南江县浅层土质滑坡降雨入渗规律与成因机理

王 森，许 强,罗博宇，王一超，刘文德

(1.成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 610059； 2.中铁二院(成都)建设发展有限责任公司，成都 610031)

南江县浅层土质滑坡降雨入渗规律与成因机理

王 森1,2，许 强1,罗博宇1，王一超1，刘文德1

(1.成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 610059； 2.中铁二院(成都)建设发展有限责任公司，成都 610031)

为揭示土质滑坡中降雨入渗规律和滑坡成因机理，通过对四川南江县100多个滑坡进行现场调查、统计，选取二潢坪滑坡深入剖析典型滑坡成因机理，对降雨量、GPS累积位移、土体孔隙水压力、土体含水率等综合因素分析后，采用有限元数值法对滑坡的降雨入渗过程进行模拟。结果表明：浅层土质滑坡中孔隙水压力及含水率变化有明显滞后现象，降雨初期以垂直坡面入渗为主，一段时间后则以坡向渗流为主；斜坡中前缘孔隙水压力变化比后缘对降雨更敏感，其原因为前缘黏性堆积体、侧壁陡崖及基岩面共同构成斜坡储水边界；因滑体结构的各向异性，降雨过程中土体中局部孔隙水压力及渗流力瞬时剧增，土体饱水使得软黏土层发生软化，最终导致斜坡整体失稳。

浅层土质滑坡；降雨入渗；变形监测；成因机理；孔隙水压力

1 研究背景

国内外很多地区因降雨诱发的滑坡发生最为频繁，造成了巨大人员财产损失。笔者对南江县100多处滑坡进行现场调查，发现浅层土质滑坡形成的地形条件、汇水条件、物质组成、高程分布，以及破坏后的破体形态、成因机制都很相似，但有别于常见的均质陡倾斜坡。浅层土质滑坡与普通的土质滑坡有很大的区别，其下伏岩层倾角及斜坡坡角都很小,不超过25°；堆积体厚度小，一般为3～5 m，很少超过8 m；近基覆界面有一层黏性很高的软黏土，为潜在滑动面；滑动后坡体仍然有很好的完整性，属于整体沿平直滑动面滑动。

根据传统的力学分析，浅层土质滑坡很难形成。然而近年来愈来愈多的滑坡实例表明，强降雨期间，在红层地区的缓倾斜坡中，不仅会发生滑坡，而且会产生大规模、群发性的滑坡灾害[1]。2011年9月16—18日强降雨造成巴中市南江县上千处红层斜坡失稳，其中更有相当数量的这类土质滑坡。对缓倾岩质滑坡开展了大量的研究，相应的理论有平推式理论[2]、滑带土的膨胀性启动理论[3]。对于土质滑坡,Huat等[4]认为基质吸力(负孔隙水压力)是影响土质边坡稳定性的主要因素;Li 等[5]、Liu 等[6]认为降雨型土质边坡的稳定性主要受控于土体的饱和渗透系数;Rahardjo等[7]认为降雨性边坡失稳不仅与某场暴雨的强度和持续时间有关，还取决于前期累计降雨量;袁东等[8]对不同植被覆盖下的土体渗透性做了深入研究，认为草本植物能够降低土体渗透性，但部分植被如竹林会提高土体的渗透性。此外，还有大量学者对土质滑坡做了深入研究，也得到了许多相应的降雨入渗规律和成因机理。

然而红层浅层土质滑坡的研究尚不成熟，虽然有很多研究表明降雨是诱发缓倾红层土质滑坡的关键因素，但是不同地区地质条件、气候、降雨规律不同，影响降雨向坡体入渗，从而使得降雨对斜坡产生的影响也不同；且不同地质条件组合、不同降雨入渗条件下，滑坡成因机理也不相同。胡泽铭[9]、李江等[10]以南江县滑坡为例，对南江县土质滑坡的分布规律、发育地质条件、成因机理进行过研究，但是研究还不够深入。张群等[11]通过室内土柱试验、G-A模型计算了南江县浅层土质滑坡降雨入渗深度，初步解释了该地区浅层土质滑坡的成因。但目前还没有阐明降雨在斜坡中的具体运移规律以及如何作用于这种浅层非均质土体。因此本文着重研究该类滑坡的降雨入渗规律及成因机理，降雨入渗规律及成因机理的研究对滑坡灾害治理、易发性分析、滑坡危险性评估、滑坡预警模型建立都至关重要。

2 浅层土质滑坡基本特征

(1) 滑坡规模小，多为小型，滑体平均厚度小于5 m。

(2) 滑面形态为沿基覆界面的直线型。

(3) 诱发因素为强降雨。

(4) 滑坡演化过程中形成特殊的地质组合：①岩层略倾向坡内；②斜坡坡内一侧地形较坡外一侧低，但堆积层厚度相对较厚；③斜坡物质在坡向和坡表至基岩面的垂向上都有差异，斜坡后缘为高孔隙率的泥岩风化碎屑，前缘为密实粉质黏土；④基覆面有一层软黏土。

(5) 这类土质滑坡运动破坏特征主要为水的软化及水压力推动作用发生，一旦滑动，坡体内的水得以排出，因坡度小又不受其他外力，滑坡体很快止动。

图1 二潢坪滑坡平面图Fig.1 Planar graph of Erhuangping landslide

3 浅层土质滑坡的降雨入渗规律及成因机理分析

3.1 二潢坪滑坡概况

二潢坪滑坡位于四川省南江县赶场镇白梁村三社，地理范围为32°23′13″N—32°23′31″N,106°54′31″E—106°54′39″E。滑坡平面形态呈“扫帚状”，滑坡纵向长479 m，横向宽51～162 m，滑体厚度0.7～5.6 m，滑坡体积约28×104m3，主滑方向为159°，坡度11°，滑坡坡面较缓，主要为阶梯状斜坡，滑坡右侧后缘有走向与坡向相同的陡崖，前缘有一小冲沟(为滑坡变形后水流侵蚀形成)，两沟在滑坡前缘相汇。地形上左侧高右侧低，形成了良好的汇水条件(如图1)。

图2 滑体土Fig.2 Soil of slip mass

图3 滑带土Fig.3 Soil of sliding zone

滑坡物质组成为：

(1) 滑体为第四系残坡积层(Q4el+dl)(见图2),堆积层有明显分层现象，下层为紫红色、黄褐色—灰白色夹碎块石粉质黏土，土质不均匀，透水性好，厚度0.4～4.2 m，平均厚度为2.0 m。

(2) 滑带土为软黏土，黄褐色，呈软塑状态，含水率较高，经室内测定为43%，厚度0.01～0.07 m不等(滑坡前缘较厚，后缘较薄)，在软黏土层的上下表面有一层厚度10～40 cm不等的碎石层，碎石中充填少量黏土，但孔隙度较大，为泥岩风化颗粒。滑带土(见图3)矿物成分主要为蒙脱石、伊利石，黏性高。

(3) 滑床为泥岩、砂岩(J2s)，紫红色，泥质结构，层状构造，主要成分为黏土矿物，出露基岩节理发育，遇水易软化。

3.2 现场监测

基于研究目的，采用一体化雨量站、土体含水量自动监测站、孔隙水压力监测站，分别对滑坡体上不同时间降雨量,不同位置、不同深度含水率和不同位置、不同深度孔隙水压力进行监测，利用GPS滑坡地表位移自动监测站对不同时间位移进行监测。

3.2.1 降雨量监测

降雨监测时段为2013年5月5日—11月23日,在监测时段中，分别监测了雨季及旱季的降雨情况(图4(a));同时,监测期间还得到2013年8月份的日降雨量(图4(b))。

图4 降雨量监测结果Fig.4 Monitoring results of rainfall

3.2.2 孔隙水压力监测与分析

孔隙水压力的变化是土体运动的前兆,能反映降雨入渗情况及滑坡的变形位移情况。2个监测站埋深均未穿透地下水，监测站有2支压力传感器,埋深分别为2.8 m及3.1 m。

如图5所示，孔隙水压力对降雨响应明显，在长时间干旱之后孔隙水压力对降雨更敏感。孔隙水压力随降雨变化有明显的滞后效应，只有降雨强度到达一定界限(此处>8 mm/min)地表水才能够渗透到2.8 m以下(图6)。

图5 2013-07—2014-04不同深度日最大孔隙水压力变化曲线Fig.5 Variation curves of monthly maximum pore water pressure of landslide at different depths from July,2013 to April,2014

图6 2013年8月1日每10 min孔隙水压力变化曲线Fig.6 Variation curve of pore water pressure with rainfall in every 10 minutes on August 1st,2013

3.2.3 土体含水率监测与分析

土壤含水率变化反映被监测区的土壤含水率变化，如图7所示，滑坡土体中不同深度的含水率都受降雨影响，雨强越大，含水率变化越大；滑坡中后缘各层土体含水率变化对降雨均较敏感，而滑坡中部只有0.6，2.4，3.0 m处含水率在降雨后变化较大，而位于1.2，1.8 m处含水率变化对于降雨敏感度较小。

图7 滑坡中后部和中部不同深度含水率变化曲线Fig.7 Curves of moisture content at different depths in the middle and middle-rear of landslide

图8 滑坡累积位移与降雨量关系曲线Fig.8 Relationship between accumulated displacement of landslide and rainfall

3.2.4 累积位移监测与分析

如图8所示，滑坡在南北向的位移受降雨影响较大(主滑方向)，累积位移(监测时间段某时间点之前的总位移量)与累积降雨量呈正相关，8月份滑坡在南北向产生了最大位移34.8 mm，后面几个月降雨量减少，南北向累积位移几乎没有变化。

3.3 降雨入渗规律分析

根据监测数据分析不难发现，滑坡内地下水变化明显受降雨影响，地下水最活跃期为该地区的雨季。土体厚度小，部分区域孔隙度大，拉张裂隙发育，根系通道发育，为降雨垂直坡面入渗提供了良好的入渗通道；整个斜坡坡度较小，后缘有较好的汇水条件，使得降雨不能在很短时间内沿斜坡表流走，为地表水入渗提供了充足的时间；滑坡后缘物质组成主要为砂泥岩风化碎屑物，空隙较大，为降雨入渗提供良好的入渗通道；近基岩面有一层高含水量、致密、高黏性、透水性低的软黏土，阻止了降雨的进一步下渗，从而沿着高孔隙度的碎块石层倾向产生径流。

利用seep/W模块进行降雨入渗数值模拟：雨水在滑坡表层主要以垂直入渗为主，到达基岩风化面时以沿着岩层倾向方向渗流,静水压力随着水位的升高逐渐增加，水位线处水压力为0，水位线之上水压力为负，水位线之下水压力为正(如图9)。

注：图中数值表示水压力，单位为kPa

在斜坡体内中部和后部往往因补给大于排泄而赋存大量的地下水，孔隙水压力异常增高，当降雨时间到达一定值时会使整个坡体物质饱水。在这种地质组合下，雨水主要沿表面拉张裂隙，后缘、两侧孔隙度高的堆积物垂直入渗，进入坡体沿着层面方向排泄通道渗流，前缘土体孔隙度小，透水性相对较差，长时间降雨易在中部和后部坡体内大量赋存地下水，甚至使堆积体完全饱水(如图10)。

图10 降雨入渗模型

3.4 成因机理

红层土质滑坡不同于其他类型的滑坡，其基岩倾角小，斜坡坡度与岩层坡度基本相同，按常规滑坡发育条件来说<25°的土质斜坡很难形成滑坡。之所以能大量形成滑坡，与降雨及地形地貌组合密切相关。

从典型实例二潢坪滑坡及野外地质调查可以看出，南江县形成的土质滑坡与其形成的地质条件、滑坡形态、结构特征基本相似。其中滑坡之间的差异在于其临空面组合和冲沟与陡崖的组合不同。当补给量大于排泄量时存储大量的地下水，形成较大的静水压力及软化软黏土层,使滑坡失稳破坏。

滑坡变形破坏的控制因素为持续强降雨，强降雨时斜坡体会出现2种变形破坏形式。

图11 非饱和土体稳定性计算简图Fig.11 Diagram of calculating the stability of unsaturated soil

(1) 动水压力驱动型。当补给量小于排泄量时，水流在土体内部产生渗透压力，长时间掏蚀产生管涌，土体酥松部位容易被带走，形成局部变形破坏。因其坡度小形成整体滑动的可能性很小，单位土颗粒所受渗透压力f=ρwgI，其中ρw,g分别为水的密度、重力加速度,这两者都是定值。渗透压力大小只与水力坡度I有关，缓倾斜坡水力坡度较小，故对整体稳定作用较小。此时变形破坏主要产生于坡表(即在第一个相对隔水层之上的变形破坏)。此时的整体破坏模式为蠕滑-拉裂，浸润峰以上土体稳定性可由改进的非饱和土斜坡稳定性公式进行计算(计算简图见图11)，即

(1)

式中：Fs为安全系数；γsat为土的饱和重度；zw为饱水深度；c′为土体的有效黏聚力；φ′为土体有效摩擦角；α为坡角。

(2) 静水压力驱动型。当补给量大于排泄量时，不仅在透水层产生渗透压力、承压段产生扬压力，最主要是在裂缝及土体渗透性差异面形成的静水压力将斜坡启动(如图12中的当渗透系数k1

(2)

图12 静水压力下斜坡稳定性计算简图Fig．12 Diagramofcalculatingtheslopestabilityunderhydrostaticpressure

其中：

式中：γw为水的重度；Zw为拉裂面的水位高度；Hw为排泄口到稳定水面的高差；G为土与水的总重力；c″为软黏土层饱水时的黏聚力;φ″为软黏土层的内摩擦角。

降雨不仅使坡体重度增加，还会使软黏土层的抗剪强度大大降低。在斜坡自重力、动水压力及净水压力作用下最终使整个斜坡发生整体滑动，滑动后前缘还能保持较好的完整性。

4 结 论

(1) 滑坡形成的前提条件：岩层顺坡向，略倾坡内，物质结构各向异性；斜坡前缘孔隙度低，后缘孔隙度高；基覆界面处夹软黏土层。

(2) 降雨后含水率、孔隙水压力都有强烈的响应，且有一定滞后性；降雨在斜坡后缘以垂直入渗为主；而在前缘主要沿近基岩面的风化碎石层和碎块石层径流。

(3) 降雨强度补给量小于排泄量时，斜坡只会产生坡体局部变形破坏，不会产生整体滑动；当补给量大于排泄量时会在坡体内形成稳定水位，长时间、大面积软化软黏土层，同时产生静水压力启动斜坡滑动。

[1] 孔纪名，陈自生.川东“89·7”暴雨过程中的红层滑坡[C]∥滑坡文集(第九集). 北京：中国铁道出版社，1992：36-42.

[2] 范宣梅.平推式滑坡成因机制与防治对策研究[D].成都：成都理工大学，2007.

[3] 殷坤龙，简文星，周春梅，等. 万州区近水平地层滑坡和堆积体成因机制与防治工程研究[R]. 武汉：中国地质大学(武汉)，2005.

[4] HUAT B B K，ALI F H J，LOW T H. Water Infiltration Characteristics of Unsaturated Soil Slope and its Effect on Suction and Stability[J]. Geotechnical and Geological Engineering，2006，24(5):1293-1306.

[5] LI Xin-po，WANG Cheng-hua，XU Jun． Surficial Stability Analysis of Unsaturated Loess Slopes Subjected to Rainfall Infiltration Effects[J]．Wuhan University Journal of Natural Sciences，2006，11(4): 825-828．

[6] LIU Zi-zhen，YAN Zhi-xin，DUAN Jian,etal. Infiltration Regulation and Stability Analysis of Soil Slope under Sustained and Small Intensity Rainfall[J]. Journal of Central South University，2013，20(9):2519-2527.

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[10]李 江，许 强，胡泽铭，等.红层缓倾角土质滑坡发育环境、分布规律及影响因素研究[J]. 科学技术与工程，2014，14(12):88-93.

[11]张 群，许 强，易靖松，等. 南江红层地区缓倾角浅层土质滑坡降雨入渗深度与成因机理研究[J]. 岩土工程学报，2016，38(8)：1447-1455.

(编辑：黄 玲)

Rainfall Infiltration and Formation Mechanismof Shallow Soil Landslides in Nanjiang

WANG Sen1,2，XU Qiang1, LUO Bo-yu1, WANG Yi-chao1，LIU Wen-de1

(1.State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China; 2.China Railway Eryuan Engineering Group Co.,Ltd.,Chengdu 610031,China)

Through field investigation and statistics of more than 100 landslides in Nanjiang county, the Erhuang-

ping landslide was selected as a case study to reveal the formation mechanism of and rainfall infiltration in soil landslide. Through analyzing multiple factors including precipitation, accumulative displacement of GPS, pore-water pressure and moisture content of soil, the process of rainfall infiltration of Erhuangping landslide was simulated by finite element analysis. Results showed that the variations of pore-water pressure and soil moisture of shallow soil in the landslide lagged obviously in the initial stage of rainfall precipitation. The main infiltration direction was perpendicular to the surface of slope, and then changed to be along the slope direction. As a water-storing boundary was formed by the cohesive accumulation body, steep side cliff and bedrock surface, pore water pressure in the front edge of slope was more sensitive to rainfall than that in the rear edge does. Due to the anisotropy of slip mass, local pore water pressure and seepage force rises sharply during rainfall, and the soft clay softened, finally resulting in the global instability of slope.

shallow soil landslide; infiltration of rainfall; deformation monitoring; formation mechanism; pore water pressure

2016-05-05；

2016-06-13

四川省国土资源厅科学研究计划项目(KJ-2015-18))

王 森(1988-)，男，四川巴中人，硕士研究生，研究方向为地质灾害防治，(电话)18117832947(电子信箱)wanliao@outlook.com。

10.11988/ckyyb.20160431

2017,34(8):96-100，105

P642.22

A

1001-5485(2017)08-0096-05