堆積斜坡降雨條件下失穩機理分析
——以擦耳巖滑坡為例

李安潤，鄧 輝，陳宇杭，陸泌鋒，郝 浩，李萬才

(1.成都理工大學 地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室，四川 成都 610059；2.四川公路橋梁建設集團有限公司勘察設計分公司，四川 成都 610041)

茂縣地處四川盆地西北緣，青藏高原向川西平原過渡地帶，地質構造活動相對活躍。受汶川地震影響，該區域范圍內發生大量崩塌、滑坡災害，滑坡產生的大量堆積斜坡在降雨條件下極可能失穩，發生滑移造成二次地質災害可能性較大。因此，對于震區堆積斜坡在降雨條件下的失穩機理研究十分必要。目前，已有大量學者對堆積斜坡開展了相關研究[1-13]。甘鳳玲等通過室內人工模擬降雨的方法，探討了堆積斜坡坡面入滲規律，發現了不同土石比、降雨強度和坡度下的入滲特征[7-11]；魏寶龍等基于非飽和土力學及孔壓力理論，分析了暴雨工況下堆積斜坡的穩定性時間效應，發現隨著降雨持續時間增加，入滲影響深度增加，斜坡前緣率先產生變形[4-6]；劉興寧等利用顆粒離散元方法，分析了堆積斜坡穩定性，并提出了阻絕上層滯水補給源，減少大氣降雨入滲，坡表覆蓋土工膜等治理方案[1-4]。本文結合野外調查資料，借助于PFC軟件，對茂縣擦耳巖滑坡在降雨條件下的失穩機理進行分析。

1 堆積斜坡概況

2 堆積斜坡發育特征

2.1 斜坡邊界特征

擦耳巖滑坡為特大型堆積斜坡，斜坡分布高程1 700～2 010 m，斜坡主滑方向為154°，體積約3×107m3，坡表為凹形，坡腳由于受到河流沖刷作用，形成前緣臨空面，斜坡上部坡度30°～45°，下部較緩(15°～30°)。斜坡大致呈“U”型，后緣可見滑動后形成的陡壁，伴有崩落現象，靠近后緣處存在1處平臺，平臺為后緣崩塌覆蓋形成；斜坡側緣古沖溝已被崩坡積物質所覆蓋，左側邊界可見次級滑動所形成的拉陷槽，拉陷槽兩側揭露有成分為千枚巖的碎塊石土斜坡；斜坡前緣長期遭受流水沖蝕作用，坡度較陡，并出現滑塌現象，有少量居民。沿岷江觀察斜坡前緣發現，堆積斜坡擠壓岷江河道。

2.2 斜坡物質組成特征

2.3 斜坡水文地質條件

滑坡區緊鄰岷江，地下水受岷江及大氣降水影響較大，岷江為區域內最低排泄基準面。擦耳巖滑坡范圍內地下水類型主要為基巖裂隙水及第四系松散堆積層中的孔隙潛水，含水層主要為沖洪積成因的砂礫卵石層。斜坡中下部崩坡積層主要有碎石土組成，接受大氣降雨補給能力強，透水性好，常順坡流動，排到亞皮溝中，地下水的運移對斜坡穩定性不利。風化基巖是基巖裂隙水的主要賦存區域，水量較小，主要靠大氣降雨垂直滲透補給和側向的徑流補給，水體沿著基巖裂隙發生流動，在附近的侵蝕基準面或者地形較低的地方發生排泄，流量小于0.1 L/s。

3 降雨條件下失穩機理定性分析

擦耳巖滑坡地形高差大，坡面上分布有多級臺階，坡表沖溝發育，斜坡總體表現為上、下陡，中部較緩。斜坡前緣，由于河流的沖刷作用，在坡腳處發生崩滑而形成陡壁，受地震作用形成次級坍塌，地殼的劇烈運動，為堆積斜坡的失穩提供了一定的外部條件，使得堆積斜坡沿著滑帶繼續滑動。斜坡坡面有耕地分布，表現為多級階梯狀，此地形利于大氣降水的聚集，降雨入滲導致土體自身重力增大，加之斜坡后緣有大量拉張裂縫及錯落坎，雨水通過錯落坎和裂縫直接入滲，降低滑床與滑體間摩擦阻力和抗剪強度，使得斜坡極易失穩，發生變形破壞。

堆積斜坡失穩破壞的根本原因是由于土體內部滑面上的剪應力大于或等于其抗剪強度臨界值，使得土體內部開始失去平衡；滑面貫通，降雨入滲進一步軟化滑面，使得土體由非飽和狀態轉變為飽和狀態，自身容重增加，土體強度降低，在坡體巨大勢能作用下，產生滑移；隨著表層土體飽和后，雨水繼續下滲，斜坡變形加劇；受重力因素影響，雨水于坡腳不透水處發生聚集，當雨水逐漸積累，最終導致坡體前緣坡腳發生變形破壞，這與現場調查坡腳處變形破壞強烈現象相符合。

4 降雨條件下失穩機理定量分析

4.1 模型建立

二維顆粒流程序PFC2D是通過離散單元法來模擬圓形顆粒介質的運動及相互作用，本文中由于該斜坡是松散斜坡，可以適用PFC2D，將斜坡劃分成一個個顆粒，通過顆粒間的相互作用，來模擬斜坡在降雨條件下的失穩破壞模式。通過Fish語言中的輸入輸出庫函數，讀取參數的幾何信息數據，生成PFC模型中的顆粒，通過該方法產生的顆粒可保證顆粒與邊界或是與周圍其他顆粒之間均保持相切狀態，減少內部重疊量，減少不平衡力，增加顆粒的配位數。模型X軸800 m，Y軸600 m，底部和兩側由墻體約束，該數值模型由4組顆粒組成，紫色和紅色為碎塊石，黑色為崩坡積物，藍色為茂縣千枚巖志留系層，模型總共含有9 964個顆粒，半徑0.52～1.63 m。為監測斜坡在降雨條件下的位移特征和速度響應特征，共設置監測點6個，具體位置見圖1。計算時步的選取以10 000步為單位讀取計算結果。

圖1 數值模型監測點位置

4.2 參數選取

本模型采用LCBM模型(Linear contact bonded model)，模型中參數采用Hoke-Brown準則校核，依據現場調查資料及工程類比法，確定微觀數值模擬中孔隙率、顆粒密度等細觀參數；通過PFC里面的table函數輸入降雨參數，施加一個恒定流量，持續恒定降雨，流體速度為1E-4 m/s。

現代漢語動態助詞“過1”和“過2”主要是附著在動詞之后，表示“動作的結束和完成”和“過去曾經有過這樣的事情”。所以“過”表“經過”“通過”義時與動詞組合是“過”語法化的關鍵。以下是一些“動詞+過”的情況，如：

表1 擦耳巖滑坡巖土體力學參數

4.3 位移分析

4.3.1位移監測結果

降雨作用下伴隨著流體入滲，10 s時，監測點1、2、4在X、Y方向上都出現較大位移，達20～40 m，而監測點3、5、6變化量比較小，僅4～8 m，說明在降雨條件下，滑帶前緣最先產生較大的變形位移，而后滑坡整體前移，對滑坡前部不斷形成堆積下壓。隨著降雨持續，1、2、3、4點的X、Y方向位移均不斷增大。45 s時，監測點5、6在X、Y方向位移均發生較大變形，滑坡整體已經完全失穩下滑，崩坡積塊石喪失部分支撐力，伴隨著滑坡的整體下移，崩坡積塊石也發生變形下滑(圖2—5)。

圖2 計算至10s時X方向位移

圖3 計算至10s時Y方向位移

圖4 計算至90s時X方向位移

圖5 計算至90s時Y方向位移

4.3.2位移場分析

數值計算結果顯示，計算到10 000步時長，伴隨著雨水的滲透作用，堆積斜坡中后部沿坡面先出現較大的變形，而堆積斜坡前緣發生的位移變形量相對較小，堆積斜坡表層沉降量也很小。模型運算至15 000步長時，降雨過程持續進行，堆積斜坡前緣上的顆粒發生變形位移量開始逐漸增大，直至貫通整個堆積斜坡。繼續運算直至20 000步長時，堆積斜坡坡面和坡頂的雨水沿整個坡面下滲，最終聚集于斜坡坡腳處。在滲透作用下，土體顆粒間的黏結力和摩擦力存在不同程度的降低，滑帶前緣處最先產生較大的變形位移，崩坡積塊石喪失部分支撐力，而后斜坡整體前移，在重力作用和后部斜坡推移作用下，進一步下滑，直至完全失穩破壞。當斜坡進入岷江河谷中后，由于地形限制及流水阻力作用，能量得到釋放，斜坡土體顆粒由于相互碰撞也損失大部分動能，堆積斜坡最終停滯(圖6、7)。

圖6 運行15000步位移場矢量

圖7 運行30000步位移場矢量

4.4 速度分析

4.4.1速度監測結果

降雨入滲的初期滲流以垂直下滲為主，由于地形坡度不一致，僅僅在堆積斜坡中部地形陡緩的交界處出現局部的水平入滲，流速相對較小。T=3 s左右監測點1、2在Y方向速度達到第一個峰值，5 s左右，監測點1、2、在X方向速度也達到第一個波峰，表明滑坡前緣由于河流沖刷以及良好的臨空面，在降雨初期時滑坡剛剛啟動時，速度增加較快。50 s左右滑坡前緣、中部監測點1、4，X方向上速度達到峰值速度，分別為4.2、4.6 m/s；Y方向上速度也達到峰值，分別為1.2、0.9 m/s。隨著降雨過程持續，流體沿堆積斜坡坡面和坡腳處滲透出來，在水體的滲透攜帶作用下土體顆粒向下的速度不斷加快。監測結果表明，軟弱夾層帶顆粒在自重與滲透力共同影響下，土體顆粒克服顆粒間的接觸黏結力，導致堆積斜坡發生變形破壞，相對堆積斜坡其他部位，具有較大速度矢量，下滑力更大(圖8—11)。

圖8 計算至10s時X方向速度

圖9 計算至10s時Y方向速度

圖10 計算至90s時X方向速度

圖11 計算至90s時Y方向速度

4.4.2速度場分析

降雨初期階段，隨著降雨開始，土體顆粒位移由表層向下逐漸減小，堆積斜坡流體單元受到施加的流體速度作用；模型運行到10 000步長時，在堆積斜坡中部存在著中部平臺，加上滑坡中前部的地形較平緩，在這種地形條件下碎塊石透水性條件良好，降雨快速入滲到堆積斜坡土體內部，雨水入滲方式以垂直入滲為主，堆積斜坡中部陡緩交界處出現水平入滲，流速較小。

降雨中期階段，雨水入滲，滲透力開始作用土體顆粒，隨著深度的增加，顆粒受到上部顆粒的自重作用力加大，下層土體顆粒雖然也受到滲透力的作用，但相對于表層土體顆粒對其顆粒位移的影響相對較小；模型運行至15 000步長，雨水下滲到軟弱夾層帶附近，在軟弱夾層帶上形成滯水，致使整個堆積斜坡內部空隙水壓力逐漸升高，雨水入滲從坡度比較陡處向坡腳方向進行水平運移，堆積斜坡中后部流速明顯增加。

降雨中后期階段，坡面上下位移從滑坡后緣處向下依次逐漸增大，逐漸形成貫通面，坡面降雨和降雨沿坡面入滲雨水匯集于坡腳處，導致滑動體積有所增大，并在水流滲透力和重力的作用下繼續向下滑動；模型運行至20 000步長，滑帶由于雨水入滲接近飽和狀態，雨水匯集于坡腳前緣，導致斜坡前緣空隙水壓力逐漸增大，堆積斜坡內暫態飽和區已基本貫通，此時，堆積斜坡內各處的流速均有一個明顯的增幅，無論是水平方向還是垂直方向速度均達到峰值。

降雨終期階段，降雨持續作用，堆積斜坡發生大規模位移，沖向岷江河谷，速度逐漸減慢，并最終靜止；模型運行至30 000步長，在水流滲透力和重力共同影響下，滑體底部滑面全面貫通，斜坡整體下滑，堆積斜坡到達岷江河谷后，由于受到水流阻力作用及地形限制，速度急劇減小，顆粒間相互碰撞強烈消耗能量巨大，水平速度和垂直速度都急劇減小并趨近于0，堆積斜坡最終停止(圖12、13)。

圖12 運行15000步速度場矢量

圖13 運行30000步速度場矢量

4.5 失穩全過程

斜坡失穩運動過程分析：當模型運算至10 000步長時；在堆積斜坡中部存在著中部平臺加上滑坡中前部的地形較平緩，在這種地形條件下碎塊石透水性條件良好，降雨快速入滲到堆積斜坡的土體內部，在降雨初期階段，雨水入滲方式的主要是垂直向下入滲，由于堆積斜坡各處地形不一致，水平入滲僅僅在堆積斜坡中部陡緩交界處出現，并且流速較小。模型運算至15 000步長時，滑坡表層顆粒出現零星的滑落，次級滑帶開始發育并且出現裂隙，堆積斜坡前后緣等位置呈現出明顯拉裂隙，堆積斜坡整體呈近似松散狀態，為其發生進一步大范圍的破壞奠定了基礎，滑動方式為前牽后推式。模型運算20 000步長時，在堆積斜坡中部，隨著雨水下滲到軟弱夾層帶附近，在軟弱夾層帶上形成滯水，致使整個堆積斜坡內部空隙水壓力逐漸升高，整個斜坡內暫態飽和區已基本貫通，滑坡整體沿卸荷裂隙面滑動。模型運算30 000步長時，大部分斜坡已進入河道堵塞流域，滑動速度逐漸降低，堆積斜坡在慣性力和重力作用下壓密、自穩，斜坡最終停止運動，模型運算結束。

擦耳巖滑坡失穩過程為：降雨過程開始；雨水入滲使得土體內部剪應力加大，造成滑坡前后緣發生剪切破壞，滑動面發生滑動；斜坡本身勢能和下滑動能同時作用，驅動斜坡做遠距離運動，斜坡在下滑過程中伴隨著部分塊體滑落、土體顆粒之間相互碰撞鏟刮作用。

堆積斜坡失穩機理為：拉剪破壞—整體下滑—滑落堆積。在雨水滲透的作用下，雨水入滲使斜坡內部的剪應力加大，隨著降雨量的不斷增多，斜坡內部的含水量不斷增大，強度也伴隨著這種變化而發生改變，雨水入滲前期先使斜坡表層飽和度增加，然后在斜坡內部向下入滲，最后在斜坡坡腳處不透水層匯聚。此后隨著降雨的持續，隨著孔隙水壓的上升、土的強度降低和土體容重的增加導致滑坡前后緣拉剪破壞，最終導致滑坡整體失穩下滑。

5 結論

通過對擦耳巖滑坡在降雨條件下變形破壞過程及失穩機理分析，得出結論如下。

a)擦耳巖滑坡為大型滑坡，堆積斜坡失穩成因為降雨誘發堆積斜坡發生滑動，滑動方式為前牽后推式。

b)堆積斜坡在降雨入滲下，斜坡前緣處最先產生較大變形位移，而后牽引斜坡整體前移，對斜坡前部不斷形成堆積，最終造成堆積斜坡整體失穩下滑。

c)擦耳巖滑坡失穩過程為：雨水入滲導致土體飽和，抗剪強度降低，滑體剪應力加大，斜坡前后緣迅速拉裂，雨水繼續入滲，于坡體前緣不透水層匯集，滑面貫通，前緣帶動后部滑動，后部坡體前移不斷堆積造成滑體整體滑動，勢能和動能同時作用下滑體加速下滑，受阻能量耗散而停滯。

d)堆積斜坡失穩機理為：降雨不斷累積—坡體前后緣首先產生變形破壞—坡體呈松散狀加速下滑—能量耗散并堆積。降雨入滲，斜坡表層斜坡先達到飽和，而后沿斜坡內部向下入滲，坡體前后緣出現拉剪破壞；降雨持續，入滲雨水被不透水層阻隔，最終匯集于坡體前緣，首先產生剪切破壞，而后滑面貫通，在重力和滲透力共同作用下，坡體急劇下滑，下滑進入岷江河谷后，顆粒不斷碰撞，坡體動能逐漸消散，斜坡最終停滯。