三峡库区降雨抬升地下水诱发滑坡变形特征及机理研究

易庆林 汪标 邓茂林 童 权 刘开心 张家旭 赖雪梅

(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 土木与建筑学院, 湖北 宜昌443002)

滑坡是一种严重的地质灾害,滑坡体沿软弱结构面快速滑动、推挤、拉伸、碰撞,导致坡体稳定性变差,严重威胁着人类的生产生活,并对环境造成了巨大破坏[1-2].三峡库区是我国滑坡灾害高发区,该地区滑坡变形破坏受自身地质条件、外界诱发因素、人类活动等各种影响,为减轻灾害带来的风险,须进行滑坡监测预警预报的相关研究工作[3-4].库区滑坡按物质组成划分,主要包含堆积层土质滑坡以及裂隙岩体滑坡.据统计,在堆积层滑坡的失稳中,94%以上是由降雨和地下水影响而引起的[5];裂隙岩体的渗流作用引发的工程事故也屡见不鲜,90%的裂隙岩体的失事都与地下水的活动有关[6],地下水成为诱发滑坡失稳破坏的重要因素.

三峡库区地下水富水条件好,地下水长期赋存于滑坡体内,滑坡体常因地下水流动而失稳.地下水在岩土体间流动,在岩体结构面中形成的孔隙静水压力、动水压力改变了结构面的力学状态,使结构面受到水的推力、扬压力和劈裂作用,从而使坡体的稳定性劣化[7-8].像浮托减重型滑坡(木鱼包滑坡[9]、谭家河滑坡[10]等),动水压力型滑坡(八字门滑坡[11]、白水河滑坡[12]、白家包滑坡[13]、树坪滑坡[14]等),均与地下水的活动有关.刘才华等[15]研究认为顺层岩质滑坡的稳定性主要取决于滑动面的物理力学性质和地下水对滑坡岩土体的水压力.贺可强等[5]认为水诱发堆积层滑坡的位移与失稳直接受地下水位变化量控制,且其位移规律与地下水位变化量存在对应关系.此外,由于滑坡物质组成的多样性以及渗透性差异,降雨及库水对地下水的入渗补给响应不同,使滑坡不同区域的地下水位涨落变化不同,越靠近库岸滑坡体前缘,库水对地下水位的影响则越强,越靠近滑坡体中后部,降雨对地下水位的影响则越强[16-17].

近年来,一些学者利用Geostudio有限元数值模拟等软件,考虑了降雨入渗坡内抬高地下水位的影响,对滑坡在地下水渗流作用下的失稳破坏机制进行了研究,成果也颇为丰硕[18-20].但地下水位曲线实际演化过程却少有提及,且地下水位涨落的各个阶段对应滑坡变形状态的相关文献较为罕见,须进一步研究.近20年来,UDEC 离散元程序已在岩土工程、水利工程、采矿工程等多方面领域得到广泛的认可和应用[7,21-23],被公认为是对裂隙岩体进行数值模拟的一种有效方法,尤其在研究裂隙岩体渗流的数值模拟方面更是独树一帜.鉴于此,本文利用UDEC 程序模拟降雨抬升地下水位下滑坡的位移变形,并分析其原因.

为确保三峡库区的航道、三峡工程运营和滑坡体上居民的生命财产安全,自2003年起,三峡库区地质灾害监测预警体系开始实施,对250多处风险性较大的重点崩塌滑坡灾害体进行了专业监测[13,24].实时数据监测和现场野外巡查为滑坡监测预警提供了依据.基于此,本文以谭家河滑坡、谭家湾滑坡为例,通过地质勘察资料、水文气象资料、地表位移及地下水位监测数据等,研究降雨与地下水位之间的响应关系,以及地下水位涨落的各个阶段对应滑坡体变形状态.最后建立谭家河滑坡UDEC 离散裂隙网络数值计算模型,模拟坡表裂隙充水抬高地下水位,分析地下水位涨落作用下滑坡体变形特征及机理.

1 研究区域基本概况

研究区域位于三峡库区秭归县,如图1(a)所示,该地区位于鄂西褶皱山地,地势西南高东北低,平均海拔1 000 m 以上,山峰耸立,河谷深切,相对高差一般在500～1 300 m 之间.区内地貌主要类型有:侏罗系砂页岩组成的侵蚀构造类型,古、中生界灰岩组成的侵蚀构造类型,侵蚀堆积类型.区域地质条件复杂,滑坡灾害频繁发生.图1(b)、(c)是该地区的两个大型滑坡:谭家河滑坡属沙镇溪镇范家坪村一组,位于长江右岸,距三峡大坝坝址56 km;谭家湾滑坡属水田坝乡上坝村,位于长江支流咤溪河右岸,距长江河口10.8 km.

图1 滑坡位置与全貌图

三峡工程自2003 年库水位蓄水到135 m,2006年蓄水到156 m,2008年蓄水到175 m 以后,每年库水位在145～175 m 间波动变化,水位变幅近30 m.秭归县地处中纬度,属于亚热带大陆性季风气候区,境内山峦起伏,全年温暖湿润、光照充足,雨量充沛.年降雨量由南向北、从低到高,逐渐增多,一般年降雨量900～1 600 mm,降雨主要集中在4～10月,月平均降雨量150～460 mm,日降雨量达到50～120 mm 的暴雨及大暴雨均有发生.降雨量大、强度高是导致该区域滑坡地质灾害易发的重要因素.滑坡区地下水主要由大气降雨及库水补给,地下水具有就地补给、排泄的特点.

1.1 谭家河滑坡

1.1.1 滑坡形成的地质环境

谭家河滑坡属于特大型深层基岩滑坡,自实施地质灾害监测以来,在滑坡后缘及东西两侧边界处出现较多变形迹象,滑坡体仍持续位移变形.谭家河滑坡后缘至高程432 m 山包鞍部,前缘至江中135 m 高程,西以自然冲沟为界,东以一断裂带为界.滑坡体中后部地形陡峭,长约810 m,为整个滑坡驱动块体,为促滑段;滑坡前缘地形平缓,长350 m,为阻滑段,前缘的下游侧面的岩层发生了弯曲.滑坡宽400 m,纵长1 000 m,体积约为1 600万m3,主滑方向340°,监测点布置及剖面如图2所示.

图2 谭家河滑坡等高线地形图及I-I剖面图

滑坡体由两部分构成,上层为碎块石土组成的薄层松散堆积体,土为粉质黏土,碎块石成分为砂岩、粉质砂岩以及泥岩等,碎块石粒径0.1～0.3 m 不等,土石比为5∶5～3∶7,下层为扰动的层状石英砂岩.中上部顺层段滑床由香溪组下段薄-中厚层炭质粉砂岩组成,下部切层段滑床由香溪组中段褐黄色中厚-厚层状石英砂岩组成.滑带主要由滑体受挤压形成重粉质亚黏土及角砾组成,据滑带的黏土矿物分析可知,主要矿物有石英、绿泥石、伊利石,次为方解石、高岭石、长石等,其中伊利石约占比25%,其亲水性和胀缩性在层状硅酸盐矿物中仅次于蒙脱石,是对岩石软弱和活化影响较大的矿物.

滑坡区地下水属潜水,其总趋势向长江(当地侵蚀基准面)运移.滑坡区地下水主要为上层松散堆积层孔隙水和下层基岩裂隙水.

1.1.2 滑坡变形特征

已有研究认为谭家河滑坡位移变形与降雨以及库水有关[10,25],库水对滑坡岩土的浸泡软化以及库水位升降是滑坡变形的直接因素,而降雨对滑坡变形起到极大的促进作用.谭家河滑坡为裂隙顺层古滑坡,经历了多次复活变形-滑移溃决-自然恢复改造,滑坡体裂隙发育,岩体结构面破碎,有利于降雨入渗补给抬高地下水位.本文重点分析滑坡体中部QSK2地下水位与GPS 自动监测点位移量之间的响应关系,旨在得出滑坡失稳关键预警指标,为三峡库区滑坡的稳定判断提供理论基础和技术保障.

本文分析监测为时段2017年1月1日-12月31日内数据,因传感器故障,图3 部分数据缺失.ZGX288、ZGX289、ZGX290累积位移分别为172.5、183.3、101.7 mm,可见前2个监测点位移量相对较高且基本保持同步,其中ZGX289 位移变形最为剧烈,前缘ZGX290位移量相对较低,说明滑坡发生了推移式蠕动变形.1月1日-5月10日,期间降雨强度较弱,QSK2地下水位相对较低,库水位由172.2 m缓慢下降至158.9 m,ZGX289日均位移速率较小,为0.3 mm/d,可见滑坡体在库水的浸泡软化以及库水位缓慢消落作用下变形较弱.5月10日-6月10日,库水位由158.9 m 快速消落至145.4 m,期间库水位下降速率大、降雨强度高、QSK2 地下水位较高,ZGX289变形速率明显提升.8月29日-9月26日,蓄水期库水位上涨期间,QSK2 地下水位较低,ZGX289无明显位移变形,此时库水位上涨不足以诱发滑坡变形.9月27日单日降雨量达到43.4 mm 后,QSK2地下水位逐渐上涨至245.5 m,ZGX289 变形速率明显提升,说明了库水位上涨诱发滑坡变形需要强降雨的补偿作用,且QSK2地下水位越高,滑坡变形往往越剧烈.

图3 监测点位移-QSK2地下水位-库水位-日降雨变化关系图

本文分析降雨及地下水位涨落下滑坡变形规律.由图3可知,降雨入渗坡内,QSK2地下水位出现了4次涨落过程,将4次地下水位涨落周期划分为A、B、C、D 变 形 时 段.在A 时 段 内,5 月11 日 降 雨 量 为53.2 mm,该强降雨入渗2 d,QSK2地下水位抬升达到243.5 m 后,ZGX289变形趋势明显增强;当降雨强度减弱,地下水位下降至241.5 m 后,ZGX289变形趋势明显减弱.对此,根据ZGX289变形速率拐点,将A 时段内QSK2 地下水位变化过程精细划分为:①235.9 m→243.5 m;②243.5 m→244.2 m(峰值);③244.2 m→241.5 m;④241.5 m→241.2 m.①②③④过程中ZGX289 位移速率分别为0.38、0.80、0.94、0.08 mm/d,可见ZGX289 变形主要发生在②③过程中.这一滑坡变形特征与B、C、D 时段内变形特征基本一致,即QSK2 地下水位抬高到一定范围后,ZGX289位移速率较高,滑坡体变形明显增强,地下水位下降到一定范围后,ZGX289位移速率较低,滑坡体变形明显减弱.

1.2 谭家湾滑坡

1.2.1 滑坡形成的地质环境

谭家湾滑坡属于降雨型牵引式土质滑坡,滑坡体为一典型圈椅状凹槽地形,顺向坡,坐西朝东向咤溪河展布.滑坡体后缘位于基岩陡壁坡脚,高程370 m,前缘直抵咤溪河,高程为160 m,南北两侧均以冲沟为界,总体坡度27°.滑体东西向长度450 m,南北向宽度350 m,平均厚度约为20 m,总体积3.15×106m3,主滑方向68°,监测点布置及剖面图如图4所示.

图4 谭家湾滑坡等高线地形图及2-2’剖面图

滑坡滑体物质主要为含碎石粉质黏土,土石比为6∶4～9∶1,碎石粒径为0.2～2 cm.滑面为土体与基岩接触面,岩性以碎石土为主.滑床为底部基岩即侏罗系蓬莱镇组(J3p)厚层石英砂岩和紫红色泥质粉砂岩互层,岩层产状30°∠12°.滑带为含砾粉质黏土,土石比为9∶1,砾石成分为紫红色泥质粉砂岩、灰黄色石英砂岩等.

1.2.2 滑坡变形特征

自2006年实施地质灾害监测以来,谭家湾滑坡一直持续位移变形,尤其是2015年以来,滑坡体变形趋势逐渐增大.谭家湾滑坡区地表形态、地质构造及岩性等因素决定了滑坡的形成和发育,强降雨和持续性降雨作用激励了滑坡的变形[26-28].该滑坡区地下水富水条件好,地下水赋存在坡体内,导致岩土体浸泡软化,加剧了滑坡的位移变形.本文对滑坡体中后部S1地下水位与GPS自动监测点数据进行分析.

本文分析监测时段为2020年4月24日-12月31日内数据,如图5所示.

图5 监测点位移-QSK2地下水位-日降雨变化关系图

G3、G6、G7、G11 累 计 位 移 分 别 高 达685.1、1 082.5、2 861.9、4 508.2 mm,其中G11位移变形最为剧烈.由图5可知,该4个监测点的5次“阶跃”位移变形基本同步发生,且5次“阶跃”变形与S1地下水位的5次涨落具有显著相关性.对此,将5次地下水位涨落周期划分为A、B、C、D、E变形时段.在A 时段内,降雨入渗坡内,S1地下水位抬高到285.3 m 后,G11变形趋势明显增强;当水位下降至287.9 m 后,G11变形趋势明显减弱.根据G11 变形速率拐点,将S1地下水位变化过程精细划分为:①266.1 m→285.3 m;②285.3 m→296.9 m(峰值);③296.9 m(峰值)→287.9 m;④287.9 m→286.4 m.①②③④过程中G11位移速率分别为2.1、101.6、44.8、7.0 mm/d,说明G11位移变形主要集中在②③过程中.这一滑坡变形特征与B、C、D、E 时段变形特征基本一致.经过谭家河滑坡、谭家湾滑坡变形特征的分析,充分印证了各变形时段内,地下水位上涨及下降各阶段中,滑坡变形剧烈程度不一.

据监测资料显示,G11在A、B、D 时段内变形量较高于C、E 时段,这与地下水位抬升高度有关,A、B、D 时段内S1 地下水位峰值均达到296 m 以上,C、E时段内S1 水位峰值相对较低,分别为276.7、293.8 m.此外,A 时段内S1高水位(296.9 m)运行时间较长(15 d),G11“阶跃”变形时间跨度较长,不利于滑坡体稳定.

1.3 降雨与地下水位变化关系

本文统计各时段内QSK2、S1地下水位与降雨量变化信息见表1～2,可见①、②地下水位上涨期间日均降雨量较③、④地下水位下降期间高.

表1 QSK2地下水位与降雨量信息统计

由表1可知,①期间,日均降雨量均达到5 mm以上,使得QSK2地下水位由下降阶段转换为上涨阶段;③期间,日均降雨量均在2 mm 以下,QSK2地下水位由上涨阶段转换为下降阶段.由表2可知,①期间,日均降雨量均达到6 mm 以上,使得S1地下水位由下降阶段转换为上涨阶段;③期间内日均降雨量均在6 mm 以下,S1地下水位由上涨阶段转换为下降阶段.综上所述,降雨强度的增减与地下水位涨落具有较强相关性.

表2 S1地下水位与降雨量信息统计

同时,A 时段内,②期间日均降雨量为0 mm 时,QSK2地下水位持续上涨,地下水位由243.5 m→244.2 m,且②期间内监测点ZGX289变形速率提升,滑坡变形较为剧烈.上述说明地下水位抬升是滞后于降雨过程的,且滑坡的变形往往发生在降雨期间甚至降雨若干天之后.

由表2可知,C、E时段内,②S1地下水位上涨期间,日均降雨量相对较低,为0、2.1 mm,使S1地下水位峰值相对较低,分别为276.7、293.8 m.A、B、D 时段内,②期间内日均降雨量较高,分别为11.5、8.9、6.6 mm,使S1地下水位峰值相对较高,分别为296.9、296.8、296.4 m.这说明地下水位上涨过程中,降雨强度越高,地下水位峰值往往越高.A 时段内,③期间,日均降雨量均较高,为5.8 mm,持续强降雨入渗补给滑坡体内,使S1地下水高水位运行时间(15 d)较长(见图5);B、C、D、E 时段内,③期间日均降雨量(≤1 mm)均较低,使S1 地下水高水位运行时间较短.这说明地下水位上涨至峰值后,持续强降雨会使地下水高水位运行时间变长,且滑坡“阶跃”位移变形时间跨度也变长.

2 地下水位曲线演化特征

滑坡不同区域地下水位及水位变化具有一定差异性,这跟滑坡体物质组成的多样性、渗透性差异有关.滑坡区初始地下水位以及包气带前期含水量不同,使包气带对降雨的调节能力不同[29-30],从而影响降雨入渗,抬升地下水位.受降雨作用影响显著的滑坡,在滑坡位移变形历程中,当坡体中后部地下水位无逐年增长或呈减弱趋势,地下水的补给量与排泄量处于均衡状态时,地下水位随着环境影响因素的变化,可以是以月为周期的涨落变化(见图3、5).据1.1节和1.2节可知,在一个水文年内,地下水位存在多次周期涨落过程.在一次地下水位涨落期间,当降雨抬高地下水位到一定范围后,监测点位移速率提升,滑坡体变形明显增强;当降雨强度减弱,地下水位下降到一定范围后,监测点位移速率降低,滑坡体变形明显减弱.可见地下水位上涨及下降各阶段中,滑坡变形剧烈程度不一.

对此,根据监测点变形速率拐点,将各时段内地下水位变化过程精细划分为:起始水位→上涨临界值L1→峰值水位→下降临界值L2→结束水位,如图6所示,其中图6(a)、(b)两者的区别在于,地下水在高水位(峰值)运行的时间跨度不一.

图6 地下水位曲线演化特征

3 水力作用下谭家河滑坡数值模拟

3.1 UDEC数值模拟方案

滑坡体在变形过程中,多种诱发因素(库水、降雨、地下水等)均会影响滑坡的位移变形.本文以谭家河滑坡为研究对象,仅考虑降雨-库水-地下水水力作用对滑坡变形的影响,不考虑滑带土及滑体物质浸泡软化等因素,建立UDEC离散元数值模拟计算模型,旨在研究降雨入渗抬高地下水位条件下滑坡的变形响应特征.通过数值模拟结果验证第1.1.2节滑坡实际监测成果,并分析降雨及地下水涨落条件下滑坡变形机理.

3.1.1 数值模型及基本参数

根据工程地质剖面图2,建立谭家河滑坡二维UDEC离散元模型,如图7所示,模型长1223.8 m,高453.3 m,2个滑坡岩体节理产状分别取10°∠25°,10°∠5°,并设置次级正交节理,坡内岩层向节理间距8 m,正交次级节理间距为12 m.建立3个位移监测点:滑坡前缘D1,滑坡中部D2,滑坡后缘D3.监测水平位移x方向、垂直位移y方向.

图7 谭家河滑坡二维概化计算模型

在坡中部顺层滑带部位设置P孔隙水压监测点.滑坡岩体选用Mohr-Coulomb模型,节理采用摩尔-库仑面接触滑动模型.岩体和节理的物理力学参数根据文献[7],结合地质勘察资料和工程类比[21-23]取得,详见表3～4.滑体中岩块设置为刚性体,滑体中类基岩碎裂块体不透水,接触单元定义为弹塑性体.滑床上边界(隔水层)为不可渗透边界.约束模型左、右边界的水平位移,约束模型底边界的竖直位移,上边界为自由边界.边界.采用的库水位及降雨调节方案如图8所示.

表3 岩体物理力学参数

表4 结构面物理力学参数

图8 数值模拟降雨及库水位涨落情况

3.2 滑坡体渗流特征分析

由图9可知,在计算时步0～2 200步内,库水位从172.2→162.3 m,期间无降雨作用,滑坡体中前部区域地下水沿着节理裂隙面和层面由高往低处渗流,坡内地下水位逐渐下降,坡体孔隙水压力、水力梯度、总水头逐渐减小.

图9 不同时步下滑坡体孔隙水压力及地下水渗流方向

3.1.2 数值模拟工况

本文UDEC离散元模型考虑了降雨-库水-地下水位涨落过程中的水-力相互作用,地下水位表面以下节理裂隙均受到孔隙水压力的作用.滑坡仅在重力作用下达到应力平衡状态后进行工况模拟,水力边界条件设置步骤如下:

1)考虑降雨作用.在滑坡前缘高程145 m 以上滑坡表面施加恒定孔隙水压力边界.在2017年汛期(5-6月)以及蓄水期(9-10月),集中降雨的作用加剧了谭家河滑坡变形,对此,本文模拟该期间的集中降雨对滑坡变形的影响.

2)指定滑坡区初始地下水位的表面.采用2017年1月1日QSK1、QSK2地下水位实测数据(180.9、238.6 m)及前缘临空面处库水位(172.2 m)为初始地下水位,通过三点地下水位实际值之间执行线性差值进而设置地下水位面.

3)考虑库水作用.库水位变化值取2017年实际监测值,在滑坡前缘坡表施加库水边界条件,数值模拟前缘水力边界条件设置为动态变化的孔隙水压力

在计算时步2 200～3 300步内,库水位从162.3→146.1 m,同时,随着汛期的到来,库区降雨强度明显增大,降雨在坡表裂隙入渗补给坡内包气带,新的降雨推动包气带其下较老的降雨,从而持续渗透补给潜水,由于滑带局部隔水以及滑床隔水层的影响,地下水在中后部顺层滑带附近汇聚,该区域地下水位快速上涨,使得坡体孔隙水压力明显增加.在计算时步4 400～5 500 步内,正值蓄水期,库水位从146.5→172.5 m,同时,降雨会持续抬升滑坡中后部区域地下水位,使得坡体孔隙水压力明显增加.在计算时步5 500～6 600步内,库水保持175 m 高水位运行,其间无降雨作用,中后部地下水位逐渐降低,坡体孔隙水压力逐渐减小.

3.3 滑坡位移变形特征分析

3.3.1 滑坡体变形响应

滑坡体在初始平衡后,其累积位移已达到374 mm,由图10 可知,在计算时步2 200、3 300、5 500、6600步时,滑坡体累积位移分别为374、393.4、510.9、571.4 mm.可见,在计算时步0～2 200步,库水位从172.2→162.3 m,滑坡体无明显位移变形.

图10 不同时步下滑坡体位移云图及局部块体运动速度方向

在计算时步2 200～3 300步,库水位从162.3→146.1 m,其间降雨强度增大,滑坡体位移变形增长19.4 mm,说明库水位快速消落及集中降雨会加剧滑坡体变形.在计算时步4 400～5 500 步,库水位从146.5→172.5 m,在库水及集中降雨作用下滑坡位移变形增长42.4 mm.这说明库水位涨落期间,集中降雨均加剧滑坡变形.出现这一现象的主要原因是降雨有效地抬升坡体中后部地下水位,地下水位抬高增大了滑坡体促滑段下滑力,并极大地劣化滑坡体稳定性,这会破坏滑坡体原本的平衡状态,促使滑坡体在该阶段发生剧烈变形.

3.3.2 坡表位移规律

坡表布置监测点D1、D2、D3的水平及垂直位移曲线如图11～12所示.

图11 坡表监测点水平位移

图12 坡表监测点垂直位移

在2次集中降雨及库水位波动作用下,D1、D2、D3在水平及垂直方向上发生了2次“阶跃”位移变形.D1、D2、D3水平位移分别为74.4、194.5、122.6 mm,垂直位移分别为33、-72.1-105.1 mm.可见,水平方向上坡体变形D2＞D3＞D1,坡体中后部水平位移较高于坡体前缘;垂直方向坡体变形D3＞D2＞D1,说明坡体中后部沉降变形更为显著.除此之外,前缘D1垂直位移为正值33 mm,这正是中后部岩体在水平方向挤压前缘岩体,使前缘浅表岩体在垂直方向有了回升变形.

将数值模拟结果与2017年GPS 全自动监测成果进行对比分析.2017年1-4月,监测点位移呈低速-稳定增长(见图3),这是受自身地质条件、库水浸泡软化等综合作用影响,本数值模拟暂未考虑这些因素.在计算时步0～2200步,滑坡无明显位移变形(见图11).2017 年5-8 月、9-12 月 期 间,ZGX290、ZGX289、ZGX288在水平方向上发生了2 次“阶跃”位移变形,累积位移分别为101.7、183.3、172.5 mm,坡体变形ZGX289＞ZGX288＞ZGX290,说明坡体中后部岩土体变形更为显著.上述GPS监测成果与本文数值模拟结果相比具有良好的一致性,印证了本文数值模拟结果具有一定的准确性.

3.3.3 孔隙水压力与坡体变形响应

滑坡体中部监测点D2位移与节理裂隙内P 点孔隙水压力的响应关系,如图13所示.

图13 监测点位移-孔隙水压力变化关系图

在计算时步2 200～4 400、4 400～6 600内,D2的2次“阶跃”位移变形基本同步发生,且D2该2次“阶跃”变形与P 孔隙水压力的2次增减具有显著相关性.而孔隙水压力的增减往往能反映此区域地下水位涨落情况,说明了监测点变形与地下水位的涨落具有较强关联性.

在计算时步2 200～4 400步间,滑坡中部地下水位上涨至241 m 附近(详见图14),此时计算时步2 900步,P孔隙水压力增加至Ⅰ点0.34 MPa,D2开始发生“阶跃”位移变形,滑坡体变形趋势明显增强;当滑坡中部地下水位上涨至246 m 附近,此时计算时步3 300步,P 孔隙水压力达到峰值0.44 MPa;在无降雨作用期间,地下水位下降至241 m 附近,此时计算时步3 700步,P孔隙水压力由峰值0.44 MPa减小至Ⅱ点0.42 MPa,D2“阶跃”位移变形结束.

图14 不同时步下滑坡体中部区域地下水渗流方向图

在计算时步4 400～6 600 步,地下水位上涨至241 m 附近,此时计算时步5 000步,P孔隙水压力增加至Ⅲ点0.35 MPa,D2开始发生“阶跃”位移变形,滑坡体变形趋势再次增强;当地下水位下降至241 m附近,此时计算时步6200 步,P 孔隙水压力由峰值0.48 MPa减小至Ⅳ点0.40 MPa,D2“阶跃”位移变形结束.

综上所述,当节理裂隙内P点孔隙水压力逐渐增加至0.35 MPa附近后,D2变形速率显著提升,滑坡体发生“阶跃”位移变形,此阶段水力导致坡体变形作用显著发挥;当P孔隙水压力逐渐减少至0.40 MPa附近后,滑坡变形趋势明显减弱,此阶段水力作用不足以激励坡体持续位移变形,滑坡体稳定性逐渐提高.滑坡变形与坡体中部地下水位涨落具有较强关联性,本文数值模拟结果与第1.1.2节实际监测成果具有较高的一致性.

3.4 滑坡变形机理分析

1)集中降雨对滑坡体变形起到极大的促进作用

谭家河滑坡体中后部长约810 m,为整个滑坡驱动块体,滑坡前缘长约350 m,为阻滑块体.滑坡坡体主要为类基岩的碎裂块体,节理裂隙发育,渗透性较好,降雨易入渗坡内,会增加滑坡体的重量,即增大滑坡体下滑力.同时,雨水会弱化、润滑滑体物质,这将明显降低滑体物质的抗剪强度,甚至完全劣化其物理力学参数.尤为重要的是,雨水会浸泡软化坡体中后部顺层面发育的由重粉质亚黏土及角砾组成的滑带,这会造成滑坡由浅表变形发展成深部变形,最终使得滑坡体发生整体滑移变形现象.

2)库水作用是滑坡体变形的直接原因

库水位缓慢消落期间,滑坡变形受库水的浸泡软化以及库水位消落使地下水渗流滞后产生的动水压力影响.库水位快速消落期间,库水位与前缘地下水位形成较高水位差,产生指向坡体外侧的渗透动水压力,从而诱发坡体变形.蓄水期库水位上升期间,库水入渗滑坡前缘,产生指向坡内渗透压力.同时,前缘的地下水位抬升使得地下水体积增大,当滑坡体浮托力的增加速率小于指向坡内渗透压力的增加速率,这将抑制坡体的变形.

3)地下水水力作用会激励滑坡体变形

滑坡区域地下水属潜水,其总趋势向长江(当地侵蚀基准面)运移.地下水在节理裂隙中从高向低处渗流过程中,产生渗透动水与静水压力效应,这将增强顺层促滑段滑移方向的下滑力,并削弱滑坡体抗滑力.本文数值模拟坡体中部地下水位从上涨临界值241 m→峰值水位246 m→下降临界值241 m 过程中,滑坡体发生“阶跃”位移变形.滑坡呈现出这一变形特征的主要原因是由于雨季的到来,降雨强度明显增加,集中降雨会明显抬高滑坡体中后部地下水位,使得坡体孔隙水压力、水力梯度、总水头逐渐增大,孔隙水压力影响范围也逐渐扩大.当地下水位上涨到一定范围后,节理裂隙内孔隙水压力逐渐增加(节理内的有效正应力降低[8])以至于结构面的抗剪强度达到极限时,会诱发滑坡体位移变形.当降雨强度明显减弱后,滑坡体中后部地下水位开始逐渐降低,由于地下水向下渗流遭遇岩体阻滞,坡内滞留水分不断向前缘坡脚渗流使得滑坡体持续发生位移变形.当地下水位下降到一定范围后,孔隙水压力、水力梯度、总水头逐渐减少,水力作用不足以激励坡体持续位移变形,滑坡体稳定性逐渐提高.

4 结 论

1)降雨入渗补给滑坡体内,会影响地下水位涨落变化,而地下水位涨落又与滑坡变形具有较强关联性,把地下水位作为滑坡变形破坏的关键预警判据是可靠的.本文分析地下水位涨落下谭家河滑坡、谭家湾滑坡的变形特征,可知QSK2、S1地下水位分别抬高到临界范围(241.7～245、275.3～296.3 m)时,滑坡体发生剧烈位移变形,当地下水位分别下降至临界范围(240.7～243.1、271.5～295.4 m)时,滑坡变形趋势明显减弱.同时,建立谭家河滑坡UDEC 离散元数值模拟计算模型,模拟结果显示,坡体中部地下水位从上涨临界值241 m→峰值水位246 m→下降临界值241 m 过程中,滑坡发生“阶跃”位移变形,数值模拟结果与实际监测成果较吻合.

2)持续强降雨会明显抬高地下水位.QSK2、S1地下水位下降期间,日均降雨量分别达到5、6 mm 以上,有利于地下水位抬升,使地下水位由下降阶段转换成上涨阶段.QSK2、S1地下水位上涨期间,当日均降雨量分别在2、6 mm 以下,降雨对地下水位影响较弱,地下水位由上涨阶段转换成下降阶段.

3)对于谭家湾滑坡,S1地下水位上涨期间,日均降雨量越高(＞6 mm),地下水位峰值往往越高(＞296 m),滑坡体位移变形通常越剧烈;S1地下水位到达峰值后,日均降雨量越高(＞5 mm),地下水高水位(296 m 左右)运行时间往往越长,滑坡“阶跃”变形时间跨度通常随之增加,这不利于滑坡体的稳定.