地质通报  2022, Vol. 41 Issue (8): 1494-1503  
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曾磊, 贾俊. 季节性冻融过程黄土斜坡失稳机制及稳定性趋势[J]. 地质通报, 2022, 41(8): 1494-1503.DOI: 10.12097/j.issn.1671-2552.2022.08.015.
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Zeng L, Jia J. Instability mechanism and stability trend of loess slope during seasonal Freeze-thaw process[J]. Geological Bulletin of China, 2022, 41(8): 1494-1503. DOI: 10.12097/j.issn.1671-2552.2022.08.015.
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基金项目

国家自然科学基金项目《冻融交替下黄土斜坡水文循环机理及对斜坡稳定性影响研究》(批准号: 41202178)

作者简介

曾磊(1981-), 男, 高级工程师, 从事水工环地质调查研究。E-mail: 38654977@qq.com

文章历史

收稿日期: 2020-11-18
修订日期: 2021-06-09
季节性冻融过程黄土斜坡失稳机制及稳定性趋势
曾磊1,2, 贾俊1,2    
1. 中国地质调查局西安地质调查中心, 陕西 西安 710054;
2. 自然资源部黄土地质灾害重点实验室, 陕西 西安 710054
摘要: 季节性冻融型滑坡是黄土地质灾害的主要类型之一。季节性冻融过程中地下水响应极其敏感, 地下水分布和变化对黄土斜坡体内岩土体的应力状态、力学性状及斜坡稳定性均有较大的影响, 冻结期滞水与融解期疏水引发的斜坡范围内地下水位变化是黄土斜坡稳定性变化及失稳破坏的主要诱发因素之一。在季节性冻融过程斜坡地下水变化全过程分析基础上, 采用基于极限平衡理论的条分法和基于弹塑性理论的有限元数值法, 对黄土斜坡稳定性与斜坡应力应变场的响应进行分析计算, 探讨季节性冻融条件下黄土斜失稳破坏机制及稳定性变化趋势, 认为黄土斜坡在冻融过程中的稳定性状态与冻结融解日期呈现明显滞后效应, 其失稳状态将持续至融解中期, 为季节性冻融型滑坡预警防治提供科学依据。
关键词: 季节性冻融    黄土斜坡    稳定性    数值模拟    
Instability mechanism and stability trend of loess slope during seasonal Freeze-thaw process
ZENG Lei1,2, JIA Jun1,2    
1. Xi'an Center, CGS, Xi'an 710054, Shaanxi, China;
2. Key Laboratory of Loess Geological Hazards, Ministry of Natural Resources, Xi'an 710054, Shaanxi, China
Abstract: Seasonal freeze-thaw landslides are one of the main types of loess disasters.The groundwater response is extremely sensitive during seasonal freezing and thawing.The distribution and changes of groundwater level have a greater impact on the stress state, mechanical properties and slope stability of the rock and soil in the loess slope.Slope caused by stagnant water during freezing and draining during thawing.The change of groundwater level within the scope is one of the main inducing factors for the stability change and instability of the loess slope.Based on the whole process of slope groundwater change during seasonal freezing and thawing, this paper adopts the slice method based on limit equilibrium theory and the finite element numerical method based on elastoplastic theory to analyze and calculate the slope stability and slope stress and strain field response.Under seasonal freezing and thawing conditions, the failure mechanism and stability change trend of the slope of loess slopes.Provide scientific basis for early warning and prevention of seasonal freeze-thaw landslides.
Key words: seasonal freezing and thawing    loess slope    stability    numerical simulation    

黄土高原大量斜(边)坡发育,在外界因素诱发下,常导致灾害的发生[1-4]。相对降雨和人类活动诱发的地质灾害,季节性冻融型滑坡较其他诱发型滑坡更具有隐蔽性、突发性和不可预测性,致灾后常造成巨大的人员伤亡与经济损失。据不完全统计,1~4月是黄土高原季节性冻融区灾害较集中的时期,其中尤以3月份灾害发生频次最高,这一时期正是冻融交替的解冻期,给当地民居安全和公路正常运营带来严重威胁[5-8]

针对中国北方地区冻结滞水效应诱发黄土滑坡高发的因素,吴玮江等[8]、朱赛楠等[9]、叶万军等[10]通过分析西北季节性冻土地区滑坡发生时间规律和危险斜坡变形动态规律,提出季节性冻融作用产生的冻结滞水效应,使斜坡区地下水富集、土体软化范围扩大和静、动水压力增大,是冻融季节滑坡多发的重要外动力因素[8-12]。叶伟林等[13]、王念秦等[14]、朱立峰[15]以甘肃省黄土滑坡为研究对象,探讨了季节冻土区冻融期滑坡的基本特征和形成机理,认为冻融期黄土滑坡主要集中在冻融期末期,且具有规模大、滑速快、滑距远、危害严重等特点[13-15]。程鹏等[16]、黄文强[17]、张茂省等[18]针对黄土斜(边)坡灾害及冻融作用特点,利用表层冻结温度场数值模拟、冻结前后地下水聚集模型分析、实例验证分析等手段,揭示了边坡表层土体冻结过程、坡体内地下水集聚过程,探讨了黄土斜(边)坡表层冻结效应及其稳定响应,认为冻结滞水效应和循环冻融的双重作用是滑坡在春季频发的根本原因[16-20]

季节性冻融改变了黄土斜坡区地下水赋存条件,地下水的补径排发生改变,引起斜坡区的静、动水压力季节性地增大或减小,降低了土体强度,影响斜坡体的应力状态和稳定性,是黄土斜坡破坏的重要外动力之一。本文从季节性冻融改变地下水状态的角度,分析冻融型黄土滑坡失稳过程中孔隙水压力、最大(小)应力场分布、剪应力剪应变分布、坡体XY向位移响应、塑性区演化等规律和特征,探讨冻融过程中黄土斜坡破坏机制及稳定性变化趋势,为季节性冻融型黄土滑坡的预警防治提供科学依据。

1 研究区概况

研究区位于甘肃省永靖县盐锅峡镇的黑方台。受黄河侵蚀作用,临黄面为高陡斜坡,形成黄土高原区典型的台塬。低温期长达5个多月,一般每年11月下旬冻结,来年2月下旬解冻,多年平均气温-3.4℃,最低气温为-23.1℃,最大冻结深度约92 cm,是典型的黄土季节性冻土区[5]

本次选取野外原位监测滑坡——黑方台陈家村滑坡为地质原型(图 1),该滑坡曾多次发生滑动,滑坡主滑方向为103°,滑坡发育在黄土层与粉质粘土层内(垂向厚度约58 m),高程约为1651 m。滑坡所在斜坡段总高度约为110 m,整体坡度为28°,坡型呈阶梯型,上陡下缓,斜坡结构为晚更新统风成黄土层(Q3eol)、中更新统冲积粉质粘土层(Q2al)、中更新统冲积砂砾石层(Q2al)及下白垩统河口群(K1hk)砂泥岩层组成的多层结构斜坡。黄土层总体上东厚西薄,粉质粘土、土黄色薄层砂土则西厚东薄,白垩系基底整体向北东倾斜[6]

图 1 黑方台陈家村JH-9滑坡工程地质剖面图 Fig.1 Engineering geological section of JH-9 landslide inChenjiacun, Heifangtai
2 研究方法 2.1 岩土取样测试

本文在黑方台陈家村滑坡从地面至坡地不同地层取样,依次获取了非饱和黄土、饱和黄土、粉质粘土、砂卵石、砂泥岩5个不同岩性各3组样品,开展室内强度测试。采用相关工程、规范推荐的参数进行工程地质类比,根据滑坡变形破坏特征开展参数反演分析,最终进行岩土体参数的综合取值。

2.2 数值模拟

本文采用滑坡流-固耦合数值模型Geo-stdio软件中Sigma模块进行Coupled Stress/PWP计算,对灌溉冻结滞水条件下滑坡变形和破坏进行评价。流-固耦合数值分析客观地反映了地下水抬升条件下滑坡土体的应力-应变关系和破坏区的位置及破坏范围的扩展情况,为研究冻融型黄土滑坡触发机理提供了支撑。为了更直观地体现季节性冻融过程中黄土斜坡稳定性变化趋势,本文采用Geo-Studio软件中的Geo-Slope模块进行稳定性计算,选取滑坡主滑方向剖面为计算剖面,基于极限平衡理论条分法(瑞典条分法、毕肖普条分法、简布条分法、Morgenstern-Price条分法),计算地下水位变化条件下斜坡稳定性,根据现场滑坡结构特征调查及以往滑坡失稳状况,采用指定法进行滑坡滑动面计算。

通过监测冻结前-冻结-解冻全过程获取气温、地下水水位、冻结强度等数据,在前期研究季节性冻融过程黄土斜坡地下水响应全过程的基础上,模拟分析斜坡体内剪应力、剪应变、塑性区等变化特征,计算不同时间段斜坡稳定性,为季节性冻融黄土滑坡的防治提供科学依据。

3 结果与分析 3.1 模型建立

陈家村滑坡坡顶发育裂缝2条,裂缝最宽处达到0.3 m,坡面为凹形。坡脚发育下降泉,在非冻融期间最大流量为0.25 l/s,进入冻融期后,流量减少。监测期间黑方台冻结最大深度为0.52 m[21]。曾磊等[22]研究表明:滑坡后地下水水位变幅较小,变幅为0~1.5 m;滑坡坡脚地下水变化在冻融期间较剧烈,最大变幅达8.18 m(图 2表 1)。

图 2 季节性冻融过程斜坡地下水位动态图(2012年10月—2013年4月数据) Fig.2 Dynamic diagram of groundwater level of slope during seasonal freeze-thaw process
表 1 稳定计算期数与时间、坡脚地下水水位 Table 1 Corresponding table of stability calculation period and time and groundwater level at slope toe

本文根据黑方台陈家村滑坡地质条件建立计算模型。滑坡计算模型中地下水水位变化以图 2表 1中数据为计算依据,将不同时期地下水水位值输入模型进行稳定性评价。

模型总体以垂直向上方向为Y轴正向,以滑坡主滑方向水平向右为X轴正向,模型边坡总高度为143 m,宽度320 m,其中黄土层厚度为58 m,模型左边最高高程为1703 m,右边最高高程为1598 m,底部边界高程为1560 m。滑坡所处位置以自重应力场为主,因此模型边界约束条件为节点固定约束,左右两侧边界约束X向位移,底部边界约束Y向位移,有限单元划分以三节点、三角形单元与四节点、四边形单元为主共划分7154节点,7044单元(图 3)。由此建立斜坡稳定性计算模型(图 4)。

图 3 有限元数值计算模型 Fig.3 Finite element numerical calculation model
图 4 黑方台陈家村滑坡稳定性计算模型 Fig.4 Stability calculation model of Chenjiacun landslide in Heifangtai
3.2 岩土参数选取

本次模拟计算采用野外获取岩土体样品参数的综合取值。流-固耦合有限元数值模型各岩土体单元均采用莫尔-库仑屈服条件的弹塑性本构模型,岩土体参数详见表 2

表 2 计算模型岩土体参数取值 Table 2 Parameter values of calculation model for rock and soil mass
3.3 黄土斜坡流-固耦合结果分析 3.3.1 孔隙水压力影响区分析

本文模拟了自重渗流作用下斜坡范围内产生的孔隙水压力,不同地下水位状态下滑坡区范围内孔隙水压力模拟结果如图 5所示。坡脚地下水位高程从初始2012年10月2日的1750.87 m增加至2013年1月29日的最高值1659.05 m,增幅达8.18 m,孔隙水压力作用区域不断增大,向上及向斜坡外部逐步扩散,孔压影响区略微上凸,尤以滑坡前缘坡脚处孔隙水压力作用区域最明显,孔隙水压力值从20~40 kPa增加到100~120 kPa。斜坡坡脚饱和区段黄土体在正孔隙水压力作用下,根据有效应力:τ=(σ-uw)tanφ+c,孔压作用导致黄土有效应力和抗剪强度降低,在上覆斜坡土体重力作用下,坡脚饱和区黄土产生破坏,进一步对斜坡稳定性产生影响。

图 5 不同地下水位条件下孔隙水压力分布 Fig.5 Pore water pressure distribution under different groundwater levels A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1650.99 m(2012.12.17);C—坡脚水平高程1651.98 m(2012.12.29); D—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);E—坡脚水平高程1655.68 m(2013.1.19);F—坡脚水平高程1650.05 m(2013.1.29)
3.3.2 最大主应力场与最小主应力场分布

模拟结果显示(图 6图 7),斜坡应力场分布特征主要受自重应力控制,最大主应力近坡表位置大致近平行坡面,随着高程降低,最大应力方向转化为近水平,最大主应力值随埋深的增加而逐步增大,最大值为2.8 MPa,分布相对均匀;随着地下水位不断抬升,局部位置最大主应力方向出现较大偏转,坡脚地下水位高程为1659.05 m时,斜坡前、后缘最大主应力偏转最明显,局部表现为拉应力。

图 6 最大主应力分布特征 Fig.6 Distribution characteristics of maximum principal stress A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);C—坡脚水平高程1659.05 m(2013.1.29)
图 7 最小主应力分布特征 Fig.7 Distribution characteristics of minimum principal stress A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);C—坡脚水平高程1659.05 m(2013.1.29)

最小主应力总体呈现出随着高程降低而增加的趋势,随地下水位抬升,斜坡后缘、坡表部位均出现一定程度的拉应力,拉应力水平分布范围一般小于10~15 m,拉应力分布深度总体小于25 m,最小主应力值为-0.8 MPa;与最大主应力一样,在斜坡临坡表部位出现应力方向的偏转,坡脚地下水位高程为1659.05 m时,黄土层内最小主应力偏转最明显,斜坡后缘表现出明显拉应力集中。

3.3.3 剪应力与剪应变分布与特征

从斜坡剪应力应变分布特征(图 8图 9)可以看出,在初始地下水位状态下,斜坡剪应力集中部位主要位于斜坡体内部,最大剪应力值为0.15 MPa,坡体内部未形成明显的剪应变贯通带,斜坡整体稳定性良好;随着地下水位不断抬升,孔隙水压力作用导致岩土体抗剪强度降低,斜坡剪应力集中分布位置逐步向坡表、斜坡及后缘发展,剪应变增量带也同步向斜坡坡表过程中剪应变增量带逐步发展,但并未贯通联结,斜坡在此过程中稳定性递减;坡脚地下水位高程为1659.05 m时,最大剪应力值增加至0.34 MPa,斜坡处在稳定最差状态,剪应变增量带完全贯通。

图 8 最大剪应力分布特征 Fig.8 Distribution characteristics of maximum shear stres A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);C—坡脚水平高程1659.05 m(2013.1.29)
图 9 剪应变分布特征 Fig.9 Distribution characteristics of shear strain A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);C—坡脚水平高程1659.05 m(2013.1.29)
3.3.4 滑坡体XY向位移响应分析

从模拟结果XY向位移(图 10图 11)分布特征可以看出,地下水位初始状态下,斜坡位移最大值为2~3 cm,位移场分布均匀,无明显位移突变,位移整体表现为向坡体外部扩展;随着坡脚地下水位抬升,饱和区范围扩大,斜坡X向位移在潜在滑动区饱和黄土层内产生局部位移变化,但变化量级较小,Y向位移无明显变化;坡脚地下水位高程为1659.05 m时,黄土层内坡表X向、Y向位移分布产生明显突变,整体表现为向下滑动,这与剪应力与剪应变增量分布特征吻合;滑坡在坡脚地下水位高程为1659.05 m时,达到最大变化值,位移量值达到25 cm左右。

图 10 X向位移分布特征 Fig.10 X-direction displacement distribution characteristics A—坡脚水位高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水位高程1659.05 m(2013.1.29)
图 11 Y向位移分布特征 Fig.11 Y-direction displacement distribution characteristics A—坡脚水位高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水位高程1659.05 m(2013.1.29)
3.3.5 塑性区演化过程分析

斜坡塑性屈服区分布特征(图 12)显示,在地下水位初始状态下,斜坡塑性区主要分布于斜坡坡脚与浅层土体位置,这与实际黄土斜坡坡脚变形破坏情况一致;随着地下水位不断抬升,斜坡范围内塑性区分布逐渐增大,尤以斜坡坡脚与中后部最明显,斜坡稳定状态逐步降低;坡脚地下水位高程为1659.05 m时,斜坡坡体内塑性屈服区完全贯通,斜坡稳定性降到最小,极可能失稳致灾,塑性区演化与位移场和剪应力场的变化情况吻合。

图 12 不同地下水位条件下塑性屈服区分布(红色区域) Fig.12 Distribution of plastic yield area under different groundwater level conditions(red area) A—坡脚水平高程1650.87 m(2012.10.2);B—坡脚水平高程1650.99 m(2012.12.17);C—坡脚水平高程1651.98 m(2012.12.29);D—坡脚水平高程1653.18 m(2013.1.9);E—坡脚水平高程1655.68 m(2013.1.19);F—坡脚水平高程1650.05 m(2013.1.29)

根据不同季节性冻融期斜坡有限元数值模拟结果,斜坡初始主应力场符合一般斜坡重力控制下主应力场的分布特征,量级合理,随着进入冻结期地下水位抬升,靠近斜坡坡表与后缘,主应力场发生偏转,后缘局部表现为拉应力;初始状态斜坡坡体剪应力在深部较集中,最大剪应力方向也基本与坡面近平行,水位抬升后,剪应力集中区向坡表过渡,并逐步在斜坡近坡表处形成剪应力集中带,进而形成剪应变增量带贯通带;塑性屈服区初始状态主要产生在斜坡中下部浅层土体及坡脚位置,地下水位抬升过程中,斜坡坡体内塑性屈服区范围逐渐扩大并向后缘扩展,直至最后贯通破坏,塑性区演化过程与剪应力、剪应变及斜坡坡体位移趋势一致;最终在坡脚水位高程1659.05 m时,剪应变增量带完全贯通,塑性屈服区从斜坡坡脚至后缘整体发展,斜坡整体位移量值达到25 cm,产生整体失稳破坏。

通过流-固耦合数值方法,对季节性冻融过程黄土斜坡地下水响应引起的坡体孔隙水压力、应力-应力场、剪应力-剪应变、XY向位移和塑性区的变化规律可以看出,坡脚地下水水位(饱和区范围)的波动是引起坡体内部状态变化的关键。季节性冻融过程中,冻结滞水效应明显,且其变化区域为坡体稳定性敏感区,这一区域黄土饱和后其力学强度迅速减少是斜坡失稳的关键因素。

3.4 黄土斜坡稳定性响应分析

基于冻融过程中黄土斜坡孔隙水压力、应力-应变、剪应力与剪应变及塑性屈服区演化的分析,根据季节性冻融过程中2012年10月2日、12月17日(冻结期)、12月29日及2013年1月9日、1月19日、1月29日、2月10日(融解期)、3月10日、4月10日不同极限平衡算法得到的稳定性系数,对冻结前期、冻结期、冻融期黄土斜坡不同阶段稳定性进行评价,计算结果见图 13表 3

图 13 斜坡稳定性计算结果分布图 Fig.13 Distribution of slope stability calculation results
表 3 斜坡稳定性计算结果 Table 3 Calculation resultsof slope stability

根据斜坡稳定性计算结果,随着季节性冻融过程地下水位上升、下降,斜坡稳定性系数Fs产生明显变化。计算结果可初步划分为稳定性降低阶段、可能破坏阶段及稳定性回升阶段。

(1) 斜坡稳定性4种极限平衡条分法的计算结果均显示,斜坡稳定性状态与坡脚地下水位高程呈现负相关性,从2012年12月17日进入冻结期至2013年1月29日地下水位逐步抬升,斜坡稳定性系数从初始的1.2左右降低至1.0以下,2013年2月10日进入融解期至4月10日地下水位逐步下降,斜坡稳定性系数逐步回升。从4种计算方法得到的数据整体看,Bishop法计算结果偏保守,Janbu法计算结果偏危险,这种计算结果与计算方法的基本假定条件相关,但总体趋势近似一致。

(2) Fs降低阶段:从开始计算时间起至2012年12月17日进入冻结期,斜坡坡脚逐步冻结,地下水位持续缓慢上升,至2013年1月5日斜坡稳定性系数4种方法计算结果分别由初始的1.184、1.313、1.160、1.226降低至1.049、1.148、1.033、1.083,斜坡稳定性由初始稳定状态逐步过渡为基本稳定,稳定性状态显著下降。

(3) 可能破坏阶段:由于冻结滞水的时间效应,斜坡稳定性响应较冻结期有一定的滞后效应,2013年1月9日至1月29日(地下水位峰值)斜坡稳定性状态由基本稳定渐变为不稳定,稳定性系数从1.05左右降低至1.00以下;1月29日进入融解期,斜坡带范围内地下水位逐步降低,至3月6日斜坡稳定性逐步提高到1.05以上;2013年1月9日—3月6日,斜坡稳定性状态处于欠稳定状态—不稳定状态,极限平衡法基本理论为稳定性系数Fs < 1.00,即失稳斜坡失稳,但大量工程实践经验表明,稳定性系数低于1.05斜坡即视为进入破坏阶段,因此定义本过程为可能破坏阶段。

(4) Fs回升阶段:进入融解期后36 d即2013年3月6日,斜坡范围内地下水排泄通道畅通,地下水位逐步下降,斜坡稳定性逐步回升,稳定性系数从1.05左右逐步增大到1.15左右,滑坡整体稳定性逐渐回升。需要指出的是,地下水对滑坡岩土体的作用与滑坡损伤演化是不可逆的过程。本次计算主要是为充分反映地下水位抬升对斜坡稳定性的影响,斜坡稳定性状态的提升是多种因素综合作用的结果。

斜坡稳定性Fs降低阶段、可能破坏阶段及斜坡稳定性Fs回升阶段与季节性冻融过程总体趋势与序列上呈现出较大的相关性,斜坡稳定性进入破坏阶段时间节点(2012.12.19)与冻结日期(2013.1.5)、斜坡稳定性Fs开始进入回升阶段时间节点(2013.3.6)与融解期(2013.1.29)出现明显的滞后效应。斜坡在进入冻结期后,其Fs逐渐下降,但未至可能破坏阶段;斜坡在进入融解期后,Fs逐渐回升,但是在融解初期,斜坡还处在可能破坏阶段。可以明显看出,斜坡可能破坏阶段是从斜坡进入冻结期后7 d开始至进入融解期后的36 d,这个阶段包括冻结期的中后期和融解期前中期,其主要原因是斜坡坡脚冻结致排水条件受阻、水位上升与融解至地下水位的加速排泄、水位下降,其过程是缓慢增长与下降的过程,而地下水位是斜坡稳定性最主要的影响因素,因此斜坡稳定性状态与冻结融解日期呈现明显滞后效应。

4 结论

本文在冻融过程斜坡水文响应全过程研究基础上,采用传统条分法和有限元数值法对冻斜坡稳定性及应力-应变响应进行分析计算,得到以下结论。

(1) 滑坡流-固耦合有限元数值模拟结果显示:孔隙水压力作用区域随地下水水位上升而扩大;随着地下水位不断抬升,最大、最小主应力在滑坡后缘、前缘及近坡表位置表现出一定程度的偏转,最大、最小主应力差值导致剪应力集中及剪应变值的增大与集中。

(2) 模型斜(边)坡坡脚地下水位高程为1659.05 m时,斜坡体内X向、Y向位移产生明显突变,整体表现为向坡脚滑动趋势,位移量值可达25 cm;斜坡体内剪应力集中带状展布、剪应变增量带贯通,塑性区也从斜坡坡脚、中后部发育逐步发展为坡体内连接贯通,斜坡极易失稳致灾。

(3) 冻融过程中,斜坡稳定性状态与坡脚地下水位高程呈现负相关性,与冻结融解日期呈现明显滞后效应。斜坡稳定性状态可分为3个阶段:①稳定性系数降低阶段,2012年10月2日—2013年1月9日;②可能破坏阶段,2013年1月9日—2013年2月10日;③稳定性系数回升阶段,2013年2月10日以后。

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