间歇式降雨对沅麻盆地红层滑坡的影响分析①

□□ 范文韬,贺建清,李军伟,王 津,王湘春 (.湖南科技大学 岩土工程稳定控制与健康监测省重点实验室,湖南 湘潭 40;.湖南省自然资源调查所,湖南 长沙 4004)

引言

沅麻盆地内地层以湘西红砂岩地层为主,地质构造发育程度中等,地质环境条件较复杂,地质灾害分布十分广泛。沅麻盆地红层具有岩层倾角小和所处边坡坡角小的特点[1],按对岩质边坡的一般性评价来说,这样的产状不符合滑坡发生的一般先行条件。但往往一到雨季,沅麻盆地的红层滑坡事件频发,如大华坪滑坡和麻阳石眼潭村滑坡等,因而对沅麻盆地雨季红层滑坡机制的研究显得十分必要和急迫。

目前对此类滑坡的机制研究中,有学者以引入“水”这一关键因子进行分析,如李江等[2]通过现场调查发现在天然状态下,红层内部一般存在少量地下水在滑面底部形成了带状的渗流层,当降雨通过裂缝等通道渗入到渗流层时,会对滑带土体产生软化作用;通过三轴试验对原状滑带土饱水软化后的力学性能进行分析得出,滑带土在降雨作用下力学强度降低是导致部分红层岩质滑坡失稳的重要因素。也有学者认为滑坡事件往往不是简单的一次降雨所导致,而是由于多次淅淅沥沥的前期降雨使土体的渗流场发生了改变,后缘裂缝迅速充水形成水头,雨水随滑带入渗,产生静水压力,同时水平推力和滑带底部浮托力不断提高,此时边坡的相对稳定性在下降,而再次强降雨引发滑坡的复活启动是导致滑坡的原因。周航等[3]对前期降雨之后滑带土的强度恢复过程进行研究,并确定由于自愈合效应滑坡复活启动强度介于其峰值强度和残余强度之间。降雨引起的红层滑坡其具体的稳定性变化规律是相当复杂的,降雨停止或降雨强度的降低会引起水位线的降低,而饱水状态下软岩强度和非饱和状态下软岩强度也不相同[4],这种不同的强度最终会体现在稳定性的变化上。

为此,拟以芷江大沙界重大滑坡事件为背景,结合现场勘查和地层结构分析,建立滑坡地质模型,设置降雨条件计算从开始降雨到滑坡整个时间段上的稳定性系数变化规律,分析引起稳定性下降的原因,为沅麻盆地地区此类滑坡的预测、预报与防治提供理论支持。

1 大沙界村滑坡概述

大沙界村滑坡位于芷江侗族自治县禾梨坳乡大沙界村牛塘坳组,沿乡道向北行进约30 km即可到达芷江县城。滑坡区相对高差为110.56 m,纵向长为435 m,横向宽为175 m,面积为7.6 km2,滑体平均厚度约为11 m,总方量约为83.74万m3。滑体上的房屋、稻田及公路部分遭到了破坏,直接经济损失超过了400万元。由于滑坡前兆特征明显,村民们在滑坡发生前全部成功转移,没有人员伤亡事件发生。

在地形地貌方面,滑坡区属构造剥蚀丘陵地貌,地势总体南高北低,地形坡度为15～40°。最高点位于滑坡区南侧公路边,高程约为350 m,最低点位于滑坡前缘剪出口沟谷内,高程约为238 m,相对高差约为112 m。水文地质特征方面,区内地下水类型主要有松散岩类孔隙水和碎屑岩孔隙裂隙水两种类型。

滑坡发生后,通过现场勘察(2023年5月)可知:滑坡土层主要包括第四系素人工填土层(Qml)素填土、第四系残坡积(Qel+dl)粉质黏土层和白垩系上统(K2)泥质粉砂岩组成。第四系残坡积土层(含砾粉质黏土层)主要分布于滑坡区浅表层,紫红色,可塑状,成分较均匀,主要为黏粒,含泥质。粉砂岩角砾约为32%,次棱角状,干强度中等,韧性中等,层厚为3.5～6.7 m,平均厚度为5.6 m。从灾后应急勘察钻孔中取出的滑带土含水量高,滑床层节理裂隙发育明显。裂隙多矿物成分呈微张状,有泥质填充,岩质较软,岩石较完整。滑坡发生后,滑坡两侧裂隙中有泉水涌出,滑带土体被上覆滑块覆盖。

2 地下水作用及斜坡稳定性变化

通过参考滑坡前后的地质勘察资料、坡体内地下水渗流场及静水压力分布特征设置前期降雨工况、停雨工况和再次暴雨工况,利用数值模拟对各个工况的渗流场和孔隙水压力进行定量分析,耦合渗流场和边坡本身强度,计算得到降雨条件下斜坡的稳定性变化规律。

2.1 地下水分布与降雨入渗过程

禾梨坳乡属沅水流域,滑坡区无大型地表水体,滑坡区外东南侧有池塘两口,占地面积约为1 200 m2,蓄水量约为3 000 m3;区内冲沟呈树枝状发育,冲沟流量季节性变化大,旱季多干涸,地表水对滑坡影响小。

第四系残积土富含松散岩类孔隙,此类土层赋水性弱,由于地势高一般情况下水量贫乏。滑带土位于该土层,连续分布但厚度有变化,主要为4～6 m。滑带土下层为强风化砂岩,岩石相对较为完整,少量节理裂隙中有碎屑类孔隙裂隙水,在滑坡区中后缘泉水出露流量一般<0.01 L·s-1,富水性弱,形成了隔水层。而降雨入渗是一个随时间变化的过程,受到降雨强度、降雨连续情况、岩土体边坡自身渗透系数、岩土体本身结构和裂隙发育等方面的影响。一个完整的降雨入渗过程大致情况如图1所示,其中ab段为快速入渗阶段,在b点形成了暂态的饱和区,cd过程为裂隙发育,此时会形成新的入渗通道,降雨一段时间后土体接近饱和,入渗速度无限接近于岩土体饱和渗流系数k。

图1 稳定降雨强度下非饱和入渗过程

2.2 稳定性定性分析

整个滑坡区东部边界为村道东侧冲沟,西部边界为西部山坡坡脚,两侧壁明显;滑坡剪出口位于滑坡前缘底部,稻田呈弧状挤出。前期雨水下渗条件下,坡体表面高黏土含量能促进暂态饱和区的形成[5-7]。第四季残积土有透水性弱和渗透率低等特点,能在细颗粒空隙中长时间不消散,这种特性为土体软化提供了环境。土体软化形成了新的节理裂隙使得渗流场发生改变,土层孔隙水压力快速降低,随之而来的强降雨沿裂隙进入松散岩土体,导致滑体自重增加,下滑力增大,表现为“平推式滑坡”。

根据前期地勘调查发现:该滑坡在天然状态下处于欠稳定-不稳定状态的加速变形阶段,已基本形成贯通性滑面。在降水长期入渗影响下,滑面将进一步向后贯通,降雨形成的暂态饱和区软化了滑动面,短时间内由前期降雨所导致的土体强度变化和结构性贯通裂缝并不能恢复到降雨前。前期降雨停止后水位立刻开始降低,土壤基质吸力在此减湿过程中回升速率相对于增湿过程快[8],在坡体处于这种不稳定状态时再发生暴雨,大量水分会进入粉砂质泥岩软化后形成优势渗水通道,通过后缘裂隙进入,最后集中排泄到前缘陡坎。该过程中浮托力增加,坡体后缘裂隙中水位不断提高和水平推力增加。自此边坡进入滑移破坏阶段,坡体向前滑动。

2.3 数值模型的建立

为了具体确定渗流场的变化情况,建立相关的材料性质函数模型。中外学者研究表明[9-10],非饱和多孔介质的渗透系数取决于岩土体本身的饱和度和体积含水率,而体积含水率和饱和度与基质吸力之间的关系可以用土壤水分特征曲线来表示。Fredlund等学者通过对土体孔径分布曲线的研究,运用统计分析理论提出了适用于各种土壤类型、涵盖全吸力范围的土壤水分特征曲线表达式,即Fredlund与XING模型,见式(1):

(1)

式中:θw——体积含水率,%;

θs——饱和体积含水率,%;

Cφ——函数的修正函数;

e——常数2.718 28;

φ——负孔隙水压力,kPa;

α、m、n——拟合参数,可以使用拟合算法和测量数据点的方法来获得。

通过Geo-Studio提供的样本函数曲线和岩土体的饱和状态参数进行拟合,确定非饱和岩土体的渗透函数和土壤水分特征曲线,其中参数取值为α=100 kPa,m=2,n=1。

利用式(1),Fredlund等对整个体积含水率函数进行积分得到渗流系数,其计算见式(2):

(2)

式中:kw——负的孔隙水压力对应的渗透系数,m·d-1;

ks——饱和渗透系数,m·d-1;

y——虚拟变量;

i——j～N之间的数值间距;

j——最小负孔隙水压,kPa;

N——最大负孔隙水压,kPa;

θ——第j步的负孔隙水压,kPa;

θ′——方程的起始值。

在Geo-Studio2012软件中Seep/W有限元模块可以进行岩土渗流计算。该模块已经内置了模型(1),在给不同材料赋值后并设置降雨和排水条件后,可以计算得到滑坡发生前后边坡整体动态水文响应过程。采用该模型来计算饱和-非饱和土体的动态含水率,并将结果应用于式(2),从而获得了不同时间步的坡体渗流分析结果,模型如图2所示。

图2 数值模型

2.4 渗流定量分析

利用Geostudio软件中的Seep/W模块对坡体内渗流场进行模拟。降雨入渗过程受到边坡所处区域气候条件如降雨强度和降雨持续时间的影响,排水受到边坡本身结构及地质条件的控制,以上在有限元计算前可以通过调节模型的外部边界条件实现。收集降雨当天及前9 d降雨资料如图3所示,在分配好计算节点单元后,结合降雨资料对边坡的坡面布置简化后的降雨边界条件。令坡面为降雨边界,底面和侧边界为无压力潜在透水层,忽略无穷远处对渗流场的影响。以1 d作为计算步长,计算周期为2019年7月2至10日,共计9个时步。为了简化计算,模型根据地质勘察资料简化为5种材料:(1)填土;(2)含砾粉质黏土;(3)强风化泥质粉砂岩;(4)中风化泥质粉砂岩;(5)粉质黏土(滑带),材料详细的水文地质参数见表1。

表1 模型中材料的水文地质和物理力学参数

图3 滑坡发生前9 d降雨量

通过进行瞬态叠加运算,得到每个时间步的地下水渗流场分布云图。选择第1天、第5天和第9天的坡体地下水渗流场进行比较和分析如图4、图5和图6所示。结果表明,前5 d降雨开始后主要以向下渗流为主,雨水在裂隙处向下渗透的能力强,能快速进入浅层土体。到了7月5日后,孔隙水压力等势线明显上升,并在坡体的多个地方与地面相交,这表明坡体表面存在地下水渗出的情况。这与现场勘察报告的结果一致,当降雨停歇后,坡体表面渗流减少,排泄主要集中于坡体表面。湿润锋以下岩土层处于浸泡状态,短时间内仅靠重力作用雨水并不能快速排出,土壤基质吸力沿减湿曲线恢复存在一定的滞后性,这一段时间内岩土体泡水软化、开口孔隙水的转移会导致内部黏土胶结物流失。后续爆发强降雨,此时充足的降水通过裂隙渗入到斜坡深部,相比于初次降雨,降雨影响的深度更深。经历了干湿过程的红层软化和崩解产生了微小裂隙为再次降雨提供了优势渗流量场,渗流能达到更大深度。此时边坡中水头压力维持在较高水平,孔隙水压力比较高,进入土体的水量相对前期降雨量小,坡体表面形成径流。由于在前期降雨和干燥过程中红层形成的微小裂隙不断发育,一部分地表积水将沿裂隙渗入到地下,孔隙粗化加速,土体结构变得疏松。不断的强降雨引起裂隙中的水头高度提升,保留在裂隙中的水对边坡存在压渗透,提供了下滑力,裂隙监测点水头压力如图7所示。

图5 降雨减少后坡体地下水渗流

图6 再次降雨后坡体地下水渗流

图7 裂隙附近静水压力检测结果

2.5 稳定性定量分析

利用Geostudio中的Slope模块对大沙界滑坡发生以前的坡体稳定性进行计算,同样采用图2为计算模型,组成滑坡堆积体、滑带土及基岩的物理力学参数如表1。方法为利用Geostudio模块之间的自动耦合功能,将Seep/W模块所得9个渗流场耦合到Slope模块中,对每一个时步的稳定性进行计算,计算结果如图8所示。

图8 保持降雨量一定的两种降雨形式稳定性变化

由图8可知,在降雨发生之前,大华坪滑坡的坡体处于较稳定状态,其稳定系数为1.310。然而,一旦降雨开始,坡体的稳定性开始下降。尤其是在强降雨后,如7月4日和7月9日坡体的稳定系数急剧下降。最终,在7月10日,斜坡的稳定系数降低到1.010,意味着坡体处于临界稳定状态,并开始进行快速滑动。采用相同的边坡材料系数,模拟一个降雨量均匀的工况与大华坪降雨工况进行对比,发现大华坪的降雨条件下稳定性系数有两个陡降的过程:第一次陡降是由于前期降雨量大,雨水快速入渗,含水率增大,边坡岩土体基质吸力消散导致的;第二次陡降时坡体还是处于半饱和状态,即使入渗量少,经历了干湿循环后,内部胶结物严重流失,粘聚力下降,裂隙中形成的压力水头均能引起安全系数的下降。陡降的快慢与裂隙的大小、再次降雨的强度、土层软化后的抗剪强度等有很大的关系。

3 降雨模式对稳定性的影响

3.1 前期降雨的影响

考虑前期降雨有很多的不稳定因素。设置前3 d降雨分别为100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,然后停雨2 d,后期降雨强度均为100 mm·d-1。迭代计算后,得到稳定性系数变化如图9所示。前期降雨过大会引起快速饱和,降雨强度越大,稳定性系数下降越快。经历了3 d的300 mm·d-1降雨后稳定性系数由30.10下降低到1.06,此过程土体快速饱和,稳定性系数也是直线下降。在停雨的2 d则表现3种不同的状态,分别是稳定性系数继续下降、保持平稳以及回升。出现这种现象的原因是由于在100 mm·d-1和200 mm·d-1的前期降雨后边坡并没有完全达到饱和状态;当停止降雨后,湿润锋还在不断下移,红层岩土体泡水后的强度也在不断折减引起稳定系系数继续下降;对于300 mm·d-1的前期降雨导致的稳定性降低是因为快速的水饱和而引起的基质吸力降低,而在降雨停止后,由于深层岩体渗透性差,水不能再向下渗透而排出后整体含水率下降,稳定性系数从1.063提升到1.068。这说明土体稳定性系数的最低值与土体的饱和含水率也有一定的关系。前期降雨的作用可以持续到降雨向下渗透后到最后排出的整个过程,如果这个时间段内再降雨,与没有前期降雨的情况相比,更容易因为短期强降雨引起边坡失稳。

图9 不同前期降雨量下稳定系数变化

3.2 后期降雨的影响

模拟不同后期降雨量对边坡的影响可以确定滑坡发生的临界值,对滑坡预测有一定的贡献。保证前期降雨量一定(100 mm·d-1),设定中期停雨2 d,令后期降雨量分别为100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,对边坡进行稳定性计算。得出稳定性系数下降规律如图10所示。可以看出后期降雨启动滑坡的能力在降雨量100～200 mm·d-1的区间是明显不同的,而200～300 mm·d-1区间,降雨量大小对稳定性的影响相对较小。这主要是在前期降雨过程中,岩土体已经部分饱和,滑带处基质吸力处于快速下降阶段。后期降雨>200 mm·d-1后,岩土体很快进入了饱和状态,基质吸力基本消散。此时雨水入渗量主要由岩土体的渗流能力决定,因而降雨量大只会让地表径流变大,并没有雨水大量入渗而引起渗流场改变。

图10 不同后期降雨量下稳定系数变化

3.3 裂隙中水头的影响

Seep/W在做渗流计算时会寻找潜在渗水面将已有的水及时排出,事实上红层渗透性差,往往会在已有裂隙中就形成了压力水头。因此,考虑在Seep/W运算时,在固定裂隙中加入了压力水头边界条件,计算得到的稳定性系数变化如图11所示。从图中对比可知,裂隙中如果有了一定的储水量,则前期降雨影响会更明显,且在停雨后的强度回升阶段具有滞后性。再次降雨稳定性系数会快速降低至1以下。因而在雨水丰富的夏季,大沙界及相关红层滑坡的危险性系数是很高的。

图11 考虑裂隙水头稳定性系数变化

4 讨论

以大沙界滑坡为背景,分析了间歇性降雨的各个时段坡体内孔隙水压力、裂隙处水头压力变化情况以及稳定性系数,可以推断出间歇式降雨下大沙界滑坡的发生机制为:2019年7月5日,芷江境内持续降雨导致大沙界边坡坡体含水量快速上升,表面原节理裂隙中水位不断提升,坡体形成暂态饱和区,基质吸力不断下降,坡体开始变形和缓慢滑动属于蠕动变形阶段。9日后芷江县爆发大到暴雨,大量水流不断涌入裂隙,孔隙水压力急剧增加,液化现象明显,稳定性系数在2 d内降低到1.008,滑动的速度急剧增加。因此,大沙界边坡由前期降雨渗透导致土体暂时饱和,进而引起了坡体力学强度的降低。而后期持续强降雨导致静水压力迅速增加,并与裂隙中水的水平推力共同作用,促使了滑坡的发生。滑坡发生后,斜坡静水压力得到释放,且滑坡土从剪出口滑出形成堆积体,坡体坡度下降得以再次保持稳定。

在7月7日和8日降雨量很小,滑坡处于蠕动变形阶段,这主要与土体饱和对岩层的物理化学作用有关,岩质边坡渗透性差,通常情况下含水率很低。而此时中风化和强风化红岩层处于高湿度及高蒸发循环作用下,岩层抗剪强度降低,新的裂隙在这个过程中形成为渗流提供了新的优势通道。随着内部渗流场的不断下渗,土体软化和黏土矿物成分流失成为边坡失稳的促进因素。由此可以推断,在红层地区前期降雨后一段时间边坡会出现最不稳定状态,不同于降雨对一般边坡影响的滞后效应,红层地区的影响是更为显著的,甚至有可能因为岩土层的结构性变化而最终引起滑坡。

在沅麻盆地地区,大多数滑坡具有和大沙界滑坡类似的红层地貌,并且存在高温下降雨-停雨循环的条件,如沅陵县鲤鱼坪滑坡,也是经历了6月反复降雨后边坡缓慢滑动最终剧烈滑动。因而在沅麻地区多数边坡失稳与大华坪滑坡有类似的形成机制和过程。

5 结论

针对大华坪滑坡进行了现场勘查和调查,并通过数值模拟研究了该地区间歇式降雨下红层滑坡的形成机制。研究结果表明,沅麻盆地红层滑坡是由前期降雨入渗引起坡体自重应力上升、裂隙中水头提供了推动力和水对红层物理化学作用引起土体抗剪强度下降共同作用的结果,停雨阶段这种影响会持续对边坡有不利影响,程度与前期降雨量有关,并在前期降雨量达到一定值后,停雨阶段边坡稳定性会有所回升。后期暴雨对边坡影响主要体现在滑坡临界点的时间上,强度越大,时间越短,呈现线性关系。前期降雨使坡体出现了暂态饱和区和裂隙水头的上升等现象。引起了基质吸力下降,水岩作用下岩体抗剪强度降低等,导致坡体在前期降雨一段时间后出现了稳定性最不利的状态。因而对于间歇式降雨下红层边坡的防治工作,不仅要关注引起滑坡的暴雨强度,同时必须关注前期降雨对红层影响。

在静水压力作用和红层软岩抗剪强度降低符合“平推式”滑坡的滑坡模式[11-13]。但是以芷江大沙界滑坡为背景,就间歇式降雨下边坡经历的前期降雨阶段、停雨阶段、后期降雨阶段对边坡的渗流以及稳定性做了定量的分析,分析了降雨的时间分布对红层软岩地区滑坡发育的影响,进一步揭示了沅麻盆地滑坡发生的内在机理,对间歇式降雨导致滑坡的预警具有一定的参考。