降雨型红层滑坡形成机理研究

杨 玲，张柳金，吴青波

1.四川三河职业学院，四川 泸州646200；2.贵州正业工程技术投资有限公司，贵州 贵阳550000

0 引言

红层发育于三叠纪—古近纪的地层中，受所含矿物影响而呈现出红褐色、红棕色、紫红色.红层泥岩力学强度低，遇水易软化崩解，抗风化能力弱，在红层区常常因为降雨后泥岩强度的损伤弱化而发生滑坡，如都江堰三溪村滑坡、三峡库区千将坪滑坡.在每年雨季期，我国西南红层区均会出现大量红层滑坡，局部地区还表现出群发特征，对灾区居民生命财产、道路交通、电力设施等造成极大困扰，基于红层物理力学特性、斜坡结构以及降雨等条件的红层滑坡灾害在未来一段时期内仍将持续存在.因此，针对典型红层滑坡的研究仍然是必要的，可为大环境下的小区域红层滑坡防治提供更为精准的指导.

目前有关红层滑坡的研究成果已经颇为丰富.顺坡向、缓倾角的地质结构，加之软硬相间的岩性组合，构成红层滑坡的成灾地质条件，降雨则是主要诱发因素［1］.在构造影响带，红层砂泥岩节理裂隙发育，岩体结构破碎，为地表水下渗提供通道，并且在未贯通深大裂隙内形成高静水压力，从而引发平推式滑坡［2-3］.吴红刚等［4］通过地质力学模型试验，发现河谷下切、雨水浸润是红层滑坡的重要推动因素，并总结出高原红层滑坡的变形机制模式.肖欣宏等［5］通过压缩蠕变试验揭示了红层软岩在破裂应力水平之前的黏弹性特征，采用Burgers模型和非线性黏弹塑性模型准确描述出软岩在真实水环境下3个蠕变阶段的力学特性.谢吉尊等［6］发现饱水后泥岩应力－应变曲线形态发生转变，并从能量角度分析出泥岩变形特征及力学损伤机制.孙怡等［7］在试验中发现自然风干、加热风干试样变形差异显著，提出类Kelvin膨胀及收缩模型，其干湿循环试验成果与邓华锋等［8］所得结果具有一致性.针对具体红层边坡或滑坡案例，叶世斌［9］、邱恩喜等［10］调查统计得出红层边坡结构模型，验证了数值模拟分析评价红层边坡稳定性的可靠性.杨旭等［11］通过构建红层边坡相似模型，得出不同降雨强度下斜坡灾变过程及规律.李江等［12］总结川东红层区降雨模式，归纳出蠕滑-拉裂型、平推-滑移型红层滑坡破坏模式.对于红层滑坡成灾机理的解释，主要体现在岩体自身的物理性质.红层泥岩富含黏土矿物，遇水后矿物发生物理化学反应，从而反映在力学特征上［13-14］，而工程开挖造成斜坡应力环境变化，并产生良好临空条件这一因素成为滑坡发生的前提［15-17］；此外，地质构造环境对于红层软岩的影响显著，红层区构造运动对岩体结构造成极大损伤，有利于地表水下渗［18-19］.幸新涪等［20］通过试验发现泥岩饱和后软化系数达0.71，饱水时间越长，黏土矿物颗粒与孔隙水作用，导致水膜增厚，其模量降幅越大，并且抗变形能力减弱.遇水后，泥岩内的微孔隙结构及其吸附效应，是岩体内部结构体系受损的关键［21］.

有关红层滑坡的课题研究已经进行几十年，已然取得不少公认的成果理论，但多数研究均以某一点为研究对象，部分研究成果能否推而论之尚无定论，并且对于植被茂盛的红层区浅层滑坡研究偏少.笔者以贵州省习水县二期项目红层边坡为例，还原斜坡原始结构，通过室内试验、数值模拟，总结泥岩降雨强度弱化特征及规律，分析降雨条件下成灾机理，为地方红层滑坡灾害防治提供指导.

1 滑坡基本特征

1.1 滑坡区地质环境背景

研究区位于贵州省习水县，属于构造剥蚀低中山地貌，地形起伏较大，地表高程为1 176～1 250 m.斜坡为上土下岩的混合结构.覆盖层主要为残坡积粉质黏土夹少量角砾（Q4el＋dl），红褐色、棕色，结构松散，渗透性较好，天然含水率介于8%～15%，厚度2～3 m；下伏基岩为三叠系夜郎组泥岩（T1y），褐红色、紫红色，薄—中厚层状，岩层产状6°∠22°，主要发育两组节理：1）170°∠87°，起伏粗糙程度为平直光滑，张开度小于3 mm，节理间为泥夹岩屑充填，延伸长度3～5 m，节理平均间距在0.4～1 m之间，综合判定结构面结合程度为结合很差；2）产状为272°∠82°，起伏粗糙程度为平直光滑，张开度小于3 mm，节理间为泥夹岩屑充填，延伸长度3～5 m，节理平均间距在0.4～1 m之间，综合判定结构面结合程度为结合很差.泥岩层面起伏粗糙程度为平直光滑，张开度小于3 mm，延伸长度大于20 m，节理平均间距在0.4～1 m之间，无充填，泥质胶结结合很差.

由于该地区属于亚热带季风气候区，年均气温14.7℃，终年温凉湿润，冬无严寒，夏无酷暑，气候宜人，年均降水量可达1 200 mm，年均日照1 146.9 h.冬季、秋末、春初，受西伯利亚南下冷空气影响，风向多为偏北风，因地貌复杂多变，地面风主要是东北风，从春末至夏季，西太平洋暖湿气流北向西伸，南下冷空气变暖减弱，主要风向为偏南风或东南风.年平均相对湿度在82%左右，年平均蒸发量1 150 mm.

区域地质资料及现场调查显示，滑坡区及附近区域无构造断裂发育，场地岩层呈单斜构造，地震动峰值加速度值为0.05 g.地下水主要可分为松散堆积层孔隙水和基岩裂隙水，均以大气降雨补给为主.

1.2 滑坡变形破坏特征

该滑坡主滑方向为14°，坡体后缘较为陡峭，坡度可达40°，坡度从后缘到前缘由陡逐渐变缓.滑坡平面形态近“舌状”，前缘高程为1 183 m，后缘高程为1 238 m，相对高差约45 m.滑坡斜长138 m，宽约63 m，面积0.87×104m2，滑体厚度13～19 m，体积约13.92×104m3，属于中型顺层岩质滑坡（图1、2）.2019年6月的强降雨导致滑坡灾害发生，损毁房屋一幢，未造成人员伤亡.

图1 滑坡全貌影像特征Fig.1 Remote sensing image of landslide panorama

图2 滑坡工程地质剖面图（A－A′）Fig.2 Engineering geological profile of landslide

滑坡平面形态较规则，为圈椅状地形，周界特征明显，左右两侧及后缘边界仍然清晰可见.滑坡后缘以陡壁为界，在平面上呈现一定的起伏，坡体滑动形成高约5～8 m的光滑新鲜陡壁，坡度陡峭，平均坡度约40～55°，局部近直立.两侧边界均由剪切下错陡坎和剪切破碎带组成，高约1～2 m，陡壁近直立，在滑坡中后缘部位表现为下错陡坎，前缘表现为破碎带.滑坡前缘剪出口至开挖建房平台，坡体失稳后剪出口两侧仍可见基岩出露（图3a），堆积前缘位于坡脚农田.

坡体失稳后大量滑坡物质向下运移，堆积于坡脚，滑坡体的下滑推力造成滑坡前缘房屋严重损毁.与此同时，房屋也提供一定的抗滑力，导致房屋后方滑坡体物质运动距离较近，主要堆积于房屋后方开挖平台，并且部分滑体物质仍残留于滑床之上（图3b）.靠近滑坡左侧边界，滑坡前缘无建筑物阻挡，其运动距离最大，覆盖农田，最大运动距离可达60 m.

图3 滑坡体特征Fig.3 Characteristics of landslide mass

2 泥岩力学特性试验研究

由于该斜坡属于顺向坡，第四系覆盖层厚度较薄，下伏基岩因风化、构造等作用节理裂隙较为发育，为地表水下渗提供条件的同时弱化岩体力学强度.该滑坡属于典型降雨型顺层滑坡.结合坡体岩土体特性，取现场完整泥岩块与含节理泥岩进行天然、饱水强度测试.试验选用携带式岩石力学多功能试验仪，将试样固定于上下两个水泥块之间，法向应力为1 MPa、2 MPa、3 MPa，通过水平推剪使其破坏，剪切过程为等速剪切.

试验得出完整泥岩块与含节理岩体的剪应力－剪切位移曲线，见图4.可以看出，随着法向应力增加，两种试样的剪应力均逐渐增大，并出现峰值，随后快速回落，呈现出应变软化特征.对比同一试样，天然、饱水后剪应力特征变化显著，相同法向应力条件下，天然试样剪应力高于饱和试样，可见水对泥岩力学强度影响显著.与此同时，对比两种试样，相同应力环境下含节理泥岩力学强度远低于完整泥岩，反映出岩体内的节理裂隙能极大减弱泥岩的力学强度，最大降幅可达61.9%.

图4 岩石剪应力－剪切位移曲线Fig.4 Shear stress－displacement curves of rocks

根据曲线特征，可将试验过程分为弹性阶段、塑性屈服阶段、破坏后摩擦阶段.完整泥岩在弹性阶段具有可恢复性，而含节理泥岩弹性阶段过程短，该过程在节理裂隙的压密基础上进行.

以峰值剪应力τ、法向应力σ建立直角坐标，采用最小二乘法拟合求出τ－σ线性关系曲线，见图5.完整泥岩内聚力C为610 kPa，内摩擦角φ为42.3°，饱水后内聚力C为540 kPa，内摩擦角φ为37.6°，降幅分别为10.9%、11.1%；含节理泥岩内聚力C为140 kPa，内摩擦角φ为20.8°，饱水后内聚力C为110 kPa，内摩擦角φ为17.8°，降幅分别为21.4%、14.4%.天然条件下，节理的发育使泥岩力学强度大幅度降低，内聚力C降低77%，内摩擦角φ降低50.8%，叠加水的影响后，内聚力C可降低82%，内摩擦角φ可降低57.9%.由于红层泥岩中富含黏土矿物，遇水易发生膨胀，弱化泥岩力学强度，节理的发育使岩体完整性遭受破坏，尤其体现在泥岩的内聚力值，相同条件下，节理的出现将加速泥岩遇水后强度的弱化衰减，这对于红层边坡稳定性极为不利.

图5 抗剪强度与法向应力关系曲线Fig.5 Relation curves of shear strength and normal stress

3 降雨条件下滑坡形成机理分析

以A－A′剖面为基础，还原斜坡原始结构，采用GEO－studio软件中seep/w模块建立降雨渗流场分析模型（图6）.模型材料分为残坡积层、强风化层、中风化层.残坡积层、强风化层考虑为饱和/非饱和材料，其土水特征曲线（SWCC）见图7.模型降雨边界条件为3 mm/h，持续降雨6 h；模型中设定4处孔隙水压力监测点，编号：J1、J2、J3、J4（图6）.

图6 计算模型Fig.6 Calculation model

图7 残坡积层、强风化层SWCC曲线Fig.7 SWCCs of residual slope sediment and intensely-weathered layer

通过模拟分析获得原始斜坡在0～6 h不同时间节点渗流场特征，0.5 h、3 h、6 h渗流场特征见图8.降雨持续0.5 h时，雨水下渗穿过残坡积层，逐渐进入强风化层，受重力势能影响，下渗孔隙水沿粒见孔隙、节理裂隙向开挖断面及坡脚汇集，残坡积层渗透性较好，其渗流特征最为明显；在此阶段，降雨下渗后尚未补给至地下潜水，地下水位线未发生明显变化.至3 h时，降雨下渗量不断增大，坡体内孔隙水仍然呈现出向开挖断面及坡脚渗流的趋势，在强/中风化界面附近，渗透性差异导致形成不连续饱和区，呈带状分布，并且主要集中靠近开挖断面附近，而开挖平台下方的地下水水位线开始出现抬升凸起，降雨下渗补给产生的地下水位影响逐渐出现.降雨6 h后，模型渗流场特征变化最为明显，不连续饱和区范围连通并扩大，在开挖断面附近呈现出较大范围的饱和区，并向上方呈尖灭特征减小，分布于强/中风化层界线.总体而言，残坡积层、强风化层渗透性强于中风化层，降雨作用影响下渗流场变化程度更甚，在重力势能作用下向低势区汇集，开挖区成为地下水主要渗流集中区.

图8 降雨条件下渗流场变化特征Fig.8 Variation characteristics of seepage field by rainfall conditions

从监测点孔隙水压力变化趋势来看（图9），靠近开挖断面内侧的J1点随着降雨进行，孔隙水压力由－15 kPa逐渐增大至16.9 kPa，由非饱和状态转为饱和状态；其余3处监测点的孔隙水压力一直为负值，即非饱和状态，但随着降雨的持续，孔隙水压力不断增大，最高可达－3.5 kPa，反映出降雨下渗后坡体内部含水率升高，由于重力势能影响，孔隙水向下运移，在坡体中上部未能形成饱和区，然而含水率的提升仍使岩土体的孔隙水压力增大，基质吸力逐渐减小.对比J2、J3、J4监测点，虽均处于非饱和状态，但越靠近开挖区，孔隙水压力变幅越大，最顶部的J4孔隙水压力变幅最弱.由上至下，孔隙水压力呈现规律性变化，其取决于岩土体材料渗透性的差异、重力势能及工程开挖等因素.

图9 监测点孔隙水压力变化趋势Fig.9 Variation trends of pore water pressure at monitoring points

结合模拟分析结果及前期调查成果，可以看出滑坡的形成受控于岩土体物理力学性质、降雨、开挖及地形等因素.泥岩强风化层发育的节理裂隙以及残坡积层松散的骨架结构是孔隙水流通的内部条件；地形则为孔隙水的运移提供势能，是其驱动的动力；建房开挖破坏原有斜坡结构，改变坡体渗流路径，是造成孔隙水运移、局部汇集的主要因素；降雨是滑坡发生的主要诱发因素，其起到2个作用，一方面降雨下渗软化、泥化岩土体，降低岩土体力学强度，尤其是开挖区，另一方面则在坡体内形成孔隙水压力，增大下滑推力，对坡体的变形起到促进作用.由此可见，滑坡的形成是多种因素综合所致，岩土体物理力学性质、地形条件下的重力势能是滑坡启动的内在因素，但不具备诱发滑坡的能力，坡体开挖为滑坡的发生创造了良好的临空条件，并且改变渗流路径，降雨是滑坡的控制因素，将诸多因素的影响效应放大，成为滑坡发生的关键.

4 结论

（1）节理裂隙、饱水对泥岩强度构成显著影响，节理裂隙的发展是天然泥岩内聚力降低77%，内摩擦角降低50.8%，饱水使完整泥岩内聚力降低10.9%，内摩擦角降低11.1%，使含节理泥岩内聚力降低21.4%，内摩擦角降低14.4%，节理裂隙、饱水综合作用可使泥岩内聚力降低82%，内摩擦角降低57.9%，影响最甚.节理裂隙的发育是泥岩强度弱化的主要因素，水的作用将加剧泥岩强度衰减.

（2）降雨作用下原始斜坡渗流场变化特征明显，随着降雨的持续在强/中风化层界面逐渐形成连续饱和带，并且在开挖断面附近形成较大的饱和区.所有监测点孔隙水压力均呈现持续增长趋势，开挖区监测点处由非饱和逐渐变为饱和，其余点均处于非饱和状态，但随着高程增大，孔隙水压力变幅逐渐减弱.

（3）滑坡的形成是降雨、地形、开挖、岩土体物理力学性质综合所致，开挖为滑坡的发生提供临空条件，地形、岩土体物理力学性质是滑坡发生的内部因素，降雨是滑坡的控制因素，是诱发滑坡的关键.