0 引言

我国是世界上拥有水库大坝最多的国家，据统计，截至2017年底，我国已拥有水库大坝9.8万余座^[1]。与此同时，水库库岸边坡的稳定性问题已经成为一个日益严峻的课题，特别是在水库蓄水和水库运行过程中的水位升降，经常会诱发库岸新老滑坡体的产生和复活。以三峡库区为例，自2003年开始蓄水，先后发生多起滑坡，如2003年的千将坪滑坡，2008年的凉水井滑坡、巫峡龚家方岸坡破坏，2009年的神女溪青石滑坡，2015年的巫山红岩子滑坡等^[2-4]。统计资料表明，水已经成为引发库岸滑坡最主要、最活跃的因素，库水位变化导致的滑坡和边坡失稳已经成为库岸边坡最常见和最严重的地质灾害^[5-7]。

国内外专家学者对库岸滑坡已有较多研究，包括基于现场调查和反演的成因机制研究、模型研究、监测资料分析研究等^[8-13]。在堆积体的变形破坏机制研究方面：徐湘涛等^[14]在调研紫坪铺水利枢纽工程左岸坝前堆积体过程中发现，水库运行期间，堆积体可能发生表层蠕滑变形和局部坍塌现象，且存在整体沿底部、整体沿腰部、局部沿底部和局部沿腰部等4种可能的失稳模式；张玉等^[15]在研究古水水电站争岗特大滑坡堆积体时，认为其在天然工况下即整体沿贯通底滑面发生蠕变，并采用数值方法评价了堆积体的稳定性；江文才等^[16]采用数值方法研究发现，三峡堆积体边坡在天然无降雨工况下处于稳定状态，但在用强度折减法分析临界状态时，堆积体与边坡基岩交界处有明显的剪应变增量带, 很有可能形成滑动破坏带；丁凤凤等^[17]在研究毛家河水电站堆积体边坡时，发现堆积体上建筑物的运行加上降雨的作用，导致边坡稳定性降低，暴雨情况下可能会产生滑动。

三板溪水电站位于贵州省清水江中游河段，东岭信库岸边坡位于三板溪水电站上游剑河县境内，距离下游大坝坝址80 km，与上游剑河县柳川镇直线距离仅0.8 km(图 1)，紧临水库，库岸主要由滑坡堆积体组成，为一古滑坡体，方量约2×10⁷ m³。2006年1月，三板溪水电站开始下闸蓄水，至2007年7月，东岭信河段库水位由蓄水前的428.00 m高程蓄至472.00 m高程，上升幅度达到44.00 m。7月下旬，巡查发现东岭信边坡坡面和坡顶后缘出现多条张拉裂缝，坡体出现变形，并有不断发展的趋势。一旦边坡整体失稳，可能形成堵江堰塞体，甚至威胁到上游的柳川大桥和柳川镇。因此，需对东岭信堆积体边坡进行系统分析和稳定性研究。

本文以三板溪水电站库岸堆积体边坡为例，基于现场详细的地质勘察和监测资料，系统研究了边坡堆积体的结构特征；在多年监测成果的基础上，详细分析了多年来的边坡变形监测成果；最后，采用离散元数值方法，对边坡蓄水前后的稳定性进行了计算分析和评价，为同类工程提供参考。

1 堆积体边坡结构特征 1.1 研究区工程地质概况

东岭信堆积体前缘至河床高程420 m，后缘坡顶高程700 m，水平顺河流向长度520 m，变形体方量约2×10⁷ m³。堆积体所处地区地层主要为板溪群清水江组第一段和第四系，主要岩性为浅灰色厚层块状变余凝灰质砂岩。滑坡堆积物厚度一般为18~96 m，最大厚度约156 m，主要由岩块碎石、碎裂岩体和少量粉质黏土组成：Q^①(含碎块石粉质黏土)、Q^②(块、碎石夹粉质黏土)、Q^③(破碎岩体，局部含粉质黏土)、Q^④(含砾及碎石粉质黏土)。堆积体具有一定的分层特性，但分布不均：主要层为Q^③，厚度最大可达100 m；Q^②在其上下部均有分布，Q^①位于顶层，Q^④位于底层，形成滑带。研究区平面图如图 2所示，具体分层见图 3。

东岭信滑坡堆积体位于剑河区域性断层SE盘，岸坡岩层45°~75°∠10°~20°，总体倾向坡外偏上游，为斜交顺向坡。区内岩体节理裂隙相对发育，节理以NNE和NNW向为主，其他方向节理尚有零星分布。堆积体范围内及周边河床岸边见有NE、NEE缓倾角结构面和近EW向横河向陡倾断层，该组断层控制东岭信滑坡体侧向切割面，同时岩层中局部存在层间夹层或层间错动等软弱结构面。

区内水文地质条件较简单，地下水类型按含水层性质分为2类：即松散堆积物中的孔隙水和基岩裂隙水。其中，孔隙水主要分布于滑坡堆积体、残坡积物以及部分全风化岩石中。分布于残坡积物和全风化岩石中的地下水埋藏深度不大，接受大气降水补给，下渗于基岩裂隙中或直接排入冲沟；分布于滑坡堆积体中的地下水接受基岩裂隙水和大气降水补给，主要排泄于河谷中，具有基本统一的潜水面，一般埋藏深度较大，最大埋深近90 m，水位变幅较小，但滑坡堆积体前缘受堆积体结构特征影响，地下水水位变幅与库水位变幅基本一致；堆积体局部存在小范围上层滞水，主要接受大气降水补给，范围小、埋深浅，排泄于堆积体地表或下渗于堆积体中。

1.2 堆积体结构特征及地下水

为了研究东岭信堆积体的变形规律，对其进行了一系列勘察测绘工作。为了提高边坡排水效果，分别在高程500和580 m处共施工了两条排水隧洞，并在每条排水隧洞洞内施工了排水孔，用于疏排坡体内地下水。排水洞为城门洞型，尺寸3.0 m(宽)×3.4 m(高)，长度分别为1 290和1 165 m；排水孔孔径为110 mm，长度30~50 m。通过对堆积体的勘察和排水洞的施工开挖，可以更加方便地研究边坡堆积体的结构特征。

1) 滑体

东岭信滑坡堆积体地表大部分为粉质黏土夹碎、块石等覆盖，前期在边坡前缘因开挖公路，揭露出堆积体表部主要为松动破碎岩体，出露岩石多呈强风化；公路开挖边坡坡面中部以松动的强至弱风化破碎岩体为主，局部夹泥，坡面周边以土夹石为主；公路以下岸坡主要覆盖块、碎石等崩坡积物。堆积体北西侧山脊和冲沟内、南侧冲沟中下部及堆积体前缘北侧出露有完整性较好基岩(图 4)。

钻孔揭露的情况显示，堆积体岩性主要为变余凝灰质砂岩、变余层凝灰岩、条带状凝灰质粉砂质板岩，其整体性、连续性较好，岩体弱至强风化，基本保留原层面形态和结构特征，但纹理倾角较陡(图 5)，岩层产状与堆积体周边基岩产状相差较大。

两个排水洞开挖过程中揭露的滑体(堆积体)结构更为直观(图 6和图 7)。由图 6和图 7可知，堆积体可见明显的层面和节理裂隙分布，受层间挤压，滑带附近大部分岩体较破碎。优势结构面两组，产状分别为10°~50°∠54°~88°和150°∠10°~15°。

2) 滑带

滑坡堆积体滑带位于滑坡堆积体底部滑面以上(图 6)，以灰褐色、灰黄色、黄色、灰色含砾粉质黏土为主，堆积体前缘该层内含部分碎石。含砾粉质黏土一般呈可塑状，厚度0.5~3.0 m不等。

3) 滑床

滑床基岩主要为板溪群清水江组浅灰色厚层块状变余凝灰质砂岩、条带状凝灰质粉砂质板岩和灰色中厚层状变余层凝灰岩，岩石坚硬，属硬质岩类(图 6)。层面产状20°∠16°，总体倾向坡外偏上游。

4) 地下水

根据勘探资料，边坡堆积体内地下水主要为孔隙潜水，局部存在上层滞水。排水洞开挖显示，部分洞段揭穿含水层时，局部出现洞顶坍塌，水流携带泥夹块、碎石塌落，涌水量达30~40 L/min(图 8)。排水洞完成后，经过多年运行，部分排水孔流量依然较大，部分排水孔出水量可达10~20 L/min，雨季时明显增大。

2 水库蓄水后边坡变形特征

监测是进行边坡分析和宏观判断的最重要手段^[18-20]。本次边坡监测包括地表变形、地表裂缝监测、深部位移监测、地下水及流量监测。

1) 地表变形

图 9给出了堆积体边坡地表水平位移和垂直位移历时曲线。由图 9可知，监测初期，堆积体边坡变形曲线斜率较大，即变形速率较大；测得的水平变形最大速率为0.07 mm/d，垂直变形最大速率为0.04 mm/d。2011年底，排水洞及洞内排水孔施工基本完成，边坡的变形速率降至0.01~0.04 mm/d(图 10)。

根据实际观测资料，边坡变形仍处于缓慢发展阶段，部分测点趋于收敛。

2) 地表裂缝

地表裂缝主要出现在东岭信边坡的后缘，最早发现于2007年7月底(即蓄水结束阶段)，为张拉裂缝，观测到的裂缝历时曲线见图 11。由图 11可知，裂缝最大张裂宽度为75 mm左右。

3) 深部位移

边坡的深部位移变形历时曲线见图 12。根据变形监测成果，在距离边坡地表垂直深度60~70 m处，曲线出现明显的拐点。该深度处于边坡的滑动面Q^④(图 3)附近，滑动方向垂直河水流向，与地表位移观测方位一致。

深部位移监测数据显示：监测初期，孔口1 m左右的变形速率较大，为0.05 mm/d；截至2016年底，孔口段的变形速率大幅减少，达到0.008 mm/d。这表明该部位的变形呈现逐年减缓趋势，趋于收敛。

4) 地下水位及排水洞流量变化

典型的钻孔地下水位观测曲线见图 13。由图 13可知，堆积体内地下水位的波动随季节变化明显：每年的雨季时(5—9月)地下水位显著升高，其余季节呈小幅波动。根据边坡不同部位各孔的观测资料，最大幅度波动可超过10 m。

边坡的排水洞流量观测曲线如图 13所示：雨季时洞内流量明显增大，其余季节流量显著回落。

地下水位和排水洞流量观测结果均表明，边坡地下水位升高与雨季时的降雨具有明显的相关性。

3 堆积体成因及变形机制 3.1 堆积体成因

如前所述，东岭信堆积体边坡三面环山，东侧临水，南侧和北侧均被冲沟切割(图 1)，下伏基岩为缓倾顺层向结构。经现场查勘及变形特征分析，堆积体以块状、碎块状岩体为主，结构面清晰，部分结构面充填黏土。图 1显示堆积体水平向分层明显，但层序较乱：地层表部为Q^①和Q^②，但其下部的Q^③和Q^④层之间夹有Q^①和Q^②。分析认为堆积体为来自于山体后缘的古滑坡体，后缘山体的岩体滑动至当前部位，覆盖住原来的地表，形成目前看似杂乱的结构形态，但堆积体内部仍保持有两组明显的优势结构面分布。

3.2 堆积体变形机制

2007年5月底至7月底，东岭信河段水位由蓄水前的428.00 m高程上升至472.00 m高程，上升幅度达到44.00 m(图 14)。分析认为，蓄水前，边坡前缘的堆积体位于水面以上，不受河水位影响；蓄水后，受河水位影响的堆积体方量剧增。受水的作用，处于前缘阻滑段的堆积体抗剪强度降低，加之库水位上升时间短、幅度大，水的作用对堆积体强度的弱化效应愈加明显，从而激活了古滑坡体，导致边坡开始出现缓慢变形。

排水洞及排水孔施工后，有效降低了坡体内的地下水位，大幅减缓了边坡的变形速率，部分测点变形出现收敛趋势。

4 蓄水前后边坡离散元计算与分析

为了研究东岭信堆积体边坡的稳定性，采用数值方法对其进行计算分析。堆积体主要为块石夹泥质物，结构面清晰，优势节理明显，故在计算中按照岩体结构处里；由于岩体结构的变形和强度具有明显的各向异性特点，因此，不能将其视为简单的连续介质，而采用基于非连续介质理论的离散元法是处理该类岩体力学问题的理想方法^[21]。

本次计算采用二维离散元程序UDEC建立计算模型，研究东岭信边坡在库水位边坡变化前后的力学特性。其中，岩石采用Mohr-Coulomb弹塑性本构关系，不连续面(节理面和滑动面)采用Coulomb滑动屈服准则。与Flac系列软件相似，UDEC在计算过程中，对强度系数不断进行自动折减，当模型处于非平衡状态时，认为达到不稳定状态，这时的折减系数即为安全系数。本次计算模型中，考虑到堆积体物质组成差别不是很大，故采用同一强度，并考虑了两组优势结构面的产状。参考前期勘察阶段大量的试验工作，综合分析工程区岩体力学属性，得到岩层和滑面与节理裂隙物理力学参数分别见表 1和表 2。

计算模型充分考虑蓄水前、蓄水后的水位情况，通过调整岩体结构面物理力学参数模拟地下水位以下岩土体的浸水软化，分析边坡岩土体力学特征和稳定性^[22]。本次计算分析对地下水位线以下部分岩体滑面、层面和节理裂隙的抗剪强度参数值进行适当调整，将内摩擦角和粘聚力值下调至正常工况下的80%(见表 2中括号内数值)，用于模拟浸水软化状态下的参数变化。

图 15给出了边坡蓄水前、蓄水后的塑性区分布和稳定性计算结果。

1) 蓄水前，边坡滑体与基岩交界处的滑动面出现多处塑性区，但在边坡后缘、滑动面的中部和滑坡前缘尚未出现完全贯通的塑性区。此时的稳定性系数为1.04，安全余度较小，处于欠稳定状态(图 15a)。

2) 蓄水结束时，边坡坡体内塑性区迅速增大，主要出现在堆积体滑面前部和后缘(与蓄水前相比，塑性区面积增加了77%)，此时，除了滑坡前缘，滑动面的塑性区已经大部分处于贯通状态。计算得到的边坡稳定性系数为0.98，表明边坡处于临界稳定状态(图 15b)。

根据计算结果，总体上边坡的滑动面近似于圆弧状，从边坡后缘拉裂，在边坡前缘剪出，与监测资料基本一致，滑动面位于Q^④层。

5 结论

1) 东岭信堆积体边坡主要以块状、碎块状岩体为主，部分结构面夹黏土，节理裂隙发育，可见明显的两组优势结构面。分析认为，堆积体为来自于山体后缘的古滑坡体。

2) 水库蓄水前，堆积体基本不受库水位影响；蓄水后受库水位影响的堆积体方量剧增，导致抗剪强度降低，加之蓄水水位上升时间短(两个月)、幅度大(上升了40.00 m)，水的作用对堆积体强度的弱化效应愈加明显，激活古滑坡体，从而出现缓慢变形。

3) 排水洞、排水孔的施工对降低坡体原有地下水、缓解变形有积极作用。监测资料显示，目前边坡整体上处于缓慢变形阶段，部分测点趋于收敛。

4) 计算结果显示，蓄水前边坡的安全余度较小，蓄水结束后边坡处于临界稳定状态，边坡的滑面呈圆弧状，后缘拉裂，前缘剪出，与监测资料基本一致。