基于孔隙水压力变化的三峡库区盐关滑坡破坏机制分析*

尚 敏 刘昱廷 DAVE Chan 廖 芬

(①湖北省地质灾害防治工程技术研究中心(三峡大学 )， 宜昌 443002，中国)(②三峡库区地质灾害教育部重点实验室， 宜昌 443002，中国)(③三峡大学土木与建筑学院， 宜昌 443002，中国)(④阿尔伯塔大学， 阿尔伯塔 埃德蒙顿 T6G 2W3，加拿大)

0 引 言

三峡库区自2009年蓄水达到175m以来，库区内随之出现许多滑坡和塌岸，许多中外学者对这些地质灾害进行了深入研究，但是很少有从滑坡体内孔隙水压力变化速率角度进行分析研究，何健(2018)阐述了降雨导致水-汽二相的变化对边坡稳定性的影响； 谢罗峰(2009)详细分析了各种渗流条件下的影响因素及边坡稳定性； 潘俊义等(2018)模拟了在4种不同强度降雨条件下的边坡浸水深度，并且分析了边坡的应力变化特征以及入渗规律的差异； 叶帅华等(2018)在工程实践中发现降雨入渗会引起边坡土体饱和度和重度的变化，因此运用PLAXIS3D岩土有限元软件设置降雨量随时间变化的函数，进而计算出降雨入渗条件下边坡的稳定性； 尚敏等(2016)对于渗流场变化下的孔隙水压力导致地表变形的幅度进行了研究； 匡野(2014)深入了研究降雨条件下堆积体滑坡失稳规律。本文将以时间为线索，借助有限元仿真模拟软件计算分析降雨条件下滑坡体内的孔隙水压力，建立滑坡的安全系数、孔隙水压力随时间的变化关系，进而说明盐关滑坡的破坏是滑坡内土体达到饱和后，孔隙水压力急剧增大所导致。

1 滑坡工程地质概况

发生于秭归县归州镇的盐关滑坡坐落在扬子准地台、上扬子台坪鄂中褶断区、黄陵断穹西翼与秭归向斜北东翼的过渡区内，为一土质滑坡，地处长江一级支流香溪河的右岸，距离河口12km。滑坡一带区域属大陆性季风型气候区，四季分明，雨季降雨强度大、雨势猛，常暴发山洪、滑坡等灾害。盐关滑坡地形上陡下缓，滑坡中下部为居民区，上部为耕地和柑橘林； 地貌上属于低山区，平面形态呈喇叭形，后缘呈圈椅形，前部宽171m，后部宽120m，纵长476m，平均厚度18m，滑体面积69191m2，总方量125×104m3。前缘以香溪河为界，滑坡剪出口高程低于140m； 后缘以陡峭裸露的基岩山体为界，壁坎最高可达10m，标高约320m； 滑坡南北以两侧冲沟为界。滑体从前缘至后缘呈现三级平台，将滑坡纵向剖开，滑体上部连线呈折线趋势，滑体下部连线呈弧线，从整体上看，滑体两端薄、中部厚，且最大厚度达到24.7m； 将滑坡横向剖开，滑体上部和下部连线均呈弧线趋势，同样为两侧部分较薄，向中部延伸逐渐变厚，见图1。

图1 工程地质平面图

钻孔揭露滑体物质组成具二元结构特征，如图2：滑体上部0.5～2.0m为褐红色至灰黄色含碎石粉质黏土，碎石粒径一般2～8cm，成分主要为紫红色粉砂质黏土岩及泥岩，下部为碎块石土，成分为侏罗系中统聂家山组(J2n)以上地层中的紫红色粉砂质黏土岩、泥岩及灰黄色、灰白色砂岩等，大多处于强-中等风化状态； 滑带土为紫红、灰白、灰黄色含砾粉质黏土及含砾黏土，成分以紫红色粉砂质泥岩、灰绿色钙质砂岩、及石英粉细砂岩为主。滑床为基岩地层，滑体沿基岩面滑动变形。滑体的前半部分为侏罗系下统桐竹园组(J1t)深灰色至灰绿色泥岩夹泥质粉砂岩； 后半部分为侏罗系中统聂家山组(J2n)紫红色泥质粉砂岩夹中厚层状灰黄色石英粉细砂岩(杨光， 2007)。

图2 工程地质剖面图

2 滑坡变形破坏特征

2017年10月26日上午，应急组人员发现该滑坡上有小规模的局部变形，位于滑坡右侧边界处的排水沟已经垮塌，挡墙开裂； 次日，滑坡已经发生了显著的整体性变形，根据滑坡后缘已经形成的贯通弧形拉裂缝、边界处较为明显的剪切裂缝和滑坡前缘的鼓胀裂缝，应急组人员判定滑坡已处于临滑阶段。而后于27日早间5时，变形开始加剧，图3a为在后缘发现贯通性弧形拉张裂缝，长约120m，宽度张开0.2～0.5m，同时也伴随着前缘的下座，约2～5m。17时再次进行巡查时，裂缝的下座高度已经增加至6～10m，与此同时，沿滑坡两侧冲沟展布的剪切裂缝也已形成，位于冲沟内排水沟已全部垮塌，且右侧边界处的附属房屋倒塌如图3b所示。30日上午7时，滑坡体发生整体性的滑移变形，已经处于完全破坏的状态(尚敏等， 2019)。

图3 后缘张拉裂缝(a)与右侧边界房屋倒塌(b)

3 滑坡破坏影响因素分析

3.1 降 雨

据资料统计，滑坡所在区域多年平均降雨量1245mm，平均降雨日数134d； 雨季(5～9月)平均降雨天数68d，占全年降雨总天数的50.75%，降雨量则占年总降雨量69%～77%，日最大降雨量162.9mm(1982年7月20日)，小时最大降雨量54.8mm(1987年8月6日)。然而，与往年不同的是，自从2017年9月末开始至10月一整月，秭归县归州镇遭遇了连续降雨， 10月份的总降雨量达到了罕见的327.1mm，长期持续降雨可导致滑坡内部土体逐步趋于饱和，孔隙水压力不断增大，滑坡饱水后下滑力增大，不利于滑坡稳定(代贞伟等， 2016； 张夏冉等， 2017； 李宁等， 2018； 文海家等， 2018)。

3.2 库水位

自2009年三峡库区达到175m蓄水后，每年10月到次年1月，三峡库区水位都保持高水位运行。这正是一些大型滑坡发生的原因。在历年库水位高位运行时，与其同期的降雨累积量都较低，所以没有造成盐关滑坡的破坏。而在2017年10月，在库水位高位运行的情况下，累计降雨量也达到了历史新高，在库水高位运行的情况下，长期连续的降雨渗入坡体而不能得到有效的排泄，致使滑坡体内孔隙水压力持续上升，最终导致滑坡失稳(Stark et al.，2017; Li et al.，2010)。

在图4中，降雨和库水位进行综合比对分析后发现，在长期持续降雨和库水位高位运行条件中，单一条件作用影响下的盐关滑坡均未发生变形破坏，故盐关滑坡的破坏是长期持续降雨和库水位高位运行共同作用的结果(Xia et al.，2013； Zhao et al.，2017； 周家文， 2019)。

图4 2006～2017年月降雨量、三峡库区库水位图

4 孔隙水压力与滑坡稳定性

大气降雨和库水位的升降常常诱发边坡失稳而发生滑坡，而滑坡发生变形破坏的重要原因是边坡内部土体孔隙水压力发生改变。不同的滑坡，由于其物质组成成分不同，坡体的渗透系数不同，内部孔隙水压力变化趋势也不尽相同，通过研究近年来发生的一些滑坡，根据有效应力原理，以滑坡体内孔隙水压力变化速率大小为基准，可以把滑坡失稳划分为3种类型如图5所示。

图5 孔隙水压力导致滑坡失稳模式

曲线Ⅰ表示孔隙水压力首先快速增长，随后增长速率逐渐减慢的过程，此类滑坡常由于土体有效应力在短期内急剧降低而呈现出将要破坏的迹象，通常可以被人们提前预测； 曲线Ⅱ表示滑坡体内部孔隙水压力基本成匀速增大，有效应力逐渐降低，此类滑坡变形往往表现为缓慢移动，地表位移变形呈现规律性增加，可以被人们监测并预测； 曲线Ⅲ说明滑坡体内的孔隙水压力起初缓慢增加，当达到临界状态时，孔隙水压力急速增大导致有效应力迅速降低并导致滑坡破坏，此类滑坡破坏前通常没有明显的变形特征，会在短时间内发生变形破坏。土体的渗透性是决定孔隙水压力变化速率的主要因素。黏性土通常黏聚力较大，在水的湿化作用下，渗透速率较慢，但是随着水顺着孔隙流入滑坡体内部，黏土颗粒间的孔隙水压力增大，孔隙水压力增大也减小了土的黏聚力，抗剪强度迅速下降。对于盐关滑坡而言，破坏时期库水位已经上升至175m的蓄水位，加上10月份较往年更充沛的降雨量，使得水渐渐渗透滑体黏土层，使土体饱和，在持续的降雨入渗和高库水位的情况下，滑坡表层和内部都不能有效地进行排水，水流渗透到滑床基岩，由于基岩的渗透系数很小，水不能继续入渗，使得孔隙水压力骤然增大，顺滑带造成滑坡整体失稳，通过详细分析比对盐关滑坡的变形滑动过程，盐关滑坡符合曲线Ⅲ的破坏过程特征。

5 滑坡变形分析计算模型

5.1 计算模型的建立

本文应用Geo-studio仿真软件，以时间为线索，对盐关滑坡进行地下水渗流模拟和变形分析，首先利用子程序SEEP/W，对滑坡破坏过程中的降雨和库水条件进行模拟，得出滑坡内部渗流场的孔隙水压力变化情况，并把所得到的孔隙水压力值输入到Slope/W中计算出滑坡破坏时的安全系数(Zeng et al.，2016； Chen etal.，2017； 李同录等， 2018)。本文基于Van Genuchten模型提出的非饱和土强度理论中的渗流场计算，根据Van Genuchten经验拟合公式拟合得出非饱和介质中水分的运动规律，并综合考虑盐关滑坡的工程地质特征，选择1-1′作为计算剖面，建立数值模型。该模型由3416个节点， 3306个网格构成，见图6。在计算过程中所采用的物理力学参数均是以对盐关滑坡的土样和岩样进行室内试验所得的结果为依据，各岩土体物理力学参数如表1所示。

表1 岩土物理力学参数表

图6 渗流分析网格划分

5.2 计算工况

降雨是各种地质灾害发生的主要因素，降雨入渗到滑坡体内会迅速增加土体间的孔隙水压力。根据监测资料，盐关滑坡破坏发生在2017年10月27日至30日期间，并且此次长时间持续性降雨从9月28日就已经开始，因此选取实际条件作为工况，将9月28日至10月30日期间的33d的降雨量作为降雨边界条件，选取9月28日至10月30日期间的33d所对应的库水位作为库水位边界条件。荷载组合选取自重和地表荷载，并选用滑坡前缘滑带附近位置采用双向流进行孔隙水压力值的计算如图7a所示。

图7 孔隙水压力分布计算模型图

5.3 计算结果及失稳机制分析

利用SEEP/W模块进行滑坡瞬态渗流计算(Yang et al.， 2019； Conte et al.， 2011)，得到从开始降雨至滑坡破坏期间内的孔隙水压力分布变化，图7a为连续降雨持续5d的孔隙水压力分布，此时滑坡前缘土体正在逐渐饱和，孔隙水压力持续上升； 图7b为降雨27d的孔隙水压力分布，可以看出此时滑体几乎处于饱和状态，滑坡从此刻开始出现滑动变形，孔隙水压力到达临界值。从图8中的孔隙水压力-时间曲线图可以看出，滑坡体内孔隙水压力在初始阶段呈现缓慢增加的趋势，降雨入渗使土体逐渐饱和，在14d至27d时间段内增速较快，在第27d时达到最大值，此时滑坡体内孔隙水压力达到临界状态，滑坡开始滑动变形。将SEEP/W得到的数据导入Slope/W模块内得到此段时间内滑坡整体的安全系数-时间曲线(图9)，曲线显示在时间到达连续降雨的第27d时，滑坡稳定性系数下降到0.95以下，滑坡开始滑动变形。

图8 孔隙水压力-时间曲线

图9 安全系数-时间曲线

随着长时间段内的持续降雨，雨水逐渐渗入滑坡体内，土体间孔隙水压力值呈上升趋势，滑体的饱水重度逐步增大，第27d时，滑坡体内孔隙水压力值达到最大并且逐渐趋于稳定，此时滑带达到饱水软化状态，阻滑能力大大降低，并且库水位保持高位运行，坡脚被浸润，库水对坡脚具有向上的浮托力，滑坡前缘首先变形，滑坡整体开始出现各种临滑迹象。到达第30d时，滑坡体内孔隙水压力依然较大，达到极限平衡状态，滑坡整体开始沿滑动面下滑，导致滑坡完全破坏。

6 结 论

(1)根据降雨数据和库水位调度资料，在历年高库水位和连续降雨的单一因素影响下，盐关滑坡均处于稳定状态； 在盐关滑坡破坏期间，库水位从167.19mm上升到173.64mm， 33d内的降雨量达到327.1mm。因此，定性分析认为盐关滑坡的破坏是库水高位运行和长时间连续降雨共同作用的结果。

(2)根据有效应力原理，依据长期持续降雨条件下滑坡体内孔隙水压力值的变化速率情况可推断出盐关滑坡的破坏过程基本符合折线形滑坡的破坏形式，即由于滑体和滑带均有一定的透水性，前期在降雨和库水的持续作用下，水逐渐下渗进入滑体，坡体内孔隙水压力经历了一个缓慢增大的过程，当水逐步入渗穿过滑带至透水性较小的滑床后，入渗受阻，孔隙水压力呈现迅速增大的过程，滑坡便会在很短的时间内发生破坏。

(3)根据Geo-Studio仿真模拟软件计算出的盐关滑坡体内滑带位置孔隙水压力值说明，在降雨初期的前13d内，滑坡体内孔隙水压力值增长较缓慢，在14d至27d期间，孔隙水压力急剧上升至140kPa，同时滑坡的安全系数也从1.18迅速下降到0.98，孔隙水压力达到临界值，导致滑坡失稳破坏。

(4)盐关滑坡孔隙水压力增速起初缓慢，最后迅速加快，导致滑坡短时间内失稳破坏，故根据盐关滑坡孔隙水压力值的速率变化趋势判断，盐关滑坡为图5所示的Ⅲ型滑坡失稳模式。