降雨条件下库岸凝灰岩滑坡地下水特征研究

帅红岩， 赵晋乾

(1.湖北省城市地质工程院,湖北 武汉 430050; 2.中铁第四勘察设计院集团有限公司,湖北 武汉 430063)

库岸滑坡既有一般山地滑坡的共性,又有受水库影响的特殊性[1],其水文地质分布特征相应具有一般性与特殊性,在触发滑坡的诸多因素中扮演着最为重要角色[2],对分析滑坡成因、启动机制、变形特征起到关键的作用。在水库蓄水与降水双重变量的影响下,地下水分布特征发生显著的改变,打破了数万年来大自然塑造的地质环境平衡[3],易导致滑坡的发生。许多学者通过软件模拟计算降雨作用对滑坡稳定性的影响,如张俊才等[4]、李军等[5]、张龙飞等[6]利用Geostudio软件建立了有限元渗流计算模型,采用SEEP/W和SLOPE/W模块分析了降雨条件下的渗流特征和稳定性,其中张龙飞等[6]进一步定义并获取了滑坡各处的降雨响应因子与联合响应因子；靳远[7]采用GPS针对某大型滑坡体进行长期监测,利用Geo-slope结合降雨条件下实际渗流场,分析降雨作用下滑坡体的稳定性变化规律；杨宗佶等[8]采用Brooks-Corey(BC)和Van Genuchten(VG)模型分别建立了降雨入渗吸湿过程的土—水特征曲线,并通过一维非饱和无限边坡稳定性分析模型对滑坡开展应力状态和稳定性分析。但以往对降雨条件下库岸滑坡体内地下水的时空分布特征与变形关系研究较少。因此,系统分析库岸滑坡在降雨条件下地下水时空分布特征,对判定库岸滑坡的稳定性、启动机制以及变形机制具有十分重要的意义。本文选取具有代表性的、浙江省体积最大的岩质库岸滑坡——邻近金温货线铁路特大型滑坡作为研究对象,以长达三年的地下水水位与降雨量的自动化监测数据为支撑,统计分析其在降雨与库水位共同影响下,滑坡体内不同部位地下水空间和时间变化特征与降雨量的耦合关系,总结降雨性库岸滑坡发育规律[9],为该类型滑坡稳定性预测与治理提供技术支撑,具有较高参考价值。

1 工程概况

邻近金温货线铁路特大型山体滑坡地处浙江省丽水市,位于瓯江干流大溪河右岸,左岸为G330国道,距离大溪河上游14 km、下游4.5 km分别建有一个中型水电站,滑坡体坡脚上方15 m处修建有一条地方Ⅰ级铁路。滑坡的发育特征典型,总体地形呈“凸—平—陡”三级平台状(见图1),平面形态呈扇形,两侧边界发育同源冲沟,后缘呈封闭圈椅状形态,前缘已没入大溪河水库中,滑坡主滑方向约299°。滑坡纵长约510 m,库水位以上约470 m,总面积约2×104m2；滑体厚度20～105 m,滑坡体总体积方量约1 100×104m3。

图1 滑坡全貌与工程地质平面图Fig.1 Landslide panorama and engineering geological plane map

1.1 地层岩性

自上而下将滑坡体划分为2组岩土层,详见图2,具体描述如下：

图2 滑坡主滑方向工程地质剖面图Fig.2 Engineering geological profile of landslide main sliding direction

(1) 崩坡积层分布于沟谷地段,岩性主要为粉质黏土和碎(块)石土,呈黄褐、褐黄色,角砾碎石含约15%,呈可塑状,最大厚度5 m；沟谷可见大块孤石,直径最大可达5 m。

(2) 碎裂岩体。岩性为下白垩系(K1x)流纹岩、晶屑玻屑熔结凝灰岩,岩体结构呈块状—碎裂镶嵌结构,张裂隙发育，岩体较为破碎,强—中风化状态,厚20～100 m。

勘探平硐内的滑带土由全风化层泥化经挤压错动形成,其受凝灰岩原岩成分影响,矿物成分多为片状绢云母和粘土矿物,有较强的水解性和软化,埋深30～105 m。

1.2 地质构造

滑坡位于华南褶皱系浙东南褶皱带丽水—宁波隆起区之丽水断陷盆地的东南侧,地质构造发育。陡峻的地形与复杂的构造以及外部条件,决定了工程地质与水文地质特征的复杂性,对滑坡变形起到了控制性作用。滑坡区的断层和节理裂隙是滑坡形成的重要内在条件,滑坡区存在4条断层与1条大型节理密集带以及多条小规模节理密集带。滑坡区地质构造分布示意图见图3。

图3 滑坡区地质构造分布示意图Fig.3 Schematic diagram of geological structuredistribution of landslide area

2 水文地质特征

岩质滑坡变形破坏不仅取决于软弱层面的产状与力学性质,而且受滑坡中地下水的滑动控制[10]。研究滑坡区的水文地质特征对研究滑坡的变形破坏尤为重要。

滑坡区位于次级分水岭南侧陡坡地段,汇水面积约为0.37 km2,地表水系由大溪河及冲沟组成。大溪河位于滑坡体坡脚,水库蓄水后形成开阔的库区,为本区侵蚀基准面,正常蓄水位36.5 m,发电死水位36.0 m,汛期最高水位38 m。滑坡两侧边界冲沟,切割较深,为常流性沟谷,水量大小与降雨密切相关。根据现场长达3年观测,流量为200～500 m3,西南侧冲沟较东北侧流量大。滑体中部的冲沟属季节性水流,一般下雨后7天基本断流。

历史上滑坡受多次喷出旋回的影响,滑体内部各层岩土体的裂隙发育特征和渗透性差异很大,导致坡体内的水文地质特征在降雨与库水位等外部环境变化下变得尤为复杂。滑坡水文地质结构主要为潜水[3],基岩裂隙水含水岩组为主要含水层。滑体岩土层渗透系数在3.8×10-3～5×10-3m/s,为中透水层；滑带与滑床为弱—不透水层。强降雨条件下地下水与地表水相互关系,详见图4,降雨沿滑坡体垂直入渗到滑面附近,地下水沿滑床顶面进行运移,在重力作用下排泄,致使地下水沿地下水水位线形成稳定渗流,进一步导致滑坡变形加剧。

图4 滑坡区水文地质补给示意图Fig.4 Schematic diagram of hydrogeological replenishment of landslide area

3 滑坡区降雨特征

滑坡位于中亚热带季风气候区,雨量充沛,年平均降雨量1 568.4 mm。一年中有80%的降雨出现在3—8月(见图5)；第二季度最多,降雨量达到669.7 mm；第四季度最少,仅165.5 mm。对2005—2017年降雨量进行统计,最大年降雨量为1 959.4 mm(2016年),最大日降雨量为110.8 mm。

图5 滑坡区2005—2017年降雨量特征图Fig.5 Rainfall characteristics map of landslide area from 2005 to 2017

4 降雨与滑坡地下水空间分布关系研究

降雨是滑坡诱发因素中最普遍的一个,诸多国内外学者在既定的自然环境条件下开展了降雨与滑坡之间相关关系的研究工作[11-12],并在滑坡预测方面获得明显成果[11,13]。降雨诱发滑坡的作用机理[14]可以归纳为四点：①降低基质吸力;②提升地下水位;③浸润软化坡体;④冲蚀坡体坡面。

对于这种结构松散、孔隙比大、透水性强的滑坡体,降雨由滑体的表面裂缝进入滑体内部,到达相对不透水的基岩面后会形成滞水,使滑带力学性质下降,并产生动态的上浮力和顺坡向的动态扩张力,促使坡体变形加剧,进而发生滑坡。总之,降雨型滑坡的触发机制即通过增加滑动面剪应力,降低滑带抗剪强度来诱发滑坡[15],掌握潜滑体所处水文地质环境条件对这类滑坡的预测预防具有非常重要的意义。

滑坡体在自动化监测期间共发生4次加速变形,4次加速变形对应4次强降雨与持续降雨(见表1)。

表1 滑坡加速变形阶段的降雨量统计表Table 1 Statistical table of rainfall in accelerated deformation stage of landslide

滑坡体地下水水位受大气降雨与大溪河水库水位双重影响,大溪河水库水位变化较小,最大幅度约2 m,控制滑坡前缘地下水的基准线。滑坡中后缘的地下水水位主要受降雨影响,连续降雨与强降雨导致地下水水位上升明显,水位变化幅度在5～15 m。本文选取典型水文断面2-2′(见图1)对降雨量与地下水水位实测数据进行统计,考虑地下水渗透滞后性,分析降雨与滑坡不同部位的地下水分布特征的相关时空关系,进一步确立不同的降雨条件下滑坡地下水水位特征,为滑坡变形机理研究与稳定性分析提供可靠水文地质模型。

4.1 前缘

SW2-2水文孔(利用钻孔ZK2-2)位于滑坡前缘坡脚。滑坡体前缘部分潜在滑动面处于瓯江水位以下,前缘岩体为强风化,地表水与地下水联通,较高的河流水位影响了滑坡体地下水的排泄方式,受大溪河水位标高控制,前缘地下水标高基本与大溪河水位一致。从图6可以看出，滑坡前缘地下水水位(曲线)在任何时段始终高于滑面标高,但是在强降雨与持续降雨阶段(紫色柱体),钻孔地下水位均随着降雨时长与强度的变化呈现先升后降的不同形态的曲线变化,水位的峰值较降雨量峰值延迟,地下水水位变化幅度较小,最大水位超过正常水位(36.5 m)约1.5 m。

图6 SW2-2水文孔地下水水位与降雨量关系曲线图Fig.6 Curve of relationship between groundwater leveland rainfall volume of hydrological hole SW2-2

水文孔SW2-3(利用钻孔ZK2-2)位于滑坡前缘山坡上,从图7可知,该孔水位变化受大气降雨补给影响较大。滑坡前缘地下水水位(曲线)在非汛期(每年9月—次年3月)始终低于滑面约1 m；但是在强降雨与持续降雨阶段(紫色柱体),地下水水位均高于滑带,整个滑带土浸润于地下水中,水位均呈现先升后降的曲线变化。

图7 SW2-3水文孔地下水水位与降雨强度、时长关系曲线图Fig.7 Curve of relationship between groundwater level，rainfall intensity andduration of hydrological hole SW2-3

水位上升段斜率与雨量强度存在正相关关系,雨量强度大,曲线表现为陡倾状态,此时代表曲线上升速度的斜率就越大；雨量强度小的时候,曲线表现为缓倾状态,此时代表曲线上升速度的斜率就越小。上升段时长与降雨时长存在正相关关系,降雨持续时间长,上升段的持续时间相应变长；降雨持续时间短的时候,上升段表现为持续时间相应变短。

水位下降段斜率与上升段对应的降雨峰值强度存在正相关关系,与两次降雨间隔时间存在负相关关系,峰值强度越大,间隔时间越短,曲线表现为陡倾状态,此时代表曲线下降速度的斜率就越大；峰值强度越小,间隔时间越长,曲线表现为缓倾状态,此时代表曲线下降速度的斜率就越小。

综合分析,降雨强度越大,水位峰值越大,曲线振幅也就越大；降雨持续时间越长,地下水水位越过滑带的时间越长,曲线的变化幅度也就越大。经数据统计分析,降雨强度≤30 mm/d,地下水水位不会越过滑带。强降雨停止一段时间后,地下水恢复到非汛期时常规水位,地下水水位位于整个滑带土之下。

4.2 中部

滑坡中后缘的地下水水位变化特征通过位于中后缘水文孔SW2-5(利用钻孔ZK2-5)的水位实测数据反映,图8揭示非强降雨或非连续降雨阶段,在滑坡体深度范围内存在常水位,水位低于滑面1～2 m(与滑床劈理发育影响带厚度一致)；但是在强降雨或连续降雨阶段(紫色柱体),地下水水位会高于滑面,滑带土浸润于地下水中,水位均呈现正态曲线变化,先升高后降低；强降雨停止一段时间后,地下水恢复到非汛期时常规水位,地下水水位位于整个滑带土之下。

图8 SW2-5水文孔地下水水位与降雨量关系曲线图Fig.8 Curve of relationship between groundwater level andrainfall volume of hydrological hole SW2-5

滑坡中部与滑坡中前缘地下水对比分析：①在非汛期阶段,地下水水位均位于滑面之下,前缘地下水水位较中部更靠近滑面；②在强降雨与持续性降雨阶段,地下水水位均位于滑面之上,但是水位高于滑面持续时间,滑坡中部较后缘更短一些；③根据2017年9月9日地下水水位与降雨量关系分析,该滑坡特殊地貌“陡—平—凸”特征导致滑坡陡峭的下缘与中部平台地表径流条件明显不同,下缘的径流系数远大于中部的,反之中部的入渗系数明显高于下缘的,因此短时间强降雨对滑坡中部地下水影响要明显强于前缘。

4.3 后缘

滑坡后缘的地下水水位变化特征通过位于滑坡后缘边界处水文孔SW2-7(利用钻孔ZK2-7,该孔位于后缘裂缝的外侧)的水位实测数据反映。该孔下部15 m揭示基岩呈微风化状态,裂隙不发育；上部为强风化—全风化地层,属于滑坡后缘拉张影响带,基岩裂隙发育,地下水水位主要赋存于基岩裂隙中,地下水水位主要受降雨入渗补给。图9揭示非强降雨与非连续降雨阶段,滑坡后缘地下水水位线呈近乎水平直线,波动小。在强降雨与连续降雨阶段(紫色柱体),地下水水位变化受降雨影响敏感性强,曲线呈陡倾上升与降低,当降雨量达到30 mm/d,水位急剧上升,升高幅度3～13 m,随着降雨强度变大,上升幅度越大；当降雨开始停止时,地下水水位在1天左右迅速恢复至常水位。

图9 SW2-7水文孔地下水水位与降雨量关系曲线图Fig.9 Curve of relationship between groundwater leveland rainfall volume of hydrological hole SW2-7

4.4 小结

综合分析SW2-2、SW2-3、SW2-5、SW2-7四个水文孔的地下水水位随降雨量曲线变化关系,对比总结四孔地下水之间与降雨量关系(图10),应具备以下变化特征：

图10 2-2′断面不同水文钻孔中地下水水位与降雨量关系图Fig.10 Relationship between underground water level and rainfall volumein different hydrological boreholes of 2-2′ section

在非强降雨与非持续性降雨阶段：①位于滑坡前缘中部SW2-3孔地下水位,受降雨与前缘库水位(水位基本稳定在36.5 m)的双重限制条件影响,水位变化敏感,变化幅度较大,峰值达到4 m；②位于滑坡前缘SW2-2孔地下水水位与水库水位联系紧密,与大溪河水位基本保持一致,变化幅度最小,变化幅度主要受库水水位微弱的升降影响；③位于滑坡中部SW2-5孔地下水水位基本稳定,为整个水位弧线的平衡点,变化幅度小,基本维持在0.5 m,局部水位变化受降雨特征影响,基本不受库水位变化影响。

在强降雨与持续性降雨阶段：①位于滑坡前缘中部SW2-2孔地下水位,主要受库水位(水位为36.5 m)的影响,波动较小；②位于滑坡前缘中部SW2-3孔地下水水位,主要受库水位(水位基本稳定在36.5 m)与降雨的双重控制,低值主要受库水位控制,与库水位连通为一条平缓弧曲线,高值受降雨强度与时间影响,波动幅度较大；③位于滑坡中部SW2-5孔地下水水位基本稳定,变化幅度小,基本维持在0.5 m,作为整个断面的地下水水位线的动态平衡点,受库水位变化与降雨特征的双重影响,水位变化幅度最小；④位于滑坡后缘外侧SW2-7孔地下水水位受降雨强度影响敏感,地下水水位变化值最大,是断面地下水水位线的最高点,控制水位线倾斜角度,对滑坡的地下水水位变化空间特征起到决定性作用。

5 降雨与滑坡地下水时间关系研究

综上所述,总结了四次加速变形对应强降雨与持续性降雨阶段地下水升降的时间关系曲线,揭示在降雨持续期间,位于滑坡不同部位的SW2-2、SW2-3、SW2-5、SW2-7的地下水水位上升具有同步性与一致性,时间相差较小(见图10红线),但每孔水位上升斜率差别很大,越到后缘,上升速度越快。在强降雨或持续性降雨停止后,地下水逐渐消散,各个部位地下水水位恢复常水位时间存在较大的差异性,ZK2-7孔地下水水位的下降曲线呈“上陡下缓”折线,较SW2-5、SW2-3地下水水位先下降,下降综合斜率也最大,但是其下降时间也是最长的,一般在降雨停止后10天恢复至常水位；SW2-3孔地下水位的下降曲线最为平缓,恢复至常水位时间也是最短,具有控制点的特征。

6 结论

本文通过对典型水文断面2-2′降雨量与地下水水位实测数据统计分析,对降雨条件下的库岸滑坡的地下水水位的时空分布特征总结如下：

(1) 强降雨和持续性降雨与地下水变化的空间分布特征。

① 滑坡体地下水水位时空分布特征受大气降雨与大溪河水库水位双重影响,前缘主要受库水位影响,后缘主要受降雨强度与持续时间影响,中部存在一个受库水位与降雨两种条件影响下的动态平衡点,地下水水位曲线呈以平衡点为基点的弧形曲线,降雨强度与库水位为曲线两端的控制点。

② 在非汛期,滑坡前缘滑带土位于地下水水位之下,中后缘滑带土位于地下水水位之上,越靠近后缘地下水常水位距离滑面越远；在强降雨与连续降雨时段,滑带土均位于地下水水位之下,滑带土完全浸润于地下水中。

③ 在汛期(强降雨与持续性降雨阶段),大溪河水库水位变化较小,最大幅度约2 m,控制滑坡前缘地下水的浸润线；降雨对滑坡中部、中后缘中地下水水位变化量影响大于前缘,越到后缘,降雨导致地下水水位上升幅度越大,越到前缘越低。

(2) 强降雨和持续性降雨与地下水变化的时间分布特征。

① 降雨持续期间,位于滑坡不同部位的地下水水位上升具有同步性与一致性,时间相差较小,但每孔水位上升斜率差别很大,越到后缘,上升速度越快,时间也越短。

② 在强降雨或持续性降雨停止后,各个部位地下水水位恢复常水位时间存在较大的差异性,下降曲线呈“上陡下缓”折线,越到后缘,下降综合斜率越大,持续时间也越长,一般在降雨停止后10天恢复至常水位；滑坡中部平衡点恢复至常水位时间也是最短,具有控制点的特征。