岳西山区片麻岩质边坡稳定性浅析

2016-09-18吴兴付程宏超

西部探矿工程 2016年8期

关键词：岳西县风化层风化

吴兴付，程宏超，康　佳

（安徽省地质环境监测总站，安徽合肥230001）

岳西山区片麻岩质边坡稳定性浅析

吴兴付*，程宏超，康佳

（安徽省地质环境监测总站，安徽合肥230001）

通过对岳西山区片麻岩岩性特征、边坡结构类型、结构组合体特征的论述，从坡高、坡度、孕灾类型等对单层结构和多层结构的边坡稳定性进行了分析、探讨，归纳出天然状态下岳西山区片麻岩质边坡稳定性差别参考坡度值，以期对今后地质灾害调查、评价、监测工作提供参考依据。

稳定性；边坡；片麻岩；岳西山区

岳西县是革命老区，地处安徽省西部的大别山腹地，地质环境条件脆弱，崩塌、滑坡发育，是安徽省地质灾害发生频率最高的地区之一［1—3］；国土面积2398km2，全县人口41万人，人口密度约166人/km2，人口自然增长率5.53‰［4］。

1　自然地理

岳西县境内多山地、丘陵，西北地势居高，海拔1000m以上的山峰有69座，最高峰为天鹅尖，海拔1755m，最低处位于菖蒲镇的袁家渡，海拔90m。丘陵占全县面积的12.0%，海拔标高135～494m，切割深度不大于200m；为构造侵蚀剥蚀成因类型。山地占全县面积的86.3%，海拔标高500～1250m，切割深度200～800m；为构造侵蚀成因类型［1—4］。

岳西县属北亚热带季风湿润气候区。多年平均降水量1520.5mm；降水主要集中在每年的3～9月份，占全年降水的81%；6、7月份是暴雨的发育期，占全年降水的33%～40%［1—5］。

2　片麻岩岩性特征

县域地层隶属华南地层大区南秦岭—大别山地层区桐柏—大别山地层分区，广泛出露一套大别造山带核部的深变质岩地层，包括上太古界的大别山岩群、下元古界的蒲河杂岩和宿松岩群、上元古界震旦系的佛子岭岩群［6］。

晋宁—加里东期变形变质岩占县域面积的一半以上，主要分布于中部的广大地区及西中部、东北部、西北部和菖蒲等地。这类片麻状岩石大多为古老侵入体，后经变形变质作用形成假层状地质体。各类片麻体均经受了深层剪切流变和角闪岩相变质，具明显强、弱变形分带特征。强变形带中，岩石具强片麻状、条状、条带状构造，细粒鳞片粒状变晶结构，糜棱结构［7］。

岳西山区的花岗、二长质片麻岩，强—中风化岩石干燥抗压强度3.9～7.2MPa，饱和抗压强度1.4～2.4MPa，软化系数为0.35～0.38，弹性模量（0.34～0.38）×104MPa，泊松比0.37～0.38，凝聚力0.044～0.051MPa，内摩擦角47.6°～50.3°；全风化岩层压缩系数0.22～0.74MPa-1，压缩模量2.42～8.49MPa，凝聚力6.4～40.3kPa，内摩擦角14.7°～27.7°。全风化岩石，按风化程度差异有：粉质粘土、粉土、中砂、粗砂及圆（角）砾，其中粉质粘土粒径多在0.075～0.005mm之间，c值介于8～58kPa之间，φ值介于13.3°～33.5°之间，饱和c值介于9～11kPa，饱和φ值介于14.5°～17.3°之间，液限介于34.8%～35.7%。岩体风化层厚3～10m［8］。

3　边坡体结构分类

岳西县境内边坡失稳发生的滑坡、崩塌坡高均分布在200m（相对标高）以内。综合分析地形起伏程度和人类工程活动强烈综合因素，与人类工程经济活动相关的边坡高度，可进一步分为：＜5m、5～10m、10～15m、15～20m四个区间。

斜坡的坡度越大，临空的危势和局部应力较集中，斜坡容易产生变形破坏。根据斜坡坡度，可把斜坡分为陡崖（坡度≥60°）、陡坡（60°～25°）、缓坡（25°～10°）和平台（坡度≤10°）4种坡型［9］。

依据岳西县边坡组合结构的表现形式，可将其分为2大类：单一结构边坡和多层结构边坡。

单一结构边坡大致有：①中—微风化边坡；②全风化边坡；③强风化边坡；④残坡积边坡。

多层结构边坡大致可分为：①残坡积与中（弱）风化形成的二元结构边坡；②残坡积与全强风化形成的二元结构边坡；③全（残坡积）、强、中风化形成的多元结构边坡。

风化程度差异构成软弱结构面的二元结构体是主要的人工切坡，其次为节理裂隙发育构成软弱结构面的单一结构体，地层界面（土/岩）构成的二元结构体软弱结构面的人工切坡体较少。

4　边坡稳定性分析

4.1边坡稳定性判别的主要要素

根据岳西山区典型边坡失稳统计归纳（见表1）［4］，综合对坡体稳定性影响的各个要素，分析、评价孕育崩塌、滑坡地质灾害的边坡载体特征，其稳定性分析、评价应主要依据坡体岩性、坡体结构类型、风化程度、坡高、坡度等［10］。

表1　典型点野外调查特征表

从坡高来看，岳西山区所研究边坡主要集中在20m以下，依据人类工程技术水平大致可分为：小于5m、5～10m、10～15m、15～20m四个区间。

从坡度来看，崩塌、滑坡发生的坡度30°～80°不等，崩塌发生的主要坡度区间为45°～80°；滑坡发生的主要坡度区间为40°～65°。

风化程度多由于节理裂隙的发育程度而差异明显，全风化—中风化不等。

4.2边坡稳定性判别分析［11—12］

4.2.1单层结构

4.2.1.1全风化边坡

全风化边坡是易发生灾害的类型。风化作用减少了岩石中长石等原生矿物，增加了粘土矿物等新生矿物，增大了易于变形的可能性，同时由于风化作用，使岩石各颗粒间的联结力遭到破坏，导致岩石结构发生变化，使岩石的完整性遭到破坏，强度大幅度降低，影响整个边坡的稳定性，导致边坡在相对较小的边坡坡率下失稳。全风化边坡形成的灾害主要以滑坡为主。全风化片麻岩快剪c值分布在8～58kPa之间，φ值分布在13.3°～33.5°之间，饱和快剪c值分布在5～11kPa之间，φ值分布在13.7°～29.8°之间。

4.2.1.2残坡积边坡

坡积物组成物质颗粒混杂，土质不均匀，厚度变化大，尤其新近堆积的坡积物，土质疏松，压缩性高。此类边坡在岳西也比较常见。残坡积边坡的c值介于14～60kPa之间，φ值介于14°～29.9°之间，较全风化边坡稍大，故其临界坡度也略大于全风化边坡。

4.2.1.3强风化边坡

强风化边坡是岳西比较常见的边坡类型，占研究总数的60%以上。节理裂隙的发育程度成为控制边坡稳定的重要因素。节理裂隙中有泥质夹层，是原岩风化之前部分张开的节理裂隙中有泥质或其他充填物，这些充填物与原岩相比，物理力学性质弱，形成对周围岩体相对薄弱的夹层，当边坡在重力作用下产生滑动趋势时，软弱夹层就起到软弱结构面的作用，造成边坡失稳。

泥质夹层粒径在0.075～0.005mm之间占60.1%，粘粒含量较高；强风化层的粒径主要分布在10～2mm，占63.1%，泥质夹层颗粒较细，在降雨的条件下易于形成相对隔水层，使上部岩体自重增加；泥质夹层的粘聚力和内摩擦角均大于强风化层。遇水情况下，强度会迅速降低，软化，形成软弱结构面，促使灾害发生。

4.2.1.4中—微风化边坡

多是人工开挖形成的高陡切坡，岩体产生卸荷松动，形成卸荷裂隙，加之振动使裂隙等结构面进一步发展，岩体更加破碎。边坡是否稳定取决于裂隙的发育程度及岩体破碎程度。

4.2.2多层结构

4.2.2.1残坡积与中—微风化边坡

残坡积层与中—微风化岩体物理力学性质差异大，边坡滑动主要是上部残坡积层沿残坡积与基岩接触面滑动，此接触面即软弱结构面，如果接触面的倾向与坡向一致，上部残积层在饱和状态下就易于沿接触面滑动，造成边坡失稳，如果接触面倾向与坡向相反则是比较稳定的。

4.2.2.2残坡积与全强风化边坡

残坡积层物理力学参数与全风化层略有差异，但与强风化层相差较大，强风化层类似砂状，透水性好。残坡积层和全风化层厚度一般不大（0.5～2m），植被覆盖较好，植物根系对岩土体起到锚固作用，上覆岩土层相对较稳定，最先破坏的是下面的强风化层，强风化层在裂隙面等结构面的控制下最先剥落、掏空，形成临空面，随着临空面的的扩大，上覆岩土层在失去支撑的条件下易于坠落、甚至滑动，产生退坡。另一方面上部残坡积层和全风化层在雨水作用下自重增加，对下部强风化层产生的竖向荷载增大，也加剧了强风化层的破坏。

强风化层物理力学性质较差，边坡的破坏也取决于强风化层的稳定程度。此类边坡软弱结构面介于全风化和强风化之间，如果强风化层节理裂隙发育或者存在泥质夹层，这些结构面也可以构成软弱结构面，加速边坡破坏。

4.2.2.3全强中风化边坡

全风化层多为粉质粘土，强风化层多为细砂或砂砾。全风化层厚度不大（0.5～2m），上部植物根系对其有一定的加固作用，相对较稳定，下部中风化层性质也比较稳定。中部的强风化层似砂状，物理力学性质差，最先破坏，形成临空面，随着临空面加剧，坡体逐渐产生剥落，直至破坏。

4.2.2.4全强风化边坡

分布较广泛，全风化层多为粉质粘土，强风化层多为细砂或砂砾。全风化层厚度不大（0.5～2m），上部植物根系对其有一定的加固作用，相对较稳定。下部的强风化层最先破坏，形成临空面，随着临空面加剧，坡体逐渐产生剥落，直至破坏。此类边坡的软弱结构面介于全风化层和强风化层之间。

4.3岳西山区边坡稳定性判别参数总结

把上述的统计分析进行归纳，天然状态下，岳西山区典型性崩塌、滑坡孕育边坡的稳定性判别参考值见表2。在表2的基础上，结合试验取得各种岩性的软化系数、饱和前后的c值和φ值比值，可以推测饱和状态下边坡的稳定性判别参考值；其中，变质岩新鲜基岩取值0.74，中—微风化层取值0.63，强风化层取值0.49，全风化层取值0.36。

表2　天然状态下边坡失稳坡度判别参考值表

5　结论

（1）按风化程度划分，将斜坡分为中（弱）风化边坡、强风化边坡、全风化边坡；按斜坡结构类型将斜坡分为了单层结构和多层结构斜坡，单层结构包括中（弱）风化边坡、强风化边坡、全风化边坡和残坡积边坡；多层结构包括残坡积+中（弱）风化边坡、残坡积+全强风化边坡、全强中风化边坡。

（2）全风化边坡失稳的主要原因是：岩石各颗粒间的联结力遭到破坏，导致岩石结构发生变化，使岩石的完整性遭到破坏，强度大幅度降低，影响整个边坡的稳定性，导致边坡在相对较小的边坡坡率下失稳；强风化边坡失稳主要原因是受节理裂隙等结构面控制，一些节理裂隙填充有泥质夹层，更加剧了边坡的失稳；中—弱风化边坡失稳主要是岩块掉落，主要受节理裂隙发育程度控制。

（3）初步对岳西山区崩塌、滑坡地质灾害孕灾机理进行了分析、归纳，得出了天然状态下的孕灾边坡坡度判别参考值，为今后岳西山区及类似地区开展崩塌、滑坡地质灾害调查和研究工作提供了参照依据。

［1］丁海亮，魏路，祝愿，等.1/5万岳西县地质灾害详细调查报告［R］.安徽省地质环境监测总站，2013.

［2］岳西县国土资源局.岳西县地质灾害防治规划［R］.2007.

［3］安徽省国土资源厅.安徽省地质环境公报（2013年度）［R］.2014：3-6.

［4］吴兴付，程宏超，康佳，等.岳西山区崩塌、滑坡地质灾害孕灾机理调查与评价［R］.安徽省地质环境监测总站，2014.

［5］安徽省地质矿产勘查局326地质队.岳西县2014年汛前地质灾害调查报告［R］.2014：4-6.

［6］安徽省地质矿产局.安徽省区域地质志［M］.地质出版社，1987：5-8.

［7］李玉发，姜立富.全国地层多重划分对比研究安徽省岩石地层［M］.中国地质大学出版社，1997：3-6.

［8］安庆地质勘察公司.安徽省岳西县地质灾害调查与区划报告［R］.2005：20-23.

［9］国土资源部.县市地质灾害调查与区划基本要求实施细则（修订稿）［R］.2006：28-30.

［10］王清，蒋惠忠，唐大雄.闽南三角地区花岗岩残积土及其工程地质特性的研究［J］.福建地质，1990（2）.

［11］宋桂龙，裴大伟，孟强，等.边坡分类体系及其与稳定性关系探讨［C］//全国公路生态绿化理论与技术研讨会论文集，2009：79-86.