夏延檐， 肖 胶

（贵州省水利水电勘测设计研究院有限公司，贵州 贵阳 550003）

1 引言

荣松堆积体所在的澜沧江一带为高山狭谷区，滑坡、泥石流等地质灾害分布广、发生频率高、危害大。 库区堆积体受地质成因以及构造运动的影响变形破坏机理复杂，预测困难，处理难度大，失稳后可能产生巨大的涌浪或於积形成堰塞湖，导致严重的次生灾害，危害水电工程安全。 其稳定性的影响因素包括降雨入渗、库水位涨落、边坡开挖等， 本文主要针对库水位涨落来对其进行分析研究。 水库滑坡大致分为两种：一是库水位达到敏感水位后滑体内孔隙水压力达到新的平衡过程中产生的滑坡； 二是库水位消落产生向坡外的渗透力，特别是快速消落期的滑坡[1]。

荣松堆积体是以坡积碎石土夹崩积大块石、块碎石及少量砂卵砾石层为主要物质组成， 变形破坏模式有两种： 一是沿基覆界面即最大的不连续面为滑面滑动，整体稳定性遭到破坏。 突出特点是方量大，速度快，危害性大；另一种是沿局部的不连续面发生小规模的垮塌等变形破坏[2]。

2 堆积体地质特征分析

2.1 堆积体基本特征

荣松堆积体发育于澜沧江左岸，K3 号冲沟下游，距拟选水电站上坝址约3km（沿河道距离）。该堆积体处于河流深切地段，两岸边坡陡峭。 堆积体成扇形分布，其前缘向河床突出，前缘坡脚高程2 654m，后缘高程3 200m，局部沿冲沟向上延伸至3 400m 高程，堆积体顺河向长约1.4km，垂直河向宽约700m，自然坡度32°—37°之间，靠河床局部岸坡稍陡，在40°左右，堆积体上无居民居住，堆积体范围内坡面完整，未见滑动迹象，目前处于基本稳定状态（见图1）。

图1 堆积体工程地质平面图

2.2 堆积体物质组成特征

荣松堆积体物质组成主要为崩坡积大块石、块碎石夹砂质土，零星分布大孤石。 ＞50cm 的大块石含量约占10%，20cm—50cm 的块石含量占20%—30%，碎石、砾石（粒径0.2—20cm）含量占50%—60%，砂质土含量占5%—10%。堆积体前缘沿河见三叠系中统竹卡组英安岩基岩出露。

堆积体的物质组成主要分为两类：

①崩积、崩坡积的碎石土，主要分布在堆积体的上部及中部，厚度不一，总体呈现上部较薄，中部较厚的分布趋势，厚约10—80m。 碎石母岩多为棕色英安岩，块径约为6—12cm，块碎石含量约为45—60%， 结构稍紧密， 局部可见粒径大于50cm的大块石，见图2。

图2 崩积、 崩坡积的碎石土

②冲洪积砂卵砾石及崩坡积碎石土混杂堆积物，灰色、棕灰色，总体还是以崩坡积碎石土为主，中间不连续的夹有冲洪积的砂卵砾石， 多胶结较好， 在堆积体中下部表面路探切面上可以看到很明显的砂卵砾石层，卵石粒径约2—6cm，磨圆度为次圆形，主要以飘带状，夹层状发育，部分其间并没有连续的细颗粒充填，如图3 所示。 该堆积体厚度在纵向上呈现上部薄，中下部较厚的特点，在横向上来说，除边界上局部较薄外，整体厚度均一，无过大的起伏差。

图3 冲洪积砂卵砾石及崩坡积碎石土混杂堆积物

3 计算理论

3.1 饱和-非饱和渗流基本理论

①土水势理论

土水势就是土壤中水所具有的势能， 通常可先选定一个参考标准， 土壤中任一点的土水势大小可用该点的土壤水分状态与参考标准状态的势能差值来定义。 由此土水势可用下式来表达：

式中，φg为重力势； φp是压力势；φm是基质势；φs溶质势；φi温度势。

对于非饱和土壤水， 在不考虑气压势的情况下，其总水势由重力势和基质势组成，即；此时一般称基质势为负压势，或统称为压力水头[3]。

②达西渗流

达西定律是分析水的渗流速度与水力坡降之间的线性关系的规律，其主要数学表达式为：

其中v是观测到的全断面平均渗流速度；H是水力水头即水力梯度，ks是饱和渗透系数。

达西定律也是一种总结经验的定律， 为了使达西定律能从更多的基础物理定律中导出， 工程师们做了很多尝试， 其中最成功的是对通过孔隙介质理想化概念模型的水流使用Navier-Stokes 方程[4]，再按照孔隙水流真实速度v′与全断面平均渗流速度v的关系。并规定导水率为非饱和土的基质势h的函数，即：

其中，▽H为饱和渗流场中的总水力梯度，k（h）为导水率，是非饱和土基质势h的函数。

3.2 极限平衡理论

极限平衡理论核心思想是在已知滑移面上，对边坡进行静力平衡计算， 进而得到边坡稳定的安全系数。 极限平衡方法的基本假定为：材料为理想塑性，滑坡体沿着某一既定滑移面滑动；滑坡体破坏时达到极限状态， 并满足摩尔-库伦屈服准则，表达公式为：

其中τf为破坏面上剪切应力；c′为土的有效黏聚力；σ、σ′为破坏面上总应力、破坏面上有效法向应力；φ′为土的有效内摩擦角[5]。

4 边坡稳定分析研究

4．1 计算模型的建立

根据勘察揭露情况， 堆积体在约2 800m 高程以下主要为坡积碎石土与冲洪积砂卵砾石混杂堆积，表层5—10m 多为坡积碎石土，局部顺坡面冲沟发育崩塌碎块石，具有一定的胶结程度，局部松散， 中下部局部为块碎石相对集中的崩塌堆积，故而总体上以坡积碎石土为主，有一定胶结。 2 800m高程以上，堆积体呈现出坡积碎石土与崩塌堆积块碎石相间分布的形态，基本以坡积碎石土夹崩塌堆积块碎石的形态出现，有斜层理现象，崩塌堆积块碎石厚度多在0.3—1.0m 之间，结构略松散。 坡积碎石土厚度多在5—10m 之间，结构稍紧密（见图4）。

图4 R1-R1’ 工程地质剖面图

随着水库水位变化， 一方面饱和后岩土体的物理力学参数有所降低， 另一方面水力坡度以及孔隙水压力的大小也会随之变化， 最终会影响堆积体的稳定性[6]。 为简化计算，建立模型的X 方向上的最大长度为1 700m， 模型Y 方向的最大长度为1 000m，水位变化由天然河水位2 650m 到正常蓄水位2 895m；再由2 895m 到死水位2 825m。 按1:1 000 比例建立了节点数为2 538，单元数2 653的网格模型（图5）。 根据荣松堆积体的地质条件，将模型简化为3 个材料区：崩坡积的碎石土、砂卵砾石、基岩。

图5 概化计算模型

通过GeoStudio 软件中的SEEP/W 模块可对受库水影响的边坡进行瞬态饱和－非饱和渗流分析，得到不同时间坡体内水位、孔隙水压力与水力梯度的分布，之后将分析结果导入SLOPE/W 中用Morgenstern－Price 极限平衡法计算边坡的安全系数。

4.2 边界条件

根据地质条件确定模型的边界条件， 物理力学参数建议值主要采用的是水电站坝址区两岸堆积体试验数据（见表1），假定边坡岩土体均为均质材料。 根据现场水文地质条件设定左侧边界为地下水水头边界，右侧为自由渗流边界，位于库水位以上地表面为零流量边界， 库水位以下地表面为随时间变化的变水头边界， 地表河床处为水头边界，底部为零流量边界。

表1 岩土体力学参数取值表

4.3 渗流分析

（1）天然河水位-设计蓄水位渗流计算

从天然河水位2 653.4m 升高到设计蓄水位2 895m，蓄水过程库水位抬升速率约为3m/d（见图6）。

图6 库水位随时间变化曲线

由于边坡岩土体水理性较差， 库水在短期内无法完全渗入坡体， 地下水浸润线在地表数米范围内向边坡内倾斜，总体上滞后于库水位的变化，浸润线以上土体属于非饱和区[7]。受到岩土体渗透性影响， 土体内部的地下水浸润线的上升速度要明显的低于坡外库水位上升的速度， 当库水位到达蓄水位后， 还需要一定的时间才能重新形成稳定的地下水位。 经过试算， 这个过程大概要持续20 天，是一个逐渐趋于稳定的过程，体现了地下水位上升的滞后性（见图7）。 在天然河水位时，河水面为地下水的排泄基准面， 地下水渗流的路径为地下水补给河水位，但是随着库水位的上升，渗流路径逐渐发生变化，约经过13 天库水位上涨到2 692.66m 时， 开始转变为库水位补给地下水位，进而形成与之前完全相反的渗流路径， 直到蓄水过程停止后，形成新的稳定渗流场。

图7 水位上升过程坡体浸润线变化图

（2）设计蓄水位-死水位渗流计算

根据库水位变动图， 按3.5m/d 的速度进行降深计算，这一过程大约持续30 天。 在库水位下降过程中，堆积体内部的地下水未能及时的排出，导致孔隙水压力不能及时的消散， 也体现了堆积体内渗流的相对滞后性。 在浸润线分布图上的体现就是浸润线的斜率会逐渐增大， 直到水位下降停止，浸润线斜率才逐渐趋缓（见图8）。

图8 水位下降过程坡体浸润线变化图

（3）死水位-设计蓄水位渗流计算

为了尽量贴合工程实际情况， 我们做了一个循环分析，体现库水位变化是一个过程量。 即在死水位渗流场基本稳定之后， 我们再次进行了由死水位到蓄水位的变化过程试算，由2 825m 再次上升至2 895m 的过程。 图9 为蓄水第140—160 天，每间隔5 天地下水浸润线分布图， 在水位上升过程中，由于地下水渗流的滞后效应影响，不同时间点的地下水瞬时浸润线仍然表现出较明显的上凹性特征，与之前的分析有很好的一致性。 但是由于计算考虑的工况在死水位以上可能有部分的孔隙水残留在上部堆积体中， 因而库水位再次上升至蓄水位过程中，堆积体土体饱和过程较快。 再者该图的时间间隔要小得多， 因此浸润线的上凹曲率要较首次上升略缓。

图9 水位下降过程坡体浸润线变化图

4.4 稳定性分析

该堆积体从地形地貌上基本上没有发现滑动过的迹象，前缘没有剪出口出现，坡体干燥未见有泉水；后缘也未发现明显的张拉裂缝，仅在雨季暴雨过后可以看到沿冲沟有少量的雨水携带少量泥沙流落的痕迹。 堆积体天然状态处于基本稳定状态。

通过二维有限元软件GeoStudio 的渗漏模块将不同时间的瞬时水头与孔隙水压力进行了瞬态渗流耦合，再通过Morgenstern－Price 方法，得到其稳定系数的变化。

库水位上升期， 在蓄水开始阶段以地下水的软化作用为主， 所以可以发现稳定性系数有略微的下降； 随后库水向堆积体内部的渗透作用变得明显，从而稳定性系数有所增大；但是随着时间的推移，浸润线的上凹形逐渐趋于平缓，地下水渗流方向恢复向下及坡外，且在水位上升停止后，库水位以下岩土体逐渐饱和， 强度降低所以稳定性系数再次降低。 稳定性系数总体呈现先增大后减小的趋势（见图10）。

图10 水位上升过程稳定性系数变化图

库水位下降期，由于坡内水体不能快速排出，致使坡体内地下水位下降相对滞后于水库水位，坡体产生向坡面方向的渗流， 进而坡体内产生朝向坡面的动水压力（即超静孔隙水压力），相当于对坡体施加了向渗流方向的推力， 导致边坡的下滑力增大。 在水位开始下降的时候无论是局部还是整体来看，稳定性系数都是在降低的。 直到水位停止下降， 伴随堆积体上部物质的孔隙水压力消散，水逐渐排出堆积体外，曾经因水的软化作用而失去的那部分岩土体强度得到恢复， 稳定性系数才开始逐步回升。 稳定性系数整体呈现先降低后升高的过程（见图11）。

图11 水位下降过程稳定性系数变化图

5 结论

通过对库水位变化过程中荣松堆积体的瞬态渗流耦合边坡稳定分析，得出以下认识和结论：

（1）荣松堆积体的形成主要受新构造运动、母岩成分、地形条件、环境条件等的影响，是一系列的崩积、残积、坡积、冲洪积等因素多期综合作用的产物。

（2）库水位的变化引起了地下水浸润线的改变，当水位上升时，因为地下水上升的滞后性，瞬时地下水浸润线呈现很明显的上凹特点， 且地下水径流方向也有天然状态下的由地下水补给河水位转变为河水对地下水的反补给。 当水位下降时，地下水径流的方向解基本没变， 只是速率相对有所增加，浸润线形态表现为斜率增大。

（3） 通过极限平衡法对堆积体稳定性的计算，稳定性系数呈现了与库水位变化很好的一致性。当库水位初次上升时，稳定性系数有略微的增大的迹象，但随着水位上升的停止，岩土体逐渐饱和的过程稳定性系数有所降低。 当库水位下降时，堆积体稳定性系数随之降低，当水位下降停止时，随着岩土体含水率的降低，强度有所回升，稳定性系数也相应的有所增加。 从全过程来看，在水位下降时会出现稳定性系数的极小值，堆积体极有可能发生局部滑动失稳破坏，但整体稳定性仍然较好。 □