工程地质学报  2017, Vol. 25 Issue (6): 1547-1556   (5828 KB)    
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  • 收稿日期:2017-02-13
  • 收到修改稿日期:2017-09-26
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    蒋树
    王义锋
    唐川
    潘洪月
    王坤
    金沙江下游金坪子Ⅱ区低速滑坡活动机理初探
    蒋树, 王义锋, 唐川, 潘洪月, 王坤    
    ① 中国长江三峡集团公司, 博士后工作站 北京 100038;
    ② 中国三峡建设管理有限公司, 乌东德工程建设部 成都 610041;
    ③ 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学) 成都 610059
    摘要:金坪子滑坡是金沙江下游乌东德水电站下游方向距离大坝最近的一处巨型深厚崩坡积碎屑土古滑坡,以Ⅱ区活动部分为研究对象,在大量勘察试验成果以及长达11a的精确监测基础上,分析滑坡岩土体的物理力学性质以及滑坡的长期动态特征,特别是滑坡与降雨和地下水的动态响应关系,并基于Green-Ampt降雨入渗模型研究了降雨直接入渗补给地下水的可能性,利用极限平衡法探讨了理想刚塑性条件下该滑坡所受力的平衡关系,进而分析滑坡的活动机理。研究结果表明,滑坡的长期持续活动是滑带土黏性流变特征的表现,地表和深部位移均表现为牵引活动模式,地表自2005~2016年的平均位移速率为0.19~0.87mm ·d-1,深部以基底滑动为主,不同部位具有不同程度的内部变形。降雨是影响滑坡动态的最主要因素,在理想情况下,降雨很难直接入渗补给滑区地下水,地下水动态变化缓慢,与滑坡活动有一定正相关关系,但作用并不显著。与一些动态特征直接受地下水位影响的浅层低速滑坡不同,金坪子Ⅱ区的活动机理更可能是降雨在滑坡上部一定深度范围内形成暂态饱和区,滑体容重和渗透作用的变化影响了滑坡的动态。
    关键词低速滑坡    滑坡动态    抗剪强度    降雨入渗    黏性流变    
    PRELIMINARY STUDY OF THE CREEP MECHANISM OF JINPINGZI ZONE Ⅱ SLOW MOVING LANDSLIDE IN LOWER REACHES OF JINSHA RIVER
    JIANG Shu, WANG Yifeng, TANG Chuan, PAN Hongyue, WANG Kun    
    ① Postdoctoral Research Station, China Three Gorges Corporation, Beijing 100038;
    ② Wudongde Project Construction Department, China Three Gorges Projects Development Co., Ltd., Chengdu 610041;
    ③ State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059
    Abstract: Jinpingzi landslide is the nearest deep-seated colluvial debris landslide to the arch dam of Wudongde hydropower station in the downstream direction in lower reaches of Jinsha River. Its active zone Ⅱ was studied. Based on geotechnical investigation and long-term monitoring, the physical and mechanical property of the landslide materials and the long-term kinematics, especially the relationships among the landslide movement, rainfall and the groundwater were analysed. The response of the groundwater regime to the precipitation was further analyzed under different initial water content conditions based on the Green-Ampt infiltration model. Relationships between resisting forces and driving forces were discussed by limit equilibrium method assuming rigid-plastic frictional slip. Results showed that the long-term continuous movement was mostly due to the viscous component of the slip zone. Surface and subsurface displacement both showed a retrogressive type with average surface displacement rate 0.19~0.87mm·d-1 from 2005 to 2016. Basal sliding accounted for most of the deformation with different degrees of internal deformation in different parts. Rainfall was the predominant factor affecting the landslide activity but it is hard for rainfall water infiltrating to the deeply buried groundwater regime. Unlike some shallow landslides, the mechanism of Jinpingzi zone Ⅱ slow moving landslide was more likely to be the formation of transient saturated zone in shallow depth. The change of unit weight of the sliding mass and the effect of seepage affected the kinematics of the landslide.
    Key words: Slow moving landslide    Kinematics    Shear strength    Rainfall infiltration    Viscous rheology    

    0 引言

    低速滑坡通常是指滑坡破坏后或复活阶段沿一个或多个已存在的剪切面以低于13m月-1的速率活动的现象(胡广韬,1995; WP/WLI,1995; Glastonbury et al., 2008; Leonardo et al., 2014)。与高速滑坡不同,低速滑坡通常不会造成人员伤亡等灾难性事件,但由于活动过程的时空不均匀性,建于其上或周边的建筑物容易受到影响,造成重大经济损失。滑坡的空间活动不均匀性通常与局部地形条件和滑坡材料的性质有关。宽度较窄、地形坡度较大的部分通常活动速率也较快(Glastonbury et al., 2008),发育在厚层黏土中的滑坡比黏土含量较少的滑坡具有更多的内部变形(Corominas et al., 1999; Van Asch et al., 2009)。滑坡的时变特征通常受到改变滑坡应力状态因素的影响,比如降雨、坡脚开挖、顶部加载或地震等,具体作用机理通常认为是滑带土孔隙水压力的变化造成有效应力改变,进而影响了滑坡的活动(严福章等,2003孙萍等,2009)。然而,孔隙水压力或地下水与滑坡活动之间的关系并不简单,一些学者发现对于同一地下测压水位,当地下水上升时的滑坡速率明显高于水位下降时的速率(Bertini et al., 1984; Nakamura,1984; Picarelli,2007; Van Asch et al., 2007),但也有学者指出地下水位上升或下降阶段速率没有明显不同,甚至出现相反的规律(González et al., 2008)。在一些低速滑坡中(González et al., 2008),存在一个临界地下水位或测压水位,当实际水位低于此时,滑坡停止运动,当水位回升高于此时,滑坡又进入复活状态。滑坡活动与地下水之间复杂的响应关系通常被认为是滑坡特殊的地质和水文地质条件造成,尤其是不同滑体材料渗透性的差异,以及作为优先入渗通道的大型裂缝的存在。

    就滑带土的力学性质而言,黏性阻滞可能是控制低速滑坡活动的重要机理。一些学者通过考虑滑带土黏性的数值模拟与实际监测数据对比证实了黏性成分的存在(Corominas et al., 2005; González et al., 2008; Fernández-Merodo et al., 2014)。Jiang et al.(2016)在排除了可能影响甘肃舟曲泄流坡滑坡活动的其他因素后,也认为该滑坡的长期持续活动是由于滑带土的流变性。因此,许多学者使用基于黏塑性流的流变模型而不是基于刚塑性摩擦滑动假设的模型来描述甚至预测某些低速滑坡的活动模式(Corominas et al., 2005; Van Asch et al., 2009; Ranalli et al., 2010)。

    已有的低速滑坡研究多集中于蠕变式的土流、黏土滑坡甚至岩质滑坡,对于深厚堆积层低速滑坡的长期动态和机理研究相对较少。本文以金沙江下游的金坪子滑坡Ⅱ区活动部分为研究对象,在大量勘察试验成果和长期监测的基础上,对该滑坡的长期持续低速活动机理进行初步研究。

    1 地质背景

    乌东德水电站位于四川省和云南省之间的金沙江下游。金坪子滑坡位于乌东德水电站下游右岸,距大坝仅0.9~2.5km。第四纪以来的构造抬升使得金沙江河谷急剧下切,形成狭窄的河谷和两岸高陡的地貌。区域上乌东德地区位于康滇菱形断块之中,东邻则木河—小江断裂带,南邻汤郎—易门断裂带(徐永辉等,2006)。滑坡区附近还发育一些规模较小的断层,如花山断层、梁子断层、红沟断层、雷家湾断层、大地沟断层等(图 1),所有断层均为非活动性断层。本区出露的基岩主要为中元古界会理群落雪组(Pt2l)中厚层状灰岩、黑山组(Pt2hs)薄层状千枚岩、上元古界震旦系下统澄江组(Z1c)含砾石英砂岩、震旦系上统观音崖组(Z2g)中厚层白云岩、灯影组(Z2d)厚层白云岩等,震旦系地层与中元古界地层呈角度不整合接触。

    图 1 金坪子滑坡工程地质平面图 Fig. 1 Engineering geological map of the Jinpingzi landslide 1.研究区滑坡;2.滑坡堆积物;3.崩塌堆积物;4.坡积物;5.残积物;6.二叠系厚层灰岩;7.震旦系上统灯影组厚层白云岩;8.震旦系上统观音崖组薄层白云岩;9.中元古界黑山组灰黑色千枚岩;10.中元古界落雪组薄层白云岩;11.活动滑坡边界;12.古滑坡边界;13.剖面线;14.推测正断层;15.推测逆断层;16.地表位移监测点;17.深部位移监测孔;18.地下水位监测孔;19.钻孔;20.控制点;21.泉点;22.分区编号

    根据金坪子滑坡整体的地形地貌和地质条件,金坪子滑坡可分为5个区(图 1),相关研究表明目前只有Ⅱ区处于活动状态,Ⅱ区滑坡长1200m,平均宽350m,上部较宽,下部较窄。剪出口和后缘的海拔高程分别为900m和1500m,上下高差600m,平均坡度26°。滑坡边界非常清楚,上部明显的滑坡后壁将Ⅱ区与Ⅰ区分开,两侧均为冲沟边界,前部在距离河面60~70m的高度剪出,因此该滑坡不受到河流侧蚀影响。据居住在Ⅰ区的部分老者叙述,Ⅱ区滑体缓慢活动至少已持续了一个世纪,并且没有转化为局部灾难性活动的历史。后文提到金坪子滑坡专指活动的Ⅱ区。

    通过大量钻探、硐探等手段,揭示了金坪子滑坡的结构(图 2)。滑体由两层物质组成,上层为白云岩块碎石夹少量粉土,厚度20~60m,块径大于20cm的块石约占20% ~30%;下层为紫红色、灰黑色粉质黏土夹千枚岩碎屑,厚度一般为16~45m,由前缘向后缘变薄,在边界冲沟有出露。滑带土为紫红色粉质黏土夹少量千枚岩碎屑,土体呈硬塑状,结构紧密,厚度一般为2~9m。滑坡中前部滑带之下还分布古冲沟堆积物,良好的韵律特征表明其并未发生位移。前部、中部下伏基岩为会理群落雪组灰色白云岩、大理岩、灰岩,岩性坚硬,相对完整;中后部基岩为黑山组紫红色、灰黑色千枚岩,岩性软弱,岩体较破碎。根据Varnes(1978)Hutchinson(1988)的分类方案,该滑坡为平移式堆积层碎屑土滑坡,是低速滑坡中的一种主要类型(Glastonbury et al., 2008)。

    图 2 金坪子滑坡纵剖面图 Fig. 2 Geological cross section of the Jinpingzi landslide 1.滑坡堆积物;2.崩塌堆积物;3.残坡积物;4.古冲沟堆积物;5.冲积物;6.震旦系上统灯影组;7.震旦系上统观音崖组;8.中元古界黑山组;9.中元古界落雪组;10.白云岩块碎石土;11.粉质黏土夹千枚岩碎屑;12.崩积白云岩碎屑;13.含碎石粉质黏土;14.砂砾;15.未扰动的砂卵砾石;16.白云岩;17.白云岩夹薄层泥岩;18.千枚岩;19.灰岩;20.岩性边界;21.滑带;22.地下水面;23.泉点;24.钻孔

    2 研究方法
    2.1 土工试验

    滑坡岩土体的物理力学参数是反映滑坡状态的重要指标,也是定量分析预测以及防治工程的基础。为获得更准确滑坡岩土体的物理力学参数,实施了大量的原位试验和室内原状样和扰动样试验,包括在高程1060m横穿滑坡体的平硐中不同部位采取2~7组原状样测试滑体和滑带的基本物理指标,以及滑带的颗粒组成和化学成分分析,通过钻孔注水试验获取了岩土体的渗透系数。力学性质方面,在边界冲沟滑带出露的位置实施了12组原位直剪试验,另外还对滑带进行了12组原状样固结慢剪试验,以及4组饱和三轴固结排水剪试验。上层滑体由于粗颗粒物质较多,对扰动样进行了Φ300mm×600mm大尺寸三轴剪切试验(Huang et al., 2015)。

    2.2 监测网络

    自2005年起对金坪子滑坡实施了包括地表位移、深部位移、地下水位、降雨等多种手段的监测措施(图 1)。15个地表位移监测点中的J1位于滑坡前缘剪出口以下,以验证根据地质条件划定的滑坡范围的正确性。所有地表位移点均使用全站仪进行人工视准法监测,监测频率每月1~5次,区外稳定基岩上设立多个控制点,每年均对控制点进行校核,确保监测质量。

    在滑坡上部和下部布置了3个深部位移监测孔,上部IN3孔的监测时段为2005年7月18日至9月6日,中下部的IN1和IN2两孔的监测时段为2009年8月至9月。IN1,IN2,IN3的测深分别为128m、114m、77m,监测频率每7~10d一次,但有效监测时间分别仅为30d、17d和54d,尽管如此,有限的数据依然记录了良好的深部位移信息,并指示了滑动带的确切位置。

    滑坡上还设置了多个地下水位监测孔,主剖面上的水位孔监测时间最长,用以与周边位移监测点进行对比。监测前期使用人工观测手段,自2013年起采用全自动方法以15min一次的频率进行监测。值得注意的是,一条横穿滑坡区的排水廊道于2014年8月投入使用,距离GW3水位孔仅有15m,附近的监测数据可能受此影响发生一定的变化。

    2.3 降雨入渗深度

    由于金坪子滑坡并不受前缘金沙江侧蚀,因此降雨是改变地下水状态的主要外部因素。通常降雨影响滑坡的方式被认为是通过入渗直接补给地下水,增大孔隙水压力,降低有效应力。在地下水埋深较大的情况下是否仍如此需进行定量研究。采用Green-Ampt入渗模型的积水入渗假设条件(Chen et al., 2006),结合金坪子滑坡中地下水位以上几乎全是白云岩块碎石土的结构,假设白云岩块碎石土均质无显著裂隙,初始含水量均匀分布,入渗的湿润锋上下土体含水量状态分别为饱和和初始状态(图 3),根据水量均衡,在恒定雨强条件下垂直方向上的入渗深度为:

    图 3 基于G-A模型的斜坡降雨入渗计算简图 Fig. 3 Calculation diagram of rainfall infiltration on slope based on G-A model

    ${z_f} = \frac{{pt{\rm{cos}}\gamma }}{{{\theta _s} - {\theta _i}}}$ (1)

    式中,zf为垂直方向上的入渗深度;p为降雨强度;t为降雨持续时间;r为斜坡坡度;θs为饱和体积含水率;θi为初始体积含水率。通过钻探以及水位监测手段,金坪子滑坡地下水位的埋深已知,将地下水位埋深作为降雨入渗深度,研究所需降雨量,根据降雨量的发生概率也可判断降雨是否容易入渗到地下水面。

    2.4 极限平衡分析

    极限平衡分析假定滑体为理想刚塑性体,滑带为理想塑性材料。尽管实际情况远比此复杂,但至少这种方法可以评估下滑力和抗滑力之间的关系。采用GeoStudio软件的SLOPE模块计算了金坪子滑坡主剖面在以下3种工况下的稳定性系数,选取的极限平衡方法为满足力和力矩平衡的Morgenstern-Price条分法。工况1:考虑平均日降雨和平均地下水位;工况2:只考虑平均地下水位;工况3:只考虑滑坡自重。采用原位及室内试验获得的物理力学参数作为输入参数,地下水位线上下滑体的容重分别为天然容重和饱和容重,对于考虑了地下水的工况1和工况2,建立滑坡内的渗流场之后再进行稳定性分析。

    3 结果分析
    3.1 土体物理力学性质

    滑体和滑带的基本物理性质(表 1),天然条件下白云岩块碎石土的孔隙比为0.38,表明滑体较密实;与松散碎石土堆积物的典型渗透系数数量级10-1cm · s-1相比(《工程地质手册》编委会,2007),饱和渗透系数在10-4cm · s-1的数量级同样也表明上层滑体较密实。对于滑带,由于长期处于地下水位以下,饱和度已接近100%;然而,天然饱和状态下液性指数低于0,表明滑带土较坚硬。颗分试验表明滑带土的主要成分为黏粒和粉粒,主要黏土矿物为伊利石和高岭石,两者均为非膨胀性矿物,因此滑带土的自由膨胀率较小。

    表 1 滑坡岩土体物理力学性质 Table 1 Physical property of the landslide materials

    通过多种抗剪强度试验方法测试了滑坡岩土体的强度参数(表 2),总的来说,上层白云岩块碎石土的强度参数最大,其次是下层滑体含千枚岩碎屑的粉质黏土,滑带的强度参数相对最小。原位直剪试验得到滑带的黏聚力大于含千枚岩碎屑粉质黏土,可能是因为试验所在的侧边坡位置滑体材料中碎屑含量较高。

    表 2 不同试验方法得到的滑坡岩土体抗剪强度参数 Table 2 Shear strength parameters of the landslide materials by different test method

    3.2 地表位移

    图 4为金坪子滑坡自2005年5月18日至2016年5月25日的地表水平和垂直方向的累积位移以及各监测点平均位移速率等值线图。可见监测时段内滑坡整体均处于持续性活动,没有明显的间歇期,但位移速率并不恒定(图 4a图 4c)。除J1以外的监测点平均速率为0.19~0.87mm · d-1,J1的累积位移几乎为0,表明J1不属于活动的滑坡体,也证实了根据地质条件划分的滑坡剪出口位置的正确性(图 1),剪出口以下的斜坡处于稳定状态。水平方向上位于最前部的J2点的累积位移和平均位移速率均为最大,中部监测点J5-J8的累积位移非常接近,表明滑坡中部近似整体活动,滑坡上部累积位移最小,并且向后缘逐渐递减(图 4a图 4b)。垂直方向上,除J1外所有监测点均表现出不断下沉的趋势,表明即使在滑坡前部也没有抬升运动,因此滑坡的运动方式更可能是平移式而非旋转式。中下部的垂直累积位移最大,11a累积下沉1.3~1.7m,局部受较陡地形影响表现出较大位移速率(图 4d)。基于两个方向上的活动规律,可以认为金坪子滑坡具有平移牵引的活动模式。

    图 4 金坪子滑坡2005~2016地表位移 Fig. 4 Surface displacement of Jinpingzi landslide from 2005 to 2016 a.水平累积位移;b.水平位移速率矢量及等值线图;c.垂直累积位移;d.垂直位移速率等值线图

    3.3 深部位移

    尽管监测时间不尽相同,但3个孔的深部位移曲线均表现出了一定的共性(图 5)。3个监测孔在54~63m的深度均揭示了一个厚约2m的主滑带,钻探显示该深度范围主要物质为紫红色粉质黏土夹少量千枚岩碎屑,表明监测与钻探成果相吻合。深部位移的测量频率几近相同,但相邻时间的曲线间隔并不一致,表明与地表位移类似,深部位移也表现出非匀速运动的特点。

    图 5 主滑方向深部位移曲线 Fig. 5 Subsurface displacement curves for the main sliding direction

    3个监测孔由于所处滑坡部位不同,活动特征也有所差异。在钻孔测斜仪失效之前监测时间最短的是IN2,最长的是上部的IN3,同样也反映出前部活动强烈的牵引活动模式。IN1的测斜剖面近于垂直,顶部位移与相同时间内地表附近监测点的位移接近,表现为整体基底滑动。IN2的测斜剖面有一定倾斜度,基底滑动量占地表运动量的70% ~90%,表明除基底滑动以外,该部位也有一定的内部变形。IN3孔除主滑带以外,在10.5~14.5m范围可能也存在一个次级滑带;28~42m范围的曲线波动可能是因为井壁和套管之间的空隙,该范围上下曲线的偏移表明这个范围内还存在内部剪切变形。

    可见金坪子滑坡的深部位移活动非常复杂,总的来说,深部位移以基底滑动为主,不同部位具有不同程度的内部变形。

    3.4 降雨、地下水位和滑坡活动的关系

    图 6对比了2005年3月1日至2016年8月31日的日降雨、地下水位和滑坡速率之间的关系。地下水位数据与距离最近的地表位移监测点的速率变化曲线绘制在一起以方便对比。可以看出,降雨具有明显的季节变化特征,每年5~10月为雨季,11月至次年4月为旱季。2009~2011年的年降雨总量均小于400mm,为明显的干旱年份,其他年份的平均年降雨总量约为900mm。最大降雨量出现在2005年6月9日,当日降雨量达106.5mm,而研究时段内平均日降雨量仅为2.3mm。

    图 6 日降雨量、地下水位与滑坡活动速率的关系 Fig. 6 Daily rainfall, groundwater level and landslide moving velocity

    除2010年、2011年、2013年和2014年以外的年份,5个位移监测点位移速率曲线均变现出单峰的特征,峰值通常出现在7~9月,距某次强降雨滞后时间为20~40d;另一方面,在2009年和2010年两个连续干旱年份后,滑坡的速率在2011年降至最低;由此可见,滑坡的活动似乎很大程度上受到降雨的影响。然而,尽管2011年以后年份的降雨量值恢复到与2009年以前同一水平,滑坡的活动速率依然维持在较低水平,表明降雨可能不是唯一影响滑坡活动的时变因素。

    通常地下水被认为是控制滑坡活动的主要因素。金坪子滑坡中,地下水埋深为30~50m,地下水厚度前部较大,向后逐渐变小。监测时段内,地下水位的变化非常缓慢,变化幅度小于3m,没有明显的季节波动特征。尽管数据记录并不连续,但GW1、GW2和GW5的地下水位总体上表现出逐渐降低的趋势,GW3和GW4在附近的排水廊道投入使用之前的地下水位近于恒定,之后则开始下降。地下水和活动速率的时变特征似乎没有明显的相关关系,然而从长期趋势来看,随地下水位降低滑坡速率总体也呈降低趋势,即使是GW3和GW4在人工排水造成地下水位降低后附近监测点的速率也有所降低,表明地下水位与滑坡速率可能存在一个不显著的正相关关系。具体来看,GW2孔在2008~2009年中期间地下水位下降阶段,附近的J5点活动速率大于地下水位上升阶段的速率,GW5和J14在2008年10月至2009年9月也表现出同样的特征。然而,尽管2007年的降雨高于2008年,J8的活动速率在GW4孔于2007年的水位下降阶段反而明显低于2008年水位上升阶段,可以看出,滑坡速率和地下水位升降的不具有统一的对应关系。

    由前述可知,降雨对滑坡动态的影响似乎更为显著。然而,通常降雨影响滑坡动态的方式被认为是通过入渗补给地下水,增大滑带的孔隙水压力,降低有效应力。为验证这种方式,在不考虑大型裂隙作为优先入渗通道存在的情况下,计算了自1952年以来最大单日降雨强度172mm · d-1持续降雨达到地下水埋深需要的降雨时间(表 3)。在天然条件下,需要55d的连续强降雨才能使滑带以上部分达到饱和,进而使得降雨直接入渗补给地下水,即使是前期降雨已使滑体的体积含水量达到25%接近饱和的情况,仍还需要5d持续的极端降雨。可见在滑体材料均质条件下降雨难以直接入渗补给地下水。

    表 3 不同初始含水率条件下所需降雨时间 Table 3 Time for required rainfall amount under different initial water content assuming the intensity of 172mm · d-1

    3.5 稳定性计算

    采用滑体三轴剪切试验和滑带原位大型直剪试验的强度参数用于计算,工况3不考虑地下水的情况下将强度参数除以一个折减系数0.85以消除水对岩土体的强度软化作用。计算结果显示(表 4),在考虑天然降雨和地下水位条件下,滑坡的稳定性系数仅为0.71,不考虑降雨和地下水后,稳定性系数有所增高,但即使在只考虑自重情况下,稳定性系数也只有0.848,远低于极限平衡状态下的值1。

    表 4 不同工况下的稳定性系数 Table 4 Safety factors computed for different cases

    4 讨论

    滑带土天然条件下饱和度接近100%,而液性指数却低于0,这种特征通常更可能出现在超固结土中,由于没有证据显示所在区域地质历史上经受过更大的先期固结应力,这种现象更可能的原因或许是滑坡长期缓慢低速的剪切活动逐渐将滑带土中的孔隙水压力挤出,造成土体次固结,使得滑带土在饱和条件下呈现似超固结的特征,这种特征反过来也表明滑坡经历过很长时期的运动。此外,次固结是土体流变性的表现(李广信,2004),因此推测金坪子滑坡滑带土的力学性质存在黏性成分。另一个证据表明黏性成分存在的是在假定滑带为理想塑性条件的3种工况下的稳定性系数均小于1,显然与滑坡缓慢低速活动的现状不符,因此推测抗滑力中还存在稳定性分析中未考虑的黏性力。通常黏塑性材料在高应力条件下表现出类似流动的特征,而在低应力条件下黏性流变不显著。因此,尽管滑带土原状样试验条件下的液性指数表明滑带较坚硬,在深厚堆积层的加载下滑带也可以表现出流变的特征。

    地表和深部位移监测反映的滑坡活动具有一致性,均显示出牵引式的活动模式,这种活动模式很大程度上与滑坡地形有关。由于滑坡剪出口远高于金沙江的水位,剪出口以下斜坡较陡,造成滑坡剪出口完全临空;滑带在前部的倾斜度并没有趋于平缓或反翘,而是与上部保持了一致,前部的阻滑作用有限;此外,滑坡体除侧缘冲沟外,中间也发育一条冲沟,并且冲沟的宽度向上逐渐减小,滑坡前部受冲沟的切割相对最为破碎,因此滑坡位移在空间上表现出牵引活动模式。

    前已述及,许多学者发现滑坡的平均活动速率在地下水位上升阶段高于下降阶段(Nakamura,1984; Bertini et al., 1984; Picarelli,2007; Van Asch et al., 2007),而金坪子滑坡只有J8测点与临近的GW4水位孔的数据表现出了这一规律,J5和J14测点与临近水位孔则表现出了相反的规律,这可能是不同部位复杂的水文地质条件造成。一些研究程度较高的低速滑坡通常厚度不大(Dall'Olio et al., 1988; Corominas et al., 2005; Van Asch et al., 2007; Massey et al., 2013),地下水埋深也较浅,可能存在大的裂隙使地下水对降雨响应迅速。而更深的地方,降雨入渗可能主要依赖于土体孔隙。即使金坪子滑坡表部存在大的裂隙管道,由监测数据可以看出没有证据显示这些裂隙管道延伸到了地下水的位置。因此深埋的地下水动态是一个非常缓慢的过程,对降雨的响应并不直接,造成了滑坡活动和地下水位变动之间复杂的关系。滑坡动态变化的机理可能是降雨增加了上部滑体的含水率,甚至在一定深度内形成暂态饱和区,容重的变化以及暂态饱和区中水流形成渗透压力的变化影响了滑坡的活动。

    5 结论

    金坪子滑坡Ⅱ区是一处典型的深厚堆积层碎屑土低速滑坡,通过分析滑坡岩土体的物理力学性质以及长期监测成果,对该滑坡的活动特征以及活动机理有了初步认识,主要得出以下结论:

    (1) 滑坡的长期持续活动是滑带土黏性流变特征的表现。

    (2) 地表和深部位移均表现为牵引活动模式,地表自2005~2016年的平均位移速率为0.19~0.87mm · d-1,深部以基底滑动为主,不同部位具有不同程度的内部变形。

    (3) 降雨是影响滑坡动态的最主要因素,在理想情况下,降雨很难直接入渗补给滑区地下水,地下水动态变化缓慢,与滑坡活动有一定正相关关系,但作用并不显著。与一些动态特征直接受地下水位影响的浅层低速滑坡不同,金坪子Ⅱ区的活动机理更可能是降雨在滑坡上部一定深度范围内形成暂态饱和区,滑体容重和渗透作用的变化影响着滑坡的动态。

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