库岸古滑坡复活变形特征及双滑带稳定性响应

Deformation Characteristics and Stability Changes Characteristics of Reservoir Landslides with Double-Sliding Zones

摘要

三峡库区存在大量的双滑带及多滑带古滑坡，目前对库岸双滑带滑坡变形复活特征及稳定性响应特征的研究较少.以塔坪滑坡为例，通过工程地质勘察和监测资料分析，揭示了该滑坡变形复活特征.并进一步开展了库水位和降雨联合作用下塔坪滑坡的渗流场和稳定性数值模拟计算，揭示了不同滑带对库水位波动和降雨的响应特征.结果表明，塔坪滑坡为阶梯式变形模式，每年的雨季和库水位下降期，滑坡变形速度增大.滑坡表现为显著的前缘牵引式渐进破坏模式.降雨主要对浅层滑带的稳定性产生较大的影响，对深层滑带的影响较小.库水位抬升，浅层滑带的稳定性降低，深层滑带的稳定性增大；库水位下降，浅层滑带的稳定性增大，深层滑带稳定性减小.

关键词

三峡库区 / 双滑带滑坡 / 复活变形特征 / 稳定性 / 工程地质学

Key words

the Three Gorge Reservoir area / landslide with double-sliding zone / reactivation and deformation characteristics / stability / engineering geology

0 引言

三峡工程于2003年6月正式蓄水发电，2008年蓄水至172 m，2010年后库水位每年在145~175 m之间周期性波动.水库蓄水后水位升降导致地下水位变化，从而触发滑坡地质灾害的报道屡见不鲜（殷跃平，2003；杨金等，2012）.2003 年蓄水开始后，树坪滑坡出现复活滑动变形，2008年蓄水至171 m以后，变形逐渐加剧（汪发武等，2007）.凉水井滑坡在2008年水库蓄水至171 m时，出现显著的复活变形（肖诗荣等，2013）.奉节县藕塘滑坡为一大型的岩质顺层古滑坡，近年来在降雨和库水位联合作用下，滑坡的前中后均出现了显著的变形复活（代贞伟等，2016）.因此三峡库区蓄水后，库岸大型古滑坡的复活逐渐成为一个严重的问题，极大地影响了水库的安全运行（Huang et al.， 2018）.

当前研究结果表明，库水位波动是诱发库岸古滑坡复活的主要诱发因素（Lane and Griffiths， 2000；Zhang et al.，2023）.库水位波动对滑坡稳定性的影响取决于多种因素，包括滑体的渗透性（Zangerl et al.， 2010）、滑面的几何形状（Paronuzzi et al.， 2013）、库水位波动速率等（Müller，1964；Kamran et al.，2023）.Tang et al.（2019）将三峡库区的水库滑坡分为浮托减重型和渗流诱发型.其中，白家堡滑坡、白水河滑坡、树坪滑坡等为浮托减重型，其变形主要发生在库水高位期和库水抬升期，且该类型滑坡的滑体具有较高渗透性（卢书强等，2014a）.其主要的失稳机理为库水位抬升导致滑坡前缘孔隙水压力升高，有效应力减小，诱发了滑坡的变形（卢书强等，2014b）.渗流诱发型滑坡主要发生在库水快速下降期.如塔坪古滑坡（卫童瑶等，2020）和藕塘滑坡（代贞伟等，2015），这种类型的滑坡滑体具有较低的渗透性.其主要的失稳机理为，当库水位突然下降时，孔隙水压力不容易消散，从而产生向外的渗流力，且坡脚位置的水压力突然降低，在两种因素的共同作用下，诱发滑坡变形（肖捷夫等，2020）.

季节性降雨也被认为是三峡库区水库滑坡变形破坏的一个重要因素（Tang et al.，2019；宋琨等，2022）.在每年的低水位期，三峡库区的降雨量较大，雨水渗入滑体，增加了滑体材料的重量，抬高了地下水位，降低了滑带土的有效应力，导致了岸坡的不稳定（代贞伟等，2015）.对于大型水库滑坡，也有研究指出，后部的降雨会显著抬升其地下水位，增强低水位期，坡体内部前后缘的水头差，显著增大水力梯度，对大型滑坡的稳定性极其不利（Zhang et al.， 2021）.

部分学者进行了库水位和降雨联合作用下水库滑坡的稳定性计算，以定量确定库岸滑坡的稳定性.Terzaghi（1950）最早通过理论分析的方法，探讨了库水位缓慢下降和快速下降两种工况下库岸边坡的稳定性.宋琨等（2011）通过数值模拟软件，提出了库水影响系数，定量计算了库水位波动时，滑坡的稳定性变化率.赵瑞欣等（2017）计算了不同库水位升降速率下，堆积层滑坡的稳定性变化规律，并基于此提出了针对堆积层滑坡的三峡库区水位调度风险等级划分方案.Huang et al. （2018） 通过块体离散元数值计算方法，定量分析了库水位和降雨对塔坪滑坡的变形和稳定性的影响.

综上所述，目前的研究主要集中在库岸单滑带滑坡的变形破坏特征和稳定性变化规律.三峡库区存在大量双滑带以及多滑带古滑坡（邓清禄和王学平，2000；史绪国等，2019）.双滑带滑坡由于不同滑带所处的位置不同，其对库水位和降雨的响应特征也显著不同，因此，库水位波动作用下，滑坡内部不同滑带的稳定性系数也不同.然而，目前对库岸双滑带在库水位波动作用下的变形复活特征及稳定性响应特征的研究较少.

本文以三峡库区塔坪滑坡为研究对象，通过工程地质勘察手段获取了该滑坡的基本特征，并分析了滑坡的原位监测资料，揭示了塔坪古滑坡的变形复活特征.最后，在以上研究的基础上，开展库水位和降雨联合作用下塔坪滑坡的渗流场数值模拟计算，揭示了不同滑带对库水位波动和降雨的响应规律；并进一步探讨了双滑带的稳定性变化规律.本文的研究结果对深入认识库岸双滑带古滑坡的稳定性变化具有重要意义.

1 塔坪滑坡工程地质概况

巫山县塔坪滑坡位于重庆市巫山县曲尺乡，瞿塘峡出口地段左岸临江岸坡上（东经109°45′13″、北纬31°01′36″~31°02′30″）.其平面形态呈圈椅状，后缘高程约300 m，前缘高程145~160 m.东侧以沙湾子沟为界，西侧以绞滩沟东侧山脊为界.滑坡长530~580 m，宽480~530 m，分布面积约27.5×10⁴ m²，滑体平均厚度45 m，总方量约1 230×10⁴ m³.目前，塔坪滑坡未出现整体变形，其中后部（曲尺场镇一带）处于稳定状态，而中前部（曲尺场镇外侧斜坡）为滑坡变形复活区，长约330 m，宽450 m，分布面积约14.89×10⁴ m²，平均厚度约为50 m，总方量约为634.4×10⁴ m³（图1）.

滑坡区位于巫山复式向斜近核部区域，龙王庙向斜在滑坡区前缘斜交而过，北西侧出露三叠系上统须家河组底部页岩，岩层产状为142°∠34°.滑坡体上出露的砂岩均为古滑坡滑移后形成的碎裂岩体，产状较为混乱，砂岩上裂隙密集发育，岩体呈块裂状，主要发育的裂隙为：裂隙①产状317°∠82°，一般延伸长0.4~2.8 m，张开宽2~15 mm，间距0.05~0.45 m；裂隙②产状238°∠86°，一般延伸长0.5~2.5 m，张开宽1~5 mm，间距0.12~0.55 m.

研究区出露地层为三叠系中统巴东组四段（T₂ b ⁴）、上统须家河组（T₃ xj）以及第四系全新统（Q₄）堆积层.具体可见塔坪滑坡剖面图2.

2 塔坪滑坡复活滑动特征

2.1　塔坪滑坡物质组成及结构特征

2.1.1　滑体

滑坡变形区滑体具有中部厚、两侧略薄的特征.其物质组成为古滑坡滑动崩解形成的碎裂状岩体.碎裂岩体的母岩为三叠系上统须家河组的灰白-黄灰色岩屑石英砂岩.滑体不同地段岩体的破碎程度不同，总体上后缘完整、前缘破碎，上部较完整、下部较破碎.在部分段呈块石土状，块石成分为长石石英砂岩及岩屑长石砂岩，块石含量一般为65%~80%，多呈次棱角状，少量棱角状（图3）；研究区土体主要为表层的粉质粘土夹碎块石或碎块石类土，未成片分布.

2.1.2　滑床

由勘查可知，塔坪滑坡前缘-中前部的滑床主要为须家河组底部的页岩，其中页岩上部多有泥化现象，中下部岩心多呈短柱状、部分饼状.滑坡中后部-后缘的滑床为须家河组碎裂状砂岩，滑床的剖面形态呈“凹”字，呈上陡下缓状.

2.1.3　滑带

根据本次验证勘查探井及钻孔的揭露情况，区内碎裂岩体内多发育有软弱层、破碎带，也多有镜面等滑动面现象.发育深度由浅表至深部须家河组底部页岩顶面皆有分布，规律性不强.根据探井及钻孔的揭露情况可知，区内碎裂岩体下部须家河组底部页岩表层多有明显的泥化现象，部分有擦痕、镜面等现象.

在滑坡中部，YTJ02井深43.6 m处揭露到滑带，滑面光滑，局部可见擦痕，滑面倾角约为15°~22°，滑带厚0.15~0.20 m，颜色以褐黄色为主并夹有黑色及锈红色的角砾及碎石，粒径5~22 cm，含量约为30%~40%，滑带土呈稍湿-湿润状，接触面有少许地下水浸出.

2.2　塔坪滑坡地表变形破坏特征

塔坪滑坡后缘出现贯通性的拉张裂缝，主要发育在曲尺场镇至码头的公路及民房墙体上.裂缝变形特征见图4.变形区中后部出现长10~22 m的裂缝（图4中C01），中前部发育的多级台坎，台坎最大错落高度1.2 m，地表出现局部坍滑现象.变形区中部出现一条断续拉裂缝，断续长约300 m（图4中C04）.变形区部分民房墙体开裂、下座、地坪开裂下沉、护坡挡墙变形坍塌等，裂缝宽度一般达到0.05~0.10 m（图4中C03）.

2.3　库水位波动作用下滑坡时空变形特征

为了获取塔坪滑坡的变形规律，自2009年以来，在滑坡体上安装了原位监测系统.原位监测系统包括位移监测和水文监测，监测点位见图4.如图所示，在滑坡区安装了19个GNSS监测站，以实时监测地表位移.深部位移数据由3个测斜仪（In07、In08和In10）获得.水文数据包括地下水位、库水位和降雨.地下水数据由6个压力计测量，降水量和库水位变化资料从巫山县气象站获取.

2.3.1　空间变形特征

根据2009—2019年塔坪滑坡上GNSS监测点的平均变形速率，可以绘制出滑坡变形的空间分布图.如图5所示，滑坡可划分为3个变形区，即强烈活动区、中等活动区和相对稳定区.强烈活动区位于山脚及滑坡东南段附近，近10年平均移动速率可达4.28~8.26 mm/月.中等活动区主要位于滑坡中段，平均移动速率为2.29~4.28 mm/月.相对稳定区位于曲尺镇所在的滑坡体后部附近，平均移动速率小于2.29 mm/月.各监测点位移方向均在110°~149°之间， 主要受滑坡的微观形态和整体变形控制.

2.3.2　时间序列变形特征

图6为2009年11月至2019年4月期间，滑坡体上9个点位的水平位移-时间曲线.由于2013—2014年位移数据缺失，因此显示为虚线.如图所示，累积水平位移-时间曲线显示，塔坪滑坡为阶梯式变形模式，其特征是短时间内快速运动和长时间内缓慢运动的循环交替.雨季和库水位下降期，滑坡的运动速度增大，快速运动期从6月持续到8月.随着库水位上升和雨季结束，滑坡变形结束.相关研究表明，当水库退水时， 坡体内地下水向水库排水缓慢， 形成地下水与库水位的正落差， 指向坡体外侧的渗透压力增大， 使得坡体稳定性降低.并且库水位下降速率越大， 滑坡位移速率就越大（卢书强等，2014a）.水位抬升时，坡体前部受到较高的水头反压作用，这控制了滑坡的变形（殷跃平等，2022）.以上两种现象周而复始，导致了此类水库滑坡的阶梯式变形模式.

截至2019年4月，强烈活动区内J26监测点的最大水平位移达到933.7 mm.中等活动区内的J22监测点测得的最大水平位移可达367 mm.此外，中部位移曲线在变形时间上滞后于坡脚，滞后时间约1~2周.表明该滑坡为前缘牵引式破坏模式.

2.3.3　深层滑带变形特征

探槽、钻孔和测斜数据揭示了塔坪滑坡的深部变形特征.钻孔ZK07显示，钻孔岩心在56 m深度以上极其破碎.在56~57 m深处，岩心为泥质，呈粘土状，含有大量砾石和角砾（图7）.安装在ZK07的In07测斜仪数据也表明，2017年7月3日至2018年5月28日，深部位移最大发生在55 m深处，可达15.73 mm（图8a）.

2018年5月28日后，In07测斜管在钻孔54~56 m深处严重损坏.测斜仪数据还表明，岩体在57 m深度以下相对稳定.综合以上钻探成果和ZK07钻孔测斜资料分析，在54~57 m深度范围内存在明显的剪切带，可确定为塔坪滑坡的深层滑动面.

钻孔ZK08的岩心揭示了62 m深处存在深层滑动面，位于上三叠统须家河组（T₃ xj）碎裂砂岩与石英砂岩的界面.在岩心中可以看到镜面和擦痕（图7d）.钻孔结果与测斜结果相一致，安装在ZK08中In08测斜仪数据也表明滑坡存在明显的深层剪切面.深部剪切面位于63~66 m深处，2017年8月19日至2018年9月23日，变形可达9 mm（图8b）.

2.3.4　浅层滑带变形特征

钻孔ZK08的岩心揭示了由粉质粘土组成的软层，位于39.1~42.0 m深处（图7b）.钻孔结果与测斜结果相一致，安装在ZK08中In08测斜仪数据也表明滑坡存在明显的浅层剪切面.该剪切面位于38~40 m深处，2017年8月19日至2018年9月23日，变形可达17.73 mm（图8b）.

探槽YTJ02揭示了，在滑坡43.6 m深处有一处明显的滑动带，滑动面倾角约15°~22°，厚度0.30~0.40 m（图7e）.滑带土主要为褐黄色粘土，夹黑色、红色砾石.砾石粒径5~22 cm，含量约30%~40%.滑带土微湿，可见地下水流动.

3 巫山塔坪滑坡水文地质结构与渗流特征

分析滑坡区钻孔内水位的资料以及地下水监测资料，滑坡中前部临江段的地下水主要受长江水位影响，而滑坡中后部的地下水位与库水位的联系不大，主要受大气降雨的影响.根据滑坡区的地下水监测资料可做出滑坡区高水位（库水位175 m高程时）及枯水位（库水位145 m高程时）的地下水等势线图，见图9.由图可知，175 m和145 m库水位时，塔坪滑坡中后部的地下水位较为一致，而滑坡中前缘的地下水位区别较大.这表明塔坪滑坡中前部的地下水位受长江库水位的影响，而滑坡中后部的地下水位高程受长江库水位影响不明显.另外，在145 m水位线时，塔坪滑坡中前部的等水头线十分密集，这说明低水位时，塔坪滑坡前部的水力梯度较大，这对滑坡的稳定性十分不利.

根据塔坪滑坡安装的地下水监测孔获取塔坪滑坡前、中、后3个位置的地下水波动曲线，如图10所示.水压计观测结果表明，滑坡前缘的S01和S02位置的地下水位在整个分析时间段（2017年6月至2019年12月）与库水位波动的规律较为一致，且两个水压计的地下水位在高水位期的高程几乎相同.在库水位不断下降时，S01和S02监测点的地下水位也随之不断降低；然而，当库水位降至155 m以下时，S02中的地下水位不再继续下降.这必然导致在滑坡前缘，S01和S02之间出现存在较大的水力梯度.当水力梯度增大时，渗流力也相应地增大，这对滑坡前缘的稳定性十分不利.

S03和S04位置的监测结果表明，该位置的地下水位与库水位波动无关，但与降雨密切相关.当滑坡前缘处的库水位快速下降时，坡脚处的地下水位也相应下降.由图10可知，当雨季降雨充足时，该位置的地下水位将明显抬升，幅度可达2~3 m.这将显著增加滑体的含水量，降低了后部滑带土的有效应力.

4 库水和降雨联合作用下塔坪滑坡双滑带渗流与稳定性计算

4.1　数值模型

由现场监测资料可知，塔坪滑坡于2014—2015年出现了最大的位移变形.因此，本节利用GeoStudio数值模拟软件，分析2014—2015年库水位波动和降雨作用下塔坪滑坡双滑带的渗流场和稳定性变化特征.

依据塔坪滑坡的地质模型可建立塔坪滑坡的数值模型，如图11.模型共有9 508个节点，9 540个单元.

渗流场计算使用SEEP/W模块.考虑二维空间内，单位空间内的一定时间间隔内，流体流入和流出单元体的差等于储水量的变化，相应的二维渗流微分方程如公式（1）所示.

\frac{\partial }{\partial x} \left(k_x\frac{\partial H}{\partial x}\right) + \frac{\partial }{\partial y} \left(k_y\frac{\partial H}{\partial y}\right) + Q = \frac{\partial \theta }{\partial t}，(1)

式中：H为总水头，单位m；k_x 为x方向的渗透系数，单位m/s；k_y 为y方向的渗透系数，单位m/s；Q为施加的边界流量，单位m/s.

二维渗流计算模型的边界条件设置如下：①滑坡前缘坡面施加2014—2015水文年（2014年9月1日至2015年8月31日）库水位波动边界条件（图12）；②模型左侧地下水位以上为零流量边界，地下水位以下设置为定水头边界；③滑坡的底边界设置为不透水边界；④滑坡坡面施加2014—2015年降雨入渗边界（图12）.

初始的地下水位分布，由监测资料可获取（图11）.数值模型材料的力学和水文参数由室内统计试验和现场抽水试验获取，具体见表1.在滑坡的浅层滑带和深层滑带处分别设置A1、B1、C1和A2、B2、C2各3个孔压监测点.在获取渗流场计算的结果下，将SEEP/W中的结果导入SLOPE/W，采用极限平衡M-P法，计算库水位和降雨作用下塔坪滑坡浅层滑带和深层滑带的稳定性系数.

4.2　库水和降雨联合作用下双滑带滑坡渗流场

2014—2015年库水位波动和降雨作用下，塔坪滑坡的渗流场计算结果如图13所示.由图可知，初始时刻，滑体内部的地下水位线后部较高，前部较低（图13a）；库水位在高位运行时（图13b），滑体内部的地下水位线较为平缓；库水位下降后，滑体前部地下水位显著降低，由于此时处于雨季，降雨显著增大了滑坡后部地下水位的高程（图13d~13f）.此时，滑坡前后缘的水头差显著增大.值得注意的是，浅层滑带中后部存在多处滞水层；然而，深层滑带大部分处于地下水位之下，因此，降雨产生的滞水对其影响较小.

图14为浅层滑带和深层滑带前、中、后3处不同位置的孔隙水压力监测曲线.由图14a可知，浅层滑带前部的孔隙水压力主要受到库水位波动的影响.滑带中部的孔隙水压力较小，受到库水位和降雨的联合影响，且降雨对其孔压变化幅度的影响较大.由图可知，降雨后，孔隙水压力有显著的增大，降雨结束后，孔隙水压力又显著减小.滑带后部的监测点大部分时间处于地下水位之上，孔隙水压力为负值，在4~9月雨季时，受到降雨入渗的影响，孔隙水压力存在多次显著波动，当滑带处于饱和时，出现了正孔隙水压力.

由图14b可知，深层滑带前、中、后3处均处于地下水位之下，其孔隙水压力均为正值.前部的孔隙水压力主要受到库水位波动的影响，孔压较大.滑带中部受到库水位和降雨共同的影响，且孔压较大，降雨对孔隙水压力增大的幅度十分有限.后部滑带不受到库水位波动的影响，该点的孔压一直处于较低值.且在雨季时，该点孔压显著波动.这说明该点的孔压主要受到降雨的影响.

4.3　库水和降雨联合作用下双滑带滑坡稳定性变化特征

本小节采用稳定性系数以及稳定性系数变化率共同评价库水位波动和降雨对双滑带稳定性的影响.稳定性系数变化率如公式（2）所示.

\beta = \frac{F{s}_n-F{s}_{n-\mathrm{1}}}{F{s}_{n-\mathrm{1}}},(2)

式中： \beta为滑坡稳定性系数变化率， F s_n为n天滑坡的稳定性系数， F s_{n-\mathrm{1}}为n-1天滑坡的稳定性系数，其中n大于1.

由图15可知，在库水位和降雨联合作用下，塔坪滑坡浅层滑带和深层滑带的稳定性系数的变化规律显著不同.9~11月库水位抬升期，浅层滑带的稳定性系数不断降低，而深层滑带的稳定性系数不断增大.1~4月库水位缓慢降低期，浅层滑带的稳定性系数较为稳定，而深层滑带的稳定性系数缓慢降低.4~7月库水位快速下降期，深层滑带的稳定性系数也快速降低；而浅层滑带整体为增大的趋势，但其受到降雨的影响，强降雨后，稳定性系数显著降低，降雨结束后稳定性系数有显著增大.7~9月库水位处于低位运行期，该时期降雨强度较大，因此浅层和深层滑带的稳定性系数均主要受到降雨的影响.可进一步地选取同一时步下双层滑带中较小的稳定性系数，获取塔坪滑坡的整体稳定性系数.由图15可知，在高水位期，浅层滑带为最危险的滑带；库水位下降及低水位期，深层滑带为最危险滑带.

将数值模拟获取的2014—2015年整体稳定性系数与监测的地表位移（J24和J26）进行对比.由图16可知，2014年9月~2015年5月，库水位抬升期和高位运行期，滑坡的整体稳定性系数较为稳定，且地表位移无显著增大.2015年5月后，随着库水位下降，计算获取的滑坡整体稳定性系数显著降低，与此同时地表位移显著增大.特别是2015年6月，计算获取的稳定性系数急剧降低，此时地表位移也急剧增大.由图可知，计算获取的稳定性系数与地表监测数据之间的规律吻合性非常好.以上分析表明，本文数值模拟的结果可信.

进一步探究浅层滑带和深层滑带的稳定性系数变化率与库水位高程及降雨强度的关系.稳定性系数变化率为正值时，表明滑坡的稳定性系数不断增大；稳定性系数变化率为负值时，表明滑坡的稳定性系数不断降低.且绝对值越大，表明趋势越明显.由图17a可知，浅层滑带稳定性系数变化率受到降雨强度的影响.降雨量越大，浅层滑坡的稳定性系数变化率变为负值，且绝对值不断增大，这表明降雨量越大，滑坡稳定性降低的趋势越明显.由图可知，浅层滑带稳定性系数变化率也受到库水位高程的影响，库水位高程越大，浅层滑坡的稳定性系数变化率变为负值，且不断增大.这表明，库水位高程越大，滑坡稳定性降低的趋势越明显.

由图17b可知，深层滑带稳定性系数变化率不受降雨强度的影响，但是受到库水位高程的影响.在较低的库水位下，深层滑带稳定性系数变化率大部分处于负值；在较高的库水位下，深层滑带稳定性系数变化率大部分处于正值.由图可知，160 m库水位高程大致是一个临界点.以上结果表明，当库水位处于160 m高程以下时，深层滑带的稳定性系数主要以减小为主，当库水位高程处于160 m以上时，深层滑带的稳定性系数主要以增大为主.

图18为稳定性系数变化率与库水位高程变化率之间的关系.库水位变化率为负值时，表明库水位降低，为正值时，表明库水位抬升.由图可知，浅层滑带的稳定性系数变化率与库水位高程变化率无明显的相关性.而深层滑带的稳定性系数变化率与库水位高程变化率有明显的正相关性.这表明，库水位抬升速率越快，深层滑带的稳定性增大得越快，库水位下降速率越快，深层滑带的稳定性下降的也越快.

图19为降雨与塔坪滑坡的深层滑带和浅层滑带稳定性变化率之间的关系.由图可知，浅层滑带的稳定性系数变化率与当日降雨、三日平均降雨的相关性不强，而其与七日平均降雨的相关性较强.当前关于降雨事件下滑坡风险评价和稳定性计算中，往往采用24 h极端降雨量（陶志刚等，2022）或者三日极端、平均降雨量进行分析（张晨阳等，2019）.本文的研究结果表明，对于大型的滑坡（如本文的塔坪滑坡），由于其滑体较厚，降雨入渗对滑坡稳定性的影响有一定的滞后性.采用七日平均降雨可以更好地对其稳定性进行评价，计算结果更加准确.由图19可知，深层滑带的稳定性系数变化率与当日降雨、三日平均降雨、七日平均降雨的相关性均不强.

5 讨论

由本文结果可知，降雨主要对塔坪滑坡浅层滑带产生较大的影响.降雨入渗会显著增大滑体自重，且降雨入渗至滑带位置处会降低浅层滑带的力学参数，减小其有效应力.因此，降雨对浅层滑带的稳定性十分不利.从图15中可知，降雨期浅层滑带的稳定性显著降低.且通过数据分析可知，七日平均降雨强度越大，浅层滑带的稳定性系数降低得越快.而对于深层滑带而言，由于滑带的埋深可达60 m及以上，且在浅层滑带的隔绝作用下，雨水较难渗入.因此，降雨对深层滑带稳定性的影响有限.

库水位对滑坡的作用主要受到浮托力、渗透压力、坡面水压力三者共同作用的影响.将数值模拟中浅层滑带和深层滑带的坡面水压力、浅层滑带A1-剪出口之间的水力梯度以及深层滑带A2-剪出口之间的水力梯度计算出来（图20）.由于浅层滑带和深层滑带的位置不同，导致了稳定性对库水位的响应显著不同.对于浅层滑带，在高水位期，中前部滑体受到浮托力的作用显著增大（图14a），且滑带位置较高，坡面水压力的反压作用较小（图20c）.因此，随着库水位抬升，浅层滑带的稳定性不断降低，库水位下降，稳定性不断增大.对于深层滑带而言，滑带的位置较低，在高水位期，坡体前部的库水位反压作用较强（图20c），有利于滑坡的稳定.随着库水位的下降，坡体中前部水头差不断增大（图20b），中前部渗透力不断增大，这显著增大了滑坡的下滑力.由于深层滑带的位置较深，库水位下降导致滑带位置孔隙水压力降低的幅度较小（图14b）.而滑坡坡面的库水位反压作用显著降低，又进一步降低了滑坡的稳定性.因此，库水位提高，深层滑坡的稳定性提高，库水位降低，滑坡稳定性减小.

本文的研究结果仅限于塔坪滑坡的这一典型案例，该滑坡的浅层滑带位置在145 m的高程处，深层滑带的位置在100 m的高程处.当不同滑坡的双层滑带的高程不同时，其稳定性对库水位和降雨的响应也会显著不同.因此，相关的研究有待进一步深入.

6 结论

本文通过现场勘察、钻孔资料分析以及长期监测的手段，获取了塔坪滑坡的变形破坏特征及渗流特征.并进一步采用数值模拟的手段，探讨了库水位和降雨联合作用下，双滑带滑坡的渗流场和稳定性变化规律.得出以下几点结论：

（1）塔坪滑坡为一库岸大型的古滑坡，滑体组成物质为碎裂岩体，其存在明显的双层滑带结构.塔坪滑坡为阶梯式变形模式，其特征是短时间内快速运动和长时间内缓慢运动的循环交替.每年的雨季和库水位下降期，滑坡的变形速度增大，快速运动期从6月持续到8月.

（2）塔坪滑坡的前缘变形较大，中部变形较小，后部基本稳定性，因此可相应分为强变形区、中等变形区、基本稳定性区3个部分.塔坪滑坡表现为显著的前缘牵引式渐进破坏模式.

（3）降雨主要对塔坪滑坡浅层滑带的稳定性产生较大的影响，且对深层滑带稳定性的影响较小.

（4）库水位对滑坡的作用主要受到浮托力、渗透压力、坡面水压力三者共同作用的影响.由于浅层滑带和深层滑带的位置不同，导致了稳定性对库水位的响应显著不同.随着库水位的抬升，浅层滑带的稳定性不断降低，库水位下降，稳定性不断增大.对于深层滑带而言，库水位提高，深层滑坡的稳定性增大，库水位降低，滑坡稳定性减小.

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基金资助

重庆市自然科学基金重点项目(cstc2020jcyj-zdxmX0019)