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摘 要：通过对宁夏彭阳县陈沟滑坡的区域环境和地质条件调查，结合滑坡工程地质特征及发育特征，分析了典型滑坡的地质成因机制。采用Geo-Studio软件进行了渗流作用下的滑坡机理研究，并对暴雨诱发滑坡的过程进行了分析。研究结果表明：降雨自裂缝深入坡体，使土-岩接触面抗剪强度降低，导致潜在滑面累进性破坏，在斜坡中形成贯通的滑动面时，斜坡发生整体滑动。
关键词：发育特征；成因机制；形成机理
中图分类号： P694 文献标识码： A 文章编号： 1673-1069（2016）34-80-3
1 概述
彭阳县地处宁南黄土丘陵区东部，地质环境条件脆弱，地质灾害易发、频发。近年来，随着极端气候增加，在强降雨条件下引发了大量的滑坡、崩塌、泥石流等地質灾害，尤以陈沟滑坡最为典型。本文以彭阳县陈沟滑坡为例，探讨彭阳县暴雨条件下渗流作用对非饱和黄土斜坡稳定性的影响。
现场调查及相关地质资料表明，陈沟滑坡属暴雨型黄土-基岩接触面滑坡。分析研究其发育特征及形成机制对后期地质灾害防治具有重要的指导作用，同时，暴雨型黄土-基岩接触面滑坡在宁南山区较为普遍，研究成果可用于类似的理论分析参考。
2 工程地质背景
陈沟滑坡位于彭阳县城阳乡陈沟村黄土梁之上，属茹河一级支沟的凸岸。滑坡平面形态呈“几”字形，长约300m，宽500m，厚约40m，平面形态表现为半圆形，平面面积约150000m2，滑坡体体积约6000000m3，主滑方向为32°，滑体较为破碎。工程地质揭露，该滑坡为降雨诱发的老滑坡，发生时带动北边斜坡产生一条近1km的大裂缝。滑坡后缘梁上现有2户居民，裂缝下方有3户居民，沟底建有小型水库，滑坡所处斜坡大多开发成为经济林地。
滑坡区出露新近系甘河沟组（Ngn）红色泥岩、中更新统黄土（Qp2）和晚更新统黄土（Qp3）。泥岩具隔水作用，遇水易软化，滑坡后壁可见厚度约10m。中更新统黄土主要为风成粉尘堆积的棕黄色粉质粘土，出露厚度约25m，较致密，质地坚硬，次生垂直节理发育，稳定性差。晚更新统黄土为风成粉尘堆积的黄色粉土，出露厚度约20m，垂直节理发育，强度较弱，渗透性大。滑坡工程地质平、剖面见图1。
3 滑坡形成机理分析
斜坡体坡面呈凹形，坡体呈簸箕状，有利于地表水的汇集；斜坡体上的土质疏松，多孔，垂直节理发育。人类工程活动，如削坡、加载等作用，将原有的平衡状态打破，使斜坡产生卸荷、拉张和风化裂隙。在黄土节理、卸荷与风化裂隙、落水洞、陷穴等发育部位，降雨沿空隙下渗甚至灌入，在相对隔水部位形成上层滞水或饱水带，增大岩土体重力，甚至形成孔隙水压力，降低岩土体强度，从而触发黄土滑坡的发生；下伏泥岩具隔水性，使地下水向下运移受阻，汇集于其上土体中，引起上部潜水位抬高，土体处于饱水状态，其泥岩遇水易软化，形成滑床及滑动面；在降雨条件下，雨水沿裂缝下渗，一方面增大了土体的重力下滑力，另一方面雨水沿隔水层上部径流，使上部土体饱水软化，于下伏泥岩的接触面形成滑床，最终导致滑坡体下滑。
4 非饱和土渗流计算理论与模型
非饱和土中的渗流符合达西定律。以总水头h作为因变量，假定总应力保持不变，孔隙气压保持为恒定的大气压，忽略土骨架的变形。当渗透主应力方向与坐标轴一致时，二维渗流控制方程为：
式中，h为总水头；kx、ky分别为x和y方向的渗透系数；Q为施加的边界流量，γw为水的容重；mw=？坠θ/？坠uw，θ为体积含水率，uw为孔隙水压力，mw即为土水特征曲线的斜率。因此，已知土体的土水特征曲线和渗透性函数，并给定边界条件和初始条件，就可以得到非饱和土的暂态渗流场。本文中采用有限元方法计算非饱和土斜坡中的暂态渗流场。
非饱和土强度理论采用Fredlund提出的非饱和土抗剪强度公式：
？子ff=c′+（σf-ua）f tan？准′+（ua-uw）f tan？准b （2）
式中，τff为土的抗剪强度； c′，？准′分别为饱和土的有效粘聚力和有效内摩擦角；（σf-ua）f为破坏面上的净法向应力；（ua-uw）f为破坏面上的基质吸力；？准b表示抗剪强度随基质吸力而增加的速率，本文中假定？准b为常量。当土体接近饱和时，孔隙水压力接近孔隙气压力，基质吸力趋于零，上式中的基质吸力项消失，从而变为饱和土。
采用SEEP/W有限元软件对陈沟滑坡进行非稳态渗流分析，先模拟未发生滑动的残坡积土斜坡，坡面无裂隙。有限元计算模型如图2所示。
实际调查发现斜坡中无稳定的地下水位，模型使用的边界条件如下：①斜坡坡面为流量边界，流量大小为降雨强度，降雨强度采用固原地区百年一遇降雨强度105mm/d。②模型两侧黄土部分为零流量边界。③模型两侧和底面泥岩部分为不透水边界。
4.1 计算参数
计算参数包括土体的渗透性函数和土水特征曲线，以及岩土体的物理力学参数。土体的土水特征曲线和渗透性函数如图3、图4所示。岩土体的物理力学参数来自长安大学岩土工程重点实验室（见表1），非饱和土的吸力抗剪强度部分由土水特征曲线在软件中导入。
4.2 完整斜坡中雨水的渗流
根据上文给定的边界条件，分12个时步对降雨作用下的残坡积土斜坡暂态渗流场进行模拟，每2h为一步长。24h降雨条件下斜坡中孔隙水压力分布，如图5所示。各时步土体中孔隙水压力随深度的变化曲线如图6所示。
由图6中可以看出，雨水由斜坡坡面向下入渗，入渗深度有限，最大入渗深度约为8m。斜坡在初始状态下，孔隙水压力随深度的增加而增大；当降雨发生时，随着雨水的入渗，土体中孔隙水压力逐渐增大，同时土体中基质吸力降低。到降雨12h时，土体中孔隙水压力基本不再增加，认为此时雨水不再继续入渗。
采用极限平衡法（Janbu法）分析降雨条件下黄土斜坡的稳定性，斜坡中渗流场由前文降雨过程中的暂态渗流场导入，斜坡稳定系数随降雨时间的变化曲线如图7所示。计算结果显示，在降雨8h之后，斜坡稳定系数基本不再变化。说明在降雨8h之后，雨水的入渗量基本不再增加。 4.3 坡面有裂隙的斜坡中雨水的渗流
对于坡体表面存在裂隙的斜坡而言，雨水主要由坡体裂缝集中入渗。陈沟村滑坡在其后缘存在裂隙，模拟计算结果如图8、图9所示。由图可以看出，雨水由滑坡后缘裂缝入渗后，在滑带处聚集，在滑带处形成一定范围的饱和带。滑带土体中孔隙水压力增大，基质吸力降低，致使滑带土体的抗剪强度降低。
用极限平衡法（Janbu法）分析了降雨条件下黄土滑坡的稳定性，斜坡中渗流场由前文降雨过程中的暂态渗流场导入，斜坡稳定系数随降雨时间的变化曲线如图10所示。由计算结果可以看出，在降雨8h之后，斜坡稳定系数基本不再变化。说明在降雨8h之后，雨水的入渗量基本不再增加。
由前文的分析，可以得出以下结论：
①雨水在斜坡土体中的入渗深度是有限的。
②有裂隙的斜坡中雨水主要由斜坡裂隙集中入渗，使土-岩接触面的土体抗剪强度降低。降雨会造成斜坡稳定性降低，一些处于临界状态的斜坡会在强降雨作用下发生滑坡。
③降雨达到一定时长，斜坡表层土体接近饱和，雨水不再入渗，转为地表径流；根据前分析，在百年一遇降雨强度（105mm/d）下，12h之内雨水在斜坡中的入渗达到极限值。因此，以24h降雨量作为地质灾害临界降雨量判据是可行的。
5 暴雨诱发黄土滑坡的过程分析
需要说明的是，数值计算中未能模拟降雨过后累进性破坏造成的土体抗剪强度降低，而实际调查中发现，滑坡发生的時间常常在强降雨的数天之后，说明这种作用对于斜坡的变形破坏有着显著的影响。
对于完整斜坡而言，由于雨水入渗只发生在一定深度内，因此降雨对其稳定性的影响有限。对于存在裂隙的斜坡，雨水入渗会造成裂隙附近土-岩接触面的土体抗剪强度降低，使裂隙附近土体发生局部破坏，形成初始的破裂面。最初的破坏所导致的应力集中会沿着斜坡中的软弱带逐渐向下坡方向发展，使局部破坏向下坡方向扩展，这种累进性破坏在斜坡中形成贯通的滑动面时，斜坡发生整体滑动。
6 结论
①陈沟滑坡的形成是由于不合理的人类工程活动加剧了卸荷、拉张和风化裂隙的形成，在降雨转化为地下水的过程中与土-岩共同作用的结果。
②采用有限元软件进行非稳态渗流分析，结果显示：斜坡时前期随着雨水的入渗，土体中孔隙水压力逐渐增大，基质吸力降低，到一定程度，雨水不再继续入渗。
③雨水入渗会造成裂隙附近土-岩接触面的土体抗剪强度降低，形成初始的破裂面，进而使斜坡中的软弱带逐渐向下坡方向发展，当累进性破坏形成贯通的滑动面时，斜坡发生破坏。
参 考 文 献
[1] 陈关顺，沙德智.土质滑坡滑带土取样方法的新尝试[J].山地学报，2003，21（3）：380.
[2] 龙建辉，李同录，雷晓峰，等.黄土滑坡滑带土的物理特性研究[J].岩土工程学报，2007，29（2）：289-293.
[3] 尚慧.宁南山区地质灾害形成机理研究[D].西安：长安大学，2010.
[4] 吴伟江，王念秦.黄土滑坡的基本类型与活动特征[J].中国地质灾害与防治学报，2002，13（2）：36-40.
[5] 徐邦栋.黄土滑坡分析与防治[M].北京：中国铁道出版社，2001.
[6] 徐张建，林在贯，张茂省.中国黄土与黄土滑坡[J].岩石力学与工程学报，2007，26（7）：1297-1312.
[7] 郑志勇.黄土滑坡的形成机理[J].西安科技大学学报，2008，28（4）：694-697.
关键词：发育特征；成因机制；形成机理
中图分类号： P694 文献标识码： A 文章编号： 1673-1069（2016）34-80-3
1 概述
彭阳县地处宁南黄土丘陵区东部，地质环境条件脆弱，地质灾害易发、频发。近年来，随着极端气候增加，在强降雨条件下引发了大量的滑坡、崩塌、泥石流等地質灾害，尤以陈沟滑坡最为典型。本文以彭阳县陈沟滑坡为例，探讨彭阳县暴雨条件下渗流作用对非饱和黄土斜坡稳定性的影响。
现场调查及相关地质资料表明，陈沟滑坡属暴雨型黄土-基岩接触面滑坡。分析研究其发育特征及形成机制对后期地质灾害防治具有重要的指导作用，同时，暴雨型黄土-基岩接触面滑坡在宁南山区较为普遍，研究成果可用于类似的理论分析参考。
2 工程地质背景
陈沟滑坡位于彭阳县城阳乡陈沟村黄土梁之上，属茹河一级支沟的凸岸。滑坡平面形态呈“几”字形，长约300m，宽500m，厚约40m，平面形态表现为半圆形，平面面积约150000m2，滑坡体体积约6000000m3，主滑方向为32°，滑体较为破碎。工程地质揭露，该滑坡为降雨诱发的老滑坡，发生时带动北边斜坡产生一条近1km的大裂缝。滑坡后缘梁上现有2户居民，裂缝下方有3户居民，沟底建有小型水库，滑坡所处斜坡大多开发成为经济林地。
滑坡区出露新近系甘河沟组（Ngn）红色泥岩、中更新统黄土（Qp2）和晚更新统黄土（Qp3）。泥岩具隔水作用，遇水易软化，滑坡后壁可见厚度约10m。中更新统黄土主要为风成粉尘堆积的棕黄色粉质粘土，出露厚度约25m，较致密，质地坚硬，次生垂直节理发育，稳定性差。晚更新统黄土为风成粉尘堆积的黄色粉土，出露厚度约20m，垂直节理发育，强度较弱，渗透性大。滑坡工程地质平、剖面见图1。
3 滑坡形成机理分析
斜坡体坡面呈凹形，坡体呈簸箕状，有利于地表水的汇集；斜坡体上的土质疏松，多孔，垂直节理发育。人类工程活动，如削坡、加载等作用，将原有的平衡状态打破，使斜坡产生卸荷、拉张和风化裂隙。在黄土节理、卸荷与风化裂隙、落水洞、陷穴等发育部位，降雨沿空隙下渗甚至灌入，在相对隔水部位形成上层滞水或饱水带，增大岩土体重力，甚至形成孔隙水压力，降低岩土体强度，从而触发黄土滑坡的发生；下伏泥岩具隔水性，使地下水向下运移受阻，汇集于其上土体中，引起上部潜水位抬高，土体处于饱水状态，其泥岩遇水易软化，形成滑床及滑动面；在降雨条件下，雨水沿裂缝下渗，一方面增大了土体的重力下滑力，另一方面雨水沿隔水层上部径流，使上部土体饱水软化，于下伏泥岩的接触面形成滑床，最终导致滑坡体下滑。
4 非饱和土渗流计算理论与模型
非饱和土中的渗流符合达西定律。以总水头h作为因变量，假定总应力保持不变，孔隙气压保持为恒定的大气压，忽略土骨架的变形。当渗透主应力方向与坐标轴一致时，二维渗流控制方程为：
式中，h为总水头；kx、ky分别为x和y方向的渗透系数；Q为施加的边界流量，γw为水的容重；mw=？坠θ/？坠uw，θ为体积含水率，uw为孔隙水压力，mw即为土水特征曲线的斜率。因此，已知土体的土水特征曲线和渗透性函数，并给定边界条件和初始条件，就可以得到非饱和土的暂态渗流场。本文中采用有限元方法计算非饱和土斜坡中的暂态渗流场。
非饱和土强度理论采用Fredlund提出的非饱和土抗剪强度公式：
？子ff=c′+（σf-ua）f tan？准′+（ua-uw）f tan？准b （2）
式中，τff为土的抗剪强度； c′，？准′分别为饱和土的有效粘聚力和有效内摩擦角；（σf-ua）f为破坏面上的净法向应力；（ua-uw）f为破坏面上的基质吸力；？准b表示抗剪强度随基质吸力而增加的速率，本文中假定？准b为常量。当土体接近饱和时，孔隙水压力接近孔隙气压力，基质吸力趋于零，上式中的基质吸力项消失，从而变为饱和土。
采用SEEP/W有限元软件对陈沟滑坡进行非稳态渗流分析，先模拟未发生滑动的残坡积土斜坡，坡面无裂隙。有限元计算模型如图2所示。
实际调查发现斜坡中无稳定的地下水位，模型使用的边界条件如下：①斜坡坡面为流量边界，流量大小为降雨强度，降雨强度采用固原地区百年一遇降雨强度105mm/d。②模型两侧黄土部分为零流量边界。③模型两侧和底面泥岩部分为不透水边界。
4.1 计算参数
计算参数包括土体的渗透性函数和土水特征曲线，以及岩土体的物理力学参数。土体的土水特征曲线和渗透性函数如图3、图4所示。岩土体的物理力学参数来自长安大学岩土工程重点实验室（见表1），非饱和土的吸力抗剪强度部分由土水特征曲线在软件中导入。
4.2 完整斜坡中雨水的渗流
根据上文给定的边界条件，分12个时步对降雨作用下的残坡积土斜坡暂态渗流场进行模拟，每2h为一步长。24h降雨条件下斜坡中孔隙水压力分布，如图5所示。各时步土体中孔隙水压力随深度的变化曲线如图6所示。
由图6中可以看出，雨水由斜坡坡面向下入渗，入渗深度有限，最大入渗深度约为8m。斜坡在初始状态下，孔隙水压力随深度的增加而增大；当降雨发生时，随着雨水的入渗，土体中孔隙水压力逐渐增大，同时土体中基质吸力降低。到降雨12h时，土体中孔隙水压力基本不再增加，认为此时雨水不再继续入渗。
采用极限平衡法（Janbu法）分析降雨条件下黄土斜坡的稳定性，斜坡中渗流场由前文降雨过程中的暂态渗流场导入，斜坡稳定系数随降雨时间的变化曲线如图7所示。计算结果显示，在降雨8h之后，斜坡稳定系数基本不再变化。说明在降雨8h之后，雨水的入渗量基本不再增加。 4.3 坡面有裂隙的斜坡中雨水的渗流
对于坡体表面存在裂隙的斜坡而言，雨水主要由坡体裂缝集中入渗。陈沟村滑坡在其后缘存在裂隙，模拟计算结果如图8、图9所示。由图可以看出，雨水由滑坡后缘裂缝入渗后，在滑带处聚集，在滑带处形成一定范围的饱和带。滑带土体中孔隙水压力增大，基质吸力降低，致使滑带土体的抗剪强度降低。
用极限平衡法（Janbu法）分析了降雨条件下黄土滑坡的稳定性，斜坡中渗流场由前文降雨过程中的暂态渗流场导入，斜坡稳定系数随降雨时间的变化曲线如图10所示。由计算结果可以看出，在降雨8h之后，斜坡稳定系数基本不再变化。说明在降雨8h之后，雨水的入渗量基本不再增加。
由前文的分析，可以得出以下结论：
①雨水在斜坡土体中的入渗深度是有限的。
②有裂隙的斜坡中雨水主要由斜坡裂隙集中入渗，使土-岩接触面的土体抗剪强度降低。降雨会造成斜坡稳定性降低，一些处于临界状态的斜坡会在强降雨作用下发生滑坡。
③降雨达到一定时长，斜坡表层土体接近饱和，雨水不再入渗，转为地表径流；根据前分析，在百年一遇降雨强度（105mm/d）下，12h之内雨水在斜坡中的入渗达到极限值。因此，以24h降雨量作为地质灾害临界降雨量判据是可行的。
5 暴雨诱发黄土滑坡的过程分析
需要说明的是，数值计算中未能模拟降雨过后累进性破坏造成的土体抗剪强度降低，而实际调查中发现，滑坡发生的時间常常在强降雨的数天之后，说明这种作用对于斜坡的变形破坏有着显著的影响。
对于完整斜坡而言，由于雨水入渗只发生在一定深度内，因此降雨对其稳定性的影响有限。对于存在裂隙的斜坡，雨水入渗会造成裂隙附近土-岩接触面的土体抗剪强度降低，使裂隙附近土体发生局部破坏，形成初始的破裂面。最初的破坏所导致的应力集中会沿着斜坡中的软弱带逐渐向下坡方向发展，使局部破坏向下坡方向扩展，这种累进性破坏在斜坡中形成贯通的滑动面时，斜坡发生整体滑动。
6 结论
①陈沟滑坡的形成是由于不合理的人类工程活动加剧了卸荷、拉张和风化裂隙的形成，在降雨转化为地下水的过程中与土-岩共同作用的结果。
②采用有限元软件进行非稳态渗流分析，结果显示：斜坡时前期随着雨水的入渗，土体中孔隙水压力逐渐增大，基质吸力降低，到一定程度，雨水不再继续入渗。
③雨水入渗会造成裂隙附近土-岩接触面的土体抗剪强度降低，形成初始的破裂面，进而使斜坡中的软弱带逐渐向下坡方向发展，当累进性破坏形成贯通的滑动面时，斜坡发生破坏。
参 考 文 献
[1] 陈关顺，沙德智.土质滑坡滑带土取样方法的新尝试[J].山地学报，2003，21（3）：380.
[2] 龙建辉，李同录，雷晓峰，等.黄土滑坡滑带土的物理特性研究[J].岩土工程学报，2007，29（2）：289-293.
[3] 尚慧.宁南山区地质灾害形成机理研究[D].西安：长安大学，2010.
[4] 吴伟江，王念秦.黄土滑坡的基本类型与活动特征[J].中国地质灾害与防治学报，2002，13（2）：36-40.
[5] 徐邦栋.黄土滑坡分析与防治[M].北京：中国铁道出版社，2001.
[6] 徐张建，林在贯，张茂省.中国黄土与黄土滑坡[J].岩石力学与工程学报，2007，26（7）：1297-1312.
[7] 郑志勇.黄土滑坡的形成机理[J].西安科技大学学报，2008，28（4）：694-697.