清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发展趋势研究

100429665Π2003Π11(01)20015210JournalofEngineeringGeology工程地质学报清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发Ξ展趋势研究严福章①王思敬①徐瑞春②(①中国科学院地质与地球物理研究所北京1000029)(②长江委综合勘测局宜昌443002)摘要茅坪滑坡位于清江隔河岩水库左岸,下距隔河岩坝址66Km,是隔河岩水库中最大的一个基岩古滑坡,体积约2350×104m3。自1993年4月10日水库下闸蓄水以来,该滑坡发生了持续的缓慢变形,至目前为止,最大位移达2100mm,且仍在变形过程中。本文在调查该滑坡的结构特征及其成因机制的基础上,通过分析该滑坡10余年的监测资料,研究了其在水库蓄水后的变形特征及其机理,并对其发展趋势做了预测。关键词水库滑坡形成机制变形机理趋势预测中图分类号:P642.22文献标识码:ADEFORMATIONMECHANISMANDDEVELOPMENTTENDENCYOFMAOP2INGLANDSLIDEAFTERIMPOUNDINGOFGEHEYANRESERVOIRONQINGJIANGRIVER,HUBEIPROVINCE,CHINAYANFuzhang①WANGSijing①XURuichun②(①InstituteofGeologyandGeophysics,CAS,Beijing100029)(②BureauofInvestigation&Survey,ChangjiangWaterResourcesCommission,Wuhan430010)AbstractMaopinglandslide,thelargestancientlandslideinGeheyanreservoirarea,withavolumeof23.5millionm3,islocatedontheleftbankofQingjangRiverat66kmupstreamofGeheyandam.SincethereservoirimpoundingstartedinApril1993,theslidewasreactivatedandslowlydeformed.Avillagewith290inhabitantshadtoberelocated.Sincethenthelandslidehasbeeninpersistentdeformationanduptonowamaximumdisplacementof2100mmwasrecorded.Onthebasisofinvestigationoftheslide′sconstituentstructureandformationmechanism,thepaperdealswithanin-depthstudyofthedeformationcharacteristicsandinducedmechanismoftheladnslidethroughcomprehensiveanalysisoftheobservationdatain10ormoreyearsandapredictionismadeonitsdevelopmenttendency.KeywordsReservoir-inducedlandslide,Formationmechanism,Deformationmechanism,Tendencyprediction1引言水库诱发的岸坡和古滑坡失稳一直是水电工程中遇到的一个重大难题。1942～1953年间,美国大古力水库引发了大约500处岸坡失稳;1965～1969年在奥地利Cepatsch坝蓄水及水库运行初期,紧邻大坝的上游几处滑坡发生了10余米的变形[1];1961Ξ收稿日期:2002-07-05;收到修改稿日期:2002-11-20.作者简介:严福章(1963-),男,博士生,高级工程师,主要从事水利水电工程地质研究.Email:Yanfz@163.com 16JournalofEngineeringGeology工程地质学报200311(1)年中国湖南柘溪水库塘光岩滑坡失稳造成70余名工人死亡。然而这一问题直到1963年意大利瓦衣昂滑坡事件才引起工程界的足够重视,这次灾难造成2600人死亡[2]。清江隔河岩水库位于清江下游河段,是清江干流梯级开发中最早的一个梯级。水库正常蓄水位为200m,总库容29×109m3,回水长度为91km。勘测期间水库两岸共见滑坡34个,总方量1.65亿m3。茅坪滑坡位于水库左岸,下距隔河岩大坝66km,体积2350×104m3,是隔河岩水库区最大的一个基岩古滑坡。水库蓄水前(1991年),曾对该滑坡进行了系统的工程地质勘察研究工作,布置了地表和地下监测网并开始了全面的监测。自水库1993年4月蓄水后,滑坡开始发生位移,至2001年9月,最大位移已达2100mm,且仍在变形发展过程中。由于滑坡处河谷较狭窄,枯水河床的宽度为153m,正常蓄水位200m,河谷宽200～250m,如果滑坡发生整体失稳,势必会形成“库中坝”,并造成严重后果。该滑坡今后的发展趋势如何,对滑坡的治理决策具有十分重要的意义。因此本文在调查该滑坡的结构特征及其成因机制的基础上,通过分析该滑坡10余年的监测资料,研究了其在水库蓄水后的变形特征及其机理,并对其发展趋势作了预测,提出了该滑坡的处理对策。2滑坡的基本地质特征茅坪滑坡东侧(下游侧)为白崖陡壁,壁高150～250m。西侧(上游侧)至后缘为一溪沟,沟深自后缘至前缘10～120m。滑坡平面形态呈帚状,长轴方向与河流方向近垂直,纵向最大长度1600m,前缘呈弧形向南突出,最大宽度约600余米。滑带剪出口高程位于河床一带,高程150～160m,滑坡后缘高程570m,滑体前后缘高差400m。滑体除前缘坡度较陡(55°)外,平均坡度15～20°。滑体内共见四级平台,高程分别为225～232m,300～310m,400～420m,510～520m,且前缘后期座落形成的围椅状地形明显(图1)。滑坡区出露的地层主要由泥盆系中上统砂页岩和二叠系下统栖霞组厚层灰岩组成,其层序自下而上为泥盆系中统云台观组(D2y),上统黄家蹬组图1茅坪滑坡地质略图Fig.1GeologicalmapofMaopinglandslide1.滑坡堆积物及次序;2.堆积物原岩地层;3.滑坡界线;4.滑坡内次级滑坡及编号;5.滑坡剪出口;6.钻孔;7.监测点及编号;8.滑坡裂缝;9.剖面及编号;10.栖霞组灰岩;11.马鞍组煤层;12.写经寺组泥灰岩、页岩、砂岩;13.黄家磴组砂岩夹页岩.层是滑坡结构分析中的主要标志层。滑坡所处的边坡为顺向坡,岩层倾角为15～20°,并略向下游(即东侧)倾斜,岩层中顺坡向和垂直边坡的两组裂隙发育。除茅坪滑坡下游有二叠系的灰岩出露并形成陡崖外,滑坡区上游及后缘的灰岩已因滑坡而缺失,仅残留崩坡积体。滑体厚度5～86m,且具自后缘向前缘逐渐增厚和成层性的特点。滑体物质自下而上主要有以下几部分组成(图2)(1)灰色碎石土偶夹灰岩块石:位于滑体下部、滑带之上,呈灰色,并在滑体西侧出露,厚度10～20m。其原岩成份多为泥盆系上统写经寺组(D3x)的(D3h)、写经寺组(D3x),石炭系中统黄龙群(C2h),二叠系下统马鞍组(P1ma)和栖霞组(P1q)。其中二叠系下统栖霞组下部马鞍组(P1ma)的杂色石英砂岩和煤页岩、泥灰岩和砂岩。(2)杂色石英砂岩块石夹黑色煤土:位于灰色碎石土之上,厚度5～15m,原岩成份为二叠系下统马 严福章等:清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发展趋势研究17鞍组(P1ma)的杂色石英砂岩和煤层及栖霞组下部的泥炭质生物碎屑灰岩。其特殊的颜色和结构在滑体中具有明显的标志作用,对滑体结构及滑坡的成因机制分析具有重要的意义。(3)似基岩半解体大块石:位于滑体上部,厚度20-40m,其原岩成份主要为P1q燧石条带灰岩,呈“迷宫式”分布于滑坡东侧,而在滑体西侧缺失。(4)滑体物质在平面上的分布具有东部厚且上述三层发育齐全,而西部薄且仅有第(1)层物质分布。滑床主要位于泥盆系上统黄家蹬组(D3h)地层的中下部或中统云台观组(D2y)上部的石英砂岩夹页岩中,顺层发育,滑面倾角15～20°左右,与地层倾角基本一致,仅在前缘茅坪街平台长约180m的范围内滑面近水平。滑面空间形态在横向上呈槽状,且最低点靠近西侧,而在东侧滑床较高。图2茅坪滑坡Ⅱ-Ⅱ′工程地质剖面图Fig.2LongitudinalgeologicalsectionⅡ-Ⅱ′throughMaopinglandslide1.石英砂岩夹页岩;2.滑带;3.碎石土;4.似基岩大块石;5.泥盆系云观组;6.泥盆系黄家磴组;7.滑动次序据钻孔资料揭示,滑带厚度为6.67～10.68m。滑带结构在滑坡东西两侧形式有明显的不同,东侧滑带整体呈紫红色,其上下部为紫红色铁矿石碎屑夹粘土,中部为紫红色粘土含碎石,其原岩均主要为泥盆系上统写经寺组(D3x)地层;西侧滑带上下呈红色,中间呈黑色,即上下部为紫红色粘土夹碎石、碎块(原岩主要为泥盆系上统写经寺组(D3x)地层);而中部为灰黑色煤质土夹碎块(其原岩主要为二叠系下统马鞍组P1ma地层)。滑坡东西两侧滑带结构的绝对不同,明显反映了滑坡两侧的滑动过程及次数的差异。滑带与滑床的接触关系,主要有两种形式:一种是主滑带与滑床直接接触,另一种形式为间接接触,即滑带与滑床之间有一层较厚的软垫层即碎石土。滑床部分为完整基岩,部分为扰动块石层。滑坡位于鄂西暴雨区,年平均降雨量为1042.7mm,降水多集中在4～8月。最大年降雨量为1249mm,最大旬降雨量为136mm。滑体的物质具有上粗下细的特点,相应地其透水性自上而下变小。滑坡前缘见多个大的泉水出露点,均出露于滑带之上的碎石土中,流量随季节变化明显。水库蓄水前钻孔中的地下水位观测资料表明,滑体前缘的地下水位位于滑带之上,而中部和后部的地下水位则主要位于滑床之下(表1)。表1水库蓄水前后滑体内的地下水位Table1Variationofgroundwaterlevelinslidemassafterreservoirimponding孔号滑床高程地下水位高程Πm说明蓄水前最高最低1141.31159.87185.14(191.77)165.14(162.43)高于滑床2215.63207.07低于滑床3235.51235.29234.01(191.77)231.01(175.41)低于滑床4338.87351.37330.89(175.57)329.89(190.13)低于滑床注:括号内为当时的库水位 18JournalofEngineeringGeology工程地质学报200311(1)3滑坡的形成机制分析3.1滑坡的形成条件岩性条件:原始岸坡上部为P1q碳酸岩组,岩性以坚硬的灰岩为主,并夹有较多的软弱夹层;下部为一套碎屑岩地层,其中D3x主要由半坚硬和软弱岩组组成,这种上硬下软的介质结构是滑坡形成的基础。构造条件:岸坡为一顺向坡,岩层倾角15～20°,岩体中垂直和平行岸坡的两组结构面发育,下部岩层中发育有大量的层间剪切带。前者为滑坡提供了良好的侧向及后缘切割面,后者为滑坡提供了良好滑移条件。临空条件:清江河谷的纵向下切,为岸坡岩体下滑提供了良好的临空条件,并使靠近岸坡一带的岩体大面积顺层滑入清江,从而又为后缘岩体发生大规模的滑移提供了临空条件。3.2滑坡的形成过程分析在调查中发现有几个十分独特的现象。一是尽管滑坡堆积体物质破碎,但层序非常明显,且能辨别出原岩的层位。以杂色石英砂岩块石和黑色煤质土(原岩为二叠系马鞍组P1ma地层)为标志层进行分析,滑体的物质组成具有明显的重复,且在结构上呈“迭瓦式”分布(见图2),并共见该带的三个剪出口:第一个剪出口位于一级平台后缘,高程235～240m,该带上、下均为似基岩半解体大块石,岩层反倾明显,原岩为栖霞组(P1q)燧石条带灰岩。第二个剪出口位于二级平台的前缘,高程266～290m,该带以下为似基岩半解体大块石,原岩为栖霞组(P1q)燧石条带灰岩。第三个剪出口位于III级平台后缘,高程420～440m,该带以下为似基岩半解体大块石,原岩为栖霞组(P1q)燧石条带灰岩。由此说明,该滑坡为顺层基岩滑坡,且经过至少三次顺层滑动后,由前向后经过至少三次叠加堆积形成的。二是滑体后缘靠近溪沟附近的物质不是正常的残留物质,而是滑坡的堆积物质,且从其原岩成份分析,该堆积物在层序结构上也具有明显的重复,即自下而上在P1ma+P1q碎石土层之上又堆积了P1ma的杂色石英砂岩块石和黑色煤质土、以及P1q的石条带灰岩块石(图1)。由此说明滑体后缘也至少经历了两次滑动,因此其后缘滑体的物质来源应在冲沟范围之北,也即现今的溪沟不是滑坡的原始边界。通过滑体的以上结构特征分析,茅坪滑坡的形成过程可归纳为三次主要的滑动堆积过程(图3):第一次大的滑坡发生于近岸茅坪湾一带,滑坡物质堆积于现今河床一带。由于东部滑体在垂直白岩岩壁方向(下游)存在3～5°的视倾角而受到下游岩壁的较大阻力,得以稳定堆积。相反,滑体西侧由于有较大的自由空间且受到的侧向阻力小,而不断滑入清江,被江水搬运带走。第二、三次滑坡发生在现在的溪沟以北即现今滑坡堆积体的后部坡体中。在后部坡体发生滑动并进入现今的滑坡堆积区后,由于所受阻力的差异,滑体发生分解,滑体东部由于受阻而堆积于先前堆积的滑体上,并从其下部煤系地层中滑出,在下部形成特殊颜色(黑色)的多个剪出口,并造成原岩地层在剖面上的多次重复。滑体西部则继续向清江运动堆积于滑床带,并不断被江水冲刷带走,致使不同时代不同颜色的原岩碾碎物质在滑带中形成多色多结构的结合图像。故而在现今滑体的东部堆积了成层分布的似基岩大块石,而西部仅残留有以细粒为主的滑体下部的物质。在滑坡体堆积稳定后,由于清江的继续下切和后期各种营力的作用,滑体前缘的堆积体曾多次发生过次级滑动从而形成多个次级滑坡体。4水库蓄水前滑坡稳定性分析根据地表调查,水库蓄水前,茅坪滑坡堆积体的整体稳定性较好,仅滑体前缘西侧局部有松动变形迹象,其他部位未见变形。为了进一部分析滑坡的稳定现状和预测水库蓄水后滑坡的稳定性,勘测期间对滑带土进行了取样试验,并分别选取了东西两侧两个代表性剖面(即I-I′和II-II′剖面)采用萨尔玛法进行了稳定性计算,三轴力学试验成果和计算成果分别见表2和表3: 严福章等:清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发展趋势研究19图3茅坪滑坡形成过程示意图Fig.3FormationprocessofMaopiglandslide1.泥盆系云台观、黄家磴组石英砂岩夹页岩;2.泥盆系写经寺组泥灰岩、页岩夹砂岩;3.二叠系马鞍山级煤层;4.二叠系栖霞组灰岩;5.滑动次序表2茅坪滑坡滑带土的物理力学试验成果表Table2PhysicalandmechanicaltestresultsofsoilfromslidingzoneofMaopinglandslide滑体特别是前缘部分会有不同程度的失稳发生,但发生整体失稳的可能性不大。水库蓄水后滑坡的变形特征表明勘测期间所作的结论基本是合适的。土样编号试样状态天然含水量wΠ(%)容重三轴抗剪强度指标(饱和固结不排水剪)湿γΠkN·m23干γdΠkN·m23cΠkPaφΠ(°)P1-1扰动样11.2725.422.83910.5P1-2扰动样11.2725.422.82915P1-3扰动样11.2725.422.85816.5剖面位置剖面编号计算参数Kc参数后评估容重ΠkN·m-3cΠkPaφΠ(°)蓄水前蓄水后滑坡西侧I-I′22.03910.50.810.80偏低22.029151.051.04基本合适22.05816.51.271.26偏高滑坡东部II-II22.03910.50.860.83偏低′22.029151.161.13基本合适22.05816.51.351.32偏高滑体东部临江次级滑体II-II前部22.03910.50.960.83偏低′22.029151.191.08基本合适22.05816.51.421.32偏高表3勘测期间茅坪滑坡稳定性计算成果表Table3ResultsofstabilityanalysisofMaopinglandslidewithSarmamethod在上述计算成果的基础上,勘测期间的分析评价结论为:水库蓄水前滑坡基本稳定,但东侧(II-II′剖面)滑体(Fs为1.16左右)较西侧(I-I′剖面)滑体(Fs为1.05左右)的稳定性要好,加之东侧滑体由于滑面向下游方向存在一个3～5°的视倾角而受到白岩岩壁的阻力较大;由于水库蓄水前滑体中后部的滑带主要位于地下水位以上而处于非饱和状态,滑带的力学参数应比计算所选择的饱和固结不排水剪试验值(即c=29kPa,φ=15°)高,因此,水库蓄水前滑体的Fs值应比计算的值(即1.05和1.16)要高。水库蓄水后,茅坪滑坡特别是西部滑体的稳定性将有较明显的降低,根据滑坡的形成历史过程和稳定性计算分析,西侧滑体将处于极限平衡状态(其中Fs为1.03左右),而东侧滑体将相对较稳定(其中Fs值为1.13左右),因此水库蓄水后,西侧5水库蓄水后滑坡的变形特征水库自1993年4月蓄水后,滑坡前缘茅坪街平台地面及房屋开始出现裂缝和下沉错位。1994年,随着前缘变形继续发展,滑坡中部地面及房屋开始 20JournalofEngineeringGeology工程地质学报200311(1)出现裂缝,钻孔中形成了明显的滑动面(表4和图4),且中前部滑体基本上顺主滑带滑动。1995年雨季,除前缘外,中部裂缝继续延伸扩展,且在西侧出现了长度近500m近南北向的纵向剪裂缝,最宽达60cm,致使滑体上的水稻田不能储水。从1996年至今,滑坡一直处于持续变形之中。至2001年9月,滑体上测点的最大累积水平位移达2100mm,垂直位移达415mm。地表各测点的累积位移及位移过程线分别见表5和图5。表5茅坪滑坡各监测点累计位移值表Table5Accumulativedisplacementofobservationsilesonthelandslide点号X(主滑)方向水平位移(mm)Y方向水平位移垂直位移ΠmmEJ82100415143EJ9143037326EJ10964216179EJ1187028783EJ121105364523EJ1380132970EJ1498151EJ151787102表4滑体复活滑动面与滑带对照表Table4Locationsoforiginalslidingzoneandreactivatedslipplane孔号钻孔位置滑带位置(孔深)复活时滑动面位置(孔深)1滑坡前缘62.02～68.69m(主滑带)68.69～73.29(下伏垫层-碎块石土)63.0～64.5m2滑坡中前部27.6～36.39m31m3滑坡中前部50～57.8m47.0m4滑坡中后部39～44.75(主滑带)44.75～49.75m(下伏垫层-碎石土)46～48.5m(沿滑带下部的碎石垫层滑动)5.1库水位变化对滑体变形影响显著根据观测资料,滑坡的变形对库水位的大幅下降反应明显,而对库水位的骤升反应相对迟缓一些(图6)。如1995年5月中旬,由于滑坡区发生了较大的降雨,且旬降雨量达136.0mm,5月19日库水位从170m骤升到192m,滑坡的位移有明显增加,4月29日至7月12日间的观测资料显示,此间滑坡发生的最大位移量为76.5mm,月平均位移为30.6mm;而当库水位在7月初骤降下十余米时,滑坡发生急剧变形,7月12日至8月25日的观测资料显示,此间滑坡发生的最大位移量为158.5mm,月平均位移达106mm之多,滑移速率为历年之最。1998年雨季,随着清江流域普降暴雨,库水位陡增到历史最高水位,造成滑坡变形又进一步加剧。值得说明的是,滑坡在经历了1995年雨季库水位的陡涨陡落后,虽然以后库水位曾发生过多次较快的涨落,但滑体并没有发生象1995年雨季那样的剧滑现象。5.2降雨对滑体变形的影响作用明显增强图4滑坡钻孔倾斜俯位移-深度曲线Fig.4Displacementversusdepthcurvesfrominclinometers水库蓄水前,滑坡区的各种强度的暴雨对滑坡整体稳定性影响不明显,仅滑坡前缘有小规模的变形和坍塌现象。水库蓄水后,降雨对滑体变形影响作用明显增强。如1996年7月上旬暴雨期间,滑坡后缘地表裂缝由数厘米加宽到30cm,11月上旬连续一周大雨后,裂缝又增宽至60cm。1997年7月上旬暴雨后,前缘发生塌方,滑体中出现新的裂缝,滑体由局部变形发展为整体变形。1998年6～8月清江流域普降暴雨,库水位达到历史最高水位,滑体中裂 严福章等:清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发展趋势研究21缝进一步扩大。5.3滑体的变形具有明显的不均一性西侧(上游侧)滑体的变形速率和变形量明显大于东侧(下游侧)主堆积体,而且东侧滑体中部靠近4#孔附近的位移矢量也指向西侧滑移体且与西侧滑体变形基本同步。据观测资料,位于西侧的8、9号观测点的累积位移最大,分别为2100mm和1478mm。东侧堆积体的位移量侧相对较小,其中14、10号测点的累积位移分别为982mm和988mm。这与前述稳定性分析是一致的。图5滑坡各监测点平面位移过程线Fig.5Curveofhorizontaldisplacementofbenchmarkswithtime图6滑坡位移与降雨量、库水位关系曲线Fig.6Comparisonbetweenhorizontaldisplacement,rainfallandreservoirwaterlevel6水库诱发滑坡变形的机理分析6.1水库蓄水是滑坡复活的诱发因素水库对滑坡的诱发作用主要表现在两个方面:一是水库蓄水造成的材料力学效应:水库蓄水后,前缘180m长的平缓段(一级平台)有近3Π4的松散堆积体位于库水位以下,使得这部分物质由干燥(或非饱和)状态变成饱和状态,饱和产生的效应主要体现在凝聚力和内摩擦角降低。根据稳定性计算及形变场的数值模拟,容重的改变所产生的效应可以忽略不计,而且饱和容重与天然(非饱和)容重相差并不太多。实验室研究揭示,摩擦角随含水量的变化相对较为迟钝,由非饱和到饱和状态,降幅多在10%～15%。然而,由物理吸附力丧失造成的凝聚力降低则十分明显。因此,处于饱水状态的松散堆积体随着强度的降低而发生塑性变形。对于滑带来 22JournalofEngineeringGeology工程地质学报200311(1)说,由于前缘滑带在天然状态下大多位于地下水位以下,处于饱和状态,所以水库蓄水本身对滑带的直接影响不大,但当滑体上部的松散碎石土发生塑性变形时,带动下部滑带的重新滑动,滑带的静摩擦强度变成动摩擦强度而进一步降低,从而沿滑带产生蠕滑。随着受库水直接影响的前缘滑体的稳定性降低和蠕滑,造成滑坡内部应力调整而发生整体变形和蠕滑。二是水库蓄水产生的水力学效应:当库水位从坡脚逐渐上涨时,滑坡的稳定性表现为首先下降然后再逐渐上升;但当水库水位发生骤降时,由于滑带中下部透水性较差,在滑体内产生一定的剩余孔隙水压力,造成滑坡的稳定性进一步降低,从而发生剧滑。三是滑带的应变软化效应:滑带在长期上覆荷形的积累,抗剪强度会逐渐由峰值强度降低到残余强度,这种滑带强度随应变软化的现象曾在李家峡电站上游的滑坡的治理研究中得到了系统研究。6.2降雨加剧了滑坡的变形在天然状态下,降雨大多通过滑体内地表冲沟而排入江中,渗入滑体内的雨水相对较少。但当滑体产生变形和裂缝后,降雨沿滑体裂缝的入渗量明显增强,一方面在坡体内形成了较高的孔隙水动、静水压力和使土石体饱和,增加了滑体的下滑力;另一方面降低了滑带及滑体的力学强度,从而反过来加剧了滑体的变形。这就是为什么水库蓄水前降雨对滑体的稳定性影响不明显,而在水库蓄水后降雨的作用则明显增加的原因。水库蓄水及降雨对滑坡的影响过程见图7载的作用下,具有与超固结土相似的特征。随着变图7水库蓄水及降雨对滑坡变形影响过程示意图Fig.7Theprocessofeffectofreservoirimpoundingandrainfallonland-slidedeformation7滑坡的变形发展趋势预测根据滑坡变形的分布特征和稳定性分析,滑坡的变形具有明显的不均一性。西部滑体(Ⅰ-Ⅰ′剖面)的位移量较大且安全系数Fs相对较低(为1.03左右),而东部滑体(Ⅱ-Ⅱ′剖面)的变形量相对较小且其安全系数Fs相对较高(为1.13左右),加之东测滑体由于向下游方向存在3～5°视倾角而受到白岩岩壁的侧向阻力较大,因此茅坪滑坡发生整体失稳的可能性较小。从滑坡位移的过程分析,自水库蓄水后滑坡发 严福章等:清江隔河岩水库蓄水后茅坪滑坡的变形机理及其发展趋势研究23生变形以来,滑坡的变形发展过程(图8)经历了三个阶段:(1)1993年水库开始蓄水～1995年5月,为缓慢的等速变形阶段,滑体平均月变形速率为3～6mm;(2)1995年5月～1996年11月,为加速变形阶段,滑体的平均月变形速率为16.2～42.1mm;图8滑坡位移发展趋势预测分析曲线Fig.8Predictionofdisplacementtendencyofthelandslide(3)1996年11月～2001年9月,为减速变形阶段,滑体平均月变形率为7.4～19.4mm,其中1996年10月～99年4月平均月变形速率为8.9～24.6mm,1999年4月至2001年9月平均月变形速率为5.8～14.3mm。虽然滑坡现仍有变形,但其变形呈逐渐衰减的趋势。从这些分析可以看出,滑坡的变形过程具有明显的粘滑特点,即滑坡在变形初期,以缓慢的蠕滑和应变能的逐渐积累为特点;中期在暴雨、库水位骤降等突发因素的作用下,滑坡发生急剧变形,应变能得以释放;随着滑坡积累的应变能的释放,滑体又进入缓慢的蠕滑阶段,由于滑体物质的固结作用,滑坡的滑移速率呈衰减之势。自水库运行以来,滑坡基本上已经经历了最大暴雨和最大库水位变动及其最不利的组合。从库水位分析,1998年洪水期由于清江流域普降暴雨,加上长江洪峰错峰的需要,库水位达到超正常设计水位近2.39m,即203.9m,将来基本不会出现如此高的库水位;从降雨量分析,1995年6月旬降雨量达到136mm,为近十年来的最大,将来超过如此大的降雨量的机率很小;从水库水位变动分析,自水库运行以来,库水位最大月上升速率达16m(1995年5～7月),最大下降速率达17m(1995年8月),最大水位变幅为30m,根据水库调度的特点,将来水库水位变动超过这种变幅的可能性不大。因此,滑坡将来经历这种不利工况组合的可能性不大。从河床的结构特点分析,由于库水位以下河谷宽度较小(宽50～200m),因此,随着滑坡前缘崩塌物质不断堆积于河床,造成滑坡前缘河床抬高,反过来给滑坡施加了一个反推力,有利于滑坡稳定,这可能也是滑坡滑移速率衰减原因之一。综合滑坡的地质特点、河床的结构特征及现状的变形特征分析,水库蓄水后,茅坪滑坡由于应力调整而发生变形,且其变形受暴雨和库水位影响而波动,总体上为缓慢的蠕滑变形,后期滑移速率呈衰减之势,有趋于稳定的可能,但要达到完全稳定仍需较长的时间过程。虽不能完全排除在突发大暴雨和库水位大幅度骤降的不利组合情况下滑坡重新发生加速蠕变的可能,但从滑坡所经历的暴雨和库水位变动历史分析,滑坡产生高速滑移和整体失稳的可能性不大。8结语茅坪滑坡为一基岩古滑坡,是岸坡岩体经过多次顺层滑动后顺坡堆积而成,并在后期发生过多次次一级的座落滑动。前期勘测研究及分析计算工作表明:水库蓄水前,茅坪滑坡基本稳定,仅前缘局部有小型变形和坍塌现象,且东侧滑体(以II-II′剖面为代表)较西测滑体稳定性要好;水库蓄水后,西侧滑体将处于极限平衡状态,而东侧滑体将基本稳定,因此水库发生整体失稳的可能性较小。水库蓄水后滑坡的变形特征表明勘测期间的分析结论基本是合适的。 24JournalofEngineeringGeology工程地质学报200311(1)水库蓄水后滑坡发生了持续的缓慢滑移,其根本原因是水库蓄水产生的材料力学效应和水力学效应综合作用的结果,其次是滑体发生变形后,滑带抗剪强度随变形而降低的应变软化作用。库水位的骤升特别是骤降对滑坡变形影响显著,暴雨对滑坡变形的影响比水库蓄水前明显增强。滑坡的变形具有明显的不均一性,其中西侧滑体的变形量大,而东侧滑体的变形量明显要小得多。从滑坡变形的过程分析,滑坡总体上为缓慢的蠕滑变形,后期滑移速率呈衰减之势,有趋于稳定的可能,但要达到完全稳定仍需较长的时间。但也不排除在突发暴雨和库水位大幅度骤升骤降的情况下滑坡重新发生加速蠕变的可能。滑坡发生整体失稳和高速滑移的可能性不大,滑坡失稳对大坝不会造成危害,但对航运有一定影响。因此现阶段仍应以加强监测为主,并采取一定的措施作好滑坡地表排水,尽量减少滑体的地表水入渗量,同时也应尽量避免库水位的骤升特别是骤降对滑体稳定的不利影响。为控制滑坡蠕滑的进一步发展,必要时可从西侧溪沟壁沿滑带以下的岩体的开挖排水平硐,以增加滑坡的稳定性。参考文献[1]蔡耀军,崔政权,R.Cojean.水库诱发岸坡变形失稳的机理.第六次全国岩石力学与工程学会大会论文集[C],北京:中国科学技术出版社,2000,618～622.CaiYaojun,CuiZhengquan,CojeanRoger.Mechanismofdeforma2tionandinstabilityofbankslopeofreservoir.Proceedingsofthe6thSymposiumonRockMechanicsandEngineering[C].Beijing:ChinesePressofScienceandTechnology,2000,618～622.[2]CAIYaojun.Analyseetmodelisationdemouvementdeversantde2clenchesparlepland′eaud′uneretenuedebarrage[M].Paris:ENSMP,2000.[3]李树森,聂德新.溃屈型滑坡大位移分析及预测[J].工程地质学报,2000,8(增刊):62～65LiShusheng,NieDexin.Analysisandpredictionoflargedisplacementofflexuraltypeslide.J.EngineeringGeology2000,8(Suppl.),62～65.[4]曹淑良,油新华.降雨诱发滑坡的作用机理及其预测预报[J].工程地质学报,2000,8(增刊):104～106CaoShoulian,YouXinhua.Mechanismandpredictionofreservoirin2ducedlandslides.J.EngineeringGeology2000,8(Suppl.),104～106,[5]马水山,张保军,李端友.清江库岸滑坡位移曲线及变形趋势研究[J].人民长江,1995,26(12):38～42MaShuishan,ZhangBaojun,LiDanyou,1995.DisplacementcurvesanddeformationtendencyoflandslidesonbothbanksofQingjiangGe2heyanReservoir.J.People′sYangtze1995,26(12):38～42.[6]韩爱果等.大型滑坡滑带土剪切流变特性研究[J].工程地质学报,2000,8(增刊):345～348HanAiguo.Studyofshearrheologicbehaviorofslidingsoiloflargelandsides.J.EngineeringGeology2000,8(Suppl.):345-348.[7]张倬元,王士天,王兰生.工程地质分析原理[M].北京:地质出版社,1994,308～377.ZhangZuoyuan,WangSitian,WangNansheng.PrinciplesofEngineer2ingGeology.GeologicPress,Beijing:1994,308～377.[8]严福章,徐瑞春.湖北清江隔河岩水库蓄水后古滑坡的表现特征[A].第六次全国岩石力学与工程学会大会论文集[C],543～546YanFuzhang,XuRuichun.DeformationbehaviorofancientlandslidesonQingjiangRiverafterimpoundmentofthereservoir.Proceedingsofthe6thSymposiumonRockMechanicsandEngineering[C].Beijing:ChinesePressofScienceandTechnology,2000.10,543～546.[9]薛果夫,吕贵芳,任江.新滩滑坡研究.中国典型滑坡[M].北京:科学出版社,1988,200～210.XueGuofu.FormationanddevelopmentpredictionofXintanlandslide.Beijing:SciencesPress,1988.200～210.