白 洁,巨能攀,张成强,卢向涛

(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)

库岸边坡的变形破坏是一个从量变累积到质变的地质力学过程，其变形破坏过程与库水位的变化密切相关[1-3]。水库蓄水改变坡体赋存的地质环境，从而影响边坡的稳定性[4]。

针对库岸边坡稳定性的研究中，卢书强等[5]、向家松等[6]充分利用变形监测数据，深入分析研究了库水位变化下滑坡变形失稳机制，得出库水位升降激励了滑坡变形；张岩等[7]、王明华等[8]分析得出库岸滑坡的变形模式在蓄水后由推移式转变为牵引式；赵代鹏等[9]研究了库水升降作用下浮托减重型滑坡的稳定性；此外，一些学者[10-12]采用数值计算方法模拟分析了库水位变化条件下滑坡体的应力应变情况；张旭等[13]建立了流固耦合模型并结合数值计算，分析了滑坡在库水位变化条件下的渗流机制与稳定性。但现有研究中针对库水位上升引起滑坡变形失稳的地下水动力作用分析相对较少。

苗尾水电站赵子坪滑坡属于原始倾倒岩体变形破坏后形成的强倾倒堆积体滑坡，本文在详细调查研究滑坡体结构特征的基础上，对蓄水诱发库岸滑坡的变形破坏模式进行了研究。

1 滑坡区工程地质概况

苗尾水电站赵子坪滑坡位于澜沧江上游段右岸，下距坝址11.2 km，属于云龙县旧州镇孟帕村。

图1 研究区地理位置Fig.1 Geographical location of the Zhaoziping landslide

滑坡分为一主滑坡(H2)和一次级滑坡(H1)。H1发育在主滑坡内，地形下缓上陡，前缘直接伸入库水以下，并在库岸边缘形成1～4 m高的陡坎，后缘高程1 445～1 462 m，呈弧形贯通，延伸长度300 m，运动方向NE79°。H2为主滑坡，其后缘位于六兰公路上方40～80 m，高程1 542～1 571 m，上游侧周界沿基岩山脊与覆盖层界面向下接H1后缘裂缝，滑坡延伸长度490 m，滑动方向NE90°。

在长期的地质历史时期，原始岸坡反倾层状的板岩受河谷下切的影响在重力作用下发生倾倒、折断，破坏后的产物沿折断面下错滑动，最终形成了现在的堆积体边坡。堆积体与下伏基岩存在较大物理力学差异，从而形成二元岩土体结构。堆积体主要成分为顺坡向堆积的砂岩、板岩碎石，碎石含量在40%～60%之间，粒径一般为5～20 cm。崩坡积碎石土、含碎石粉质黏土、角砾土填充其间。堆积体结构特征见图4。

图2 赵子坪滑坡工程地质平面图Fig.2 Engineering geological map of the Zhaoziping landslide1—第四系崩坡积层；2—第四系冲洪积层；3—白垩系下统景星组板岩；4—勘探钻孔及编号；5—地层分界限；6—滑坡边界；7—一期蓄水位线；8—二期蓄水位线；9—地表监测点；10—裂缝及编号；11—岩层产状；12—地表下错点及下错高度；13—堆积体区域；14—基岩区域

图3 赵子坪滑坡工程地质剖面图(4-4′)Fig.3 Engineering geological profile of the Zhaoziping landslide(4-4′)

图4 堆积体结构特征Fig.4 Structure features of the accumulation body

2 滑坡变形特征分析

2.1 地表变形特征

在苗尾水电站首次1 365 m蓄水之前，主、次级滑坡范围内基本无坡表变形。2016年11月24日水库开始蓄水，次级滑坡后缘首先出现裂缝。当水位升高到1 365 m后，次级滑坡前缘部分被库水浸没，有少量滚石、岩土体坍塌滑入水中。其后缘形成长大弧形拉裂缝，延伸长度达300 m，下错高度2.5～6 m不等，滑坡体两侧边界处发育有纵向剪切裂缝，在上游侧边界下部出现宽约5 m的剪切裂缝带，沿N80°E向东延伸(图5)。

图5 次级滑坡后缘裂缝Fig.5 Photo of the rear edge crack of the secondary landslide

2016年12月份以后，水库保持1 365 m水位运行。主滑坡后缘开始出现裂缝，次级滑坡上方公路路面发生开裂，在公路交叉口处出现多条横向弧形拉张裂缝，贯通性较好，表面可见多条裂隙。公路上部边坡不断发育新的裂缝，裂缝张开度20～40 cm，错距40～70 cm，且原有裂缝不断扩大(图6)。随着滑坡变形不断发展，地表变形迹象逐渐增多。

图6 公路路面破坏Fig.6 Destruction of the road surface

2017年4月24日水库开始二期蓄水，到6月20日库水位达到1 398 m高程。在此期间，主滑坡后缘出现宽20～40 cm、可见深度40～150 cm、错距80～250 cm的宽大拉裂缝；下游侧边界将公路错断，错距约0.5 m，且路边挡墙有开裂和倾向江侧的转动，倾倒角度15°～20°，开裂宽度25 cm左右(图7)。随着变形的发展，滑坡两侧边界继续向下部延伸，大部分裂缝呈逐渐连通趋势。

图7 挡墙破坏Fig.7 Failure of the retaining wall

2.2 监测数据

自2016年12月5日起，采用地表位移GPS开始对赵子坪滑坡实施现场专业监测。依据综合监测方案，结合现场地形条件，在赵子坪滑坡体上布设GPS监测点12个(X1～X12)，范围覆盖六兰公路、沿江公路及上下边坡，各监测点分布位置见图1。

Danu能够诱导HepG2细胞凋亡，呈浓度和时间依赖。Danu作用细胞24 h后，0.1 μmol组及0.5 μmol组的总凋亡率分别为10.8%和12.0%，显著高于对照组（4.9%）。0.5 μmol Danu作用24、48、72 h后，实验组的凋亡率分别为3.9%、4.1%和11.4%，和对照组（1.1%）相比，具有统计学意义（图5）。

滑坡变形曲线见图8，滑坡各监测点变形具有一致性，变形迹象显著。各监测点水平位移和垂直位移变形趋势一致，最大垂直变形点为X1，累积位移为2 323 mm；最大水平位移点在X9，累积位移值达3 050 mm。累计垂直位移曲线中X10和X12监测曲线相较其它监测点的位移曲线高出很多，说明这两个位置处变形较其他地方大。X8、X11仪器损坏，故没有监测数据。

图8 赵子坪滑坡累积位移监测曲线Fig.8 Cumulative displacement monitoring curves of the Zhaoziping landslide

图9为赵子坪滑坡各典型监测点的变形速率曲线和库水位升降速率曲线，结合滑坡累计位移曲线分析可知，整体而言，滑坡的变形与库水位的升降相关，其变形速率具有上下波动的变化规律，且随时间的推移变形未出现收敛趋势。

图9 典型监测点变形速率曲线Fig.9 Deformation rate curves of the typical monitoring point

2016年12月18日之前，库水位达到一期蓄水高度1 365 m，位移曲线斜率较大，滑坡变形增长较快，最大变形达45 mm/d，但变形速率呈下降趋势。从12月18日以后一直到2017年4月23日，库水位在小范围内波动，位移呈缓慢增长趋势，而变形速率在2月10日之前波动范围较大，后逐渐趋于平稳，在小范围内波动。

从2017年4月23日起，库水位开始升高，并在4月23日到4月28日期间出现一个陡增，位移曲线也出现了一个小规模的阶梯式上扬，时间略滞后于库水位的上升，变形速率上下波动范围变大。随后，库水位呈波浪式升高，位移曲线斜率略微增大，变形速率也相应增大。在6月1日—20日期间，库水位呈现出一个正弦曲线式变化，出现一个波峰和一个波谷，水位从1 374 m上升到1 387 m，然后下降到1 380 m，再上升到1 393 m，位移曲线受到水位升降的影响出现一个明显阶跃，变形速率在此期间呈大幅度波动。随后，库水位依旧呈波浪式上升，位移曲线也继续呈缓慢增长趋势，变形速率重新回到小范围内波动。

3 滑坡变形机制分析

赵子坪滑坡属于倾倒堆积体滑坡，其特有的地形地貌、地层岩性以及地质构造条件控制着滑坡的形成和发展，是滑坡形成的内因。而库水位的变动加速了滑坡的变形，是滑坡的诱发因素。

3.1 地质因素对滑坡变形的控制

赵子坪滑坡在地形上呈上陡下缓，坡体前缘河谷纵向下切深度较大，并在库岸边缘形成1～4 m高的陡坎，滑体下游侧边界处冲沟发育，临空条件较好。在长期的地质历史时期中形成的倾倒堆积体与下部倾倒基岩形成的特殊坡体结构，控制着赵子坪滑坡的变形发展。

堆积体滑坡的发生主要受堆积体与基岩基覆接触带的岩土体性质控制，基覆界面往往是失稳的滑动面。赵子坪滑坡上覆覆盖层和下伏岩层性质差异造成的二元岩土体结构奠定了斜坡变形破坏的物质基础。斜坡易在重力作用下沿着基覆界面发生蠕动变形。

3.2 库水位对滑坡变形的激励作用

苗尾水电站设计最高蓄水位为1 408 m，初始水位为1 320 m，水库蓄水分两期进行。一期蓄水于11月24日开始，11月29日水位升高到1 365 m并保持该水位运行；二期蓄水从2017年4月23日开始，截至到2017年7月16日，水位最高达到1 402 m。根据监测数据显示，水库在蓄水过程中，滑坡变形不止。

对于坡体结构松散、渗透性较好的库岸边坡，在涉水后水体能快速渗入坡体，引起地下水位升高，水体初始渗透力和后期静水压力导致坡体内孔隙水压力增大，从而有效应力减小，产生浮托减重效应。若涉水部位为滑坡阻滑段，则在水位升高后由于水体入渗产生浮托减重效应，导致其阻滑力相应减小，滑坡稳定性降低，更易发生失稳破坏。

苗尾水电站一期蓄水开始后，滑坡前缘首先受到水的动力冲刷及浸泡软化作用，由于滑坡体物质结构松散稍密，水体容易入渗，产生浮托减重效应，且坡体前缘存在较高的陡坎，在水的作用下，次级滑坡在前缘临空的条件下部分发生坍塌破环滑入水中，后缘滑坡在前缘坍滑后失去支撑而向下滑动，从而产生了较多拉裂缝，发生了较大变形。一期蓄水高度仅淹没滑坡前缘一小部分，此后，保持该水位运行，水体继续入渗，地下水位升高，滑坡在此期间发生蠕动变形，变形速率较小。

二期蓄水开始后，根据图2工程地质平面图可以看出，次级滑坡上在一期蓄水时形成的大部分裂缝位于二期蓄水位高度以下，裂缝的存在导致二期蓄水过程中水体渗入坡体内更加容易，从而引起坡体内地下水位快速升高。且涉水部位为滑坡阻滑段，阻滑段坡体有效应力减小，滑坡稳定性降低，滑坡变形速率增大，位于次级滑坡上方的主滑坡上游侧边界先发生变形，其变形又为下游侧滑坡变形创造了临空条件，从而变形逐渐向下游侧发展，最终滑坡边界贯通，发生滑动破坏。

综上分析，结合图8滑坡位移监测曲线，可以看出滑坡变形受库水位上升影响较大。在库水位快速上升后，滑坡变形也出现一个明显的阶跃，但略滞后于库水位的上升。分析其原因，由于库水位上升较快，地下水位也上升较快，坡体内孔隙水压力增大而有效应力随之减小，坡体阻滑力减小，滑坡变形增大，但水体入渗需要一定时间，因此坡体内孔隙水压力的增大滞后于库水位的升高，坡体变形滞后于库水位上升。

4 数值模拟分析

基于非饱和土力学理论建立渗流场-应力场的流-固耦合计算模型，考虑土-水特征曲线与渗透特征，将孔隙水压力分布和非饱和土强度理论应用到极限平衡法中，并与有限元法结合，对库水作用下的赵子坪滑坡稳态-瞬态进行渗流及应力应变的非饱和数值计算。

根据赵子坪滑坡的基本结构特征和变形破坏特征，选取滑坡的工程地质剖面图3-3′为典型剖面，对滑坡进行水库蓄水作用下的渗流场模拟。

苗尾水电站设计最高水位为1 408 m，在一期蓄水至库水位达到1 364 m高度时，滑坡开始出现开裂变形，选取库水位从1 364 m上升到1 408 m为计算工况，分析库水位上升过程中滑坡体内孔隙水压力的变化情况。计算中所采用的物理力学参数根据现场滑坡变形破坏程度结合其它工程经验反演得到，具体取值如表1所示。

表1 赵子坪滑坡计算参数取值表Table 1 Calculation parameters for Zhao Ziping landslide

滑坡体土-水特征曲线见图10。

图10 滑坡体土-水特征曲线Fig.10 Hydraulic curves of rock and soild of the landslide

根据上述工况，滑坡在库水位从1 364 m上升到1 408 m的过程中，浸润线变化和某些时刻孔隙水压力等值线见图11。分析可知，在二期蓄水开始之前，坡体后缘水头略高于坡体前缘，地下水流速矢量指向坡外。随着库水位的升高，浸润线也缓慢抬升，在蓄水初期，由于库水位上升较快，滑坡后缘水头抬升比前缘水头抬升慢，浸润线从滑坡前缘坡表到后缘向下倾斜，地下水流速矢量方向指向坡内。在库水位上升至1 394 m时，滑坡后缘水头与前缘坡表水头基本达到相同高度，浸润线基本呈水平，与库水位高度基本持平。在库水位达到1 408 m以后，水体入渗达到平衡，坡体后缘的水头略高于坡表，地下水流速矢量指向坡外。由此可知，在库水位升高过程中，浸润线的抬升滞后于库水位的抬升。

在滑坡体涉水部位沿着基覆界面设置3个监测点(图3)，监测库水位上升过程中孔隙水压力以及坡体内有效应力变化情况，结果见图12。由图12(a)可知，在库水位上升的过程中，三个监测点变化趋势一致，表现为随着库水位的升高孔隙水压力增大，而有效应力减小；由图12(b)可知，在库水位升高的初始阶段，由于渗透力的作用，孔隙水压力大幅度上升，而随着渗透力的消散，孔隙水压力又逐渐降低，最后小幅度回升后趋于稳定。

图11 库水位上升过程中孔隙水压力图Fig.11 Pore water pressure before and after the rise of the reservoir water level

图12 力的监测曲线Fig.12 Curves of stress monitoring

将渗流场的水力作用加到应力场的分析中，得到滑坡在二期蓄水过程中塑性区的变化(图13)以及蓄水完成后滑坡的最大剪应变特征(图14)。

图13 赵子坪滑坡蓄水过程中塑性区变化图Fig.13 Plastic zone change during the Zhaoziping landslide storage process

图14 赵子坪滑坡最大剪应变特征Fig.14 Characteristics of the maximum shear strain of the Zhaoziping landslide

由赵子坪滑坡在蓄水过程中塑性区的变化可知，在库水位从1 364 m上升到1 408 m的过程中，随着浸润线不断升高，滑坡塑性区范围也从滑坡体前缘开始从下往上扩张，最终塑性区扩张到 1 408 m水位线以上约40 m。根据在蓄水完成后滑坡的最大剪应变特征云图，在坡体前缘浸润线以下滑带附近剪应变较大，滑坡剪出口处剪应变最大且集中。由此可知，滑坡稳定性受库水位升高影响较大，在库水位升高后，滑坡堆积体自下而上发生不同程度的塑性破坏，滑坡体易沿着基覆界面滑动并从前缘剪出口滑出。

数值模拟结果与滑坡变形特征及成因机制分析的结果一致，即随库水位升高滑坡稳定性降低。

5 结论

(1)赵子坪滑坡为反倾层状板岩发生倾倒变形破坏形成的堆积体发生失稳而形成的滑坡，其地表宏观变形迹象显著，稳定性较差。持续近7个月的监测数据显示，滑坡变形持续不止，且变形受库水位的升高影响较大。

(2)赵子坪滑坡的地质因素对滑坡的变形和发展起控制作用，而水库蓄水过程中库水位的升高激励了滑坡的进一步变形。在蓄水过程中，库水位升高会对滑坡体产生动水压力和孔隙水压力，且涉水部位滑体为滑坡的阻滑段，涉水后由于其孔隙水压力增大而有效应力减小，从而阻滑力减小，滑坡更易发生失稳破坏。

(3)基于非饱和土力学理论并与有限元法结合的滑坡非饱和数值计算结果显示，水库在蓄水过程中浸润线随水位升高而升高且滞后于库水位的上升，坡体内孔隙水压力增大而有效应力减小。在水位上升过程中，滑坡体塑性区范围向上扩张，在滑坡剪出口处剪应变最大且集中。数值模拟结果与滑坡变形特征及成因机制分析结果一致。