库水位条件影响下的大地坪滑坡稳定性分析及运动预测研究

2024-01-05张亮华田秋丰熊华盛

资源环境与工程 2023年6期

张亮华,田秋丰,阮迪,熊华盛,宋琨*

(1.湖北省地质局第二地质大队,湖北恩施 445000; 2.资源与生态环境地质湖北省重点实验室,湖北武汉 430034;3.三峡大学防灾减灾湖北省重点实验室,湖北宜昌 443002)

自人类开始利用水库蓄水以来,水库在蓄水期间诱发滑坡是较普遍的现象[1]。1963年10月9日,意大利瓦伊昂水库库首区发生滑坡,2.4亿m3的巨型滑坡体滑入水库,造成坝体下游近3 000人死亡,此次滑坡是最为典型的水库诱发型滑坡[2]。许多学者在对库水位变化下库岸滑坡的稳定性方面做了许多研究。卢书强等[3]、赵瑞欣等[4]、张玮玮[5]在三峡库区最常见的堆积型库岸滑坡中发现,库水位的不同变化速率对滑坡稳定性影响显著的根本原因在于岩土体渗透率的差异。李忠文等[6]、谭淋耘等[7]、倪卫达等[8]通过对滑坡长期监测过程中的数据分析发现,库水升降对滑坡稳定性有显著影响,库水位下降速率越快其稳定性越差。杨忠平等[9]统计了三峡库区145处库岸堆积层滑坡资料,并探究了堆积层滑坡在库水位波动的分布发育规律及变形破坏响应特征。薛阳等[10]、吴广水等[11]以三峡库区白水河滑坡为研究对象,基于地面核磁共振技术获取岩土体渗透系数,分析岩土体渗透系数的空间变异特征。孙立娟等[12]、肖捷夫等[13]、冯文凯等[14]采用模型试验研究,揭示了库岸古滑坡在库水涨落和降雨条件下的变形特征及失稳机制。杨雨亭等[15]、黄达等[16]通过地质勘测、原位监测及数值模拟方法,获得了滑坡在库水位和降雨联合作用下呈现阶梯式阶跃特征,得到了库水位涨落是滑坡变形的主要因素。杨背背等[17]、谷建永等[18]、牛璋[19]利用GeoStudio等有限元数值软件对库水位骤降阶段的滑坡进行模拟,得出库水位骤降会导致滑坡发生的结论。

综上所述,运用数值模拟、地质勘测、监测数据相结合的方法在库岸滑坡稳定性领域的研究应用相对较少,且这类不稳定滑坡缺少相应的预测分析。本文通过现场地质调查、现场试验、原位监测、理论分析、数值模拟等手段,选取湖北省恩施土家族苗族自治州境内的大地坪滑坡为研究对象,基于峡口塘水电站库区水位调度资料概化了库水位运行工况,结合现场多点渗透试验获取滑体渗透系数,在GeoStudio软件中分析得出水库运行过程中滑坡地下水位的变化情况,采用数值分析程序FLAC对大地坪滑坡进行数值模拟,分析滑体变形对不同库水位的响应情况,并结合物质点法(MPM)对滑坡整体破坏过程和结果进行预测,可为库岸型滑坡灾害的风险评价提供科学依据。

1 大地坪滑坡特征

1.1 滑坡概况

大地坪滑坡位于湖北省恩施州利川市文斗镇大地坪村,乌江一级支流郁江北岸,距峡口塘水电站坝址约7.3 km,地理坐标:东经108°39′09.66″,北纬29°53′32.34″。滑坡平面形态呈不规则“矩形”(图1),主滑方向为144°,滑坡前后缘宽分别为200、160 m,高差接近50 m,滑坡最大纵向长160 m,平面覆盖面积为1.80×104m2,总体积约18.0×104m3,属于中型推移式土质滑坡。

图1 大地坪滑坡位置及地质简图

滑坡区滑体物质主要为第四系滑坡堆积物,钻孔揭露厚度为1.4～14 m,平均厚度约10 m,局部表层覆盖1～2 m耕植土,后缘因工程活动回填有1～3 m杂填土,结构较为松散,其中碎块石成分主要以泥质粉砂岩、砂岩为主,排列混乱无序,局部架空,充填砂、粉土,为早期崩坡积堆积体。

大地坪滑坡滑带特征尚不明显,现处于蠕变阶段,其深层剪切面(滑带)尚未贯通,但从滑坡变形特征和钻探揭露的地层结构分析推断,滑坡易在第四系碎块石土与下伏强风化泥质粉砂岩的接触带产生软弱面。最不利滑带位于第四系与基岩接触带上,基岩岩性主要以碎块石或强风化泥质粉砂岩岩块为主,裹夹部分软化、风化形成的粉土、粉质黏土,其含水量较高,多呈软塑—流塑状,厚度<10 cm,其典型工程地质剖面如图2所示。

图2 大地坪滑坡典型工程地质1-1′剖面图

1.2 滑坡变形现象

现场地质调查显示,大地坪滑坡出现明显变形时间为2021年11月,即峡口塘水电站下闸蓄水期间,早期变形主要表现为地面拉张裂缝、房屋剪切裂缝。截至2022年7月底(勘查期间),水库运行水位保持在456 m以下,滑坡变形不断加剧,多条裂缝不断扩展。其中滑坡前缘主要以坍滑下错为主,已出现2处坍滑体;滑坡中部的文沙公路新增多条贯通明显的拉张裂缝并持续向下发育,部分裂缝主要表现为纵向发育短、张口宽度大、下错明显,表明滑坡中部和前缘变形特征显著,稳定性差;滑坡后缘主要发育地面拉张裂缝、房屋剪切裂缝,该部分裂缝特点主要为纵向发育长、张口宽度较小、多数无明显下错,并呈平行状发育,表明滑坡中后部主要以蠕滑为主,底滑面尚未贯通。

目前大地坪滑坡监测手段主要以裂缝计监测为主,布设点位有村民房屋、公路下侧平台等,其中公路下侧平台监测裂缝变形效果显著。自2022年6月27日开始,以13 d为一个周期收集裂缝宽度数据,直至同年8月2日,公路下侧平台的累计变形量达5 cm左右,变形速率较大且发育呈逐渐递增趋势(图3)。

图3 滑坡各部位变形特征

图4 公路下侧平台裂缝监测曲线图

1.3 变形破坏成因分析

(1) 地形地貌。滑坡位于斜坡中下地段,整体地形坡度为29°～39°,剖面形态呈折线形,其中上部地形较缓,坡度为19°～22°,并发育2～3级台地;中下部地形较陡,局部形成高2～5 m的土坎;坡脚为郁江(峡口塘水电站库区),临河处地形陡。勘查期间库水位为456 m,滑坡前缘涉水段长度为9～12 m,整个坡面地形较陡,且坡面呈多级临空,土体在重力作用下容易发生卸荷变形,前缘浸水状态下抗剪强度低,对滑坡的稳定性极为不利。

(2) 地层岩性。据钻探揭露及调查,滑坡属中层土质滑坡,主要沿第四系与基岩的接触带剪切破坏,滑体块碎石土透水性极强,滑床泥质粉砂岩相对透水性较弱(可视为相对隔水层),雨季地表水快速下渗至基覆界面形成饱水带,泥质粉砂岩在地下水长期浸泡作用下易软化形成软弱带,是影响滑坡变形的的主要内因。

(3) 人类工程活动。坡体上人类工程活动较剧烈,对原始地形地貌的形态改造较大,主要体现为:中部文沙公路切坡修路,降低局部稳定性;坡面开耕种地,导致树木减少,坡体裸露,降低了抗冲蚀能力和局部稳定性,增加了大气降雨的入渗速度和入渗量;滑坡前缘为峡口塘水电站库区,蓄水前河道水面高程为445 m,正常蓄水位高程为464 m,勘察期间运行水位高程为456 m,相对原河道水面提高了11 m,正常蓄水后水位将提高19 m,而在自然条件下,斜坡尚处在稳定或略高于极限平衡状态,水库蓄水后,前缘坡脚长期处于饱水状态,抗剪强度快速降低,坡脚阻滑力减小,诱发滑坡变形;水库运行初期库岸再造明显,现状主要表现为前缘坍滑,库岸再造使得滑坡前缘(即水库岸坡)不断向后推移,前缘临空面不断增加、临空高度不断增大,减小前缘阻滑力,降低了局部和整体稳定性。

2 现场渗透试验

2.1 地表水

勘察期间,滑坡区范围内未见地表泉水出露,但在滑坡左侧边界有1条冲沟发育,该条冲沟为滑坡区外汇水沟,源头为北东侧山体地表汇水,沿文沙公路内侧排水沟、道路排水涵洞径流,最终沿滑坡左侧冲沟排泄至郁江,其枯季流量约10～20 L/min。

2.2 地下水

滑坡含水层主要分为第四系松散岩类孔隙水和基岩裂隙水。第四系松散岩类孔隙水主要赋存在滑体块碎石土层中,在滑坡区均有分布。本次勘察在滑坡后部选取了2个点进行了现场渗水试验,试验规范参照《土工试验规程》(GB/T 50123—2019),1号渗水试验点(DDP-SS1)位于滑坡后部茶园内(图3-f),试验土层为碎块石土,稍密—中密,碎块石含量60%～70%,粒径2～30 cm,呈次棱角状,成分主要为泥质粉砂岩,充填粉土,根据试验成果,该处碎块石土层渗透系数K=4.39×10-2cm/s=37.94 m/d,为强透水层;2号渗水试验点(DDP-SS2)位于滑坡后部村民房屋外侧耕地内(图3-f),试验土层为碎块石土,稍密—中密,碎块石含量60%～70%,粒径2～35 cm,呈次棱角状,成分主要为泥质粉砂岩,充填粉土,根据试验成果,该处碎块石土层渗透系数K=3.65×10-2cm/s=31.55 m/d,为强透水层。

根据渗水试验成果,试验土层均为碎块石土,碎石含量在60%～70%,粒径2～35 cm,充填粉土,渗透系数为31.55～37.94 m/d,均为强透水层。滑体主要物质也为碎块石土,碎块石含量60%～80%,粒径2～20 cm,部分块石最大块径可达60 cm,充填砂、粉土,对比分析可知,滑体土层粗颗粒含量比试验土层更高、粒径更大,细颗粒粒径也更大,相应孔隙更大,因此滑体的渗透性相对试验数值应更大。综上所述,大地坪滑体土层均为强透水层,在雨季,地表水易沿第四系松散岩土体孔隙快速下渗,其含水量弱、径流较快。

基岩裂隙水主要赋存于下伏泥质粉砂岩中,受节理裂隙、风化程度等差异性影响,上部强风化层含水量较大,地下水呈脉状、条带状发育,至下部中风化层随节理、裂隙发育程度降低,含水量趋少。研究区相对隔水层为中风化泥质粉砂岩,其风化程度较低,节理裂隙较少发育,透水性弱,可视为相对隔水层,埋深8.6～31.0 m。

滑坡区水位较高,仅坡脚约19 m(正常蓄水位情况下)位于库水位淹没线下,地下水补给来源主要为大气降雨,其次为库水位升降期间对坡体的侧渗补给。大气降雨下渗直接补给松散岩类孔隙水,大部分顺孔隙向地势低洼地段径流,部分在陡坎坡脚部位形成下降泉,少部分在岩土接触面渗流至基岩裂隙中,形成基岩裂隙水,最终在水力梯度影响下渗流至郁江,郁江为区内最低排泄基准面。受表层岩土体强透水性影响,大气降雨补给一般难以在坡体形成统一的潜水面。侧渗补给主要是在库水位上升期间,随着库水位的升高,淹没区接受水库的侧渗补给并在坡体内形成稳定的地下水位。受库区水位等的影响,蓄水期间坡体地下水径流强度弱;库水位下降期间在前缘岸坡大面积渗流排泄至水库。

3 库水位波动条件下滑坡体变形分析

3.1 计算模型的建立

根据大地坪滑坡工程地质图建立边坡三维地形图以及主剖面计算模型,如图5所示,黄色部分为滑坡体,灰色部分为滑床。其中计算模型沿x方向宽度为139 m,沿y方向高度为76 m,沿y方向滑坡前缘高度为15 m,滑坡后缘高度为67 m。

图5 计算模型

3.2 边界条件、计算参数和计算方案的确定

(1) 边界条件。滑坡概化为滑体、滑床以及二者间的滑动接触面(滑带)3部分。三维计算模型底部设为固定约束边界,模型两侧设为单向边界,模型表面为自由边界,在初始条件中仅考虑自重应力产生的初始应力场,地下水位为稳定地下水位,不发生变化。

(2) 计算参数。计算选取的本构模型是程序FLAC内置的摩尔—库仑模型,所需要的模型参数包括杨氏模量、泊松比、密度、黏聚力、内摩擦角和滑动接触面(滑带)的法向切向刚度等,参数取值如表1所示。各参数是根据岩土体物理力学试验结果及勘察报告确定的。滑动接触面(滑带)物理力学参数如表2所示。根据陈玉华等[20]对水库滑坡的认识,设置碎块石土的抗拉强度不应为0,这更接近于压实状态下的滑坡体,也为了防止后续模拟计算中存在大量的拉张破坏区。

表1 滑体及基岩的物理力学参数

表2 滑动接触面(滑带)物理力学参数

(3) 计算方案。根据清江公司峡口塘水电站库区调水模式确定计算方案。由于实际水位调度曲线具有一定波动性,为了更方便且合理地进行数值模拟,对库水位调度曲线进行概化,忽略局部微小波动,最终将该时段的水位调度简化为如图6所示来计算工况(水位波动速度设为2 m/d)。

图6 数值模拟计算工况

3.3 渗流场特征

大地坪滑坡的滑体由碎块石土组成,具有很强的透水性,滑床由龙马溪组泥质粉砂岩组成,为相对隔水层。因此,在滑坡渗流场计算中,可仅考虑库水对滑体内地下水位的影响。本文基于1-1′主剖面,利用GeoStudio软件SEEP/W模块建立渗流计算模型。其中,以勘察阶段的水位456 m作为初始条件,最高库水位(464 m)之上的坡面节点设置为零流量边界,最高库水位之下的坡面节点设置为随时间变化的动水头边界(与表1对应),滑动接触面上的网格节点设置为零流量边界。

以GeoStudio内置的Van Genuchten模型作为土—水特征曲线拟合及非饱和渗透系数估算模型,并忽略水的体积压缩滑坡渗流场的分析。该模型的参数基于各类型土的建议值及滑坡勘察报告测试数据进行综合确定,其滑体非饱和渗透函数如图7所示。

图7 滑体非饱和渗透函数

通过上述建立渗流计算网格模型﹑定义渗流计算参数以及设置初始条件和边界条件,计算得出各工况的滑坡渗流场及地下水浸润线如图8所示。由库水位波动下滑坡渗流计算结果可知:库水位上升阶段浸润线在滑坡体内呈“倒流”现象,浸润线基本为水平直线;在库水位下降过程中地下水浸润线呈“顺流”现象,亦呈水平直线状。这说明滑体渗透系数相对较大,地下水的补给或者排泄无需大量时间,地下水位与库水位保持同步,基本没有迟滞现象。

图8 库水位波动阶段的滑坡地下水浸润线

3.4 库水位作用下滑体受力变形分析

水库型堆积层滑坡位移模拟的一般计算过程为:首先,将库水位450 m生成的浸润面通过Water table命令导入数值分析程序FLAC,生成无渗流模式下的孔隙水压力场,并将浸润面以下的岩土体设置为饱和状态下的物理力学参数,将该工况计算至收敛,获取此工况下滑坡位移场及监测点位移;再将滑坡现存的孔隙水压力场删除,岩土体本构模型保持不变,用相同方式导入库水位464 m的浸润面,更新上述浸润线下的岩土体饱和区的材料参数,并计算获得滑坡位移场及监测点位移,由此获得不同库水位波动条件下滑坡位移特征。

图9和图10分别为450 m和464 m库水位时的滑体监测剖面位移云图和塑性区分布图。如图9-a所示,在450 m低水位时滑体的变形主要发生在中部,前后部位移较小,最大位移为2.84 mm;滑体的深部位移从下至上依次增大,至滑体表层位移最大。如图9-b所示,滑带的剪切破坏区主要在中后缘,前缘有少量分布,但未形成贯通,滑坡整体稳定性较好。如图10-a所示,在464 m高水位条件下,滑体整体变形集中在中前部,而后缘位移较小,最大位移为11.6 cm。如图10-b所示,滑带剪切破坏区从前缘至后缘均有分布无间断,基本形成贯通,滑坡整体达到最危险的状态。

图9 450 m库水位工况下滑体位移云图及塑性区分布图

图10 464 m库水位工况下滑体位移云图及塑性区分布图

数值模拟结果表明,滑坡变形随着水位的升高而增大。低水位时,水位对滑体影响较小,滑体变形主要受自身结构控制,中部滑体深度较大,产生的下滑力增大,形成局部位移集中区。高水位时,水位使滑体前缘土体饱和部分增多,重度增大,其次滑带土被浸润软化使得抗滑力减弱,滑坡位移增大,特别是中部(高程470～486 m)位移明显较大,且前部位移比中部位移要大,这进一步说明水库蓄水后高水位运行是滑体破坏的重要原因,库水位上升至高水位条件下滑体更容易失稳破坏,水位下降使得滑体稳定性有一定的增加。这表现在水位下降过程中,由于滑体渗透系数较大,滑体地下水位也迅速下降,导致坡体饱和区减少,且坡脚浮托力降低,这使得滑体对于滑带的正应力有所增加,因此滑带给滑体提供的摩擦力随之增大,滑坡稳定性上升。整体来看,水位线以下的滑体部分未发生破坏,这是因为滑体的渗透性过大,库水快速进入滑体内,产生相应的浮托力抵消一部分自重,导致这部分滑体受力较小。这表明库水位抬升进入高水位后使得大地坪滑坡稳定性有所降低,甚至进入不稳定状态,而低库水位有利于滑坡稳定性。

3.5 库水位作用下滑坡稳定性系数

采用GeoStudio软件对库水位升降作用下大地坪滑坡的稳定性系数进行求解分析。对滑体和滑带输入表1和表2中的抗剪强度参数。为了与真实情况下的库水位变动相对应,以勘察期间水位456 m为初始条件,456～464 m为库水位上升条件,464～450 m为库水位下降条件,稳定性系数计算工况设置如图6所示。

计算出大地坪滑坡稳定性系数随工况以及库水位升降的变化情况如图11所示。勘察期间(初始水位456 m),滑坡稳定性系数为1.027,稳定性较好。随着库水位上升(456～464 m),库水位浸润的饱和滑体部分逐渐增多,滑坡坡脚产生的浮托力越来越大,滑带软化部分增加,这使得稳定性系数逐渐降低。最高水位464 m时,稳定性系数最低为0.963,此时为滑坡最危险的状况。库水位下降期间(464～450 m),饱和滑体和滑带部分减少,稳定性系数逐渐回升,但仍处于不稳定状态,这与勘察报告中稳定性系数计算结果相吻合,也与程序FLAC模拟分析结果相吻合。

图11 滑坡稳定性系数变化及库水位工况

4 滑坡整体破坏运动预测

基于前文对大地坪滑坡稳定性的分析,滑坡前缘产生次级滑体的风险极高,库区蓄水及运行期间滑坡变形将不断加剧,在叠加极端降雨工况下甚至有整体失稳的风险。因此,采用目前适用于大位移大变形模拟计算的物质点法对大位移滑坡进行预测分析[21]。采用Anura软件建立滑坡物质点模型及计算运动过程如图12所示。模型左边界和右边界固定x方向,顶部固定y方向,底部固定x和y方向,坡体表面为自由边界。考虑滑坡最危险的状况(最高蓄水位464 m),将滑体及滑带参数输入模型进行求解,其中库水位以下采用饱和状态下的参数,库水位以上采用天然状态下的参数。整个滑动过程持续时间为60 s,滑坡位移主要集中在滑体中前部且表层土体位移最大。滑体最大水平位移约20 m,文沙公路处最大水平位移约18 m,前缘最大水平位移约10 m。可见,一旦该滑坡发生整体变形破坏,潜在经济损失将较大,直接影响人民生命财产安全和文沙公路通行安全。