四川宁南水塘村滑坡形成机理

时间：2024-07-28

高静贤，戴福初，朱雨轩，姚鑫

(1.北京工业大学建筑工程学院，北京 100124；2.中国地质科学院地质力学研究所国土资源部新构造运动与地质灾害实验室，北京 100081)

0 引言

黄土是一种形成于第四纪的松散风成堆积物，在我国主要分布于西北、华北地区，在西南地区亦有少量分布[1-3]。黄土地区地质环境脆弱，土体性质特殊，加之人类活动的增加，使得黄土滑坡灾害频繁发生，造成大量的人员伤亡与财产损失[4]。黄土滑坡形成机理研究是减缓黄土滑坡灾害风险的基础[5]。

众多学者对黄土滑坡的形成机理进行了大量研究。一些学者[6-7]认为，灌溉或降水的入渗，改变了地下水文条件，降低了土体抗剪强度，导致滑坡的发生；王家鼎[8]提出了黄土滑坡的蠕动液化机理。然而不同的应力路径条件下，土体表现出不同的力学行为，滑坡的发育过程则不尽相同[9]，因此近年来，从滑坡发生的实际应力路径试验出发滑坡发生机理研究受到重视[10-12]。金艳丽、武彩霞等[13-14]研究了饱和黄土的应力应变特性，认为饱和黄土发生剪缩，产生超孔隙水压力，导致土体发生静态液化。蔺晓燕等[15]认为黄土滑坡-泥流的发生需满足特殊的地形、疏松的黄土和不透水层等地质条件。

以上关于黄土滑坡机理的研究主要集中在西北地区，对于西南地区的黄土，一些学者主要从其年代及成因方面进行了研究。蒋复初等[3]通过热释光测年，确定华弹地区黄土状堆积形成于晚更新世-全新世时期；王泽丽[16]、陈杰等[17]对金沙江左岸的黄土进行了粒度分析，认为其具有风成近源堆积特性。

2016年9月21日，四川宁南县华弹镇水塘村发生黄土滑坡，该滑坡具有原地多发、成因机制复杂等特点，因此，研究其滑坡机理对减缓该地区滑坡灾害风险具有重要的现实意义。本文首先通过现场调查，分析了该滑坡特征，建立了概化地质模型；然后，通过开展原状饱和黄土应力路径试验，研究地下水位上升过程土体的变形破坏特征，分析了滑坡流滑的形成机理；通过饱和黄土与黏土的环剪试验、滑坡稳定性计算，分析了滑动型滑坡的形成机理。

1 滑坡概况

1.1 地质环境背景

水塘村滑坡位于四川省与云南省交界的金沙江左岸巧家段的宁南县华弹镇北部(图1)，东距金沙江约2.5 km。滑坡区地处金沙江三级阶地[3,18]，地势总体由西北向东南倾斜，相对高差约150 m，坡度约9°～14°。滑坡区地层自上而下为：(1) 黄土：上部呈非饱和状态，褐色、黄褐色，土体疏松多孔，成分以粉粒为主，含少量钙质结核，厚14～19 m；下部处于饱和状态，褐红色，含钙质结核，厚5～9 m；底部为钙质结核层，钙质结核富集，呈不规则状，厚1 m；(2) 冲积层：上部为黏土层，暗红色，结构致密，厚1～2 m；下部为砂卵石层。

图1 四川宁南水塘村滑坡地理位置图Fig.1 Location of Shuitang Village Landslide

研究区为亚热带湿润季风气候，干湿分明。年降雨量600～1 000 mm，5～10月为雨季，降雨量占全年90%以上。因农业需求，当地居民年均灌溉次数达8～10次，多集中在夏季。滑坡区内由于冲积层上部的黏土层透水性差，在上部黄土层形成上层滞水，主要由农田灌溉与大气降水补给，受土体性质、地形坡度变化等控制，地下水呈西北高东南低趋势变化，水位埋深13～18 m。

1.2 滑坡特征

图2 水塘村滑坡特征Fig.2 The features of the Shuitang Village Landslide

图3 水塘村滑坡平面示意图Fig.3 Planar map of the Shuitang Village Landslide

经现场调查及当地居民描述，水塘村滑坡共发生过三次滑坡，每次滑坡呈现出不同特征(图2、图3)。第一次滑坡发生在1975年8月的一个夜晚，为流滑型。滑坡面积约5×104m2、平均厚度24 m，滑坡体积约1.20×106m3(图3、图4)。当地居民描述滑坡发生当晚听到似流水声音，第二天发现滑体像流体一样。图2 (a)中红色区域为未扰动的原状土体，滑坡土体沿其两侧向下流动至坡底冲沟。结合滑前1∶5万的地形图，可以看出，未扰动土体两侧各发育一冲沟，右侧冲沟切割深度超过10 m，致使冲沟及其两侧土体结构松散，且构成了滑坡的临空面。滑体物质组成主要为黄土，前缘近冲沟侧夹少量砂卵石。这些特点说明滑坡发生在黄土层内，由于含水量较高，发生流滑破坏。

第二次滑坡发生于1995年9月9日，为滑动型滑坡。滑体沿后壁垂直下错10 m(图2 e)，滑坡后壁至堆积体前缘长350 m，宽约180 m，滑体体积约1.40×106m3。滑体物质组成主要为黄土，夹较多钙质结核及少许黏土(图2 d)，推测滑体主要沿钙质结核层下部的黏土层发生滑动。

图4 1975年水塘村滑坡剖面图Fig.4 Simplified longitudinal profile of the Shuitang Village Landslide in 19751—黄土；2—钙质结核层；3—黏土；4—砂卵石层；5—滑坡堆积体；6—推测水位线；7—堆积体复活区。

2016年9月21日发生了第三次滑坡，根据滑坡滑后的形态特征可分为图3所示的A、B、C 三部分。图3中的A区为流滑型滑坡源区及其堆积区，B区为滑动型滑坡区，位于A、B前部的C区为已有滑坡堆积物受本次流滑和滑动挤压影响而形成的堆积体复活区。A区滑坡后壁在平面上呈内凹型，具有上陡下缓的剖面形态特征，平均坡度约55°；黏土层之上形成上层滞水，最高水位距坡顶13.6 m，大量地下水从后壁中下部渗出(图2 b)；后壁至滑坡堆积体前缘约260 m，滑坡源区面积约2 200 m2，滑坡体积约5.5×104m3，发生在黄土层内；滑坡堆积物为黄土夹少量钙质结核，结构松散，呈流态化特征。B区为1995年滑坡的部分复活，其地下水位埋深相对较深。从图2 (e) 可以看出，滑体顺原滑坡后壁垂直下滑了8 m，滑体在剪出口因推挤而隆起，而前缘部分土体继续向前滑动约30 m，堆积在之前的堆积体上。滑坡堆积体中除黄土外，含有较多的钙质结核与少量黏土，该滑坡应为滑体沿黏土层发生滑动。A区的流滑和B区的滑动对已有滑坡堆积体形成挤压发生复活，后部主要表现为大量的横向裂缝、局部隆起等变形特征，东部地形较陡处形成泥流。

基于以上分析，建立了该滑坡的概化地质模型(图5)。

图5 2016年滑坡概化地质模型Fig.5 Generalized geological model of the landslide occurring in 2016

1.3 滑坡土体的物理性质

滑坡主要为黄土(包括其下部的钙质结核层)及冲洪积黏土层。从宏观特征上，滑坡及邻区黄土成厚层连续分布，无层理，含钙质结核并在底部形成钙质结核层(图6)，披覆于冲洪积阶地之上[3]。土体疏松多孔，落水洞发育(图2 c)。沿滑坡后壁不同深度取原状和扰动土样开展室内实验(图2 b)。采用激光粒度仪进行粒度分析，结果表明，粒组成分以粉粒为主，占67.3%～84.0%，黏粒含量占15.3%～27.9%。与西北地区典型黄土[15，19-20]进行比较(图7)，具有相似的粒度组成；XRD测试结果表明，其矿物成分主要有石英、长石、方解石、白云石等，黏粒矿物主要为伊利石和蒙脱石，含少量高岭石、绿泥石，与典型黄土[19]一致。位于钙质结核层下部的冲积黏土层的黏粒含量比黄土层高10%～22%。采用光释光测年法(OSL)测得黏土层之上不同深度的黄土年龄见表1，形成于晚更新世，与文献[3]基本一致，为晚更新世黄土。

土的基本物理性质指标如表2所示。可以看出，随深度的增加，土体含水率增大，干密度增加，孔隙比降低；黏土层结构致密，干密度高达1.9 g/cm3。此外，通过变水头渗透试验测得的垂向渗透系数结果表明，随埋深的增加，渗透系数逐渐减小，黏土层渗透系数与黄土相差两个数量级。正是黏土层渗透性差，形成了相对隔水层，在降雨与灌溉入渗条件下在黏土层之上的黄土层中形成了上层滞水。

图6 钙质结核层Fig.6 Calcareous concretions layer

图7 不同地区黄土粒度分布曲线对比图Fig.7 Comparison of PSD of loess in from different areas

表1 不同深度黄土的光释光测年结果

表2 土的基本物性指标

2 滑坡流滑机理

饱和黄土的变形破坏特征是流滑发生的内在原因。BRAND[11]提出降雨诱发滑坡的实际应力路径为总应力不变，孔压逐渐增大的破坏过程，即偏应力q不变，有效应力p′ 减小。灌溉导致地下水位上升的过程亦是如此。因此，通过开展等压固结不排水(ICU)试验与常剪应力排水剪(CQD)试验，模拟地下水位上升过程中土体的变形破坏规律。

试样采用埋深9.3 m的原状土，将试样制成直径50 mm、高100 mm的圆柱体，饱和时先进行2 h的CO2充气，再进行反压饱和，当孔压系数B值大于0.95时，认为试样达到饱和。对于ICU试验，饱和后保持反压不变，对试样分别按有效围压 (σ3′) 为50 kPa、100 kPa、200 kPa、400 kPa进行等压固结，固结完成后按轴向应变速率0.07 mm/min进行不排水剪切。对于CQD试验，饱和后先进行等压固结，再按照Kc为2(即σ′1=2σ′3)线性增加轴压进行偏压固结，固结后保持试样总应力不变，以4 kPa/h的速率线性增大反压，直到试样破坏。

2.1 等压固结不排水剪试验(ICU)

等压固结不排水剪试验结果如图8所示。可以看出，试样在轴向应变为0.49%～1.57%时达到峰值，之后强度降低，随应变的增加逐渐趋于稳定(图8 a)，表现出明显的应变软化特征。试样内的超孔隙水压力在小应变条件下急剧上升，然后随变形的增加逐渐趋于稳定，一般能达到固结压力的70%～80%(图8 b)。图8 c 为试样的有效应力路径，可以看出，随着变形的增加，平均有效应力逐渐减小，并趋向破坏线。试验结果表明，饱和黄土具有静态液化特性。

图8 等压固结不排水剪试验结果Fig.8 Results of ICU tests

2.2 常剪应力排水剪试验(CQD)

常剪应力排水剪试验结果如图9所示，可以看出，初始阶段，随着孔隙水压力的增大，平均有效应力不断减小，相当长一段时间内，轴向应变与孔隙比增加非常缓慢，偏应力基本不变，在轴向应变达到0.5%时，轴向应变急剧增加，孔隙比减小，偏应力突然降低，土体破坏，应力路径逐渐向稳态线靠近，最终达到稳定。

初始应力状态相对稳态线的位置是判别土体是否具有液化特征的重要依据[21-22]。由ICU试验结果得到的稳态线，与CQD应力路径进行对比，如图9 c所示，可以看出，原状黄土的初始e、p′ 位于稳态线的上方，说明该应力状态的土具有液化潜势，当孔压增大到某一临界值时，会发生静态液化。

滑坡发生前，正值灌溉期与集中降雨期。因种植蔬菜、桑树等作物，夏秋季节需要大量浇灌。由于黄土层底部为渗透性差的黏土层，在降雨和灌溉作用下，地表水下渗至黏土层停滞在黄土层底部形成上层滞水，且水位不断上升。研究区1981～2016年的年均降雨量为750 mm，2016年的年降雨量达1 284.2 mm，为36年来最高(图10 a)[23]。其中，2016年6月降雨量约400 mm，9月降雨量约236 mm，是同期月均降雨量的两倍多(图10 b)。滑坡后壁及周围发育的落水洞(图2 c)为地表水的入渗提供了优势通道[24]。

在灌溉与降雨作用下，上部非饱和黄土含水量增加，基质吸力减小；地表水的大量入渗导致地下水位上升，孔隙水压力增大，潜在破坏面土体发生常剪应力排水剪切破坏，短时间内孔隙水来不及完全排泄，形成超孔压，当孔压增大到临界值时，荷载从土骨架完全转移到孔隙水，有效应力急剧降低，土体发生不排水剪切，造成静态液化，形成了流滑破坏。

图10 研究区降雨量分布图Fig.10 Mean monthly precipitation in the study area

3 滑动型滑坡机理

B区为老滑坡的复活，灌溉水与降雨沿滑体及其后壁裂缝下渗，造成滑带土的抗剪强度降低，进而影响老滑坡的稳定性。B区的老滑坡复活主要受滑带土，包括后部黄土滑带土和发育于黏土层的滑带土的残余强度特性、滑坡体内地下水位的影响[25-26]。

3.1 土体残余强度试验

采用DTA-138型环剪仪，分别对饱和黄土及黏土开展大位移剪切试验。试样的内外环直径分别为100 mm、150 mm，试样高度为20 mm。黄土采用饱和原状样，按照50 kPa、100 kPa、200 kPa和400 kPa的法向应力进行固结；黏土采用饱和重塑样，干密度控制在1.9 g/cm3，与原状土的干密度一致，法向应力分别为75 kPa、150 kPa、300 kPa和600 kPa。固结完成后保持法向应力不变，以1 mm/min的剪切速率剪切，直到剪切强度趋于稳定，试验结果见图11。

图11 环剪试验结果Fig.11 Results of ring shear tests

黄土的残余强度参数为cr=6.69 kPa、φr=19.06°，黏土的残余强度参数为cr=8.77 kPa、φr=13.64°。可以看出，由于黏土的黏粒含量较高，饱和黄土的残余黏聚力略小于黏土，但其残余内摩擦角显著高于黏土。

3.2 稳定性分析

采用Morgenstern-Price方法，选取B区复活前的地形剖面为计算剖面(图5 b)，根据环剪试验结果确定滑带的强度参数，计算参数见表3。地下水位根据现场调查结果确定(图12 a)。计算结果表明，在该水位条件下滑坡的稳定性系数为0.986(图12 a)，与现场实际情况相符。为了检验地下水对滑坡稳定性的影响，对无地下水条件下老滑坡的稳定性进行了计算，稳定性系数由0.986提高到1.313(图12 b)，说明地下水的存在显著降低了滑坡的稳定性。

表3 稳定性计算土体参数

图12 稳定性计算结果Fig.12 Results of stability analyses

现场调查结果表明，B区为滑动型滑坡，且为老滑坡的复活。1995年滑坡沿黏土层发生滑动后，由于灌溉与持续降雨使滑坡体内含水量增加，黏土层上部的地下水位上升，造成了滑坡体的复活。