钟 瑶

(湖北工业大学土木建筑与环境学院，湖北 武汉 430068)

三峡水库蓄水后，每年都存在蓄水和泄洪时期，在降低蓄水水位的全过程中，水库蓄水量的急剧下降改变了坡体内液体在土壤空隙中的流动场，对滑坡的安全性和稳定性有极大的影响，另一方面，长期蓄水后泄洪引起的水位骤降是造成山体滑落的主因之一，水库蓄水水位会造成库岸边坡发生滑坡等地质灾害问题[1-4]。因此有必要对库水位升降速率与滑坡的稳定性进行相关性的分析。郑颖人等根据包辛涅斯克(Boussinesq)方程，通过拉普拉斯矩阵变换，得到了水库蓄水水位下降时的浸润线简化公式，证明了库岸边坡土壤中水对滑坡体的稳定系数有很大影响[5]。卢书强等以白水河滑坡为例，分析其变形机理、影响因素及稳定性，分析认为，滑坡的稳定性降低是由于坡体内渗透性能较差从而导致土壤内的地下水不能及时排出[6]。廖红建等针对复杂的库岸边坡地质条件，对不同渗透系数的边坡在不同的库水位下降速率条件下进行数值计算和分析，提出了不同的水库蓄水水位降低速率在同一渗透系数下的稳定性系数变化曲线是相近的[7]。涂国祥等结合数值模拟与刚体极限平衡的方法对滑坡内渗流场及稳定性进行分析，提出水库蓄水水位升降速率对某一时刻的渗流场有较大影响[8]。仉文岗等采用FLAC对库水位下降过程进行数值计算并同时考虑坡度、渗透系数与库水位下降速率的不同条件下的孔隙水压力变化，提出了水库蓄水水位下降过程中在滑坡体1/3处存在一个最不利水位，此时滑坡体稳定系数最小[9]。Yingfa Lu详细介绍了推移式和牵引式滑坡的渐进破坏机理，同时也根据剪应力和应变的特点，提出了推移式滑坡的两种破坏模式和牵引式滑坡的三种破坏模式[10]。同时降雨入渗也是边坡失稳破坏的最常见的诱导因素。在大气降雨时，土体内渗流场分布对其稳定性有着不可忽视的影响[11-14]。银晓鹏等针对不同的土体性质，运用饱和—非饱和渗流理论及降雨入渗理论，分析了不同降雨条件对土坡渗流场和稳定性的影响[15]。还有许多国内外学者如Palazzolo Nunziarita等对滑坡建立SCOOPS 3D、GreenⅠAmpt模型和松散耦合的液-气-固三相等模型，分析降雨入渗过程中渗流场的变化并对滑坡的稳定性进行评价从而优化改进滑坡的预测[16-19]。

本文以上孝仁滑坡为例，通过数值模拟软件Geo-Studio模拟出不同下降速率条件下的渗流场计算，并结合Morgenstern-Price极限平衡法进行稳定性分析评价，表明滑体稳定性与水库蓄水水位的下降速率密切相关，在叠加降雨的情况下，滑坡稳定系数将下降得更显著。

1 上孝仁村滑坡基本概况

1.1 滑坡地质概况

上孝仁村滑坡地处长江右岸，距三峡坝址25 km，坡向40°，地形坡度呈明显的上陡下缓特点，坡度28-31°，地表发育多条冲沟，冲沟走向近南北向，切坡深度一般5～10 m，沟底未见基岩，在约400 m高程形成后缘崩滑体平台。下伏基岩为砂质页岩、页岩、泥质粉砂岩，滑坡结构类型为斜逆向坡滑坡，滑坡体的构成主要为碎块石土，碎石成份为灰岩、砂质泥岩等。滑带厚1～2 m，主要为粘性土夹碎石角砾。滑床的构成主要为砂质页岩、泥质粉砂岩、页岩(图1)。

图 1 上孝仁村滑坡工程地质平面图

1.2 滑坡类型、形态及规模

上孝仁村滑坡为碎屑土质滑坡，按照水库滑坡分类，属于动水压力+降雨型滑坡。滑坡后缘以平缓的崩滑体平台向较陡的岩质斜坡转折的过渡带为界，东西两侧175 m高程以上以基岩山脊为界，175 m高程以下以自然冲沟为界，前缘为长江库水淹没。滑坡平面形态为箕形，剖面形态为阶梯形，两侧的基岩山梁和后山陡坡共同围成了“圈椅状”，地形坡度呈明显的上陡下缓的特点，整体坡度28-31°，地表发育多条冲沟，冲沟走向近南北向，切坡深度一般5-10 m。滑坡主滑方向约40°，前缘高程105 m，后缘高程435 m，纵长约925 m，宽度约600 m，平均厚度约45 m，面积50×104 m2，体积约2200×104 m3。

2 滑坡成因机制及变形特征

2.1 成因机制分析

滑坡所在斜坡地层存在岩性较为松散的志留系泥岩和粉砂岩；上部为坚硬的砂岩和灰岩为崩塌的发生提供了良好的岩石组合条件。新构造远动导致地壳抬升，河流下切，为崩塌的发生提供了陡立的地形条件。斜坡附近区域内降雨量充沛，并且有连续的强降雨，长期降雨使滑坡体土处于饱水状态，自重增加，土体的抗剪强度参数c、φ值降低，而渗透力的存在降低了滑坡的稳定性。当库水位下降时，会产生两个不利于滑体稳定的作用，一是短时间内滑坡体内部的地下水未能及时排出，则会在坡体内部形成动水压力，二是滑坡体内部的地下水会降低岩土体力学性能从而软化滑带。

2.2 变形监测及趋势分析

上孝仁村滑坡被纳入三峡库区秭归县专业监测，目前滑坡上共布设3个GPS监测点。3个GPS监测点分别是ZG115、ZG116、ZG117，分别分布在滑体中部高程182 m、235 m、282 m处，3个深部位移钻孔倾斜监测点位置与之相对应，形成一个纵向监测剖面，各监测点位的布置详见图1。监测间隔为1次/月，汛期根据需要不定期监测。监测结果见图2。

图 2 GPS专业监测点累积位移曲线图

由上孝仁村滑坡GPS专业监测点累积位移曲线图分析可以看出自2003年6月监测以来，上孝仁村滑坡变形不明显，专业监测数据表明多年累积位移基本没有增大，变形的跳动为测量误差所致。上孝仁村滑坡在水库蓄水期间位移无明显变化，当库水位缓慢下降时，滑坡的位移也随之有些许增长，当水位下降速率突变时，位移也对应的跳动增长，因此表明滑坡稳定性降低与库水位升降有一定关系。

3 滑坡稳定性分析

3.1 计算方法

利用数值模拟软件Geo-Studio中的SEEP/W和SLOPE/W两大模块，对上孝仁村滑坡进行渗流场分析和稳定性计算。SEEP/W是分析地下水渗流的模块，该模块可以对饱和─非饱和土在特定工况条件下完成特定时刻的渗流场分析，从而得到某一时刻下的渗流场分布。SLOPE/W模块是进行稳定性计算的模块，在充分考虑滑坡体的自重以及滑坡前缘蓄水水位对滑坡的压力，结合SEEP/W模块计算所得到的渗流场分布的情况下，选择上孝仁村滑坡的主剖面Ⅰ-Ⅰ′进行稳定性计算，SEEP/W模块中选择Morgenstern-Price极限平衡法对主剖面进行稳定性建模分析，由于Morgenstern-Price极限平衡法考虑到足够多的条块之间力的相互作用，所以计算的过程一般而言会比较复杂，但是计算精度较高。

3.2 模型及参数

在实际现场地质勘察及分析收集资料的基础上，选定滑坡体计算剖面为主剖面Ⅰ-Ⅰ′(图3)。斜坡体长1050 m，高330 m。

图 3 上孝仁村滑坡主剖面Ⅰ-Ⅰ′图

依据上孝仁村滑坡的地质主剖面图Ⅰ-Ⅰ′采用SLOPE/W模块对其进行网格划分，建立相对应的有限元计算模型，节点数总共为7196，单元数总共为7114，网格划分模型见图4。

图 4 上孝仁村滑坡网格划分图

在实际现场的地质勘察报告提供的建议参数值基础上，参考对比其它相似滑坡岩土体的物理力学性质参数值，最终确定了上孝仁村滑坡的计算参数(表1)，上孝仁村滑坡的土水特征曲线及滑体相对应渗透函数曲线见图5。

表1 上孝仁村滑坡计算参数

图 5 滑体特征及函数曲线

3.3 分析工况及荷载

本次对主剖面进行稳定性分析评价采用的计算工况组合和荷载组合详见表2。此次渗流计算时，初始库水位为175 m，在175 m降至159 m之间按照常规库水位降速，在库水位从159 m降至145 m时按表2的工况。工况组合Ⅱ中三天降雨在151.4 m时叠加。

表2 上孝仁村滑坡计算参数

3.4 滑坡地下水渗流分析

运用数值模拟软件Geo-Studio的SEEP/W模块对上孝仁村滑坡进行渗流场模拟分析，滑坡在各工况下的地下水位如图6所示。库水位下降对滑坡的影响主要体现为动水压力的影响，SEEP/W程序中将动水压力等效为容重和孔隙水压力的影响。

图 6 库水位不同下降速率的地下水位线示意图

对比图6可知，当库水位以v=0.6 m/d、0.8 m/d、1 m/d、1.2 m/d的下降速率从159 m的水位下降至145 m水位时，地下水位线呈显著的上凸形态，且滑坡体内地下水位线均随着库水位的下降而下降，而滑坡体内地下水位线位置在不同库水位下降速率工况条件下形态没有发生明显的变化。

而在降雨的过程中，雨水的渗入不仅会导致边坡土体的含水量随着降雨时间而增长，还会改变边坡土体中的渗流场[20]。研究库水位下降速率和降雨共同作用下对渗流场的影响则需要进行降雨模拟。通过在SEEP/W模块在模型边坡的地表线位置设置边界条件来模拟降雨强度，故选取表面雨水渗入速度作为降雨强度，此时的边界条件即为计算时的流量边界。根据现场取样分析报告，取渗透系数为3.0×10-4m/s，将其作为本次降雨模拟时的流量边界，并计算得出库水位以0.6 m/d从159 m下降至145 m并叠加50年一遇3日暴雨工况的孔隙水压力分布图(图7)。

图 7 库水位以0.6 m/d从159 m下降至145 m并叠加50年一遇3日暴雨工况滑体内孔隙水压力分布图

图 8 库水位以0.6 m/d从159 m下降至145 m不叠加暴雨工况滑体内孔隙水压力分布图

图7、图8分别给出了库水位降速为0.6 m/d叠加暴雨工况下滑体内孔隙水压力等值线图及库水位降速为0.6 m/d不叠加暴雨工况下滑体内孔隙水压力等值线图。对比分析图7和图8可知，库水位下降叠加降雨对滑坡地下水渗流场有一定影响，由于暴雨渗入滑坡体后，将会导致滑坡体内土壤的孔隙气压力与孔隙水压之间的压力差值降低，地下水位也有所抬升，此时叠加暴雨比不叠加暴雨滑体内地下水位会有所升高。因此，在遇上暴雨的条件下库水位的下降将对滑坡稳定性造成无法控制的影响。

3.5 滑坡稳定性计算评价

在SEEP/W模块计算所得到的渗流场分布的基础上，用Morgenstern-Prince法对上孝仁村滑坡的地质主剖面图Ⅰ-Ⅰ′进行稳定性计算，得到非汛期水位降落条件下两种工况组合的上孝仁滑坡的稳定性系数表(表3)，并根据稳定性系数表绘制出两种工况组合情况下的稳定系数变化曲线如图9所示。

表3 两种工况下稳定性系数表

根据表3可知当库水位以v=0.6 m/d下降时，稳定性系数从刚开始的1.098减小到1.0709左右。库水位以v=1.2 m/d下降时，稳定性系数从刚开始的1.098减小到1.0652左右。由图9中的稳定性系数的变化可知，当库水位以v=0.6 m/d、0.8 m/d、1 m/d、1.2 m/d的下降速率从159 m的蓄水位下降至145 m蓄水位时，上孝仁村滑坡稳定系数会随着库水位的下降而减小，滑坡稳定性系数下降到最小时正是库水位下降到145 m的时候。而滑坡稳定性也会受到下降速率的影响，不同的下降速率影响也不相同。当库水位下降速率增大时，滑坡稳定性系数会因为动水压力的作用减小幅度而增大，滑坡稳定性系数曲线也会越陡。

对比图9a可知图b中是在库水位从175 m下降至145 m的情况上叠加了50年一遇3日暴雨条件，其稳定性系数会小于不叠加降雨的稳定性系数，降雨对安全系数的影响一直持续到计算时段的最后一天，说明降雨对滑坡的影响是长期的，且有一定的滞后效应。50年一遇3日暴雨会使稳定性系数有一定幅度的下降，但其影响较小，且库水位下降速率大的情况下再叠加上降雨条件，稳定性系数受到的影响也会增大。在克服降雨条件的同时，稳定性系数的下降幅度会随着下降速率的增加而升高。

(a)159 m下降至145 m工况

3.6 滑坡变形机理分析

由上述稳定性计算评价可知，降雨和库水位升降是影响上孝仁村滑坡变形的两个主要因素。当降雨渗入滑坡体后，会导致滑坡体内土壤的孔隙气压力与孔隙水压之间的压力差值降低，增大滑体重量并产生渗透力，降低滑坡稳定性。当库水位下降时，因滑坡内土体的渗透性较差，滑坡体内地下水排出的速度远跟不上库水位下降的速度，这会导致滑坡体内地下水位高于库水位，而水位的高度差越大，所产生的水压就越大，因此水库蓄水水位下降之后滑坡体内动水压力作用明显增大，从而影响滑坡的稳定性。

4 结论

以三峡库区上孝仁村滑坡为依托，通过有限元模型，对库水位下降速率和降雨联合作用下的渗流场进行计算分析，并对滑坡的稳定性和变形机理进一步探讨，得到以下结论：

1)上孝仁村滑坡的稳定性系数会随着库水位下降速率的增大而减小。

2)上孝仁村滑坡变形主要由库水位下降及降雨引起，按照水库滑坡分类，属于动水压力+降雨型。现阶段上孝仁村滑坡仍处于基本稳定的状态，预计库水位下降速率增加到1.2 m/d条件时滑坡的变形将进一步增大。

3)通过数值模拟软件GEO-Studio对上孝仁村滑坡的主剖面Ⅰ-Ⅰ′进行稳定性计算分析，可知滑坡处于基本稳定的状态是在日降幅0.6 m的条件下。在增大日降幅到1.2 m时，滑坡的稳定系数为1.0652，此时滑坡体仍处于基本稳定的状态。对比日降幅0.6 m、0.8 m、1.0 m、1.2 m的稳定性系数可知，库水位在日降幅从0.6 m增大到1.2 m这个阶段时对滑坡的稳定性影响较小。