李安润，邓 辉，陈宇杭，陆泌锋，郝 浩，李万才

(1.成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，四川 成都 610059；2.四川公路桥梁建设集团有限公司勘察设计分公司，四川 成都 610041)

茂县地处四川盆地西北缘，青藏高原向川西平原过渡地带，地质构造活动相对活跃。受汶川地震影响，该区域范围内发生大量崩塌、滑坡灾害，滑坡产生的大量堆积斜坡在降雨条件下极可能失稳，发生滑移造成二次地质灾害可能性较大。因此，对于震区堆积斜坡在降雨条件下的失稳机理研究十分必要。目前，已有大量学者对堆积斜坡开展了相关研究[1-13]。甘凤玲等通过室内人工模拟降雨的方法，探讨了堆积斜坡坡面入渗规律，发现了不同土石比、降雨强度和坡度下的入渗特征[7-11]；魏宝龙等基于非饱和土力学及孔压力理论，分析了暴雨工况下堆积斜坡的稳定性时间效应，发现随着降雨持续时间增加，入渗影响深度增加，斜坡前缘率先产生变形[4-6]；刘兴宁等利用颗粒离散元方法，分析了堆积斜坡稳定性，并提出了阻绝上层滞水补给源，减少大气降雨入渗，坡表覆盖土工膜等治理方案[1-4]。本文结合野外调查资料，借助于PFC软件，对茂县擦耳岩滑坡在降雨条件下的失稳机理进行分析。

1 堆积斜坡概况

2 堆积斜坡发育特征

2.1 斜坡边界特征

擦耳岩滑坡为特大型堆积斜坡，斜坡分布高程1 700～2 010 m，斜坡主滑方向为154°，体积约3×107m3，坡表为凹形，坡脚由于受到河流冲刷作用，形成前缘临空面，斜坡上部坡度30°～45°，下部较缓(15°～30°)。斜坡大致呈“U”型，后缘可见滑动后形成的陡壁，伴有崩落现象，靠近后缘处存在1处平台，平台为后缘崩塌覆盖形成；斜坡侧缘古冲沟已被崩坡积物质所覆盖，左侧边界可见次级滑动所形成的拉陷槽，拉陷槽两侧揭露有成分为千枚岩的碎块石土斜坡；斜坡前缘长期遭受流水冲蚀作用，坡度较陡，并出现滑塌现象，有少量居民。沿岷江观察斜坡前缘发现，堆积斜坡挤压岷江河道。

2.2 斜坡物质组成特征

2.3 斜坡水文地质条件

滑坡区紧邻岷江，地下水受岷江及大气降水影响较大，岷江为区域内最低排泄基准面。擦耳岩滑坡范围内地下水类型主要为基岩裂隙水及第四系松散堆积层中的孔隙潜水，含水层主要为冲洪积成因的砂砾卵石层。斜坡中下部崩坡积层主要有碎石土组成，接受大气降雨补给能力强，透水性好，常顺坡流动，排到亚皮沟中，地下水的运移对斜坡稳定性不利。风化基岩是基岩裂隙水的主要赋存区域，水量较小，主要靠大气降雨垂直渗透补给和侧向的径流补给，水体沿着基岩裂隙发生流动，在附近的侵蚀基准面或者地形较低的地方发生排泄，流量小于0.1 L/s。

3 降雨条件下失稳机理定性分析

擦耳岩滑坡地形高差大，坡面上分布有多级台阶，坡表冲沟发育，斜坡总体表现为上、下陡，中部较缓。斜坡前缘，由于河流的冲刷作用，在坡脚处发生崩滑而形成陡壁，受地震作用形成次级坍塌，地壳的剧烈运动，为堆积斜坡的失稳提供了一定的外部条件，使得堆积斜坡沿着滑带继续滑动。斜坡坡面有耕地分布，表现为多级阶梯状，此地形利于大气降水的聚集，降雨入渗导致土体自身重力增大，加之斜坡后缘有大量拉张裂缝及错落坎，雨水通过错落坎和裂缝直接入渗，降低滑床与滑体间摩擦阻力和抗剪强度，使得斜坡极易失稳，发生变形破坏。

堆积斜坡失稳破坏的根本原因是由于土体内部滑面上的剪应力大于或等于其抗剪强度临界值，使得土体内部开始失去平衡；滑面贯通，降雨入渗进一步软化滑面，使得土体由非饱和状态转变为饱和状态，自身容重增加，土体强度降低，在坡体巨大势能作用下，产生滑移；随着表层土体饱和后，雨水继续下渗，斜坡变形加剧；受重力因素影响，雨水于坡脚不透水处发生聚集，当雨水逐渐积累，最终导致坡体前缘坡脚发生变形破坏，这与现场调查坡脚处变形破坏强烈现象相符合。

4 降雨条件下失稳机理定量分析

4.1 模型建立

二维颗粒流程序PFC2D是通过离散单元法来模拟圆形颗粒介质的运动及相互作用，本文中由于该斜坡是松散斜坡，可以适用PFC2D，将斜坡划分成一个个颗粒，通过颗粒间的相互作用，来模拟斜坡在降雨条件下的失稳破坏模式。通过Fish语言中的输入输出库函数，读取参数的几何信息数据，生成PFC模型中的颗粒，通过该方法产生的颗粒可保证颗粒与边界或是与周围其他颗粒之间均保持相切状态，减少内部重叠量，减少不平衡力，增加颗粒的配位数。模型X轴800 m，Y轴600 m，底部和两侧由墙体约束，该数值模型由4组颗粒组成，紫色和红色为碎块石，黑色为崩坡积物，蓝色为茂县千枚岩志留系层，模型总共含有9 964个颗粒，半径0.52～1.63 m。为监测斜坡在降雨条件下的位移特征和速度响应特征，共设置监测点6个，具体位置见图1。计算时步的选取以10 000步为单位读取计算结果。

图1 数值模型监测点位置

4.2 参数选取

本模型采用LCBM模型(Linear contact bonded model)，模型中参数采用Hoke-Brown准则校核，依据现场调查资料及工程类比法，确定微观数值模拟中孔隙率、颗粒密度等细观参数；通过PFC里面的table函数输入降雨参数，施加一个恒定流量，持续恒定降雨，流体速度为1E-4 m/s。

现代汉语动态助词“过1”和“过2”主要是附着在动词之后，表示“动作的结束和完成”和“过去曾经有过这样的事情”。所以“过”表“经过”“通过”义时与动词组合是“过”语法化的关键。以下是一些“动词+过”的情况，如：

表1 擦耳岩滑坡岩土体力学参数

4.3 位移分析

4.3.1位移监测结果

降雨作用下伴随着流体入渗，10 s时，监测点1、2、4在X、Y方向上都出现较大位移，达20～40 m，而监测点3、5、6变化量比较小，仅4～8 m，说明在降雨条件下，滑带前缘最先产生较大的变形位移，而后滑坡整体前移，对滑坡前部不断形成堆积下压。随着降雨持续，1、2、3、4点的X、Y方向位移均不断增大。45 s时，监测点5、6在X、Y方向位移均发生较大变形，滑坡整体已经完全失稳下滑，崩坡积块石丧失部分支撑力，伴随着滑坡的整体下移，崩坡积块石也发生变形下滑(图2—5)。

图2 计算至10s时X方向位移

图3 计算至10s时Y方向位移

图4 计算至90s时X方向位移

图5 计算至90s时Y方向位移

4.3.2位移场分析

数值计算结果显示，计算到10 000步时长，伴随着雨水的渗透作用，堆积斜坡中后部沿坡面先出现较大的变形，而堆积斜坡前缘发生的位移变形量相对较小，堆积斜坡表层沉降量也很小。模型运算至15 000步长时，降雨过程持续进行，堆积斜坡前缘上的颗粒发生变形位移量开始逐渐增大，直至贯通整个堆积斜坡。继续运算直至20 000步长时，堆积斜坡坡面和坡顶的雨水沿整个坡面下渗，最终聚集于斜坡坡脚处。在渗透作用下，土体颗粒间的黏结力和摩擦力存在不同程度的降低，滑带前缘处最先产生较大的变形位移，崩坡积块石丧失部分支撑力，而后斜坡整体前移，在重力作用和后部斜坡推移作用下，进一步下滑，直至完全失稳破坏。当斜坡进入岷江河谷中后，由于地形限制及流水阻力作用，能量得到释放，斜坡土体颗粒由于相互碰撞也损失大部分动能，堆积斜坡最终停滞(图6、7)。

图6 运行15000步位移场矢量

图7 运行30000步位移场矢量

4.4 速度分析

4.4.1速度监测结果

降雨入渗的初期渗流以垂直下渗为主，由于地形坡度不一致，仅仅在堆积斜坡中部地形陡缓的交界处出现局部的水平入渗，流速相对较小。T=3 s左右监测点1、2在Y方向速度达到第一个峰值，5 s左右，监测点1、2、在X方向速度也达到第一个波峰，表明滑坡前缘由于河流冲刷以及良好的临空面，在降雨初期时滑坡刚刚启动时，速度增加较快。50 s左右滑坡前缘、中部监测点1、4，X方向上速度达到峰值速度，分别为4.2、4.6 m/s；Y方向上速度也达到峰值，分别为1.2、0.9 m/s。随着降雨过程持续，流体沿堆积斜坡坡面和坡脚处渗透出来，在水体的渗透携带作用下土体颗粒向下的速度不断加快。监测结果表明，软弱夹层带颗粒在自重与渗透力共同影响下，土体颗粒克服颗粒间的接触黏结力，导致堆积斜坡发生变形破坏，相对堆积斜坡其他部位，具有较大速度矢量，下滑力更大(图8—11)。

图8 计算至10s时X方向速度

图9 计算至10s时Y方向速度

图10 计算至90s时X方向速度

图11 计算至90s时Y方向速度

4.4.2速度场分析

降雨初期阶段，随着降雨开始，土体颗粒位移由表层向下逐渐减小，堆积斜坡流体单元受到施加的流体速度作用；模型运行到10 000步长时，在堆积斜坡中部存在着中部平台，加上滑坡中前部的地形较平缓，在这种地形条件下碎块石透水性条件良好，降雨快速入渗到堆积斜坡土体内部，雨水入渗方式以垂直入渗为主，堆积斜坡中部陡缓交界处出现水平入渗，流速较小。

降雨中期阶段，雨水入渗，渗透力开始作用土体颗粒，随着深度的增加，颗粒受到上部颗粒的自重作用力加大，下层土体颗粒虽然也受到渗透力的作用，但相对于表层土体颗粒对其颗粒位移的影响相对较小；模型运行至15 000步长，雨水下渗到软弱夹层带附近，在软弱夹层带上形成滞水，致使整个堆积斜坡内部空隙水压力逐渐升高，雨水入渗从坡度比较陡处向坡脚方向进行水平运移，堆积斜坡中后部流速明显增加。

降雨中后期阶段，坡面上下位移从滑坡后缘处向下依次逐渐增大，逐渐形成贯通面，坡面降雨和降雨沿坡面入渗雨水汇集于坡脚处，导致滑动体积有所增大，并在水流渗透力和重力的作用下继续向下滑动；模型运行至20 000步长，滑带由于雨水入渗接近饱和状态，雨水汇集于坡脚前缘，导致斜坡前缘空隙水压力逐渐增大，堆积斜坡内暂态饱和区已基本贯通，此时，堆积斜坡内各处的流速均有一个明显的增幅，无论是水平方向还是垂直方向速度均达到峰值。

降雨终期阶段，降雨持续作用，堆积斜坡发生大规模位移，冲向岷江河谷，速度逐渐减慢，并最终静止；模型运行至30 000步长，在水流渗透力和重力共同影响下，滑体底部滑面全面贯通，斜坡整体下滑，堆积斜坡到达岷江河谷后，由于受到水流阻力作用及地形限制，速度急剧减小，颗粒间相互碰撞强烈消耗能量巨大，水平速度和垂直速度都急剧减小并趋近于0，堆积斜坡最终停止(图12、13)。

图12 运行15000步速度场矢量

图13 运行30000步速度场矢量

4.5 失稳全过程

斜坡失稳运动过程分析：当模型运算至10 000步长时；在堆积斜坡中部存在着中部平台加上滑坡中前部的地形较平缓，在这种地形条件下碎块石透水性条件良好，降雨快速入渗到堆积斜坡的土体内部，在降雨初期阶段，雨水入渗方式的主要是垂直向下入渗，由于堆积斜坡各处地形不一致，水平入渗仅仅在堆积斜坡中部陡缓交界处出现，并且流速较小。模型运算至15 000步长时，滑坡表层颗粒出现零星的滑落，次级滑带开始发育并且出现裂隙，堆积斜坡前后缘等位置呈现出明显拉裂隙，堆积斜坡整体呈近似松散状态，为其发生进一步大范围的破坏奠定了基础，滑动方式为前牵后推式。模型运算20 000步长时，在堆积斜坡中部，随着雨水下渗到软弱夹层带附近，在软弱夹层带上形成滞水，致使整个堆积斜坡内部空隙水压力逐渐升高，整个斜坡内暂态饱和区已基本贯通，滑坡整体沿卸荷裂隙面滑动。模型运算30 000步长时，大部分斜坡已进入河道堵塞流域，滑动速度逐渐降低，堆积斜坡在惯性力和重力作用下压密、自稳，斜坡最终停止运动，模型运算结束。

擦耳岩滑坡失稳过程为：降雨过程开始；雨水入渗使得土体内部剪应力加大，造成滑坡前后缘发生剪切破坏，滑动面发生滑动；斜坡本身势能和下滑动能同时作用，驱动斜坡做远距离运动，斜坡在下滑过程中伴随着部分块体滑落、土体颗粒之间相互碰撞铲刮作用。

堆积斜坡失稳机理为：拉剪破坏—整体下滑—滑落堆积。在雨水渗透的作用下，雨水入渗使斜坡内部的剪应力加大，随着降雨量的不断增多，斜坡内部的含水量不断增大，强度也伴随着这种变化而发生改变，雨水入渗前期先使斜坡表层饱和度增加，然后在斜坡内部向下入渗，最后在斜坡坡脚处不透水层汇聚。此后随着降雨的持续，随着孔隙水压的上升、土的强度降低和土体容重的增加导致滑坡前后缘拉剪破坏，最终导致滑坡整体失稳下滑。

5 结论

通过对擦耳岩滑坡在降雨条件下变形破坏过程及失稳机理分析，得出结论如下。

a)擦耳岩滑坡为大型滑坡，堆积斜坡失稳成因为降雨诱发堆积斜坡发生滑动，滑动方式为前牵后推式。

b)堆积斜坡在降雨入渗下，斜坡前缘处最先产生较大变形位移，而后牵引斜坡整体前移，对斜坡前部不断形成堆积，最终造成堆积斜坡整体失稳下滑。

c)擦耳岩滑坡失稳过程为：雨水入渗导致土体饱和，抗剪强度降低，滑体剪应力加大，斜坡前后缘迅速拉裂，雨水继续入渗，于坡体前缘不透水层汇集，滑面贯通，前缘带动后部滑动，后部坡体前移不断堆积造成滑体整体滑动，势能和动能同时作用下滑体加速下滑，受阻能量耗散而停滞。

d)堆积斜坡失稳机理为：降雨不断累积—坡体前后缘首先产生变形破坏—坡体呈松散状加速下滑—能量耗散并堆积。降雨入渗，斜坡表层斜坡先达到饱和，而后沿斜坡内部向下入渗，坡体前后缘出现拉剪破坏；降雨持续，入渗雨水被不透水层阻隔，最终汇集于坡体前缘，首先产生剪切破坏，而后滑面贯通，在重力和渗透力共同作用下，坡体急剧下滑，下滑进入岷江河谷后，颗粒不断碰撞，坡体动能逐渐消散，斜坡最终停滞。