唐军峰，唐雪梅, 周 基,钟辉亚，谢尚智

1.湖南科技学院土木与环境工程学院，湖南 永州 425199 2.中国电建中南勘测设计研究院有限公司，长沙 410014 3.湖南华安基础工程有限公司，长沙 410000

0 引言

随着全球气候变化的加剧，滑坡、泥石流等频繁发生的地质灾害已经成为制约人类经济发展、影响生存环境的主要因素之一。近年来，因水库蓄水、库水位升降、持续强降雨等多因素诱发的大型水利水电工程库区滑坡、崩塌、泥石流等地质灾害日益严重，不仅阻碍了水库正常运行，也对人们的生命财产构成了严重威胁[1-3]。

工程上通常采用监测手段，结合数值计算方法来研究地质灾害的发生、发展和治理过程，如：王浩等[4-5]基于深部位移监测数据和有限元数值计算方法，研究了超高路堑边坡开挖过程中的变形孕育过程和发生机理，提出了治理方案，指导工程施工；贺可强等[6]运用新滩滑坡两个监测点的垂直位移方向率，对该滑坡稳定性演化过程与失稳规律进行了后验分析与评价，其分析预测结果与边坡实际变形失稳规律基本相吻合；卢书强等[7]基于现场地质调查和变形监测，研究了三峡库区树坪滑坡变形机制和影响因素，并对滑坡稳定性进行了计算和预测；冯文凯等[8]利用FLAC3D软件探究了降雨工况下贵州水麻坨滑坡变形失稳的进程。此外，还有学者[9-11]开展了类似的研究工作。

从以上研究成果可以看出，在进行滑坡机理研究的过程中，大多数学者采用了较为单一的监测数据进行分析，而综合运用多种监测手段，采用包括地表位移、地表裂缝、地下裂缝、地下水位、地下水流量等多种指标监测数据，进而分析滑坡变形机理的研究成果尚不多见。例如贵州剑河县东岭信滑坡，目前仅有魏宝龙等[12]、周伟杰等[13]、唐军峰等[14]对其进行了单独的渗流模型分析或蓄水前后的稳定性计算，而滑坡堆积体的失稳机制尚不完全清楚。为此，本文以贵州剑河县东岭信滑坡为例，基于现场详细的地质勘察，提炼、分析多种监测数据之间的内在关系，综合研究滑坡堆积体的空间变形特征、演化过程和破坏机理，并采用数值方法进行多工况下的稳定性计算与分析；以期探索导致滑坡堆积体产生变形破坏的内在机制，为相关地质灾害的治理提供依据。

1 研究区概况

1.1 滑坡背景

东岭信滑坡堆积体位于三板溪水电站库区贵州省黔东南州剑河县境内，上游距离剑河县柳川镇1 km，处于三板溪水电站清水江中游右岸(图1)，紧临三板溪水库，为一深层老滑坡。三板溪水库于2006年1月下闸蓄水，2007年7月下旬，边坡地表后缘相继出现多起开裂、墙体错动、房屋倾斜等地质灾害现象。从2009年开始开展监测工作至2020年，在11 a的监测期间，曾数次发生阶跃式大变形。

滑坡区所在地地貌形态表现为构造侵蚀中低山峡谷区，沿河两岸大部分为陡坡峡谷地带，临江山顶高程为600～1 200 m，地势雄伟，河谷深切呈“V”型，坡度多在40°以上，以40°～60°居多，岸坡相对高度100～230 m，多为横向坡或斜向坡，局部系顺向坡，河道蜿蜒，水流湍急，滩潭伴生，显示构造侵蚀河谷特征。

剑河县属副热带季风气候区，暖湿多雨，多年平均降雨量为1 280.5 mm，有记录的最大日降雨量为166.5 mm(2015-09-12)， 4—7月降雨量较集中，为当地汛期(丰水期)。

1.2 滑坡堆积体形态与规模

东岭信滑坡堆积体位于三板溪水库临库岸坡，上下游两侧为地形相对较高的山脊，与堆积体顶部西侧两山脊相连，岸坡总体走向N35°W(图2)。

Ptbq1. 古元古界上板溪群清水江组第一段，凝灰岩、砂岩；Ptbq2. 古元古界上板溪群清水江组第二段，凝灰岩、砂岩；Ptbq3. 古元古界上板溪群清水江组第三段，细砂岩、板岩。

图1 研究区地理位置(a)及地质图(b)

Fig.1 Geographical location (a) and geological map (b) of the study area

东岭信滑坡堆积体后缘山体高程约700 m，前缘位于清水江河床，高程420 m左右，坡高约280 m。前缘沿岸坡展布长约600 m，垂直河流方向水平距离800 m，平面面积约29.1万m2，在平面上表现为北东宽、南西窄的 “圈椅状”地貌形态(图2)，滑坡体轴线展布方向约为 50°N～60°E。堆积体坡面与上下游两侧山脊间分别为北北东向、北东东向略呈弧形大致相交于高程680 m左右的同源浅冲沟，滑坡堆积体上部高程650～700 m，地形平缓，南侧后坡高陡，西侧后缘坡低缓。滑坡堆积体前缘坡面最大坡角约49°，公路内侧的开挖边坡为一级坡，最大坡高近80 m。滑坡堆积体前缘临库岸坡地形较陡，位于清水江河床附近，河床高程420 m左右，枯水期水位425 m，水库设计水位475 m。堆积体前缘还揭露出挤压松动岩体和挤压破碎岩体，并可见明显的夹层(图3)。堆积体最大厚度约150 m，总方量2 000×104m3。

1.3 滑坡体物质组成

东岭信滑坡堆积体所处地区地层主要为板溪群清水江组第一段和第四系(图1、图4)。钻孔揭露情况显示：清水江组第一段岩性为浅灰色厚层块状变余凝灰质砂岩、条带状凝灰质粉砂质板岩和灰色中厚层状变余层凝灰岩，岩石坚硬，属硬质岩类；第四系主要包括残坡积物、地滑堆积物及人工堆积物，其中，地滑堆积物一般厚度为18～96 m，最大厚度约156 m，主要由粉质黏土、岩块碎石和碎裂岩体组成,是堆积体的主要组成部分(图5a)。滑带位于滑坡堆积体底部滑面以上，以灰褐色、灰黄色、黄色和灰色含砾粉质黏土为主，厚度为3～6 m。

图2 东岭信滑坡堆积体监测与部分钻孔布置

图3 东岭信滑坡堆积体前缘侧面照片

为了查明滑坡体空间形态和物质组成，同时对堆积体进行初期治理，2014年，在滑坡体内沿着滑动面及其走向方向，开挖了2条排水隧洞(图2)，每条隧洞含多条支洞，隧洞呈城门洞型，断面尺寸均为3.0 m(宽)×3.4 m(高)，高程分别为500 m和580 m，最大开挖深度超过130 m。每条排水隧洞的长度(含支洞)1 km左右，隧洞内布置数百个排水孔，每个排水孔长度30～50 m，用于疏排滑坡体内的地下水，同时在洞内还布置有裂缝计、(钻孔)深部位移计、流量计和水位计等多种监测仪器。排水隧洞位置见图2和图4，开挖后揭露的地质情况见图5b和图6。由图6可知，滑坡堆积体滑带埋深大，在滑带底部已经发现明显的擦痕，表明滑体已经出现了一定程度的滑动变形，方向朝向河床，属于典型的深部滑移。

2 滑坡堆积体变形特征

2.1 变形过程及特征

三板溪水电站东岭信河段天然河水位高程425 m，设计河水位475 m(图3)。2006年1月，三板溪水电站开始下闸蓄水，2007-04—2007-07，东岭信河段库水位由428 m高程蓄水至472 m高程，仅3个月的时间河水位上升了44 m，上升速率达0.478 m/d；2007年7月下旬，库岸边坡地表出现数条裂缝，岸坡有变形迹象[15]，监测显示，边坡开始进入蠕滑变形阶段；2011年，坡体内的两条排水隧洞施工过程中，隧洞的洞壁、拱顶和底板等部位出现裂缝，数量达数十条之多，并伴有衬砌掉块、格栅拱架变形等现象，有关人员加强了巡视；2019年7月底，现场巡查发现，两条排水隧洞内均出现原有裂缝扩大、新裂缝增多，拱顶和洞壁出现喷混凝土掉块、拱架扭曲现象；2019年8月初，笔者及相关工程技术人员到现场踏勘，开展专题研究治理工作[16]。

Ptbq1. 古元古界上板溪群清水江组第一段，凝灰岩、砂岩；Q4del.第四系滑坡堆积体，包括①②③④，其中，①为含碎、块石粉质黏土层，②为块、碎石夹粉质黏土层，③为变形松动破碎岩体夹局部含粉质黏土，④为含砾及碎石粉质黏土。

图4 东岭信滑坡堆积体1-1′剖面

Fig.4 Profile 1-1′ of Donglingxin landslide accumulation

a. 修公路地表剥露；b. 排水洞内开挖揭露。

东岭信滑坡堆积体变形特征见图7、图8和表1。

2.2 变形监测分析

东岭信滑坡堆积体于2009年10月开始实施专业监测。布置有地表位移全站仪监测点13个、地表裂缝监测点8个、水位监测8孔、深部位移监测2个；2014年2条排水隧洞施工完成后，在洞内布置裂缝监测点42个、洞内流量监测点4个。采用人工监测的方式，监测频率一般为2次/月。

2.2.1 地表位移

东岭信滑坡堆积体共布置13个人工监测点，剖面1-1′上的4个地表位移监测点布置见图2，测得该断面的地表位移历时曲线见图9。由图9可知：监测初期，地表位移变化量较大，表现为变形曲线相对较陡；至第一条排水隧洞(500 m高程排水隧洞)2011年开挖完成，特别是在2014年第二条排水隧洞(580 m高程排水隧洞)开挖完成后，位移曲线开始趋缓，但在每年雨季变形加速，雨季过后变形趋缓，总体上呈阶跃式发展趋势。

图10给出了东岭信滑坡堆积体典型年份各测点的变形速率和地下水位变化历时曲线，从中可以看出其变化规律：1)由于两条排水隧洞施工时间为2010-03—2014-10，在施工前期的2010年，监测到地表变形的波动幅度较大，地表最大变形速率可达0.80 mm/d，地下水位在汛期(每年的4—7月)升高，汛期后略有降低。2)当两条排水隧洞的开挖以及排水孔施工完成，能进行边坡内地下水的排泄后，地表变形的波动幅度大大降低，最大变形速率不足0.30 mm/d，远远小于施工前的速率(图10b、c)。3)总体上，滑坡体的地表变形速率与地下水位关系密切。当地下水位较高时，变形速率增大；反之，变形速率减缓，特别是排水隧洞工程完成后，规律更为明显(图10b、c)。

a. ZK13揭露; b. 排水洞揭露。

摄于2007年。

摄于2019年。

表1 东岭信滑坡堆积体裂缝统计

图9 东岭信滑坡堆积体地表位移、库水位与日均降雨量关系

监测结果表明，两条排水隧洞的施工对降低地下水位和减缓边坡变形效果显著。

2.2.2 裂缝

如前所述，在东岭信滑坡堆积体共发现地表和地下(排水隧洞内)裂缝数十条，目前有监测数据的裂缝共50条(地面8条、两个排水隧洞内42条)。典型的裂缝变形监测曲线见图11。限于篇幅，图中仅给出了部分典型的地表裂缝(LF05)和地下裂缝(500 m高程排水隧洞LF1-07、580 m高程排水隧洞LF2-12)的变形量及其变化速率历时曲线。另外，作为分析依据，图中还同时列出了同期地下水位历时曲线。

从裂缝变形历时曲线(图11)可以看出：部分地表和隧洞内的裂缝变形量从监测初期开始便逐步增大，并且随着时间的推移呈阶跃式增长(图11a)，其中，在每年的6—7月变化较大，尤其在2019年7月，地表和地下各测点的变形量曲线均出现了突变式的上升；在同一时间段，变形速率也急剧增大(图11b)，最大变形速率达到0.41 mm/d(LF1-07)，远超历史同期。雨量监测数据[16]显示，2019年汛期降雨量累计值超过往年同期，从而导致地下水位也达到了历史峰值，最大水位抬升量超过往年同期峰值水位7 m，与汛前先比，水位变幅甚至可达20 m(图11b)；汛后地下水位回落至正常状态，裂缝的变形量则逐步趋于稳定，变形速率大幅下降(图11b)。

a. 2010年; b. 2014年; c. 2018年。位移监测点位置见图2。

图11 东岭信滑坡堆积体裂缝变形量(a)及变形速率(b)与地下水位关系曲线

2.2.3 深部位移钻孔测斜

深部测斜仪可以很快识别滑动带的位置。东岭信滑坡堆积体共布置深部位移孔2个，编号分别为ZK11和ZK15，位于滑坡堆积体前缘的500 m高程附近，具体布置见图2。各孔初测时间始于2014年1月，历年监测曲线见图12。根据监测曲线可以发现，2个钻孔曲线在深度60 m左右开始出现突变，表明该处是滑动带的位置，这与多个勘探钻孔揭露的滑带位置基本一致。根据ZK15的监测结果(图12b)经计算得知，孔口埋深1 m左右的变形速率从监测初期(2014年)的0.050 mm/d降低至2016年底的0.008 mm/d；表明东岭信滑坡堆积体前缘不同深度的岩土体变形呈现逐年减缓的趋势，但仍处于缓慢蠕滑变形过程中。后因测斜管变形过大，超过量程而无法继续观测。

3 滑坡堆积体变形演化机制

东岭信滑坡堆积体变形受多个因素的影响，形

图12 东岭信滑坡堆积体深部位移测斜曲线

成机制非常复杂，总体上可以分为地质因素和环境因素。其中，地质因素主要包括滑坡的形态、物质组成和地质构造等，是内因；环境因素主要包括水库蓄水及库水位升降变化和降雨作用等，属外因[17-18]。

3.1 地质因素控制滑坡堆积体变形

滑坡堆积体位于剑河区域性断层SE盘，由于断层切割，山体两侧失去约束，底部与层间夹层或层间错动以及NE向缓倾角追踪结构面组合，受河流下切，前缘临空。在暴雨、地震和地下水等综合因素作用下，岸坡岩土体历史上发生大规模塌滑，甚至发生堵江，目前的滑坡堆积体为老滑坡的残留堆积物，呈北东宽、南西窄的 “圈椅状”地貌，为典型的滑坡地貌形态(图2)。

地质勘察和地表、地下排水隧洞开挖揭露均显示，滑坡堆积体内部结构清晰，岩体相对松散。堆积体与基岩交界部位有明显的滑带，局部可见滑动擦痕，是滑坡变形的控制性部位。

3.2 环境因素诱发滑坡堆积体变形失稳

3.2.1 水库蓄水

蓄水前，天然河水水位低(图3)，滑坡堆积体基本不受河水水位影响，这时的边坡处于稳定状态；蓄水后，因河水水位抬升幅度太大，导致滑坡堆积体前缘底部大部分岩土体浸泡于水中，坡体内地下水位大幅升高，孔隙水压力增大，边坡阻滑段抗剪强度大幅降低，从而激活了古滑坡体。随着蓄水以来每年河水水位的大幅、频繁地上升与消落(图9)，滑坡堆积体内动水压力也相应地频繁变化，岩土体干湿循环交替，均会诱发边坡变形。

3.2.2 雨季(汛期)持续强降雨

图13—15分别给出了东岭信地区多年来降雨量统计及其与滑坡堆积体内地下水、排水隧洞流量之间的关系，其中：1)由多年来雨季(4—7月)降雨量统计柱状图(图13)可知，2019年雨季总降雨量为历年最大。2)由多年日均降雨量与地下水位之间的关系(ZK3位于边坡中后部，孔内的水位变化仅与降雨量有关)(图14)可知，降雨量与地下水位具有一定的同步性，总体上，当降雨量增大时，地下水水位升高；降雨量减少时，则地下水位相应降低。前期本工程的勘察和监测成果资料[14-16]表明，ZK3雨季的地下水位变幅6～8 m，ZK2、ZK13的水位变幅可高达20 m。由图14还可看出，2019年7月，地下水位达到多年来峰值。3)由东岭信地区2个排水隧洞内流量与降雨量关系(图15)可知，2019年2条排水隧洞的洞内流量均达到历史最大值，远远高于往年同期。

图13 东岭信地区多年雨季(4—7月)降雨量统计

综合分析还发现：短期强降雨不会导致边坡地下水产生明显抬升，但持续降雨，特别是雨季的持续降雨会导致东岭信滑坡堆积体内地下水位升高，排水隧洞内地下水流量增大。分别以2015年和2019年为例：2015年，日降雨量峰值为166.5 mm(2015-09-12)，为历年最高，远远大于2019年日降雨量峰值(45.85 mm，2019-06-08)，但2015年汛期累计降雨量(786.00 mm)小于2019年(821.00 mm)；地下水位和排水隧洞流量监测(图14、15)显示，2015年的地下水流量与峰值地下水位均低于2019年，2019年的地下水流量为历史峰值，远远高于往年同期(图15)。另外，加之2019年雨季的总降雨量过大(图13)，致使东岭信滑坡堆积体内地下水位高于往年，孔隙水压力增大，这是导致2019年东岭信滑坡堆积体出现大变形的根本原因。

图14 东岭信地区地下水位与降雨量关系

图15 东岭信地区排水洞流量与降雨量关系

3.2.3 地下水位升高

监测成果分析表明，滑坡堆积体变形与地下水位变化关系密切，呈现一定的正相关性：由图10可知，对典型地表监测点DLXG01、DLXG03、DLXG06和DLXG08历年来的监测成果显示，当地下水位处于较高值时(通常在雨季)，各点的地表变形速率通常达到当年峰值，显示变形量增加；而当地下水位回落时，变形速率迅速恢复到较低的水平。裂缝变形监测曲线(图11)也给出了类似的结论：以2019年数据为例，2019-06-29地下水位达到了历史最高值，多条裂缝监测曲线均出现阶跃式突增，变形速率从之前的小于0.05 mm/d突然增大至0.41 mm/d；而当地下水位回落后，变形曲线则趋于平稳，变形速率也降低至0.00 mm/d附近。

3.3 变形演化过程

根据上述详细的地质勘查和监测资料，基于地貌学和工程地质力学理论[19-20]，推断东岭信滑坡堆积体的变形演化过程如下：

1)水库蓄水前为原始斜坡阶段，边坡处于稳定状态(图16a)。

2)水库蓄水初期，蓄水后进入蠕变弱化阶段。滑坡堆积体前缘近50 m厚的岩土体浸没于河水中，在重力作用下，松散堆积体与基岩接触部位形成层间剪切带，力学强度逐渐降低，产生蠕变。宏观上表现为滑坡堆积体后缘出现张拉裂缝，前部出现隆起、开裂现象，边坡整体产生缓慢蠕滑变形(图16b)。

3)持续强降雨激发边坡变形。雨季的持续强降雨抬高了地下水水位，导致边坡内饱和区增大，力学强度减低，宏观上表现为边坡后缘和排水洞内裂缝增大增多，变形加剧(图16c)。

4 东岭信滑坡堆积体稳定FLAC3D计算与评价

4.1 计算模型的建立

参考同类工程[21-23]，本文采用FLAC3D，选取剖面1-1′作为计算剖面，第四系为一层(滑体)，其下部分别为滑带和滑床(基岩)。计算采用理想弹塑性本构模型，屈服准则采用Mohr-Coulomb准则，坡面为自由面，其他边界为法向位移约束边界。

4.2 计算工况及模型参数

本次利用数值计算探讨东岭信滑坡堆积体在降雨和库水位联合作用过程中的稳定性。根据实际情况，将计算工况分为3种：工况Ⅰ，天然状态下的枯水期(水库水位428 m)；工况Ⅱ，天然状态下的正常蓄水位(水库水位472 m)；工况Ⅲ，汛期饱和状态下的正常蓄水位(水库水位472 m)。

鉴于降雨和地下水位对东岭信滑坡堆积体变形和稳定的重要作用，模型考虑地下水引起的孔隙水压力：地下水位面以上采用天然重度(进行汛期强降雨时采用饱和重度，模拟降雨的影响)，地下水位以下则采用浮重度。滑坡堆积体内地下水位均采用实测水位，以便研究其变形特征和稳定性。

参数选择参考前期勘察阶段大量的试验结果，综合分析工程区岩体力学属性，得到岩层和滑面物理力学参数见表2，采用FLAC3D软件中的table功能将图4中实测的地下水位耦合到弹塑性模型中。

4.3 计算成果分析与评价

各工况下的计算成果见表3，表3中，工况Ⅰ的稳定系数最大(1.14)；水库蓄水至472 m后，正常工况(工况Ⅱ)下的稳定系数有所降低，为1.07；蓄水至知：边坡的较大变形主要出现在坡肩及前部坡面附近，与地表位移监测成果基本吻合(图17a)；剪应变主要出现在边坡中部和前部的滑带部位，边坡后缘也出现了一定长度的剪应变，并有进一步贯通的趋势(图17b)。计算结果表明，滑带是边坡稳定性控制的薄弱环节，边坡易沿滑带产生大规模深层滑动，这与现场排水洞内地质灾害调查得到的滑带擦痕结果相符(图6)；采用强度折减计算得到的稳定系数为1.01，表明此时的边坡处于欠稳定状态。

a. 水库蓄水前，边坡稳定；b. 水库蓄水初期，边坡缓慢变形；c. 蓄水后，加之2019年降雨量超往年，导致地形水位大幅抬升，裂缝增加，变形加剧。

表2 东岭信地区岩土物理力学参数

表3 计算工况及稳定系数

472 m+暴雨地下水位(工况Ⅲ)时的稳定系数仅为1.01。计算结果显示，蓄水后，稳定系数降低，在暴雨工况下，边坡的稳定性进一步下降；这与现场调查得到蓄水后边坡出现裂缝、暴雨后裂缝增大增多现象基本一致。

限于篇幅，本文仅给出工况Ⅲ(正常蓄水位+暴雨)条件下的部分计算成果图(图17)。由图17可综合监测成果和稳定性计算分析结果可知：东岭信滑坡堆积体稳定性较差，以蠕动变形为主；水库蓄水和持续降雨联合产生的高地下水位易诱发边坡的大变形，降低稳定系数，对边坡稳定极为不利。因此，需进一步采取防护措施，如增强坡面排水，加强排水洞的排水效果等。

a. 位移云图与稳定系数；b. 最大剪应变增量云图。

5 结论与建议

1)东岭信滑坡堆积体为一老滑坡，排水洞开挖施工揭露出明显的擦痕，显示该滑坡体已经出现一定程度的变形，属于典型的深层滑坡。

2)滑坡堆积体的地表变形监测曲线和裂缝监测曲线均呈现阶跃式的发展，主要与水库水位的升降和降雨量有关：水库水位上升和降雨增多造成坡体内地下水位抬高，流量增大，地下水位的抬升进一步引起坡体内岩土体软化，孔隙水压力增大，抗剪强度降低，边坡变形增大；短期强降雨不会导致边坡地下水产生明显抬升，但持续降雨，特别是雨季的持续降雨会导致东岭信滑坡堆积体内地下水位升高，排水洞内地下水流量增大。

3)滑坡堆积体的变形主要出现在坡肩及前部坡面附近，与监测结论基本一致；剪应变主要出现在边坡中部和前部的滑带附近，显示滑带是边坡稳定性控制的薄弱环节，这与现场排水洞内地质灾害调查得到的滑带擦痕结果相符。边坡蓄水后，稳定系数降低；在暴雨工况下，边坡的稳定性进一步下降。计算结果与现场调查得到蓄水后边坡开始出现变形、暴雨后变形裂缝增大增多现象基本一致。

4)总体上，水库蓄水开启了东岭信滑坡堆积体变形失稳的进程，蓄水后，边坡进入蠕滑变形阶段，稳定性较差。水库水位变化和持续降雨联合产生的高地下水位易诱发边坡的大变形，对边坡稳定极为不利，因此，需进一步采取防护措施，如增强坡面排水、加强排水洞的排水效果等。