三峡库区滑坡灾害十分频繁,历史上发生过多次滑坡,以土质滑坡居多,如白水河滑坡[1]、树坪滑坡[2]、卧沙溪滑坡[3]、白家包滑坡[4,5,6]等,给当地政府和居民带来了巨大的人员伤亡和经济损失。在蓄水过程中由于库水位的升降导致边坡渗流场发生改变,加上降雨入渗,在水的物理作用、化学作用下,诱发和孕育了大量的滑坡灾害[7,8,9,10,11]。

诸多学者对涉水滑坡已经有了深入研究,肖诗荣[12]根据滑坡物质组成和地质结构,认为碎屑堆积层滑坡主要发生在第四系松散堆积体中,且降雨和地下水的作用是诱发这类滑坡变形的主要动因。时卫民[13]认为库水下降过程中,坡体下1/3位置为稳定性系数最小的水位。目前研究地下水运动对滑坡的影响大多局限于地表宏观变形规律的一般性分析。本文以三门洞滑坡为例,根据多年GPS监测数据和实地考察,运用有限元软件Geo-studio模拟不同升降速率下库水位变动对滑坡稳定性产生的影响。

1、三门洞滑坡工程地质概况

三门洞滑坡位于三峡库区长江支流青干河右岸,距河口8.5km,距三峡大坝52.6km。经度E110°34′52.4″,纬度N30°58′17.9″。研究区位于亚热带季风气候区,多年平均气温17℃～19℃,年平均降雨量1493mm,降雨主要集中在4～10月。

三门洞滑坡体为舌形状顺向坡,前缘较缓,中部和后缘稍陡,如图1所示。斜坡形态呈凹形坡。滑体后缘高程350m,前缘高程140m水位以下,后缘呈圆弧状。基岩为侏罗系中下统(J1x)紫红色或紫灰色泥岩和泥质砂岩,右侧以陡坎临空面为界,左侧以基岩山脊为界,平均坡度15°。滑体长830m,滑坡体积448万m3。主滑方向66°,如图2所示。

据现场调查,滑坡区滑体主要由第四系崩坡积物质组成,层厚10～20m,物质成分为碎石块土,土的成分主要为黏土、砂土,块石以石英砂岩和泥岩为主,土石比约为3∶7。滑带为土体与基岩接触面,主要成分为粉质黏土夹碎石,土石比8∶2。滑床为紫红色或浅灰色泥岩和泥质砂岩,岩层产状110°∠32°,为顺向坡,泥岩和泥质砂岩力学强度低,稳定性差,属微透水性岩体,有利于坡体滑动(见图3)。

图1三门洞滑坡航拍图全貌

图2三门洞滑坡平面示意

图3三门洞滑坡Ⅰ-Ⅰ′剖面示意

2、GPS监测点布设和宏观变形

2.1GPS监测点布设

滑坡体上设有ZG360,ZG361,ZG362,ZG363,ZG364,ZG365等6个GPS监测点,构成两纵一横的监测剖面,剖面方向与滑坡主滑方向基本一致的Ⅰ-Ⅰ′剖面上布设有ZG363、ZG364和ZG365三个监测点,在滑坡体两侧稳定基岩上分别设有ZG232,ZG233基准点。

2.2宏观变形

自2006年布设专业监测点以来,三门洞滑坡6个GPS位移监测点一直处于持续位移状态,且具有同步性和阶跃性的变形特征。135m蓄水后至156m蓄水前(2003年7月至2006年8月),雨季坡面坍塌,坡面中前部出现裂缝。156m蓄水后至175m试验性蓄水前(2006年9月至2008年8月),滑坡地表变形明显。175m试验性蓄水后(2008年9月至今),滑坡中前部(高程约200m)见一条裂缝,裂缝走向270°,长约20cm,宽15cm。中部220m高程公路处发生坍塌,致使路面开裂,形成弧形拉裂区,并出现裂缝,裂缝走向110°,长约30cm,宽10cm,为2009年4～5月新拉张裂缝,2009年6月继续拉张,新拉张约10cm。滑坡左侧边界裂缝交汇处变形严重,干砌石向外挤出,导致地面持续开裂(见图4)。根据监测数据和野外实际调查综合分析,滑坡变形区主要集中在中前部,整体表现为前缘快、后缘慢、指向青干河的牵引式蠕滑变形特征。

图4三门洞滑坡宏观变形

3、监测数据分析

三峡水库自2003年蓄水至135m、2006年蓄水至156m、2008年蓄水至175m后,每年在145～175m水位之间运行。随着库水位的周期性变化,三门洞滑坡产生了明显的变形响应规律。本文通过十多年的监测数据,对三门洞滑坡进行变形规律分析。

通过图5～6和监测数据分析,三门洞滑坡变形曲线具有一定的台阶状特征:在每年的5～7月,水位从160m下降至145m后,滑坡变形曲线出现上扬。大多数GPS监测点月位移量在50mm以下,部分监测点月累积位移可达100mm,为一年中变形量最大值。在每年的12月至次年4月,滑坡变形趋势趋于稳定,GPS监测点月位移量很小,通常在0～10mm之间,甚至出现负值,即坡体向自身方向反推。充分表现出阶跃状的动态变形规律。

据图5可知,三峡水库于2007年升至156m水位,2008年库水位由156m升至175m。据图7可知:三门洞滑坡的年变形量具有一定的期次性,2007～2009年期间,滑坡以前缘及前缘右侧变形为主,其中,2009年前缘监测点ZG362和ZG365的年变形量分别为340.9mm和825.7mm,其他GPS监测点于同年的年变形量仅为20～100mm;2010年各个监测点的年位移量都在60mm以下;2011～2012年期间,各个监测点的变形有所明显,以滑坡中前部的变形为主,年变形量在60～360mm之间;2013～2014年变形趋势减弱,各个监测点的年位移量都在85mm以下,滑坡处于较稳定状态;2015～2017年滑坡变形加剧,GPS监测点年变形量在80～500mm之间,2018年滑坡的年变形量大为减小,基本为60～130mm。以上结果表明,三峡水库的初次蓄水(156-175-145m)对滑坡的内部结构产生了较大影响。整体上看,三门洞滑坡年位移量趋势不稳定,易受外部条件(如强降雨)影响。

图5累积位移-库水位-降雨关系

由图7可知,2012,2015,2016年和2017年,滑坡的年变形量有明显的上扬现象。2016年5～8月的降雨量分别为158.7,260.9,168.9mm和66.5mm,期间ZG364的月变形量分别为3.53,60.32,84.18mm和21.01mm,滑坡变形与降雨存在一定的滞后效应,滞后时间约为27d;2017年6～9月的降雨量分别为120.6,261.9,118.6mm和170.1mm,期间GPS监测点ZG363的变形量分别为32.7,95.7,20.0mm和27.7mm,远远高于其他年份同期的变形量。这是由于沙镇溪镇的持续性降雨所导致,2017年4～10月持续性降雨,使得秭归县多个滑坡变形响应明显,如谭家河滑坡、白水河滑坡等。

图6月位移-库水位-降雨关系

图7三门洞滑坡年位移量-时间关系

为了定量分析库水位变动对三门洞滑坡变形的影响,选取2011年12月19日至2012年12月19日时间段内对库水位的变动进行分析(见图8)。此时间段内降雨较少,GPS监测点ZG360、ZG361、ZG362、ZG363、ZG364和ZG365的位移量分别为87.9,156.3,171.1,175.9,197.7mm和319.4mm。将此时间段内划分为4个阶段:①库水位下降期(2011年12月至2012年6月),②低水位运行期(2012年6月至2012年8月),③库水位上升期(2012年8月至2012年10月),④高水位运行期(2012年10月至2012年12月)。

阶段1:在库水位下降期间,滑坡发生明显变形的时间段为2012年6月8日至2012年7月10日,此时库水位从148.1m降至145.5m,库水降幅为2.6m。GPS监测点ZG362、ZG363、ZG364和ZG365的位移量分别为58.6,32.9,38.1mm和84.3mm,其中,GPS监测点ZG365的日平均变形速率为2.63mm/d。

阶段2:在低水位运行期,位于滑坡前缘的两个监测点ZG362和ZG365的位移分别为28.7mm和12.4mm(以2012-07为例),而位于滑坡中部的ZG361和ZG364的位移却达到44.3mm和73.8mm。分析认为,滑坡体在经历库水位的下降后,前缘坡体最先出现响应特征,随后为中后部的坡体变形提供了一定的临空条件。

图82011年12月至2012年12月位移-库水位-降雨关系

阶段3:在库水位上升期间,即2012年8月至2012年10月时间段内,库水位由147.4m上升到174.0m,历时71d。库水位基本上升到最大高度,各个GPS监测点的位移基本不超过5mm(以2012年10月为例),且ZG360监测点的位移为-2.69mm,滑坡变形速率降低,甚至出现向坡体方向反推。

阶段4:高水位运行期。以2012年12月为例,GPS监测点的为例最大值为5.1mm,而GPS监测点ZG362和ZG365的位移为-7.27mm和-5.35mm,坡体明显向自身方向反推。由于库水位的水位高于坡体自身的地下水位,使得产生向坡体方向的动水压力,从而使得滑坡向自身方向发生位移。

4、基于Geo-studio的有限元模拟

4.1模型建立

三门洞滑坡为典型的堆积体滑坡,滑坡的变形特征与库水位的升降有一定的响应规律。本文采用Geo-studio数值模拟软件,选取三门洞滑坡Ⅰ-Ⅰ′剖面构建计算模型,通过seep-w模块对滑坡进行渗流场分析,再将其结果应用于slope-w模块中,对滑坡进行稳定性计算。三门洞滑坡网格模型如图9所示,模型共2175节点,2097个网格单元。

根据三峡库区三门洞滑坡勘察报告及相似滑坡工程类比等方法,确定滑坡计算参数如表1所示。

4.2渗流理论及工况

由于库水位的周期性变化,滑坡中的渗流场为饱和-非饱和状态,将Darcy定律代入质量守恒连续性方程,可得地下水运动的饱和-非饱和渗流方程:

∂∂x(Kx∂H∂x)+∂∂y(Ky∂H∂y)+Q=mwρwg∂H∂t

式中,H为总水头;Kx,Ky为x,y方向上的渗透系数;Q为流量边界;mw为比水容重;ρw为水的密度,g为重力加速度;t为时间。

图9三门洞滑坡模型

三门洞滑坡自2006年进行专业监测以来,库水位以每年30m的涨幅周期性变化,故拟定库水位以0.4,0.6,0.8,1.0,1.2,1.6,2.0m/d的速率从145m水位升至175m水位,以0.4,0.6,0.8,1.0,1.2,1.4m/d的速率由175m水位降至145m水位,对滑坡进行渗流分析。

4.3滑坡渗流场分析

如图10所示,当库水位以1.0m/d的速率上升时,由于滑体部分为弱透水性,地下水上升速率远低于库水位上升速率,故形成指向坡体内部的水头差,库水向坡体进行地下水补给。随着地下水位的抬升,库水位与地下水位的水头差逐步减小,库水补给相应减少。

图11是库水位以1.2m/d速率由175m水位下降至145m水位的渗流图。库水位未下降前,地下水水位与库水位保持一致,当库水位由175m水位下降至145m水位期间,地下水下降速率低于库水位下降速率,地下水浸润线向下弯曲,形成由坡体指向临空面的水头差。当地下水水位下降至与库水位一致时,这种水头差消失,水的补给也相应消失。

4.4滑坡稳定性分析

图12为库水位以0.4,0.6,0.8,1.0,1.2m/d的速率由145m水位上升至175m水位的稳定性系数关系图。由图可以看出,库水位上升速率越快,滑坡稳定性系数越早到达最高点。这是由于在库水位上升的情况下,库水位上升速率高于坡体地下水上升速率,库水向坡体进行地下水补给,形成指向坡体内部的动水压力,在水的推动作用下,滑坡稳定性上升。从图中发现,当库水位以1.6m/d的速率上升时,滑坡的稳定系数最高,为1.214左右,

图10库水位上升时渗流场变化

图11库水位下降时库水位变化

图12库水位上升时滑坡稳定性关系

当滑坡稳定性系数达到最大值后,随着地下水位的上升,坡体内外的水头差逐步减小,库水位对地下水的补给相应减少,滑坡的稳定性系数缓慢降低。这是由于在库水位的补给下,坡体内部聚集了大量地下水,相应地增加了坡体的荷载,坡体自重增加,使得滑坡的稳定性有所降低。且在库水的补给过程中,滑坡被淹没段土体达到饱和,基覆界面处的孔隙水压力上升,使得有效应力降低,土-岩接触面发生软化和润滑作用,最终导致滑坡稳定性系数减小。

图13为库水位以0.4,0.6,0.8,1.0,1.2m/d的速率由175m水位下降至145m水位时的稳定性系数关系图。由图可以看出,滑坡整体的稳定性趋势呈下凹型。在库水位下降初期,滑坡稳定性与库水位的下降速率成线性比例,库水位下降速率越大,滑坡稳定性降低得越明显,同时滑坡的稳定性系数越低。这是由于在库水位下降过程中,形成由坡体指向坡外的动水压力,在动水压力的作用下,坡体的下滑力增大,导致滑坡稳定性降低。当滑坡稳定性降到最低后,随着渗透压力的逐步减小,滑坡稳定性略微提升,且基本维持在同一水平线上(1.11左右)。这是由于在库水位下降过程中,随着地下水水位下降的同时,坡体通过自身的应力结构调整,使得滑坡的稳定性系数有所升高。

图13库水位下降时滑坡稳定性关系

5、结论

(1)三门洞滑坡为典型的堆积体滑坡,其变形特征表现为台阶状特征,滑坡变形对库水位的升降响应明显。库水位的降低,特别是从160m降至145m时,滑坡变形明显,库水位的上升,对滑坡起到一定的反推作用,使得滑坡向自身方向发生位移。

(2)在库水位由145m上升至175m时,滑坡稳定性系数表现为先上升后下降,库水位上升速率越大,滑坡越易到达稳定性最大值。当库水位以1.6m/d的速率上升时,滑坡的稳定性系数最高,为1.214左右,

(3)在库水位由175m下降至145m时,滑坡的稳定性表现为先下降后上升,下降速率越快,滑坡稳定性的最小值越低,且到达最小值所需要的时间越短,不同速率下降时,滑坡的稳定性系数最终维持在1.110左右。

综上所述,在库水位的周期性升降下,滑坡在渗透压力的推-拉作用下,表现为阶跃状特征,滑坡基本处于稳定状态。

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基金:三峡库区地质灾害教育部重点实验室基金项目(2017KDZ07);湖北省自然科学基金面上项目(2018CFB654).