泄洪雾化降雨对水布垭大岩淌滑坡地下水分布的影响研究

丁金华，任大春

水布垭水电站工程位于清江中上游河段，主要由大坝、溢洪道、电站厂房、放空洞等组成。水电站近坝库岸和坝后分布多处大中型滑坡体，其中大岩淌滑坡位于清江左岸大崖东侧脚下，滑体位于泄洪建筑物附近，正处于溢洪道泄洪时产生的雾化强暴雨中心地带（泄洪雾化现象是指在水电工程泄水建筑物泄流过程中，枢纽下游局部区域内所产生的降雨和雾流现象），且滑体前缘还进行水垫池开挖，将削弱滑坡前部压脚的稳定性。虽然，大岩淌滑坡主体在天然状态下的稳定性较好；但是由于工程布置及运行等各方面的影响，如不加以处理，仍会存在失稳的可能，其中滑体内地下水的分布是影响滑坡稳定的关键因素，因此，全面准确地了解滑坡体在不同外部入渗条件下的地下水流场分布是非常重要的。本文主要通过三维饱和非饱和稳定渗流有限元计算，分析泄洪雾化降雨对滑坡体地下水分布的影响，以便为滑坡体的稳定性分析及加固处理措施设计提供可靠的依据。

1 大岩淌滑坡区地质条件概述

大岩淌滑坡原为一顺层～微切层的基岩滑坡，后经局部解体形成现状，由主滑体及东、西两级次滑体组成，结构较复杂。滑坡总面积0．196 km2，滑体厚度一般为25～40 m，最厚约64．8 m，总体积约588万m3。从平面形状来看，该滑坡呈一细长的喇叭形，东西宽120～370 m，最宽460 m，南北长870 m。滑坡区内基岩多为泥盆系上统写经寺组至志留系下统罗惹坪组碎屑岩地层，其中构成滑床的基岩为泥盆系上、中统写经寺组，黄家磴组，云台观组地层，地层走向310～340°，倾向 SW，倾角 15～20°，滑床形态主要受断层、裂隙等控制性结构面及滑床基岩岩性、地层产状等因素控制。第四系堆积物按成因可分为河流冲积层、洪坡积层、残坡积层、崩坡积层及滑坡堆积层。

大岩淌滑坡位于鄂西暴雨区，区内多年平均降雨量为1 400 mm。降水量年内分配不均，主要集中在夏秋两季，4～9月降水量约占全年的75% ～78%，其中5～8月降水量占全年的50%～55%；7月雨量最多，为200～300 mm；冬季雨量较少，一般为20～30 mm，大强度暴雨也偶有发生。由于滑坡地表坡度较陡，且表层常有较密实的黏土层覆盖，而滑体侧缘的沟槽较为发育，因此大气降雨时，大部分雨水皆沿滑体表层及侧缘沟槽泻入清江。入渗的地表水一部分以孔隙水或孔隙～裂隙水的形式赋存于滑体含水层内；另一部分沿滑体内孔隙、裂隙运移，于滑体前缘以孔隙泉的方式流入清江。可见滑坡地下水的补给一方面来源于大气降雨，另一方面来源于远距离的溶隙、裂隙水。后者远离滑坡后缘，多经表层第四系渗入滑体内，流量较小。

大岩淌滑坡滑体上层主要由灰岩大块石组成，黏土含量少，局部呈架空状，不利于地下水的贮存；滑体下层砂、页岩块石及黏土含量较高，结构相对紧密，滑体内地下水主要富集于此层中。钻孔地下水长期观测结果表明，大岩淌滑坡地下水动态具有以下特性：（1）滑体地下水位随大气降雨变化明显，变幅一般为5～20 m；（2）暴雨时，滑体地下水涨至最高水位往往滞后2～5 d，恢复到正常水位一般为3～4 d；（3）若连降暴雨，地下水位上升到一定高度后，便开始下降。

根据水布垭水电站泄洪雾化模型试验测试得到水布垭泄洪雾化降雨区的最大纵向长度和横向宽度分别为950．0 m和600．0 m，雾流区的最大纵向长度和横向宽度分别为1 050．0 m和850．0 m。对于大岩淌滑坡而言，高程285 m以下的雾化降雨强度超过了10．0 mm／h（自然特大暴雨）。

2 大岩淌滑坡三维渗流计算

2．1 计算模型、参数分区及边界条件

渗流计算分析采用三维非均质各向异性稳定饱和渗流有限单元法计算程序US3D。三维饱和非饱和稳定渗流方程为

式中：ρ，K，n，θ，c，α＇，β＇均为压力水头 φ的函数；ρ为水的密度；K为渗透系数；n为孔隙度；θ为含水率；c表示含水率相对于压力水头的变化率；α＇＝αρg，其中 α为土骨架的弹性压缩系数；β＇＝βρg，其中β为水的弹性压缩系数。

第一类边界条件：φ｜Γ1＝h ；

式中：n为边界Γ2的外法向，在不透水边界上，q＝0；在自由面上，若无流量补给，则应满足q＝0且φ＝y；但有入渗条件时，其法向流速即为单位入渗量。

计算模型区域西侧取至大崖陡壁，东侧取至距滑坡体约80～150 m的地形分水岭处，北侧取至距滑坡后缘约300～400 m处（滑坡区地质测绘边界处），南侧取至滑坡前缘与清江相接处。模型底部边界取至基岩内部（黄海高程0 m）。

根据大岩淌滑坡体分布、马崖陡壁地层出露情况以及渗流计算要求，模型共剖分14个剖面（其中7＃～9＃计算剖面分别为滑坡体地质纵剖面 A－A＇、B－B′和 C－C＇），结点7 784个，单元7 042个。计算模型区域及各计算剖面位置示于图1。

图1 大岩淌滑坡三维渗流计算区域图Fig．1 The sketch of three－dimensional seepage calculation model of Dayantang landslide

计算域内分布的地层主要包括基岩和滑坡体。其中滑坡体范围内基岩主要是泥盆系（D3x，D3h，D2y）和志留系S2sh；栖霞组P1～41q岩层只在马崖陡壁附近出露。根据基岩透水性规律，以及“八五”攻关阶段对水布垭坝址区20个钻孔压水试验资料进行的数理统计分析，认为除茅口组外，其他各岩层的透水性特征值均差别不大。因此在本次计算中将基岩简化为两大层，即栖霞组P1q和马鞍组及其以下各组。由于栖霞组岩层多夹层、多剪切带，且顺层向溶蚀发育，故而将该组岩层渗透性取为各向异性，其顺层向透水性为垂直层面的5倍，具体渗透系数取值见表1。

根据地质分类，滑坡体土层主要包括3类：（1）大块石、块石夹碎石及黏土；（2）似基岩解体大块体夹黏土及碎石、碎屑或黏土夹碎石、块石；（3）滑带土。滑坡体中除主滑动带外，还存在2～3层连续或非连续的次级滑动带，其中分布在最上部大块石层中的上滑带连续性差；而主要分布于似基岩解体块石体层内部的中滑带厚度不大，厚度约0．25～1．3m，该层中滑带黏性强，连续性及完整性均较好；分布在滑体与基岩之间的底滑带为滑坡整体滑动所形成，分带性明显，主要为黏土，黏性强，完整性及连续性好，最厚处达9．15m，为主滑带。本次计算主要模拟底滑带，根据其实际分布予以模拟；对于上滑带不予考虑；对于中滑带则由于其厚度不大，若在模型中模拟其实际厚度，会使得有限元计算网格产生畸形导致不可解，因此忽略其厚度，而利用似基岩解体大块体层的各向异性渗透参数来近似模拟。上述模拟结果表明：该层垂直向渗透性比顺层向渗透性小10倍。3类土层的渗透系数根据相应的钻孔注水试验成果选取。因此计算域内参数分区有5类，见表1。

表1 大岩淌滑坡三维渗流计算参数分区表Table 1 The parameters of three－dimensional seepage calculation of Dayantang landslide

由于大岩淌滑坡区基岩为微顺层向地层，倾向SW，倾角 20～25°，在西侧边界 1＃剖面——大崖陡壁处出露的栖霞组岩层透水性较强，岩层倾向滑坡体外，因此该剖面作为隔水边界处理。计算域东侧边界14＃剖面取在地形分水岭处，可近似认为其亦为地下水分水岭，为隔水边界。南侧为清江，计算天然状态下的渗流场时，取清江水位200．0 m；计算设置排水措施后的渗流场时，取为设计下游水位223．3 m。北边界距滑坡体后缘约300～400 m，由于地质测绘范围所限，该处并不是分水岭所在，计算中作为一类边界（即定水头边界）处理，具体的定水头水位通过拟合计算确定。

滑坡区上部接受降雨入渗补给，并在后缘处汇入滑坡体内，天然状态下的降雨入渗系数根据大岩淌滑坡区多年平均降水量1 400 mm及钻孔实测水位拟合。模型底边界取至黄海高程0 m，为隔水边界。

滑坡区整治工程包括了坡面防渗排水以及地下排水等措施，计算中利用滑坡体上部无入渗补给来近似模拟坡面的防渗效果，用一类边界模拟地下纵横向排水洞，排水孔则采用以沟代井列方式进行模拟。

2．2 计算方案及计算成果

首先根据滑体内钻孔水位来模拟天然状态下的降雨入渗强度和山体边界水位（相应的清江水位为200．0 m）。通过若干拟合方案的计算，认为当入渗强度为1．33×10－6cm／s（对应于多年平均降水量1 400 mm的入渗系数为0．3），滑坡后缘山体补给边界水位为344～350 m（即山体地下水埋深约200 m）时计算所得的地下水位与钻孔观测水位较为接近，此时大气降雨从滑坡后缘地势较平缓处及滑体侧缘向滑体内直接入渗，前缘边坡面的出逸段高度约20 m，滑体内地下水浸润线约在0．3～0．78 H（H为滑体总厚度）处。其中B－B′剖面的地下水位线约在0．35～0．65 H处，该剖面的渗流场分布图见图2。根据泄洪雾化降雨强度进行的滑坡体渗流场计算分析表明：在高强度的雾雨持续作用下，滑坡体内的地下水位大幅抬升，滑体全部饱和。

图2 大岩淌滑坡B－B′天然状态渗流场等势线分布图（入渗强度 ＝1．33×10－6 cm／s）Fig．2 The distribution diagram of hydro－isobaric lines at B－B′profile of Dayantang landslide

在以上拟合分析的基础上，重点对各种防、排渗措施下的滑体渗流场分布进行分析。根据工程布置确定了以下计算方案（见表2）。

从计算成果可见，滑坡体设置防渗排水措施后，起到了一定的降低滑体内地下水位的作用。图3为各方案B－B′剖面的地下水浸润线分布。

方案SL1模拟天然降雨条件下，地表无防渗排水措施，滑体内设置4条横向排水洞以及1条纵向排水洞，无排水孔，滑坡前缘及后缘开挖时的渗流场。方案SL2在方案SL1的基础上，增加地表防渗排水措施。通过这2个方案的成果比较，主要分析在天然降雨条件下，设置地表防渗措施的渗控效果。

表2 计算方案表Table 2 The scheme of seepage caculation

图3 大岩淌滑坡B－B′剖面不同滑坡整治措施的地下水浸润线Fig．3 Groundwater phreatic lines at B－B′profile for some different anti－seepage measures of Dayantang landslide

从方案SL1的计算成果来看，天然降雨条件下，未设置坡面防渗措施时，依靠地下纵横向排水洞也能够较为有效地降低滑体内地下水位，在清江下游水位抬高至设计水位223．0 m以后，除边坡面出逸点受其影响而相应抬高外（但相对出逸段高度降低，仅约0．4～1．3 m），滑体内的浸润线高程较之天然状态平均降雨条件下（图2）基本降低了3～17 m。

增加坡面防渗措施后（方案SL2），阻断了外部降雨入渗条件，使滑体内地下水位进一步降低。滑坡体前部地下水位较方案SL1又降低了2～9 m，约在0．02～0．13 H处，而滑坡后部约 1／2部分均处于地下水位线以上的非饱和区域。可见，地表防渗是非常重要的工程措施，如能保证降雨或雾化雨不能从滑坡表面及侧向沟槽向滑体内入渗，则滑体的地下水位将很低，这对提高滑坡的稳定性是非常有利的。

方案SL3和SL4主要分析了在雾化降雨条件下，且坡面防渗体系存在裂缝等隐患时，滑体内的地下水分布状态。方案SL3模拟的入渗条件以及工程措施包括：强雾化降雨（285 m高程以下），滑体内设置4条横向排水洞以及1条纵向排水洞，无排水孔，地表设置防渗排水措施，但表层喷护混凝土产生破坏，裂缝开缝面积比达1%（相应入渗强度为4．48×10－5cm／s）。方案SL4在方案SL3的基础上增加了滑体内的地下排水孔。从图3给出的浸润线分布可以看出，在强雾化雨作用下，考虑坡面裂缝分布面积比为1%时（方案SL3），滑体内，尤其是滑体前、中部地下水位较方案SL2明显抬高，增幅约11～23．5 m，边坡出逸段高度增大至约1．5～7 m，而疏干区范围亦减小了约100 m，B－B′剖面2＃竖井至36＃钻孔（具体位置见图1）之间由方案SL2计算所得的非饱和区变为饱和区。当进一步考虑设置在B－B′剖面纵向排水洞处的主辅排水孔以后（方案SL4），能够在一定程度上改善滑体内的地下水分布状态，较之未设排水孔时（方案SL3），地下水位可降低0．5～5．5 m，但仍比坡面防渗体系完好（方案SL2）时的地下水位高，约在0．04～0．25 H处。需要说明的是，该方案考虑的裂缝面积比是一个均化的参数，而未针对某一特定位置的裂缝进行分析。

3 结 论

通过本次三维渗流计算分析，对大岩淌滑坡在天然状态以及泄洪雾化降雨条件下的地下水流场分布有了较为明确的认识，并对不同防、排水措施的渗控效果进行了分析评价，可得到以下结论：

（1）天然状态下，大岩淌滑坡在多年平均降雨条件下的入渗系数为0．3。滑体内地下水一方面来自外部降雨从滑坡后缘及侧向地势平缓较低处的直接入渗，另一方面也接受远处山体内地下水的侧向补给，山体内地下水埋深较深，约200 m左右。

（2）滑坡区地下水流向与地势起伏较为一致。天然降雨条件下滑体内地下水位线基本在0．3～0．78 H处，其中 B－B′剖面的地下水位线约在0．35～0．65 H处。

（3）高强度雾化雨对滑坡体地下水的影响非常显著，如不进行滑坡体表面的防、排渗处理，则滑体在持续的雾雨作用下将处于全部饱和状态。

（4）设置防渗排水工程措施能够比较有效地降低滑体内地下水位，特别是滑坡表面的防渗体系，起到阻断外部降雨或雾化雨向滑体内直接入渗的重要作用。采取这些工程措施以后可以将滑体内地下水位基本控制在0．13 H范围内，且滑体后部约1／2部分均处于地下水位以上的疏干区。从工程安全角度出发，即便地表的防渗体系产生裂缝等隐患，高强度雾化降雨通过裂缝向滑体内入渗，在排水洞、孔的作用下，也可将地下水位控制在0．25 H以内。

（5）泄洪雾化是近20多年来随着水电工程中高坝建设出现的一种特殊的环境与灾害现象，会对建筑物的安全不利，特别是会影响坝后雾雨区内边坡的稳定性，因此，必须加强对雾化降雨所引起的地下水分布的研究和监测，并采取相应的工程处理措施，以保障工程的安全。

［1］ 水利部长江水利委员会清江地质大队．清江水布垭水电站坝址区环境地质勘察与研究报告［R］．武汉：长江水利委员会，1998．

［2］ 彭 华，陈尚法，陈胜宏．水布垭大岩淌滑坡非饱和渗流分析与渗控优化［J］．岩石力学与工程学报，2002，21（7）：1027－1033．

［3］ 宋晓晨，邵建富．雾雨作用下的非饱和边坡稳定性研究［J］．河海大学学报（自然科学版），2002，30（6）：16－20．

［4］ 薛玺成，刘家才．雾化雨诱发岩质边坡失稳的机理［J］．工程地质学报，1999，17（3）：207－212．