库水位变化时陡倾软弱顺层岩质滑坡变形机制

张 琪,巨能攀,张成强,张建军,柯 虎,刘 恒

(1.地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学),成都 610059;2.国能大渡河流域水电开发有限公司,成都 610000)

库岸滑坡作为水库运行期间常见灾害之一,影响范围广泛,危害形式多样［1］,与其他环境中的边坡失稳、滑坡灾害相比,库岸滑坡作为特殊条件下的滑坡类型,其变形通常受到库水位涨落的影响;因此,研究库水变化时滑坡变形破坏机制,成为有效预测这一危害产生的关键。近年来,国内外研究者通过现场调查资料结合监测手段,在理论分析、数值模拟、模型试验等方面都有较多成果［2-7］。Zhao S.等［8］运用综合遥感对缺乏监测数据的地区滑坡变形进行分析,证明水位变化是控制龙羊峡水库滑坡变形速率和趋势的主要外部因素;朱赛楠等［9］结合无人机航拍、钻探、地表及深部位移监测等多源手段综合分析滑坡变形特征及失稳机制;在坡体稳定性计算分析中,J.Iqbal等［10］采用三维强度折减法对不同库水位波动和降雨条件下的稳定性进行了分析;A.Biniyaz等［11］考虑了非饱和抗剪强度、非饱和带中的容重变化以及静水压力随库水位变化的影响,对包括Bishop简化法和普通条分法在内的极限平衡法进行了修正。宋丹青等［12］、白洁等［13］利用有限元数值模拟对滑坡整体稳定性进行分析,结合监测数据明确了滑坡变形破坏特征及滑动失稳机制;张世殊等［14］、唐军峰等［15］利用离散元模拟计算坡体内部力学特征及稳定性,得到边坡的变形机制。但现有研究中对陡倾软弱顺层岩质滑坡在水位变化下变形机制的分析较少。

陡倾软弱顺层岩质滑坡因其特殊的结构,在外界干扰下易产生失稳变形［16］。本文研究的水电站开顶滑坡为典型的陡倾软弱顺层岩质滑坡,自蓄水8个月后(2017年8月)出现变形,2018年2月发生滑动破坏,前期研究对滑坡稳定性进行了简单分析［17］,但并未详细研究水位变化对边坡变形的影响。因此本文以开顶滑坡为研究对象,基于前期调查资料,结合2017-2020年3年间库水位、地表位移监测数据,查明滑坡变形破坏特征;利用离散元法对坡体在水位上升过程中外部变形响应过程及内部间隙水压力变化状况进行分析,结合有限元法进一步分析水位变化过程中滑体稳定性随时间演化规律,二者结合能够系统反映水位升降时滑坡的变形机制,对库岸滑坡在水库运行过程中的变形发展、破坏模式、风险防控有一定的参考价值。

1 工程地质概况

开顶滑坡(图1)位于丹巴县某水电站库区,属高山峡谷地貌,大渡河自北向南纵贯全境,境内地势西高东低,坡体总体向大渡河倾斜,平均海拔高度为2 km,地形高差约287 m,基本沿N5°W向展布,长约460 m,宽约490 m。坡体上部地形较陡,天然坡度为40°～45°,坡顶覆盖层厚度一般为1～2 m,植被稀疏;斜坡下部坡度较缓,天然坡度33°～40°,植被发育,坡表可辨层面,层面产状为62°∠57°,层厚2～3 cm。

图1 开顶滑坡全貌图Fig.1 Panoramic view of Kaiding landslide

图2 开顶滑坡典型剖面图Fig.2 Typical engineering geological profile of Kaiding landslide

2 滑坡结构及变形破坏特征

2.1 滑坡结构特征

坡表岩体受风化及重力卸荷影响,基岩节理裂隙发育呈层状碎裂结构或镶嵌碎裂结构,在两段出露基岩区域共测得6组节理裂隙(表1)。坡体的整体稳定性主要受倾坡外产状为78°∠26°及151°∠36°的两组裂隙控制(图3),两组优势结构面与岩层面将岩体切割成碎块状［18-19］。

表1 节理与裂隙统计Table 1 Statistical table of joints and fissures

图3 结构面赤平投影分析图Fig.3 Stereographic projection of structural planes

2.2 滑坡变形破坏特征

调查区现有变形破坏现象较为复杂,在坡体中部和顶部有多处崩塌,坡表堆积有大量崩坡积物 (图4-B、C、D)。滑坡后缘因滑动破坏产生一个高约20 m的陡壁(图4-E);前缘公路挡墙多处开裂,出现明显变形迹象。

图4 研究区综合工程地质平面图Fig.4 Comprehensive engineering geological plane of study area

2016年12月13日水库第一阶段蓄水至海拔高度1 802 m以来,边坡并未发生明显的变形破坏现象。直到蓄水8个月后,公路路面与路肩墙出现宽约1.8 cm的裂缝。2017年9月进行第二、第三阶段蓄水后,原有裂缝出现加宽、加长现象(图4-A)。

2017年11月18日水库蓄水至海拔高度1842 m以来,公路路面新增多条纵向裂缝,最长可达30 cm;坡体侧缘裂缝发育并且逐渐与公路开口线外山坡处的裂缝贯通;随着边坡变形不断发展,有滚石沿冲沟滚至公路,路面变形迹象加剧。

自2017年12月20日起,库水位持续下落,从海拔高度1 840 m降至1 832 m,期间开顶滑坡变形持续发展,变形速率呈线性逐日增大,裂缝宽度最大超1 m,下游侧缘边界及后缘处裂缝基本贯通。2018年2月6日起,库水位再次消落,降至海拔高度1 826 m,在此期间开顶滑坡变形速率不断增加,在2月15日达到顶峰,位移大幅度上升。变形发展期间,现场发生多次不同规模的坍塌,交通中断。坡体上部分布有大量落石和危岩体,危岩体大小在2～5 m(图4-C、D)。

2.3 监测数据分析

开顶滑坡发生变形以来,陆续设置了24个变形监测墩及6个GNSS测点对滑坡变形进行监测,具体位置如图5所示。

图5 开顶滑坡监测设施布置图Fig.5 Layout of monitoring facilities for Kaiding landslide

滑坡累计位移监测曲线见图6,岸坡变形以X方向下游侧变形、Y方向临空侧变形以及H方向沉降变形为主。其中X方向为水平面指向上下游的方向,Y方向为水平面与X向垂直指向临空与靠岩体侧的方向,H方向为与水平面垂直的方向。从图中可以看出,开顶滑坡在2017年12月15日—2018年2月4日,位移变化较小,处于变形初始阶段［20］。由于库水位的持续降落,2018年2月4日—2018年2月22日,坡体变形明显增加,位移激增,此时滑坡已进入加速变形-破坏阶段。

图6 2017年12月16日—2019年12月31日累计位移变化过程Fig.6 Cumulative displacement change process from 2017.12.16 to 2019.12.31

2018年2月22日之后,随着库水位上升,开顶滑坡位移日变化量逐渐减小,变形趋缓,坡体进入等速变形阶段,其中以滑坡下游侧后缘TP15、TP18、TP19、TP20位置的变形量值最大,左侧边界次之。2018年9月S211改线公路及隧道施工后,滑坡变形保持平稳,并未出现激增态势。

图7为库水位变化速率与滑坡位移变化速率监测曲线,2017—2019年间该水电站水位变化速率范围为0～5 m/d(图7-A),结合现有变形破坏特征得到库水位变化对开顶滑坡影响较大,水位上升是诱发滑坡变形的主要原因,水位下降进一步加剧变形的发展,当水位以小于0.5 m/d的速率变化时,岸坡变形发展不明显,当水位降落连续日变化量超过0.5 m时,变形速率突增,边坡发生大规模失稳破坏。

图7 速率变化过程Fig.7 Rate change process

3 库水变化时滑坡变形特征数值分析

3.1 滑坡变形响应过程数值分析

3.1.1 计算模型建立及参数选取

为探究水位变化对开顶滑坡变形破坏的影响,使用二维离散元模拟软件UDEC对不同蓄水位时滑坡变形发展过程进行分析。

开顶滑坡为一个典型的顺层岩质滑坡,内部节理裂隙发育,故在计算中不能将其视为简单的连续介质,采用离散元方法处理更为恰当。其中,岩石采用Mohr-Coulomb弹塑性本构关系,不连续面采用Coulomb滑动屈服准则［21-22］。简化后的计算模型如图8所示,将坡体物质划分为三类,即强风化绿片岩、弱风化绿片岩、白云岩,并考虑了两组优势结构面的产状。

图8 计算模型示意图Fig.8 Calculating model

坡脚部分破碎带位于水面以下,经浸泡软化,力学强度有所下降。据赵建军等［23］研究,长期饱水条件下千枚岩强度明显劣化,其黏聚力劣化程度大于内摩擦角;因此在计算中,对水面以下岩体力学参数进行折减计算,根据地《公路工程地质勘察规范》(JTG C20-2011)结合现场调查得到岩层与节理裂隙力学参数分别见表2和表3。

表2 岩层物理力学参数Table 2 Mechanical parameters of rock mass

表3 节理裂隙物理力学参数Table 3 Mechanical parameters of joints and fissures

3.1.2 计算结果分析

a.最低蓄水

当蓄水位保持在最低位置(海拔高度1 803.16 m)时,如图9所示,计算至15万步,坡体呈现明显的自下向上牵引式变形,坡脚最大位移变形量8.48 m,后缘(海拔高度2 000 m附近)拉裂缝近贯通,坡体变形区连续,岩层沿顺层剪切面下错,层间错动明显,垂直方向最大位移达到6 m;随着迭代时步的不断进行,坡体变形趋于稳定。

图9 最低蓄水位计算模型Fig.9 Calculating model of minimum water storage level

结合现场调查,库水上升过程中坡脚变形迹象显著,公路挡墙及路面都出现明显变形。原因是坡脚结构面发育,岩体破碎,渗透性好,库水沿节理裂隙运移,间隙水压力升高,不断推动岩体沿层面滑动,位于水面以下的坡脚岩体受到水的浮托力作用,有效质量减小,前缘抗滑力下降,随着坡脚岩体不断地滑塌,坡体中后部变形在牵引下发展迅速,坡表出现多条拉张裂缝且不断扩展。

b.最高蓄水

当水位上升至最高位置(海拔高度1 841.56 m)后保持稳定,水位上涨使得坡脚大部分岩体淹没于水中。如图10所示,对比最低蓄水位,此时位移更明显,随着坡脚岩体间隙水压力进一步增与岩层折减参数相同。f为摩擦系数,f=tanφ。

图10 最高蓄水位计算模型Fig.10 Calculating model of the highest water storage level

大,垮塌规模扩大,中上部岩体受重力作用影响不断下坐,后缘拉裂缝基本贯通,海拔高度2 000 m附近岩体表面拉裂缝不断扩张且延伸更深,坡体沿顺层剪切面产生沉降变形,水平方向最大位移16 m,垂直方向最大位移可达6 m。

位移矢量如图9-B和图10-B所示,在同等时步下,最高蓄水工况位移量明显增加,变形区域连续且滑面与后缘清晰,此时滑坡基本形成。根据计算推测,滑坡后壁位于海拔高度2 050 m处,与实际调查成果较吻合,滑面位于基岩顺层剪切带也是强风化带。说明水位上升到一定高度后,会引发大规模变形现象,威胁岸坡的稳定。

在蓄水作用下滑坡变形的过程中也必然会引起坡体内间隙水压力的变化。而通过间隙水压力的变化也能说明滑坡在库水作用下的变形机理。为了更好探究内部间隙水压力变化规律,利用UDEC渗流分析坡体内部间隙水压力变化情况,在模型的两侧施加间隙水压力边界,将底部设置为不透水边界,观察8个不同深度的监测点(图8),得到蓄水过程中间隙水压力与水位、位移关系曲线。

如图11所示,水位不断上升的过程中,1#、2#监测点位于坡脚最先破坏,间隙水压力上升一段后不再变化,3#、4#、5#监测点间隙水压力在渗流力的作用下大幅度升高,随着内部渗流场趋于平衡后,逐渐下降并保持稳定。在滑坡变形破坏现象的调查中发现,坡体在蓄水后才出现明显的变形迹象,其原因是库水不断补给坡体内地下水,地下水位上升,结合图11-B,在水位上升的过程中,饱和区面积扩大,降低了滑体有效质量,削弱了滑面的抗剪强度,最终导致滑坡发生位移变形。

图11 间隙水压力监测曲线Fig.11 Monitoring curve of pore water pressure

3.2 库水位变化时滑坡稳定性演化规律

前述利用离散元法明确了库水位变化导致滑坡变形的过程及机理。为进一步分析水位变化时坡体变形破坏机制,采用有限元分析软件并结合非饱和土力学理论,基于极限平衡理论的SLOPE模块,选择Morgrnstern-price计算方法,耦合SEEP模块分析不同升降速率时滑坡稳定性系数的演化规律。参考调查资料及附近区域岩体水力学参数,确定滑坡岩体水力参数如表4所示。

表4 滑坡各渗流介质水力学参数取值Table 4 Hydraulic parameter value of landslide seepage medium

现分别以4.8 m/d、3.84 m/d、1.92 m/d、0.768 m/d、0.384 m/d五种速率模拟坡体在海拔高度为1 803.16～1 841.56 m的水位上升及下降稳定性系数变化情况,计算结果见图12。

图12 水位变化速率与滑坡稳定性系数演化规律Fig.12 Evolution law of landslide stability coefficient under water level rate change

由图12-A所示,水位以4.8 m/d、3.84 m/d、1.92 m/d的速率上升,坡体稳定性随时间呈现先增后减的变化规律,渗流稳定后即为蓄水时长期稳定系数;当以0.384 m/d的速率缓慢上升,坡体稳定性保持持续增加的趋势,最终趋于一致。根据计算结果随时间的演化规律可知：前期蓄水条件下,水面以下岩体物理力学性质已在长期饱水条件下劣化,库水上升前期,坡体内地下水位上升滞后,两者间形成指向坡内的水位落差,作用在坡体上的动水压力对坡体产生围压作用是有利于坡体稳定的;随着时间增长,坡体内地下水位上升至稳定,动水压力逐渐消散,滑体含水量增加,饱和区面积增大,增加的间隙水压力削弱了岩体间抗剪强度的同时,降低摩擦力使得边坡稳定性下降,直到渗流场平衡后趋于稳定。当水位以缓慢的速率(0.38 m/d)上升时,指向坡内的动水渗透压力及时消散,水头差产生的静水压力使得坡体稳定性保持始终上升的状态。

如图12-B所示,水位以4.8 m/d、3.84 m/d、1.92 m/d、0.768 m/d等大于0.5 m/d的速率骤降时,边坡稳定性先下降后上升,下降的速率越快稳定性降低的程度越大;当库水以4.8 m/d的速率快速下降时,第10天稳定性就降到了1.032,边坡处于欠稳定状态。在以0.384 m/d的速率缓慢下降时,坡体稳定性仍保持连续降低的状态,说明水位的骤降对边坡稳定的影响是极其不利的。根据稳定性变化规律分析可知：在水位下降时,地下水位滞后于库水位下降,将会产生指向坡外的渗透压力,同时因水头差产生的静水压力相当于对坡体施加了向临空方向的推力,导致稳定性大幅度下降;随着水位的平稳,内部渗流场稳定,渗流力消散,稳定性逐渐上升并趋向稳定。缓慢的下降使得间隙水压力和动水压力及时消散,因此不会出现急剧降低的情况,而是缓慢降至稳定状态。

通过有限元分析得到的不同水位变化速率时滑坡稳定性随时间演化特征,可知库水位的动态变化是影响滑坡变形的主要诱发因素。库水位上升进一步软化坡脚岩体,增加岩体间隙水压力,减小前缘岩体抗滑力;库水位下降产生的指向坡外的渗流压力;二者皆会导致坡体失稳变形,尤其是水位变化速率超过0.5 m/d时,坡体极有可能出现大范围失稳破坏。

4 滑坡变形机制分析

开顶滑坡为一个典型的陡倾软弱顺层岩质滑坡,其特殊的陡倾顺层构造、对水敏感的岩性特点是滑坡产生的主要控制因素。库水位的变化是坡体变形破坏的主要诱发因素,蓄水导致岩体内部物理力学性质大幅度下降,引发变形;水位的持续降落进一步加剧变形的发展,最终造成大范围失稳破坏。

4.1 地质因素

开顶滑坡属陡倾顺层岩质滑坡,坡度上陡下缓,前缘因公路建设开挖,临空条件较好。通过野外调查及监测结果分析,将滑坡体分为三个大区(图1)：下游Ⅰ、Ⅱ区地形上为一突出山脊,岩体较为破碎;上游Ⅲ区为一个相对浅凹槽地貌,地形相对完整。Ⅰ、Ⅱ区后缘因滑动产生明显陡壁,变形较大,下游侧缘裂缝基本贯通,坡表纵向压张裂缝发育;Ⅲ区变形量较上述两区小,坡表覆盖层较厚,也已出现明显的变形破坏迹象。

顺层岩质滑坡稳定性往往受层面软弱带控制,开顶滑坡层面倾角较大,岩体结构面发育,绿片岩、千枚岩较软,对水敏感,坡脚岩体在库水作用下,强度劣化,特殊的构造条件及岩性特点控制了滑坡的变形发展,使得坡体易在外界扰动下沿层面发生滑移变形。

4.2 库水位变化

该水电站自2016年12月13日第一阶段蓄水至海拔高度1 802 m。2017年9月开始进行第二、第三阶段蓄水,11月蓄水至海拔高度1 840 m;12月20日至2018年4月21日,库水位持续下落,从海拔高度1 840 m降至1 803.28 m,随后逐渐上升保持平稳。

开顶滑坡在水库蓄水8个月后出现变形,又在水位持续下落过程中发生一次大规模滑动破坏。根据库水位变化情况、变形破坏特征及数值模拟结果综合判断,将滑坡的变形过程划分为3个阶段：第一阶段,水库蓄水前开顶滑坡前缘大渡河边海拔高度1 770～1 860 m一带多为基岩,天然状态下受重力作用影响,产生局部小变形,未见强烈变形迹象,整体稳定(图13-A);第二阶段,坡脚岩体因受强风化作用影响,力学性质软弱,遇水软化后物理力学性能进一步降低,岩层发生向临空方向的顺层剪切变形,变形从坡脚向上发展至坡顶,即为牵引式变形,坡表产生一系列拉裂缝,侧缘裂缝也断续发育(图13-B);第三阶段,随着水位变化,坡体内间隙水压力不断增加,坡体内孔压变化滞后于水位变化,产生的渗流力导致牵引变形不断发展,后缘裂缝进一步扩展近贯通,坡顶岩土体开裂下坐并推挤中下部,中部纵向裂缝扩展增多,侧向裂缝发展贯通,监测结果表明滑坡体后缘变形量较大并以沉降变形为主(图13-C),此时岸坡处于欠稳定状态,外界的扰动可能会引发大规模失稳。

图13 开顶滑坡变形演化过程示意图Fig.13 Evolvement diagram of deformation evolution of Kaiding landslide

综上所述,开顶滑坡为水库蓄水诱发的滑移-拉裂式滑坡。自重应力控制下岸坡处于稳定状态,但因其特殊的陡倾顺层构造,受外界干扰易沿层面发生剪切滑动变形,坡体本身结构面发育,岩体渗透性较好,水位上升后,水体能够快速渗入坡内,导致岩体间隙水压力增加,有效应力减小,绿片岩本身力学性质受库水影响劣化,加之库水使得抗滑段岩体有效质量变轻,坡脚抗滑能力大幅度下降,边坡开始失稳变形。库水位持续下降的过程中,坡体内部地下水不能及时下落,产生向外的动水压力,结合内外因水头差产生的静水压力,相当于对坡体施加了向外的推力,加速滑坡变形,最终导致大范围失稳破坏。

5 结 论

a.开顶滑坡为典型陡倾软弱顺层岩质滑坡,在外界扰动下易产生失稳破坏。根据监测数据显示,滑坡经历了一次明显的变形失稳,目前处于等速变形阶段,变形速率受库水位变动影响较大。

b.基于离散元与有限元结合的数值计算结果可知,蓄水降低了滑坡岩体的力学强度及抗滑阻力,坡体内部间隙水压力增加而有效应力减小,引发坡体的变形。水位的动态变化导致坡体变形迅速发展,当以大于0.5 m/d的速率上升,坡体稳定性先增后减;以同样速率持续下落时,稳定性陡然下降,更易出现大范围失稳破坏;水位以小于0.5 m/d的速率调度则不会出现明显的变形。

c.地质因素控制滑坡的发育,陡倾顺层的地质构造、对水敏感的岩性特点,为滑移提供了先天条件。库水位的涨落对滑坡的变形起到了主要的激励作用,库水不断软化侵蚀前缘岩体,在水位变化过程中,坡体内部地下水位受到影响不断变化,产生的间隙水压力及动水压力,推挤岩体向临空方向运动,导致开顶滑坡体内裂缝不断扩展延伸,后缘裂隙与侧缘相贯通,最终沿基岩顺层剪切面产生滑移-拉裂式破坏。结合库水位变化时坡体稳定性的变化机制,为避免变形进一步发展,应对坡脚采取加固防渗措施;水库调度过程中,水位升降应采用较小的速率,尤其避免持续的水位降落,尽可能减少渗流作用对坡体稳定性的影响。