库水位原文升降条件下滑坡-谭建民

库水位升降条件下滑坡的稳定性极小状态——以三峡库区为例谭建民伏永朋常宏摘要：关键词：Lowest Stability State of Landslides Under Rising and Descending of Reservoir Water Level: A Case Study on Three Gorges AreaTAN Jian-Ming, FU Yong-Peng, CHANG Hong库岸滑坡在库水位波动情况下的稳定性，一直是滑坡研究的热点问题之一。

已有的研究表明，库岸滑坡稳定性变化的关键要素是地下水[1]。

地下水随库水位的动态过程导致了滑坡体水压力的重新分布，破坏原有滑动力和抗滑力之间的对比状态，从而使滑坡的稳定性系数增加或减小。

根据现有统计，三峡库区在蓄水范围内的滑坡有1190余个[2]，它们在三峡库区蓄水运行期间的稳定性评价成为三峡库区地质灾害防治的关注点。

基于库岸滑坡地下水动态的分析和计算，研究者发现在库水位下降时滑坡的稳定性并非单调下降，而是可能在过程中出现一个稳定性系数极小的状态[3~4]。

然而，对这个极小稳定性状态的形成及特征还缺少论述。

目前，库水位下降诱发滑坡是三峡库区滑坡研究的重点问题，而库水位上升期间滑坡稳定性的变化趋势相对不受重视。

实际资料表明，滑坡破坏或变形加速也会在库水位上升期间出现[5]，引人注目的秭归千将坪滑坡就是三峡水库蓄水至135 m高程1个月后发生的[6]。

这说明滑坡稳定性并不仅仅在库水位下降时才发生。

那么，在库水位上升和下降都可能导致滑坡稳定性下降的情况下，滑坡稳定性的极小状态在那个阶段出现，也是一个值得探讨的问题。

1 三峡库区滑坡的典型特征三峡库区的大型滑坡主要发育在深切河谷的两岸。

根据前人调查，三峡库区从宜昌三斗坪到重庆附近的长江干流两岸，体积大于100 万m3的崩塌滑坡堆积体有134处[7]，其中有比较著名的新滩滑坡、黄腊石滑坡、黄土坡滑坡、鸡扒子滑坡、白衣庵滑坡等。

三峡库区滑坡物质以碎屑岩块和第四系松散堆积物为主，这种类型的滑坡约占总数的87%，其中一半以上的滑坡体厚度大于10 m[8]。

滑坡体的基岩主要为侏罗系砂泥岩和三叠系巴东组泥岩、泥灰岩、粉砂岩互层岩体，局部为碳酸盐岩，发育软弱结构面形成滑动面。

大型滑坡前缘高程集中分布在60~90m，115~140m，170~200m三个高程段上，与阶地的分布相对应[8]。

其中，前两个高程段的滑坡将强烈受到水库蓄水的影响。

滑坡堆积体一般渗透性较好，构成潜水含水层。

滑动带渗透性很差，构成滑体含水层的相对隔水底板。

滑床基岩一般渗透性较小，但也可能发育成下部含水层，其地下水位与滑体含水层的地下水位不一致，有相对独立性。

当滑坡体结构复杂时，还有可能形成强-弱透水相间的多层结构滑坡含水层系统。

长江及其支流通常是三峡库区滑坡含水层系统的排泄边界，而滑坡体后缘的基岩可以构成隔水边界或裂隙水补给边界。

当滑坡呈串珠状态分布时，位置高的滑坡可能对位置低的滑坡起到地下水补给作用。

地下水接受大气降水和地表泉、沟流水的补给。

库区降雨多集中在5~9月份，多年平均降雨量为1439 mm，日最大降雨量可接近200 mm。

这种气候特征决定了库区滑坡地下水的天然动态，即夏季水位高而冬春季水位低，枯水季节滑体中甚至见不到地下水位。

滑坡地下水的这种动态与地表水位的季节性动态具有一致性。

滑体天然地下水位坡度基本上小于地形坡度，随着滑动面倾角的增加，地下水坡度有增大的趋势。

三峡水库蓄水之后，库区涉水滑坡的排泄边界条件将发生变化。

排泄区水位抬高且比天然状态稳定，这些滑坡将长期保持一定的地下水水位，多年动态相对更加平稳。

由于滑坡前缘被库水淹没，改变了滑坡体的受力状态，可诱发古滑坡复活。

图1给出了三峡库区若干滑坡的形态特征，可以初步判断库水位升降对滑体的影响范围多在滑坡高程段中部以下，主要集中在高程段下1/3的下部。

(a) (b)(c) (d)图1 三峡库区若干滑坡形态及蓄水影响范围略图(a) 秭归-龙王庙滑坡[9]; (b) 黄腊石-石榴树包滑坡[10]; (c) 新滩滑坡[11]; (d) 赵树岭滑坡[12]2 滑坡地下水与稳定性动态模型分析库水位升降条件下的地下水动态，必需建立滑坡体含水层的地下水计算模型。

而稳定性的动态变化需要把地下水动态分析的结果输入稳定性系数的计算程序。

因此，本课题的研究需要借助于2个模型：滑坡地下水运动模型和稳定性评价的极限平衡模型。

文献[10]基于条分法建立了滑坡地下水的数值计算模型，同时利用条分法计算滑坡稳定性系数，对地下水和稳定性的联合动态进行了分析。

本文采用这个方法对库水位升降条件下滑坡稳定性极小状态的形成过程和影响因素进行研究。

2.1 模型设计本文以图1中的秭归-龙王庙滑坡为例，来建立三峡库水位升降条件下的滑坡动态模型，但目的并不是严格评价真实滑坡的稳定性。

龙王庙滑坡的基本条件在文献[9]中已经有说明，本文做一些补充。

该滑坡的滑体为碎屑岩块堆积体，构成潜水含水层，根据钻孔注水试验，渗透系数为0.5~3.7 m/d，滑带土的渗透系数为0.001~0.006 m/d，可作为相对隔水层。

用于模型计算的有关工程地质和水文地质参数见表1。

稳定性系数采用Sarma法计算，但是水压力考虑为渗透力和浮力，条块受力平衡用有效应力法进行分析，因此滑体和滑动面的强度参数为对应有效应力指标的粘聚力和内摩擦角。

有关计算方法见文献[1][2]。

库水位升降考虑两个时期，即蓄水期和运行期。

三峡水库的实际蓄水和运行过程比较复杂，本文的模型研究中对此进行简化。

假定蓄水期滑坡前缘水位从115 m抬升到145 m，抬升速率为1.0 m/d，即持续30 d，然后保持较长时期的稳定。

运行期库水位在枯水季节来临之前从145 m抬升到175 m，稳定150 d，雨季来临之前又从175 m下降到145 m，库水位升降时变化速率为2.0 m/d。

因此，库水位的主动升降变化主要发生在非雨季，此期间平均降雨强度约为2.4 mm/d，考虑入渗系数为0.5，则滑坡地下水的平均入渗补给强度为 1.2 mm/d 。

滑坡的初始地下水位采用江水位115 m 时的稳定状态解。

表1 三峡库区龙王庙滑坡模型参数2.2 地下水位动态随着库水位的升降变化，滑坡地下水发生渗流响应，地下水位面的形态随之变化。

模型计算出了滑坡地下水的这种动态。

图2给出的是当含水层渗透系数为K =0.5 m/d 时，蓄水期和运行期库水位下降阶段两个过程的滑坡地下水动态。

1001201401601802002202402600100200300400500100120 140160 180 200 220 240260 距离 /m图2 滑坡地下水位变化图（K =0.5 m/d ）：(a ) 蓄水期；(b ) 运行期库水位下降阶段不同时期滑坡地下水的动态具有不同的特点。

当库水位上升时，靠近滑坡前缘的地下水位首先跟随抬升，而靠近后缘的地下水位由于渗流滞后作用抬升较慢，特别是滑体上部的地下水位基本上保持不变。

这样就在库水位上升的初期形成了滑坡地下水的下凹形水位面，滑体的前部地下水流动方向与滑体潜在滑动方向正好相反，有利于滑坡的稳定。

不过，这种下凹形水位面不会长期存在，随着库水位的稳定，下凹部位的地下水得到侧向补给而使水位面逐渐抬高，地下水流动方向恢复。

当库水位下降时，滑坡前缘的地下水位首先降低，而靠近后缘部位的地下水位下降有所滞后，产生较大的水力梯度，不利于滑坡的稳定。

库水位稳定之后，地下水位面逐渐变平缓。

地下水的这种滞后响应特征与滑坡含水层的渗透性有关。

渗透系数越小，滑坡地下水对库水位升降的响应滞后越明显。

2.3 滑坡稳定性动态库岸滑坡在库水位升降条件下，滑体被淹没部分的体积将发生变化，滑体中地下水的水压力甚至流动方向也将发生变化，这种变化必然导致滑坡稳定性的减小或降低。

把前述地下水的动态模拟结果输入到滑坡条分法稳定性评价程序，可以得到不同时间滑坡的稳定性系数。

图3给出了含水层渗透系数为K =0.5 m/d 和K =3.7 m/d 两种情况下，滑坡在蓄水期、即库水位从115 m 以1 m/d 的抬升速率增大到145 m 再保持稳定期间的稳定性变化曲线。

两条曲线虽然有很大的差异，但有一个共同的特点，即随着库水位抬升，稳定性系数先是增大，达到某个峰值之后又开始下降，直到下降至一个比初始值更小的稳定性系数。

K=0.5 m/d 时稳定性系数降低到小于初始值（1.25）的时间是60 d ；K=3.7 m/d 时稳定性系数降低到小于初始值（1.28）的时间是19 d 。

这说明即使滑坡初期处于临界失稳状态，也不会立即由于水库蓄水而发生破坏，而可能在蓄水到某个高度或蓄水到目标高度维持一段时间后发生。

50100 150 200250时间/d稳定性系数110 130 150170库水位/m图3 蓄水期滑坡稳定性变化曲线图4给出了运行期库水位在145 m~175 m 之间升降时的滑坡稳定性变化曲线。

可以看出，库水位从145 m 抬升到175 m 时滑坡稳定性的变化趋势，与蓄水期库水位从115 m 抬升到145 m 时类似。

但是，库水位从175 m 下降到145 m 时，滑坡稳定性的变化特征有很大的不同：随着库水位的下降，滑坡的稳定性系数首先迅速减小，达到某个极小值后稳定性系数又开始增大，逐渐逼近库水位维持到145 m 时的值。

11.11.21.31.4050100150200250300时间/d稳定性系数110130 150170 库水位/m图4 运行期滑坡稳定性变化曲线3 稳定性极小状态的形成与影响因素寻找滑坡稳定性极低的状态及分析该状态的发生概率，是进行滑坡地质灾害风险评价的重要任务。

上述龙王庙滑坡的模型计算结果，可以用来分析在库水位升降条件下，库岸滑坡稳定性极小状态的形成机制和影响因素，为风险评估提供科学依据。

首先，根据图3所显示的结果，蓄水期滑坡存在稳定性极小状态。

这个极小状态是在库水位达到目标水位145 m 之后形成的。

它主要是由于滑坡的下部被淹没，受浮力作用滑动面前端的有效压力降低，导致抗滑力减小。

极小稳定性状态的形成时间和稳定性系数，与滑坡含水层的渗透系数有关。

渗透系数越小，滑坡趋于极小稳定性状态的过程越慢，极小稳定性系数也越小。

其次，根据图4所显示的结果，运行期库水位下降阶段滑坡存在稳定性极小状态。

这个极小状态是在库水位恢复到正常水位145 m 之前形成的。

它的形成机制与滑坡地下水响应的滞后性有关。

从图2(b )可看出，在库水位下降初期，滑坡前端的地下水位降低快，远离前端的地下水位降低慢，形成了较大的顺坡向水力梯度，必然提高滑体前半部分的地下水渗透力，导致下滑力增加，稳定性系数衰减。