三峡库区黄泥巴蹬坎滑坡渗流稳定性分析

赵能浩，易庆林，3

(1.三峡地区地质灾害与生态环境湖北省协同创新中心，湖北宜昌 443002;2.三峡大学三峡库区地质灾害教育部重点实验室，湖北宜昌 443002;3.三峡大学湖北长江三峡滑坡国家野外科学观测研究站，湖北宜昌 443002)

0 引言

三峡水库于2003年首次蓄水至135 m，一直持续到2006年，期间发生了177处滑坡变形，200处险情，其中，2003年7月千蒋坪滑坡失稳，因蓄水所致，为浮托减重型滑坡。水库从2006年蓄水至156 m，并保持每年145～156 m的库水位循环升降，一直持续到2008年，期间库岸边坡发生了152处变形，其中以秭归县白水河滑坡为例，为典型的动水压力型滑坡，因库水位下降所致。三峡水库于2008年、2009年进行175 m实验性蓄水，其中2008年最高水位为172 m，2009年蓄至175 m，2年内库区发生196处滑坡。三峡水库在2003-2009年的蓄水期间，库区共出现525处滑坡变形，2009年以后维持库水位在145～175 m循环升降，该期间滑坡变形数量明显减少。库区涉水滑坡灾害对当地百姓的生命财产安全以及航运造成了巨大威胁，一直受到政府的高度重视，亦引起国内外学者专家的广泛关注。

滑坡体内水动力学条件的改变是水库型滑坡发生的主导因素［1-3］，库水位变化过程中，岸坡孔隙水压力、地下水位线也在不断变化，二者的组合变化可使库岸土体蠕动，产生拉张裂缝［4-9］。国内外学者专家通过物理模型试验、理论推导、数值模拟等方法对水库型滑坡体内的水动力条件的变化规律做了大量的研究。文献［10］通过建立滑坡体孔隙水压力、水分含量及库水位实时监测系统，依托长期监测数据，提出库水位上升时坡内孔隙水压力的响应比库水位下降时要快。文献［11］针对浮托减重型滑坡，通过物理模型试验和数值模拟相结合，认为库水位的升降通过改变滑坡体内阻滑段有效应力的大小来影响滑坡的稳定性。文献［12］通过研究库水位变化与岸坡内孔隙水压力的变化来推导岸坡稳定性，得出负孔隙水压力、摩擦系数和水压力是影响库岸滑坡稳定性的三大重要因素。文献［13］通过模型试验方法，分析了土质岸坡在一个蓄水降水循环周期内裂缝体系的时空演化分期配套规律。文献［14］提出增加库水位升降速率，地下水位响应滞后变得显著，地下水位形态整体变陡，滑坡体动水压力增大，不利于边坡稳定。文献［15］深入分析了树坪滑坡变形失稳机制，认为库水位下降导致坡体内水力梯度和渗透力明显增大，从而使滑坡稳定性急剧下降，且库水位下降速率越快，滑坡的位移速率也越大。文献［16-17］运用Geo-Studio软件中的seep模块模拟了不同库水位升降速率及不同渗透系数下滑坡体内地下水的暂态渗流场特征，认为库水位升降速率和渗透系数是影响坡内渗流场的主要因素。文献［18］通过GTS软件模拟了秭归县马家沟滑坡地下水位线随库水位的变化特征，结果表明地下水位和库水位同步升降，影响其稳定性的主要是浮托力。文献［19］运用有限差分程序软件FLAC3D，对滑坡在库水位骤然升降下的位移和应力场进行分析，研究应力-渗流耦合作用下抗滑桩加固滑坡位移和受力特征，结果表明库水位骤降对其减弱作用比库水位骤升大。

前人对水库型滑坡的坡内渗流场受库水位变化的研究多基于数值模拟与物理模型相结合的基础上，但库水位变化的边界条件过于简化，与实际情况存在一定出入。此外，渗流场与应力场之间是相互影响的，一旦渗流场发生变化，应力场也随之改变，前人的研究成果偏向于渗流场的变化规律，对应力场的分析略显不足。故此，本文以云阳县黄泥巴蹬坎滑坡为例，以数值模拟的方法追踪了该滑坡自2003年蓄水以来坡内渗流场的变化规律，并进行了应力分析，研究了该滑坡自蓄水后12年内的稳定性随库水位的变化规律。

1 滑坡概况

黄泥巴蹬坎滑坡位于云阳县人和街道莲花社区2组，长江支流箭竹溪左岸，距河口1.4 km。滑坡可分为Ⅰ、Ⅱ号滑体，Ⅰ号滑体位于南侧，Ⅱ号滑体位于北侧(图1)。Ⅰ号滑体平面上呈舍形，剖面(图2)呈直线形，主滑方向为212°，为斜顺坡，前缘高程130 m，后缘高程250 m，其纵长530 m，宽180 m，厚30 m，面积约为9.54×104m2，体积约为286.2×104m3。Ⅱ号滑体平面上呈矩形，剖面呈凸形，主滑方向为265°，为横向坡，前缘高程145 m，后缘高程210 m，后缘以上为基岩陡坎，左侧与Ⅰ号滑体共边界，右侧边界为临空面。其纵长180 m，宽260 m，厚10 m，面积约为4.68×104m2，体积约为46.8×104m3。根据监测资料及现场调查，目前Ⅰ号滑体变形较为严重，Ⅱ号滑体基本无宏观变形，GPS地表位移监测数据显示，Ⅰ号滑体地表位移变形远大于Ⅱ号滑体，故本文研究对象以Ⅰ号滑体为主，后文中滑坡均指Ⅰ号滑体。

滑体物质为紫红色夹灰绿色碎块石土，土石比约为3:7，碎石粒径为3～10 cm，大者30～50 cm，土层厚3～40 m，靠近斜坡后部土层较薄，前部土层较厚，结构松散。滑带处物质为粉质粘土夹碎块石，遇水易软化。滑床基岩为侏罗系中统上沙溪庙组灰绿色厚层-巨厚层长石砂岩，泥质粉砂岩与粉砂质泥岩不等厚互层。

图1 黄泥巴蹬坎滑坡工程地质平面图Fig．1 Engineering geomorphic map of landslide1—滑坡边界及滑坡体编号;2—次级滑坡边界;3—崩塌体边界;4—地裂缝及编号;5—墙裂缝及编号;6—地面下座;7—岩土分界线;8—坡积物;9—残坡积物;10—侏罗系中统上沙溪庙组;11—地表位移监测点及编号;12—监测点变形方向(箭头长度代表位移大小);13—基岩产状。

2 模型及参数

本文用加拿大的Geo-studio系列软件，使用了其中的seep/w、sigma/w、slope/w等程序，分别建立了滑坡渗流模型、应力分析模型和稳定性计算模型。通过渗流模型，分析该滑坡在2003年蓄水以来的12年内坡体内的渗流场变化情况;渗流场的改变必然引起应力场的改变，以渗流模拟结果为初始条件，建立应力分析模型，剖析在库水位变化过程中，滑坡体内应力调整情况;在渗流场、应力场同时变化的条件下，建立滑坡稳定性计算模型，研究库水位变动对其稳定性的影响。

因本文着重研究库水位升降对该滑坡的影响，故仅考虑了库水位的作用，并未涉及降雨对该滑坡的影响。本文在模拟库水位升降的过程中，为了使模型简化，便于计算，因此未考虑模型材料参数的变化。各模型参数、初始条件、边界条件分述如下。

2.1 渗流模型

渗流模型以A-A’纵剖面为基础，将其划分为3354个节点，3476个单元，为了提高滑体、滑带处计算结果的精度，设置滑体每个单元长度为5 m，滑带每个单元长度为2 m。模型中的各材料参数见表1。

在滑体表面175 m高程以下设置库水位随时间变化的边界条件，该边界条件如实地反映了三峡大坝自2003年蓄水一直到2014年6月的库水位运行情况(图3)，从2003年6月9日库水位涨到130 m开始，经过2006年、2007年涨到156 m，再经过2008年、2009年实验性蓄水涨到172 m，2010年后每年库水位在145～175 m运行。整个过程共持续4024 d。相应于该边界条件，模型共设置2012个步时，每2天1个步时，计算周期为4024 d。初始条件为130 m地下水位线。

图2 黄泥巴蹬坎滑坡A-A'工程地质纵剖面图Fig．2 Engineering geological profile of landslide1—第四系滑坡堆积物;2—侏罗系中统上沙溪庙组;3—碎块石土;4—粉砂质泥岩;5—细砂岩;6—泥岩;7—地表裂缝;8—推测滑动面及剪出口;9—岩层产状;10—地下水位线。

表1 渗流模型参数Table 1 Percolation model parameters

图3 2003－2014年库水位－时间曲线Fig．3 The reservoir water level from 2003 to 2014

2.2 应力分析模型

渗流场的变化，会导致滑坡体内孔隙水压力的变化，从而引起土体颗粒间有效应力的改变。因此，本文将seep/w计算出的渗流场导入应力分析程序sigma/w中，计算出了每一个步时(对应一个渗流场)的应力状态。其材料参数见表2。约束模型两端水平位移为零，底部水平和垂向位移为零，模型初始应力来源于原位初始应力分析结果(只是重力作用的结果)。

表2 应力分析模型参数Table 2 Parameters of stress analysis model

2.3 稳定性计算模型

库水位的变化，引起渗流场和应力场的变化，最终导致滑坡稳定性发生变化。本文将渗流模拟结果导入稳定性计算模型中(图4)，采用摩根斯坦极限平衡法，将滑体、滑带划分为73个条块，分别计算出了相应于每一步时的稳定性系数。模型材料参数同表2。

图4 稳定性计算模型Fig．4 The stability calculation model

3 地下水位变化特征

三峡水库于2008年首次蓄水至172 m，达历年最高水位，从当年9月26日的145 m水位开始，一直到11月5日到达172 m，此后每年库水位基本上都在145～175 m运行，截止于2014年6月，经历了6次落差近30 m的库水位升降过程。此6次高水位循环升降必然引起滑坡体内孔隙水压力发生改变，为了研究这一变化，本文分别截取了第1次高水位升降期间(2008年下半年至2009年上半年)和第6次高水位升降期间(2013年下半年至2014年上半年)坡体内地下水位的变化过程，即对比分析此期间因库水位变化引起的孔隙水压力的响应。

研究表明，第1次库水位升至172 m过程中(图5(a))，滑体表层受库水位上升的影响较大，滑体深部孔压变化不大，由此产生方向指向坡内的动水压力;随后库水位从172 m开始下降(图5(b))，在此过程中，滑体表层浸润线随着库水位的下降而缓慢下降，滑体深部浸润线则缓慢向上抬升，表层和深部浸润线呈方向相反的变化趋势。在本次库水位升降过程中，因土体内地下水渗透速率低于库水位升降速率，且蓄水前土体为非饱和状态，因此而形成内外水头差，坡体内产生动水压力，从而表现出地下水位明显滞后效应。

在经历了5次变幅为30 m升降过程后，第6次库水位升降过程中(图5(c)(d))，仅坡体表层浸润线受库水位影响较明显，坡体深部浸润线基本无明显变化。亦表明在回水区内，滑坡体内部土体已基本饱和，仅表层土体受库水位影响而处于饱和/非饱和交替状态。

4 内应力变化特征

自2003年水库蓄水以来，滑坡体内渗流场发生了较大变化，这必将引起滑坡体内应力场的调整，其中土体间有效应力变化的大小及方向直接影响滑坡的稳定性。为此，本文通过以下两个方面来分析该滑坡历经12年的应力调整情况。

4.1 滑带有效应力

滑带处土体有效应力的变化，是滑坡稳定性变化的最直接反映。本文截取了2003年6月9日(130 m库水位)、2008-2014年每年某时刻(145 m库水位)滑带处土体的平均有效应力数据(图6)，结果表明:

图5 滑坡体内浸润线变化过程Fig．5 The variation of phreatic table in landslide

图6 滑带有效应力变化特征Fig．6 Effective stress variation of slip zone soil

(1)2003年6月～2008年9月，在经历了5年最高水位为156 m的库水位升降之后，该滑坡滑带距前缘剪出口200 m范围内的有效应力有所降低，因孔隙水压力增大所致，且该范围内滑带各点处有效应力降低值相差不大，平均为100 kPa，呈线性变化，以上表明，此5年内滑坡前部涉水区坡内水位有所抬升，且坡内水位线较为平直，基本能与库水位的变化保持同步。

(2)2008-2011年，在经历了3年最高水位为175 m且变幅为30 m的升降循环之后，滑带土体有效应力变化区域再次向后扩张，退至距前缘剪出口280 m处，且呈非线性变化，即在变化区域内，越靠近滑坡后缘，有效应力降低幅度越大，最大降低值达272 kPa。

(3)2003年-2010年9月期间，滑带前部有效应力虽有降低，但并未影响滑带有效应力最大值点，其值为804 kPa，距前缘剪出口280 m处。从2010年以后，滑带有效应力的变化已影响至原有效应力最大值点处，截止于2014年6月，该滑坡滑带处土体有效应力最大值点退至距前缘剪出口318 m处，较2003年后退38 m，其值为784 kPa，较2003年降低20 kPa。由此可见，在经历了12年的库水位运行之后，该滑坡滑带处土体有效应力最大值有所降低，且最大值位置沿滑带逐步后退。

(4)2012-2014年，滑带土体有效应力无明显变化，说明自2012年以后，该滑坡基本上已适应落差30 m的库水位升降变化，内应力基本调整完毕。

4.2 特征点应力变化

由前文可知，自2008年175 m实验性蓄水后，滑带处有效应力发生了较大变化，为了深入研究这一变化过程，本文追踪了滑带某一点处在2008-2014年期间库水位为145 m和175 m时的有效应力情况。为了使分析结果更具代表性，所选研究节点位于滑带处，距前缘剪出口153 m，其正上方的地表高程为165 m，且该点处的滑体厚度为33 m，与滑坡平均厚度接近。

研究结果(图7)表明，该点处有效应力在2008年9月～2011年11月期间变化幅度较大，最大变幅为205 kPa;从2011年11月份以后，随着库水位的循环升降，该点有效应力变化幅度基本维持在100 kPa，且水位越高，有效应力越小。由此可见，在2012-2014年内，该滑坡体内应力受库水位升降影响的变化规律已基本趋于稳定，印证了上文滑带处的应力变化特征。

图7 特征点有效应力变化Fig．7 Effective stress variation of feature points

5 稳定性变化规律

库水位的变化引起滑坡体内渗流场和应力场的变化，从而导致滑坡稳定性发生变化。模拟结果(图8)表明，在2003年蓄水至130 m前，该滑坡的稳定性系数Fs=1.206，经过12年的库水位循环升降运行之后，其稳定性系数最小值降低至0.977。另外，从2008年实验性蓄水期间来看，在升至最高水位172 m时，即2008年11月5日，其稳定性系数达最大值，为1.286，是由于坡内地下水位滞后于库水位的上升而产生方向指向坡内的动水压力和静水压力，有利于滑坡的稳定。随后稳定性系数迅速降低，结合上文2009年上半年坡内浸润线的变化特征，分析可知该期间稳定性系数的降低，一方面缘于库水位的下降引起滑体表层浸润线随之下降，从而产生方向指向坡外的动水压力，不利于滑坡稳定;另一方面在滑体表层浸润线随库水下降的同时，其深部浸润线逐步向上抬升，由此而产生的巨大孔隙水压力亦降低了滑坡的稳定性。从2006年开始，该滑坡的最小稳定性系数呈现明显的逐年降低趋势，至2011年5月30日，最小稳定性系数降低至1.00，滑坡处于不稳定状态。2012-2014年期间，该滑坡最小稳定性系数基本维持在0.977左右，未见明显的降低，此3年内滑坡稳定性系数在1.133和0.977之间来回波动。

图8 稳定性系数与库水位对比分析Fig．8 Comparison between stability factor and reservoir water level

6 结论与探讨

本文运用数值模拟方法，通过对三峡库区黄泥巴蹬坎滑坡进行12年(2003-2014年)的渗流场、应力场以及稳定性分析，得出如下结论:

(1)在2003年6月至2008年9月期间，该滑坡稳定性受库水位影响不大，稳定性系数仅降低0.086。此5年内，运行水位较低，且升降幅度较小，对滑坡体内渗流场的影响不大，无明显动水压力的产生，影响滑坡稳定性的主要为坡体外部静水压力的变化。

(2)在2008-2011年内，该滑坡体内渗流场、应力场以及稳定性状态发生了明显变化。2008-2009年内库水进行175 m试验性蓄水，初期坡内地下水位明显滞后于库水位的上升，产生了较大的指向坡内的动水压力和静水压力，有利于滑坡稳定;随后坡内地下水位逐步抬升，所产生的浮托力降低了滑坡的稳定性，此外，坡体表层因库水位升降而产生的动水压力亦影响滑坡的稳定性。

(3)在2012-2014年内，该滑坡体内的渗流场趋于稳定，且内应力基本调整完毕，稳定性系数最小值基本保持不变。此阶段滑坡体深部地下水位基本不变，仅近表层地下水位受库水位的升降变化明显。库水位上升，产生指向坡内的动水压力和静水压力，有利于滑坡稳定;库水位下降，产生指向坡外的动水压力，不利于滑坡稳定，因此滑坡的稳定性表现为随库水位的升降而发生周期性变化。

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