重庆丰都县城区红层边坡变形破坏模式与稳定性评价

2018-12-27倪化勇

中国地质灾害与防治学报 2018年6期

蒋正,倪化勇,宋志

(1.中国地质科学院，北京 100037；2.中国地质大学(北京)，北京 100083；3.中国地质调查局成都地质调查中心，四川成都 610081)

0 引言

红层是指以红色陆相沉积为主的碎屑沉积岩层，以砂岩、泥岩、粉砂岩以及泥质岩、砂质岩为主，岩性组合特征以互层为主[1-3]。红层具有岩体强度低，工程地质性质差，透水性差，亲水性强，浸湿后岩体强度降低，失水后容易产生崩解等特征，因此红层边坡稳定性问题较显著。

前人对红层边坡已经进行了广泛而深入的研究，主要包括以下几方面，在红层边坡分类方面，胡厚田等[4]选取了4个对红层岩体及边坡稳定性影响最大的因素将中国红层边坡进行了系统的分类，形成了详细的分类表，为中国红层边坡的进一步研究打下了坚实的基础；周应华[5]将堆积体边坡进一步分类，按堆积体和坡顶形状主要分为M形堆积土和层状边坡岩体二元结构和双 M形堆积土和层状边坡岩体二元结构两类。魏瑞等[6]按不同的堆积地区，进一步细化了红层堆积体边坡分类 ,为进一步研究红层堆积体高边坡的破坏机理和致灾模式提供了初步依据；在影响红层边坡稳定性的因素方面，邱恩喜等[7]通过对四川地区80个红层软岩边坡的几何形状、结构面产状、边坡岩体强度等特征研究提出了回弹比，并指出回弹比是对边坡稳定性影响的一个重要因素，确定了各因素对坡度的影响的重要性依次是块度、回弹值、回弹比、JRC和坡高；杨旭等[8]通过构建红层边坡相似模型，研究了不同降雨条件下红层边坡的灾变过程及规律；向章波等[9]采用数值模拟法研究了西南地区降雨强度、降雨历时等因素对红层路堑边坡稳定性的影响，为边坡的支护位置与支护参数提供了参考；在红层边坡的变形失稳过程及机制方面，骆银辉等[10]通过对云南红层岩土工程特性的研究以及工程建设实践，分析和介绍了红层岩土体的物理力学特性，认为红层边坡变形破坏过程分为蠕变、剪切、滑移3个阶段并且三个阶段呈周期性扩展；陈从新等[11]通过室内三轴压缩试验、现场承压板压缩试验及流变试验研究了红层软岩的变形特性并进行了系统分析，对反倾边坡的防治具有重要意义；王唤龙等[12]通过野外调查结合有限元分析研究了4种类型的红层堆积体边坡的开挖变形特征，为进一步研究红层堆积体高边坡打下了基础，为红层堆积体高边坡治理提供了理论依据；肖尚德等[13]通过对恩施盆地红层边坡的野外工程地质调查并结合室内及现场试验，将红层边坡变形破坏划分为:顺层岩质滑坡、坠落式崩塌、倾倒式崩塌3种，对恩施盆地及同类型地区的红层边坡变形破坏的防治具有指导意义及参考价值；胡斌等[14]采用强度理论方法研究了西南地区软硬互层红层反向坡的稳定性系数，采用数值模拟研究了边坡最小主应力与竖向位移的分布特征；在红层边坡的防治与生态防护方面，张俊云等[15]研究了红层边坡的生态防护机制，总结出生态防护主要通过消除红层泥岩风化碎屑的冲蚀、改变红层泥岩坡体浅层的温度场和含水量三方面的功能来控制红层泥岩边坡的快速风化；曹兴松等[16]通过对西南红层边坡特征进行充分分析及在红层地区野生植被群落结构调查的基础之上，结合现有国内研究资料,因地制宜地提出了西南红层边坡的植物选择和配置模式,以指导西南红层边坡生态防护中科学、合理地选配适生植物。

重庆丰都县位于四川盆地东部，属于西南红层地区，主要为古川滇湖区的河湖相沉积形成，城市建设大多位于红层地层上。由于西南地区雨季长，年降雨量大，雨季为地质灾害多发期，降雨对边坡稳定性具有显著影响。本文基于丰都县城典型红层边坡工程地质调查和剖面测量，对丰都县城区红层边坡类型进行了划分，分别分析了不同结构类型红层边坡的变形破坏机制，并在此基础上进行了稳定性评价和安全开挖利用研究，以期为丰都县城红层边坡开挖利用、城市与工程规划建设提供地质依据。

1 地质环境条件

丰都县位于长江上游(图1)，地处三峡库区腹心，为三峡库区八个重点移民县之一，也是一个跨江整体搬迁的县城，长江左岸和右岸分别为丰都老县城和新县城。

图1 研究区地质简图Fig.1 Geological map of the study area

丰都县位于四川盆地东部，构造上属于川东褶皱带 (即川东平行岭谷带 )。川东褶皱带主要发育华蓥山扫状褶皱；以近于平行的窄背斜和宽向斜组合而成所谓的隔挡式右行雁列褶皱带，其中的单个褶曲的轴线常呈“S”型弯曲，该带中的次级褶皱及压性断裂均显右行雁列。区内发育有众多隐伏构造。

研究区自西北-东南分别为珍溪场向斜-忠县背斜-丰都-忠县向斜-方斗山背斜，呈北东向近于平行的雁列展布，背斜窄并且高陡。呈平行隔挡式，向斜宽而地层产状平缓，背斜窄而地层产状陡倾。方斗山背斜核部出露二叠系上统长兴组碳酸盐，两翼发育三叠系砂泥岩互层及少量灰岩，忠县背斜核部为侏罗系下统珍珠冲组砂泥岩互层。丰都-忠县向斜与珍溪场向斜均由侏罗系红色砂泥岩组成。丰都县城位于丰都-忠县向斜核部及两侧，向斜向西南倾伏，长江穿过其核部，长江两侧地层倾向均朝向江心，长江沿岸的工程建设开挖易形成顺向坡与顺层斜向坡。

研究区发育侏罗系及三叠系全套地层，最老地层为二叠系上统长兴组，最年轻地层为第四系全新统。丰都县城位于侏罗系砂泥岩互层上，主要出露三组侏罗系地层，由新到老为J3p、J2sn、J2s2，区内地层多为近水平-缓倾状，倾角4°～20°。倾向具有显著差异，大致以长江为界，右岸岩层倾向约300°，左岸岩层倾向约120°。岩性以砂岩、泥岩、粉砂岩为主。

丰都县位于著名的川东多雨区，属于亚热带季风性湿润气候，年降雨量在1 000 mm以上，区内水系主要为长江及其支流龙河、大沙溪等。

研究区内主要为低山丘陵地貌类型，其中双桂山出露较新地层蓬莱镇组J3p新近剥蚀，为低山地貌，其次为缓、低丘，仅在河谷、山谷间有狭小的平坝，地势由两岸向长江逐渐变缓。

研究区内地形起伏较大，最大高差相差700多米，红层地层在构造及人类活动作用下 ,易形成大量的倾斜岩层边坡，且川东地区雨季长，年降雨量大，因此川东地区属于典型的地质灾害多发区，以及红层属于易滑地层且工程性质特殊，雨季经常发生大量的红层坡体塌滑灾害，红层滑坡中顺层滑坡占有较大的比例。三峡库区水位的升降对长江及其支流两岸斜坡稳定性也有显著影响。

2 红层边坡分类及其变形破坏模式

2.1 红层边坡分类

根据冯君等[17]对不同倾向与坡向夹角红层边坡的研究，随岩层倾向与坡向之间的夹角增大，对缓倾边坡稳定性影响减小(图2)，并且在夹角为30°附近出现了拐点，60°以后夹角对稳定性的变化基本无影响。

图2 边坡走向与岩层走向夹角对边坡稳定性的影响(据冯君，略有修改)Fig.2 Influence of intersection angle between slope aspect and stratum trend on slope stability

根据上述认识，结合丰都地区边坡实际特征，将研究区内缓倾红层边坡按岩层倾向与坡向之间的夹角大小将缓倾红层边坡分为三类，代表性剖面如图3所示。第一类是顺向坡(图3a)，岩层倾向与坡向相同且夹角<30°；第二类是顺层斜向坡(图3b)，岩层倾向与坡向相同且夹角30°～90°；第三类是反向坡(图3c)，岩层倾向与坡向相反。

研究区内不同类型红层边坡的分布具有一定的特征，由于丰都县老县城与新县城分布在长江两岸，并且位于丰都-忠县向斜两翼，所以在沿江道路、房屋建设开挖形成的边坡往往为顺向坡或顺层斜向坡，即顺向坡与顺层斜层坡多沿江分布。反向坡多发育在规划区内挖填方形成的开挖边坡，由于挖填方体积大，形成的边坡多发育卸荷裂隙，坡面多破碎，形成大量且体积大小不等的危岩体。

2.2 红层边坡变形机制

顺向坡变形机制。边坡开挖后，切断岩层面，坡面临空，岩层倾向与坡向一致且夹角<30°，岩层倾角小于坡角，岩层面剪出坡面。由于研究区缓倾红层边坡主要为砂岩、泥岩以及粉砂岩等软岩的互层结构，开挖顺层斜向坡变形机制。在边坡开挖后，切断岩层面，坡面临空，岩层倾向与坡向一致且夹角>30°。此时边坡稳定性主要受节理裂隙相互组合的影响，主要以节理裂隙切割形成的楔形自由块体发生滑动为主，滑面为多个平面，楔形块体的下滑力主要由自重及其他外力提供，两个滑面上的内摩擦力等提供抗滑力，当下滑力大于抗滑力时，块体发生滑动(图5)。

图3 丰都代表性斜坡剖面示意图Fig.3 Typical slope sections in the study area

后在卸荷与重力作用下，坡体后缘产生拉张裂隙，坡体沿软弱面发生蠕滑，并且在坡体内常发育两组节理，在降雨作用下，雨水沿着节理面下渗至下部泥岩层，导致泥岩层发生软化、泥化作用，强度降低，蠕滑作用加强，发生累进性破坏，在强降雨作用下，后缘拉裂隙内可能产生静水压力，由此，坡体中的软弱岩层转化为软弱结构面，成为潜在的滑动面，可能产生滑塌(图4)。

图4 顺向坡失稳模式图Fig.4 Sketch map of failure mode of the dip slope

反向坡变形机制。反向坡的稳定性主要受风化作用及节理裂隙控制。在节理裂隙作用下，坡体内结构面相互交叉组合，切割坡体产生楔状、板柱状块体，发生滑动-崩塌或倾倒-崩塌；由于红层边坡易风化、强度低等特征，随着时间风化逐渐加强，风化深度逐渐加深，由于砂岩、泥岩抗风化能力的差异，导致砂岩体下部形成岩腔，砂岩体突出悬于坡面，局部拉应力集中，可能使突出岩体发生拉裂-崩塌破坏，以坠落式崩塌为主(图6)。

图5 楔形体滑动示意图Fig.5 Sketch map of sliding of the wedge-shaped rockmass on the diagonal slope

图6 反向坡崩塌失稳过程图Fig.6 Sketch map of failure mode of the reversal slope

3 边坡稳定性评价

3.1 评价方法

研究边坡稳定性的方法主要分为定性分析和定量分析两种，定性分析主要有地质历史分析法、工程地质类比法和图解法[18]。定量分析主要包括极限平衡法、数值模拟、滑移线场法和极限分析法等，目前世界范围内应用比较广泛的方法有Janbu法[19]、Bishop法[20]、Lowe-Karafiath法[21]、Morgenstem-Priee法[22]、Spenner法[23]和Sarma法[24]。国内越来越多学者关注极限平衡法确定边坡稳定性问题，并已做较深入的研究[25-28]。本文根据丰都县城斜坡结构特征，分别采用极限平衡法(Sarma法)、赤平投影法(楔体分析法)[29]和极限平衡理论(岩石强度理论)[30]对顺向、顺斜和反向斜坡进行稳定性评价。

3.1.1极限平衡法-Sarma法[16]

Sarma法的核心思想是假定岩土体是理想的塑性材料，按极限平衡原则进行力和力矩的分析，认为边坡滑动体必须破裂成可以相对滑动的块体才能发生整体移动，也就是滑体滑动时不仅要克服主滑面的抗剪强度，而且还要克服滑体本身的强度。

红层顺向坡砂岩层内常发育节理裂隙，并且常含有多组软弱夹层，Sarma法相较于Janbu法、Bishop法等定量评价方法在分析节理岩体边坡稳定方面更有优势，因为该法考虑了滑体本身的强度，可以处理具有复杂结构面的边坡，可以根据坡体内的各类结构面来划分条块并且不要求各条块保持垂直，因此本文选择Sarma法对顺向坡进行稳定性评价。

3.1.2赤平投影法-楔体分析法[21]

赤平投影法主要对三种典型岩质边坡失稳模式(平面破坏、楔形体破坏和倾倒破坏)进行评价，其中平面和楔形体两种破坏模式，失稳的判定原则是：βp>β>φ，其中βp为放坡坡角视倾角，β为结构面交线的倾角，φ为结构面内摩擦角，对边坡稳定性做出快速、定性的判断。楔体分析法一般针对楔形滑面，各滑面均为平面，以各滑面总抗滑力和楔形体总下滑力确定稳定系数。

红层顺向斜向坡稳定性主要受节理裂隙相互组合的影响，以节理裂隙切割形成的楔形自由块体发生滑动为主。针对这种红层边坡内的楔形体滑动破坏，用赤平投影法判定其是否形成楔形体，具有简单，便捷，准确的优势，再利用楔形体分析法对形成的楔形体进行进一步评价，以定性+定量的方式对顺向斜向坡进行评价。

3.1.3极限平衡理论-岩石强度理论[22]

岩石强度理论是研究岩石在各种应力状态下的强度准则或破坏判据，其中包括最大主应力强度理论、库伦强度理论、莫尔强度理论、莫尔-库伦强度理论及格里菲斯强度理论等，各种理论各有优缺点，其中莫尔-库伦强度理论适用于塑性、脆性岩石的剪切破坏，同时考虑了岩石的拉、压、剪，并可以判断破坏方向，具有简单、方便的优点。

以极限平衡理论与岩石强度理论建立危岩稳定性计算方法，通过分析危岩体的应力状态，计算在滑移破坏面上的抗滑力矩与滑动力矩之比即稳定系数来判断危岩体的稳定性，这种方法简单可行，结果明确，在三峡库区危岩稳定性评分析中得到应用，已经成为目前工程实践中最常用的危岩体稳定性分析方法。红层反向坡以砂岩的危岩体崩塌破坏为主，危岩体的稳定性主要受差异性风化作用形成的岩腔及拉张裂隙的贯通率控制，因此，本文采取极限平衡理论与岩石强度理论对红层反向坡危岩稳定性进行分析。

3.2 顺向坡稳定性评价

缓倾顺向坡主要失稳机制为滑移-拉裂，以岩层面为潜在滑面，滑面的抗剪强度参数由岩层面决定，认为后缘拉裂隙与滑面相互贯通时，表明滑动面形成。通过统计野外调查数据可知，研究区内顺向坡体内存在一组优势结构面产状300°∠75°，节理裂隙间距约为1～5 m，坡高约25～35 m，滑体后缘拉裂隙倾角为45°～55°，与岩体的破裂角接近。

根据以上统计出的丰都县城区及周边顺层边坡的几何参数特征以及坡体内节理裂隙发育特征，建立概化模型(图7)，模型高30m，裂隙间距采用平均间距为3m，后缘拉裂隙倾角采用50°，研究区岩土体物理力学参数见表1。

图7 顺向坡计算模型Fig.7 Calculation model of the stability of dip slope

类型弹性模量/GPa容重/(kN·m-3)泊松比黏聚力/ kPa内摩擦角/(°)岩体1.326.50.241 00030结构面///9020

根据以上参数，分别研究边坡在降雨和天然两种工况下，坡角对边坡稳定系数的影响，采用Sarma法计算不同坡角条件下边坡的稳定系数，得出稳定系数随坡角的变化趋势(图8)。

图8 天然工况与降雨工况下稳定系数变化趋势图Fig.8 Trend diagram of stability coefficients change under natural and rainfall conditions

由图8可知，降雨条件下的边坡的稳定系数较无降雨天然工况条件下边坡的稳定系数下降约10%，但天然工况和降雨条件下红层边坡的稳定系数随坡角的变化总趋势基本一致，均表现为边坡稳定系数随坡角增大而减小，以坡角50°为转折点，在[30°，50°]稳定系数下降较快，天然工况下下降了约23.29%，降雨工况下下降了约21.24%；在[50°，75°]稳定系数下降较慢，天然工况和降雨条件下均下降了约8.23%左右。

按照曲线的下降趋势与稳定系数计算结果对照，丰都县城红层边坡在天然工况下坡角约为60°左右达到极限平衡状态。通过多组计算研究对比发现，转折点处对应坡角与后缘拉张裂隙倾角相近，即与岩体的破裂角近似。因此，缓倾红层顺向坡在天然工况下的极限稳定坡角为60°。在降雨工况下，丰都县城红层顺向坡的极限稳定坡角为45°。

3.3 顺层斜向坡稳定性评价

通常情况下认为坡向与岩层倾向夹角大于30°时即为顺层斜向坡，据图3可知，坡向与岩层倾向夹角大于30°时，边坡受坡向与岩层走向夹角变化影响变小，此时主要受节理裂隙结构面控制，通过统计优势结构面可知，丰都县城地区缓倾红层顺向斜向边坡坡体内主要受四组结构面控制，分别为36°∠41°，254°∠61°，229°∠81°，254°∠82°，通过调查发现，主要开挖边坡坡向为275°，坡高约为30 m，岩层产状为320°∠15°，坡向与岩层倾向夹角为45°。

首先采用赤平投影法判断节理能否切割坡体形成楔形体滑块，并初步判定楔形体的稳定性，判定的基本标准为：βp>β>φ，其中βp为放坡坡角视倾角，β为结构面交线的倾角，φ为结构面内摩擦角，结果如图9所示，红色线条代表节理，大圆内略小的圆代表结构面的内摩擦角，齿状线为坡面线，图9中节理在275°方向共形成4个交点，其中4号点位于结构面内摩擦角圆外，倾角小于内摩擦角，不满足上述条件，所以楔形体不会发生滑动，其余1、2、3号点满足βp>β>φ，有发生滑动的可能性，需进一步定量评价。采用理正岩土岩质边坡稳定分析软件计算上述3个三维楔形体在不同坡角条件下的稳定系数，作出楔形体坡角-稳定系数趋势图(图10)，图中a，b，c分别对应1，2，3号点对应的楔形体的稳定系数曲线图。

图9 顺向斜向坡赤平投影图Fig.9 Stereographic projection diagram of the diagonal slope

图10 顺层斜向坡楔形体坡角-稳定系数关系图Fig.10 Relationship between the slope of the wedge-shaped rockmass and stability coefficient

由图10可知，楔形体的稳定系数随坡角的变化呈先增大，再降低，1号和2号楔形体在75°时，稳定系数达到峰值，3号楔形体在稳定系数约为65°时达到峰值。

通过对比发现1号楔形体稳定系数>1的坡角区间为[65°,85°]，峰值对应坡角为75°，2号楔形体稳定系数>1的坡角区间为[65°,87°]，峰值对应坡角为75°，3号楔形体稳定系数>1的坡角区间为[48°,85°]，峰值对应坡角为62°，在坡角小于48°时，并不会形成楔形体，此时边坡为安全状态。

3.4 反向坡稳定性评价

由前述可知，缓倾红层反向坡主要的破坏模式为滑动-崩塌、倾倒-崩塌和拉裂-崩塌。结合丰都地区野外地质调查结果发现，反向坡岩层缓倾，主要为砂泥岩互层，受差异性风化作用影响明显，易产生危岩体，发生拉裂-崩塌(图11)。

图11 反向坡差异性风化Fig.11 Differential weathering of the reversal slope

根据丰都县城地区缓倾红层反向边坡调查结果建立反向坡的计算模型(图12)，图中H为危岩体厚度，h为拉张裂隙深度，L为拉张裂隙贯通时长度，裂隙贯通率γ=h/L，β为拉张裂隙倾角，D为岩腔深度，边坡岩体及结构面物理力学参数见表1，采用极限平衡法与强度理论结合，计算危岩体的稳定性系数，并绘出裂隙贯通率-稳定系数关系曲线图，岩腔深度-稳定系数关系曲线图，危岩体在不稳定，基本稳定和稳定条件下的岩腔深度-后缘裂隙贯通率的关系曲线(图13)。

图12 反向坡计算模型Fig.12 Calculation model of the stability of reversal slope

图13 危岩体岩腔深度、裂隙贯通率、稳定系数关系图Fig.13 Relationship between cavity depth, penetration rate and stability coefficients

由图13a可知，在后缘裂隙贯通率为70%条件下，危岩稳定性系数与岩腔深度具有近似反比例函数的关系K=7.525/D，稳定性系数随岩腔深度的增大而减小，减小的速率快速降低，在岩腔深度>4 m后，降低速率减小，此时稳定系数约为1.85，当岩腔深度约为7 m时，危岩体达到极限稳定状态，岩腔深度的变化主要是增大了危岩体的体积及力矩大小，以此来影响危岩体的稳定性。

图13b表明，在岩腔深度为D=9的条件下，危岩体稳定系数随后缘裂隙贯通率增大而降低，并在贯通率约为60%时达到极限稳定状态，近似存在线性关系K=-2.137γ+ 2.324，图中实线所示为胡斌、黄润秋等研究红层软硬岩崩塌体稳定性所得的危岩稳定系数与裂隙贯通率关系[8]，本文结论与其有较高的一致性。

图13c中虚线代表在天然工况条件下，危岩体处于极限稳定状态时，岩腔深度D与裂隙贯通率γ之间近似存在线性负相关关系D=-19.12γ+ 20.82，该直线及其两侧分别代表危岩体三种状态：①当D>-19.12γ+ 20.82时，此时危岩体发生崩塌破坏；②当D=-19.12γ+ 20.82时，危岩体处于极限稳定状态；③当D<-19.12γ+ 20.82时，危岩体处于稳定状态。计算得出，当裂隙贯通率为60%、70%、80%时，岩腔深度分别为9.3 m、7.4 m、5.5 m，当二者同时满足时，此时危岩体处于极限稳定状态。