俞良晨,阎长虹,2,郭书兰,谈金忠,徐成华,刘 羊,黄 磊
(1.南京大学地球科学与工程学院,江苏 南京 210023;2.南京大学金陵学院,江苏 南京 210089; 3.江苏省地质矿产局第一地质大队,江苏 南京 210041)
在我国,滑坡地质灾害分布范围较广、危害大,降雨尤其是极端强降雨是诱发滑坡的最主要原因[1-5]。针对降雨对边坡稳定性的影响,国内外许多学者都开展了研究。李绍红等[6]考虑不同降雨特性对基岩型浅层边坡稳定性的影响,认为不同降雨类型对该类边坡稳定性影响较大,具有明显的时效性;翟生军等[7]运用UDEC离散元软件,以西南地区某顺层滑坡为例,提出一种等效渗流法,实现了模拟降雨条件下地下水向坡脚的渗流过程;唐栋等[8]采用非饱和渗流分析方法研究了前期降雨对不同土体边坡稳定性的影响,认为边坡土体渗透系数越低,边坡稳定性受前期降雨的影响越大、影响时间也越长;汪丁建等[9]基于Green-Ampt(GA)模型同时考虑湿润锋以上饱和带渗流作用对强降雨条件下堆积层滑坡的稳定性进行了分析,认为强降雨作用易造成堆积层滑坡发生,而且在强降雨初期,滑坡稳定性下降较快,随着降雨的持续,稳定性下降速率逐渐放缓;贺可强等[10]针对堆积层滑坡物质组成、地下水作用特点及位移动力学规律等,系统分析了堆积层滑坡持续位移和降雨变化规律的关系,建立了降雨动力增载位移响应比评价参数与预测模型;涂园[11]基于地下河槽一维渗透理论,构建受降雨影响新的平推式滑坡承压水模型,认为后缘裂隙水头对承压水作用范围、渗透流量和潜水渗出高度的影响较大;赵权利等[12]构建典型平推式滑坡地下水渗流分析模型并结合降雨型滑坡下山滑坡,认为承压水作用范围将影响边坡稳定计算结果,且滑坡稳定性系数会随着承压水作用范围增大而线性减小;阎长虹等[13]在分析宁镇地区典型山前缓坡新型滑坡地质灾害时,认为滑坡体具有特殊的地层结构及水文地质特性,受强降雨作用时,在坡体内容易产生暂时性承压水,在其浮托力的作用下缓坡发生顶托破裂和剪切破坏;Hong Y M等[14]利用连续方程建立了一个预测山坡地下水位随降水量变化的模型,认为地下水在滑坡中起着至关重要的作用,强降水会使山坡内的地下水位升高,导致边坡不稳定而发生滑动;Matja M等[15]通过对斯洛文尼亚的两个平推式滑坡进行研究,提出诱发此类滑坡的主要原因是由持续降雨产生的高承压水;Jiao J J等[16]提出了降雨条件下边坡水文地质概念模型,并认为当受强降雨影响形成承压地下水带时正确的水文地质模型对边坡工程显得尤为重要;Borgatti L等[17]从水动力学的角度分析了意大利某山区古滑坡的复活,得到了承压水诱发古滑坡复活的结论;Lee Y S等[18]以香港某松散填土边坡为例,认为分层填筑引起的水利传导系数差异是该滑坡内承压水形成的主要原因,承压水作用导致边坡滑动。
近年来,南京及其周边地区极端天气频繁发生,降雨的强度和持续时间在不断增大和加长,由此诱发的滑坡地质灾害也越来越多,如南京江宁方山、牛首山、燕子矶以及镇江的跑马山滑坡等[19-22]。这些滑坡均发生在降雨频繁的6—9月,其破坏形式主要有圆弧型滑坡及山前缓坡蠕动滑坡等,其中山前缓坡蠕动滑坡的规模和危害性最大。传统观点认为,山前缓坡相当于反压马道,有利于山体整体的稳定。然而,近年来受极端降雨天气的影响,出现山前缓坡连同上部山体发生较大规模的整体性滑坡。目前,针对此类滑坡的形成机制缺乏系统的研究和认识,治理措施没有针对性。
本文结合南京游子山降雨诱发型滑坡,通过分析场区地质环境条件,对此类滑坡的影响因素和形成机制进行综合分析,探讨缓坡内“暂时性承压水”在滑坡形成过程中的作用。
南京市的地形地貌特征主要为低山岗地和平原,新生代以来构造运动相对较弱[23-25],山体长期遭受剥蚀风化,形成上陡下缓的坡形。山体上部岩石裸露,坡度较陡;下部地表多被第四系松散沉积物覆盖且坡度很缓,沉积物颗粒粒径随深度的增加由细变粗;下覆基岩主要为强风化及中风化泥质粉砂岩、碳质页岩、灰岩和斑状石英闪长岩。
图1 滑坡区地形及周边环境地质影像图Fig.1 Topographic and surrounding environmental geological image maps of the landslide area
本文研究的南京游子山滑坡位于南京南部,2016年7月1日边坡后缘出现拉裂,7月3日坡体整体发生滑动。山体表现为上陡下缓地貌形态,上部陡坡平均坡度约36°,局部大于50°,下部缓坡平均坡度约15°,山前缓坡上有一些建筑物,造成了下部缓坡上局部有分布荷载(图1)。在经历持续强降雨后,山体上部陡坡连同中下部坡度较缓的山前缓坡一起发生整体滑动,其破坏形式呈现为上部为圆弧滑动、下部为缓坡蠕动滑动。从图1可以看出,滑坡周界清晰,滑壁呈圈椅状。滑坡后缘高程99 m,后缘出现拉张裂缝,形成滑坡壁,高差0.5 m。前缘高程53 m,滑动面剪出位置位于山体缓坡下部坡脚附近,滑坡前缘出现不规则裂缝,土体发生叠瓦状涌起(图2)。滑坡长约190 m,滑体厚度4~15 m,滑体总体积达4×105m3,滑坡体上道路路面鼓胀拉裂,房屋开裂破损严重,有些建筑物完全损毁。
图2 滑坡区平面图Fig.2 Plane maps of the landslide area
根据场区工程地质勘察资料,坡体上部为全风化泥质粉砂岩,岩石裸露破碎,中下部坡体表层主要为第四系松散沉积物,以粉质黏土为主,渗透性差。受地壳间歇性升降运动及沉积环境变化的影响,沉积物颗粒粒径随深度向下由细变粗,下部以粗颗粒土及全风化泥质粉砂岩为主,透水性和赋水性较好,与河流相二元结构有类似特征,有利于地下水的赋存和承压水的形成。下覆基岩主要为强风化及中风化泥质粉砂岩,透水性差,强度较高。根据岩土层的成因、形成时代及埋深,本文将坡体地层划分为4个工程地质层组,其岩性特征见表1,典型剖面图见图3。场区第四系沉积物厚度较大,地层岩性可分为四个部分:其上部为②粉质黏土,发育有垂直裂隙,性质软弱,局部分布素填土或碎石土,透水性较差;中部为③黄褐色的碎石土,碎石大小不等,部分碎石粒径大于5 cm,碎石间泥砂充填,透水性较好;下部为④-1全风化泥质粉砂岩,风化严重,多为泥质粉砂岩碎块且局部被泥质充填,透水性微弱;底部为强风化泥质粉砂岩和中风化泥质粉砂岩,强度较高,其透水性较差。
表1 场区坡体地层基本情况
图3 滑坡区典型剖面图Fig.3 Typical section of the landslide area
场区地下水类型主要分为孔隙水和基岩裂隙水两种:孔隙水存在于山体下部缓坡的第四系松散沉积物中,受季节影响明显,地下水位变化幅度较大;基岩裂隙水主要分布于山坡裂隙发育的岩体中。在枯水季节,山体下部表层土体处于非饱和状态,干湿循环作用强烈,而位于地下水位以下的中下层碎石土,孔隙性较好,地下水丰富,形成较好的含水层。在汛期强降雨来临时,由于山体上部风化层较薄,岩石裸露,破碎较为严重,岩体构造结构面和风化裂隙较为发育,在降雨入渗补给后形成基岩裂隙水,为坡体下部松散沉积物中的孔隙水提供补给。同时由于坡体上部地形较陡,降雨可以沿着裂隙快速入渗运移到坡体中下部的缓坡含水层中,短时间内来不及排泄,在山前缓坡特有的地层结构及其水文地质条件控制下,极易形成“暂时性承压水”。
我们提出的“暂时性承压水”概念,和承压水一样是充满于两个隔水层之间的含水层的水。但暂时性承压水的形成主要受强降雨影响,雨水不断入渗,坡体的水位逐渐抬升,形成承压水;强降雨过后,坡体中的地下水经过一段时间的径流和蒸发,水位逐渐下降,承压性消失,所以具有暂时性和季节性。
南京这一山前缓坡在强降雨条件下连同上部山体一起发生了较大规模的滑坡,显然有其特殊性。因此从现场工程地质调查及勘察资料来看,该山前缓坡具有特有的地层结构特征,在极端强降雨条件下可能产生暂时性承压水。因此,这里主要从这一特殊影响因素出发,综合考虑山坡地层岩性、地形地貌及人类工程活动等因素,分析该山体整体滑坡的滑动机制。
首先,滑坡区山体表现为上陡下缓坡形,上部山体高差较大,具有良好的临空面且有利于地表水的径流。同时场地受新构造运动的影响,山体上部地形陡峻,风化层较薄,基岩裸露,岩体裂隙较为发育,利于降水的快速入渗和以地表径流形式向山前缓坡汇集。而山前缓坡表层粉质黏土的黏粒含量高,具有弱膨胀性,物理力学性质较差,在受干湿循环的反复作用下,力学性质不断降低;入渗的地下水流在基岩面上部滞留下来,使土体和碎裂岩体性质软化,尤其是山体上部泥质充填的泥质粉砂岩碎块,在雨水的浸泡作用下,黏聚力大大降低。
南京处于亚热带季风气候区,夏季暴雨或连续降雨频发,特别是近年来,极端强降雨天气增多。2016年,南京经历了历史同期罕见的暴雨,该滑坡区从6月中旬至7月初的降雨量高达623 mm,较常年偏多一倍。尤其是7月1日至7月3日连续三天的强降雨,导致了缓坡土体中孔隙水压力的增大,内聚力和摩擦角降低,有效应力减小,抗滑力不断下降,而土体和碎裂岩体则吸水饱和,使其重力增加,造成下滑力不断增大。
另外,因当地景区的开发,人工切坡和基础设施建设破坏了原有的平衡状态,部分工程还采用爆破法施工,造成了岩土体强度的降低。这些活动都会对边坡的稳定性造成影响。
除了以上分析的内因和外因之外,下部缓坡在经历连续的强降雨后形成的暂时性承压水,是诱发该滑坡发生整体滑动的最重要因素。坡体上部裸露岩石中的断层、节理和风化裂隙以及碎石土为降雨的入渗提供了通道,山前缓坡黏性土层以下的碎石土层和全风化泥质粉砂岩层为地下水的聚集与赋存提供了条件,同时由于山前缓坡上部粉质黏土层的不透水性,导致缓坡中的地下水短时间内不能即时排出,形成暂时性承压水。
如图4所示,受暂时性承压水的影响,山前缓坡坡体内部形成巨大的“承压水盆”,而表层弱透水或不透水土体被高水位压力“浮托”,抗滑力急剧降低;与此同时,在边坡前缘位置,由于相对隔水层土体厚度较薄,受暂时性承压水的浮托力影响被托起顶裂。
图4 滑动机制示意图Fig.4 Schematic diagram showing the sliding mechanism
综合上述分析来看,地形地貌、地质构造和山前缓坡特有的地层结构特征是该整体性滑坡发生的内因,强降雨和人为工程活动等因素起着促进和诱发的作用。在强降雨条件下,雨水入渗导致山体中上部土体下滑力不断增大,抗滑力不断减小率先发生圆弧滑动,而山体下部缓坡在受坡体内形成的暂时性承压水和中上部坡体圆弧滑坡下滑力的共同作用下发生山体中部及下部缓坡整体滑动。坡脚土层较薄位置受暂时性承压水的浮托力作用下形成塑性破坏区,表层黏性土被顶裂。总体来看,该山体边坡中上部圆弧滑动土体沿着滑移面从上向下作用于山前缓坡,而缓坡坡脚在暂时性承压水作用下被顶裂,从而造成山体边坡中部到下部整个坡体贯通,从而形成较大规模的滑坡地质灾害。
为了获取边坡内部的应力位移分布情况,揭示边坡破坏的内在机理,本文利用GeoStudio软件中的SEEP/W、SLOPE/W及SIGMA/W模块模拟降雨等因素对该边坡稳定性的影响。
本文首先采用SEEP/W模块将7月1—3日的降雨作为流量边界进行入渗模拟,初始地下水位按照图3所示的地下水位定义初始水位,采用饱和-非饱和渗透模型和定水头边界,模拟所需的岩土体参数见表2。入渗模拟结果再与SLOPE/W、SIGMA/W模块进行耦合来分析边坡的渗流、孔隙水压力、位移和稳定性系数。
表2 岩土体相关参数指标
降雨的入渗、径流和排泄伴随着土体的基质吸力、渗透系数、饱和度和含水率等变化。通过SEEP/W模块模拟计算得到降雨条件下边坡3 d内孔隙水压力分布、径流等的变化,如图5所示。
计算结果对比显示,在3 d连续强降雨作用下,上部山体雨水主要通过裸露的全风化泥质粉砂岩中的裂隙和碎石土层向坡体内部渗流,暂态饱和区逐渐向下延伸并与含水层贯通,土体逐渐饱和,孔隙水压力增大,地下水位上升,导致土体软化,抗剪强度减小,同时由于雨水入渗形成较大的水力梯度,产生了沿碎石土层指向坡脚的动水压力,增大了边坡下滑力。山前缓坡由于山体坡度很缓,地表水流流速较慢,使缓坡表层粉质黏土层形成暂态饱和区,强降雨入渗并径流进入山前缓坡含水层,并导致坡体中下部地下水位的持续抬升,随之导致局部地下水开始与隔水层顶板(粉质黏土层)接触,短时间内地下水无法排出,形成暂时性承压水,随着降雨入渗的持续进行,暂时性承压水区域逐渐扩大,山前缓坡地下水位持续抬升至坡面以上,承压水施加于缓坡表层土的浮托力随降雨的持续而不断增大。
图5 不同时间孔隙水压力和水位线图Fig.5 Pore water pressure and groundwater level lines at different times
为分析暂时性承压水对边坡前缘不透水层薄弱地段的顶裂作用,选取图5所示山前缓坡表层土体较厚的A点和较薄的B点作对比分析,其中A点表层土体厚度为6.73 m,B点为1.86 m。将两点随降雨入渗在不同时间下的承压水头绘制成图,得到承压水头随时间的变化关系(图6)。随着强降雨的持续,A、B两点的承压水头不断增加,A点承压水头的增长速度较B点明显缓慢,强降雨持续3 d后A点的承压水头仅为2.302 m,浮托力不足以顶裂上覆土体,而此时B点承压水头达6.248 m,超过其上覆土层厚度的两倍,完全可将B点附近的土体托起、顶裂。
基于上述山坡渗流分析结果,这里对降雨引起的边坡应力场和位移场进行了模拟计算,考虑土体为弹塑性体,采用边坡标准边界条件即模型左右边界约束水平位移,底部约束水平和竖直位移,得到坡体位移和稳定性系数(图7、表3)。
在强降雨中初期,受降雨入渗影响,发生了相对较小的位移,坡体中上部有效应力降低,土体容重增加,下滑力增大,上部山体率先发生圆弧滑动,第一日和第二日的最大位移量分别为0.213 m和0.473 m,下部土体则主要受上部土体挤压和局部小范围承压水浮托影响而发生较小形变,坡体整体处于不稳定状态;强降雨后期,有效应力进一步降低,下滑力不断加大,抗滑力减小,上部山体圆弧滑动位移逐渐加大,山前缓坡受暂时性承压水影响,浮托力不断增大,在山前缓坡坡脚土层较薄的地方被暂时性承压水顶裂,顶裂滑动位移达0.45 m,加之上部坡体圆弧滑动挤压山前缓坡表层土体,最终导致塑性破坏区从中上部陡坡后缘拉裂处到下部缓坡坡脚贯通,边坡稳定性系数已不足1.0,坡体最大位移达0.660 m,中下部坡体整体处于滑动状态。
图7 不同时间坡体位移图Fig.7 Slope displacement maps at different times
表3 降雨入渗模拟结果
从模拟计算结果看,研究区山体中下部自然边坡随强降雨和入渗的持续,边坡体由上至下逐渐趋于饱和状态,中上部首先达到极限平衡状态,而下部富水层地下水位不断抬升,浮托力加大,进而顶裂坡脚土层厚度较薄地段,同时岩土界面土体强度下降,滑动面贯通,山体中下部发生整体滑动。
(1)一般认为山前缓坡相当于反压马道,有利于山体整体的稳定,而研究区恰恰是山前缓坡发生了滑坡。通过地质分析,发现这一山前缓坡具有特殊的地质结构,即表层为不透水或弱透水性的黏性土,下层为粗颗粒土,利于地下水富集及赋存,在持续强降雨条件下会形成“暂时性承压水”。
(2)坡体中上部主要为黏性土,土质均匀,坡度相对较陡,具有良好的临空条件,在降雨条件下容易发生圆弧型滑动。
(3)在持续强降雨条件下,山前缓坡受上部圆弧型滑动的下滑力挤压作用和缓坡内 “暂时性承压水”浮托力的作用而发生滑动。
(4)数值模拟结果显示在极端持续强降雨条件下,最终造成塑性破坏区从中上部陡坡后缘拉裂处到山前缓坡坡脚贯通,从而造成山体中下部整体滑动,有效验证了滑坡机制地质分析结果。
(5)极端持续强降雨使缓坡内形成暂时性承压水是诱发缓坡滑动的主要因素,因此在治理该类滑坡时应重点防排水。如在坡面修建截、排水沟,有效减少雨水的入渗;在缓坡内打排水井,当地下水位过高时,应进行排水降压,防止雨水入渗形成暂时性承压水以及对边坡岩土体的软化作用。