地震作用下甘肃天水地区黄土-泥岩接触面滑坡机理
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图2 滑坡稳定性分析计算模型Fig.2 Calculation model of slope stability analysis
2 滑坡稳定性分析
近年来，在滑坡稳定性分析中数值计算备受青睐。数值计算具有耗时短、成本低、可操作性强、可靠等优点。本文采用美国Itasca公司推出的FLAC3D对边坡稳定性进行分析。
【正文语种】中 文
【中图分类】P642;P694;X14
0 引 言
甘肃天水地区属黄土高原地区，黄土广泛分布。由于黄土工程地质性质差，孔隙、节理、落水洞发育，同时又具有强烈的湿陷性，第三系泥岩和白垩系砂泥岩具隔水性且遇水后易软化，其顶面是黄土的有利滑动面；加之受历史地震和极端天气等因素影响，该地区地形破碎、滑坡等地质灾害广泛分布。在我国西部地区，滑坡分布尤为密集，仅陕北以及甘肃的陇东和陇西地区，其密度高达 10～12 个/km2[1]，给当地的工程建设及人民的生命财产安全造成重大影响。
为查明和分析天水地区典型的黄土-泥岩接触面滑坡的基本特征和成因机制，探讨地震作用下该类滑坡的稳定性，本文在野外地质调查、野外钻探的基础上，利用FLAC3D软件初步计算并分析滑坡的基本特征及稳定性，进一步探讨了天水地区该类滑坡的成因机制，以期为天水地区该类滑坡防治和监测预警提供科学依据。
1 滑坡的基本特征
图3 校正后的傅里叶谱、能量谱及输入加速度时程曲线Fig.3 Corrected Fourier spectrum, energy spectrum and input acceleration time curve(a)校正后的傅里叶谱；(b)校正后的能量谱；(c的输入
静力作用下，坡体后壁下部出现明显的拉伸屈服单元(图4)，此区域为滑坡拉张裂缝产生区域。由于滑坡后壁高达几十米，后壁与坡体连接的地方在自重及降雨的作用下容易出现张拉裂缝。模型底部基岩层基本全部未出现屈服的状态。模型中部泥岩出现了塑性屈服单元，有的区域在计算过程中曾进入屈服状态，但最终并未屈服；有的区域正处于屈服状态，特别是强风化泥岩层，其力学参数指标很低，属于潜在滑动带，但是整个屈服区域并没有贯通。因此，在外界环境没有出现大的变化时，滑坡整体处于稳定状态。
钻孔揭露该类滑坡主要地层从上往下依次为Q4黄土、Q3马兰黄土、强风化泥岩、弱风化泥岩、基岩。滑体上地层序列较乱，滑坡后缘上部有黄土覆盖约16 m，下部为泥岩；滑坡中部可分为3段，上部覆盖有25～47 m的黄土，中部为厚40～80 m的泥岩层，底部为粉砂质黏土；滑坡前缘黄土层厚约20 m,下部为泥岩，厚约100 m。可见黄土层在滑坡中部最厚，为上部黄土下滑堆积而成，下部地形较缓不利于黄土的厚堆积。钻孔岩心可见泥岩层光滑的错动带，其后缘20 m左右为滑面，产状陡，为圆弧状滑面；滑坡中部约40 m深处可见滑面，滑面产状较陡，为圆弧状滑面；其前缘20 m深处为产状近水平的滑面。由钻孔岩心可以看出，滑动面上、下为两种不同的岩性，其上部为黄土，下部则为红色的泥岩。该滑坡滑面位置存在于表层黄土与深部红色新近系泥岩地层交界处，为明显的黄土-泥岩接触面滑坡。由于滑坡位于河流高陡侵蚀岸，边坡坡脚在河流长期侵蚀作用下强度会逐渐降低，从而在泥岩与黄土的接触面附近产生软弱面，地震发生时，滑体在重力势作用下往下滑动，产生滑坡。
表1 岩土体物理力学参数Table 1 Geomechanical parameters of rocks and soils岩土体材料抗剪强度黏聚力/kPa内摩擦角/(°)密度/(kg/m3)泊松比变形模量/MPaQ4黄土 49.618.581 6400.30 18.5Q3黄土48.619.411 5700.2717.0强风化泥岩15.012.002 0000.2454.0弱风化泥岩100.040.002 1000.11772.3基岩1 000.060.002 4000.451 000.0
2.6 动力计算结果分析
为保证数值分析模型的精度，动力计算模型较静力计算模型网格多，其中有 25 220个单元，46 249个节点，循环计算406 686步。动力计算本构模型采用哈丁模型，采用自由场边界。
对于地震诱发的黄土-泥岩接触面滑坡，前人已经在边坡的动力响应以及稳定性评价方面做了大量的研究[2-3]。地震等动荷载对边坡的稳定影响很大，其影响主要有：(1)地震荷载通过岩土体本身不同层面与结构不连续的界面起反射和折射作用，导致超压增大；或者使欠稳定的边坡发生掉块、局部崩塌。(2)地震和其它外界因素共同作用造成边坡失稳，特别是降雨、洪水和地下水位的变化加剧和促进了破坏的形成[4-18]。地震动对边坡稳定性的影响表现为累积效应和触发效应[19-21]。前者主要表现为地震动作用引起边坡岩土体塑性破坏和孔隙水压力累积上升等；后者主要表现为地震动作用触发边坡的软弱层触变软化、砂层液化以及处于临界状态的边坡瞬间失稳等。当天然边坡处于或接近于极限状态时，地震产生的惯性力会激发滑坡体骤然下滑，出现启程剧动，产生“启程剧发速度”，这种效应称为坡体振荡加速效应[22-23]。
地震作用下甘肃天水地区黄土-泥岩接触面滑坡机理
孙萍;祝恩珍;张帅;韩帅;王刚
【摘 要】以甘肃天水地区渭河北岸大型黄土-泥岩滑坡为研究对象,通过野外地质调查、工程地质钻探、室内力学试验以及FLAC3D数值计算的方法,对该类滑坡的发育特征及地震作用下的稳定性进行分析评价.结果 表明:该类滑坡多属于历史地震滑坡,其破坏类型为滑移拉裂型.通过对滑坡的稳定性进行计算分析可知,静力作用下滑坡处于稳定状态;地震作用下,稳定性明显降低,坡体可能再次滑动,预测滑面位于黄土-泥岩接触带位置,与野外调查观测结果一致.研究结果对天水地区该类滑坡的早期识别有重要参考意义,可为该类滑坡的防灾减灾提供科学依据.
通过野外地质调查总结分析，结合工程地质钻探资料可知，天水地区滑坡主要分布于渭河两岸，北岸较南岸更为发育。大多数滑坡圈椅状结构明显，总体呈近似圆弧状，轮廓清晰；坡体上冲沟较为发育，滑面位于黄土-泥岩接触面，是典型的地震诱发的黄土-泥岩接触面滑坡(图1)。
该类滑坡经过多年的剥蚀及人工改造，其圈椅状结构清晰，坡度为65°～80°，后缘发育弧状拉裂缝，在滑坡中部一次级陡坎处可见黄土-泥岩的接触界面，接触面附近剪切滑动带出露，其地质力学模型为典型的滑移-拉裂型滑坡。地层结构主要由马兰黄土和新近纪泥岩组成。上部马兰黄土厚度为10～18 m，节理和落水洞发育；下部为泥岩，产状近水平，整体结构较完整。滑坡堆积体上发育深切冲沟并有明显局部垮塌现象。
2.2 物理力学参数选取
根据钻探资料，结合野外地质勘察，滑坡计算模型岩土体划分为5个单元组，依次为Q4黄土、Q3马兰黄土、强风化泥岩、弱风化泥岩、基岩[24-25]。各单元组的物理力学参数指标如表1 所示。
2.3 边界条件的选取
FLAC3D通过在模型四周生成二维和一维网格的方法来实现这种自由场边界条件。主体网格的侧边界通过阻尼器与自由场网格进行耦合，自由场的网格的不平衡力施加到主体网格的边界上。由于自由场边界提供了与无限场地相同的效果，因此向上的面波在边界上不会产生扭曲[26]。在滑坡进行动力反应分析时，通过在模型边界施加动态边界条件的形式来模拟材料所承受的外部动力荷载，并通过自由场边界条件减小模型边界处地震波的反射。
2.5 静力计算结果分析
在只考虑了自重应力的情况下分析目前滑坡的稳定性，采用强度折减法求解静力条件下边坡安全系数。采用弹塑性本构模型及摩尔—库仑强度准则，滑坡岩土体物理力学参数见表1。
研究区在通渭地震作用下形成了陡且高的滑坡后壁，滑坡后缘坡度较大，60°～70°。后壁黄土垂直节理发育，偶见落水洞，后缘被改造为耕地。降雨及人工活动引起后缘土体强度降低，出现了张拉裂缝，随着上部荷载加大而产生蠕动变形。很明显，最大塑性变形区域基本与滑坡后壁及后缘较陡处相近，强度折减法算得安全系数为2.04，即表明该滑坡整体上是稳定的，仅是陡峭的滑坡后壁及后缘较陡的部分土体会出现崩塌。
由图5(a)和(b)可以看出，等值线越靠近后壁临空面位移越大，越远离临空面位移越小，而且位移到达一定的区域就趋于零。X方向位移最大为8.5 m，最小位移为0.5 m；Z方向位移最大为7.5 m，最小位移为0.5 m；位移主要集中在滑坡主滑向，Z方向位移最大值出现在后壁最高点，X方向位移最大值出现在后壁最外侧。而应力等值线图(图5(c)、(d))可以看出整个边坡在自重下基本处于受压状态，主应力全是压应力，最大值约为11 MPa，第三主应力最大值是8.5 MPa。由图5可以看出，主应力等值线与斜坡平面基本平行，而坡体后下方的主应力有明显增大趋势，出现规律性的偏转，第一主应力变化较小，第三主应力则最大。对比图5(d)可知，将等值线转折点连成一条线，规律发生偏转的区域与基岩网格所在区域基本一致，这是因为基岩层含水率增大，容重较大，坡体自身重量增大所致。
模型动力计算过程采用局部阻尼，参数取0.15。输入地震荷载时模型常使用离散的荷载列表，任何离散化的介质都存在能量传播的上限频率，只有当输入荷载的频率小于这个上限频率时，计算结果才有意义。前已述及，本文只是探讨地震作用下边坡的响应规律，因此，计算中采用的地震波是1999年9月21日台湾集集7.6级地震的地震波。原因有二：一是因为本文研究区历史地震久远，缺乏历史地震波资料，而集集地震震级和本文研究区历史地震震级接近；二是因为此波为实测地震波，比人工合成地震波更具有真实性。网格剖分的尺寸受输入波动的最短波长控制，网格的最大尺寸必须小于输入地震波最短波长λ(最大频率时的波长)的1/10。因此，需采用滤波的方式，减小地震波的最大频率，从而增大计算所需的最小网格尺寸，减小单元数量，从而节约计算时间。在FLAC3D地震动力分析中，输入地震波通常为加速度时程，校正后的傅里叶谱、能量谱及输入加速度时程曲线如图3所示。
2.1 数值模型的建立
基于野外地质调查，选取代表性滑坡，建立物理模型，模型的长度为1 600 m，高度为400 m，宽度取60 m，模型网格剖分图及材料分区图如图2所示。Z向表示垂直于基岩方向，向上为正，向下为负；X向表示水平方向，负号表示朝向坡内，正号表示朝向坡外。静力时模型底部为竖直向约束，左右为水平向约束。动力分析时模型在底面采用粘滞边界，四周采用自由场边界。
【期刊名称】《现代地质》
【年(卷),期】2019(033)001
【总页数】9页(P218-226)
【关键词】黄土-泥岩接触面滑坡;发育特征;稳定性;滑坡机理
【作 者】孙萍;祝恩珍;张帅;韩帅;王刚
【作者单位】中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质大学(北京),北京100083;岛根大学地球科学系,岛根松江690-8504;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081
图1 典型滑坡剖面与局部特征Fig.1 Cross section and local features of typical landslides(a)典型剖面；(b)黄土的垂直节理和黄土洞(镜向115°)；(c)局部滑面特征(镜向145°)；(d)黄土泥岩接触面(镜向85°)；(e)黄土中盐碱析出(镜向80°)
图4 模型塑性区分布图Fig.4 Distribution of the model plastic zone
图5 模型静力计算结果云图Fig.5 Static calculation results of the model(a)模型X方向位移等值线局部云图；(b) 模型Z方向位移等值线局部云图；(c)模型第一主应力等值线云图；(d) 模型第三主应力等值线云图
2 滑坡稳定性分析
近年来，在滑坡稳定性分析中数值计算备受青睐。数值计算具有耗时短、成本低、可操作性强、可靠等优点。本文采用美国Itasca公司推出的FLAC3D对边坡稳定性进行分析。
【正文语种】中 文
【中图分类】P642;P694;X14
0 引 言
甘肃天水地区属黄土高原地区，黄土广泛分布。由于黄土工程地质性质差，孔隙、节理、落水洞发育，同时又具有强烈的湿陷性，第三系泥岩和白垩系砂泥岩具隔水性且遇水后易软化，其顶面是黄土的有利滑动面；加之受历史地震和极端天气等因素影响，该地区地形破碎、滑坡等地质灾害广泛分布。在我国西部地区，滑坡分布尤为密集，仅陕北以及甘肃的陇东和陇西地区，其密度高达 10～12 个/km2[1]，给当地的工程建设及人民的生命财产安全造成重大影响。
为查明和分析天水地区典型的黄土-泥岩接触面滑坡的基本特征和成因机制，探讨地震作用下该类滑坡的稳定性，本文在野外地质调查、野外钻探的基础上，利用FLAC3D软件初步计算并分析滑坡的基本特征及稳定性，进一步探讨了天水地区该类滑坡的成因机制，以期为天水地区该类滑坡防治和监测预警提供科学依据。
1 滑坡的基本特征
图3 校正后的傅里叶谱、能量谱及输入加速度时程曲线Fig.3 Corrected Fourier spectrum, energy spectrum and input acceleration time curve(a)校正后的傅里叶谱；(b)校正后的能量谱；(c的输入
静力作用下，坡体后壁下部出现明显的拉伸屈服单元(图4)，此区域为滑坡拉张裂缝产生区域。由于滑坡后壁高达几十米，后壁与坡体连接的地方在自重及降雨的作用下容易出现张拉裂缝。模型底部基岩层基本全部未出现屈服的状态。模型中部泥岩出现了塑性屈服单元，有的区域在计算过程中曾进入屈服状态，但最终并未屈服；有的区域正处于屈服状态，特别是强风化泥岩层，其力学参数指标很低，属于潜在滑动带，但是整个屈服区域并没有贯通。因此，在外界环境没有出现大的变化时，滑坡整体处于稳定状态。
钻孔揭露该类滑坡主要地层从上往下依次为Q4黄土、Q3马兰黄土、强风化泥岩、弱风化泥岩、基岩。滑体上地层序列较乱，滑坡后缘上部有黄土覆盖约16 m，下部为泥岩；滑坡中部可分为3段，上部覆盖有25～47 m的黄土，中部为厚40～80 m的泥岩层，底部为粉砂质黏土；滑坡前缘黄土层厚约20 m,下部为泥岩，厚约100 m。可见黄土层在滑坡中部最厚，为上部黄土下滑堆积而成，下部地形较缓不利于黄土的厚堆积。钻孔岩心可见泥岩层光滑的错动带，其后缘20 m左右为滑面，产状陡，为圆弧状滑面；滑坡中部约40 m深处可见滑面，滑面产状较陡，为圆弧状滑面；其前缘20 m深处为产状近水平的滑面。由钻孔岩心可以看出，滑动面上、下为两种不同的岩性，其上部为黄土，下部则为红色的泥岩。该滑坡滑面位置存在于表层黄土与深部红色新近系泥岩地层交界处，为明显的黄土-泥岩接触面滑坡。由于滑坡位于河流高陡侵蚀岸，边坡坡脚在河流长期侵蚀作用下强度会逐渐降低，从而在泥岩与黄土的接触面附近产生软弱面，地震发生时，滑体在重力势作用下往下滑动，产生滑坡。
表1 岩土体物理力学参数Table 1 Geomechanical parameters of rocks and soils岩土体材料抗剪强度黏聚力/kPa内摩擦角/(°)密度/(kg/m3)泊松比变形模量/MPaQ4黄土 49.618.581 6400.30 18.5Q3黄土48.619.411 5700.2717.0强风化泥岩15.012.002 0000.2454.0弱风化泥岩100.040.002 1000.11772.3基岩1 000.060.002 4000.451 000.0
2.6 动力计算结果分析
为保证数值分析模型的精度，动力计算模型较静力计算模型网格多，其中有 25 220个单元，46 249个节点，循环计算406 686步。动力计算本构模型采用哈丁模型，采用自由场边界。
对于地震诱发的黄土-泥岩接触面滑坡，前人已经在边坡的动力响应以及稳定性评价方面做了大量的研究[2-3]。地震等动荷载对边坡的稳定影响很大，其影响主要有：(1)地震荷载通过岩土体本身不同层面与结构不连续的界面起反射和折射作用，导致超压增大；或者使欠稳定的边坡发生掉块、局部崩塌。(2)地震和其它外界因素共同作用造成边坡失稳，特别是降雨、洪水和地下水位的变化加剧和促进了破坏的形成[4-18]。地震动对边坡稳定性的影响表现为累积效应和触发效应[19-21]。前者主要表现为地震动作用引起边坡岩土体塑性破坏和孔隙水压力累积上升等；后者主要表现为地震动作用触发边坡的软弱层触变软化、砂层液化以及处于临界状态的边坡瞬间失稳等。当天然边坡处于或接近于极限状态时，地震产生的惯性力会激发滑坡体骤然下滑，出现启程剧动，产生“启程剧发速度”，这种效应称为坡体振荡加速效应[22-23]。
地震作用下甘肃天水地区黄土-泥岩接触面滑坡机理
孙萍;祝恩珍;张帅;韩帅;王刚
【摘 要】以甘肃天水地区渭河北岸大型黄土-泥岩滑坡为研究对象,通过野外地质调查、工程地质钻探、室内力学试验以及FLAC3D数值计算的方法,对该类滑坡的发育特征及地震作用下的稳定性进行分析评价.结果 表明:该类滑坡多属于历史地震滑坡,其破坏类型为滑移拉裂型.通过对滑坡的稳定性进行计算分析可知,静力作用下滑坡处于稳定状态;地震作用下,稳定性明显降低,坡体可能再次滑动,预测滑面位于黄土-泥岩接触带位置,与野外调查观测结果一致.研究结果对天水地区该类滑坡的早期识别有重要参考意义,可为该类滑坡的防灾减灾提供科学依据.
通过野外地质调查总结分析，结合工程地质钻探资料可知，天水地区滑坡主要分布于渭河两岸，北岸较南岸更为发育。大多数滑坡圈椅状结构明显，总体呈近似圆弧状，轮廓清晰；坡体上冲沟较为发育，滑面位于黄土-泥岩接触面，是典型的地震诱发的黄土-泥岩接触面滑坡(图1)。
该类滑坡经过多年的剥蚀及人工改造，其圈椅状结构清晰，坡度为65°～80°，后缘发育弧状拉裂缝，在滑坡中部一次级陡坎处可见黄土-泥岩的接触界面，接触面附近剪切滑动带出露，其地质力学模型为典型的滑移-拉裂型滑坡。地层结构主要由马兰黄土和新近纪泥岩组成。上部马兰黄土厚度为10～18 m，节理和落水洞发育；下部为泥岩，产状近水平，整体结构较完整。滑坡堆积体上发育深切冲沟并有明显局部垮塌现象。
2.2 物理力学参数选取
根据钻探资料，结合野外地质勘察，滑坡计算模型岩土体划分为5个单元组，依次为Q4黄土、Q3马兰黄土、强风化泥岩、弱风化泥岩、基岩[24-25]。各单元组的物理力学参数指标如表1 所示。
2.3 边界条件的选取
FLAC3D通过在模型四周生成二维和一维网格的方法来实现这种自由场边界条件。主体网格的侧边界通过阻尼器与自由场网格进行耦合，自由场的网格的不平衡力施加到主体网格的边界上。由于自由场边界提供了与无限场地相同的效果，因此向上的面波在边界上不会产生扭曲[26]。在滑坡进行动力反应分析时，通过在模型边界施加动态边界条件的形式来模拟材料所承受的外部动力荷载，并通过自由场边界条件减小模型边界处地震波的反射。
2.5 静力计算结果分析
在只考虑了自重应力的情况下分析目前滑坡的稳定性，采用强度折减法求解静力条件下边坡安全系数。采用弹塑性本构模型及摩尔—库仑强度准则，滑坡岩土体物理力学参数见表1。
研究区在通渭地震作用下形成了陡且高的滑坡后壁，滑坡后缘坡度较大，60°～70°。后壁黄土垂直节理发育，偶见落水洞，后缘被改造为耕地。降雨及人工活动引起后缘土体强度降低，出现了张拉裂缝，随着上部荷载加大而产生蠕动变形。很明显，最大塑性变形区域基本与滑坡后壁及后缘较陡处相近，强度折减法算得安全系数为2.04，即表明该滑坡整体上是稳定的，仅是陡峭的滑坡后壁及后缘较陡的部分土体会出现崩塌。
由图5(a)和(b)可以看出，等值线越靠近后壁临空面位移越大，越远离临空面位移越小，而且位移到达一定的区域就趋于零。X方向位移最大为8.5 m，最小位移为0.5 m；Z方向位移最大为7.5 m，最小位移为0.5 m；位移主要集中在滑坡主滑向，Z方向位移最大值出现在后壁最高点，X方向位移最大值出现在后壁最外侧。而应力等值线图(图5(c)、(d))可以看出整个边坡在自重下基本处于受压状态，主应力全是压应力，最大值约为11 MPa，第三主应力最大值是8.5 MPa。由图5可以看出，主应力等值线与斜坡平面基本平行，而坡体后下方的主应力有明显增大趋势，出现规律性的偏转，第一主应力变化较小，第三主应力则最大。对比图5(d)可知，将等值线转折点连成一条线，规律发生偏转的区域与基岩网格所在区域基本一致，这是因为基岩层含水率增大，容重较大，坡体自身重量增大所致。
模型动力计算过程采用局部阻尼，参数取0.15。输入地震荷载时模型常使用离散的荷载列表，任何离散化的介质都存在能量传播的上限频率，只有当输入荷载的频率小于这个上限频率时，计算结果才有意义。前已述及，本文只是探讨地震作用下边坡的响应规律，因此，计算中采用的地震波是1999年9月21日台湾集集7.6级地震的地震波。原因有二：一是因为本文研究区历史地震久远，缺乏历史地震波资料，而集集地震震级和本文研究区历史地震震级接近；二是因为此波为实测地震波，比人工合成地震波更具有真实性。网格剖分的尺寸受输入波动的最短波长控制，网格的最大尺寸必须小于输入地震波最短波长λ(最大频率时的波长)的1/10。因此，需采用滤波的方式，减小地震波的最大频率，从而增大计算所需的最小网格尺寸，减小单元数量，从而节约计算时间。在FLAC3D地震动力分析中，输入地震波通常为加速度时程，校正后的傅里叶谱、能量谱及输入加速度时程曲线如图3所示。
2.1 数值模型的建立
基于野外地质调查，选取代表性滑坡，建立物理模型，模型的长度为1 600 m，高度为400 m，宽度取60 m，模型网格剖分图及材料分区图如图2所示。Z向表示垂直于基岩方向，向上为正，向下为负；X向表示水平方向，负号表示朝向坡内，正号表示朝向坡外。静力时模型底部为竖直向约束，左右为水平向约束。动力分析时模型在底面采用粘滞边界，四周采用自由场边界。
【期刊名称】《现代地质》
【年(卷),期】2019(033)001
【总页数】9页(P218-226)
【关键词】黄土-泥岩接触面滑坡;发育特征;稳定性;滑坡机理
【作 者】孙萍;祝恩珍;张帅;韩帅;王刚
【作者单位】中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质大学(北京),北京100083;岛根大学地球科学系,岛根松江690-8504;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081;中国地质科学院地质力学研究所,北京100081;国土资源部新构造运动与地质灾害重点实验室,北京100081
图1 典型滑坡剖面与局部特征Fig.1 Cross section and local features of typical landslides(a)典型剖面；(b)黄土的垂直节理和黄土洞(镜向115°)；(c)局部滑面特征(镜向145°)；(d)黄土泥岩接触面(镜向85°)；(e)黄土中盐碱析出(镜向80°)
图4 模型塑性区分布图Fig.4 Distribution of the model plastic zone
图5 模型静力计算结果云图Fig.5 Static calculation results of the model(a)模型X方向位移等值线局部云图；(b) 模型Z方向位移等值线局部云图；(c)模型第一主应力等值线云图；(d) 模型第三主应力等值线云图