青川县大院乡董家危岩体的成因机制与破坏模式

范大波,沈军辉,丁尧,刘维国,刘海,张青宇

(1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059;2.杭州科技职业技术学院,杭州 310012;3.中水集团昆明勘测设计研究院,昆明 650051)

青川县大院乡董家危岩体的成因机制与破坏模式

范大波1,2,沈军辉1,丁尧1,刘维国3,刘海1,张青宇1

(1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059;2.杭州科技职业技术学院,杭州 310012;3.中水集团昆明勘测设计研究院,昆明 650051)

从斜坡地貌演化、地质结构和变形特征研究董家危岩体的成因机制及破坏模式。结果表明,其危岩体是下部基座蠕变和上部灰岩倾倒拉裂所致,以倾倒式破坏为主,也可发生滑移式和坠落式破坏。关键词: 危岩体;坡体结构;成因机制;破坏模式

1 引言

董家危岩体位于青川县大院乡花果村董家居民区北东侧斜坡上,该灾害体共发育6个危岩单体,总方量超过5 000 m3(图1),共威胁董家居民50余人。“5.12”汶川地震期间部分危岩体失稳破坏,产生的滚石摧毁斜坡下方3间民房[1]。为避免居民的生命财产再次受到威胁,研究该危岩体的成因机制及破坏模式,对此类危岩体的稳定性评价与防治工程设计具有重要实际意义。

图1 危岩体分布图Fig.1 Distribution of the dangerous rock-mass

2 危岩体的坡体结构特征

危岩体所在斜坡走向N 70°W,总体呈现上陡、下缓的坡形特征。上部危岩体所在的陡坡部位坡度55°～80°,出露震旦系元吉组(Zy)白云质灰岩,产状340°～345°∠35°～45°,呈巨厚层状结构 ,完整性较好;下部缓坡地带坡度15°～25°,表部为第四系崩坡积物(),下伏寒武系邱家河组(∈q)板岩,与上部灰岩呈平行不整合接触,为薄层状结构。

该斜坡总体是由上部巨厚层状灰岩与下部薄层状板岩构成的,且岩层倾向坡内(图2)。上部灰岩一般层厚5～10 m,局部含硬质页岩夹层,风化后可形成凹岩腔,并构成危岩体的下边界。岩体主要发育两组节理:①J1,产状 130°∠70°～85°,与斜坡近于垂直,平直稍粗糙,间距0.6～2.0 m,普遍松弛张开,可构成潜在失稳块体的侧缘边界;②J2,产状220°∠70°～85°,与斜坡近于平行 ,平直稍粗糙 ,间距0.5～1.0 m,可构成潜在失稳块体的后缘边界。此外,斜坡局部还发育一组缓倾坡外的节理,产状215°∠25°,构成潜在失稳块体的底滑面。

3 危岩体的变形破坏特征

危岩区共发育6个危岩体,本文仅对 W 1、W 2、W 3的变形破坏特征进行阐述,其余危岩体的破坏特征与W 1类似,在此不作赘述。

3.1 W 1危岩体

W 1位于危岩区东南侧,底部高程1 303.35 m、顶部高程1 322.67 m、宽9.45 m、厚6.15 m,规模近 1 122.83 m3(图 3)。

图2 董家斜坡工程地质剖面图Fig.2 Engineering geological section of Dongjia slope

图3 W 1危岩体西侧全貌Fig.3 Full view of the west side of dangerous rockmass W1

W 1的稳定性受平行于坡面的陡倾节理(J2)控制。“5.12”汶川地震期间,距临空面6 m处的岩体追踪该节理产生了宽约30 cm的拉裂缝,构成W 1的后缘边界。该裂缝水平方向发育长度约8 m,延伸方向310°,垂直方向发育深度约10 m,已贯通至W 1中部。另外,受上部灰岩重力长期作用,W 1底部板岩基座发生了明显的压缩蠕变现象。这种具软弱基座且后缘发育裂缝的危岩体易向临空面发生整体倾倒破坏。

3.2 W 2危岩体

W 2位于危岩区中部崖脚处,底部高程1 294.64 m、顶部高程1 302.58 m、宽12.45 m、厚3.52 m,方量约 347.96 m3(图 4)。

W 2的稳定性除了受平行于坡面的陡倾节理(J2)控制之外,还与它底部所含的页岩夹层有关。由于页岩与灰岩的差异风化,W 2底部形成了高约1.7 m、深0.8～1.0 m的凹岩腔;而地震作用又使得W 2沿J2产生后缘拉裂缝,裂缝宽度20～40 cm不等,水平方向发育长度约10 m,延伸方向310°,垂直方向发育深度约1 m。若裂缝继续往深部发育,W 2将沿后缘拉裂缝发生整体坠落式破坏。

图4 W 2危岩体西侧全貌Fig.4 Full view of the west side of dangerous rockmass W2

3.3 W 3危岩体

W 3位于危岩区西侧山脊,底部高程1 370.17 m、顶部高程 1 373.59 m、宽 4.20 m、厚 4.18 m,方量约60.04 m3(图5)。

W 3发育一组缓倾坡外的控制性结构面,产状215°∠25°,构成了失稳块体的底滑面。在“5.12”汶川地震中W 3东侧一岩体已沿底滑面发生了整体滑移破坏(图5),而W 3也沿底滑面向临空方向错动了约5 cm。

图5 W 3危岩体东侧全貌Fig.5 Full view of the east side of dangerous rockmass W 3

4 危岩体的成因机制

由上部巨厚层状灰岩与下部薄层状板岩构成的中倾反向层状斜坡,随着河谷下切,斜坡上部灰岩层形成陡崖,岩体产生卸荷回弹,并在坡缘拉应力分布带形成一系列陡倾拉裂缝;而下部板岩的强度和抗风化能力均不及灰岩,在漫长的地质年代中,经历各种自然营力的作用,不断风化剥落,并成为其上覆灰岩的软弱基座。软弱基座上部灰岩的总厚度约为40 m,通过测试获得灰岩的重度为26 kN/m3,此时斜坡上部灰岩在软弱基座交界面处产生的自重应力σ=γR·h=26 kN/m3×40 m=1 040 k Pa,而软弱基座岩体(强风化板岩)的抗压强度仅为800～1 200 kPa,在雨水的浸泡下板岩抗压强度还将进一步降低。由此可见,在上部灰岩重力的长期作用下,下部板岩可发生压缩蠕变,上部高强度的厚层-块状灰岩变形能力较差,可追踪顺坡陡倾角节理发生倾倒拉裂,形成危岩体,并在重力弯矩及地震等外界营力作用下发生倾倒破坏。危岩体的形成与破坏过程参见图6。

图6 危岩体的形成与破坏过程演化图Fig.6 Evolution figures of the formation and failure of a dangerous rockmass

5 危岩体的破坏模式

董家危岩体的成因决定了它主要的破坏模式为倾倒式,但由于页岩夹层的差异风化而形成岩腔,危岩体也可发生坠落式破坏。此外,受局部发育的缓倾坡外节理面的控制,危岩还可发生滑移式破坏。

(1) 倾倒式(W 1、W 4、W 5、W 6为该破坏模式)

倾倒式破坏为董家危岩体最主要的破坏模式。板岩基座在上部灰岩重力的长期作用下发生了压缩蠕变,上部灰岩在顺坡陡倾节理的基础上产生拉裂缝,并成为失稳块体的后缘边界。危岩在外界营力作用下,以下部基座为倾覆点向临空方向作悬臂梁弯折,同时后缘拉裂缝迅速扩张,重心逐渐外倾,危岩体最终向临空面发生倾倒破坏[2]。

以W 1为例(图7),给出在自重+裂隙水压力+地震力工况下倾倒式危岩体的稳定性系数计算公式[3]:

当危岩重心在倾覆点之外时,重力产生的力矩应归为倾覆力矩。

图7 倾倒式危岩(W 1)计算模型Fig.7 Calculation model for unstable topp ling rock(W 1)

(2)坠落式(W 2为该破坏模式)

巨厚层状灰岩局部含页岩夹层,风化后可形成凹岩腔。凹岩腔使得上部岩体悬空,悬空岩体后缘易形成陡倾拉裂缝。岩体在渐进风化和自重的作用下,后缘主控拉裂缝逐渐扩展,拉应力更进一步集中在岩桥部位。一旦拉应力大于岩桥的抗拉强度,拉裂缝迅速向下发展,岩桥被剪断,危岩体将发生整体坠落式破坏。

以W 2为例(图8),给出在自重+裂隙水压力+地震力工况下坠落式危岩体的稳定性系数计算公式:

图8 坠落式危岩(W 2)计算模型Fig.8 Calculation model for unstable falling rock(W 2)

应当指出,仅在重力作用时以坠落破坏的危岩体一般沿后缘破裂面发生剪切破坏,而在“5.12”汶川地震中部分此类危岩体在地震力作用下直接向临空面水平抛出,危岩体是以张拉的形式破坏。鉴于此,在考虑地震作用时,应按式(3)验算危岩体的张拉破坏。坠落式危岩体稳定性系数最终取K1与K2的小值。

(3)滑移式(W 3为该破坏模式)

危岩区局部发育缓倾坡外的结构面,该结构面构成失稳块体的底滑面。当上覆岩体的下滑力超过抗剪阻力时,岩体将向临空方向发生滑移破坏。

以W 3为例(图9),给出在自重+裂隙水压力+地震力工况下滑移式危岩体的稳定性系数计算公式:

图9 滑移式危岩(W 3)计算模型Fig.9 Calculation model fo r unstable sliding rock(W 3)

式中,W为危岩体的重量(kN/m);Q为危岩体所承受的水平地震力(kN/m),取水平地震影响系数为ξe,则Q=ξeW;V为裂隙水压力(kN/m),取V=γw/2sinβ,γw为水的重度(kN/m3),hw为后缘裂隙充水高度(m),β为破裂面倾角(°);H为危岩体高度(m);a为重力作用点距倾覆点的水平距离(m);b为后缘裂隙未贯通段下端距倾覆点之间的水平距离(m);h0为地震力距倾覆点的垂直距离(m);flk为危岩体抗拉强度标准值(kPa);c0、φ0分别为岩体的粘聚力(kPa)和内摩擦角(°);c1、φ1分别为结构面的粘聚力(kPa)和内摩擦角(°);c、φ分别为破裂面等效粘聚力(kPa)和内摩擦角(°),分别有:

e为裂隙沿破裂面的发育长度(m);n为裂隙连通率。

6 结论与建议

(1)含软弱基座的中倾反向层状斜坡在上部岩体重力长期作用下,下部软弱基座发生压缩蠕变,同时上部岩体追踪顺坡陡倾节理发生倾倒-拉裂,最终形成以倾倒式破坏为主的危岩体。但受局部发育的缓倾坡外节理的控制,危岩体也可发生滑移式破坏。此外,由于页岩夹层与灰岩的差异风化而形成凹岩腔,危岩体还可发生坠落式破坏。

(2)危岩体形态一般不规则,目前数值计算尚不能很好地反映其稳定性状态;而极限平衡方法概念清晰,只要根据危岩体的破坏模式及边界条件,建立相应的稳定性分析模型,即可得到较好的稳定性评价结果。因此,本文根据危岩不同的破坏模式,并考虑地震力以及裂隙水压力的作用,分别给出了危岩体稳定性评价的计算公式。

(3)董家居民区距危岩区近100 m,因此危岩体的防治应以被动防护为主,可在居民区后方的缓坡地带设置一道拦石墙;但针对倾倒式破坏的大块度危岩体(如W 1),宜采用锚杆进行加固;而对于底部发育凹岩腔的危岩体(如 W 2),宜对凹岩腔进行填补或者设置支撑,以此保证危岩体的稳定。

[1] 成都理工学院东方岩土工程勘察公司.四川省地震灾区青川县大院乡花果村董家崩塌治理工程勘查报告[R].成都:成都理工大学,2006.

[2] 伍保祥,沈军辉,沈中超,等.四川省华蓥市赵子秀山变形体的成因机制研究[J].水文地质工程地质,2008,35(3):23-27.

[3] 陈洪凯,唐红梅,王蓉.三峡库区危岩稳定性计算方法及应用[J].岩石力学与工程学报,2004,23(4):614-619.

FORMATIONM ECHANISM AND FAILUREMODE FOR THEDONGJIA DANGEROUS ROCK-MASS INDAYUANOF QINGCHUAN COUNTY

Fan Da-bo1,2,Shen Jun-hui1,Ding Yao1,Liu Wei-guo3,Liu Hai1,Zhang Qing-yu1
(1.National Key Laborato ry of Geo-Hazard Prevention and Geo-environment Protection,Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,China;2.Hangzhou Vocational College of Science and Technology,Hangzhou 310012,China;3.Kunming Hydro-electric Investigation,Design and Research Institute of CHECC,Kunming 650051,China)

The formation mechanism and failuremode of the Dongjia dangerous rock-mass in Dayuan of Qingchuan County are studied from the topographic evolution,geological structure and defo rmation features of the slope.The dangerous rock-mass were resulted from the creep of the base and the topp le-crack of the upper limestone and they p resent a failure of toppling mainly,possible sliding and falling.

dangerous rock-mass;slope structure;fo rmation mechanism;failuremode

TU457

A

1006-4362(2011)02-0083-05

2010-11-05 改回日期: 2011-03-01

范大波(1984- ),男,硕士研究生,主要从事工程岩土体稳定性控制方面的工作。