降雨條件下多層結構噴出巖滑坡孔隙水壓力變化與穩(wěn)定性分析

康 璇，徐光黎，劉府生，董同新

(1.中國地質大學(武漢)工程學院，湖北 武漢 430074；2.中鐵第四勘察設計院集團有限公司，湖北 武漢 430063)

0 引言

浙江省麗水市位處臺風地區(qū)，由于地理位置特殊，多為山區(qū)地帶，在近幾年多發(fā)規(guī)模較大的山體滑坡。其中2015年11月13日發(fā)生的里東村滑坡，塌方體積約有3×105m3，造成38人遇難，27戶房屋被埋。而在2016年9月28日，遂昌縣蘇村發(fā)生的山體滑坡塌方體積約4×105m3，造成27人失聯(lián)，20戶房屋被埋。正是由于獨特的氣候環(huán)境和地質條件共同作用，才使得麗水市頻發(fā)大規(guī)模的滑坡地質災害[1]，因此，探究該研究區(qū)典型滑坡發(fā)生和降雨之間的關系顯得尤為必要。

降雨是激勵多數(shù)巖質滑坡發(fā)生的因素之一[2-6]。對于坡表裂縫分布的巖質滑坡而言，降雨通常由后緣裂縫滲入并進入滑動面形成滲流通道由此引起滑動破壞[7]。雨水對于坡內巖土體的作用除了使孔隙水壓力迅速聚集與消散，同時也對力學性質相對較差的滑帶土進行軟化[8]。例如川東的紅層滑坡，雨水通過坡表的裂隙進入，滑坡內靜孔隙水壓力的增大和滑帶土力學性質的減弱是滑坡發(fā)生的主要原因[9-10]。不同于一般的巖質滑坡，因多次噴發(fā)而形成的滑坡因中間具有的軟弱層而導致力學性質極為不統(tǒng)一，更容易在降雨條件下，發(fā)生軟弱層面的泥化、崩解現(xiàn)象，導致滑坡變形，特別是長時間、高強度的雨水入滲，極易使得夾層內部含水量劇增，無形之中削弱了滑坡自身大部分的抗滑力，加速變形[11]。在雨水作用下，層面間的軟弱泥質夾層，成為滑坡變形的控制性因素，使坡體的強度大幅減弱[12]，而該類滑坡的變形也對降雨、開挖或其他影響因素的響應有不同的規(guī)律可循[13-14]。

多層結構噴出巖滑坡由于其獨特的地質形成條件，造成坡體內部力學性質差異頗大。本文以麗水市下個寮滑坡為研究對象，通過總結該滑坡對降雨的響應關系，提出影響滑坡變形的主要因素為降雨的入滲，并且滑坡位移對于降雨的響應具有一定程度上的滯后。同時依據當?shù)貧夂蛱攸c設置不同強度的持續(xù)降雨，分析滑坡的入滲能力和穩(wěn)定性，并與地質成因結合，進一步說明降雨對這類多層結構噴出巖滑坡的作用。研究結果為浙江省臺風地帶類似滑坡的形成機制和變形控制具有參考意義。

1 多層結構噴出巖滑坡及其基本特征

1.1 下個寮滑坡地質概況

下個寮滑坡位于浙江省麗水市錦水村甌江右岸，麗水-寧波隆起區(qū)麗水斷陷盆地的南東側。場區(qū)屬剝蝕低山地貌，地形上總體呈現(xiàn)西北低東南高的特點，地形陡峭，地勢起伏較大，東、西側均以沖溝為界，山坡整體自然坡度35°～60°?；轮骰较騈W320°,平面呈圓弧矩形，長560 m，寬560 m，前后緣高差約270 m，面積2.74×105m2，鉛直厚度約為50～85 m，最厚可達95 m，體積1.1×107m3，為一特大型、超深層巖質古滑坡。下個寮滑坡平面圖見圖1。

圖1 下個寮滑坡平面示意圖Fig.1 Geomorphic map of Xiageliao landslide

下個寮滑坡前緣較陡，中部平緩，發(fā)育兩級平臺，后壁陡峭，坡腳建有人工切坡所建鐵路。坡體表層覆蓋第四系殘坡積含碎塊石粉質黏土，部分為碎石土，主要由碎石、角礫及粉質黏土等組成，土石比為7∶3～4∶6，層厚0.5～2.5 m。下部滑體為強、中風化凝灰?guī)r交替組成，內部裂隙、節(jié)理相互切割貫通，巖體呈塊狀、碎塊狀?；禄瑤镔|以粉質黏土與凝灰?guī)r碎塊為主，其中含有大量片狀絹云母和黏土礦物，親水性強，結構松散，易軟化?；矌r體為下白堊統(tǒng)西山頭組火山碎屑微風化凝灰?guī)r(K1x)，巖體較完整，孔隙裂隙發(fā)育相對較少，傾角15°～20°。典型工程地質剖面圖見圖2。

圖2 下個寮滑坡典型工程地質剖面圖Fig.2 Geological profile of Xiageliao landslide

1.2 地質成因

下個寮滑坡滑體主要由強-中風化凝灰?guī)r層交替構成，這種具有一定韻律性的強弱力學性質交替的坡體結構非常特殊。

滑坡的發(fā)生地層為白堊系下統(tǒng)凝灰?guī)r地層(K1x)，在早燕山期地殼構造運動過程中，早白堊世火山初次噴出凝灰?guī)r巖體，這部分凝灰?guī)r巖體經受風化和剝蝕時，再一次的火山噴發(fā)覆蓋了原來的巖體，被覆蓋的巖層保留了當時的風化狀態(tài)，新巖層開始接受風化和剝蝕。多次間隔噴發(fā)的凝灰?guī)r，經間隙風化后形成了上下兩層性質不一的巖層。晚燕山期，巖漿噴出的巖墻、巖脈沿層間節(jié)理裂隙侵入到凝灰?guī)r中。晚燕山期的入侵的泥化物會首先在具有空隙、性質較差的兩層面間附著，故每一層性質交替的巖層都因其非連續(xù)的特點更易成為滑坡的控制層面。

2 滑坡變形特征

2.1 宏觀變形

下個寮滑坡坡腳處鐵路擋墻于1998年修建完畢后，2006年開始出現(xiàn)鼓出、沉降等變形現(xiàn)象，2007年初，距滑坡前緣甌江下游4.5 km的水電站蓄水完成后，鐵路靠滑坡部分邊坡發(fā)生了小范圍的塌岸現(xiàn)象。2015年至2016年5月，滑坡體坡腳排水溝出現(xiàn)了擠壓破壞現(xiàn)象，山體溝谷內的護墻發(fā)生了不同程度的坍塌，坡腳鐵路明洞襯砌開裂，經記錄，上部邊坡偶發(fā)小規(guī)模的落石、崩塌現(xiàn)象。

坡體表層前、后部各分布一條張拉裂縫，其中后緣裂縫延伸較長，縱向延伸400 m，寬0.05～0.4 m，據槽探揭露最大延深1.8 m，錯落高度0.05～0.5 m?；虑熬壐浇?號張拉裂縫(圖3)，前部的裂縫延伸較短，距離約10 m，寬度在0.04～0.07 m，延伸0.1～0.2 m，錯落高度0.05～0.15 m。除滑坡體分布張拉裂縫之外，坡腳鐵路擋墻發(fā)現(xiàn)多處裂縫，貫穿整個墻體，裂縫寬者達到120 mm，窄者約2 mm左右。

圖3 滑坡前緣張拉裂縫Fig.3 Front crack of Xiageliao landslide

2.2 變形數(shù)據分析

滑坡典型剖面處布設的水平位移監(jiān)測點布置見圖1。圖4為自2014年底滑坡出現(xiàn)明顯變形以來，典型監(jiān)測點水平累計與日降雨和庫水位變動之間的關系圖。圖5為2016年各GPS監(jiān)測點的水平累計位移與累計降雨量的對比關系圖。

從圖4可以看出，除2015年11月和2016年1月水位明顯下降外，總體上庫水位的波動幅度不大?；碌淖冃尾⑽措S著庫水位的急速下降而出現(xiàn)明顯增長，也基本不受庫水位變動影響。

根據監(jiān)測數(shù)據顯示，2015年4月，隨雨量增長，DW7監(jiān)測點位移值突增，這是自實施專業(yè)監(jiān)測后，滑坡第一次明顯變形。從響應關系圖中不難看出，每年4月至8月的雨季，滑坡變形明顯，速率較快。雨季過后，變形不會立即停止，而是仍會處于低速增長。在9月到3月，無論是降雨強度還是持續(xù)時間都相比雨季要小，滑坡變形很緩慢，累計位移量沒有突增的現(xiàn)象?？梢娀伦冃沃饕山涤昕刂?，并呈正相關。

圖4 滑坡累計水平位移與降雨量和庫水位關系圖Fig.4 The correlation curves of accumulative displacement, reservoir level and rainfall with time

圖5 各GPS監(jiān)測點水平累計位移與累計雨量關系圖Fig.5 The correlation curves of accumulative displacement and rainfall with time

圖5中4月12日至5月6日是2016年累計降雨量最大、最集中的時間段，而滑坡的變形集中反映在4月24日至5月22日；當4月12日至24日的累計雨量減少，滑坡的變形速率則在5天后變緩。在的5月6日至22日期間，兩次累計雨量分別為44 mm和29.8 mm，而滑坡的累計位移增長速率達到了監(jiān)測以來的最大值(約3mm/d)，總增量約50 mm。這種滑坡變形增長相較降雨推遲約5～20 d的現(xiàn)象說明：水平累計位移與降雨存在某種滯后關系，滑坡變形對應降雨并不存在及時性的響應性。

3 降雨條件下的數(shù)值模擬分析

3.1 模型的建立

為了驗證滑坡體內部滲流場在降雨條件下的演化規(guī)律，采用GeoStudio中的地下水滲流分析軟件seep/w對典型滑坡剖面進行計算。為使軟件計算中的滲流場分布均勻，更直觀的反映滑坡特點，對坡體內部的多層凝灰?guī)r進行了簡化(圖6)。

分析十年間(2006～2016年)滑坡下游水庫變動的高程統(tǒng)計數(shù)據，并結合鉆孔水位反演水力學參數(shù)，最終確定36 m水位以上坡面為降雨入滲邊界(流量隨時間變化)，36 m水位以下至基巖為定水頭邊界，滑帶土與基巖的接觸面設置為零流量邊界。

圖6 下個寮滑坡計算模型Fig.6 The numerical model of Xiageliao landslide

3.2 參數(shù)選取與工況設置

在前期勘察資料的基礎上，結合室內試驗和前人經驗，用類比和反演等方法得到該滑坡巖土體物理力學參數(shù)(表1)。對于滲透性較差的滑坡來說，一般選擇多日累計降雨來進行分析模擬，并且考慮到坡體滲流的滯后性，需要設置較長的時間的計算天數(shù)。在模擬計算過程中，為討論坡體內部的孔隙水壓力變化特征，設置表層強風化凝灰?guī)r監(jiān)測點58，深層強風化凝灰?guī)r監(jiān)測點63，前緣監(jiān)測點75，同時在深層強風化凝灰?guī)r層后部和前部分別設置了監(jiān)測節(jié)點106和64。

通過統(tǒng)計1997～2016年麗水市氣象和水文資料，可以得知研究區(qū)降雨特點為：雨季降雨量較多，且持續(xù)時間長，頻發(fā)降雨和連續(xù)降雨的情況很常見。為了在模擬過程中體現(xiàn)不同程度降雨對坡體內滲流場的影響，分別選取20 mm/d、40 mm/d、80 mm/d、100 mm/d、150 mm/d五種降雨強度。由于巖質滑坡不同于淺層土質滑坡，降雨入滲時間較長，故每種降雨強度均持續(xù)5 d。

表1 下個寮滑坡巖土體物理力學參數(shù)

4 計算結果與分析

4.1 滲流計算結果

圖7 100 mm/d雨強下滑坡內各點孔隙水壓力變化對比圖Fig.7 Comparison of pore water pressure variation at 100 mm/d rainfall intensity

為分析降雨條件下，滑坡內部、前緣的孔隙水壓力變化規(guī)律，圖7(a)為100 mm/d降雨下坡體表層、深層強風化巖層內部節(jié)點的孔壓隨時間變化曲線。降雨初期，各監(jiān)測節(jié)點孔壓的上升規(guī)律為先增大后減小。降雨結束后，表層強風化巖體負孔隙水壓力會在達到最大值后慢慢降低，而在深層，這種規(guī)律的反映更加滯后。不同于滑體內部，滑坡前緣在降雨后會聚集坡體內部和表面排出的部分雨水，由于雨水的入滲，監(jiān)測節(jié)點孔隙水壓力逐漸增加至0，最終達到正值，降雨結束后，滑坡前緣仍接受上部滑體滲流路徑較長未立即排出的雨水，浸潤線會保持抬升狀態(tài)，前緣的正孔隙水壓力趨于穩(wěn)定。

為說明雨水在滑體內部的滲流途徑，圖7(b)為100 mm/d雨強下深層強風化巖層底部三個監(jiān)測節(jié)點孔壓的變化曲線。降雨初始，后部節(jié)點孔壓上升較快，5 d內達到最大值，而中部和前部監(jiān)測節(jié)點的孔隙水壓力都在3 d后才開始明顯增長，其中中部比前部更早上升到峰值，前部點孔隙水壓力在9 d升到最大?？讐涸谶_到最大值后慢慢減小，在20 d，后部節(jié)點的孔隙水壓力最小，前部節(jié)點的末期孔壓最大。這種規(guī)律可以由降雨在坡體內的入滲說明，降雨初期，由于后部節(jié)點坡表較近且坡面坡度較緩，所以雨水很快入滲，其孔壓迅速增大，待降雨結束，雨水消散或流走后，孔壓又會慢慢降低。中部節(jié)點距坡表稍遠，接受雨水入滲較慢，故孔隙水壓力增長較為滯后，最大值相比前、后部較低。前部監(jiān)測節(jié)點由于表層坡度較大，大部分雨水從坡表直接沖刷流走，小部分流進深層巖體內部，同時，由于下部中風化層面的存在，由后、中部節(jié)點排出的一部分水流會在重力作用下隨該層面排出，流經前部巖層監(jiān)測節(jié)點，這種由各巖層滲透性和重力作用共同造成的滯后性也反映在圖中最后階段前部孔隙水壓力保持最大的現(xiàn)象。

圖8 不同強度持續(xù)降雨作用下表、深層強風化巖體孔壓變化圖Fig.8 Pore water pressure variation of shallow and deep layer with different rainfall intensity

不同降雨強度持續(xù)5 d，表層強風化巖體內部的孔壓變化曲線見圖8(a)，坡體內的負孔壓的增幅和速率都和雨強密不可分，增長的趨勢也有不同程度的滯后性。降雨強度為20 mm/d時，孔壓在第5天才緩慢上升，并在后期速率慢慢減緩，最終保持相對穩(wěn)定。當雨強達150 mm/d時，負孔壓迅速上升趨近于0，8 d后明顯減弱，并在計算結束時一直保持下降趨勢。從圖8(a)中可見，當雨強在40～150 mm/d時，表層強風化巖體內部的負孔壓都遵循著先大幅增長，再維持穩(wěn)定，后緩慢回落的規(guī)律，并在降雨第20天后逐漸趨于穩(wěn)定。雨強越大，孔壓初期增長的幅度越大，維持較高負孔壓的時間就越長。這一規(guī)律印證了當強降雨時，坡體表層巖體內部較快接受入滲，經過一定時間，雨水不會一直存留，而是會逐漸下滲或由層面排出。

而對比圖8(b)中深層強風化巖體孔壓變化規(guī)律，可以看出孔壓隨降雨的變化規(guī)律和表層巖體相似，但初始變動更加緩慢，增幅也更小。而降雨強度為40 mm/d時，負孔壓不會升至峰值后回落，而是逐漸增長趨于穩(wěn)定。雨強降至20 mm/d時，深層強風化巖體孔壓幾乎不變。

由圖8可以看出：坡內兩層強風化巖層的孔壓會隨雨水入滲而增大，增量和增速與雨強有關，計算末期孔壓值都會趨于穩(wěn)定。深層巖體的孔壓對降雨的響應比表層滯后，當雨強較小時，深層強風化巖體孔壓無增長趨勢。這一結果充分印證了，表層滲透系數(shù)較大的強風化巖層對降雨響應稍有滯后，隨著雨水的下滲，孔壓在達到峰值后會下降，當雨水進入下部巖層后，孔壓逐漸趨于穩(wěn)定；由于中風化層的存在，雨水在入滲時會受到阻隔并隨層面排泄，少部分進入下部深層巖體，這也體現(xiàn)了正是由于中間滲透性相對差的中風化巖層，導致深層巖體孔壓上升小，滯后遲緩，孔壓消散也更緩慢。而雨強小至20 mm/d時，深層巖體孔壓無增大趨勢，可以認為雨水入滲后多在表層淺部坡體匯集并排出，對深層巖體影響不大。

4.2 穩(wěn)定性計算結果

將上述分析結果導入邊坡穩(wěn)定性分析模塊slope/w中，不同強度降雨結束后穩(wěn)定性分析結果見圖9。由圖9可知，對滑坡穩(wěn)定性影響最小的雨強為20 mm/d，當強度達到40 mm/d時，在降雨結束后的第10天穩(wěn)定性開始降低，最終在第17天后穩(wěn)定性系數(shù)維持恒定值。當降雨強度在80～150 mm/d時，降雨停止的1～4 d內滑坡穩(wěn)定性普遍開始遞減，降雨強度減弱至100 mm/d時，穩(wěn)定性在10 d明顯下降，計算后期22～23 d時達到最低后保持不變。而150 mm/d的條件下，滑坡穩(wěn)定性在8 d開始大幅減弱，22 d后維持不變，處于最不穩(wěn)定的狀態(tài)。故滑坡體的穩(wěn)定性和內部滲透性一樣，并非在降雨發(fā)生時就存在突變，而是具有一定的滯后性，滯后時間的長短與降雨強度、持續(xù)時間、坡體內部巖土體性質有著密切的聯(lián)系。

圖9 不同強度持續(xù)降雨結束后滑坡的穩(wěn)定性變化曲線Fig.9 Variation curve of stability coefficient with different rainfall intensity

5 降雨入滲對滑坡的作用

下個寮滑坡由于其多次噴出成巖的特殊地質成因，導致滑體內部各層巖體的強度和滲透性具有很大差異。降雨入滲情況由于坡體內部性質不一的交互巖層而變得十分復雜。

降雨條件下滑體自重應力上升，巖體裂隙充水形成靜水壓力。入滲過程中，滑坡表層松散的碎塊石堆積土層飽水，長時間的風化作用使得滑體內部的凝灰?guī)r裂隙極為發(fā)育，為降雨的下滲提供良好的排水滲流通道。下滲后雨水充斥巖體裂隙，后緣發(fā)育的張拉裂縫和內部的陡傾節(jié)理同時充水加寬加深，形成了指向滑坡臨空面的靜水壓力。入滲的雨水不會立即消散，殘存充斥的水體增大了坡體的重度，引起下滑力上升。

隨著降雨入滲的深入，由于多次噴出成巖形成的強、中風化巖層交替現(xiàn)象，使得滲透系數(shù)較低的中風化層在滑體內起到了相對隔水層的作用，水流更易在低滲透性的巖層頂面匯集。下伏完整基巖的存在，同樣造成入滲水流沿基巖面排泄。兩者在滑體內部形成的，由于水流隨層面排泄產生的動水壓力，對滑坡產生不利影響。

在后期巖漿噴發(fā)過程中，一些性質較差的泥化物多會沿兩層間隔噴發(fā)的巖層空隙中侵入，導致巖層交互面處遇水更易發(fā)生泥化、軟化作用，成為滑體性質的軟弱控制面。

最后，雨水遲緩下滲至基巖，由于微風化凝灰?guī)r節(jié)理不發(fā)育，水流隨基巖頂層流出，在重力作用下排泄，與松散的滑帶土物質相互浸泡、侵蝕，致使剪切面貫通，進一步推動滑坡變形。

6 結論

本文以下個寮滑坡這一典型的多次噴出型巖質滑坡為例，分析了引起其變形的主要因素，設定不同強度的持續(xù)降雨條件，得到了坡體內部孔隙水壓力的變化規(guī)律和穩(wěn)定性，進一步說明降雨對該類滑坡的作用，并得到以下結論：

(1)相比長年變動甚微的庫水位而言，下個寮滑坡變形對雨季持續(xù)高強度降雨響應更加明顯，特別是在2016年4～5月的集中降雨，造成滑坡的大幅變形，從累計降雨和變形量的關系圖中得知，這種變形對于降雨存在5～20 d的滯后性。

(2)位于深層強風化巖層的三個監(jiān)測節(jié)點反映出，后部、中部、前部的孔壓依次隨降雨的入滲而升高，由于下伏滲透性較低的中風化層的存在，雨水入滲大部分會隨巖層界面流至前部，即前部監(jiān)測節(jié)點孔壓升高較后部、中部更滯后，而峰值最大。

(3)深層強風化巖層的孔壓對降雨的響應相對表層更滯后，孔壓變動更小。40～80 mm/d的雨強下，孔壓不再有陡增現(xiàn)象，40 mm/d條件下孔壓平穩(wěn)增大，無回落現(xiàn)象；在20 mm/d的低強度降雨作用下，深部強風化巖層內的孔壓變化很小。

(4)相同的降雨歷時內，滑坡的穩(wěn)定性變化也隨入滲有所延遲，當雨強在40～150 mm/d時，坡體穩(wěn)定性系數(shù)減小隨雨強增大而提前，并在17～23 d降至最低。20 mm/d降雨條件下，由于雨水并未入滲到深層坡體，故對滑坡穩(wěn)定性影響不大。

(5)下個寮滑坡的形成是由地質成因和降雨共同控制的。不同間隔段的多次噴發(fā)導致了坡內強、中風化凝灰?guī)r獨特的交互層現(xiàn)象，而由于坡體內部滲透性和力學性質的各向異性，使得降雨入滲更容易在性質不同的巖層面上聚集，從而發(fā)生復雜的泥化、軟化作用，推動滑坡進一步變形。

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