长江某水电站坝基剪切带发育规律与抗滑稳定研究*

项 伟 柳景华 贾海梁 黄 伟

XIANG Wei① LIU Jinghua② JIA Hailiang① HUANG Wei①



长江某水电站坝基剪切带发育规律与抗滑稳定研究*

项 伟①柳景华②贾海梁①黄 伟①

坝基剪切带是水利水电工程建设中经常遇到的重大工程地质问题，常对坝基岩体稳定性有着直接影响； 研究剪切带的工程地质特征特别是空间发育与分布特征，对红层地区水利水电工程建设具有重要意义。本文以长江某水电站为例，从坝基红层沉积环境与沉积相分析入手，通过对坝基岩性组合、矿物组成、结构和粒度标志、沉积构造等的综合分析，恢复坝基古沉积环境，进一步确定原生软弱夹层的沉积微相； 结合区域地质构造背景，分析剪切带发育规律与空间分布特征，进而开展坝基抗滑稳定研究。研究结果表明：层间剪切带的发育及空间分布特征主要受红层沉积环境与沉积相控制； 坝基层间剪切带大多发育在半韵律层的顶部，即发育在软硬岩层接触面及厚层软岩内； 由于岩相变化快，所以同一剪切带的空间分布常不连续，在不同空间位置的类型也不尽相同； 剪切带是具多种黏土矿物成分且含量不同的高分散体系，其具有不同的工程地质特征及强度参数； 剪切带空间分布特征与性状的不连续性，对坝基岩体稳定性有着重要影响，常直接关系到工程的建设工期与造价。因此，以沉积环境和沉积相分析为切入点，能够清晰的认识剪切带的空间发育分布规律，可用于指导红层地区工程地质条件评价与坝基岩体稳定性分析。

沉积环境 沉积相 剪切带 空间分布特征 抗滑稳定

XIANG Wei①LIU Jinghua②JIA Hailiang①HUANG Wei①

0 引 言

红层主要是指中生代以来的湖相、河流相、河湖交替相或是山麓洪积相等陆相碎屑岩。该地层岩相变化大，由软硬相间的不等厚地层组合而成，其间软弱夹层强度较弱，性状差，黏粒含量高，受构造应力及地下水长期作用影响，多不同程度地发育剪切带(Krynine， 1949； Skempton， 1966； Schoeman et al.，1987; 徐瑞春， 1991； 郭永春， 2007)。坝基剪切带是水利水电工程建设中经常遇到的重大工程地质问题(程开庠， 1992； 柴波等， 2009)，直接影响到大坝的设计方案、工程投资和施工工期。研究剪切带工程地质特征特别是空间分布特征对于水利水电工程建设的顺利进行具有重要意义(Xiao et al.，2000)。由于剪切带的空间发育特征取决于坝基红层的沉积相(宋自成等， 2012)，因此本文拟以长江某水电站为例，从坝基红层沉积环境和沉积相入手，分析软弱夹层的沉积规律，掌握剪切带发育规律及空间分布特征，建立剪切带空间分布三维模型，进而开展坝基抗滑稳定研究，为今后类似红层地区的工程地质研究提供有益的参考。

1 研究概述

拟建的长江某水电站坝址区位于重庆市江津区。坝址区内河谷开阔，河道长约6～7km，呈NE向。该水电站以航运和发电为主，同时兼具灌溉供水、滞洪、拦沙减淤等功能。根据《水电枢纽工程等级划分及设计安全标准》(DL5108-2003)以及《防洪标准》，该水电站属一等大(1)型工程，主要包括溢流坝、电站厂房、挡水坝、船闸、鱼道等建筑物。大坝采用混凝土重力坝和土石坝，坝顶高程204m，最大坝高68m。水电站中坝址工程布置平面示意图(图1)。

图1 水电站中坝址工程布置平面示意图

水电站坝址区两岸地貌为构造剥蚀低山丘陵，地表水系较发育，山体多被冲沟深切，地形连续性差。地质构造方面，水电站位于四川台坳之川东梳状褶皱束内，其中典型的隔档式褶皱发育。坝址区位于金鏊寺向斜内，向斜北起江北大湾，南经大路坪、重庆市，止于土桥南西。向斜轴向北东20°～30°，呈近SN方向斜穿坝轴线。向斜内相伴的小型地质构造主要有断层破碎带、褶曲、剪切带及裂隙等。建坝地层主要为侏罗系上统遂宁组(J3s)红层砂岩、粉砂岩、黏土质粉砂岩及粉砂质黏土岩，该地层岩性、岩相变化大，岩体物理力学性质差异较大，且岩层呈软硬相间分布。地下水类型主要为孔隙水和裂隙水，其化学类型主要为HCO3-Ca·Mg。坝址区属华南震区长江中游地震带，为弱地震带。根据2001年《中国地震动峰值加速度区划图》(GB18306-2001)，坝址区绝大部分地区地震动峰值加速度为0.05g和小于0.05g范围内。

表1 ZK251钻孔第六段软岩矿物成分表(ω(B)/10-2)

Table1 Mineral composition of weak rock in the sixth section of ZK251

样品编号粉晶衍射(矿物成分全量)定向片(以黏土矿物总量100%计)石英/%长石/%方解石/%赤铁矿/%黏土矿物/%蒙脱石/%绿泥石/%伊利石/%高岭石/%ZK251-1251210350510805ZK251-22510123501010800ZK251-14331223230155755ZK251-16312123025155755

2 剪切带的成因机制

2.1 坝基红层沉积环境与沉积相

沉积环境是一个发生沉积作用的、具有独特的物理、化学和生物特征的地貌单元，即为地理景观单位，其在物质上的表现即为沉积相。所谓的物质表现包括成分、结构、构造、生物、定向性和层序等方面的特征，这些就是判别古环境的标志(Middleton， 1978; Schoeman et al.，1987)，目前国内外对沉积环境的判别标志大致可分为沉积构造标志，岩石的结构和粒度标志，岩矿成分标志3类(Miall， 1977)，因其有成因意义和能鉴别划分沉积相，也可称为成因标志和相标志。

长江某水电站坝基沉积环境与沉积相的判断主要通过相标志。结果表明，坝址区的沉积相以河流相(曲流河相)沉积为主，根据沉积环境和沉积物特征其又可进一步划分为河床、堤岸、河漫、牛轭湖4个亚相，亚相又可以划分为多个微相，如：河床亚相：分为河床滞留沉积和边滩沉积两个微相； 堤岸亚相：分为天然堤沉积和决口扇沉积两个微相； 河漫亚相：又称为洪泛平原沉积或洪泛盆地沉积，分为河漫滩、河漫湖泊和河漫沼泽3个微相(Håhanson et al.，2002; 陈建强， 2004)。

下面将以某水电站ZK251钻孔揭露的J3s第六段为例，开展沉积环境和沉积相分析，该段孔深7.5～26.6m，所在部位为主要的建坝岩体。

勘察资料显示，该段钻孔以紫红色黏土质粉砂岩和粉砂质黏土岩为主，夹0.15m灰绿色极细砂岩和1.6m灰绿色钙质石英粉砂岩。从下至上可分为两小段，由新至老为： Ⅱ段7.5～18.1m，厚10.6m，以紫红色粉砂质黏土岩为主，底部为厚0.15m的灰绿色极细砂岩，中部夹0.6m紫红色黏土岩； Ⅰ段18.1～26.6m，厚8.5m，以紫红色黏土质粉砂岩为主，夹1.6m灰绿色钙质石英粉砂岩。

该段沉积构造为： Ⅰ段中发育小型交错层理； Ⅱ段底部极细砂岩发育大型板状交错层理。

采用岩石薄片镜下分析和“线计法”薄片粒度分析的方法(聂琼， 2014)开展砂岩类物质成分及结构特征的鉴定和分析。通过观察岩石薄片照片，可以得出砂岩样品的物质成分、胶结物特征、结构特征、矿物颗粒形态大小与定向性等。对上述ZK251钻孔的第六段中17.05～18.1m砂岩进行岩石薄片鉴定，岩石定名为粉暗紫色钙质石英粉砂岩，砂状结构，岩石由约80%粉砂和约20%胶结物组成，主要为孔隙式胶结。针对沉积地层其他软岩，如黏土质粉砂岩、粉砂质黏土岩以及黏土岩的矿物成分与化学成分，采用中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室X射线衍射仪和X射线荧光光谱仪分别进行分析。其中，软岩的矿物成分的鉴定分别从粉晶衍射和定向片开展。该段钻孔矿物成分与化学成分分析结果(表1、表2)(聂琼， 2014)。

表2 ZK251钻孔第六段软岩化学成分表(ω(B)/10-2)

Table2 Chemical composition of weak rock in the sixth section of ZK251

样品编号SiO2/%Al2O3/%Tfe2O3/%MgO/%CaO/%Na2O/%K2O/%H2O/%烧失量/%ZK251-152.9316.286.993.204.470.893.352.9410.94ZK251-253.5315.506.273.055.310.963.242.5210.98ZK251-359.769.282.561.4811.391.511.700.6811.42ZK251-464.279.841.611.248.871.591.841.009.86

由于岩石中矿物的粒度分布特征能够直接地反映沉积物形成过程中的水动力条件与沉积环境(Glaister et al.，1974； 肖裕行等， 1997; Schiickher， 2014)，因此通过“线计法”统计分析薄片粒度，计算出砂岩样组成矿物的长宽比，确定其是否具有定向性，并得出每个粒径区间的百分比含量。针对沉积地层中其他软岩，采用虹吸比重瓶法开展分析，即可得到粒径小于0.075mm各组分的质量分布。另考虑到黏粒组分是形成剪切带的物质基础，对剪切带物理力学性质有着重要的影响作用，因此着重计算黏粒组分的质量分数。根据福克和沃德各粒度参数计算方法(Folk et al.，1957)，可知ZK251第六段中的黏土质粉砂岩中值粒径为0.011～0.015mm，黏粒含量(粒径<0.005mm)为24.39%～31.85%； 粉砂质黏土岩，中值粒径为0.005～0.008mm，黏粒含量为36.31%～49.80%； 黏土岩中值粒径为0.003～0.004mm，黏粒含量为60.58%～63.91%。经计算，该段分选系数σ1为0.39～0.56，分选好，正偏、负偏均有，偏度变化大，峰度平坦。如图2 所示，为该段细粒沉积物中值粒径随深度变化曲线图(聂琼， 2014)，图中结果表明细粒沉积物在剖面上有上细下粗的韵律变化。以累积曲线上1%处的粒径为C值， 50%处的粒径为M值在双对数坐标上作CM图(Passega， 1964)，其落点均在均匀悬浮区内，表示该段为洪泛平原(或洪泛盆地)沉积(Royse， 1968)。

图2 中值粒径随深度变化曲线

对薄片粒度分析的结果作粒度概率图，即粒度分布曲线，结果显示，该段沉积物的粒度范围在4～8Φ(即0.031～0.063mm)，曲线多为一段式直线，少数为两段式，角度约在60°～65°(图3)，故而可判定该段为洪泛平原(或洪泛盆地)沉积。

图3 ZK251-20黏土质粉砂岩粒度概率曲线

根据ZK251钻孔第六段相标志，即前文分析的沉积构造、岩石的结构和粒度以及岩矿成分，可确定该段的沉积环境为： Ⅰ段为洪泛平原； Ⅱ段下部为边滩沉积，上部为洪泛盆地和洪泛平原沉积(表3)(聂琼， 2014)。

表3 ZK251第六段沉积环境

Table3 Sedimentary environment of the sixth section of ZK251

地层起止深度/m岩性代码微相微相描述J63s7.50～11.00Zf洪泛平原洪泛平原沉积,厚3.5m,沉积物为粉砂岩和黏土质粉砂岩11.00～13.50Cr洪泛盆地洪泛平原沉积,厚6.05m,沉积物为粉砂质黏土岩13.50～13.60Zf13.60～13.85Cr13.85～13.95Zf13.95～17.05Cr17.05～17.20St边滩边滩沉积,厚0.15m,沉积物为细砂岩,大型板状交错层理17.20～17.30Zf、Cr天然堤天然堤沉积,厚0.10m,砂泥互层状,小型槽状交错层理17.30～18.90Fs洪泛平原洪泛平原沉积,厚3.0m,沉积物为钙质石英粉砂岩和黏土质粉砂岩18.90～20.30Zf20.30～20.45Zf、Cr天然堤天然堤沉积,厚0.15m,砂泥互层状,小型槽状交错层理20.45～23.70Zf洪泛平原洪泛平原沉积,厚3.25m,沉积物为细砂岩和黏土质粉砂岩23.70～23.80Zf、Cr天然堤天然堤沉积,厚0.10m,砂泥互层状,小型槽状交错层理23.80～26.50Zf洪泛平原洪泛平原沉积,厚2.8m,沉积物主要为黏土质粉砂岩26.50～26.60Cr

粉砂岩(Fs)、黏土质粉砂岩(Zf)、粉砂质黏土岩-黏土岩(Cr)、细砂岩(St)

2.2 水文地质条件

从勘探、测绘的成果分析，拟建的长江某水电站坝址区岩层是一个地下水水力联系较弱的统一地下水含水单元。坝址区水文地质结构总体表现为多层含水层特征，坝址区上部为第四系孔隙水含水层，浅部为风化岩体中赋存的孔隙-裂隙水含水层，并与上部孔隙水含水层之间存在较强的水力联系； 风化带岩体以下岩层之间地下水联系较弱，砂岩岩体由于长大裂隙较发育，具层间裂隙水特征，因此水力联系多表现为裂隙网络式。岩体透水性总体表现为弱透水，但浅部存在强透水带。

地下水类型主要为孔隙水和裂隙水两种，其中孔隙水主要赋存于砂卵石层中； 裂隙水主要有两种赋存情况，分别为赋存、运移于侏罗系沙溪庙组(J2s)和遂宁组(J3s)地层裂隙网络中的层间裂隙水以及黏土岩、粉砂岩风化岩体内的浅层风化带裂隙水，两者流量一般较小。

地下水化学类型主要为HCO3-Ca·Mg，在此类型裂隙水长期作用下，发生层间错动的剪切带进一步泥化，物理力学强度进一步降低。

2.3 剪切带的空间发育与分布特征

参考国内外在红层地区修建大坝的工程实践，结合长江某水电站实际工程情况，坝基剪切带的形成必须具备3个条件。(1)物质条件：具有一定黏粒含量、黏土矿物组分的母岩，且岩层呈软硬相间分布； (2)动力条件：构造运动提供了剪切带形成的动力条件。相互接触的软硬岩层因抗变形能力及抗剪强度差异，在构造应力作用下产生剪切位移从而引起母岩结构破坏； (3)环境条件：在一定地下水的作用下，地下水与岩石发生一定物理化学作用，导致软弱夹层的矿物成分和结构连接特性发生变化(曲永新等， 1977)图4为长江某水电站剪切带的形成演化过程示意图。

图4 剪切带发育过程示意图

综合前期勘察资料、坝基红层沉积环境和沉积相、坝址区地质构造、水文地质条件分析，得到长江某水电站坝基剪切带空间发育与分布特征：

2.3.1 剪切带空间分布受沉积相控制

沉积相为剪切带的发育提供物质基础，制约着剪切带的空间分布(图5，图6)。

图5 沉积相与剪切带发育位置关系图

图6 透镜体状边滩沉积中的剪切带发育特征

边滩沉积中，在洪水期上部边滩常可冲刷出沟槽而发育冲槽-充填沉积，冲槽下部可为粗粒沉积物，也可为细粒沉积物，上部一般都是黏土岩类，剖面多呈下凸透镜体状。此外，因河流河道迁移频繁河床不稳定，在此环境中不易生成黏土质岩，或只是局部出现黏土岩团块。因此，这种沉积环境中形成的剪切带一般连续性差，分布不稳定。

天然堤沉积通常由砂砾石和动、植物残体组成，岩性为薄的砂泥岩互层，构成薄互层或楔状层理，薄至几厘米或几十厘米，洪水期易受洪水冲决，难以形成发育剪切带的物质基础。

洪泛平原沉积中，若洪水快涨快落，以垂向加积为主，此种环境能形成厚度较大、分布稳定的粉砂岩层，只有在局部低洼地带及洪水退积层顶部才有较细粒沉积物(如黏土质粉砂岩薄层)，所以此类剪切带的分布不甚稳定。若洪水涨落时间持续较长，则沉积分选较好、相对较细的黏土岩类夹层，发育的剪切带厚度较大，分布稳定。

洪泛盆地沉积中，河流稳定，洪水上涨较慢，越岸洪水分选彻底，沉积厚层黏土岩。因此，在这种沉积相中发育的剪切带粒度细，厚度大，连续性好，分布稳定，对工程影响大(陈建强，2004； 聂琼，2014)。

2.3.2 剪切带分布受沉积环境垂向演变影响

在不同的沉积环境形成了性状各异的软弱夹层，但是在漫长的地质时期中，沉积环境不断演变，影响着软弱夹层的分布，因此形成的剪切带亦受其影响。

边滩沉积中，水动力条件强，在洪水期常能够冲刷出沟槽，这些沟槽深切到下伏岩层后常影响剪切带的发育。天然堤沉积中，所形成的很薄的软弱夹层容易受到洪水冲刷，难以保存，影响剪切带的发育。洪泛平原中，沉积环境变得稳定，所形成的软弱夹层得以保存，剪切带因此厚度大，分布范围广泛，对工程影响大(项伟， 1988)

2.3.3 坝基红层中剪切带大多发育在半韵律层的顶部

半韵律层重点指粒度这一沉积特征在垂向上有呈规律性重复变化特点的层系。韵律层的顶部岩层软硬相差最大，在构造变动中，极易发生层间剪切错动滑移，形成剪切带，同时该处又是透水岩体(砂岩类)与不透水岩体(黏土质岩类)的分界面，所以常常可积水而导致层间剪切带泥化。

2.3.4 剪切带大部分是断续的，发育稳定而连续的剪切带较少

剪切带空间分布的不连续，对坝基稳定性有利。通过统计发现，右岸电站厂房坝段ZK236钻孔揭露的J3s第五段剪切带极为发育(图7)。但与ZK236钻孔相邻的ZK234钻孔第五段内很少发育剪切带。

图7 ZK234、ZK236揭露段剪切带对比图

2.3.5 同一剪切带在不同的部位类型的划分可能不同

剪切带的形成是受沉积相所控制，若同一剪切带的不同部位的物质成分不一样，那么各部位所对应的剪切带类型是不一样的。

2.3.6 坝基红层剪切带的矿物成分含有膨胀性黏土矿物

定向片分析结果显示，剪切带的黏土矿物成分中包含伊利石、绿泥石、蒙脱石以及高岭石，坝基剪切带是具多种黏土矿物成分且含量不同的高分散体系。前人研究表明(冯光愈等， 1987)，蒙脱石对剪切带抗剪强度参数的影响相较其他类型黏土矿物最为明显，其能够降低剪切带的抗剪强度。

3 剪切带的分类与三维可视化

从剪切带的成因考虑，长江某水电站的剪切带属于原生构造型软弱夹层。因此，在考虑剪切带粒度成分、矿物成分、泥化程度及构造特征等因素的基础上，结合《SL55-2005中小型水利水电工程地质勘察规范》附录C软弱夹层工程地质分类方法将坝址区剪切带划分为3大类(表4)。依据勘查结果和室内分析，长江某水电站坝址区各主要建筑物建基面30m范围内剪切带分类结果及抗剪强度参数建议值分别如表5、表6所示。

表4 剪切带分类表

Table4 Classification of shear zones

类型特 点Ⅰ类破碎夹层(岩块岩屑型)层间具有节理带、破碎带、劈理带和泥化光面等分带现象,物质组成以粗颗粒为主,细颗粒成分较少,黏粒极少,含量多小于3%Ⅱ类破碎夹泥层(岩屑夹泥型)破碎夹层进一步破碎,同时产生许多裂隙,地下水活动增强,在地下水的作用下部分破碎夹层产生泥化,组成物质以细碎屑和粗碎屑为主,细颗粒中黏粒含量和粉粒含量多小于10%Ⅲ类泥化夹层Ⅲ1泥夹岩屑型碎块岩屑间泥质填充物物较多,呈泥包碎块状,黏粒含量多在10%～30%,上下层面多见薄层泥化带Ⅲ2全泥型薄层粉砂质黏土岩、黏土岩或破碎夹泥层后期经地下水及风化作用而软化、泥化,形成一定厚度、断续或连续的泥层。由粗碎屑、细碎屑、粉粒、黏粒组成,且黏粒含量大于30%

表5 长江某水电站建基面30m内剪切带统计表

Table5 Statistics of shear zones below the dam site less than 30m

建筑物部位总条数Ⅰ类Ⅱ类Ⅲ类左岸溢流坝1#-7#(坝块)113S525,3S413,3S428,3S426,3S4223S5023S602,3S620,3S501,3S418,3S430右岸溢流坝1#-6#(坝块)133S624,3S601,3S527,3S526,3S525,3S522,3S5203S502,3S523,3S5213S602,3S620,3S501右岸厂房9#-14#(机组)173S601,3S527,3S526,3S520,3S431,3S429,3S4133S502,3S521,3S417,3S414,3S602,3S620,3S501,3S418,3S412,3S430左岸厂房1#-8#(机组)93S525,3S5203S502,3S521,3S417,3S416,3S4143S501,3S412

表6 长江某水电站中坝址剪切带抗剪强度参数建议值

Table6 Suggestive value of shear strength of shear zones of central dam site

剪切带及结构面类型抗剪断强度抗剪强度特征描述f'c'/MPafC/MPaⅠ类岩块岩屑型0.40～0.450.10～0.120.340破碎岩块、岩屑Ⅱ类岩屑夹泥型0.35～0.400.05～0.080.300岩屑、部分泥化Ⅲ类Ⅲ1泥夹岩屑0.25～0.280.013～0.0180.240具泥化特征,沿剪切面破坏Ⅲ2全泥型0.20～0.220.01～0.0130.210泥化,沿泥化面破坏

为直观研究剪切带空间分布特征，分析剪切带的空间分布与大坝的空间关系，笔者结合野外地质调查、钻孔、竖井、钻孔彩色数字录相、平硐资料，利用GOCAD三维地质建模软件建立坝基下剪切带三维模型(许国等， 2007； 明镜， 2011)，如下图8 所示，其中3S501剪切带连续性好，分布广泛，其平面投影图(图9)。

图8 坝基下剪切带三维模型

图9 3S501剪切带平面投影图

4 剪切带对坝基岩体稳定性影响

采用理论计算和数值分析方法开展坝基岩体抗滑稳定性的研究。

勘察资料以及坝基下剪切带三维模型显示，右岸溢流坝下部为缓倾角剪切带，此类型剪切带使坝基岩体可能发生单斜滑动破坏，稳定性计算可简化为(图10)。根据极限平衡理论，坝基安全系数计算式可表达为：

(1)

其中，f为滑动面的摩擦系数； W为混凝土坝体自重； G为滑动面上部岩体自重； U为作用于滑动面上的扬压力； P为上游水平力合力； K为安全系数。

图10 右溢流坝计算简图

剪切带的抗剪强度参照表7所示Ⅲ2全泥型剪切带抗剪强度参数建议值，即 f=0.21，C=0。单位长度内，混凝土坝坝体自重W=20800kN，滑动面上部岩体自重G=14880kN，扬压力U=10339.74kN，上游水平力合力P=4414.5kN(表7)。结果表明，单斜滑动的模式下，右岸溢流坝坝基岩体能够保持稳定。

表7 右溢流坝坝基安全系数

Table7 Factor of safety of right overflow dam site

计算条件考虑扬压力不考虑扬压力稳定系数K1.2051.697

坝基下剪切带三维模型可视化结果显示，剪切带3S501的连续发育且性状很差，对坝基岩体稳定性影响较为明显，故采用ANSYS软件和FLAC3D软件对左溢流坝段4#坝段开展相关分析(陈育民等， 2013； 黄伟等， 2016)。分析模型为单个溢流坝段，其采用3孔一联、边墩分缝型式，两个边墩厚5.4m，中墩厚5.6m，单个坝段宽64m，坝顶顺水流向长度57.5m。为了充分考虑大坝基础开挖及大坝自重对下伏地层的影响，因此模型范围设定为横向600m，垂向204m。在此范围的边界处，大坝的影响已经基本消失。同时为了简化计算过程，忽略了大坝两端侧向阻滑力的作用。大坝下游配合以40°的反倾角裂隙，同时在大坝上游处同样配合以裂隙，使之组成完整的滑移面。按照风化程度将地层分为风化层和新鲜岩层两种岩性，剪切带强度参数参照Ⅲ2全泥型剪切带抗剪强度参数建议值，各计算参数(表8，表9)。大坝运营期上游水位按正常蓄水位197m，下游按正常运营水位172.8m考虑。

表8 数值计算地层参数表

Table8 Parameters of stratum for numerical calculation

岩性剪切模量/GPa体积模量/GPa黏聚力/MP摩擦角/(°)密度/g·cm-3风化层1.754.902.1136.892.57新鲜岩层2.715.883.3339.372.59

表9 数值计算剪切带参数表

Table9 Shear strength of shear zones for numerical calculation

结构面剪切刚度/MPa·mm-1法向刚度/MPa·mm-1抗剪强度摩擦角/(°)黏聚力/MPa3S5016.3766.37611.90

图11 大主应力场云图

图12 位移场云图

计算结果如图11、图12所示，分别为大坝运营期间的应力场和位移场云图。由图中可以看出，在剪切带附近出现了一定程度的应力集中和变形现象，表明该剪切带对坝基岩体的稳定性产生了影响。但查看模型的塑性变形区，在剪切带附近并未发现塑性破坏块体，表明坝基整体能够保持稳定。

5 结 论

本文依托拟建的长江某水电站工程项目，从坝基红层沉积相入手，通过岩层的构造标志，岩石的结构和粒度标志，岩矿成分标志3类相标志的研究，通过恢复古沉积环境，进而以此对剪切带的发育特征作出科学的解释，为剪切带的空间分布预测分析提供依据，得到剪切带空间分布特征。在此基础上，对坝址区剪切带进行分类，给出对应的抗剪强度参数建议值，并通过GOCAD三维建模软件建立坝基剪切带分布三维模型。最后，根据剪切带分布三维模型及其空间分布特征，选取连续性好，性状差的剪切带开展坝基岩体稳定性分析，得到以下结论：

(1)坝基剪切带的分布取决于红层沉积环境和沉积相，开展剪切带的工程地质特征特别是空间发育分布规律研究应当从沉积环境和沉积相入手，即通过沉积构造、结构特点、粒度参数、岩矿成分、古生物等相标志综合分析，恢复古沉积环境，进而得到剪切带的空间分布特征。

(2)剪切带多沉积在韵律层顶部，即软硬岩层接触面和软岩内。其多为断续发育，部分剪切带连续发育，性状差，并且黏土矿物中包含膨胀性黏土矿物，对剪切带抗剪强度有降低的作用。剪切带空间分布特征及性状的不连续性，对工程造价及工期影响明显。

(3)连续性好，性状差的剪切带对坝基岩体稳定性存在一定的影响，在剪切带附近容易出现应力集中和变形现象，但是坝基整体处于稳定状态。

Chai B，Yin K L. 2009. Interlayer weakness zones in Badong formation of Middle Triassic forming bank slopes of Three Gorges Reservoir in new Badong county[J]. Journal of Engineering Geology，17(6)： 809～816.

Chen J Q. 2004. Sedimentology and palaeogeography course[M]. Beijing： Geological Publishing House.

Chen K X. 1992. Environmental geological problems of building hydroelectric projects and red rock beds[J]. Yangtze River，23(12)： 9～15．

Chen Y M，Xu D P. 2013. Basic theories and examples of FLAC/FLAC3D[M]. Beijing： China Water & Power Press．

Feng G Y，Yan C X. 1987. A laboratory soil experimental study on weak intercalation in dam foundation[J]. Journal of Yangtze River Scientific Research Institute，(1)： 34～43．

Folk R L，Ward W C. 1957. Brazos River bar[Texas]; a study in the significance of grain size parameters[J]. Journal of Sedimentary Research，27(1)： 3～26.

Glaister R P，Nelson H W. 1974. Grain-size distributions， an aid in facies identification[J]. Bulletin of Canadian Petroleum Geology，22(3)： 203～240.

Guo Y C. 2007. Study and practice of water rock physycal and chemical interaction in redbeds region[D]. Chendu： Southwest Jiaotong University.

Håkanson L，Jansson M. 2002. Principles of lake sedimentology[M]. Berlin： Springer.

Huang W，Xiang W，Cui D S，et al. 2016. Application of continuum theory and block theory on the stability analysis of surrounding rocks of underground water-sealing oil storage caverns： A case study of a water-sealing oil storage caverns in Yantai[J]. Geological Science and Technology Information，35(1)： 166～171．

Krynine P D. 1949. Section of geology and mineralogy： The origin of red beds[J]. Transactions of the New York Academy of Sciences， 11(3 Series Ⅱ)： 60～68．

Miall A D. 1977. A review of the braided-river depositional environment[J]. Earth-Science Reviews，13(1)： 1～62.

Middleton G V. 1978. Sedimentology， history[M]. Berlin Heidelberg： Springer： 1032～1047.

Ming J. 2011. A study on three-dimensional geological modeling[J]. Geography and Geo-Information Science，27(4)： 14～18.

Nie Q. 2014. Three-dimensional visualization of the weak intercalations in the foundation of the Xiaonanhai reservoir[D]. Wuhan： China University of Geosciences.

Passega R. 1964. Grain size representation by Cm patterns as a geological tool[J]. Journal of Sedimentary Research， 34(4): 830～847.

Qu Y X，Shan S T，Xu X L，et al. 1997. Occurrence of argillitization interbeds and the trend of its changes in a certain construction project[J]. Scientia Geologica Sinica，(4)： 363～371．

Royse C F. 1968. Recognition of fluvial environments by particle-size characteristics[J]. Journal of Sedimentary Petrology，38(4)： 1171～1178.

Schiickher F. 2014. Grain size distribution[M]. Berlin： Springer: 620．

Schoeman F R，Thornton J A. 1987. Sedimentary environments and facies[J]. Earth Science Reviews， 24(3)： 233.

Skempton A W. 1966. Some observations on tectonic shear zones[C]∥Proc. Inst. Congr. Intern. Soc. Rock. Mech., 1：329～325.

Song Z C，Zheng D S，Li M L，et al. 2012. Analysis on the evolution of sedimentary environments and its controlling factors of the Middle Jurasssic Maao Formation in Jiyuan Basin[J]. Journal of Henan Polytechnic University(Natural Science)，31(5)： 543～550.

Xiang W. 1988. The sedimentation characteristic and significance of engineering geology of weak intercalation of the Gezhouba Dam Project located in Yangtze River[C]∥The Third National Conference of Engineering Geology. Chengdu：[s.n.].

Xiao Y J，Lee C F，Wang S X. 2000. Spatial distribution of inter-layer shear zones at Gaobazhou dam site， Qingjiang River， China[J]. Engineering Geology，55(4)： 227～239.

Xiao Y X，Xiao S F，Xu R C. 1997. The fractal characteristics of grains from interlayer shear zones and their engineering geological indications[J]. Journal of Engineering Geology，5(2)： 23～28.

Xu G，Li D R，Wang C H，et al. 2007. GOCAD 3Dmodeling Technique and Its Application to Hydropower Project[J]. Hongshui River，26(S)： 113～116.

Xu R C. 1991. Red beds and dam[C]∥Third Academic Conference and Ten Annual Power Generation and Navigation Symposium of Gezhouba Project of CHES. Yichang: Chinese Hydraulic Engineering Society.

柴波，殷坤龙. 2009. 三峡库区巴东新城区库岸三叠系巴东组层间软弱带[J]. 工程地质学报，17(6)： 809～816.

陈建强. 2004. 沉积学及古地理学教程[M]. 北京：地质出版社.

程开庠. 1992. 在红层上兴建水电工程的环境工程地质问题[J]. 人民长江，23(12)： 9～15.

陈育民，徐鼎平. 2013. FLAC/FLAC3D基础与工程实例[M]. 北京：中国水利水电出版社.

冯光愈，鄢重新. 1987. 坝基缓倾角软弱层带的土工试验研究[J]. 长江科学院院报，(1)： 34～43．

郭永春. 2007. 红层岩土中水的物理化学效应及其工程应用研究[D]. 成都：西南交通大学.

黄伟，项伟，崔德山，等. 2016. 连续介质理论与块体理论在地下水封油库围岩稳定性分析中的应用：以烟台某地下水封油库为例[J]. 地质科技情报，35(1)： 166～171．

明镜. 2011. 三维地质建模技术研究[J]. 地理与地理信息科学，27(4)： 14～18.

聂琼. 2014. 小南海坝基软弱夹层发育规律及三维可视化[D]. 武汉：中国地质大学.

曲永新，单世桐，徐晓岚，等. 1977. 某水利工程泥化夹层的形成及变化趋势的研究[J]. 地质科学，(4)： 363～371.

宋自成，郑德顺，李明龙，等. 2012. 济源盆地中侏罗统马凹组沉积环境演化及其控制因素分析[J]. 河南理工大学学报(自然科学版)，31(5)： 543～550.

项伟. 1988. 长江葛洲坝工程坝基软弱夹层的沉积规律及其工程地质意义[C]∥全国第3次工程地质大会：[s.n.].

肖裕行，肖树芳，徐瑞春. 1997. 层间剪切带粒度分形几何特征及工程地质意义[J]. 工程地质学报，5(2)： 23～28.

许国，李敦仁，王长海，等. 2007. GOCAD地质三维建模技术及其在水电工程中的应用[J]. 红水河，26(增刊)： 113～116．

徐瑞春. 1991. 红层与大坝[C]∥中国水利学会葛洲坝水利枢纽第3次科技成果交流暨通航发电十周年学术研讨会. 宜昌： 中国水利学会.

JournalofEngineeringGeology工程地质学报 1004-9665/2016/24(5)- 0798- 08

DEVELOPMENT MECHANISM OF SHEAR ZONES AND STABILITY OF DAM FOUNDATION OF A HYDROPOWER STATION LOCATED IN YANGTZE RIVER

Shear zone has direct influence on stability of dam foundation， which is an important engineering geological issue， and is very common in the construction of hydroelectric project. Studying the engineering geological characteristics especially development and distribution characteristics of shear zones has significant and positive influence on the process of construction. In this paper， the sedimentary environment and facies in the dam area are investigated by the result of lithology， mineral composition， mineral formation， grain size parameters， sedimentary structure and so on. Development mechanism and distribution characteristics of shear zone then are studied based on the regional geological structure and the results of palaeosedimentary environment and sedimentary microfacies of protosomatic weak intercalation. Taking the distribution characteristics of shear zones into account， stability of dam foundation further is analyzed and evaluated. The results display that development and distribution of shear zones are determined by sedimentary environment and facies. It arises at the top of hemicyclothem frequently. Due to the multiple lithofacies， uncontinuity of spatial distribution of shear zones is very common. The types of the same shear zone in different position are also various. In addition， XRD and XRF results show that shear zones are highly dispersed system which is composed of various clay minerals， which demonstrates different engineering geological characteristics and strength parameters. Furthermore， FLAC3Dstates that the uncontinuity of spatial distribution and behaviors of shear zones have great influence on the stability of dam foundation， concerning to the project duration and cost directly. Consequently， studying the shear zones from the perspective of sedimentary environment and facies is available to have a clear understanding about development and distribution characteristics of shear zones， having significant influence on the evaluation of engineering geological condition and stability analysis of dam foundation．

Sedimentary environment， Sedimentary facies， Shear zone， Spatial distribution， Stability analysis

10.13544/j.cnki.jeg.2016.05.008

2016-06-28;

2016-08-22.

长江三峡勘测设计院有限公司委托专题研究项目资助.

项伟(1953-)，男，博士，教授，博士生导师，主要从事岩土工程性质研究. Email: xiangwei@cug.edu.cn

P642

A