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第一章绪论1.1选题背景及研究意义1.1.1选题背景具有一定规模的岩土体发生以水平分量为主的斜坡移动现象称为滑坡，通常滑动依附于岩土体内部软弱结构面或者结构带，滑坡地质灾害在全球范围内发生次数多且分布广泛，这些特点加上发生频率高使其成为泥石流、地震等众多地质灾害中的一个重要种类。我国是个滑坡多发国家，同济大学桑凯研究显示[1]：根据中国地质环境信息网、中国风险网、中国及邻区地应力和地质灾害数据库查询系统等数据资料，我国平均每年发生滑坡和泥石流地质灾害2万余起、伤亡1千余人、受灾人口90多万，直接经济损失20-60亿元，在地域分布上，大部分北方地区，例如西藏，内蒙古，黑龙江，新疆等地区发生滑坡的数量很少，而在四川，甘肃以及江浙一带的南方，则发生滑坡次数较多，这其中又以秦巴山一带的数量最多，滑坡灾害发生最为严重。自从改革开放以来，我国经济建设走上了快车道，发展迅速，在发展过程中，自然规划和建设了很多水利水电工程，例如葛洲坝工程、三峡工程等。在滑坡灾害多发区，工程建设场地的地质条件复杂，随着项目的实施和水库的运行，往往会加剧和引发新的滑坡地质灾害。库岸滑坡的形成，是漫长地质历史过程中内外营力相互作用的产物，而人类工程的建设及库水位的周期性调度加剧了库岸滑坡原有的演化进程，使其演化特征更为突出，演化信息更为明显。因此，如何准确把握库岸滑坡在水库运营期间的长期蠕变变形机制及稳定性演化动态，便成了一个亟待深入研究的重要课题，其研究成果将为库区工程的顺利建设和安全运行提供分析依据，具有重要的研究价值和意义。1.1.2研究意义大中型水库正常蓄水位的选择，水位的升降等往往牵扯到技术、经济、社会、政治、自然环境等多个方面，需要全面考虑、反复论证。一般的考虑原则包括①根据兴利的需要；②考虑淹没情况；③考虑地形地质条件；④考虑上下游已建和拟建水库水利枢纽情况等，而当库岸存在滑坡、尤其是滑坡范围内有人居住时，滑坡的稳定性也就成了重要的考虑因素。本次研究工作具有三个方面的意义。第一：通过对库水位下降阶段地下水浸润线和滑坡稳定性的分析，进一步了解滑坡稳定性与库水位下降的响应关系。第二：了解在水位下降过程中，若在中间某水位稳定运行一段时间后（以及该时间的长短）再下降至最低水位，对滑坡稳定性有什么样的影响。第三：通过本次研究为水库水位的调整和调度提供参考。1.2国内外研究现状1.2.1水库水位的变化对库岸滑坡稳定性的影响研究现状水库运营的过程中，库水位有规律地周期性变化，必然会影响水库影响范围内库岸滑坡的稳定性，各种类型的滑坡也是水库沿岸主要的地质灾害类型，廖红建等[32]（2005）以三峡库区为研究背景，发现库岸滑坡稳定性变化特征和趋势与其坡体的渗透系数有很大的相关性，同时库水位下降速度对安全系数的大小也有一定的影响。杨超[3]（2009）研究了库岸滑坡的水岩相互作用，从定性的角度分析了随着库水位的升降变化，滑坡的变形和失稳机理，并在分析滑坡渗流时，使用了渗流理论。刘广宁[4]（2011），鲁莎[5]（2017）,MinXia等[6]（2015），DeyingLi等[7]（2019）通过监测与数值计算认为，库水位升降在一些时间段是滑坡变形加剧的主导因素，滑坡稳定性会随着库水位的变化呈现周期性变化，并且降雨对滑坡变形的影响表现出一定的滞后效应，滞后期一般为7～15d。王力等[8]（2012）通过计算分析认为，水库水位的上升和下降对非饱和的土质滑坡稳定性有较大影响。张岩等[9]（2016），宋亮[10]（2017）通过数值计算，得出水库水位下降时对滑坡稳定性影响较大，尤其是水库水位骤降时，会造成安全系数急速下降。李纯[11]（2018）通过数值模拟实现了库水位和滑带土流变特性对滑坡变形的综合影响分析,对滑坡长期变形特征和失稳机制进行了讨论。PariseM[12]（1999）将航空资料的分析运用到了滑坡变化的分析当中。LiZH[13]（2012）使用物理模型试验对渗流进行研究，认为坡前水位降落引起的坡内外孔隙水压力差是导致边坡失稳的主要力学机制。唐晓松等[14]（2013）将水平位移陡升段(加速段)和水平方向的夹角引入到滑坡临滑状态的预报当中，为滑坡预报提供了新的思路。李原宝等[15]（2016）发现在极端降雨条件下四方碑滑坡稳定性的库水位降速阀值最小为2.6m/d，对四方碑滑坡来说适当增大三峡库区非汛期水位日降幅是可行的。GuanhuaSun等[16]（2017）研究了某滑坡体的地质条件，建立了滑坡区地下水作用下的水动力压力表达式和滑动面上水动力压力作用下的法向应力表达式。LiYuanyao等[17]（2017）开发了基于网络的滑坡位移实时自动监测系统，提出了离散小波变换(DWT)方法来评估GPS监测位移的准确性。DongMingGu等[18]（2017）认为变形被是受水库水位的控制，而降水的影响较小。在季节性上，斜坡运动有一个非常独特的模式。BeibeiYang等[19]（2017）通过监测数据，发现滑坡稳定性的年际变化与水库水位的变化趋于一致。最低安全系数发生在水位下降期间。JavedIqbal等[20]（2018）从预剪切滑动面的微观结构出发，通过微观结构分析认为，粘土矿物在微观尺度上对下坡运动有贡献，膨胀矿物(如蒙脱石)的存在使土壤强度因水位上升而下降。Shi-LinLuo等[21]（2019）研究了某古滑坡可能的运动学响应和相应的触发机制，发现一个高于海平面160米的RWL被认为是开始加速运动的关键水位。运动模式主要是向后退的，位移速度向脚趾方向增加。在数值模拟研究方法上，对于二维模型和三维模型所得到结果的差异，也有前人做了研究，Vassallo等[22]（2015）发现三维模型得到的孔隙水压力分布在数值和时间趋势上与二维模型得到的孔隙水压力分布有显著差异。李元伟[23]（2017）对雷家坪滑坡进行了研究，并且建了三个模型，分别为二维模型，准三维模型和真三维模型，并对其塑性区，位移场等进行了研究，发现因三维模拟反映了滑坡实际地形，故其计算结果与实际最接近且对库水位的波动变化响应最明显，并且三维模拟中施加了端部效应，所得结果与二维模拟和准三维模拟相比变形最小、稳定性最好，在数值模拟方面最大程度节约了不必要的工程预算。1.2.2滑坡蠕变研究现状对于滑坡的蠕变变形，前人已经做了很多研究工作，在基础理论研究层面，E.Π.叶米里扬诺娃等[24](1986)认为处于蠕变阶段的滑坡，由于外界因素作用，剪应力增大，滑体中存在一个塑态区的连续带，在这个连续带发生变形的过程中，会影响其上部岩土体，是的滑坡上部的张拉裂隙不断向下发展，最终于这个连续带贯通，形成连续的滑动面。王文星等[25]（1996）对四个取自雾江滑坡滑动面的式样进行了试验研究，在回归分析的基础上，得出了该粘土具体的蠕变函数方程。的并根据遗传蠕变理论对试验结果进行回归分析，最后求出了该粘土的积分蠕变方程的具体核函数形式。YSasaki等[26]（2000）通过对筑波山北侧河谷坡和河谷侧坡的地面倾斜运动、含水量和降雨量的测定，阐明了土壤蠕变在泥石流形成过程中的作用，认为土壤蠕变似乎把大部分的碎片带到了泥石流形成区，那里将会发生泥石流，所以土壤蠕变是未来泥石流形成的基础，也是泥石流循环的主导。ChunjieYAN等[27]（2000）利用扫描电子显微镜(SEM)和x射线衍射仪(XRD)分析了三峡库区多处滑坡滑带土的矿物组成、含量和表面微观结构，得出结论：所有的矿物组合在这些滑坡中都是相似的，滑带土中存在两种表层微结构，即线性划痕和弧形划痕。通过对滑坡微观结构变化的分析，可以获得滑坡运动的次数、方向和阶段等信息，并得出了丝状体存在的结论。GeeraltvanHam等[28]（2006）用粘塑性材料定律描述了粘性土的力学行为，即蠕变和松弛效应，对一个蠕变边坡进行了数值模拟，所得到的数值分析的结果与实际测量的结果具有很高的一致性。这表明，尽管边界条件大大简化，地下数据(如密度)的可用性有限，粘塑性定律仍是预测蠕变运动的一个有效的工具。MansourM.F等[29]（2011）收集了50多例慢载玻片，介绍了运动触发点的统计数据、位移测量方法、破裂面形成的材料和易损设施的类型。结果表明，城市聚落、公路、桥梁、大坝的破坏程度与滑动速度或累积位移有关，在遭受严重破坏之前，建筑物和住宅可能比其他设施承受更高的滑动速度和总位移。DeepakR.Bhat等[30]（2013）改进了扭环剪切仪，以了解典型粘性土的蠕变位移行为，利用新的装置，他们提出了剩余状态蠕变破坏预测曲线，为今后蠕变滑坡的破坏时间和位移预测提供了依据。LiangchaoZou等[31]（2013）对于非饱和土的模型参数与基质吸力的关系进行了试验研究，得出了修正后的Burgers蠕变模型。胡新丽等[32]（2014）针对三峡库区马家沟滑坡滑体粗粒土开展了三轴蠕变试验，结果表明滑体粗粒土具有明显的非线性蠕变特征，蠕变过程可分为减速蠕变和匀速蠕变2个阶段，围压和应力水平对蠕变速率和蠕变阶段划分有重要影响。HuimingTang等[33]（2015）通过来自现场监测系统的数据发现，水库水位的快速变化对滑坡稳定性的影响是水库管理中必须考虑的问题。刘清秉等[34]（2017）针对三峡库区黄土坡滑坡原状滑带土开展环剪试验，认为滑带土的蠕变速率与剪切应力比RCSR（蠕变剪切应力与残余强度的比值）呈正相关变化，此外，滑带土蠕变速率受固结时间影响，蠕变速率随固结时间增加而减小，随着估计时间越来越长，剪切位移逐渐增加，滑带土的抗剪强度会有一定程度的恢复。滑坡沿着诸如软弱夹层等软弱面发生的蠕变变形，对于工程实际来说，有着重要的影响，常用的试验方法有蠕变试验，室外大型环检试验，室内剪切试验等，很多学者研究了大量的工程案例，也在此基础上提出了一些防治措施。杜长学[35]（1998）基于工程实际，认为滑坡蠕动变形的显著特征是一系列有规律分布的张、剪性裂隙，软弱夹层是形成潜在主滑面的破坏优势面。张鲁新等[36]（1999）以东荣河滑坡为例，利用现场勘测、滑坡监测及室内试验结果，分析了蠕动型滑坡成因，认为除地质条件外，坡体材料蠕变性以及外界因素(例如雨水浸入)加剧其蠕变性是蠕动滑坡形成的重要原因。骆银辉等[37]2003通过对云南省内红层岩土工程特性的初步研究以及在红层地区的工程建设实践,论述了红层边坡变形破坏对工程建设的主要危害为滑坡危害和蠕变危害。王琛等[38]（2003）进行了泄滩滑坡体滑动带上的三轴排水蠕变试验研究，分别给出了排水条件下粘性土的Singh-mitchell蠕变方程和Mesri蠕变模型。对相对成熟的蠕变模型或蠕变理论进行改良。王洪兴等[,39]（2004）对小浪底库区的庙上北滑坡进行了研究，分析了其滑带土中的黏土矿物，研究表明，在水的不断升降作用下，滑带土中的黏土矿物不断膨胀收缩，导致滑带土的抗剪强度持续下降，对滑坡稳定性有着不良的影响。袁从华等[40]（2006）研究了朝阳坡滑坡，该滑坡由平缓的红砂岩形成，分析认为该红砂岩滑坡发生的外部原因是当地强烈的降雨条件，内部原因则是红砂岩层中存在的软弱夹层以及软弱夹层的临空。王维旱等[41]（2007）研究了西南某大型水电站左岸坝肩边坡，其分布有多层二叠系凝灰岩软弱夹层，其中对该边坡稳定性影响最大的是标记为A3的软弱夹层，认为A3可能构成该边坡的潜在的滑动面,对该边坡的稳定性影响很大。CojeanR等[,42]（2011）通过对黄土坡滑坡的分析，强调了数值模拟对研究逐渐被淹没的边坡的作用，并设计了相应的加固或排水系统。Y.R.Li等[43]（2013）利用大型环剪仪对3个大型滑坡的27个滑带土试件进行了0.1、1和10mm/s三种剪切速率的试验。得出了残余强度和塑性指数、液限、粒子对称性等的关系。赵亚文[44]（2018）以上河村花花岩组滑坡的坡体组成物质为研究对象，研究堆积体滑坡的蠕变特性,建立适用于该堆积体滑坡的蠕变模型，分析了滑坡坡体组成物质的长期强度变化规律,并将蠕变模型参数代入FLAC3D软件中进行数值模拟,对滑坡的长期稳定性进行了评估。对于蠕变变形研究来说，目前的岩土体宏观本构模型大体可分为四大类：经验模型、元件模型、半经验半理论模型、屈服面模型等。常见的例如Singh-Mitchell模型，Mesri模型等经验模型，以及Maxwell模型，Burgers模型，Kelvin模型等原件模型。由于在工作和科研中，数值模拟越来越真实和普及，相比于其他几个模型，元件模型用弹性元件（弹簧）、塑性元件（滑块）和粘性元件（粘壶）来模拟，通过元件之间的串联和并联来描述土体的蠕变性质。基于元件建立的本构模型不仅形象、而且直观、易懂，能清楚地将复杂的蠕变问题表现出来，有助于分别认识变形的弹性部分、塑性部分和粘性部分。因此，元件模型在目前本构模型研究中应用较广，尤其是在数值模拟软件中。1.2.3边坡三维模拟研究现状近年来，随着科学技术的不断发展，计算机技术突飞猛进，使得使用计算机的仿真和模拟技术也快速发展，使用计算机仿真与模拟技术对岩土工程进行分析，已经是岩土工程领域内常见的做法。由美国Itasca公司研发的三维有限差分软件Flac3D是其上一代产品flac2D软件的扩展，目前已发展到6.0版本，在岩体工程领域应用广泛，在模拟大变形以及缓慢失稳和破坏等情况有比较好的效果。但是，对于建立复杂的真三维地质模型来说，FLAC3D软件依然存在很大不足：①FLAC3D软件的操作几乎全部采用命令流，很少能使用交互式操作，建立模型的过程不能直观显示；②当需要建立的地质模型表面变化复杂，地层变化多样时，需要对各个边界数据进行控制，命令数量大，出错不易查出；③建立复杂模型时要花费大量时间才能使模型与实际较吻合。对于模型的网格划分，复杂三维地质模型的网格划分需要借助其他前处理软件，如ANSYS等进行，FLAC3D5.0以前，甚至无法对导入自别的前处理软件的模型的网格进行加密等操作，6.0版本实现了对复杂三维模型的网格进行二次编辑，例如网格加密或者使其变得更加稀疏等操作，在网格编辑层面实现了一定的改进。基于上述特点，使用其他软件进行三维地质建模前处理就成了常用的做法。对复杂地形中高陡、直立边坡的地形测量及三维建模一直是地质工作者面临的难题，廖秋林、曾钱帮、刘彤等[45]（2005）采用VisualBasic语言编写了FLAC3D-ANSYS接口程序,实现了FLAC3D软件建模的直观、快速和自动化；董鹏、李长洪[46]（2007）根据FLAC和ANSYS单元模型的不同，讨论了将模型在两种软件中互相转换的问题，从而充分发挥了FLAC在在岩土工程中求解问题的优越性。刘秀军、邵国波、魏群等[47-52]（2004-2014）使用GOCAD建模软件，对复杂地形和地质条件下三维地质模型的建立进行了探讨和研究。王明，李丽慧等[53]（2019）利用低空无人机精确摄影技术，结合GeomagicStudio强大的点云数据处理功能以及南方CASS的地形图成图功能对边坡进行快速成图，建立CAD三维曲面模型，并利用Hypermesh划分网格，最后导入FLAC3D进行计算；Chen等[54]（2019）提出一种无人机倾斜测量技术，通过无人机超低空飞行采集数据，建立三维空间模型，提取危岩体的技术参数，该方法对危岩体的勘察评价来说，具有重要价值。在以上这些方法中，ANSYS由于命令较为复杂和繁琐，没有简洁的人机交互界面，使用的人越来越少；由法国Nancy大学开发的地质建模软件GOCAD，提供了23种建模对象，16个工作流，可以快速的实现人机交互式构造建模、储层网格建模、模型剖分及地质属性分析，支持目前几乎所有图形软件，提供的DSI插值方法解决了地质数据具有不连续性、不确定性，以及不同来源或类型的数据可信度不同的问题，逐渐成为目前主流的三维建模软件。新型的，利用无人机航拍技术进行三维建模的方式，虽然这种建模方式在地表模型精度，对高危岩体模型数据采集的便捷程度等方面存在优势，但是在地下地质体模型建立中，仍然无法代替常规的钻探、物探等技术手段。从前人的研究情况以及成果可以看出，库水位的升降影响库岸滑坡的地下水渗流场，进而对滑坡的稳定性产生重要影响，因此开展滑坡渗流分析是稳定性评价的基础工作和前提；鉴于三维几何建模和计算过程的复杂性，目前关于滑坡稳定性和变形的研究多以二维和准三维为主，并且集中在库水位升降过程中，而对库水位以什么样的方式下降（例如连续下降，或者下降过程中在某一中间水位停留等）对降至最低水位后滑坡的稳定性有利，则研究较少，因此论文以二维和三维建模为基础，采用二维与三维结合起来评价的方式，开展对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体在库水位下降方式不同时的稳定性和变形特征的研究。1.3主要研究内容与技术路线1.3.1主要研究内容（2）不同维度计算模型的建立：准确的建立地质模型，是后续数值模拟分析的基础。依据黄土坡临江Ⅰ号滑坡的地表和地下地质体的勘察数据，依据主滑面建立二维模型，按照实际地形建立三维模型，为后续分析做好准备。（2）不同工况下滑坡渗流场分析随着三峡库区的库水位不断升降，黄土坡临江Ⅰ号崩滑体的地下水渗流场也会随着库水位的升降而发生周期性的变化，这种变化会对滑坡的稳定性产生影响。论文在5种工况下对滑坡渗流场进行模拟，得出不同的地下水位浸润线，分析了地下水位浸润线变化的规律和原因，为下一步二维稳定性分析和三维变形分析做好准备。（3）不同工况下滑坡二维稳定性分析为了研究滑坡在5种工况下的稳定性变化情况以及稳定性系数与地下水渗流场的关系，在上一步渗流分析的基础上，设置合理的计算参数，对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体进行二维数值模拟，得到不同工况下的，随着时间变化的滑坡稳定性系数，综合对比分析5种工况下滑坡稳定性变化情况。（4）不同工况下滑坡三维变形分析以三维模型和渗流分析得到的地下水浸润线为基础，选择适当的蠕变模型，设置合理的计算参数，将渗流计算与固体力学计算耦合，对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体进行三维变形分析，进一步研究了不同工况下滑坡变形和稳定性变化情况，也反向验证了二维稳定性计算所得出的结论。1.3.2技术路线本文的技术路线如图1.1所示，主要包括：（1）黄土坡临江Ⅰ号崩滑体变形特征分析收集黄土坡临江Ⅰ号崩滑体基础地质资料，包括地形地貌、地质构造、地层岩性等、收集各种监测资料，包括地下水位、库水位变化，地表位移、深部位移以及降雨资料。（2）建立黄土坡临江Ⅰ号崩滑体二维和三维模型在第一步收集资料的基础上，使用2-2’剖面建立二维模型，使用7条剖面加钻孔点、等高线等建立黄土坡临江Ⅰ号崩滑体的真三维模型，为下一步模拟计算和分析做好准备。（3）黄土坡临江Ⅰ号崩滑体坡渗流场分析结合黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地质结构，利用库水位变化、降雨的统计资料以及地下水位数据，建立黄土坡临江Ⅰ号崩滑体渗流模型，划分5种工况，使用Geostudio软件的SEEP/W分析模块，分别对5种工况进行库水位变化+降雨条件下的渗流模拟，得到各个工况下每一天的地下水浸润线，分析地下水位浸润线的变化和库水位、降雨的相关性。（4）黄土坡临江Ⅰ号崩滑体二维稳定性分析在渗流分析的基础上，根据黄土坡临江Ⅰ号崩滑体物质结构与组成，选取合理的材料物理力学参数，建立二维的滑坡稳定性计算模型，使用Geostudio软件的SLOPE/W分析模块，对滑坡进行稳定性计算，得到5种工况对滑坡稳定性的影响以及稳定性系数的变化规律，分析其产生的原因。（5）黄土坡临江Ⅰ号崩滑体三维变形分析基于渗流场的分析，每种工况选取1-2个关键节点的浸润线导入已经建立好的黄土坡临江Ⅰ号崩滑体三维模型中，在Flac3D中进行蠕变变形数值模拟，在主滑面上前后设置5个监测点，结合监测资料分析5种工况下滑坡变形的规律，同时，三维变形分析也是对第4部分滑坡二维稳定性分析结果的验证。图1.1技术路线第二章黄土坡滑坡区域地质环境黄土坡地区是巴东县新城区，是从东方向往西方向上的第一个小区，在它的东侧，距离老城区约2km，黄土坡地区在行政区划上，属于巴东县信陵镇。地理坐标东经110°23′，北纬31°02′。该小区总面积1.56km2，规划面积1.05km2，黄土坡滑坡区面积1.282km2，滑坡范围基本上覆盖了黄土坡小区全区。巴东县城地处长江黄金水道与“209”国道交叉点，陆路可直达恩施、宜昌，水路可直通宜昌、武汉、重庆，是鄂西地区客流和物流的中转站，交通便利。图2.1巴东县及黄土坡滑坡卫星影像图2.1地形地貌巴东县地形西侧高东侧低，从南向北起伏不断，自西向东呈狭长的形状。东西宽（最窄处）10.3千米，南北长（水平距）135千米，属于长江三峡中段西陵峡与巫峡之间的过渡地带，地表崎岖；地貌成因类型属构造侵蚀中低山峡谷区，在蓄水之前，山顶高程700～1230m，相对高差600～800m，山峦起伏，峡谷幽深，沟壑纵横，是典型的喀斯特地貌。最高海拔3005m，最大相对高差2938.2m。地表平均坡度28.6度，其中25度以上的高山占总面积的66%，地形以山地为主；37.09%为高山区（海拔1200m以上），33.07%为中山区（海拔800m-1200m）。长江在此段顺轴向近东西的官渡口复向斜核部偏南发育，流向自N80°E转S50°E，河谷横断面呈敞口较宽的“V”字型，江面宽300～600m。2.2地层岩性三迭系中统巴东组（T2b）的地层为海陆交互相碎屑岩，并沉积有少量的碳酸盐岩，时黄土坡地区出露的主要基岩地层，与嘉陵江组整合接触。巴东组（T2b）总厚度1256.84m，共分5个岩性段，滑坡范围内主要出露T2b2、T2b3两个岩性段，岩性特征见表2.1。表2.1黄土坡及相邻地层岩性表系统组段岩性分段厚度(m)三叠系中统巴东组(T2b2)第五段(T2b5)浅灰色微晶灰岩，灰白、灰黑色泥晶白云岩或夹泥岩，浅灰色白云质粉砂岩。21.52第四段(T2b4)灰质粉砂岩夹细砂岩、粉砂岩、泥岩，紫色，灰质泥岩夹灰绿色灰岩、微晶灰岩，紫红色灰质粉砂岩夹泥岩，紫红色灰质泥岩夹粉砂岩。354.50第三段上亚段(T2b3～2)浅灰绿色～蓝灰色厚层泥岩，黄绿、浅灰、蓝灰、黄灰、绿灰色中厚层泥灰岩，夹浅肉红色、褐黄色中厚～厚层泥质白云岩、浅灰色含生物碎屑粗晶灰岩。153.00第三段下亚段(T2b3～1)棕黄色、灰色白云岩，灰岩，中间夹有少量黄绿色钙质泥岩、深灰色中厚层～厚层泥灰岩。229.30第二段(T2b2)紫红色泥岩夹粉砂岩、紫红色含灰质结核粉砂岩、泥岩互层。418.87第一段(T2b1)灰绿色、黄绿、灰色灰质泥岩夹泥晶灰岩、白云岩、灰绿色石英砂岩。79.66下统嘉陵江组(T1j3)第三段薄层白云质灰岩、白云岩、灰岩夹角砾状灰岩。黄土坡地区的主要表面覆盖层为第四系松散堆积物，分布范围广，在二道沟到四道沟之间，海拔高程低于600m的地方均有分布。第四系松散堆积物按成因类型划分为崩坡积、滑坡堆积、残坡积、人工堆积等在高程600m以下二道沟至四道沟之间坡体上广泛分布着第四系地层的松散堆积物，它是该地区的主要浅层地层，按成因类型划分，主要有崩滑堆积、残坡积、崩坡积、滑坡堆积、人工堆积等。2.3地质构造及地震2.3.1区域地质构造黄土坡地区在区域构造上位于扬子地台川东坳陷褶皱束的东端，区域性褶皱主要为一系列向北西外凸近于平行展布的弧形褶皱，背斜多属紧闭背斜，局部有倒转现象，向斜为复式向斜，多沿主轴两侧呈平行斜列式展布。褶皱轴向自西向东由北东转为北东东，最后以近东西向嵌入秭归向斜中。次级构造处于轴向近东西的官渡口复向斜的东端南翼，南邻沙镇溪至百福坪背斜北翼，东临秭归向斜。临近黄土坡地区的主要区域性活动断裂有北北西向仙女山断裂，北北东向的新华断裂和齐岳山断裂。三大主干断裂，在测区附近呈汇而不交状态。巴东地区基本构造格局雏形形成于印支期，定型于燕山期，在喜马拉雅期又进一步得到了改造与加强。2.3.2黄土坡及其邻近地区地质构造（一）断裂黄土坡及邻近地区的断层按走向可分为近东西、近南北向、北东向及北西向断裂组。1、近东西向断裂黄土坡及其邻近地区内规模最大的断层为巴东断裂（F1），展布于测区南部，大致沿嘉陵江组（T1j）与巴东组（T2b）地层分界线呈近东西向延伸，地貌上呈现明显的线型沟谷低地。破碎带宽窄不一，最宽处位于滑坡区南东边缘209国道亩田湾段，宽约130m，主断面产状350°∠75°。构造岩以角砾岩、碎裂岩为主，其间夹有挤压透镜体。角砾成份复杂，源于T1j的灰岩、白云岩和T2b1的灰绿色钙质泥岩、紫红色泥岩角砾混杂，无分选，角砾形状不规则且棱角明显，见有大小不等的早期挤压扁豆体，杂乱分布于张性角砾岩中。早期（燕山期）在近南北向应力作用沿T1j3顶部逆冲，断距约160m，形成早期挤压扁豆体、顺层劈理及揉皱；晚期（据ESR测年值为30×104a，相当于中更新世中后期）具拉裂性质，充填大量张性混杂角砾岩，并包裹了早期的挤压透镜体。这一特点反应了本区大部分东西向断裂多期活动的特点。除此之外，黄土坡地区T2b3-2中厚—厚层泥质灰岩、泥灰岩地层中近东区向层间错动（顺层滑移、挤压）较发育，总体显示逆冲性质。四道沟屠宰场右侧泥灰岩见有数条宽0.2～1m挤压破碎带，泥灰岩角砾与灰黄色碎石土混杂，近层面处具挤压扁豆体，两盘岩层牵引现象显示上盘逆冲的顺扭性质。2、近南北向断裂近南北向断裂在区内仅于新码头江边一带见有一条规模较大的张扭性断裂，主断面产状N16°W/NE∠80°，破碎带宽15m，构造岩为张性角砾岩及方解石团块，两侧岩层牵引现象明显，近东西向陡倾劈理发育，系S—N向区域挤压构造应力作用的产物。3、北东和北西向断裂北东向断裂见有2条，北西向断裂见有3条，一般规模均较小，破碎带宽20～80cm，构造岩以碎裂岩、角砾岩为主，偶见有片状构造岩。北东组断裂显示早期压扭后期张扭的多期活动特性，北西组断裂主要显示张性构造特征，系S～N向区域挤压构造应力作用形成两组共轭结构面经后期改造的结果。（二）褶皱构造巴东县新城区主要的褶皱构造为呈近东西向展布的官渡口复向斜，向斜轴于黄土坡地区以西的凉水溪沟口延入长江，呈近东西向于黄土坡北部横穿而过。其核部地层除白岩沟口为T2b4外，大部为T2b3地层。向斜轴面向南倾斜，北翼地层倾角10～25°，南翼地层倾角20°～48°。黄土坡地区位于官渡口复向斜南翼，主要发育一系列与之平行的次级小褶皱。巴东组第三段（T2b3）中揉皱紧密的近东西向小褶曲甚为发育，层间挤压错动强烈，并伴随有糜棱岩化或碎裂岩化现象。沿轴向伴生的东西向近直立劈理密集发育，两翼及转折端张性裂隙发育。这类近东西向小褶曲在二道沟沟口、县医院南东侧、农机厂西四道沟一带表现极为明显，但一般规模不大，可见延伸长度多为100～250m。（三）节理裂隙区域内节理裂隙发育主要受控于区域构造格局，其方向基本上与本区断裂及褶皱轴面一致。1、近东西向裂隙组该组裂隙为本区裂隙主要发育方向，一般倾北，倾角65°～80°。裂隙间距小，多密集成带状，中薄层结构的泥质灰岩表现明显，密度可达50～100条/m，中厚层灰岩中裂隙密度仅为5～10条/m。裂隙延伸一般较短，一般长1～5m。裂隙主要发育于灰岩、泥质灰岩等硬脆性岩体中，多属压剪和张性，张性裂隙主要出现在褶皱转折部位，压剪裂隙则主要出现在褶皱两翼部位。2、近南北向裂隙组一般倾向东，倾角70°～80°，裂隙间距较大，但延伸长，一般5～20m，测区西侧白岩沟、大岩洞一带长达数百m，常沿裂面形成陡坎地形。黄土坡地区该组裂隙面成为沟谷的侧向控制边界，多属横张或横剪性质，横张裂隙多呈雁行式，且充填有方解石脉。3、北东及北西向裂隙组一般倾北东或北西，倾角50°～70°，裂面平直光滑，产状稳定，呈“×型”，多属剪切裂隙。2.3.3地震本区属黔江—兴山地震小区，巴东县新城区位于黔江—兴山地震带的北东端，县城东侧约17km为秭归—渔洋关小地震带的北端。黔江—兴山地震主要有郁江断裂、齐岳山断裂、黔江断裂、恩施～建始断裂、咸丰～黔江断裂、新华断裂、牛口断裂和龚家桥断裂等。黔江—兴山地震带地震频度不高，但释放能量高于周围地区，强震均为逆发型，震源深度8～16km，据国家地震局《中国地震烈度区划图》，巴东县新城区处于Ⅵ度区内。因为水库蓄水活动而引发的地震称为水库诱发地震。最早的水库诱发地震发生于1931年希腊的马拉松水库，直到两年后阿尔及利亚的富达水库地震频发后，水库地震才被重视。在我国已有十多座水库发生了诱发地震。这种地震主要是由于水库蓄水以及水坝的重力荷载对附近地层、断裂等产生影响，继而引发地震，对坝体本身和水库沿岸的滑坡的稳定性都有重要影响。黄土坡滑坡地区的水库诱发地震的震级可以按照5.5级来考虑，烈度按照Ⅵ度考虑。2.4水文地质巴东地域辽阔，山川纵横，地表水资源极为丰富，境内除长江、清江横贯外，还有河流10条，小支流68条，径流量33亿立方米，蕴藏量为173万千瓦。尤其是发源于神农架南麓的神农溪水系，落差集中，流量稳定，水源充沛，两岸覆盖率达74%，人称“青山常在，绿水常流”，是全县水电开发的重点区。长江流经巴东城区河段呈向北突出的弧形，江面宽300～600m，为三峡地区相对较宽的河段。长江水量丰沛，枯洪变幅较大，洪水期出现在7—9间，最高洪水位112.85m（1970年）。枯水期1—3月间，最低枯水位54.77m（1979年）。葛州坝水库蓄水后，枯水位回升至66.02m，最大洪峰流量75000m3/s，最枯流量2700m3/s，枯洪水位变幅达46.83m，枯洪流量之比达27.8倍。巴东县城黄土坡地区地表水系不发育，头道沟、四道沟等为具常年性流水的溪沟，流量较小，枯水期部分溪沟断流，雨季沟道流量较大，大暴雨后水流剧增，最大流量达10m3/s，对岸坡冲刷破坏强烈，黄土坡地区地表水大部沿坡体汇入上述沟道排入长江。根据黄土坡地区地下水的含水介质特点、水动力特征等，可将黄土坡地区地下水分为碳酸盐岩岩溶水、碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙岩溶水、碎屑岩裂隙水、松散堆积层孔隙水四大类。碳酸盐岩岩溶水主要存在于三迭系嘉陵江组碳酸盐岩类中，分布于南部区域及其周边地区，地下水量较丰富，但其分布不均、埋深较大，地表严重缺水，基本无泉水出露，该类岩溶水的迳流、排泄对黄土坡地区斜坡稳定性无直接影响。图2.2巴东区域地质构造图（根据湖北省地灾防治勘查设计院资料）1、主干断裂；2、发震断裂及推测发震断裂；3、构造盆地；4、第四系；5、白垩系至第三系；6、侏罗系；7、震旦系至三叠系；8、花岗岩类；9、元古界变质岩；10、Ⅰ-Ⅰ’远安断裂；11、Ⅱ-Ⅱ’仙女山断裂；12、Ⅲ-Ⅲ’新华断裂；13、Ⅳ-Ⅳ’齐岳山断裂；14、背斜轴；15、向斜轴碳酸盐岩夹碎屑岩裂隙岩溶水主要赋存于裂隙和溶蚀裂隙之中，其富水性弱，动态变化大，地下水主要靠大气降水补给，局部也有来自上部碎屑岩裂隙水的渗入补给，其排泄基准面总体受长江河谷及深切沟谷的制约，其水位的急剧变化对局部高陡坡体稳定性影响较大。碎屑岩裂隙水含水岩组在地表浅部由于风化裂隙发育，含裂隙潜水，其富水性弱，动态变化大，地下水主要接受大气降水补给、迳流与排泄受微地貌控制，具有“水随山势走，山高水也高”的特点，地下水迳流、排泄对变电站滑坡、园艺场滑坡稳定性具有一定影响。松散堆积层孔隙水含水层组分布最为广泛，水位埋深变化较大，一般埋深50.52～69.72m，最大埋深78.20m。地下水接受大气降水补给，其迳流、排泄受滑坡微地貌及岩性控制，在滑坡平台前缘及沟谷切割处见有零星渗水及泉点分布。如遇暴雨或连续降雨，松散结构的滑体物质在接受大气降水入渗后，易于饱水软化，力学强度降低，对滑坡稳定不利，该含水岩组内地下水活动对库岸稳定影响明显。2.5气候条件巴东县位于亚热带季风区，温暖湿润，降雨丰沛，春夏秋冬四季分明。光、热、水分布垂直差异明显，形成各种不同的山地型小气候。海拔升高100米，气候平均下降0.62℃，无霜期减少5～7天。太阳辐射总量处于全国低值区，年平均88～99千米卡/平方厘米，日照总时数在1200～1650小时之间。气温立体分布，无霜期最长为311天，最短173天。年平均降雨量为1100～1900毫米，多集中4～9月。年风速偏低，平均风速1.5～3.4米/秒，多为偏东风和偏西南风，北风、西风频率低。城区位于鄂西暴雨区五峰暴雨中心北缘，多年平均降雨量1100.7mm（1954年～2000年），最大年降雨量1522.4mm（1954年），最小年降雨量694.8mm（1966年）。降雨多集中在夏季，且常常出现连续降雨，四月份到九月份的降雨量占全年降雨总量的77.8%。在发生连续降雨或者大暴雨时，一小时最大降雨量为75.2mm，出现在1991年8月6日，一日最大降雨量达193..3mm，出现在1962年7月15日，一周最大降雨量237.5mm，出现在1991年8月7日至14日。连续数月的强降雨和较大的全年降雨总量是该地区各种地质灾害频发的重要外部因素。根据过气象数据网资料统计，1981年-2010年巴东县多年月平均降雨量入表2.2所示。表2.2巴东县多年月平均降雨量表（1981-2010）月份123456789101112降雨量（mm）15.532.347.796.1134.7148.1182.3151.7110.293.845.816.8全年占比（%）1.434.48.912.513.817.014.110.38.74.31.6图2.3巴东县多年月平均降雨量柱状图（1981-2010）第三章黄土坡滑坡发育特征与变形特征 黄土坡滑坡位于巴东县的东侧，前缘紧邻长江，湖北省地质灾害防治工程勘查设计院曾于2002年做了专业的勘查工作，自2003年建立地表、地下监测系统及2005年建立地表群测群防系统以来的各项监测成果表明、坡体地表变形较强烈，裂缝众多，已直接影响了当地人民生命财产的安全和人心的稳定，地下监测成果也反映出坡体有一定的变形，因此，长江水利委员会长江勘测规划设计研究院在2008年又再次对黄土坡滑坡进行了勘查评价工作。3.1黄土坡滑坡整体形态特征黄土坡地区的地形地貌，总体上是南西侧较高，北东侧较低，其中黄土坡滑坡坡面倾向为近东西向，南侧高于北侧，西侧略高于东侧。坡面形态不平整，加上后期的人工活动，呈现出陡缓不一致的折线型，总体上是前缘较陡，中部较为平缓，后缘又变为较陡的趋势。黄土坡坡面的走向与下方基岩的走向基本保持一致，总体上为顺向坡。由于受到历史上多期次的滑坡变形影响，黄土坡滑坡体上发育有多个层级的缓坡平台。斜坡地段冲沟发育，主要受巴东断裂控制。冲沟大致沿纵张裂隙呈近南北向展布，线密度2条/1km。区域内有三条规模较大的冲沟，分别为二、三、四道沟。二道沟位于黄土坡北东部，总体呈N30°E向延伸，总长度约1000m，大体可分为三段，大部分区段在沟底出露有T2b3灰岩、泥质灰岩。三道沟位于黄土坡中部，总体呈近南北向，全长1500m左右。四道沟位于黄土坡西侧，为滑坡区规模最大的冲沟，总体呈N10°E向延伸，全长2000m左右，大部分沟段岸坡基岩裸露，岸坡高陡，汇水面积较大，平均纵坡降33.5‰，沟床中多见因岩石软硬相间形成的跌水陡坎，雨季沟道水流剧增，对岸坡冲刷破坏强烈，易诱发边坡失稳，黄土坡地区控制地表径流汇集和排泄的主要是二、三、四道沟三条沟谷，黄土坡滑坡被这三条沟谷切割成为了若干个块体，由于长江最低侵蚀基准面的存在，绝大部分冲沟没有切穿滑坡体，仅仅在三道沟金堂路转休桥以下存在局部切穿。黄土坡滑坡地区主要分布有临江崩滑堆积体、变电站滑坡、园艺场滑坡等。其面积约1.35×106m2，体积6.93×107m3，黄土坡滑坡工程地质平面图如图3.1所示。图3.1黄土坡滑坡工程地质平面图3.2临江Ⅰ号崩滑体形态及结构特征3.2.1形态及规模 在黄土坡滑坡区二道沟与新港码头之间，高程210～260m以下存在厚度很大的崩滑堆积体，称为“临江崩滑堆积体”。三道沟沟口东侧至金堂路转休桥一线的下卧基岩鼻状梁将其分隔成东西两个崩滑堆积体，故将上游三道沟以西崩滑堆积体称临江Ⅰ号崩滑堆积体，下游三道沟以东崩滑堆积体称临江Ⅱ号崩滑堆积体。临江Ⅰ号崩滑堆积体西侧边界沿巴东新港码头东侧至神农溪职业高中至加油站至县医院一线，东侧边界沿三道沟基岩梁与Ⅱ号崩滑堆积体相接。后缘被园艺场滑坡覆盖，大致在县医院至金龄中学一线，然后向东与Ⅱ号崩滑堆积体后缘连为一线，高程在290～250m，前缘直抵长江，高程90～70m。崩滑堆积体南北向最大长度770m，东西宽450～500m，面积32.50×104m2。根据勘查资料，崩滑堆积体厚度在不同部位有所变化，其平均厚度为69.40m，一般为60～80m，前缘薄，中上部厚，最大厚度为HZK14孔95.27m，最小厚度为HZK4孔31.66m，体积约2255.5×104m3。3.2.2滑坡结构根据滑坡现场调查及已有的研究表明[55]，临江I号崩滑体西侧前缘的剪出口高程为95m左右，而从西侧往东侧，剪出口的高程顺坡向降到了60m左右，往东剪出口高程顺坡向骤降到60m左右，出现了高程突变，按照一般的滑坡发育规律来看，如果是一个整体型滑坡，滑动面应当具有较好的连贯性，而不会出现剪出口突降这种情形，进一步证明了黄土坡临江I号崩滑体是一个双层滑坡。图3.2临江Ⅰ号崩滑体双层结构[39]3.3临江Ⅰ号崩滑体物质组成临江Ⅰ号崩滑体滑体物质组成以块石土为主，同时含有碎石夹黏性土，碎石土等，三类土的比例约为6:3:1。棕红色，中密，成棱角状、次棱角状，黏性土主要为砂质黏土，粉质黏土等。块石土块径一般60～200cm，部分300～500cm，极少数大于500cm。块石与块石间多夹（含）有碎石、碎石土，土石比1:9～2:8。块石土累计厚度一般40～60m，多分布于135m高程以上地带。碎石夹（含）土，土石比2:8～3:7，碎石多呈棱角状至次棱角状，极少数呈次园状。粘性土一般为砂质粉土、粉质粘土，可塑至硬塑状态，少部分见有挤压痕迹，从擦痕既有水平方向，又有竖直方向分析，系崩滑堆积体形成后内部调整所致。该层主要分布于135m高程以下地带，累计厚度35～70m，100～135m高程带厚度大于80～100m高程带。碎石土，土石比6:4～8:2，呈透镜体状分布于块石、碎石层中。碎石直径一般为2～5cm，少数为10～15cm，多呈次棱角状，接近基岩面的碎石多具弱至中风化特征，少数强风化。土体以粉质粘土为主，呈可塑～硬塑状态。单层厚度0.1～1.0m，少数5.0～10.0m。滑带分为浅层滑带和深层滑带，浅层滑带主要为粉质黏土夹碎石，棕红色，可塑-硬塑为主，不均匀，含碎石角砾；深层滑带主要为粉质黏土夹碎石，碎石含量较少，约百分之20，硬塑，颗粒密实。滑床的成分主要为三叠系中统巴东组第三段（T2B3）的灰色、青褐色的泥灰岩以及泥质灰岩。图3.3临江Ⅰ号崩滑体典型工程地质剖面图（Ⅱ-Ⅱ’剖面）3.4基本物理力学特征3.4.1滑体物理力学特征黄土坡滑体物质包括块石土、碎石土、碎裂岩及粉质粘土夹碎(块)石几个部分，表层大多为块石土或碎石土，其中粗颗粒含量变化较大，结构不均一，密实程度的差别也较大，因而土的物理力学性质变化亦较大。土的颜色主要有以下几种：紫红色、黄褐色、绿灰色、灰黄色、棕红色，其中紫红色主要为T2b2的紫红色泥岩、粉砂岩风化后所致，主要分布于滑坡中上部；黄褐色、棕红色主要为T2b3-1深灰色、灰黄色泥质灰岩、灰岩风化形成，主要分布于滑坡中下部及前缘灰色、灰黄色主要的为T2b3-2浅灰绿色、黄绿色泥灰岩风化形成，主要分布于滑坡前缘。临江崩滑堆积体内，通过前人野外大容重试验成果表明：土中的粗颗粒含量越高，容重值越大，一般情况下紫红色碎石土容重值在20～23.5kN/m3，而其他几种颜色碎石土容重值差异较大，一般在16.7～20.8KN/m3之间。临江崩滑堆积体样品主要取于地表，受空间位置影响，各指标有较大差异：如孔隙比最小值为0.481,最大值达1.041，但大多数在0.6～0.85，约占总量的60%，按孔隙比进行密实度分类属于中密～稍密类；饱和度最小值为28.2%，最大值为97.2%，表明表土的含水状态各异，但以SK=50%的居多，占总量的42%，Sr＞80%的占总量的33.3%。3.4.2滑带和软弱夹层物理力学特征根据湖北省地质灾害防治工程勘查设计院勘查资料，临江Ⅰ号崩滑堆积体取样23组，其中蠕滑滑动面7组，软弱夹层16组。蠕滑滑动面样品主要取自于堆积体前缘的浅井及探槽内，分布高程82.48～95m，其物质为粉质粘土夹碎石(角砾)，粉粒含量15～37%，粘粒含量13～30%，碎石含量2.5～20%。天然含水量均大于塑限，塑性指数8.9～14%，为中等塑性土，液性指数一般小于0，属坚硬类土，饱和度一般大于80%，主要是因为样品多位于地下水位以下，φ值为9～15°，C值为36～222KPa，压缩模量一般12.3～15.8MPa，为中等压缩性土。软弱夹层物质为粉质粘土夹碎石(或角砾、砾砂)，粉粒含量17.5～46%，粘粒含量12～33%，透水性弱，天然含水量11～22.1%，天然重度19.4～22.6KN/m3，干重度16.4～19.3KN/m3，饱和度71.2～100%，塑性指数7.6～12.6%，为中等塑性土，液性指数小于0或0.012～0.039，属可塑～坚硬类土，压缩模量为4.0～14.3MPa，为中压缩性土。直剪试验φ值为8～15°，C值为33～124KPa。3.5黄土坡临江Ⅰ号崩滑体水文地质特征滑坡的物质组成决定了地下水赋存条件。临江Ⅰ号崩滑体的地下水赋存条件为各种碎裂岩夹粉质黏土和各种碎块石土，这些岩土体土质不均匀，且存在较大的空隙，结构松散，含水量大。粉质粘土夹碎石由于粉粒和粘粒含量高，透水性弱，形成相对隔水层，其地下水类型主要为松散堆积层孔隙水以及基岩裂隙水。其透水性因物质组成、结构特征差异而表现出差异性，与土体中的粘土，粉质粘土含量及土体的密实程度有关。渗透系数因物质成份不同具有一定的差异，其中碎块石夹粘性土为0.76～1.20m/d，粘性土夹碎石土为0.24～0.44m/d，碎块石夹粘性土为2.35m/d，均属微弱透水岩类。地下水的补给主要是接受大气降雨补给，地下水迳流主要受地形影响，方向总体顺坡流动，排入长江，除此之外以泉的方式排泄也是其重要的排泄方式之一。地下水水位随长江水位变化而波动。3.6黄土坡临江Ⅰ号崩滑体变形机理根据已有资料和研究[39],黄土坡滑坡为复活型的古滑坡，历史上经历了多期坠覆发展，发育有三叠系巴东组第二段的（T2b2）中厚层紫红色泥岩、泥质粉砂岩和第三段（T2b3）中厚层灰岩，白云质灰岩，抗风化能力弱，更加容易形成滑动面以及软弱夹层，这是滑坡的物质条件；黄土坡滑坡范围内裂隙发育，东西侧均存在冲沟，为滑坡滑动提供了边界条件；长江三峡地区历史上存在气候温暖湿热，降雨充沛的时期，各种风化营力强烈，对斜坡稳定不利，这是其环境条件。从2003年三峡水库开始蓄水后，随着水库蓄水水位的上升，黄土坡临江Ⅰ号崩滑体直接和库水位接触，滑坡前缘被淹没的部分增大，受之影响，滑体内的地下水位上升，滑体内饱和土体所占比例增大，在地下水长期的软化泥化作用下，滑体内力学强度降低。滑坡前缘阻滑段随着地下水位的上升，原有非饱和部分中，孔隙水压力增大，土颗粒更加松散，有效应力降低，抗滑力降低；地下水位的上升还导致了水压力向坡外方向的分力增大，同样使下滑力增大；库水长期冲刷滑坡前缘，导致滑体前缘部分结构松散，岩土体被库水及地表水带入长江，发生塌岸。以上几点均对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体稳定性不利，也是发生变形的机理所在。3.7滑坡监测系统3.7.1监测阶段黄土坡滑坡的监测工作大致分为四个阶段。第一阶段：2003年以前，由中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所对该滑坡进行监测。第二阶段：2003年3月～2005年9月，湖北省地质灾害防治工程勘查设计院受湖北省地质灾害防治中心委托，对黄土坡滑坡开展监测工作。第三阶段：2005年9月，黄土坡滑坡临江崩滑堆积体监测工作进入了第三阶段（动态长期监测），期初由湖北省地质环境总站承担黄土坡滑坡治理工程第三阶段的监测工作（大地变形、GPS卫星定位、钻孔倾斜仪、钻孔地下水位等监测），在2007年6月后，中国地质调查局水文地质环境地质调查中心接替中国地质调查局水文地质工程地质技术方法研究所进行钻孔倾斜仪监测工作。第四阶段：2012年12月30日，随着巴东野外综合试验场的建成，在试验场内建立了完整的实时监测系统，对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体进行进一步的详细监测。3.7.2巴东野外综合试验场巴东野外综合试验场位于湖北省巴东县黄土坡区域，在黄土坡临江Ⅰ号崩滑体内，于2010年3月8日举行开工典礼，4月25日正式进入洞内，并与2012年12月30日正式通过竣工验收。巴东野外大型综合试验场由黄土坡试验隧洞群与一系列监测系统组成。黄土坡滑坡实验隧洞群主洞全长908m，主洞内共设5处支洞与若干观测窗口。其中，3号支洞长145m，5号支洞长40m，2号支洞长10m，1号和4号支洞各长5m。沿3号和5号支洞所揭露的滑带开挖实验平硐开展原位试验和相关位移、水文地质监测工作，2号支洞开展微重力场和声波监测工作，1号和4号支洞为预留支洞，远期根据需要可继续开挖。试验场内建立了完整的实时监测系统，包括降雨地下水库水位观测系统、固定式钻孔倾斜仪系统、GPS位移监测系统、分布式光纤监测系统、TDR时域反射监测系统等。该试验场开挖后，部分临江Ⅰ号崩滑体内的积水经由试验场排水系统排出，监测资料显示，试验场开挖后，临江Ⅰ号崩滑体位移速率相对减小，因此试验场的建设在客观上对滑坡的稳定性起到了积极的作用。3.7.3变形监测与变形特征三峡中心基于巴东野外综合试验场的建设，在临江Ⅰ号滑坡体上也进行了测斜钻孔的布设和监测。原布置测斜钻孔有JC1～JC10共十个，其中JC4和JC5布设与ZK4和ZK5一致，未成孔，实际成孔八个。监测孔JC1钻孔过程中因地表放点偏差，在进尺到185m左右深度贯穿巴东野外综合试验场隧洞1号支洞与主洞衔接处，所以未能进行钻孔测斜工作，后用作水文相关实验和监测。监测孔JC6在2014年2月份的一次测斜过程中，因孔底滑带处错动太大，卡住了传感器探头导致无法进行后续监测工作。实际监测JC2、JC3、JC7、JC8、JC9、JC10共6个钻孔，该6个钻孔中只有JC3、JC7和JC9三个钻孔发现有明显的错动位移，即检测到主滑带的变形，其余钻孔测斜数据并不能证明发现深部位移。主要原因可能是因为在测斜管埋设过程中管壁灌浆不实，测斜仪在下管过程中摇摆偏移不定，导致测得偏移变形数据未随时间有明显规律。除以上测斜孔外，巴东黄土坡滑坡Ⅰ号临江崩滑堆积体上共设有9个GPS地表变形监测点，4个位于崩滑体前部，4个位于中部，一个位于后部。前部的4个测点中有3个早期的标点因护坡治理工程被毁坏而于2004年9月复建过。监测时间分别起始于2003年4月与2004年9月。至2008年4月，位于前部的4个监测点累计位移量为98.3～148.07mm，位移速率0mm/月～12.08mm/月（剔除异常数据后）；位于中部的4个点累计位移量为70.2～161.9mm，位移速率0mm/月～11.44mm/月，其中位于巴东港务局以上第一级平台的G7点（高程182.39m）累计变形量最大；滑坡后部的G11监测点，累计位移量为38.6mm，月平均位移速率0mm/月～5.97mm/月。变形的矢量方向总体指向长江。监测点布置图如图3.4所示。图3.4滑坡监测系统平面示意图3.7.4影响滑坡变形的主要因素影响临江Ⅰ号崩滑体变形的主要由以下三个因素：1、降雨和生活废水变形破坏地段物质组成为多期次崩滑堆积的碎块石土，结构松散，易于地表水入渗，具有坡体变形的内在物质基础和地形条件。巴东县降水丰沛，且具季节性特点。黄土坡滑坡紧邻巴东县城，人类活动普遍且强烈，长期排放大量生活废水，单日排放量可达1000m3。降雨及生活废水排放主要沿自然沟道进行，汛期沟道最大流量可达10m3/s以上；由于绝大多数沟道没做任何防护处理，降雨、生活废水形成的水流一方面冲刷、侵蚀边坡坡脚，另一方面渗入坡体内软化土体。2、江水对坡体稳定性的影响崩滑堆积体前缘多具有高陡临空面，江水洪峰急剧消落期间或滞后数日常引发崩滑体产生。洪水期江水一方面对崩滑堆积体下部坡段冲刷侵蚀，另一方面渗入坡体内浸泡软化崩滑堆积体内的软弱层（带），使其物理力学性能降低。洪峰大幅度急剧消落期，江水位迅速下降导致坡体内地下水位与江水位产生落差，使其水力坡度增大，动水压力增加，产生潜蚀作用，掏蚀坡脚，致使坡体失稳下滑。3、人类活动影响临江崩滑堆积体上部为巴东县新城区，分布有众多仓库、货场、居民及企事业单位，强烈的人类工程活动、公路荷载影响也为斜坡变形的发展起到了促进作用。第四章库水位变化条件下黄土坡临江Ⅰ号崩滑体二维稳定性研究在前人研究的基础上，本章对库水位变化条件下黄土坡临江Ⅰ号崩滑体的渗流场、蠕变变形作进一步研究，采用数值模拟的方法开展滑坡渗流场和变形的模拟，在三维模型额基础上对滑坡蠕变变形进行分析，并评价其稳定性，从而寻求在库水位不同的变化条件下黄土坡Ⅰ号崩滑体变形特征及稳定性变化规律。本章将采用GeoStudio软件中的SEEP/W模块对滑坡进行渗流分析，将分别考虑库水位变化工况以及库水位变化+降雨工况，在得出渗流场后，进一步采用FLAC3D软件进行滑坡蠕变变形的分析。4.1滑坡渗流分析4.1.1滑坡渗流理论滑坡中的地下水位面是饱和土和非饱和土的分界线，分界线以上为非饱和区，分界线以下为饱和区，水在饱和区和非饱和区都服从达西定律，只是非饱和区岩土体的渗透系数会随着含水量的多少而发生变化，非饱和土的孔隙中不但充填有水，还填充有空气，它们的分界面上存在表面张力；在非饱和土中，孔隙气压力大于孔隙水压力，水气分界面，即收缩膜上承受的空气压力大于水压力，这种孔隙气压力和孔隙水压力的差值称为基质吸力。是描述非饱和土的力学性质的重要参数。在实际的地下水流中，水力坡度往往是各处不同的，此时达西定律的一般性表达式为：v=−kdHdS其中，v--渗流速度，k--渗透系数，dh/ds--水力坡度。滑坡堆积体往往表现出各向异性的性质，达西定律可进一步表示为：（4.2）式中：--水平方向渗透系数，--垂直方向的渗透系数，--水头，--重力加速度；--水的密度；--比水容量，其大小为体积含水量对基质吸力求偏导数的负值：（4.3）其中--体积含水量，--基质吸力。水头边界：（4.4）流量边界：（4.5）根据以上原理，在GeoStudio中采用SEEP/W模块模拟渗流浸润线，进行二维瞬态饱和—非饱和渗流有限元分析与计算。4.1.2滑坡渗流模型及计算参数根据前人研究成果及勘查资料，黄土坡Ⅰ号崩滑体具有浅层滑带和深层滑带两个滑动面，因此具有两层滑体，浅层滑坡的稳定性在演化过程中波动较大，较容易受库水位周期性涨落的影响，而深层滑坡的稳定性相对较好，对库水位变化相对不敏感[55]，但因为本文研究的是水库水位下降过程中在中间某个固定水位稳定运行一段时间以及运行时间的长短对滑坡稳定性的影响，为了消除两层滑体可能带来的干扰，将两层滑体视为一个整体，即只考虑深层滑带，来进行建模和数值模拟。以3.3节中提到的2-2’剖面为关注重点来建立模型。图4.1黄土坡临江Ⅰ号崩滑体渗流分析网格模型模型前缘剪出口高程42m，后缘高程296m，对模型进行网格划分，考虑到滑坡体积与滑坡堆积体的物质结构组成，本次模拟采用5m的网格来划分滑体，有限元网格采用四边形和三边形，共得到6285个单元。4.1.3参数选择在使用SEEP/W对黄土坡临江Ⅰ号崩滑体进行渗流分析时，需要两个参数，分别是渗透系数k和滑坡坡体的体积含水量，参考前人的已有研究成果和试验成果，同时结合勘察资料，综合考虑，滑体的饱和渗透系数取k=2.09m/days，滑体的饱和体积含水率wv根据公式Sr=wv(1+1/e)计算得出约为0.29。结合对黄土坡滑坡物理力学性质的分析以及三峡库区巴东段地质经验数据，黄土坡临江Ⅰ号崩滑体变形模拟采用的岩土体物理力学性质参数见表4.1。表4.1岩土体物理力学性质参数材料名称重度/kN·m-3体积含水量m3/m3渗透系数粘聚力c/kPa内摩擦角φ/（°）天然饱和天然饱和天然饱和滑体22.123.10.292.09136.689.6229.928.4滑带21.322.3-0.2462.93822.220.5使用SEEP/W模块模拟滑坡渗流场时，滑体材料的渗透系数和体积含水量为坡体孔隙水压力的函数。当滑体处于饱和状态时，渗透系数和体积含水量为饱和值，该值为定值；当滑体处于非饱和状态时，采用经验值来确定其渗透系数和体积含水量。本次渗流场模拟采用滑体饱和状态时的参数以及VanGenuchten经验曲线来确定非饱和状态时的渗透系数和体积含水量，如图4.2所示。图4.2渗透函数曲线（左）和土水特征函数曲线（右）4.1.4库水位及降雨变化情况三峡库区自2003年6月首次蓄水以来，坝前水位达到135米，从2008年9月开始，三峡工程首次开始175米试验性蓄水，自此之后大坝前部水位在145m至175m之间波动。根据长江海事局公布的水位资料统计得到了三峡库区巴东段2018年1月1日至2019年7月31日的库水位变化资料，如图5.3所示，可以看出水位从175下降到145的过程中，中间水位几乎不做停留，呈现先慢后快的断崖式下降，并且在145左右保持一段时间后重新上升至175。大量研究资料表明，滑坡发生变形主要发生在库水位变化阶段，且主要是下降阶段，因此本次研究选择从2019年1月1日至2019年7月18日，即水位从174.55米下降到145.74米这一个完整的下降周期中，即图4.3中红色方框内的部分。图4.3库水位变化曲线选取研究时间范围内，即2019年1月1日至2019年7月18日内的，与库水位下降周期相一致的时间范围内降雨量统计资料作为黄土坡临江Ⅰ号崩滑体渗流分析的降雨条件，输入SEEP/W模块进行分析，如图4.4所示，显示了研究时间段内降雨量与水库水位的关系。图4.4水库水位及降雨图4.1.5计算工况本次研究主要分析库水位变化以及库水位变化+降雨对滑坡变形的影响，因此设置以下6种工况，如表4.2所示。表4.2黄土坡临江Ⅰ号崩滑体计算工况与荷载组合工况荷载组合内容时间工况1自重+库水位从175m下降到145m+降雨198d工况2-1工况2-2自重+库水位从175m下降到165m，持续30天后，再下降到145m+降雨自重+库水位从175m下降到165m，持续90天后，再下降到145m+降雨228d288d工况3-1工况3-2自重+库水位从175m下降到155m，持续30后，再下降到145m+降雨自重+库水位从175m下降到155m，持续90天后，再下降到145m+降雨228d 288d工况2-1、2-2和工况3-1、3-2并不是按照实际的库水位下降曲线，而是在库水位降到165m和155m时，假设在此水位稳定运行30天和90后，继续下降至145m，来研究库水位在下降过程中的某一中间水位稳定运行或者不稳定运行，以及稳定运行时间不同的情况下，降为最低水位后对滑坡变形和稳定性的影响。图4.5为各个工况的水位下降曲线。图4.5各工况水位下降曲线模型边界条件和初始条件为：（1）滑坡体表面的水头边界根据库水位确定：根据下降工况中，滑坡前缘的水库水位进行确定，根据水库水位变化数据设置变水头边界。滑坡未涉水部分设置降雨边界，基岩面为隔水零流量边界。（2）滑坡初始地下水位线的确定：滑坡上布置的部分监测孔中存在地下水位，假定渗流初始状态下的地下水位为稳定水位，将各监测孔处的水位作为控制点，监测孔之间的地下水位线综合考虑坡形、渗透系数等因素，同时参考前人对黄土坡的研究进行确定。4.1.6渗流模拟结果分析5种工况均为水位下降工况，工况1为真实的库区水位下降条件和降雨条件，库水位从2019年1月1日的174.55米下降到2019年7月18日的145.74米，历时198天，分别选取10d，20d，40d，60d，80d，100d，120d，140d，160d，180d，198d时的地下水位线进行展示，如图4.6所示。图4.6工况1黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地下水位变化特征从图5.7可以看出，地下水位线在变化过程中，越靠近滑坡前缘，变化幅度越大，而后缘相对较小，前缘浸润线呈现略微向坡外凸起的形状，随着库水位持续降低，浸润线向坡外方向凸起的幅度越大，并集中在水位变动带附近。从前缘到后缘，浸润线呈5米到30米的高差逐渐变化。工况2-1为在真实情况下水位从174.55米下降到165.14米后，假设在此稳定运行30天，再下降到145.74米水位，总共历时228天。为了更清楚地认识其特征，分别选取10d，91d（初次降为165m），121d（从165m开始下降），185d（首次降为145m），228d时的地下水位线进行展示，如图4.7所示。工况2-2为在真实情况下水位从174.55米下降到165.14米后，假设在此稳定运行90天，再下降到145.74米水位，总共历时288天。为了更清楚地认识其特征，分别选取10d，91d（初次降为165m），181d（从165m开始下降），245d（首次降为145m），288d时的地下水位线进行展示，如图4.8所示。图4.7工况2-1黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地下水位变化特征图4.8工况2-2黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地下水位变化特征从图4.7、图4.8中可以看出，地下水位线变化的趋势和工况1基本相同，虽然库水位在第91天已降为165m，但是除了前缘和库水位相接处之外，滑坡体其他部分的浸润线并未停止下降，在库水位保持不变的30天或者90天内，浸润线仍然在缓慢下降，显示出滑体内的地下水补给库水，但和库水位下降相比，存在一定的滞后性；在库水位首次降为145时，工况2-1前缘地下水位为147.9m，工况2-2前缘地下水位为147.5m，相差较小，但均明显低于工况1的157.6m，存在近10m的高差。滑坡后缘地下水浸润线变化高差较工况1大5米左右，约为10米。工况3-1为在真实情况下水位从174.55米下降到155.52米后，假设在此稳定运行30天，再下降到145.74米水位，总共历时228天。类似的，分别选取10d，134d（初次降为155m），164d（从155m开始下降），185d（首次降为145m），228d时的地下水位线进行展示，如图4.9所示。工况3-2为在真实情况下水位从174.55米下降到155.52米后，假设在此稳定运行90天，再下降到145.74米水位，总共历时228天。类似的，分别选取10d，134d（初次降为155m），224d（从155m开始下降），245d（首次降为145m），288d时的地下水位线进行展示，如图4.10所示。图4.9工况3-1黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地下水位变化特征图4.10工况3-2黄土坡临江Ⅰ号崩滑体地下水位变化特征从图4.9、图4.10中可以看出，地下水位线变化的趋势仍然和工况1基本相同，和库水位下降相比，同样存在一定的滞后性；在库水位首次降为145时，工况3-1前缘地下水位为147.5m，工况3-2前缘地下水位为146.9m，比工况2-1和工况2-2略低，远低于工况1,，同样存在近10m的高差。滑坡后缘地下水浸润线变化高差较工况1大5米左右，约为10米，同工况2-1和工况2-2相近。根据以上分析可以看出，库水位下降时，地下水浸润线在滑坡前缘的变化大于后缘的变化；若在中间某个库水位线稳定运行后继续下降，在到达最低水位线的初期，滑坡的地下水浸润线前缘会较大幅度降低，后缘浸润线变化的高差会拉大，地下水浸润线呈更平缓的趋势，更加均匀的下降，对滑坡稳定性有利，并且在相应的水位稳定运行时间越长，降低到最低水位线的初期地下水浸润线越低。黄土坡滑坡是三峡库区重大滑坡之一，位于巴东县库岸段，根据已有勘察资料和前人的研究成果表明，黄土坡临江Ⅰ号崩滑体直接与江水接触，稳定性受库水位变化影响较大，是最为危险的区域，长期原位监测数据表明[56]，滑体处于稳定的蠕变阶段，前沿和后缘年平均位移量分别为25～30、12mm。4.2基于SLOPE/W的滑坡稳定性分析本次研究关于稳定性的分析采用了两种方式；（1）在二维层面使用Geostudio软件的SLOPE/W模块进行安全系数计算，初步判明在5种工况下安全系数的变化情况，见4.2小节。（2）使用gocad软件建立黄土坡临江Ⅰ号崩滑体的三维模型后，使用FLAC3D软件的蠕变模块进行三维分析，研究在5种工况下滑坡的位移、剪应力增量，塑性区等的变化情况，进一步分析不同工况下的变形情况和稳定性，见第五章。4.2.1滑坡稳定性计算理论（1）土体抗剪强度理论滑体中岩土体的种类包括饱和土以及非饱和土，Mohr-Coulomb强度准则常用来描述饱和土的抗剪强度，采用有效应力状态参数来定义抗剪强度：（4.5）式中：为土体抗剪强度；为有效黏聚力；为有效内摩擦角；为条块底面法向正应力；为孔隙水压力。和饱和岩土体不同，基质吸力对非饱和土的抗剪强度有较大的影响。Fredlund和Morgenstern提出的双应力变量理论，使用基质吸力和应力两个独立的变量来描述非饱和土体的强度特性和变形特性[57]，用吸力内摩擦角φb[58]来描述基质吸力与抗剪强度之间的关系，用经过扩展的Mohr-Coulomb强度准则来表示非饱和土体的抗剪强度：（4.6）式中：--土体抗剪强度；--有效黏聚力；--有效内摩擦角；--吸力内摩擦角；--孔隙气压力，--孔隙水压力；--条块底面法向正应力；--破坏面上的净法向应力；--破坏面上的基质吸力。（2）Morgenstern-Price法在黄土坡滑坡的稳定性计算中采用的是Morgenstern-Price极限平衡法，M-P法建立满足力的平衡及力矩平衡条件的微分方程式[59-60]，根据整个滑动土体的边界条件求出问题的解。（4.7）（4.8）其中，。式中，为法向条间力；为条块侧面力矩，为安全系数；为切向条间力；为法向力；为条块数；，，均为任意常数。本次稳定性计算采用Morgenstern-Price法。4.2.2滑坡稳定性计算模型和参数本节在4.1小节中得到的地下浸润线的基础上，在Geostudio中的SLOPE/W模块中进行模型的调整并计算滑坡在各个工况下一些关键时间节点的安全系数。模型采用条分法进行分块，由于黄土坡临江Ⅰ号崩滑体后部存在园艺场滑坡，有部分园艺场滑坡坡体覆盖在上面，使临江Ⅰ号崩滑体的滑动面不能与地面相交，因此不考虑这一小部分园艺场滑坡，稳定性计算模型如图4.11所示。图4.11稳定性计算模型稳定性计算参数见表4.1，计算工况仍然是5种，一种渗流计算对一种稳定性计算，见表2.2所示。4.2.3稳定性计算结果分析通过模拟计算，得到黄土坡临江Ⅰ号崩滑体在5种工况下，水位下降到145m初期和从145m又重新开始上升前（即计算区间的最后一天）的安全系数，如表4.3所示。表4.3滑坡安全系数特征值和变幅表工况安全系数降到145水位初期最终11.3121.3312-11.3191.3522-21.3341.3643-11.3361.3593-21.3471.373通过表4.3可以看出，水库水位连续下降时，即工况1在到达最低水位的初期或者稳定一段时间后，安全系数都是5种工况中最低的；比较工况2-1和工况3-1可以得出结论，在155m水位稳定运行30天比在165m水位稳定运行30天，在下降到最低水位后表中两个安全系数分别高出1.3%和0.5%，比较工况2-2和3-2可以得出，在下降到最低水位后，在155m水位稳定运行90天比在165m水位稳定运行90天，表中两个安全系数分别高出0.9%和0.7%；比较2-1和2-2可以得出结论，都在165m水位稳定运行，在降到最低水位后，运行90天比运行30天两个安全系数分别高出1.1%和0.9%，比较3-1和3-2可以得出结论，都在155m水位稳定运行时，在降到最低水位后，运行90天比运行30天安全系