湘西陈溪峪滑坡变形机理及稳定性评价

刘 磊，徐 勇，李远耀，连志鹏，王宁涛，董仲岳

(1.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北 武汉 430205; 2.中国地质大学(武汉)工程学院，湖北 武汉 430074)

浅层滑坡在我国分布广泛，主要分布在中南及东南沿海地区，其中，地处中南地区的武陵山区地质条件复杂、降雨丰沛、人类工程活动强烈，突发性崩塌、滑坡、泥石流等地质灾害频发，尤以降雨诱发的浅层滑坡为主。该类滑坡区域范围内分布规律性较差，且具有突发性、隐蔽性和破坏性强等特点[1-2]。目前，国内外学者对不同地区降雨型浅层滑坡的变形机理及稳定性进行了大量研究。例如，张楠等[3]通过对典型的岩溶山区浅层基岩滑坡的粒度试验研究，认为滑坡发生前的降雨入渗且无有效的排泄途径是滑坡发生的主要诱因；张群等[4]针对四川南江红层地区浅层土质滑坡的模型分析研究表明，抗剪强度是影响该类斜坡稳定性的重要因素之一；周琪龙[5]对黄土沟壑区浅层滑坡的数值模拟研究发现，雨水的下渗、土颗粒的分离和转移，导致土体软化并形成软弱滑面，最终造成浅层滑坡的失稳；Ng等[6-7]研究发现持续降雨后边坡表面1.5 m以下存在明显滞水水位，导致孔隙水压力升高及初始干土膨胀，继而导致边坡浅层土体抗剪强度下降；Rahardjo等[8]研究了降雨期间地下水位的变化及滑坡土体的性质对滑坡稳定性的影响；等等。

纵观近些年浅层滑坡的研究成果，研究区多集中于陕北黄土地区[9-12]、西南红层地区[13-15]，鲜有针对武陵山丘陵地区的浅层滑坡；已有的浅层滑坡机理研究大多通过室内试验及模型分析，而通过现场的观测和分析是理清滑坡变形破坏过程最为重要的研究方法之一[16]，可以为斜坡稳定性的评价及失稳预测提供基础。基于此，本文以武陵山湘西地区慈利县陈溪峪滑坡为例，开展了降雨量、基质吸力、地下水位和地表变形等的监测；结合滑坡现场调查及监测成果，分析研究了滑坡的形成条件和变形机理。

1 滑坡概况

1.1 滑坡基本形态

陈溪峪滑坡位于湖南省张家界市慈利县零阳镇陈溪峪村。滑坡平面形态为舌形，所在斜坡坡顶高程约215 m，前缘直抵陈溪峪水库，高程155 m，相对高差约60 m，主滑方向约为300°(图1)。该滑坡为顺向斜坡，剖面呈直线形，滑面为基覆滑面，滑体主要由残坡积物组成，平均厚度约5 m(图2)。

图1 陈溪峪滑坡平面图Fig.1 Map of the Chenxiyu landslide

1.2 滑坡物质组成

钻孔勘察报告[17]显示：滑体物质为黄棕-黄灰色强风化粉质黏土夹碎石块；土体稍具弱膨胀性，脱水易干缩龟裂；碎石成分为粉砂岩、泥质粉砂岩，块径一般2～18 mm，稍圆润；土石比约7∶3。滑带土为红棕色粉质黏土夹碎块石，碎石含量10%～20%，可见呈次圆状的小碎石，黏性土呈可塑状，厚度为0.3 ～0.5 m；滑带土可见光滑镜面，局部滑带土上可见细小的擦痕，可见挤压、揉搓等现象。下部基岩以志留系下统辣子壳组灰绿色薄层状粉砂岩、粉砂质泥岩为主。

图2 滑坡纵剖面图Fig.2 Longitudinal profile of the landslide

2 滑坡调查及监测

2.1 滑坡调查

陈溪峪滑坡前缘直抵陈溪峪水库，基岩和第四系接触面受季节性水位影响，处于周期性的干湿循环状态。陈溪峪滑坡左边界以第四系覆盖物和可见基岩为界，右边界以冲沟为界，滑坡后缘以陡崖为界。

据现场调查，滑坡后缘5#房屋墙壁可见墙体开裂，裂缝自下而上长约3.5 m，宽5 cm，深20 cm，墙体已穿(图3)。同时房屋门前水泥地面上可见两条明显的地裂缝，L1长5.1 m，走向30 °，缝宽约2 cm；L2长4.3 m，走向25 °，缝宽约1.5 cm。滑坡中部6#房屋前水泥地同样发现多条地裂缝(图4)，最大缝长13 m，最大缝宽1 cm，最长的裂缝走向340°。另外，据当地住户反馈，久旱的暴雨过后房屋外地面开裂变形较为显著。因此，滑坡中后部变形较大，而滑坡前部变性较小，滑坡整理处于基本稳定状态。

图3 滑坡后缘5#房屋开裂Fig.3 Cracking of the 5# house at the back of the landslide

2.2 滑坡现场监测

为了直观判断及分析滑坡的变形情况，于2017年6月安装了雨量计、水势计、水位计及裂缝计等自动监测装置，监测平面布置见图1。

图4 滑坡中部4#房屋前地面裂缝Fig.4 Ground crack in front of the 4# house at the middle of the landslide

2017年6月至2018年6月，慈利县总降雨量约为1 175 mm，主要发生在5—8月；又以2017年6月最大，达248.2 mm；单日最大降雨量发生在2017年8月12日，为70 mm(图5)。

图5 陈溪峪滑坡2017年6月至2018年6月逐月降雨量Fig.5 Monthly rainfall near the Chenxiyu landslide from June，2017 to June，2018

现场调查发现滑坡中后部变形较为严重，故在1#房屋南侧(LF-01)、2#房屋门前陡坎(LF-02)、3#房屋南侧(LF-03)分别布置裂缝计，采用测量精度为0.1 mm的自动裂缝计进行实时量测。对监测数据中明显异常和误差较大的数据进行线性内插处理，最后对逐日监测数据进行增量累加，得到了各监测点的累计位移曲线(图6)。

图6 三处裂缝2017年6月至2018年4月累计位移Fig.6 Cumulative displacement curve of three cracks in the Chenxiyu landslide from June,2017 to April, 2018

为了了解滑坡体内地下水位的变化规律，利用现场调查在主纵剖面上的3个勘探孔，布置自动地下水位计，从上到下依次为SW-01、SW-02、SW-03；其中，SW-03孔水位几乎不随降雨变化，故不显示；其他两孔的水位变化曲线如图7所示。

图7 陈溪峪滑坡2017年7月至2018年6月地下水位Fig.7 Changes in groundwater level in the Chenxiyu landslide from July, 2017 to June, 2018

基质吸力通常是描述非饱和土的力学性质的重要参数，采用MPS-6型土壤水基质吸力传感器监测不同深度土壤的基质吸力。XL-01埋深65 cm，距SW-01管90 cm；XL-02埋深80 cm，距SW-02管75 cm；XL-03埋深60 cm，距SW-03管73 cm。各监测点2017年6—9月的基质吸力监测曲线见图8。

图8 陈溪峪滑坡2017年6—9月基质吸力曲线Fig.8 Matrix suction curve of the Chenxiyu landslide from June,2017 to September, 2017

3 滑坡变形机理分析

3.1 形成条件

任何一个滑坡的形成都是内在因素和外在诱发因素共同作用的结果，滑坡发生的内在因素包括坡体的地层岩性、地形地貌、地质构造、岩石孔隙率、新构造运动、节理裂隙和风化程度等；外在因素包括库水位变化、连续久雨、强降雨、地震、滑坡体上部加载不合理的人类工程活动等因素。当内在因素和外在诱发因素共同作用于滑坡体时，会出现下滑力大于抗滑力，滑坡就会失稳、变形，甚至出现整体失稳成为滑坡。

3.1.1内在因素

陈溪峪滑坡的滑体中前部滑体较薄，地形较缓，抗滑段短；而滑坡中后部滑体较厚，平均坡度较陡；这种坡体形态极易形成推移式滑坡。图6的裂缝计监测曲线也显示从中部LF-03至后部LF-01的累计位移在依次增大。

滑体的堆积层物质为残坡积物，渗透系数约为0.08 cm/min，透水性较好。地表水中的很大一部分会直接沿土体下渗，滑坡下伏的基岩由于是粉砂岩、粉砂质泥岩等透水性较差的岩性组合，所以会阻隔地下水进一步下渗，并且改变地下水入渗流向，使得地下水在上部滑体和下伏基岩的接触面上流动，导致上覆土体滑动，从而有利于滑带的形成。

对陈溪峪滑坡体上的粉质黏土进行磨片分析，发现其主要成分为伊利石即水云母。伊利石是常见的一种黏土矿物，具亲水性，易于软化，硬度较低，其莫氏硬度为1～2，抗剪强度也较低。当降雨或者陈溪峪水库库水位变动时，水接触到伊利石使其软化，从而降低整个坡体的抗剪强度，不利于滑坡的稳定。

3.1.2外在因素

据现场调查，影响陈溪峪滑坡稳定性的外在因素主要为降雨及人类活动。

根据历史降雨量数据，慈利县多年平均降雨量为1 301.37 mm，年降雨量最大为1 914.69 mm(2002年)，年降雨量最小为777.4 mm(1997年)；多年月平均降雨量最高为268.27 mm(7月)，最低为11.54 mm(1月)，全年雨季为5、6、7三个月，其雨量占全年降雨量的48.7%。在降雨过程中，雨水入渗至滑坡体内部，滑坡岩土体从非饱和态转为饱和态。该过程中滑坡岩土体的物理、力学性质发生变化，引起滑坡的滑动力增加和抗滑力降低，最终可能导致边坡变形破坏。

陈溪峪滑坡的人类工程活动主要为坡体上大面积的引水灌溉种植水稻以及修建人工池塘，其容易造成大量水沿坡体裂缝入渗到坡体内部，改变坡体内渗流场，从而影响滑坡整体的稳定性。如，滑坡中部右边界处有一人造水塘，经不同时刻拍摄的卫星照片和现场调查发现池塘内水位存在季节性丰枯现象。另外，陈溪峪滑坡前缘处在陈溪峪水库的消落带上，库水的浸泡以及地下水动水压力的作用，使得土体微结构发生变异，土坡宏观的整体力学性能降低，引起滑坡体产生不同程度的变形。

3.2 变形机理

由上述分析可知，降雨是陈溪峪滑坡发生变形的主要诱发因素。为了更好地分析降雨量与裂缝累计位移、地下水位以及基质吸力之间的关系，选取钻孔ZK-10以及ZK-11附近的2017年6—9月监测数据进行分析(图9～10)。

图9 钻孔10降雨量、累计位移、地下水位及基质吸力监测曲线Fig.9 Monitoring curves of rainfall, cumulative displacement, groundwater level and matrix suction in borehole 10

图10 钻孔11降雨量、地下水位及基质吸力监测曲线Fig.10 Monitoring curve of rainfall, groundwater level and matrix suction in borehole 11

从监测数据可以看出：

(1)当强降雨降落到滑坡体上时，如2017年8月9日24 h降雨量达70 mm，ZK-10、ZK-11测得的基质吸力值均迅速减小，反映滑坡体表层非饱和土降雨入渗较快，当减小到一定值时(9.5 kPa左右)，基质吸力不再有明显的变化，表明此时入渗到土体的降水极少，降水主要沿着滑坡体表面迅速流走。当日降雨量在15 mm以下时，未见基质吸力值有减小的趋势，表明此时的降雨入渗较慢或未入渗至60 cm附近深处。

(2)钻孔内月水位埋深平均值受季节性降雨影响显著，监测期内7月份干旱少雨，钻孔内水位标高明显下降，到8、9月份时，降雨增多，水位标高逐渐抬升，最大月平均水位相差0.44 m。短时强降雨引起地下水变化幅度不如长时间降雨对地下水位造成的影响大，后者造成地下水位埋深减小幅度明显要快于前者，反映短时强降水可能导致大量雨水未来得及渗入土体便沿坡体表面流走，这与基质吸力的观测结果相一致。ZK-10处地下水位与岩土分界线位置基本相同，在丰水期地下水位较高时，地下水位稍高于岩土分界线；在枯水期地下水位较低时，地下水位略低于岩土分界线。

(3)由图6可知，滑坡中后部裂缝计从中部LF-03至后部LF-01的累计位移依次增大，表明滑坡后部变形量较大，中部受前部滑体的阻滑作用，变形量较小，滑坡整体表现出推移式滑坡的变形特征。由图9～10可知，累计位移与降雨、地下水位、基质吸力均未表现出明显的相关性，造成此现象的原因主要是由于该裂缝计量程较短，仅为10 mm，监测结果具有一定的局限性。

综上所述，陈溪峪滑坡体土体结构松散，含有亲水性矿物，易于软化，且渗透性较好，为降雨入渗至基覆界面，继而沿基覆界面滑动提供了较为有利的条件；滑坡体厚度整体表现为两头薄，中间厚，中前部的滑体在一定程度上减缓了滑坡后部滑体的变形，使得滑坡处于缓慢蠕滑阶段；因此，从以上分析可知，陈溪峪滑坡为降雨型滑坡，其地质力学成因为蠕滑推移式土质滑坡，运动形式为沿基覆界面的浅层滑坡。

4 稳定性评价

4.1 计算参数及工况

综合考虑陈溪峪滑坡的降雨入渗过程及其变形机理，以滑坡主纵剖面为典型剖面，采用Plaxis2D AE(2015)建立计算模型(图11)，根据不同的降雨工况对边坡稳定性进行模拟分析。各工况如下：

图11 边坡有限元网格计算模型示意图Fig.11 Schematic diagram of the finite element mesh calculation model for landslide

(1)工况一(实际久雨)：选取2017年6月9—15日实测降雨数据，累计降雨量101.9 mm，历时7 d，停雨8 d，共计15 d；

(2)工况二(极端久雨)：累计降雨量280 mm，降雨历时7 d，停雨13 d，共计20 d；

(3)工况三(实际暴雨)：选取2017年8月12日的4～9时实测6 h降雨数据，累计降雨量70 mm，降雨历时24 h，停雨4 d，共计5 d；

(4)工况四(极端暴雨)：累计降雨量240 mm，降雨历时24 h，停雨4 d，共计5 d。

模型大小为460 m×120 m，边坡高44 m，长310 m，地下水位采用实测平均水位。模型为平面应变模型，共划分出生成940个单元，7 893个节点，平均单元尺寸3.675 m。根据前期资料和室内外试验测得的结果，利用综合经验参数取值的方法，得到各计算参数(表1)。

表1 滑坡计算参数Table 1 Landslide calculation parameters

4.2 稳定性计算结果及分析

考虑基质吸力对边坡稳定性的贡献，将强度折减有限元法推广到非饱和土边坡，计算得到了不同降雨工况下滑坡稳定性的变化情况(图12)。

图12 不同降雨工况下滑坡稳定性随时间变化曲线Fig.12 Landslide stability versus time under different rainfall conditions

由图12(a)可知，在降雨初期，工况二较工况一的稳定性系数下降幅度更快，反映出稳定性系数与降雨量呈负相关性：降雨量越大，滑坡的稳定性的降幅越明显；在降雨停止的当天，工况一的稳定性系数为1.085，处于基本稳定状态，而工况二的稳定性系数为1.034，处于欠稳定状态，表明在相同降雨历时情况下，降雨量越大，滑坡的稳定性越差；在降雨停止后，两工况都出现了持续1天的稳定性系数继续缓慢减小的情况，说明由于瞬态饱和区的雨水继续下渗，使边坡入渗区域内非饱和抗剪强度继续降低，同时，部分雨水由坡面排出，减缓了雨水对整体稳定性的影响。两工况在雨停后滑坡稳定性的恢复程度有所不同，主要表现在：停雨后第8天工况一稳定性系数升至1.173，而工况二雨后至第13天稳定性仅回升至1.164，说明雨量越大，水对滑坡岩土体的劣化越严重，雨水排出滑坡体所需时间越长；另外，工况一较工况二在降雨第1天后，安全性系数略增大，体现了短时间少量降雨可增大坡体重力，使之安全性系数增大。总之，在持续降雨的条件下，降雨量越大，水对滑坡岩土体的劣化越严重，滑坡的稳定性亦越差，恢复至原始状态的历时越长。陈溪峪滑坡在持续降雨条件下的降雨量预警值约为280 mm。

由图12(b)可知，初期降雨阶段，工况三比工况四的稳定性系数下降速率更快，这是由于工况三的降雨强度大于工况四，该现象与久雨工况初期情况一致；至工况三雨停时，其稳定性系数为1.064，处于基本稳定状态，而工况四在降低至相同稳定性系数所需要的时间及降雨量分别比工况三多7.5 h和65 mm，表明前期降雨强度对滑坡稳定性的影响起着关键的作用；工况四在相同降雨强度条件下，滑坡体的稳定性系数下降速率表现出随时间逐渐减小的趋势，至雨停时的稳定性系数为1.028，处于欠稳定状态，说明随着持续降雨，滑坡体入渗能力逐渐趋于饱和入渗状态，孔隙水压力经历了从快速增大到缓慢增加的变化过程。在雨停后，两工况均表现出稳定性系数逐渐增大，这是由于滑坡渗透性较好，滑坡体内地下水不断排出，孔隙水压力逐渐降低，抗剪强度增加，滑坡稳定性系数不断升高；至第5天时，工况三稳定性系数为1.137，工况四为1.119，此现象与久雨工况相类似。综上所述，在短时强降雨条件下，降雨强度对滑坡稳定性产生显著影响，降雨强度越大，滑坡稳定性越差，因此，短时强降雨是诱发浅层滑坡失稳的最关键因素。陈溪峪滑坡在短时强降雨条件下的降雨强度预警值约为240 mm/d。

5 结论和建议

(1)据现场调查，陈溪峪滑坡体厚度整体表现为两头薄、中间厚，滑坡变形量最大区域为滑坡中后部，处于蠕滑变形阶段，影响因素主要为降雨及人类工程活动，其地质力学成因为蠕滑推移式土质滑坡，运动形式为沿基覆界面的浅层滑坡。

(2)当强降雨降落到滑坡体上时，坡内基质吸力值均迅速减小，直至一定值后(9.5 kPa左右)不再变化；坡内地下水位受季节性降雨影响显著，短时强降雨引起地下水变化幅度不如长时间降雨对地下水位造成的影响大。累计位移与降雨、地下水位、基质吸力均未见表现出明显的相关性。

(3)在降雨条件下，降雨强度越大，降雨历时越短，水对滑坡岩土体的劣化越严重，滑坡的稳定性亦越差，恢复至原始状态的历时越长，因此，短时强降雨是诱发浅层滑坡失稳的最关键因素。陈溪峪滑坡在持续降雨条件下的降雨量预警值约为280 mm，在短时强降雨条件下的降雨强度预警值约为240 mm/d。