，施工场地出现重大风险。在采取紧急措施降低水位之后，滑坡趋于稳定。

本文基于这次抢险的实际地下水位、裂缝、深层位移监测数据，结合钻探、物探、岩土测试、室内反演等工作，研究蠕动型滑坡对地下水径流场变化的双向响应过程，为揭露地下水在滑坡中的作用提供宝贵案例。

1 滑坡特征

浙江省松阳县范山头滑坡周界呈圈椅状（图1），前宽后窄，后缘为斜坡陡坎-梯田区域，高程490～498m，前缘为道路切坡和沟谷自然陡坡，高程在442～445m，两侧以自然冲沟为界。滑坡纵长约182m，横宽143m，面积20 436 m2。滑坡地形前陡中缓后陡，后部坡度35°，中部较缓约5°，前部坡度32°～40°。主滑方向190°。

图1 范山头滑坡平面图Fig.1 Map of Fanshantou Landslide

滑体厚度20～30m，滑坡体积约35×104m3。滑体物质可分为结构差异明显的上、下两层（图2），上层为灰黄色含角砾粉质黏土，角砾含量在5%～20%之间，粒径0.2～2.0 cm，饱和，可塑，切面粗糙，其余为黏性土，干强度中等～高，层厚1.4～9.4m；下层为灰黄色碎石土，湿，中密～密实，颗粒级配分选性差，变化大，碎石含量在50%～80%之间，粒径2～15 cm 不等，个别达到18 cm，碎石母岩成份为凝灰岩，层厚12.0～23.3m。滑坡体中零星分布碎石土或黏土透镜体。

图2 范山头滑坡主剖面图Fig.2 Main Profile of Fanshantou Landslide

滑坡中发育两层滑动带（图2）：上部滑动带发育于含角砾粉质黏土中，为青灰色软可塑淤泥质黏土，饱和快剪黏聚力28.3 kPa，内摩擦角18.8°，反演黏聚力值9 kPa，内摩擦角12°，该层层顶埋深在0.3～12.2m，层厚0.9～6.1m；下部滑动带发育在土岩结合面上，为饱和、软塑状全风化泥质粉砂岩，反演黏聚力值18.5 kPa，内摩擦角8°，层顶埋深14.2～27.8m，层厚0.4～1.6m。

滑床为侏罗系上统大爽组第一段（J3d1）灰黑色、灰白色沉凝灰岩、凝灰质粉砂岩、泥质粉砂岩，凝灰质、粉砂质结构，层状构造，泥质粉砂岩单层厚度0.5～1.0 cm，沉凝灰岩单层厚度15～20 cm。整体呈舒缓波浪状起伏，总体倾向北侧，倾角约5°～20°。

与滑坡体地质结构相对应，滑坡区上部含角砾粉质黏土渗透性较差，为弱含水层，含水层渗透系数为2.528×10−3m/d；下部碎石土渗透系数较好，为主要含水层，对应物探低阻区（图面为蓝色，如图3）；下层软弱带渗透性差，为隔水层，对应物探高阻区（图面为黄色）。

图3 范山头滑坡物探剖面Fig.3 Projective Profile of Fanshantou Landslide

滑坡前、后缘水位埋深较大，在11～14m 之间，滑坡中部水位埋深均较浅，在2～6m 之间，与上层滑动带基本吻合。滑坡勘查时间为2017年4月19日——2017年5月18日，降雨量普遍较小，为平水期，水位变动幅度不大，普遍在1m 之内。滑坡区有两处地下水露头：滑坡后缘的泉Q1 流量在7.6～12.1m3/d 之间波动；滑坡前缘的泉Q2 流量在4.2～17.0m3/d 之间波动。

2 滑坡变形特征

2.1 施工前滑坡变形特征

该滑坡发现于2010年7月，多处民房墙体和地面出现裂缝，裂缝宽度5～15 cm，大小不一，村庄中间出现一条基本连通弧形裂缝L1，走向70°～80°，裂缝最宽处10 cm，最大错落6 cm。2010年7月——2013年11月，是该滑坡变形最为显著的时间，滑坡体上方共发育裂缝62 条，滑坡体后缘、中部以拉张裂缝为主，两侧以剪切裂缝为主，前缘裂缝发育不明显（图1、表1）。

表1 范山头滑坡裂缝统计表Table 1 List of Characteristics of Cracks

该滑坡变形受降雨量影响十分明显，其中2012年2月17日——2月23日的短暂监测数据（图4）表明，在强降雨（59mm）后，滑坡地表有10mm 的位移。

图4 位移、降雨量监测数据Fig.4 Surface disp lacement monitoring and rainfall monitoring data

2013年底，滑坡采取砌筑截、排水沟，水改旱，搬迁等措施，该滑坡变形逐渐得到控制，裂缝不再发展。截止到2018年6月，该滑坡地表变形特征不明显，处于基本稳定状态。

2.2 钻探漏水后滑坡变形特征

2018年10月该滑坡区降雨量较小（图5），仅在10月10日、14日有大于10mm 的降雨，其余时间段降雨均在5mm 以下。根据之前滑坡监测数据（图4）认为，10月份的降雨量不足以导致滑坡产生大的变形。换句话说，本次施工期变形跟地表降水关系不大。

图5 降雨量方格图（2018年10月）Fig.5 Chart of rainfall distribution in October 2018

该滑坡采用虹吸排水工程降低水位，共布设两级虹吸排水孔，其中第一级虹吸排水孔位于滑坡中部，孔口标高位于高程470.0～477.9m，成孔竖直角20°，孔距3m，孔深50m；第二级虹吸排水孔位于滑坡周界后缘山体斜坡，孔口标高位于高程517.8～529.2m。布设虹吸排水斜孔141 个，采用潜孔钻进行钻进，水经过增压后到孔内作为循环液和冷却液。

2018年10月7日——18日，在第一级虹吸排水孔钻进过程中，由于地层破碎，钻探用水在地下13～20m 左右大量漏失，无返水，漏失量达到70～80m3/d，对应地层为滑坡下部灰黄色碎石土层，该层碎石含量高，粒径较大，容易形成局部空隙，利于地下水下渗，径流速度较快。漏水位置地下水位未见明显上升，但是滑坡前缘泉Q2 流量显著增多。10月18日开始，滑坡地表、深层位移监测同时出现明显变形迹象。

（1）滑坡地表位移

在滑坡中后缘L1 裂缝附近再次出现断续相连的九条裂缝，整体呈弧形，其中发展最快的一组裂缝（最中间裂缝9）10月30日出现，在11月4日宽度达到了17.5mm；其余8 组裂缝发展趋势基本相同，基本都是在11月4——9 号左右达到裂缝最大宽度（图6）。滑坡其余部位未见裂缝变形现象发生。

图6 施工期裂缝宽度曲线图Fig.6 Chart of cracks during construction

（2）滑坡深部位移

由于滑坡活动显著，监测SC02 孔于2018年10月20日失效，剪断位置位于孔内-26m 处。SC01 监测孔数据显示，从2018年10月21 号至10月29 号，该孔显著位移发生于孔内−19.5m 处，单次测量变形最大量40.07mm，累计最大变形量74.04mm，直至11月初在19.5 m 深度处剪断。这两个监测孔位于滑坡中前缘（图1），发生变形最大位置对应深层滑动带（土岩结合面，全风化泥质粉砂岩）（图7）。

图7 钻孔深部位移曲线图Fig.7 Variation of the accumulative subsurface disp lacement with depth measured using a borehole inclinometer

滑坡中后缘监测孔SC03 和SC04 明显位移出现在浅部滑动带（青灰色软可塑淤泥质黏土），约在孔内−3～−5 m 位置（图7）。单次测量变形最大量分别为29.41 mm 和35.65mm，累计最大变形量57.18 mm 和57.93mm。

通过图7 可以知道，本次施工扰动导致的变形，是深层滑动带位移量大于浅层，滑坡前缘的深部位移大于滑坡后缘，变形时间上来看也是深层早于浅层。

值得注意的是，本次施工扰动变形穿过两层软弱带，在滑坡中后缘的碎石土层中形成了新的滑动带（图8）。

图8 范山头滑坡水文地质剖面图Fig.8 Hydrogeology profile of Fanshantou landslide

2.3 虹吸排水后滑坡变形特征

滑坡险情发生之后，为了控制滑坡进一步发展，立即停止钻探，并启动所有已经施工完成的虹吸排水孔，开始向坡体外部排水，日排水量达到100m3/d，逐渐增大。经过一个星期的抽水，虹吸排水孔内的水位平均下降2～5 m（图9）。滑坡裂缝没有进一步发展扩大（图10），也无其他变形迹象。

图9 虹吸排水后滑坡地下水位变化图（监测SC02 孔）Fig.9 Changes of groundwater level after siphon drainage

图10 虹吸排水后裂缝宽度曲线图Fig.10 Chart of cracks after siphon drainage

3 滑坡响应机制分析

3.1 钻探漏水-变形响应机制分析

本采用有效应力原理对漏水-变形这个响应过程进行机制分析。

以滑坡体单元作为研究对象，采用水土分算法，滑坡体骨架单元受到的作用力共有土颗粒重力、浮力、渗透力等。

根据水力学原理，某点受到的孔隙水压力表示为：

式中：H——该点总水头；

z——位置水头；

一般情况下，由于地下水实际流速较小，速度水头忽略不计[6]。

本次滑坡施工过程中，由于地层破碎导致大量钻探用水直接进入滑坡下部碎石土层，坡体内地下水位未见明显上升，下方泉流量急剧增大。这种短期急剧变化的渗流场，产生了非稳定渗流，渗流途径短，渗流量大，因而地下水径流速度较快，速度水头较之初始稳定渗流场有了明显增加，因此，滑坡体单元总水头增加，孔隙水压力增加。

根据饱和土有效应力原理，单位断面积的饱和土体受到的总应力σ 为有效应力σ’与孔隙水压力uw之和，即

σ=σ′+uw

本次滑坡险情，除了地下水径流场受到干扰，其余条件未发生变化，因此可以认为滑坡的总荷载恒定。

钻探用水大量漏失导致地下水径流场改变后，孔隙水压力急剧增加，总应力不变，有效应力急剧降低[7]。土体的有效抗剪强度因此也急剧降低。

利用理正软件，根据简布法对滑坡进行稳定性计算可知，滑坡稳定系数从1.134 降低到0.965，从基本稳定状态直接到了临界失稳状态，与本次滑坡险情的实际情况相符。

从滑坡的变形位置来看，滑坡中部钻探漏水位于浅层滑动带以下，短期急剧增加的地下水渗流对滑坡中前部的土颗粒产生了明显的拖拽力，也就是渗透力[8]，使得土体沿着原深层软弱带产生滑动，因此最初变形就是滑坡前缘的SC01 和SC02 监测孔的深层滑动带位移增大（图7），直至测斜孔剪断，浅层滑动带位移量较小。滑坡中前部受到渗透力拖拽产生蠕动之后，后部滑坡体因为失去侧向支撑而发生主动土压破裂[1]，从而沿原浅层软弱带发生再次滑动（图7），并形成拉张裂缝。所以滑坡后缘的变形从时间上出现较晚，从规模上也较前缘小。

这种响应机制说明了地下水渗透力是本次滑坡出现险情的主要因素。虽然目前受到各种条件限制，我们还无法测得非稳定渗流场的孔隙水压力值，但是在工程实践中必须充分考虑渗透力的影响，而不能盲目忽略不计。

3.2 虹吸排水-稳定响应机制分析

通过虹吸排水工程排出滑坡体内部地下水后，滑坡中部地下水位降低了2～5m，滑坡体单元的压力水头明显下降。停止继续向滑坡体内部钻探之后，漏水问题得到解决，地下水渗流速度下降，速度水头减小，滑坡体单元总水头减小，孔隙水压力减小，从而有效应力明显增加。

经计算，滑坡稳定系数从0.965 增加到1.320，与排险后滑坡监测数据相吻合，滑坡达到稳定状态。

这种反向响应机制再次证实了排出坡体内的地下水是增强滑坡稳定性最为有效也最为简便的手段[9−12]。

4 结论

本次施工险情-抢险过程只针对滑坡内部地下水径流场进行干扰，可以看作是一次关于滑坡地下水与变形双向响应的原位试验：

（1）虹吸排水施工的钻探用水在地下13～20m 左右的碎石土层大量漏失后，监测到地下水位并未明显上升，剪出口附近泉流量急剧增大。3 天后，滑坡深部开始出现位移，2 周后深部出现57～74mm 的累计变形量直至3 周左右时将测斜孔剪断，与之对应，滑坡地表2 周后开始出现裂缝，3 周后裂缝最大宽度达到17.5mm。

（2）施工漏水改变了滑坡原有地下水径流场，产生了非稳定渗流，径流速度较快，速度水头较之初始稳定渗流场有了明显增加，滑坡体单元总水头增加。滑坡总荷载不变的情况下，有效应力急剧降低，导致土体的有效抗剪强度因此也急剧降低，这是滑坡出现险情的原因。

（3）从滑坡的变形位置来看，钻探漏水主要影响滑坡中前缘的深层滑动带，并形成渗透力，使得土体产生滑动。滑坡中前部蠕动之后，后部滑坡体因为失去侧向支撑而发生主动土压破裂，从而沿原浅层软弱带发生再次滑动，形成拉张裂缝。所以滑坡后部的浅层滑动带变形从时间上出现较晚，变形量也较小。本次险情是一个典型的牵引式蠕动。

（4）发现险情后，立即停止了地下水补给，并开始向坡体外部排水，日排水量达到100m3/d，1 周后，地下水位平均下降2～5m，滑坡变形停止并趋于稳定。

（5）通过虹吸排水工程排出滑坡体内部地下水后，滑坡体的压力水头明显下降，地下水渗流速度下降，速度水头减小，滑坡体单元总水头减小，从而使得有效应力明显增加，土体的有效抗剪强度增加。这次抢险过程证实了排出坡体内的地下水是增强滑坡稳定性最为有效也最为简便的手段。