間歇式降雨對沅麻盆地紅層滑坡的影響分析①

□□ 范文韜,賀建清,李軍偉,王 津,王湘春 (.湖南科技大學 巖土工程穩定控制與健康監測省重點實驗室,湖南 湘潭 40;.湖南省自然資源調查所,湖南 長沙 4004)

引言

沅麻盆地內地層以湘西紅砂巖地層為主,地質構造發育程度中等,地質環境條件較復雜,地質災害分布十分廣泛。沅麻盆地紅層具有巖層傾角小和所處邊坡坡角小的特點[1],按對巖質邊坡的一般性評價來說,這樣的產狀不符合滑坡發生的一般先行條件。但往往一到雨季,沅麻盆地的紅層滑坡事件頻發,如大華坪滑坡和麻陽石眼潭村滑坡等,因而對沅麻盆地雨季紅層滑坡機制的研究顯得十分必要和急迫。

目前對此類滑坡的機制研究中,有學者以引入“水”這一關鍵因子進行分析,如李江等[2]通過現場調查發現在天然狀態下,紅層內部一般存在少量地下水在滑面底部形成了帶狀的滲流層,當降雨通過裂縫等通道滲入到滲流層時,會對滑帶土體產生軟化作用;通過三軸試驗對原狀滑帶土飽水軟化后的力學性能進行分析得出,滑帶土在降雨作用下力學強度降低是導致部分紅層巖質滑坡失穩的重要因素。也有學者認為滑坡事件往往不是簡單的一次降雨所導致,而是由于多次淅淅瀝瀝的前期降雨使土體的滲流場發生了改變,后緣裂縫迅速充水形成水頭,雨水隨滑帶入滲,產生靜水壓力,同時水平推力和滑帶底部浮托力不斷提高,此時邊坡的相對穩定性在下降,而再次強降雨引發滑坡的復活啟動是導致滑坡的原因。周航等[3]對前期降雨之后滑帶土的強度恢復過程進行研究,并確定由于自愈合效應滑坡復活啟動強度介于其峰值強度和殘余強度之間。降雨引起的紅層滑坡其具體的穩定性變化規律是相當復雜的,降雨停止或降雨強度的降低會引起水位線的降低,而飽水狀態下軟巖強度和非飽和狀態下軟巖強度也不相同[4],這種不同的強度最終會體現在穩定性的變化上。

為此,擬以芷江大沙界重大滑坡事件為背景,結合現場勘查和地層結構分析,建立滑坡地質模型,設置降雨條件計算從開始降雨到滑坡整個時間段上的穩定性系數變化規律,分析引起穩定性下降的原因,為沅麻盆地地區此類滑坡的預測、預報與防治提供理論支持。

1 大沙界村滑坡概述

大沙界村滑坡位于芷江侗族自治縣禾梨坳鄉大沙界村牛塘坳組,沿鄉道向北行進約30 km即可到達芷江縣城?；聟^相對高差為110.56 m,縱向長為435 m,橫向寬為175 m,面積為7.6 km2,滑體平均厚度約為11 m,總方量約為83.74萬m3?；w上的房屋、稻田及公路部分遭到了破壞,直接經濟損失超過了400萬元。由于滑坡前兆特征明顯,村民們在滑坡發生前全部成功轉移,沒有人員傷亡事件發生。

在地形地貌方面,滑坡區屬構造剝蝕丘陵地貌,地勢總體南高北低,地形坡度為15～40°。最高點位于滑坡區南側公路邊,高程約為350 m,最低點位于滑坡前緣剪出口溝谷內,高程約為238 m,相對高差約為112 m。水文地質特征方面,區內地下水類型主要有松散巖類孔隙水和碎屑巖孔隙裂隙水兩種類型。

滑坡發生后,通過現場勘察(2023年5月)可知:滑坡土層主要包括第四系素人工填土層(Qml)素填土、第四系殘坡積(Qel+dl)粉質黏土層和白堊系上統(K2)泥質粉砂巖組成。第四系殘坡積土層(含礫粉質黏土層)主要分布于滑坡區淺表層,紫紅色,可塑狀,成分較均勻,主要為黏粒,含泥質。粉砂巖角礫約為32%,次棱角狀,干強度中等,韌性中等,層厚為3.5～6.7 m,平均厚度為5.6 m。從災后應急勘察鉆孔中取出的滑帶土含水量高,滑床層節理裂隙發育明顯。裂隙多礦物成分呈微張狀,有泥質填充,巖質較軟,巖石較完整?；掳l生后,滑坡兩側裂隙中有泉水涌出,滑帶土體被上覆滑塊覆蓋。

2 地下水作用及斜坡穩定性變化

通過參考滑坡前后的地質勘察資料、坡體內地下水滲流場及靜水壓力分布特征設置前期降雨工況、停雨工況和再次暴雨工況,利用數值模擬對各個工況的滲流場和孔隙水壓力進行定量分析,耦合滲流場和邊坡本身強度,計算得到降雨條件下斜坡的穩定性變化規律。

2.1 地下水分布與降雨入滲過程

禾梨坳鄉屬沅水流域,滑坡區無大型地表水體,滑坡區外東南側有池塘兩口,占地面積約為1 200 m2,蓄水量約為3 000 m3;區內沖溝呈樹枝狀發育,沖溝流量季節性變化大,旱季多干涸,地表水對滑坡影響小。

第四系殘積土富含松散巖類孔隙,此類土層賦水性弱,由于地勢高一般情況下水量貧乏?；瑤廖挥谠撏翆?連續分布但厚度有變化,主要為4～6 m?；瑤料聦訛閺婏L化砂巖,巖石相對較為完整,少量節理裂隙中有碎屑類孔隙裂隙水,在滑坡區中后緣泉水出露流量一般<0.01 L·s-1,富水性弱,形成了隔水層。而降雨入滲是一個隨時間變化的過程,受到降雨強度、降雨連續情況、巖土體邊坡自身滲透系數、巖土體本身結構和裂隙發育等方面的影響。一個完整的降雨入滲過程大致情況如圖1所示,其中ab段為快速入滲階段,在b點形成了暫態的飽和區,cd過程為裂隙發育,此時會形成新的入滲通道,降雨一段時間后土體接近飽和,入滲速度無限接近于巖土體飽和滲流系數k。

圖1 穩定降雨強度下非飽和入滲過程

2.2 穩定性定性分析

整個滑坡區東部邊界為村道東側沖溝,西部邊界為西部山坡坡腳,兩側壁明顯;滑坡剪出口位于滑坡前緣底部,稻田呈弧狀擠出。前期雨水下滲條件下,坡體表面高黏土含量能促進暫態飽和區的形成[5-7]。第四季殘積土有透水性弱和滲透率低等特點,能在細顆?？障吨虚L時間不消散,這種特性為土體軟化提供了環境。土體軟化形成了新的節理裂隙使得滲流場發生改變,土層孔隙水壓力快速降低,隨之而來的強降雨沿裂隙進入松散巖土體,導致滑體自重增加,下滑力增大,表現為“平推式滑坡”。

根據前期地勘調查發現:該滑坡在天然狀態下處于欠穩定-不穩定狀態的加速變形階段,已基本形成貫通性滑面。在降水長期入滲影響下,滑面將進一步向后貫通,降雨形成的暫態飽和區軟化了滑動面,短時間內由前期降雨所導致的土體強度變化和結構性貫通裂縫并不能恢復到降雨前。前期降雨停止后水位立刻開始降低,土壤基質吸力在此減濕過程中回升速率相對于增濕過程快[8],在坡體處于這種不穩定狀態時再發生暴雨,大量水分會進入粉砂質泥巖軟化后形成優勢滲水通道,通過后緣裂隙進入,最后集中排泄到前緣陡坎。該過程中浮托力增加,坡體后緣裂隙中水位不斷提高和水平推力增加。自此邊坡進入滑移破壞階段,坡體向前滑動。

2.3 數值模型的建立

為了具體確定滲流場的變化情況,建立相關的材料性質函數模型。中外學者研究表明[9-10],非飽和多孔介質的滲透系數取決于巖土體本身的飽和度和體積含水率,而體積含水率和飽和度與基質吸力之間的關系可以用土壤水分特征曲線來表示。Fredlund等學者通過對土體孔徑分布曲線的研究,運用統計分析理論提出了適用于各種土壤類型、涵蓋全吸力范圍的土壤水分特征曲線表達式,即Fredlund與XING模型,見式(1):

(1)

式中:θw——體積含水率,%;

θs——飽和體積含水率,%;

Cφ——函數的修正函數;

e——常數2.718 28;

φ——負孔隙水壓力,kPa;

α、m、n——擬合參數,可以使用擬合算法和測量數據點的方法來獲得。

通過Geo-Studio提供的樣本函數曲線和巖土體的飽和狀態參數進行擬合,確定非飽和巖土體的滲透函數和土壤水分特征曲線,其中參數取值為α=100 kPa,m=2,n=1。

利用式(1),Fredlund等對整個體積含水率函數進行積分得到滲流系數,其計算見式(2):

(2)

式中:kw——負的孔隙水壓力對應的滲透系數,m·d-1;

ks——飽和滲透系數,m·d-1;

y——虛擬變量;

i——j～N之間的數值間距;

j——最小負孔隙水壓,kPa;

N——最大負孔隙水壓,kPa;

θ——第j步的負孔隙水壓,kPa;

θ′——方程的起始值。

在Geo-Studio2012軟件中Seep/W有限元模塊可以進行巖土滲流計算。該模塊已經內置了模型(1),在給不同材料賦值后并設置降雨和排水條件后,可以計算得到滑坡發生前后邊坡整體動態水文響應過程。采用該模型來計算飽和-非飽和土體的動態含水率,并將結果應用于式(2),從而獲得了不同時間步的坡體滲流分析結果,模型如圖2所示。

圖2 數值模型

2.4 滲流定量分析

利用Geostudio軟件中的Seep/W模塊對坡體內滲流場進行模擬。降雨入滲過程受到邊坡所處區域氣候條件如降雨強度和降雨持續時間的影響,排水受到邊坡本身結構及地質條件的控制,以上在有限元計算前可以通過調節模型的外部邊界條件實現。收集降雨當天及前9 d降雨資料如圖3所示,在分配好計算節點單元后,結合降雨資料對邊坡的坡面布置簡化后的降雨邊界條件。令坡面為降雨邊界,底面和側邊界為無壓力潛在透水層,忽略無窮遠處對滲流場的影響。以1 d作為計算步長,計算周期為2019年7月2至10日,共計9個時步。為了簡化計算,模型根據地質勘察資料簡化為5種材料:(1)填土;(2)含礫粉質黏土;(3)強風化泥質粉砂巖;(4)中風化泥質粉砂巖;(5)粉質黏土(滑帶),材料詳細的水文地質參數見表1。

表1 模型中材料的水文地質和物理力學參數

圖3 滑坡發生前9 d降雨量

通過進行瞬態疊加運算,得到每個時間步的地下水滲流場分布云圖。選擇第1天、第5天和第9天的坡體地下水滲流場進行比較和分析如圖4、圖5和圖6所示。結果表明,前5 d降雨開始后主要以向下滲流為主,雨水在裂隙處向下滲透的能力強,能快速進入淺層土體。到了7月5日后,孔隙水壓力等勢線明顯上升,并在坡體的多個地方與地面相交,這表明坡體表面存在地下水滲出的情況。這與現場勘察報告的結果一致,當降雨停歇后,坡體表面滲流減少,排泄主要集中于坡體表面。濕潤鋒以下巖土層處于浸泡狀態,短時間內僅靠重力作用雨水并不能快速排出,土壤基質吸力沿減濕曲線恢復存在一定的滯后性,這一段時間內巖土體泡水軟化、開口孔隙水的轉移會導致內部黏土膠結物流失。后續爆發強降雨,此時充足的降水通過裂隙滲入到斜坡深部,相比于初次降雨,降雨影響的深度更深。經歷了干濕過程的紅層軟化和崩解產生了微小裂隙為再次降雨提供了優勢滲流量場,滲流能達到更大深度。此時邊坡中水頭壓力維持在較高水平,孔隙水壓力比較高,進入土體的水量相對前期降雨量小,坡體表面形成徑流。由于在前期降雨和干燥過程中紅層形成的微小裂隙不斷發育,一部分地表積水將沿裂隙滲入到地下,孔隙粗化加速,土體結構變得疏松。不斷的強降雨引起裂隙中的水頭高度提升,保留在裂隙中的水對邊坡存在壓滲透,提供了下滑力,裂隙監測點水頭壓力如圖7所示。

圖5 降雨減少后坡體地下水滲流

圖6 再次降雨后坡體地下水滲流

圖7 裂隙附近靜水壓力檢測結果

2.5 穩定性定量分析

利用Geostudio中的Slope模塊對大沙界滑坡發生以前的坡體穩定性進行計算,同樣采用圖2為計算模型,組成滑坡堆積體、滑帶土及基巖的物理力學參數如表1。方法為利用Geostudio模塊之間的自動耦合功能,將Seep/W模塊所得9個滲流場耦合到Slope模塊中,對每一個時步的穩定性進行計算,計算結果如圖8所示。

圖8 保持降雨量一定的兩種降雨形式穩定性變化

由圖8可知,在降雨發生之前,大華坪滑坡的坡體處于較穩定狀態,其穩定系數為1.310。然而,一旦降雨開始,坡體的穩定性開始下降。尤其是在強降雨后,如7月4日和7月9日坡體的穩定系數急劇下降。最終,在7月10日,斜坡的穩定系數降低到1.010,意味著坡體處于臨界穩定狀態,并開始進行快速滑動。采用相同的邊坡材料系數,模擬一個降雨量均勻的工況與大華坪降雨工況進行對比,發現大華坪的降雨條件下穩定性系數有兩個陡降的過程:第一次陡降是由于前期降雨量大,雨水快速入滲,含水率增大,邊坡巖土體基質吸力消散導致的;第二次陡降時坡體還是處于半飽和狀態,即使入滲量少,經歷了干濕循環后,內部膠結物嚴重流失,粘聚力下降,裂隙中形成的壓力水頭均能引起安全系數的下降。陡降的快慢與裂隙的大小、再次降雨的強度、土層軟化后的抗剪強度等有很大的關系。

3 降雨模式對穩定性的影響

3.1 前期降雨的影響

考慮前期降雨有很多的不穩定因素。設置前3 d降雨分別為100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,然后停雨2 d,后期降雨強度均為100 mm·d-1。迭代計算后,得到穩定性系數變化如圖9所示。前期降雨過大會引起快速飽和,降雨強度越大,穩定性系數下降越快。經歷了3 d的300 mm·d-1降雨后穩定性系數由30.10下降低到1.06,此過程土體快速飽和,穩定性系數也是直線下降。在停雨的2 d則表現3種不同的狀態,分別是穩定性系數繼續下降、保持平穩以及回升。出現這種現象的原因是由于在100 mm·d-1和200 mm·d-1的前期降雨后邊坡并沒有完全達到飽和狀態;當停止降雨后,濕潤鋒還在不斷下移,紅層巖土體泡水后的強度也在不斷折減引起穩定系系數繼續下降;對于300 mm·d-1的前期降雨導致的穩定性降低是因為快速的水飽和而引起的基質吸力降低,而在降雨停止后,由于深層巖體滲透性差,水不能再向下滲透而排出后整體含水率下降,穩定性系數從1.063提升到1.068。這說明土體穩定性系數的最低值與土體的飽和含水率也有一定的關系。前期降雨的作用可以持續到降雨向下滲透后到最后排出的整個過程,如果這個時間段內再降雨,與沒有前期降雨的情況相比,更容易因為短期強降雨引起邊坡失穩。

圖9 不同前期降雨量下穩定系數變化

3.2 后期降雨的影響

模擬不同后期降雨量對邊坡的影響可以確定滑坡發生的臨界值,對滑坡預測有一定的貢獻。保證前期降雨量一定(100 mm·d-1),設定中期停雨2 d,令后期降雨量分別為100 mm·d-1、200 mm·d-1和300 mm·d-1,對邊坡進行穩定性計算。得出穩定性系數下降規律如圖10所示?？梢钥闯龊笃诮涤陠踊碌哪芰υ诮涤炅?00～200 mm·d-1的區間是明顯不同的,而200～300 mm·d-1區間,降雨量大小對穩定性的影響相對較小。這主要是在前期降雨過程中,巖土體已經部分飽和,滑帶處基質吸力處于快速下降階段。后期降雨>200 mm·d-1后,巖土體很快進入了飽和狀態,基質吸力基本消散。此時雨水入滲量主要由巖土體的滲流能力決定,因而降雨量大只會讓地表徑流變大,并沒有雨水大量入滲而引起滲流場改變。

圖10 不同后期降雨量下穩定系數變化

3.3 裂隙中水頭的影響

Seep/W在做滲流計算時會尋找潛在滲水面將已有的水及時排出,事實上紅層滲透性差,往往會在已有裂隙中就形成了壓力水頭。因此,考慮在Seep/W運算時,在固定裂隙中加入了壓力水頭邊界條件,計算得到的穩定性系數變化如圖11所示。從圖中對比可知,裂隙中如果有了一定的儲水量,則前期降雨影響會更明顯,且在停雨后的強度回升階段具有滯后性。再次降雨穩定性系數會快速降低至1以下。因而在雨水豐富的夏季,大沙界及相關紅層滑坡的危險性系數是很高的。

圖11 考慮裂隙水頭穩定性系數變化

4 討論

以大沙界滑坡為背景,分析了間歇性降雨的各個時段坡體內孔隙水壓力、裂隙處水頭壓力變化情況以及穩定性系數,可以推斷出間歇式降雨下大沙界滑坡的發生機制為:2019年7月5日,芷江境內持續降雨導致大沙界邊坡坡體含水量快速上升,表面原節理裂隙中水位不斷提升,坡體形成暫態飽和區,基質吸力不斷下降,坡體開始變形和緩慢滑動屬于蠕動變形階段。9日后芷江縣爆發大到暴雨,大量水流不斷涌入裂隙,孔隙水壓力急劇增加,液化現象明顯,穩定性系數在2 d內降低到1.008,滑動的速度急劇增加。因此,大沙界邊坡由前期降雨滲透導致土體暫時飽和,進而引起了坡體力學強度的降低。而后期持續強降雨導致靜水壓力迅速增加,并與裂隙中水的水平推力共同作用,促使了滑坡的發生?；掳l生后,斜坡靜水壓力得到釋放,且滑坡土從剪出口滑出形成堆積體,坡體坡度下降得以再次保持穩定。

在7月7日和8日降雨量很小,滑坡處于蠕動變形階段,這主要與土體飽和對巖層的物理化學作用有關,巖質邊坡滲透性差,通常情況下含水率很低。而此時中風化和強風化紅巖層處于高濕度及高蒸發循環作用下,巖層抗剪強度降低,新的裂隙在這個過程中形成為滲流提供了新的優勢通道。隨著內部滲流場的不斷下滲,土體軟化和黏土礦物成分流失成為邊坡失穩的促進因素。由此可以推斷,在紅層地區前期降雨后一段時間邊坡會出現最不穩定狀態,不同于降雨對一般邊坡影響的滯后效應,紅層地區的影響是更為顯著的,甚至有可能因為巖土層的結構性變化而最終引起滑坡。

在沅麻盆地地區,大多數滑坡具有和大沙界滑坡類似的紅層地貌,并且存在高溫下降雨-停雨循環的條件,如沅陵縣鯉魚坪滑坡,也是經歷了6月反復降雨后邊坡緩慢滑動最終劇烈滑動。因而在沅麻地區多數邊坡失穩與大華坪滑坡有類似的形成機制和過程。

5 結論

針對大華坪滑坡進行了現場勘查和調查,并通過數值模擬研究了該地區間歇式降雨下紅層滑坡的形成機制。研究結果表明,沅麻盆地紅層滑坡是由前期降雨入滲引起坡體自重應力上升、裂隙中水頭提供了推動力和水對紅層物理化學作用引起土體抗剪強度下降共同作用的結果,停雨階段這種影響會持續對邊坡有不利影響,程度與前期降雨量有關,并在前期降雨量達到一定值后,停雨階段邊坡穩定性會有所回升。后期暴雨對邊坡影響主要體現在滑坡臨界點的時間上,強度越大,時間越短,呈現線性關系。前期降雨使坡體出現了暫態飽和區和裂隙水頭的上升等現象。引起了基質吸力下降,水巖作用下巖體抗剪強度降低等,導致坡體在前期降雨一段時間后出現了穩定性最不利的狀態。因而對于間歇式降雨下紅層邊坡的防治工作,不僅要關注引起滑坡的暴雨強度,同時必須關注前期降雨對紅層影響。

在靜水壓力作用和紅層軟巖抗剪強度降低符合“平推式”滑坡的滑坡模式[11-13]。但是以芷江大沙界滑坡為背景,就間歇式降雨下邊坡經歷的前期降雨階段、停雨階段、后期降雨階段對邊坡的滲流以及穩定性做了定量的分析,分析了降雨的時間分布對紅層軟巖地區滑坡發育的影響,進一步揭示了沅麻盆地滑坡發生的內在機理,對間歇式降雨導致滑坡的預警具有一定的參考。