黄河某水电站库区Ⅲ#滑坡形成机制研究

王云南，任光明，邱 俊

(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)

黄河某水电站库区Ⅲ#滑坡形成机制研究

王云南，任光明，邱 俊

(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)

倾倒-变形多发生在逆向层状边坡内，但在近几年工程勘查中发现，陡倾顺向边坡也存在该种失稳模式，研究其形成机制对正确评价工程边坡的稳定性有着重要意义。以西北黄河流域某水电站坝前右岸的Ⅲ#滑坡为例，在地质勘察的基础上，结合数值模拟和定性分析得出：滑坡的形成过程分为河谷下切、坡表卸荷，岩层发生倾倒-变形，滑移-拉裂3个阶段，利用UDEC再现了滑坡的形成过程。利用有限元和离散元计算得到的结果互相吻合，证明了结论的合理性。

滑坡；顺向边坡；形成机制；倾倒-变形；数值模拟

1 研究背景

层状边坡的变形破坏是地质工程的重大灾害之一。由于层面的存在，一定程度上降低了坡体自身的稳定性，在外部营力作用下易发生变形破坏[1]。倾倒变形是层状边坡普遍存在的一种失稳模式，且多发生在反倾层状边坡中，但随着大量工程项目的开展，发现顺向边坡中也存在该种类型的变形破坏[2]。尚景红[3]经过现场调查发现，金川水电站左岸进水口边坡层状岩体内存在顺层面和顺长大结构面的倾倒变形；王者涛[4]研究的青川县变形体和滑坡均为陡倾顺向千枚岩倾倒弯曲形成的；孙耀明等[5]、丁中开等[6]在调查研究中也发现顺向边坡内存在倾倒变形；任光明等[7]以白龙江一电站库区滑坡为例系统研究该类斜坡的变形破坏特征，并用数值模拟再现其演变过程。国外也存在顺向边坡发生倾倒变形的实例：如尼泊尔西瓦利克山脉和加拿大落基山脉前的乔木林道两公里范围内均存在陡倾顺向坡体内发育倾倒变形体的现象[8-9]。

Ⅲ#滑坡所在边坡即为陡倾顺层坡体，结合该坡体的地质条件推测形成滑坡的主要变形破坏模式即为倾倒变形。该滑坡位于西北某大型水电站坝前右岸，其稳定性和变形趋势对水电站的建设和安全运行至关重要，因此研究该滑坡的形成机制有着重要意义。目前，对边坡倾倒变形机理的研究主要为物理模拟和数值模拟[10]，本文在对Ⅲ#滑坡地质勘察的基础上，通过地形恢复，并运用离散元、有限元和定性分析相结合的方法，探讨该滑坡的形成演化过程。

2 研究区地质条件

Ⅲ#滑坡位于水电站下坝址坝前右岸，上游边界位于坝轴线以上约800 m，下游侧以冲沟为界，距坝轴线约600 m。滑坡所在河段，河道基本顺直，河流流向NE25°，平水期水位高程约为2 760 m，河面宽度约40～60 m。滑坡表面基岩裸露，坡形总体上呈现后缘较缓前缘陡峭的形态，坡度变化在35°～50°之间。滑坡后缘顺河流方向宽度约130 m，前缘顺河流方向宽度约200 m，坡面长度约270 m，滑坡相对高差约160 m，如图1所示。

图1 滑坡平面图Fig.1 Plan of the landslide

滑坡内主要以三叠系中统板岩、板岩夹砂岩(T2-Ss+SL)为主，岩体呈现薄层状，局部夹厚层板岩[11]。滑坡基岩岩层倾向在300°～350°之间，倾角为68°～82°，滑坡主滑方向为NW310°，与基岩倾向接近，与河流流向垂直，根据《水电水利工程边坡设计规范》(DLT 5353—2006)规定，Ⅲ#滑坡所在斜坡为陡倾外顺向层状岩质边坡。

滑坡范围内无大规模的断层发育，主要发育2组裂隙，分别为NE20°NW∠20°和NW285°SW∠25°的缓倾裂隙组，其中产状为NE20°NW∠20°的优势裂隙倾向坡外，与层间错动带可以组合成滑坡的底滑面。

3 滑坡变形及破坏特征

坡体中部覆盖层下的薄层状岩体接近直立，部分岩层反倾坡内排列整齐，岩层产状为NE55°SE∠80°，与坡体基岩倾向相反，岩体较完整(图2(a))。滑坡前缘剪出口部位岩层发生反翘，岩层倾向坡内，产状为NE78°SE∠62°，该处岩体破碎，呈岩块、岩屑夹黄色黏土状(图2(b))。有明显岩层剪断迹象。坡体高程3 000 m附近出现缓平台，同时存在高1 m左右的陡坎(图2(c))。且该处拉裂缝较为发育，最长约100 m，宽5～20 cm，走向为NE10°，该位置以上的坡体未发现明显变形迹象。冲沟边界的顶部坡面和沟下游侧坡面较陡，与滑坡下游侧缘坡面交于沟内，形成一块楔形体凹槽(图2(d))。迹象显示发生过垮塌，初步估算垮塌体积在5 000 m3。

图2 滑坡变形及破坏特征Fig.2 Deformation and failure features of landslide

滑坡内部共有3处平洞，分别为PD41，PD72，PD75。根据滑坡前缘的PD41内洞壁弹性波速测试结果显示，前30 m波速值在1 000 m/s以下；30～47 m范围内，波速值在1 000～2 000 m/s之间；47 m以后，波速值在2 400 m/s以上。根据平洞中波速测试结果推测：平洞30 m处为滑坡滑带位置，30～50 m为滑带影响区，>50 m的位置属于坡体基岩部分；在PD72-1支洞内17 m处也发现了一处破碎带，破碎带上部和下部的岩层形成一组弓形的折断带，推测为滑带；后缘布置的勘探平硐(PD75)内80 m处出现明显的弯曲折断面。

根据以上坡表和平洞内的变形破坏特征分析初步得出滑带的位置，其中滑坡后缘高程约为3 000 m，剪出口位于PD41以下18 m，如图3所示。

图3 滑坡剖面图Fig.3 Profile of the landslide

4 滑坡形成机制分析

4.1 滑坡形成因素分析

4.1.1 地层岩性

滑坡区基岩主要以三叠系中统板岩、板岩夹砂岩为主，岩体呈现薄层状，力学性质较差，抗风化能力较弱，岩体层面和风化裂隙为地表水的渗透提供通道。因此，地层岩性方面具备坡体变形破坏的条件。

4.1.2 地质构造

滑坡所在边坡为顺向坡，岩层产状NE30°～80°/NW∠68°～82°，岩层倾角较陡。基岩中主要发育2组裂隙：NE20°NW∠20°和NW285°SW∠25°，其产状组合为滑坡提供了边界条件。

4.1.3 新构造运动

该滑坡所在区域为青藏高原东北部边缘地区，其新构造运动的主要特征为地壳大面积的快速隆升，因此，伴随河流的下切，坡体前缘快速形成陡坡，为滑坡的形成提供临空条件。

4.1.4 水文条件

该地区处于高原半干旱高寒气候区，降水量较少，地下水主要为第四系松散层孔隙潜水与基岩裂隙水。其中裂隙水长期的赋存会降低岩土体的物理力学参数，诱发滑坡的产生。

综上所述，较差的地层物理力学性质和陡倾顺向的坡体结构是坡体发生变形的内在因素；基岩发育的节理裂隙为滑坡提供边界条件；在新构造运动和地下水软化岩层的基础上，最终形成滑坡。

4.2 滑坡形成演化过程数值模拟

为了再现滑坡发生变形破坏的全过程，首先采用二维离散元软件UDEC模拟边坡的变形过程及其运动特征[12-18]，再利用二维有限元软件phase对已经发生变形破坏的坡体进行应力应变特征分析。

4.2.1 计算模型的建立

以滑坡的变形破坏特征及周边区域地形地貌特征为依据，推断出原始坡面倾角较陡；河谷深度较浅，并且根据相邻侧的倾倒体和未变形边坡的坡面形态反演出该滑坡的原始坡形，对应的计算剖面如图4所示。

4.2.2 计算参数的确定

根据勘察单位现场平硐的抗剪(断)实验、岩体变形实验，同时运用工程类比和经验相结合的方法，确定模型中各个介质的物理力学参数，见表1、表2。

表1 块体物理力学参数Table 1 Physico-mechanical parameters of rock mass

表2 结构面物理力学参数Table 2 Physico-mechanical parameters of structural planes

4.2.3 模拟计算结果分析

该模拟过程一共迭代了25万步，直观地反映了滑坡发育的全过程。计算结果显示，边坡的变形破坏有以下特征：

河谷下切，前缘坡体坡度变陡，临空面增大，岩体产生卸荷裂隙，在重力的作用下前缘卸荷岩体向临空方向发生变形。前缘坡体的变形为中后部提供变形空间，即中部岩层向临空方向发生弯曲变形，坡体后缘发生卸荷回弹，并沿着陡倾的层面产生拉裂缝，如图5(a)所示。

迭代至11万步，随着河谷继续下切及风化等作用下，前缘变形坡体向坡体内部扩展，表层岩体开始向临空方向偏转[19]；中部部分岩体有向临空方向倾倒变形的趋势，且变形较大的岩体沿着缓倾结构面发生局部剪切滑移；后缘拉裂面向坡体内部形成深部追踪发育，拉裂面附近的岩体较破碎，且坡体有一定程度的沉降，形成台阶状陡坎，如图5(b)所示。

迭代至14万步，在上述变形的基础上，前缘倾倒岩体沿着缓倾结构面产生局部剪切滑移，导致中部岩体变形加剧，破坏范围增大，与前缘滑移面和后缘追踪拉裂面构成坡体断续的破碎带，如图5(c)所示。

迭代至25万步，破碎带贯通，变形岩体完全脱离基岩，坡体发生整体滑移，堵塞河谷，见图5(d)。从图5(d)可以看出，前缘坡体位移最大，接近100 m左右，坡体整体位移均在50 m以上，坡体后缘形成约40 m的陡坎。至此，坡体变形终止。

图5 滑坡变形演变过程Fig.5 Process of slope deformation

再利用有限元数值模拟分析当前变形坡体的应力应变特征，结果表明：坡体的应力分布特征明显受重力场控制，坡体后缘出现拉应力区域，量值在250 kPa左右，坡表在河谷下切产生卸荷回弹的情况下，最小主应力趋近于0。坡脚和中部破碎带附近出现一定程度的应力集中，且破碎带位置出现明显的应力不连续分布现象(图6(a))。从坡体的剪应变分布图(图6(b))中可以得出，剪应变主要发生在坡体前缘和中部破碎带，尤其是中部破碎带部分的剪应变量值明显大于周边区域，与离散元分析结果吻合。

(a) 边坡最小主应力分布

(b) 边坡剪应变分布

4.3 滑坡形成机制分析

根据上述对滑坡的地形地貌、物质组成和变形破坏特征的分析，得出滑坡是由陡倾的互层状砂板岩发生倾倒变形诱发的，形成了“点头哈腰”的现象[20]，再结合数值模拟分析揭示了其详细的演变过程，即首先发生倾倒-变形(弯曲-拉裂)，并逐渐演化为滑移-拉裂。该过程具体可划分为以下3个阶段：

第1阶段，初始变形阶段。随着河流的下切作用，河谷不断加深，岸坡临空面范围扩大，坡表发生卸荷，斜坡岩体应力分布发生分异，坡缘附近为拉应力分布区，坡脚地带为剪应力集中区；越靠近坡体临空面，重力场和构造应力场的主应力迹线越接近平行于临空面。在这种应力作用下，坡脚地带的陡倾顺层岩体将向临空面发生初始的倾倒变形[7]。

第2阶段，倾倒变形阶段。随着前缘变形加剧，为中后缘坡体发生变形提供空间。坡体后缘产生卸荷回弹，加上拉应力集中作用的影响，形成沿着陡倾岩层的拉裂缝。中部岩体在初始扰动和空隙水压力[21]的作用下，层状岩体沿结构面发生滑移，但因受下部岩体的阻挡而发生弯曲变形，并在最大主应力的作用下产生弯矩作用，转而发生向临空方向的倾倒。岩层弯曲到一定程度时，可导致岩层发生弯曲的根部形成断续分布的折断面。后缘拉裂缝在中部坡体变形的同时沿岩层和破裂面形成追踪发育。

第3阶段，滑移-拉裂阶段。坡体中部倾倒变形产生的折断面向坡体后缘延伸，与前缘倾倒体和后缘的拉裂面构成坡体的破碎带。至此，边坡由倾倒-变形转变为滑移-拉裂模式。在自重、构造运动、地下水和降雨等作用下，折断带最终贯通，并发生整体滑移，形成滑坡。滑坡剪出口位置保留部分倾倒变形痕迹，表现为岩层反翘(图2(b))。滑坡发生过程中，变形坡体挤压并牵引下游侧岩体，导致该处坡体出现变形、垮塌，最终形成楔形凹槽，构成下游边界(图2(c))。

5 结 论

在获得现场勘查资料的基础上，对边坡进行坡体结构分析和地形反演，并建立数值模拟计算模型，通过计算结果得到以下几点结论：

(1) 在一定的坡体结构条件下，倾倒-变形可发生在顺向岩质边坡中，其中岩层倾角和节理组的发育情况是主要影响因素。

(2) 该滑坡的形成机制可以概括为：河谷下切，坡体卸荷回弹、倾倒-变形、滑移-拉裂3个阶段。

(3) 滑坡的形成机制展示了边坡由倾倒-变形转化为滑移-拉裂的复合型失稳模式，表明在一定的坡体结构条件下，边坡易发生非单一模式的变形破坏，不同的失稳模式分布在坡体发育的不同阶段。

[1] 吴龙科,任光明,郑秀红,等.西北某坝肩变形体成因机制的离散元数值模拟[J].山地学报,2015, 33(1): 81-87.

[2]黄润秋.20世纪以来中国的大型滑坡及其发生机制[J].岩石力学与工程学报,2007, 26(3): 433-454.

[3] 尚景红. 金川水电站边坡稳定性分析[D]. 兰州: 兰州大学, 2009.

[4] 王者涛. 青川县城桅杆梁不稳定斜坡稳定性评价及其防治措施研究[D]. 成都: 成都理工大学, 2010.

[5] 孙耀明, 王运生. 西南某电站引水线路滑坡特征及成因机制分析[J]. 水土保持研究, 2007, 14(4): 305-308.

[6] 丁中开, 张青宇, 刘 海, 等. 某库岸滑坡演化机制及稳定性预测[J]. 甘肃水利水电技术, 2010, 46(11): 10-11.

[7] 任光明, 夏 敏, 李 果，等. 陡倾顺层岩质斜坡倾倒变形破坏特征研究[J].岩石力学与工程学报, 2009, 28(增1): 3193-3200.

[8] TAMRAKAR N K, YOKOTA S, OSAKA O. A Toppled Structure with Sliding in the Siwalik Hills, Midwestern Nepal[J]. Engineering Geology, 2002, 64(4): 339-350.

[9]MCAFFEE R P,CRUDEN D M.Landslides at Rock Glacier Site, Highwood Pass, Alberta[J]. Canadian Geotechnical Journal, 1996, 33(5): 685-695.

[10]谭儒蛟,杨旭朝,胡瑞林.反倾岩体边坡变形机制与稳定性评价研究综述[J].岩土力学,2009, 30(增2)：479-485.

[11]宋彦辉, 黄民奇, 陈新建. 黄河上游茨哈峡水电站又坝肩顺层岩质斜坡破坏模式分析[J]. 中国地质灾害与防治学报, 2001, 22(1): 51-56.

[12]李育枢,钟 东,周 灏. 唐家湾东古滑坡成因与现代复活机制分析[J]. 地下空间与工程学报,2012,(3):652-658.

[13]任光明,聂德新,刘 高.反倾向岩质斜坡变形破坏特征研究[J].岩石力学与工程学报,2003,22(增2):2707-2710.

[14]左保成, 陈从新, 刘小巍, 等. 反倾岩质边坡破坏机制模型试验研究[J]. 岩石力学与工程学报, 2005,24(19): 3505-3511.

[15]谭儒蛟, 杨旭朝, 胡瑞林, 等. 大型反倾库岸岩体变形过程及破坏机制数值模拟[J]. 工程地质学报, 2009,17(4): 476-480.

[16]赵小平,李渝生,陈孝兵,等.澜沧江某水电站右坝肩工程边坡倾倒变形问题的数值模拟研究[J].工程地质学报,2008, 16(3): 298-303.

[17]杨根兰,黄润秋,严 明,等.小湾水电站饮水沟大规模倾倒破坏现象的工程地质研究[J].工程地质学报,2006, 14(2): 165-171.

[18]韩贝传,王思敬.边坡倾倒变形的形成机制与影响因素分析[J].工程地质学报,1999, 7(3): 213-217.

[19]吴泊人,游昆骏,潘国林, 等.皖南山区阳台古滑坡形成机制研究[J].工程地质学报,2013, 21(2): 304-310.

[20]谷德振. 岩体工程地质力学基础[M]. 北京: 科学出版社, 1979:55-65.

[21]李天扶. 论层状岩石边坡的倾倒破坏[J]. 西北水电, 2006,(3):4-6.

(编辑：王 慰)

Formation Mechanism of Landslide in the Reservoir Area ofa Hydropower Station of the Yellow River

WANG Yun-nan, REN Guang-ming, QIU Jun

(State Key Laboratory of Geo-hazard Prevention and Geo-environment Protection,Chengdu University of Technology, Chengdu 610059, China)

Toppling-deformation is usually found in anti-dip bedded slopes. But recent engineering investigations revealed that toppling-deformation mode could also appear in steep dip bedding slope. Analyzing the formation mechanism is of importance for the correct assessment of slope stability. In this article, the landslide III#on the right bank of a hydropower station in the Yellow River Basin was researched by means of numerical simulation and qualitative analysis based on geological surveys. The process of landslide formation was displayed by UDEC (Universal Distinct Element Code). Results indicated that the failure process of the landslide could be divided into three stages: rock mass unloading, toppling deformation, and sliding-tension fracture. The result obtained from finite element method consists with that from discrete element method, which proves that the conclusion is rational.

landslide; dip bedding slope; formation mechanism; toppling-deformation; numerical modeling

2015-12-14;

2016-01-08

国家自然科学基金项目(41072229)

王云南(1991-)，男，吉林吉林市人，硕士研究生，主要从事边坡稳定性及工程效应研究工作，(电话)18781952110(电子信箱)605725462@qq.com。

10.11988/ckyyb.20151048

2017,34(4):117-121

P642.2

A

1001-5485(2017)04-0117-05