重庆忠县吊钟坝滑坡形成机制与稳定性分析

2015-03-19汪传智魏立新

城市道桥与防洪 2015年8期

汪传智，魏立新

（广州市市政工程设计研究总院，广东广州 510060）

0 引言

堆积体滑坡是中国西南常见的不良地质体。强震带的存在，河谷边坡经历变形破坏，产生强烈的表生改造，导致了大规模滑坡屡屡发生[1],形成了大量崩塌、滑坡堆积体，以规模大、机制复杂著称，在全世界都具有典型性和代表性[2]，其稳定常是坝址选择、工程治理及地质灾害评价的重点对象[3-5]。因此研究该类斜坡失稳模式、控制因素、变形模式、复杂环境下变形及稳定性，对灾害治理与工程建设有重大意义[5-8]。

重庆吊钟坝滑坡是一个典型的堆积体滑坡，吊钟坝滑坡群曾于1962年、1982年和1988年暴雨诱发，产生过三次滑移变形，且变形区域逐步扩大。尤其是1988年7月的较大范围滑移变形，致使左、右两岸滑坡体上43户居民房屋倒塌、破坏，直接经济损失约112万元。其中滑坡群中的Ⅱ号滑坡方量大，变形特征明显，威胁大，因此本文以Ⅱ号滑坡为研究对象，分析其成因与演化机制，并对其稳定性做出评价。

1 滑坡的基本特征

1.1 地貌特征

吊钟坝Ⅱ号滑坡变形范围在平面形态上呈边缘不规则弯“舌”状。地形呈南西高北东低，前缘位于钟坝河右岸处，高程345.00～406.00 m，后缘位于上芭蕉湾南西侧30.00～80.00m处，高程670.00～690.00 m，高差为345.00 m。前缘沿钟坝河宽690.00 m，纵向长度为1 310.00 m，滑坡体面积为0.90 km2。根据本次勘查，钻孔揭露前缘一带滑坡体厚度较大，为0～96.29 m，两侧和后缘滑体厚度较小，一般为9.40～15.80 m，滑坡体总体积约为1 750×104 m3。图1为滑坡地貌模型。

图1 滑坡地貌模型

1.2 岩体结构特征

滑坡体主要由块、碎石土，卵石组成，但其中分布较多的是软弱层。它们既有土岩接触带上的薄层残坡积粉质黏土（或粉土）及含碎石粉质黏土，也有块碎石土体中的粉质黏土（粉土）、含碎石粉质黏土夹层。其基本特征如下：

（1）滑坡体中后缘的软弱层基本上都位于土岩接触带，以黏土和粉土为主。

（2）滑坡体中前缘块石土体中的软弱层，主要为软弱夹层，少许土岩接触带，以粉质黏土为主。

（3）软弱层中，往往存在破裂面、擦痕等古滑坡痕迹。表明这些软弱层的形成同古滑坡作用密切相关。

（4）滑坡体上近期变形较明显的几个变形体往往依托这些软弱层而相对独立变形。变形体的滑移带便是这部分软弱层，它们的物理力学性质控制着变形体的发展趋势。

图2为滑坡的地质结构模型。

图2 滑坡的地质结构模型

1.3 滑坡变形破坏特征

调查表明，堆积体内变形破坏迹象以拉裂为主，地表开裂迹象主要分布在后缘，在坡体中前缘的地表裂缝由于农田灌溉多被掩埋。堆积体上农田进行过大规模整平工程，有些部位在此期间未曾发生变形，有些部位变形较为明显。因此，可以通过农田的下错位移来间接判断地表的变形速率情况，同时坡体中的植被变形及局部变形均可为整体变形提供佐证。图3为滑体上房屋开裂。

图3 滑体上房屋开裂

2 滑坡体形成演化机制分析

2.1 滑坡的形成机制

分析吊钟坝滑坡体的形成历史及演化机制，必须同钟坝河的发育过程紧密联系。新构造运动为钟坝河的发育提供了原动能；所处的特殊构造部位（干井背斜核部、次级构造强烈、岩体相对破碎）及特殊的岩性组合（须家河组与雷口坡组地层岩性软硬相间）造就了该区特殊的河谷形态；同样提供了广阔的第四系物质赋存空间，并进而演化形成了现有的崩塌体空间形态和变形表象。

（1）河谷深切、岸坡风化剥蚀阶段

由于本区第四系以来的新构造运动地壳以间歇性上升为主，使河流的侵蚀与侧蚀作用极为强烈且交替进行。地壳上升运动强烈时，形成“V”字形河谷，雷口坡组（T2l）以软质岩为主，形成斜坡地貌，须家河组（T3xj）以硬质岩为主，易形成陡崖地貌。

（2）河床溶槽、岸坡岩腔形成阶段

在钟坝河对基岩侵蚀雷口坡组第一段灰岩时期，钟坝河下游灰岩靠近干井背斜核部，其张性裂隙发育，岩溶相对发育，在河床底部沿构造裂隙侧蚀作用下，形成一个沿构造裂隙展布的溶蚀沟槽或溶蚀坑。斜坡后缘陡崖脚为须家河组的煤系地层，其抗风化能力差，与上部厚层砂岩体产生差异风化，形成“凹”岩腔，其上部砂岩在重力的长期作用下，卸荷裂隙张开，形成危岩。

（3）岩体崩塌、岸坡剥蚀变缓、陡岸后退阶段在长期重力作用和风化作用下，岩体裂隙进一步扩大最终发生崩塌，岸坡后壁后退。由于当初陡崖距河谷较近，崩塌物块体大部分堆积于河谷熔蚀沟槽中，河床有所抬高，第一次崩塌后，岸坡出现了一段相对稳定时期，该时期内，岸坡以风化剥蚀为主，故在溶蚀沟槽的块石土覆盖了一层粉质黏土。

（4）滑坡体形成阶段

大量的崩塌块石堆积在斜坡后，崩塌体块石产生风化作用，孔隙中形成了粉土、砂土、黏性土等充填物质，为滑坡的形成提供了物质基础。众所周知，纯碎块石是不易滑动的，只有当碎块石中含有一定量的细粒土时，它才能起到积水作用，水反过来软化土层，给潜在滑坡提供“润滑剂”。斜坡下伏基岩为雷口坡组泥岩、钙质泥岩、少量泥灰岩为主，表层均极易风化。经过了较长时期的物质储备后，在一定因素诱发下，崩塌堆积物产生向河谷方向及溶蚀沟槽方向大规模滑动。将原河谷堆塞，河床进一步提高。第四系物质呈河床厚，后坡薄状态，同现状基本一致，而地形也大致改造同现状基本一致。

图4为吊钟坝滑坡的形成机制。

图4 吊钟坝滑坡的形成机制

2.2 滑坡的变形机制分析与破坏模式

由于滑坡区的汇水面积较大，在暴雨期间，河水流量较大，并且具有水石流特征，对河床和河岸两侧冲蚀作用较强。在河水的冲蚀和淘蚀作用下，河床下切，河岸临空面加大，导致上部崩塌体失稳，对原有河道进行堆积，河道改道，形成了现状钟坝河谷地貌，近河谷两岸又形成了新的“V”字形岸坡和河床。在长期的河水冲蚀和淘蚀作用下，前缘逐渐临空并产生局部滑移变形。后缘在古滑坡作用后的地形地貌改造中，土层厚薄不均，在暴雨作用下近期一些各自独立的变形体，产生蠕滑变形。

滑坡的地下水以水渠渗水及大气降水为主要补给来源。由于碎块石层结构较疏松，具有较好的透水性，下伏岩层透水性差，地下水难以下渗，从而导致堆积体中软弱层含砾黏土层含水量增大，强度降低。监测资料显示，该区地下水位变幅较大，均变幅在5 m左右，动水作用较为明显。后缘及中部部分地段发生拉裂，为产生更大的孔隙水压力提供了条件，复活变形加剧。这种作用交替发展，诱发堆积体发生位移。

另外，物质成分差异也是导致其变形不均的主要原因，后部多为碎块石堆积，堆积较为稳定，但其前缘含砾黏土比例相对增大，加之大水冲刷导致前缘临空，易于产生牵引式破坏。

滑坡变形破坏分为三个阶段：

（1）第一阶段，堆积体前缘坡体首先出现破坏，主要以垮塌为主，前缘的破坏主要为松散堆积体沿基覆界面蠕滑，从堆积体前缘下伏岩层可知，这种蠕滑变形一直持续；

（2）第二阶段，随着前缘蠕滑变形继续，堆积体变形逐渐向坡体中后缘发展，受坡体厚度及基覆界面形态影响（中部坡体基覆界面变缓且坡体厚度较大），故堆积体中部坡体出现微弱的拉张裂缝，后缘坡体厚度较小，因而前缘坡体牵引效果更为明显，堆积体后缘出现明显拉张裂缝；

（3）第二阶段，蠕滑变形加剧，前缘垮塌体被钟坝河携带至下游，前缘坡体继续蠕滑，对后缘的牵引式破坏持续进行。

图5为滑坡变形破坏演化图。

总之，影响堆积体变形的因素为堆积体内含砾黏土层及高地下水位的软化作用，其中，人为作用直接改变着堆积体外形特征及降水入渗条件；高强度的降雨及农灌地表水下渗，导致堆积体内软弱层饱水使抗剪强度降低。因此，堆积体变形机制是：受含砾黏土层控制，堆积体在高地下水的长期作用下产生蠕滑—拉裂变形，具有典型牵引式破坏特征。

3 滑坡体稳定性评价

极限平衡法是规范推荐的滑坡稳定性分析方法，本文采用GeoSlope进行稳定性分析计算。稳定性评价以M-P法计算结果为主。

现根据试验成果，结合类比资料，获得堆积体各土层抗剪强度（见表1）。

表1 堆积体各土层抗剪强度参数建议值

考虑到堆积体滑坡稳定性主要影响因素是降雨，因此，本文计算主要考虑自然工况和暴雨工况。

计算表明（见表2），堆积体滑坡整体处于基本稳定状态。

表2 稳定性计算结果

暴雨工况下，表层岩土体由干燥或湿润状态变成饱水状态，地下水位在坡脚大幅度抬升及波动；沟水对岩土体长期作用使之产生物理化学变化等。可能存在小规模变形破坏，采用软件自动搜索最危险块体分析堆积体的局部稳定性。

局部稳定性计算结果表明：坡体物质主要为碎块石土层及卵砾石层，由于卵砾石层透水性好，且紧邻钟坝河，排泄路径好，该区地下水位在暴雨工况下保持较低水头。搜索表明，前缘临空面处并未出现不稳定块体，不稳定块体分布在坡体前部陡缓交界处，呈圆弧滑动，底滑动面沿地下水位线，最小不稳定系数K=0.961。由于该不稳定块体失稳后将进入吊钟河内，因而导致失稳块体后侧坡体临空，产生进一步的牵引式破坏。在此基础上，对后侧坡体进行二次搜索，搜索结果表明，不稳定块体出现的范围向后扩展，最小稳定性系数K=1.108。结果表明，在极端情况下，该区前部坡体出现失稳破坏后，在很大程度上会产生牵引式破坏，最终破坏形式呈梯级破坏。图6为局部稳定性计算结果。