工程地质分析原理 (98).pdf

445 第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）16.1概述2004 年 9 月 5 日 15：00 至 23：30，四川省达州市宣汉县天台乡义和村发生了特大型岩质滑坡。滑坡位于渠江支流前河的右岸，地理坐标为：东经 108 3 25；北纬 31 2610。滑坡平面形态总体上呈“圈椅”状，东西长 9501200m，南北宽14001600m，平均厚 23m，面积 1.2km2，总体积约 2500104m3（图 16.1）。该滑坡不仅摧毁了 1.2km2滑坡区范围内所有的房屋、圈舍 2983 间 59 660m2，造成 317 户 1255人无家可归。更为严重的是，因滑坡体前部约 210104m3的物质冲入前河，堵塞河道，并形成宽 1500m、高 20 余 m 的天然堆石坝，导致前河断流约 4 小时。河水形成的堰塞湖回水达 20km，水位上涨 2023m，库容约 6000104m3。回水淹没上游五宝场镇及沿河两岸农户 5770 户，农田近 329km2，紧急转移 19 360 人，直接经济损失上亿元。图 16.1天台乡滑坡全貌Fig.16.1Full view of Tiantai Landslide天台乡滑坡是近几年国内发生的规模较大，危害较严重的滑坡之一。该滑坡引起了党中央、国务院、相关部委和四川省人民政府高度重视，迅速组织了大量人力物力，一方面实施河道疏浚工程，降低堰塞湖的水位；另一方面积极开展滑坡应急抢险和综合治理工程。至 2005 年 10 月，河道疏浚工程和滑坡综合治理工程均已竣工，并经历了 2005 年达州特大暴雨和洪水的考验，治理工程效果显著。中国典型灾难性滑坡446Catastrophic Landslides in China天台乡滑坡发生于侏罗系遂宁组的泥、砂岩互层的岩体中，岩层倾角仅 5 10，属典型的近水平顺倾岩质斜坡。按照传统的极限平衡理论，没有特殊的原因，在近水平的基岩坡体中很难发生大规模的滑坡。因此，其成因机制一直颇受国内外学者的关注。下文将基于滑坡特征和滑坡变形破坏过程，分析验证其成因机制，并对其治理工程做简要介绍，以期为该类滑坡的成因机制和治理措施研究略尽绵薄之力。16.2滑 坡 特 征16.2.1滑体特征天台乡滑坡属特大型基岩顺层滑坡。滑坡的平面形态总体上呈“圈椅”状（图 16.2 和图 16.3）。滑坡区内大小冲沟发育，冲沟的切割深度多在 510m。受冲沟切割，在横向上地面岭谷相间。滑坡由前向后、由中间向两侧发生逐级、分块滑动，形成“槽脊相间”的地形。根据钻探资料揭示，滑体厚度一般为 749.28m，平均厚度 23m。滑体物质在后部主要为紫红色泥岩形成的碎裂岩体及碎块石土夹粉质黏土，在滑坡的前部则以粉质黏土为主。碎裂岩体的主要成分为侏罗系中统遂宁组（J2sn）的砂质泥岩，强风化。碎、块石及角砾多为强风化的泥岩，并含有强风化的泥质砂岩。碎、块石的直径一般为 1040cm，呈不规则的棱角状。细粒土为棕-褐红色粉质黏土和黏土，多呈可塑状态，少数呈硬塑状态。根据大重度试验，滑体土的天然重度平均为 19.35kN/m3。图 16.2滑坡发生前滑坡区遥感图像 图 16.3滑坡发生后滑坡区遥感图像 Fig.16.2Remote sensing image of Tiantai Fig.16.3Remote sensing image of Tiantai Landslide before sliding Landslide after sliding16.2.2滑带特征勘查钻孔揭露，滑体沿泥岩强风化与中风化接触带（部分靠近砂岩顶板）产生滑动，形成明显的滑带。深度在 60m 以上的钻孔揭露，滑带下部岩体完整，未见447Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）其中存在滑面，结合滑坡前缘基岩露头区岩层结构分析，滑坡不存在更深层的基岩滑动。在滑坡后壁、竖井和钻孔中都可见到明显的滑动面和滑动擦痕（图 16.4 和图 16.5）。根据钻孔和竖井揭露，滑带的厚度大多介于 0.201.20m 之间，平均值0.62m。滑带土为棕红色黏土或粉质黏土含角砾，角砾含量为 17.2%54.9%，其中的角砾大多具有擦痕及磨圆现象。滑带土的湿度较大，一般为湿很湿，呈可塑软塑状态，甚至呈流塑状态。对野外采取的29 组滑带土样进行室内试验测试，得出滑带土天然密度为 1.882.10g/cm3，天然孔隙比 e0为 0.4950.975，天然残余抗剪强度：=4.0 14.1，C=314.8kPa。饱和残余抗剪强度：=2.5 9.5，C=513kPa。图 16.5滑坡后缘陡壁上的擦痕Fig.16.5Scratches on the main scarp in the rear of the landslide16.2.3滑床特征根据勘查资料，滑床平均埋深 23m。滑床面较为平坦，总体上为一向东倾斜的平面，倾向 93 115，倾角 5 7，后部切层，坡度渐变为 20 40，至滑坡后壁可达 70 80。剪出口高程为 400422.4m，高于原河床 4564m（高于堆积后的河床 3747m）（图 16.6）。图 16.4钻孔揭露的滑带（可见明显的镜面和擦痕）Fig.16.4The sliding zone exposed by drill hole（observable mirror surface and scrapes）中国典型灾难性滑坡448Catastrophic Landslides in China滑床由侏罗系中统遂宁组（J2sn）的暗紫红色砂质泥岩和浅灰色泥质砂岩构成。勘查钻孔揭露砂岩顶面多数残留有少量泥岩，大部分滑床的上部分布一层厚度为05.39m 的泥岩，即滑床下部为砂岩，上部为泥岩，泥岩与砂岩间呈正常的岩相接触，少部分滑床面直接为砂岩。滑床岩石风化较强烈，在滑面附近泥岩多为强风化极少为中风化，而砂岩则以中风化为主。砂岩的力学强度相对较高，天然抗压强度R 一般大于 25MPa；砂质泥岩和泥质砂岩的力学强度相对较低，天然抗压强度 R 为7.838.61MPa。16.2.4滑坡水文地质特征勘查结果表明，滑坡区存在上下两层含水系统。以滑带及滑带以下泥岩底板为界，滑坡松散堆积层中赋存孔隙潜水、滑床砂岩中赋存基岩裂隙水。滑坡发生前，坡体上部为泥岩及块碎石夹粉质黏土构成的相对隔水层，下部砂岩为相对富水的承压含水层。滑坡发生后，由于滑体解体，形成了大量的裂缝，滑体的渗透系数远大于滑床砂岩裂隙渗透系数，潜水补给承压水。滑坡上部泥岩及块碎石夹粉质黏土，成为相对富水的含水层；而下部砂岩裂隙受滑带土的阻隔，成为相对不富水层。大气降水是滑坡松散堆积层中地下水的主要补给源，滑坡体上的积水洼地和冲沟的侧向渗透，也是地下水的补给源之一。受斜坡地形的控制，地下水总体向前河流动，但是受滑坡后地形、滑面坡度、滑坡体裂缝发育密度和渗透性的差异的影响，在滑坡体后部地下水水力梯度较大，流速较快，水位埋深大；在滑坡体前部地下水水力梯度变小，流速减缓，水位埋深变浅，出现积水和湿地，前缘剪出口一线是地下水的排泄带（图 16.7）。图 16.6滑坡前缘剪出口 图 16.7沿滑坡剪出口呈带状渗出的地下水 Fig.16.6Toe of sliding plane in the front Fig.16.7The underground water flowed out along of the landslide the toe of sliding plane449Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）16.3滑坡变形破坏过程和特征16.3.1滑坡变形破坏过程实录天台乡滑坡是在特大暴雨诱发下形成的。2004 年 9 月 3 日宣汉县开始普降大到暴雨。据宣汉县气象台数据，9 月 3 日降雨量为 15.9mm、9 月 4 日为 122.6mm、9 月 5日为 257.0mm。随着降雨强度的增加和降雨历史的增长，9 月 5 日下午 3：00，滑坡中前部的陈家院子附近的南樊公路，开始出现开裂现象，随后路边房屋开始垮塌（图 16.8 和图 16.9）。当地政府发现滑坡险情后立即组织居住在公路附近的群众先撤离。据当地村民描述，滑坡前部首先开始变形，9 月 5 日下午居住在滑坡后部的居民还在帮助滑坡中前部的居民撤离，到了傍晚发现自家房屋也出现了变形开裂迹象，地面出现裂缝，并不断加宽，此时才开始冒雨摸黑向后山撤离。当晚 10：0011：30 滑坡体前部主滑块首先开始滑动，冲入前河，后部滑块紧随其后，也逐一开始滑动。由此可见，滑坡的变形是从前部开始的，然后逐渐向两侧和后部扩展，整个滑动过程从 9 月 5日下午 3：00 开始到晚上 11：30 基本结束，持续了约 8 个半小时。滑坡发生后，可在滑坡体上数出近 50 个次级滑块，其滑动位移量和方向差异性较大，整体上显示出前部滑块滑动后，牵引后部和两侧滑体滑动的特点（图 16.10）。图 16.8滑坡体上裂缝密集 图 16.9滑坡南侧房屋倒塌Fig.16.8There were many fractures in the landslide Fig.16.9Houses in the south of the landslide collapsed滑坡造成的灾害不仅是摧毁了滑坡体上所有的房屋、道路和农田等，更为严重的是滑坡前部滑块冲入前河，堵塞前河河道，形成一座宽 1500m、高 20 余 m 的天然堆石坝，致使坝后水位迅速升高。河水形成的堰塞湖回水达 20km，水位上涨 2023m，库容约6000104m3。9 月 5 日晚 11：00 上游五宝镇防洪值班人员发现前河水流速突然变得平缓，而水位却直线上涨的异常情况，并迅速上报当地政府组织群众紧急撤离。至 9 月 6日凌晨2：00 左右（前河断流约 4 小时）洪水将五宝镇全部淹没，此时五宝镇水位达 390.5m，中国典型灾难性滑坡450Catastrophic Landslides in China图 16.10滑坡发生后的地貌特征Fig.16.10The topographical characters of Tiantai Landslide，after sliding最大淹没深度约 13.5m，共计淹没房屋 1975 户，机关及企事业单位 39 家，中、小学各 1 所，损失严重（图 16.11 和图 16.12）。9 月 6 日清晨 6：00 时左右，上涨洪水的翻越滑坡堆积物构成的天然堆石坝，冲出宽约 10m 的缺口，在滑坡堆积物上，下切形成新河道。图 16.11滑坡堵塞前河，回水淹没上游五宝镇 图 16.12五宝镇被回水淹没的房屋 Fig.16.11The landslide blocked the Qian River.Fig.16.12Houses of Wubao village submerged The backwater flooded Wubao village upstream16.3.2滑坡变形破坏特征根据滑坡变形破坏程度和滑体滑移矢量方向及大小，可将滑坡分为强烈位移变形区、中等位移变形区和后缘拉裂变形区（见图 16.13 和图 16.14）。滑坡中前部地区为强烈位移区（图 16.13）。根据滑坡前地形图和滑坡后实测地形图拟合对比计算，该区民房和水塘等标志性地物的位移量达 80140m，滑移方向为95，其中滑坡中部滑舌段的位移量最大。位于该区的房屋全部被毁坏，成为一片废451Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）图 16.13天台乡特大型滑坡工程地质平面图Fig.16.13Engineering geological map of Tiantai Landslide，Xuanhan county，Sichuan Province图 16.14天台乡特大型滑坡 5-5工程地质剖面图l粉质黏土夹碎块石；2碎块石土；3滑坡河道堆积碎块石土；4泥岩；5砂岩；6主滑动面及滑动方向；7次级滑动面及滑动方向；8现地形线；9原地形线；10侏罗系遂宁组Fig.16.14Engineering geological profile 5-5 of Tiantai Landslide，Xuanhan county，Sichuan Province1.Silt clay with broken block;2.Broken stone-soil;3.Broken stone-soil accumulation from bank landslide;4.Mudstone;5.Sandstone;6.Main sliding plane and moving direction;7.Secondary sliding plane and moving direction;8.Current contour;9.Old contour;10.Formation Suining，Jurassic System中国典型灾难性滑坡452Catastrophic Landslides in China墟（图 16.15）。处于滑坡强变形区内的麻柳树沟和凉水井沟，沟体位移量为 8090m，与主滑方向垂直的横向沟段，基本未被破坏，保持原沟形，仅局部沟段出现沟壁坍塌；与主滑方向一致的纵向沟段，沟体多被挤压变形，两侧树木多向沟中歪斜倾倒，沟壁垮塌雍堵冲沟，造成局部、多处沟段积水（图 16.16）。图 16.15强变形区房屋破坏严重 图 16.16麻柳树沟被堵塞后形成的水塘 Fig.16.15Severely destroying the houses Fig.16.16A pond formed after the Maliushu gully in the intense deformation area were blocked by the landslide中等位移区紧跟前部强烈变形区启动，但因受前部滑体的阻挡，滑移并不充分，水平滑距为 2050m，垂直下坐 525m，滑移方向为 88，与强烈位移区的滑移方向基本一致。后缘拉裂影响区的变形主要是受主滑体变形影响所致，变形量微小，变形方式主要表现为部分房屋和地面出现拉裂缝，但分布零星，房屋上的拉裂缝宽度一般为 15mm，机耕道、农田地面的拉裂缝宽则在 1020cm（图 16.17 和图 16.18）。图 16.17滑坡后缘拉裂影响区，机耕道开裂 图 16.18滑坡后缘房屋开裂 Fig.16.17Road crack，tension area in the rear Fig.16.18Fractures of the houses in the rear of the Landside of the Landslide453Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）16.4滑坡形成机制分析与稳定性评价16.4.1滑坡成因分析通过对滑坡区的地质条件、滑坡特征和变形破坏过程等进行深入系统地调查研究，得出天台乡滑坡产生的内部因素和外部因素，具体如下。1）内部因素（1）地质条件：滑坡特有的地质条件是滑坡产生最主要的内部因素。滑坡总体为缓倾坡外的顺层岩质斜坡，斜坡表层为厚度小于 5m 的坡残积层，其下为 2030m 厚的泥岩层，下伏厚层状砂岩。现场调查发现，在泥岩和砂岩层中发育 NE 和 NW 向两组裂隙，基本将地层切割成块状。滑坡后缘边界之所以呈锯齿状就与这两组裂隙的切割有关（图 16.13）。岩层总体产状 110 120 5 10，岩层走向与岸坡总体走向近于平行，属典型的近水平顺倾岩质斜坡（图 16.14）。（2）滑坡发生前、后的地形地貌特征。滑坡前缘向河谷凸出，且离河床有4565m 高的基岩陡坎，具有较好的临空条件（图 16.6）。滑动前地形坡度一般为6 20，陡缓相间，并形成缓坡台阶。在地形低洼处分布有数个水塘，且发育有 4 条大的纵向冲沟。滑坡发生后，总体地形坡度有所减缓，大致为 12 15，但地形地貌已变得异常复杂。比较突出的特点有下述几点。地形上分区分块现象非常明显。据调查，滑坡体上分布有近 50 个由次级滑坡壁、错台及长大裂缝分割的次级滑块（图 16.19 和图 16.20）。调查访问结果表明，天台乡滑坡并不是一次整体滑动形成的，而是各次级滑块从前至后、从中间向两侧逐级推进，依次形成的，整个滑动过程超过 8 个小时（2004 年 9 月 5 日 15：0023：30）。图 16.19滑坡主断壁（后壁）图 16.20滑坡次级断壁 Fig.16.19The main scarp of the landslide Fig.16.20The minor scarps of the landslide 滑坡体中前部首先发生滑动，并表现出明显的次级滑块整体平推式滑动特征。除冲入前河的滑体外，其余各部位滑体整体推出后仍基本保持原貌，原滑坡体上的中国典型灾难性滑坡454Catastrophic Landslides in China一些标志性地物（如民房、水塘、冲沟等）仍可前后对照。尤其是某一民房水泥地坪在滑动 140m 的距离后仍完整地保留，形成一道独特的景观“擎天柱”（图 16.21和图 16.22）。图 16.21滑体中前部民宅地坪滑动 140m 后 图 16.22滑体中前部民宅的地坪 仍完整地保留 Fig.16.21Well-preserved gigantic rock-strata pillar Fig.16.22Gigantic rock-strata pillar with concrete with concrete slab on the top after 140m slide slab on the top 滑坡体中后部可见明显的“槽脊相间”（trough and ridge）的地貌特征（图 16.23），表明滑体滑动过程中次级滑块是从前至后、逐级被推出的、后退的。在滑坡体的后缘，可见一宽大的拉陷槽，并见多级反坡台坎（图 16.24）。图 16.23滑坡体南侧中后部“槽脊相间”的地貌 图 16.24滑坡后部拉陷槽 Fig.16.23Alternating trough-and-ridge topography Fig.16.24The large trough in the rear in the south of the Landslide of landslide2）外部因素按照传统的极限平衡理论，没有特殊的原因，在近水平的基岩坡体中发生如此大规模的滑坡是不可能的。通过详勘及现场的调查和访问，发现促使该滑坡发生的因素，455Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）除与滑坡体本身的坡体结构特征及良好的临空条件有关外，暴雨是诱发该滑坡的主要外部因素。据气象资料，宣汉地区从 2004 年 9月 3 日至 9 月 6 日降雨量达 403.3mm。仅9 月 4 日 20：00 至 9 月 5 日 20：00 降雨就达 257mm，这一降雨量和洪水达到当地百年一遇的强度。高强度集中降雨使得原滑坡区地表水根本无法及时排出。调查滑坡体的汇水及排水条件发现：滑坡体上由南向北发育余家河沟、麻柳树沟、凉水井沟、大河沟等 4 条较大的天然冲沟。坡面上还分布有大小 26 个水塘（图 16.25）。据当地村民描述，在此次暴雨期间，由于四条冲沟局部地段阻塞，造成地表水因来不及顺沟排出而呈漫流状覆盖整个坡面，滑坡区内的水塘也迅速充满外溢。16.4.2滑坡变形破坏过程地质模型天台乡滑坡的发生并非偶然，而是代表着一类广泛发育于三峡库区和四川盆地的十分特殊的滑坡。通过对多个该类滑坡的调查发现，这种类型的滑坡多发育于近水平砂、泥岩互层的岩体中，岩层倾角一般仅 3 5，最陡者也超不过 10。由于该类滑坡滑面近于水平，常在暴雨期间，受岩体裂缝中充水的静水压力和沿滑移面扬压力的联合作用而被水平推出，故称其为平推式滑坡，是一类典型的降雨诱发型滑坡，其变形破坏过程地质模型可以概化为图 16.26，并分为如下几个阶段：（1）图 16.26a 为天台乡滑坡典型剖面概化模型。其中、代表由裂隙、切割的次级滑块。在强降雨条件下，地表水由地表的坡残积层下渗并灌入泥岩层内的构造裂隙中（泥岩层自身透水性很差），并在裂隙中产生静水压力和在底部产生扬压力。如图 16.26a 所示，裂隙充水后不仅会对前一滑块（如裂隙 I 中水对滑块）产生静水压力，同时其对后一滑块（如裂隙 I 中水对滑块）也会产生与之大小相等、方向相反的静水压力。由于滑体厚度基本相同，且滑面近于水平，滑块、边界所受的静水压力基本可相互抵消（即HHH），最后只有滑块真正受到近水平的静水压力。于是，图 16.26a 各滑块的受力图可简化为图 16.26b。（2）由于坡体中前部（相当于图 16.26 中的滑块）本身的临空条件较好，其底部扬压力将使滑块的抗滑能力大大降低，同时在后侧裂隙中静水压力的推动下首先启动并快速滑出。滑块前缘大部分冲入前河堵塞河道，其中后部由于裂隙 I 中静水压力，在滑块过程中逐渐消散，滑动一段距离后便制动（图 16.26c）。图 16.25滑坡体上的水塘Fig.16.25Ponds in the landslide中国典型灾难性滑坡456Catastrophic Landslides in China图 16.26天台乡特大型滑坡变形破坏过程示意图Fig.16.26Geological deformation failure model of Tiantai Landslide457Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）图 16.26天台乡特大型滑坡变形破坏过程示意图（续）Fig.16.26Geological deformation and failure model of Tiantai Landslide(continued)（3）坡体中前部滑块整体滑出后，为其后部滑体即图 16.26（c）中滑块的滑动提供了良好的临空条件。由于滑块的滑动使滑块的受力条件得到改变图 16.26（c），滑块在后侧裂隙静水压力和底部扬压力的共同作用下，产生平推式滑动。滑块后侧裂隙内静水压力逐渐消散，当水头高度降低到低于促使滑坡启动的临界水头高度后，滑块制动。依此类推，便产生了滑坡过程中所观察到的从前至后、从中间向两侧逐渐扩展、后退式的多级平推式滑坡模式，如图 16.26d 所示。（4）受地形或降雨持续时间等的影响，坡体逐级下滑到一定程度和范围后，滑动过程逐渐停止，并由此在其后缘留下一个明显的如图 16.26e 所示的拉陷槽。16.4.3滑坡成因机制物理模拟研究天台乡滑坡是一个典型的多级平推式滑坡，其地质模型反映了滑坡变形破坏的过程和机制：滑坡前部滑块首先在其后裂隙静水压力和扬压力的作用下，被水平推出。前部滑块的滑动，一方面为后部滑块的滑动提供了一定的临空条件，另一方面改变了其后部滑块的受力条件，使后部滑块后边界的静水压力真正发挥作用（图 16.26）。因此，滑动逐级向后部和两侧扩展。滑坡由前向后，发生分块多级后退式的滑动。上述天台乡滑坡变形破坏过程地质模型和成因机制，是从对滑坡的宏观地质调查和力学机制分析得出的，为了使上述滑坡成因机制，更具说服力，我们采用物理模拟方法对其进行了进一步分析、验证。物理模拟是一种发展较早、应用广泛、形象直观的岩体介质物理力学研究方法。长期以来，不少国内外学者采用模型试验手段，成功的分析了不同边坡、滑坡和泥石流等的成因机制。因此，采用物理模拟方法对天台乡滑坡的变形破坏机制进行验证。16.4.3.1物理模拟的地质模型由于以天台乡滑坡为典型代表的这类多级平推式滑坡，均是由前向后，逐级滑动的。中国典型灾难性滑坡458Catastrophic Landslides in China各滑块（如图 16.26 中的滑块）的变形机制基本相同，同时为了简化物理模型，物理模拟以滑坡前缘滑块（图 16.26 中的滑块）为地质原型。如前所述，地质原型的变形机制主要为：暴雨时，地表水迅速渗入滑坡后缘裂隙或拉陷槽，形成静水压力和沿滑移面扬压力。当裂隙或拉陷槽内的水头高度达到临界水头高度式（1）时，滑坡启动，随着变形发展和水头高度的降低，滑坡逐渐制动。图 16.27 中 Hw为裂隙充水高度，为水的重度，裂隙底部静水压应力为w=Hw，静水压力合力为 1/2Hw2，作用点为 1/3Hw处。图示 A 点处的底部扬压应力等于该点的静水压应力。图 16.27单级平推式滑坡变形破坏过程概念模型Fig.16.27Two-dimensional geological deformation and failure model of Tiantai Landslide张倬元和王兰生教授等提出的平推式滑坡启动判据为 （1）式中，hcr为滑坡启动临界高度；W 为滑块单宽重量（t/m）；为滑移面顺滑动方向倾角（倾向坡外为正值，反之为负），试验时 在 0 10 变化；L 为滑块底面沿滑动方向长；为滑面摩擦角，不考虑内聚力，试验值为 12.8；w为水的容重。16.4.3.2物理模拟相似条件物理模拟以相似原理为基础，采用的是相似材料的机制模拟法，建立研究对象和模型试验之间的相似关系，从而保证模型试验中出现的物理现象与原型相似。机制模拟法对相似性的要求为：C=C=CCL；C=Cf=1，其中 C 为相似系数，、L、f 分别为位移、应力、容重、几何尺寸、摩擦角和摩擦系数。根据试验条件，确定几何相似系数为 70，并保证容重相似系数 C=1（即模型试验与地质原型的材料重度相同）。由相似原理可得，模型试验满足的相似条件为：C=C=CCL=CL=70；C=Cf=1（即模型试验与地质原型材料的摩擦角和摩擦系数相同）。根据相似原理及地下水动力学原理，可推导出模型试验与地质原型的裂隙水头高度满足相似原理：即 CH=CL。同时由静水压应力W=H，静水压力 EW=H2/2 和，459Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）可以得出，。16.4.3.3物理模拟试验设备和试验模型物理模拟试验设备主要为成都理工大学自主研制的“滑坡、泥石流模拟试验仪”。该仪器长 4m、宽 0.8m、高 1m，由槽首、槽身和槽尾三部分组成（图 16.28）。槽首与槽身间采用多孔的有机玻璃板隔开，玻璃板一侧贴有过滤膜。槽身主要用以建立试验模型。试验时将槽首假设为滑坡后部的拉陷槽，在其内注水，模拟降雨时的裂隙充水过程。槽首内的水可通过多孔隔板的小孔，流入槽身，产生静水压力作用于模型后部（即滑体后部）。试验过程中多余的水可流入槽尾的水箱，通过水泵实现循环利用。试验设备主要包含：动力装置（用以调节仪器的倾角 0 20）、降雨装置（用以模拟降雨）、测量装置（仪器后侧的多个侧压管，可用以测量沿滑面不同位置处，扬压力的大小）、水位调节装置（用以调节槽首注水的水头高度）和水箱装置（用以实现水的循环利用）。图 16.28物理模拟槽型试验仪器 Fig.16.28Experimental arrangement物理模拟共设计六组试验模型，前三组模型长 100cm，后三组模型长 150cm，滑坡体后缘高均为 50cm，模型宽均为 80cm。以宣汉县天台乡滑坡岩土体物理力学参数为依据，为满足相似原理中容重相似系数 C=1，滑体主要由黏土、砂和碎石，按照652015 配和而成，重度为 20.8kN/m3。滑带土由黏土组成，其摩擦系数 f 平均值为0.227（摩擦角为 12.8）。滑床主要由砖及在砖缝间填砂组成，保证具有良好的透水性。试验时先铺设滑床，然后在滑床上铺设一层厚度为 3cm 左右的黏土层，并平整、压实，使其满足天台乡滑坡的滑带土物理力学参数要求。最后，堆砌滑体。为了尽量减少静水压力的损失，同时使滑体与滑带土接触面的摩擦系数满足试验要求，需用聚乙烯薄中国典型灾难性滑坡460Catastrophic Landslides in China膜将滑体底部、两侧面和后部包裹起来。16.4.3.4物理模拟方法物理模拟的关键是如何产生地质原型中拉陷槽或裂隙内的静水压力和沿滑移面的扬压力。模型试验过程中，将槽首假设为拉陷槽，采用在其内注水的方法，模拟降雨造成的拉陷槽充水，从而产生静水压力和扬压力。需指出的是，虽然试验设备具有降雨装置，但并未采用其进行人工降雨，模拟地质原型中的降雨过程，其主要原因为：如要满足试验要求的水头高度，需要较大的降雨强度和较长的降雨历时，而试验滑体采用黏土、砂和碎石配合而成，持续强降雨的作用将造成滑体物质的严重流失，甚至转化为泥石流，而影响试验结果。因此，试验时通过将滑体重度和滑带土抗剪强度参数设置为饱和参数，来实现降雨产生的“滑体增重效应”和“岩土体软化效应”。物理模拟的主要步骤为：先将滑面固定在某一角度（0 10），再向槽首注水，模拟地质原型中降雨引起滑坡后缘裂隙或拉陷槽内充水的过程。采用数码相机、摄像机和人工记录等方法，及时记录槽首（拉陷槽）内不同水头高度时，滑坡的变形特征和现象，及沿滑面不同位置处侧压管的水头高度，以确定扬压力的大小。16.4.3.5物理模拟的主要现象将滑面倾角依次固定在 0、3、5、6、7、8、9 和 10，观测到滑坡变形具有如下共同点：滑坡随着后缘水头的逐渐增大，达到某一水头时开始整体滑动，滑动过程中产生裂缝和前缘鼓涨等变形现象。随着变形的发展，滑坡后缘裂隙逐渐变宽，水头也随之降低，促使滑坡启动的静水压力和沿滑面的扬压力均有所减小，滑坡逐渐进入减速滑动阶段，最终停止（图 16.29图 16.32）。试验结果表明，在滑带土和滑体物理力学参数一定的条件下，促使滑坡启动的临界水头高度，随滑面倾角的增大而减小。图 16.29滑面倾角 3 时滑动前的照片 图 16.30滑面倾角 3 时滑动后的照片 Fig.16.29The landslide model test before sliding Fig.16.30The landslide model test before sliding with the dip of the sliding plane of 3 with the dip of the sliding plane of 3461Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）图 16.31滑坡滑动过程中产生的裂隙 图 16.32滑动过程中滑坡前缘隆起、开裂 Fig.16.31The cracks formed in landslide body Fig.16.32The swells and splits formed by the landslide16.4.3.6物理模拟结果分析通过物理模拟不仅观察到了滑坡变形破坏的现象和过程，而且分析得出了促使滑坡启动的临界水头高度与滑面倾角之间的定量关系。物理模拟共进行了六组试验，六组试验所得结论完全相同，受篇幅所限，仅列出第一组和第四组试验的相关参数、试验结果和启动判据公式计算结果（表 16.1 和表 16.2，图 16.33 和图 16.34）。表 16.1第一组试验参数及数据Table 16.1Parameters and data of the first series of model tests倾角/（）模型尺寸临界水头高度位移/cm长度/cm后缘高/cm实测值/cm计算值/cm0100.0050.003100.0050.0037.2039.636.505100.0050.0035.9034.499.706100.0050.0031.1031.6711.007100.0050.0029.0028.6514.708100.0050.0026.8025.3712.209100.0050.0016.5021.7413.3010100.0050.0013.0017.6623.30表 16.2第四组试验参数及数据Table 16.2Parameters and data of the fourth series of model tests倾角/（）模型尺寸临界水头高度位移/cm长度/cm后缘高/cm实测值/cm计算值/cm01505031505047.845.603.251505040.039.455.361505036.536.097.0中国典型灾难性滑坡462Catastrophic Landslides in China续表 16.2倾角/（）模型尺寸临界水头高度位移/cm长度/cm后缘高/cm实测值/cm计算值/cm71505030.532.509.481505027.028.608.391505018.824.339.1101505015.219.5412.0图 16.33第一组试验临界水头高度与滑面倾角关系曲线Fig.16.33Curves of relationship between the critical water head and the dip angle of the sliding plane from the first series of model tests图 16.34第四组试验临界水头高度与滑面倾角关系曲线Fig.16.34Curves of relationship between the critical water head and the dip angle of the sliding plane from the fourth series of model tests物理模拟采用槽型试验仪器，借助数码相机和摄像机等，对模型的变形迹象和位移进行了记录，再现了天台乡滑坡前部滑块的变形破坏的过程：当降雨导致拉陷槽内的水头高度达到启动临界水头高度时，滑坡开始整体滑动。滑动过程中在坡体上产生裂缝和前缘鼓张等现象。随着变形的发展，拉陷槽宽度的增大，水头高度逐渐降低，滑坡开始减速滑动，最终自行制动。这一过程与前述天台乡滑坡的前部滑块（图 16.26）的变形破坏过程完全相同，说明前述天台乡滑坡成因机制和变形463Tiantai Landslide,Sichuan Province(2004)第十六章四川宣汉县天台乡滑坡（2004）破坏地质模型的正确性。由表 16.1、表 16.2、图 16.33 和图 16.34 可见，在滑坡岩土体物理力学参数相同的条件下，物理模拟测得的临界水头高度与滑面倾角关系曲线，与通过启动判据（式 1）计算所得的该曲线的变化趋势基本相同，两者拟合较好，说明了启动判据公式的正确性，可用其计算其他平推式滑坡启动的临界水头高度。同时，两者均说明了滑坡启动的临界水头高度与滑面倾角之间的关系：滑面倾角越大，促使滑坡启动的临界水头高度越小；反之，滑面倾角越小，促使滑坡启动的临界水头高度越大。16.4.4滑坡稳定性分析和推力计算为了分析评价滑坡发生后，滑坡体的稳定性状态，同时为治理工程设计提供主要依据，采用极限平衡法对天台乡滑坡的稳定性和推力进行计算。1）计算参数选取根据勘查资料，滑带土抗剪强度参数为 C=910kPa，=12 14。同时结合工程类比、参数反演等方法，确定滑坡岩土体的物理力学参数，见表 16.3。表 16.3岩土体的物理力学参数取值Table 16.3Mechanical parameters of the landslide mass名称参数选取C/kPa/（）滑带土9.412.8滑体23.621.8滑床岩石14.8741.70根据勘查重度试验，滑体重度的平均值为 19.35kN/m3，故天然状态下，取=19.35kN/m3；饱水状态下，取=20.81kN/m3；滑床