许元珺， 谷天峰， 王家鼎， 胡 炜， 袁 亮，谷 琪

(1.西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；2.中国地质调查局西安地质调查中心，陕西 西安 710054)



黄土裂隙的漫灌效应对斜坡稳定性的影响分析

许元珺1， 谷天峰1， 王家鼎1， 胡 炜2， 袁 亮1，谷 琪1

(1.西北大学地质学系大陆动力学国家重点实验室，陕西 西安 710069；2.中国地质调查局西安地质调查中心，陕西 西安 710054)

以甘肃省黑方台地区滑坡为研究对象，在非饱和土特性试验基础上，根据地下水位的监测资料建立典型斜坡饱和- 非饱和渗流模型，模拟斜坡灌溉作用后裂隙对斜坡渗流场的影响，研究斜坡裂隙效应对斜坡稳定性的影响。结果表明：灌溉水迅速沿裂隙下渗，形成渗流优势通道；裂隙附近土体的孔隙水压力迅速升高，导致其局部形成饱和区域；随着裂隙数量的增加，饱和区域明显增大，且裂隙的位置越靠近台塬边缘，对斜坡边缘的孔隙水压力及基质吸力影响越显著。综合斜坡稳定性分析结果可知：裂隙发育位置越靠近台塬边缘，斜坡稳定性越差；而裂隙数量的增加对于斜坡的稳定性影响更大，且裂隙对于斜坡稳定性的影响是一个短时间过程。夯填裂缝是控制滑坡发生的有效途径。

黑方台；黄土滑坡；黄土裂隙；稳定性系数

黄土地区裂隙极其发育，造就了黄土高原独特的沟壑纵横的地貌特征，亦是世界上水土流失最为严重的地区，特殊的孕灾条件孕育了众多的滑坡灾害，使得黄土高原地区成为我国滑坡灾害最为发育的地区之一。黄土高原灌溉诱发型黄土滑坡发生频度高，且多呈带状群发，具有群发性和频发性的特点，对人民生命财产构成极大威胁，已成为西北乃至全国最为频繁和严重的地质灾害区[1～2]。这其中以甘肃永靖县的黑方台灌区、陕西关中灌区的宝鸡—常兴黄土塬南缘和泾河下游南岸的黄土塬北缘滑坡发育最为集中[3]。

国内对于滑坡裂隙的研究还处于起步阶段，卢全中等[4]对黄土地区的裂隙进行分类，总结了不同自然营力作用下黄土裂隙的发育特征及规律。金德山[5]在长期的野外的工作基础上总结了滑坡裂缝对于滑坡分布范围、滑体厚度、力学机制和发展阶段的判别标志，进而对滑坡的发展趋势做出评价及预测。尚敏等[6]根据现场监测数据分析了降雨与滑坡的关系；张健等[7]利用大型物理模型试验研究滑坡裂隙的扩展；周洪福等[8]研究了斜坡裂隙发育的力学特性变化。随着科技的进步与发展，裂隙的研究也由定性分析向定量分析转变，Akcay[9]运用整合方位地震层析成象及新型摄影技术对滑坡裂隙进行精密的测量及监测。

黑方台地区长期引黄灌溉，长期的大水漫灌促使该地区的地下水位抬升。经过对该地区几十年的研究，对该地区频繁大规模的滑坡的诱发因素有了普遍的共识[1, 2, 10～12]：该地区的黄土滑坡主要是由灌溉改变了原有的水文地质条件，使得地下水位抬升，一方面台塬底部黄土饱水，边坡静水压力增大，下滑力增大；另一方面非饱和区黄土含水量增大，抗剪强度降低。但是对于灌溉诱发黄土滑坡中裂隙效应的影响研究还是一个空白。本文在对黑方台地区滑坡裂缝进行详细的野外调查的基础上，根据地下水位的监测资料建立典型斜坡的饱和- 非饱和渗流模型，从空间及时间尺度分析裂缝发育位置及数量对该地区高频率的黄土滑坡的诱发机制的影响。

1 黑方台裂隙发育特征

甘肃省永靖县黑方台地区自1968年建成引黄灌溉工程以来，滑坡滑塌等地质灾害频发，严重影响了人民的生命财产安全。据统计甘肃省黑方台地区年平均滑坡次数2次，20世纪90年代以后滑坡的次数逐年增加，2007年在黑台边缘及黄茨崖头等地发生了7次滑坡[17]。滑坡体在滑动的过程中，各部位受力性质和移动速度不同，受力不均从而产生滑坡裂隙，其主要分布在滑坡后缘、后壁及滑坡体中部。降雨及农业灌溉在老滑坡形成的裂隙附近入渗强烈，成为新滑坡发生的诱发因素。

黑方台地区的黄土裂隙发育不同成因类型的裂隙，错综复杂的裂隙为地质灾害的孕育和发生提供了天然的场所。在自然营力作用下黄土中发育构造节理裂隙、淋滤裂隙、湿陷裂隙、胀缩裂隙、冻融裂隙和风化裂隙。其中构造节理裂隙和风化裂隙在新形成的黄土中较为发育，且具有明显的区域性，这主要是由于其形成于地质历史时期构造运动和风蚀作用。淋滤裂隙和湿陷裂隙曾经在黑方台地区发育较少，近年来由于黑方台地区引黄灌溉，长期粗放的漫灌方式导致黄土地区产生众多淋滤和湿陷裂隙(图1a、b)，表现出支离破碎的景象。黑方台地处西北内陆，严寒期长达180余天，多年冬季平均气温-3.4 ℃，最低气温达零下23.1 ℃，每年11月中下旬开始冻结，来年2月下旬解冻，冻结作用强烈且持续时间长，反复的冻融作用导致该地区广泛发育胀缩和冻融裂隙。

图1 焦家崖头滑坡位置图Fig.1 The location of Jiaojiayatou landslide

2 分析方法

2.1 计算模型

本文选取焦家崖头滑坡作为研究对象，对灌溉作用下裂隙对于斜坡稳定性的影响进行分析。该斜坡结构自上而下的地层依次是第四系上更新统黄土、中更新统冲积物及白垩系砂泥岩互层(图2)。

根据图2，建立了饱和- 非饱和渗流有限元模型(图3)。模型高80 m，顶宽135 m，底宽223 m。模型两侧水平约束，底部采用水平和竖直约束，地表为自由边界。左侧采用定水头边界条件，即左侧边界设置一定的水头，底部设置为隔水边界，坡面设置为渗流面边界。

图2 焦家崖头号滑坡工程地质剖面图Fig.2 Profile of engineering geology of the Jiaojiayatou landslide1—第四系上更新统风积黄土；2—第四系中更新统冲积物；3—第四系中更新统砂卵砾石层；4—白垩系砂泥岩互层

图3 计算模型Fig.3 The calculation model①—黄土; ②—粉质黏土; ③—砂卵石层; ④—互层砂泥岩; ⑤—裂隙位置距台缘距离5 m; ⑥—裂隙位置距台缘距离15 m; ⑦—裂隙位置距台缘距离33 m

饱和- 非饱和渗流分析需要土水特征函数和非饱和土渗透系数函数这两个指标。非饱和土的力学行为及水理特征与土水特征曲线有着密切关系[18～19]，本次采用TRIM土水特征快速测试系统(Transient Release and Imbibition Method)进行黄土土水特征测试，得到了完整的吸湿状态下的土水特征曲线(SWCC)、渗透系数函数曲线(HTC)[20](图4)。其他模型计算参数见表1～2。

图4 黑方台黄土土水特征曲线Fig.4 Soil water characteristics curve of the Heifangtai loess

材料重度ρ/(kN·m-3)弹性模量E/MPa泊松比孔隙率渗透系数/(cm·s-1)黄土1524603504924×10-3粉质黏土19590030302×10-4砂卵石层2001400304020砂泥岩220200030101×10-5

表2 材料强度参数表

2.2 计算方法

一般的斜坡稳定性分析中地下水位以下使用饱和强度，地下水位以上采用天然含水率或塑限含水率时的抗剪强度，但对地下水位以上由负孔压所提供的部分抗剪强度往往忽略不计。然而对于大部分滑面在地下水位线以上，因为斜坡局部地下水位上升，基质吸力下降，强度降低，从而造成失稳的黄土滑坡来说，这种处理方法不是很合理。因此，在这种边坡的稳定性分析中，应考虑坡体内部基质吸力分布以及非饱和土体的抗剪强度。因此，本文采用非饱和理论进行稳定性研究。稳定性计算采用FLAC3D程序，由于FLAC3D没有非饱和渗流分析及非饱和材料性质，因此采用FLAC自带的FISH语言，对FLAC程序进行调整，使其具有非饱和稳定性分析的功能，主要分析过程见图5。

图5 非饱和土稳定性分析流程Fig.5 Stability analysis process of the unsaturated soil

3 裂隙对斜坡稳定性影响分析

3.1 裂隙位置对于斜坡稳定性影响

针对黑方台地区斜坡渗流特征的研究，首先采用稳定流的方法，计算不同裂隙位置斜坡内部的渗流特征。图6a～c分别反应了裂隙位置距台缘距离为33 m、15 m、5 m处60 d的孔隙水压力分布情况，分析得出裂隙附近由于大量灌溉水迅速下渗导致孔隙水压力升高，裂隙附近形成优势通道；随着时间的推移，裂隙周围2 m范围内的孔隙水压力均明显升高，局部形成饱和区域；并且裂隙越靠近台缘，水越快下渗进入潜在滑动面处，孔隙压力升高。

图6 不同裂隙位置斜坡坡体内部的孔隙水压力(Pa)分布Fig.6 Distribution of pore pressure (Pa) in the slope body at different fissure locations(a)裂隙位置距斜坡边缘33 m； (b)裂隙位置距斜坡边缘15 m ；(c)裂隙位置距斜坡边缘5 m

不同位置的裂隙边坡内部基质吸力的分布曲线(图7)表明不同基质吸力的等值线变化较大，边坡内部的基质吸力几乎保持不变，但是靠近裂隙附近的基质吸力明显下降。由于裂隙处大量灌溉水入渗，裂隙附近土体补给量急剧增加，综合基质吸力为0 kPa处即地下水位线可以看出，由于该地区黄土入渗性较差，地下水位线在坡体内部没有明显抬升，但是裂隙处形成明显饱和区域。

根据2.2节中的计算方法，在FLAC3D中对不同灌溉位置的斜坡进行了非饱和稳定性分析。结果表明裂隙位置距离台缘越近，斜坡稳定性越差，裂隙位置距离台塬分别为33 m、15 m、5 m时，稳定系数分别为0.96，0.91，0.90。这是由于灌溉位置距台缘越近，水越快渗入潜在滑动面处，表层的基质吸力增加越明显，斜坡稳定性越差。

图7 不同裂隙位置斜坡坡体内部的基质吸力(Pa)分布Fig.7 Distribution curve of matric suction (Pa) in the slope at different fissure locations(a)裂隙位置距斜坡边缘33 m； (b)裂隙位置距斜坡边缘15 m ；(c)裂隙位置距斜坡边缘5 m

结合不同裂隙位置随着时间稳定性变化(图8)，发现裂隙对于斜坡稳定性的影响是一个短时间过程，10 d内斜坡的稳定性呈直线下降，而后逐渐趋于平稳，这是由于裂隙处形成灌溉水入渗的优势通道，短时间内灌溉水入渗到潜在滑动区，影响斜坡的稳定性。

图8 不同裂隙位置随着时间斜坡稳定性变化图Fig.8 Tendency of slope stability with time at different fissure locations

3.2 裂隙时间效应对于斜坡稳定性影响

黄土台塬上由于常年的风化及大水漫灌导致形成了错综复杂的裂隙体系，本文模拟了1裂隙在大水漫灌60 d内斜坡内部孔隙水压力分布情况(图9)，分析得出短时间的漫灌对斜坡内部孔隙水压力的分布影响不大，由于灌溉水迅速沿裂隙下渗，导致裂隙周围的孔隙水压力迅速升高；综合单条裂隙斜坡坡体内部的基质吸力分布(图10)，发现灌溉后短期内裂隙处孔隙水压力迅速升高，基质吸力下降，改变了斜坡内部局部的渗流场，反映了裂隙对于灌溉水入渗的影响是一个短期效应。

分析单条裂隙随时间效应影响下斜坡坡体稳定性，结果表明短期内斜坡稳定性迅速下降，由1.07下降到0.97，60 d后降至0.95，这是由于表层水体在短时间内沿裂隙下渗，下降到潜在滑动面区域，引起裂隙局部的稳性下降，进而影响整个斜坡的稳定性。裂隙的存在改变了斜坡的渗流环境，致使滑坡的发生概率明显增加。

图9 单条裂隙斜坡坡体内部的孔隙水压力(Pa)分布Fig.9 Distribution of pore pressure (Pa) in the slope body of a single fissure(a)大水漫灌10 d; (b)大水漫灌40 d; (c)大水漫灌60 d

图10 单条裂隙斜坡坡体内部的基质吸力(Pa)分布Fig.10 Distribution curve of matric suction (Pa) in the slope of a single fissure(a)基质吸力0 kPa; (b)基质吸力50 kPa; (c)基质吸力200 kPa

3.3 裂隙数量对于斜坡稳定性影响

图11反应了不同裂隙数量在大水漫灌60 d后斜坡内部孔隙水压力分布情况，随着裂隙数量的增多导致裂隙局部范围内的孔隙水压力升高。结合不同数量裂隙影响下基质吸力的分布情况(图12)，发现裂隙对于地下水位即0 kPa的等值线影响很小，这是由于该地区黄土透水性较差，渗流量较低，地下水入渗缓慢。但是裂隙附近的孔隙水压力急剧升高，随着裂隙数量的增加，裂隙处形成一个饱和区域，加之黄土的湿陷性导致该地区形成落水洞进而诱发滑坡。分析不同裂隙数量影响下斜坡坡体稳定性，结合不同裂隙数量随时间的稳定性变化(图13)，随着裂隙数量的增加，斜坡稳定逐渐降低；对比距离台缘5 m的单条裂隙对于斜坡稳定性的影响，裂隙数量的增加对于斜坡的稳定性影响更大。这是由于灌溉水入渗的通道增多，短时间内表层土体的补给量大幅度增加，加之黄土的水敏性，导致斜坡的稳定性短时间内迅速下降。

图13中无裂隙的斜坡稳定性明显高于裂隙发育时斜坡的稳定性，控制滑坡边缘裂缝产生及对其进行夯填处理，对于灌溉水及地表水的入渗诱发滑坡具有明显的防治效果。

图11 不同裂隙数量影响下斜坡坡体内部的孔隙水压力(Pa)分布Fig.11 Distribution of pore pressure (Pa) in the slope body of different number fissures(a)2条裂隙; (b)3条裂隙; (c)4条裂隙

图12 不同裂隙数量影响下斜坡坡体内部的基质吸力(Pa)分布Fig.12 Distribution curve of matric suction (Pa) in the slope of different number fissures(a)基质吸力0 kPa; (b)基质吸力50 kPa; (c)基质吸力200 kPa

图13 不同裂隙数量60 d内稳定性变化图Fig.13 Tendency of slope stability of different number of fissures during 60 days

4 结论

(1)灌溉后灌溉水迅速沿裂隙下渗，裂隙附近土体的孔隙水压力迅速升高，导致裂隙局部形成饱和区域，随着裂隙数量的增加，饱和区域明显增大，且裂隙的位置越靠近台塬边缘对其斜坡潜在滑动面的孔隙水压力影响明显。

(2)由于黑方台地区黄土的渗透性较差，裂隙发育对于斜坡内部基质吸力及地下水位影响不明显，裂隙位置距离斜坡边缘越近，裂隙数量越多，裂隙附近的基质吸力下降对于潜在滑动面的基质吸力的影响越明显。

(3)对斜坡进行稳定性分析，裂隙发育位置越靠近台塬边缘，斜坡稳定性越差，对比裂隙位置对于斜坡稳定性的影响，裂隙数量的增加对于斜坡的稳定性影响更大。这是由于灌溉水入渗的通道增多，短时间内表层土体的补给量大幅度增加，灌溉水迅速入渗到潜在滑动区域，加之黄土的水敏性，导致斜坡的稳定性短时间内迅速下降。结合不同裂隙位置随着时间稳定性变化，发现裂隙对于斜坡稳定性的影响是一个短时间的过程。

(4)夯填裂缝是控制滑坡问题的有效途径，着重对于靠近斜坡边缘的裂隙进行夯填处理，减少灌溉水及地表水的入渗对于滑坡的发生有着极其重要的意义。

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责任编辑：汪美华

An analysis of the influence of the loess fissures flooding effect on slope stability

XU Yuanjun1, GU Tianfeng1, WANG Jiading1, HU Wei2, YUAN Liang1，GU Qi1

(1.StateKeyLaboratoryofContinentalDynamics,DepartmentofGeology,NorthwestUniversity,Xi’an,Shaanxi710069,China;2.Xi’anCenterofGeologicalSurvey,ChinaGeologicalSurvey,Xi’an,Shaanxi710054,China)

Based on the tests of unsaturated soil characteristics and monitoring data of groundwater levels, this paper takes the landslides in the Heifangtai area in Gansu Province as the research objects, builds a typical slope saturated- unsaturated seepage model, and imitates the influence of fissures on the slope seepage field after the slope irrigation. The influence of the fissures effect on slope stability is studied. The results show that the irrigation water rapidly infiltrates along fissures and it leads to the pore water pressure to rise around the fissures, and the slope stability shows a linear decrease during ten days after irrigation. It is the short- term effect of influence of the fissures on the slope stability. The location of the fissures is much closer to the slope edge and the quantity is much larger. The influence on slope stability is much greater and it is easier to cause landslides along the crack surface. The punning and filling fissures are the efficient path of the control of a landslide.

Heifangtai; loess landslide; loess fissures; slope stability

10.16030/j.cnki.issn.1000- 3665.2017.04.23

2016- 07- 10;

2016- 10- 22

中国地质调查局项目(12120114025701)；国家自然科学青年基金项目(41202187)；国家自然科学基金重点项目(41630639)，西北大学研究生自主创新基金(YZZ15021)

许元珺(1993- )，女，硕士研究生，研究方向为地质灾害防治与评价。E- mail：466786308@qq.com

王家鼎(1962- )，男，教授，主要从事地质灾害防治及机理研究。E- mail：wangjd@nwu.edu.cn

P642.13+1； P642.22

A

1000- 3665(2017)04- 0153- 07