贵州省铜仁市沿河县是滑坡灾害多发县，近年相继发生和平镇瓦窑佗滑坡、土地坳镇岩底寨滑坡、土地坳镇小寨滑坡、沙子镇田家院子滑坡等为代表的多处中大型规模地质灾害，给周围民众生产生活造成巨大威胁^[1-4]。舒多友^[2]对该区滑坡地质灾害开展调查指出，区内92.13%的滑坡其滑体由第四系残坡积物(粘土、粉质粘土、碎石土等)组成，滑带土主要为粘土、碎石土、泥岩、页岩等；胡涛^[3-4]等从地质环境角度总结该地区滑坡灾害多发乃山高坡陡、地质构造复杂、地层以软质岩或软硬岩相间产出、气候湿润多雨及人类掠夺式资源开发所致；周文江等^[5]对降雨条件下区内4个松散堆积体滑坡进行稳定性分析，发现降雨量与滑面倾角、稳定性系数呈反比；以铜仁地区石灰溪滑坡作为研究对象，李新卫等^[6]采用Geostudio软件分析了该滑坡在不同降雨条件下的演化特征及规律，发现降雨会在滑坡表面形成暂态饱和区，降雨对滑坡稳定性有削弱作用，且随降雨量增加其作用愈加明显。

结合区内滑坡地质资料及前人研究成果，发现该区滑坡在地层结构上多表现为泥岩类软质岩石为基岩、上覆第四系松散堆积体这一特殊地层层序。考虑到两套地层在水文、力学性质上的显著差异及泥岩遇水易风化的性能，推断该地层结构对区内滑坡地质灾害的发生演化至关重要。以土地坳镇小寨滑坡为例，阐明该地层结构中滑坡的发生、发展演化过程。通过现场钻探勘测和室内试验分析，建立该滑坡的地层结构特性模型，从地层角度、气候条件、构造运动、人类活动等方面剖析此类地层结构导致的滑坡演化失稳机制，结合地层结构特点构建该类滑坡的水文地质模型，开展渗流模拟计算，分析该类滑坡水岩相互作用及岩体质量劣化过程，印证其失稳机制。降雨条件下的渗流分析采用有限元法^[7]，以Geostudio-seep/w模块实现计算过程^[8]。

1 小寨滑坡概况

小寨滑坡位于沿河县土地坳镇丰岩村，地理坐标为108°15′60″E、28°24′50″N。现场调查发现，滑坡体中部后有明显的变形破坏迹象，该过渡地段由陡坎、道路组成，且有变形倾倒现象，陡坎下侧可见不稳定斜坡，有树木倾倒现象，其上侧可见局部垮塌区，滑坡中后缘公路出现明显的裂缝。据当地居民介绍，裂缝一般在雨季中后期及暴雨过后形成，滑坡前缘冲入河道。根据地表裂缝发育规律、微地貌特征结合钻探资料分析，将整个滑坡形态、规模详述为：小寨滑坡平面形态呈“圈椅状”，后缘窄前缘宽，滑坡后缘位于山顶拉张裂缝区，高程约618.00 m，前缘至河道，剪出口高程约490.00 m，相对高差128 m。滑体纵长约614 m，横宽约372 m，面积约1.952×10⁴ m²，滑体平均厚度约12.5 m，总体积约2.44×10⁵ m³，主滑方向249°。

1.1 地层条件

钻孔勘测发现，小寨滑坡在地层结构上组合顺序如图 2所示。滑体由第四系松散堆积体组成，按成因类型其可分为第四系耕植土层(Q₄^pd)、残坡积层(Q₄^el+dl)。耕植土(Q₄^pd)出露于坡表，灰黑色，结构松散-稍密，稍湿，含少量有机质、植物根系。物质组成以砂岩风化而成的粘性土为主，含少量小碎石，层厚一般为0.5~1.0 m；残坡积堆积体(Q₄^el+dl)由灰黄色含粉细砂粘土夹碎(块)石土组成，厚1.5~14 m，系残坡积物风化形成，土石比7：3，稍湿, 可塑, 主要成分为粘土、粉细砂。滑床为奥陶系下统大湾组(O₁d)泥岩，厚度241~250 m，分为强风化、中风化两个亚层。强风化层厚度0.6~6 m，该层岩体结构破碎，发育为滑带。对滑体(Q₄^el+dl)、滑带土(O₁d强风化泥岩)、滑床(O₁d泥岩)分别取样开展室内试验，测定其力学性质及饱和渗透系数。

1.2 降雨条件

沿河县属中亚热带季风湿润气候，四季分明。受季风环境影响，降雨时空差异大，地域变化较明显，境内降雨呈北多南少的渐变趋势。据县气象局1991~2001年降水量资料统计(表 1)，全县年降雨量1 000~1 220 mm，多年平均降雨量1 134.1 mm；年内降雨量在时空分布上不均匀，雨季集中在4~8月，占年降雨量的65%；枯水期(11月至翌年3月)，占年降雨量的35%。据统计，境内24 h最大降雨量为568 mm，其中降雨量大于100 mm出现频率约25%，大于80 mm约35.20%，大于50 mm约40%，小时最大降雨量76.56 mm。

由于雨季降雨丰富，致使区内地层在雨季长期饱和，泥岩与上覆第四系覆盖物界面间地下水富集，风化作用强烈；在旱季，随着蒸发作用的进行，地层逐渐趋于干燥；随着雨季旱季逐年反复交替，交界面处干湿作用循环加剧，产生蠕变形成滑带。特殊地层结构及丰富降雨，是该区此类型滑坡演化的控制性因素。另外在极端暴雨条件下，暴雨入渗使滑体充分饱和，重度增加，地表水在纵向交界面处形成地下水渗流面，产生瞬间动水压力，暴雨入渗降低滑面土体的力学性质，增大下滑力，同时降低坡体的抗滑能力。极端暴雨是坡体稳定性变差、变形加剧的主要阶段。

1.3 构造运动

沿河县大地构造位置属于扬子准地台黔北台隆遵义段拱凤冈NNE向构造变形区。褶皱、断裂较发育，以NNE向及NE向雁列式展布构成区内基本构造格架。褶皱构造以复式背、向斜为主，具有窄向斜宽背斜组成较典型的侏罗山式隔挡式褶皱组合特征。由于强烈的构造作用，该区岩体结构破碎，易于雨水入渗，加速水岩相互作用。小寨滑坡区位于土地坳背斜南东缘之次级红坳向斜北西，主要构造线呈北东及北东东向。受构造裂隙的切割作用，泥岩完整性变差，在降雨入渗条件下易风化形成软弱面。

1.4 人类活动

人类活动对该区滑坡灾害的影响主要表现在3方面：植被破坏——大肆砍伐植被，使地表水向下渗透；工程活动——对环境的改造(如耕种、修建公路、建房等)削坡，开山取石、不规范开采矿产资源；不合理排放水——在地表弃水无规范排放，改变滑坡区原有的水文地质环境，拓宽地下水补给源，加速滑面软化，抗剪能力下降。

2 上覆第四系堆积物下伏泥岩地区滑坡演化

从§1所述的4个方面，以小寨滑坡为例，将该类型滑坡演化失稳机制分阶段讨论。

2.1 上覆Q₄^el+dl堆积

将坡体地层形成，即上覆第四系覆盖物(Q₄^el+dl)成型而泥岩基岩又尚未大规模风化，作为该类型滑坡演化的初始状态(图 3(a))。

2.2 接触带泥岩富水风化——岩体劣化形成软弱带

因滑坡的滑体——粉质粘土夹碎块石渗透系数较大，地表水易下渗，而基岩地层又为渗透系数小的奥陶系下统大湾组(O₁d)泥岩，故在强降雨及人类活动地表弃水作用下，随着地下水的下渗，坡体内易形成稳定的渗流场，水渗至底部泥岩形成地下水的富集带；水分的富集会加速泥岩风化进程，沿着前期构造作用形成的裂缝，岩体质量不断劣化，结构完整性变差，产生软化泥化效应，泥岩强风化层开始累积形成坡体内的软弱带(图 3(b))。

2.3 软弱带长期富水软化产生蠕变——极端条件下变形加剧滑坡失稳

随着地质过程的继续，长期雨水富集、干湿循环，会不断侵蚀、溶解基底泥岩，加厚软弱带。在上覆荷载作用下，该带土会不断发生蠕变、在地表形成明显变形破坏迹象。滑坡区一旦遭遇持续性强降雨，后缘大量地表水通过滑体排泄，地表水少部分沿坡体表面向坡脚排泄，大部分从地表向斜坡内部下渗。由于泥岩及强风化层的渗透性较差，使地下水赋存于滑体中，在坡体内形成稳定的渗流场，增大滑体内的渗透压力，从而增大滑体的下滑力。同时地下水的下渗，使滑带土充分饱水，泥岩强风化带遇水后其抗剪强度降低，抗滑力下降。当降雨使坡体的下滑力增大到大于抗滑力总和时，即滑动能量蓄积到一定程度时，坡体就会向前缘剪出口产生蠕变，后缘地表裂缝张开，形成滑坡(图 3(c))。

3 上覆第四系堆积物下伏泥岩地区滑坡渗流场分析 3.1 地质模型

为验证关于滑坡演化失稳机制解析的正确性，以小寨滑坡现有地貌为基本参数，采用Geostudio有限元软件建立数值模型，模拟小寨滑坡在不同降雨条件下的渗流场分布及稳定性变化规律。按图 3(c)所示剖面(1：1)建立计算模型(图 4)：1)层土为第四系残坡积物；2)层土为强风化泥岩层；3)层为O₁d泥岩。本次试验中并没有实测根植土层的相关物理力学性质，这里假设其性质与1)层土一致。

3.2 网格剖分及边界条件设置

由于要同时研究斜坡渗流及稳定性，在Geostudio中需采用seep/w、sigma/w、slope/w模块进行耦合分析，在sigma/w中进行分析时其边界条件如图 4所示。为考虑不同降雨工况对斜坡稳定性产生的影响，设置两种降雨边界条件：1)以表 1所示各月降雨量统计值为输入参数，模拟1 a内各月降雨影响下斜坡内的渗流场及稳定性情况；2)以境内h最大降雨量为输入值，模拟雨季结束后极端暴雨4 h条件下斜坡的变形演化规律(降雨4 h后雨水入渗能力已达到饱和，多余的降雨只能通过地表径流排走，对地下水环境影响有限，故取4 h段的暴雨条件进行分析)。因钻孔并未揭露稳定地下水位，取试验室所测各层土体初始含水率为已知值，采用Kriging法插值生成斜坡体初始含水率。整个模型采用三角形网格，网格数为1 973，节点数为1 083。

3.3 计算参数

模型中所采用计算参数由试验室获得(表 2)。开展降雨条件下的渗流模拟涉及非饱和渗流问题，需给定各层土在不同含水率条件下的渗透系数(土体含水率与渗透系数间的函数关系)。因不具备直接测量该函数的试验仪器，故本文首先采用压力板仪测定各层土不同含水率条件下的基质吸力，并借助VG模型(式(2))拟合土水特征曲线(图 5(a))；土水特征曲线获得后采用式(1)及饱和渗透系数拟合出土体含水率与渗透系数间的函数关系(图 5(b))：

(1)

(2)

(3)

式中，k_r(ψ)代表不同含水率条件下土体渗透系数，Θ为有效含水率，θ为土体含水率，θ_r为残余含水率，θ_s为饱和含水率，ψ为基质吸力(kPa)，α(kPa^-1)、n、m均为拟合参数。

3.4 渗流场计算结果

对小寨滑坡在不同降雨时段下的渗流场及稳定性进行模拟(图 6)。由图 6(a)、6(c)、6(e)可以看出，从开始降雨至1月份再到10月份雨季结束，雨水入渗方向在前期以垂直下渗为主，当遭遇泥岩弱透水层时，雨水下渗能力开始减弱，泥岩上部土体开始渐进饱和；随着雨季的持续，地表降雨不断透入地下，在泥岩强风化带形成稳定渗流面。该模拟结果与前述所作理论分析一致，进一步证明了该类型滑坡的演化及形成关键在于地层差异。因下伏泥岩地层渗透系数与上覆第四系地层差异巨大，导致泥岩表面雨水长期滞留，岩体指标不断劣化，形成泥岩风化带。考虑到泥岩强风化层力学强度较上部第四系覆盖物及下部泥岩基岩低，故该层为这一地质结构单元中的软弱带。随着地质过程的持续，软弱带会逐渐加厚贯通形成滑动带。

从图 6(b)、6(d)、6(f)可看出, 随着降雨时间的持续，斜坡稳定性逐渐降低，分别为1.224、1.194、1.09。在持续暴雨作用下(图 6(g)、6(h))，斜坡稳定性较雨季刚结束时进一步降低为1.078。上述现象产生的原因归结为降雨作用导致上部土体容重增加，泥岩强风化软弱带进一步蠕变；土体间基质吸力降低，渗透压力增大。在遭遇持续性强降雨时，地表水的下渗使坡体的饱和带厚度增加、重量加大，稳定渗流带加厚、渗透压力增长，从而增大滑体的下滑力。可以推断，小寨滑坡在强降雨时间发生滑动的可能性大。

4 结语

以小寨滑坡为研究对象，分析沿河县地区上覆第四系堆积物下伏泥岩一类滑坡的滑动失稳机制，利用Geostudio软件模拟该滑坡在降雨条件下的稳定性。

1) 上覆第四系下伏基岩泥岩类型滑坡演化发展的机制在于，地层渗透性质差异导致降雨在泥岩及上覆第四系堆积物间形成下渗滞留带，导致该界面处地下水富集，泥岩结构劣化加剧。随着地下水的侵蚀、溶蚀作用长期进行，界面处强风化层厚度增加。因泥岩强风化层自身抗剪强度较低，遇地下水浸泡后易软化形成软弱带，在长期富水条件下该软弱带产生蠕变，促进地表裂隙形成，加剧雨水下渗。当降雨使坡体的下滑力增大到大于抗滑力总和时，坡体就会向前缘剪出口产生蠕变，后缘地表裂缝张开，形成滑坡。

2) 上覆第四系堆积物下伏泥岩类滑坡的失稳破坏过程主要分为3个阶段，分别为上覆Q₄^el+dl堆积阶段、接触带泥岩富水风化阶段和风化带富水软化蠕变阶段。地层条件是该滑坡产生的物质基础，降雨是推动该滑坡发生演化的作用力。

3) 经对滑坡进行渗流稳定性模拟得出的滑坡失稳机制与工程地质调查结论一致。滑坡的发生是因地表降雨下渗受阻，在上覆第四系堆积层及下伏泥岩层间形成富水带，富水加速泥岩风化，并在坡体内形成强风化泥岩软弱层。伴随地质过程持续，泥岩强风化层逐渐加厚并形成软弱带，在极端暴雨条件下，软弱带发生蠕变，滑坡形成。