构造控制风化岩边坡侧旋滑移及监测结果映现

刘震涛 尚彦军 邵鹏

摘   要：本文以梅州市大埔韩江高陂水利枢纽右岸边坡为例，据现场工程地质勘察、钻探开挖揭露和坡体变形监测数据，分析该风化花岗岩边坡地质特点及不同开挖阶段监测点的位移。发现该边坡的滑移受到地质构造控制：断裂控制其后缘拉裂缝;节理密集带控制东边界侧缘沟谷;与斑状花岗岩相伴生的辉绿岩脉控制其西边界。工程上采取关闭滑体中部通过的公路、补充地质勘探、加强变形体监测、滑体中上部快速削方卸载、保护好西缘辉绿岩脉之下起抗剪支撑作用的块状斑状花岗岩体、减少西侧缘坡脚开挖范围并及早回填砼挡土墙、滑坡前缘跳槽式开挖等工程抢险和加固处理措施，取得了预期效果，保证了坡脚尾水房挡土墙下挖期间的施工安全。

关键词：水利枢纽;风化岩边坡;构造控制;辉绿岩脉;侧旋滑移

断裂控制的滑坡分布常与地形地貌、地层岩性及坡体与断裂的交切密切相关[1]。通过对西南铁路滑坡的调查发现，在活动性强的大构造及不同构造单元交接带，滑坡分布较集中，在大断层带附近岩体较破碎，这更有利于地下水活动及滑坡发生[2]。绝大多数巨型-大型滑坡紧邻断裂上盘发育，断裂错断方式对滑坡滑动方向有较大影响[3]。殷跃平通过对武隆鸡尾山滑坡研究，提出了斜倾厚层山体视倾向滑动并转化为高速远程碎屑流的新型失稳模式，并提出了斜倾厚层山体滑坡视倾向滑动应具备下部稳定山体阻挡等5个条件和需以前缘阻滑的“关键块体”为重点的防治思路[4]。室内物理模拟试验表明，不同滑动方向的滑体运动轨迹有较大差异，原因是滑坡体受边界转折锐夹角（偏转角）约束阻挡以及在此处运动机制不同，偏转角越大，转角约束导致滑坡运动方向改变越大，滑坡運动距离越小;偏转角使滑坡体出现明显颗粒筛分（破碎化）现象[5]。

梅州市气候介于中亚热带与南亚热带之间，从地理分区看，该区位于长江流域与东南沿海河流域交接处;从地貌上看，该区位于南岭山地与浙闽山地交接地带。4-6月副高北缘雨带停滞在华南地区，导致梅州降雨频繁，易发生暴雨洪涝灾害[6]。作为研究区主要河流，韩江是其上游梅江、汀江和梅潭河在大埔的三河坝汇流形成。韩江自三河坝由北向南，经高陂、谭江镇，流向潮州、汕头后注入南海。作为韩江下游及三角洲防洪工程体系中不可替代的工程和供水总体布局中的关键性工程，高陂水利枢纽工程位于干流的梅州市大埔县高陂镇上游约5 km处，正常高水位为38.0 m，最大库容为4.1×108 m3，年发电量达5.85×108 度。该河段河床宽200～600 m，两岸山体高程一般100 ～500 m，两岸分水岭发育。众多溪流汇入韩江，河两侧冲沟泉水补给河流，高程100 m以上冲沟常年有流水。2019年2月24日右岸上坝道路坝纵YSK0+120～260范围的道路上方边坡、道路平台及其下方厂房尾水挡墙开挖坡面出现裂缝，并开始了较持续的滑移变形，破坏了在边坡中部通过的省道S222，影响到挡土墙基坑开挖施工安全1。

作者依据工程地质补充勘察（包括钻探编录和断层分析）、变形监测等第一手资料和现场调查，提出了该边坡受断裂构造控制而呈右旋弧形滑移的变形破坏模型。宏观裂缝展布特点和监测结果验证了该模型的合理性，据此开展的滑坡灾害防治工作取得了预期效果。

1  高陂水利枢纽工程右岸边坡工      程地质条件

高陂水利枢纽工程区地层主要由侏罗纪砂岩和燕山第三期花岗岩组成[7]。燕山运动第三期岩基大埔岩体呈NE走向展布，岩性以中粒与中粒斑状花岗岩为主，构成了坝址区主体岩性。据地质勘察资料和边坡施工开挖揭露情况，右岸为风化深槽，全风化夹强风化岩体;左岸为硅化角砾岩。右岸上坝道路存在弱风化岩面构成呈U型的风化深槽，向河边厂房尾水区基坑倾斜。坝纵桩号YSK0+140～0+260段左侧路基下边坡开挖揭露显示风化槽内为风化剧烈的花岗岩全-强风化岩，局部夹弱风化岩透镜体。强风化岩被多组裂隙切割，岩体完整性差，夹大量风化土，风化槽弱风化岩埋深6～20 m。右侧路面边坡坡面以花岗岩风化土为主，风化土厚8～12 m。强风化岩被多组裂隙切割，厚5～13 m;弱风化岩较坚硬，岩体完整性较好，顶面埋深10～20 m。受风化槽影响，YSK0+140～0+260路段边坡地质情况复杂，工程地质条件差（图1）。

从构造体系上看，高陂水利枢纽区位于NE走向的大埔-丰顺华夏系，属粤东隆起区II4。区域性断裂莲花山断裂带东支（海丰-丰顺）延伸至大埔[8]。受区域构造控制，坝址区NW向断裂构造最发育，次为NE和近NS向构造。据地质测绘资料，一般是NW向断层切割NE向断层。从两者切割交接关系判断，NE向属于早期构造，NW向属于后期构造。根据现场地质调查结果及相关资料，滑坡区发育两条规模不等、走向近乎正交的断裂（编号为F8和F8’，其中F8沿用勘测报告编号）（图2）。

位于滑坡后缘的F8断裂为该处规模最大的断裂，其大致沿滑坡体后缘——电站办公区西侧陡崖展布，中坝线下游右岸约900 m公路边及下游左岸约1 300 m公路边均见断层F8，产状40°∠70°～80°，宽1～8 m，由压碎岩、片状岩及扁豆体岩块组成，下盘挤压面有10～30 cm宽的角砾岩，硅质胶结，场区可见长度800 m以上，推测其性质为左行走滑-正断层。在F8断裂作用下，其北侧山脊产生了一系列的弧形拐弯。受该断裂左行运动牵引，滑坡两侧NE向沟谷所反映的F8’断层表现为拖曳而呈平面S型，剖面上呈弧形起伏，可见长度150 m以上，总体倾向NW，性质未明。F8’断层以节理密集带和深切S型沟谷形式出现，大致沿滑坡体东侧边缘深窄沟谷展布，形成时期早于F8。 F8和F8’两条断裂在滑坡后缘SW端部交汇，将山体切割成开口向NNW的楔形滑体，这两条断裂就成为高陂水利枢纽工程右岸滑坡的控制性地质构造。

坝址区节理明显受断裂构造控制，NW向与NE向二组节理性质相似，互为配套。NW组：产状N40°～60°W/NE、SW∠60°～80°，一般3条/m～6条/m，裂面普遍锈黄色，多有铁质，面平直，延伸较长，微张。走向与断层F8和河右岸基本一致;NE组：产状N25°～50°E/NW、SE∠50°～85°，一般2条/m～5条/m，裂面普遍锈黄色，多有铁质和绿泥石薄膜，面平直，微张。走向与S沟谷和断层F8’基本一致。

据钻孔揭露的资料分析，坝址基岩裂隙较发育，特别是弱风化带以上，裂隙更发育，裂隙产状以中陡-陡倾角为主，裂隙面普遍有铁质渲染，多呈褐黄色，部分裂隙面见绿泥石薄膜，微张。

坡体内地下水位随季节变化，径流方向与地形变化一致，由高向低至坡脚处排泄流入韩江。在补充勘探期间，坡脚强风化岩体多处有地下水渗出。

全风化带土体一般呈砂质土状，该层渗透系数平均值K=2×10-4  cm/s，具中等透水性。强风化带与弱风化带上部岩体裂隙发育，裂面多张开，充填铁锰质，多具中等-强透水性。边坡开挖过程中，坡面雨水渗入坡体内部，沿强风化带底部向坡体外渗出，降低了该处抗剪强度，形成软弱结构面，是边坡产生变形的主要不利因素。靠近辉绿岩脉风化槽的存在，说明该处富水性和连通性较好（图3-a）。

2  构造控制的边坡变形破坏特征

根据现场工程地质勘察、开挖揭露的地质条件以及坡体变形实测资料分析，边坡变形体总体呈中间坐落塌滑、两侧牵引向上游的剪裂形式，表现为右旋混合式蠕动变形，滑体中下段以推移式滑移为主，顶部及两侧为牵引式滑移。边坡变形体后缘以坡面最高（高程约95 m）断层F8为界（图3-c，d），边坡变形体内部沿不同深度的不连续软弱面滑移，呈现多段滑移，未发现连续的滑动面。

受F8断裂左行运动影响和滑坡体北西侧基岩限制，滑坡中后部（S222道路内侧坡）向韩江上游滑动，方向为340°，坡度小于20º，斜长约150 m，滑体切过路面宽105 m。滑坡前部（道路外侧坡）向韩江下游滑动，方向约35°，總体坡度30º，斜长约50 m，坡脚基坑开挖前被削出4级马道（宽3.0～3.5 m）         （图3-a）。滑坡边缘剪裂缝明显且呈右列式分叉，造成该现象的原因是受其西（左）侧软弱的辉绿岩脉阻水及坚硬的块状斑状花岗岩体的阻挡（图3-c），导致滑坡体滑动方向发生了顺时针偏转，并呈普遍向上游方向水平位移的变形特点。

原弧形边坡地形面坡角小于20º，2月24日发现裂缝且一直蠕动变形，在强降雨作用下变形速率有所增大。滑坡体表面坡角约18º，高差约80 m，斜长200 m，滑动面埋深6～10 m，滑坡体积约12×104 m3，属于中浅层风化破碎岩体蠕滑中型滑坡。

3  变形监测结果分析

在现场出现裂缝的边坡上分阶段设立了变形监测点。前期监测点在边坡开挖中大部分被破坏而在下一期重新建立。第1批25个监测点分别建立于2月：1～5号测点2月21日号建立;6～7号测点2月25日建立;8～15号测点2月26日建立;16、17号测点3月2日建立。第2批增加6个监测点N1～N6设立于4月8日，第3批5个监测点M7～M11于4月20号建立，第4批9个监测点设立于5月8日，第5批5个监测点A1～A5设立于6月8日。在3个月时间里分5批设立了不同部位监测点近50个。其平面投影位置见图4。随着边坡的开挖，其先后设立位置见图5。

监测点位置坐标采用西安坐标体系，X轴为坝纵（走向平行河流），Y轴为坝横（走向垂直河流，与坝轴向70º一致）。X值负值向上游、正值向下游，Y值负值向左岸、正值向右岸。海拔高程系统采用珠江基准。竖向Z轴向下为负值。

采用高精度经纬仪定时观测方法，得到不同监测点的X、Y和Z 3个方向的变形量，将随观测时间增加的位移增量累加，得到各测点的累积变形量。总体来看，这些测点水平方向（沿X和Y轴）的变形大于垂直方向（Z轴）变形，向左岸方向（Y轴负）变形大于向上游方向（X轴负）变形（图6），且绝大部分监测点最终监测结果是向上游及左岸方向变形为主，即东西侧缘均发生了近乎一致的向X轴负方向的变形    （图4）。在小变形时或初始阶段，则几个方向的差别不太明显。

测点8位于路面上滑坡西侧缘以外，其监测数据可反映滑体外侧非滑动体的变形。实际监测结果表明，测点8发生了向坡内侧和上游位移，反映出滑坡体西侧缘以外非滑体受滑体挤压以及滑体西侧缘的左行剪切作用（图6-a）。位于坡面上滑体东侧缘内N1点在两个方向上的变形相等（X=Y），位移方向沿X-Y对角线方向。滑体西侧缘内的N2点和M7点，向左岸变形大于向上游变形。在东侧缘受F8’控制的测点5，开始时X和Y方向变形接近，且远大于垂向变形，随着时间推移，其向左岸方向变形逐渐加大，表明随着坡脚开挖，东边界向外侧的运动增强。

由图6可见，初始滑动时，向上游和向左岸的变形与垂向变形基本接近。随时间推移，向上游变形超过垂向变形，基本稳定在100 mm，向左岸的变形与垂向变形的差值一直在持续增加，由50 mm逐渐增大到700 mm。这些随开挖卸荷不同时间设立、在不同时间段里真实监测的数据，其3个方向的位移矢量密切相关，显示了很好的整体滑动性和偏转中压密有关的近于弹性的三分量等比例变形特点，这是较少见的线性相关关系曲线，也是现场滑坡前缘未见到大规模的鼓张弧形裂隙，而只是西缘右列式近直立剪切面和不同高程坡脚泥流的出现，显示了不同位置和高程弧形剪切作用的存在（图7）。

4  右旋滑移模式的建立

根据该风化花岗岩边坡地质特点及不同开挖施工阶段监测点的三维运移矢量分析，得到滑体受地质构造控制的方式：中尺度断裂F8控制其后缘拉裂缝，节理密集带F8’控制东边界侧缘沟谷，与斑状花岗岩相伴生的辉绿岩脉控制其西边界，3个边界构造组合对滑体的控制导致该边坡滑体发生顺时针右旋滑移：统一向河流上游（坝纵X轴负方向）变形、X方向和Z方向变形差值稳定、随时间发展向河流左岸变形逐步加大。

在这样的地质模型和变形方式下，发生了边坡的破坏：滑体东缘边界拉剪而使混凝土挡墙西侧外张破坏，滑体西缘边界右列式压剪和扩容而使边缘裂缝近直立且光滑平直，平面上呈右列式断续分布，同时滑体压密排水，这使得地下水以集中的泥流形式排泄（图5）。压剪带变形挤压滑体边界外侧非滑动块体，导致非滑动体的抬升和向坡内变形。整个斜坡和沟谷的地貌形态或可指示出，历史上曾发生过此类弧形滑移。

近50个监测点4个月阶段性监测结果表明，滑体不同部位的变形位移矢量协调，滑体东缘边界（基岩沟谷）附近滑体向西北（河流上游）运动，陡立的西侧边缘附近滑体也向同方向运动且向河左岸运移。滑体西部滑移量大，而东部较小。宏观裂缝形态及三维变形结果验证了上述边坡在构造控制下的右旋滑移破坏模式。

5  滑坡抢险和地质隐患处理

针对该边坡滑体右旋滑移变形的情况，工程上采取了迅速封闭在滑体中部通过的省级公路、覆盖后缘和侧缘裂缝减少降水入渗、补充地质勘探和裂缝空间发育特征调查、加强变形体外观监测、保护好西侧缘软弱致密的辉绿岩脉之下起抗剪支撑作用的块状斑状花岗岩体、减少西侧缘坡脚开挖范围和及早回填砼挡土墙、滑坡前缘跳槽式开挖等工程抢险和加固处理措施。6月以来，边坡中上部全风化土卸荷方量达10×104 m3;后缘排水沟已修好，可及时引出上游来水减少入渗量;滑坡体前缘尾水挖到弱风化岩后6-7号挡墙己浇基础砼，达到了预期效果。目前正在向上游开挖3号块，然后构筑挡土墙。上述工程措施已使边坡滑体达到基本稳定状态，使滑坡对工程的不利影响降到最低。

6  结论

受构造控制的边坡变形形态与一般重力控制的均质边坡铅垂剖面上的圆弧滑动有很大不同。对高陂水利枢纽右岸边坡变形破坏调查研究，揭示了断裂控制的滑体右旋滑移模式。宏观裂缝及非对称的变形监测结果验证了该模型，尤其是边坡体向河流上游的一致变形、水平方向变形大于垂直方向、初期两水平方向变形接近、后期向左岸变形明显加大等三维矢量时空关系转化，基本勾勒出了该边坡的时空变形轨迹。构造控制和岩脉控水及压剪作用下，滑坡体西侧缘成为泥水集中排泄通道，固结压密的风化槽及其周边的强-中风化花岗岩，表现出了似弹性介质特性，X、Y和Z 3个方向的位移量呈高度线形相关，向坝纵X轴负方向位移量较稳定而相对较小，东缘水平位移量远大于垂向变形。

针对此类边坡顺时针弧形滑动和侧缘集中排水，应急抢险阶段迅速覆盖裂缝防止水的继续入渗、中上部大规模卸载、封闭滑坡体上道路交通。开挖中对压剪侧缘支撑体的保护、坡脚跳槽开挖等是有效降低地质灾害损失、提高尾水库挡土墙施工和运行期安全的有效措施。

致谢：现场工作得到高陂水利枢纽工程各参建单位领导和技术人员的大力支持和协助。文中边坡变形监测数据和边坡钻孔等原始资料来源自广东省水利电力勘测设计研究院等单位的技术报告。在此谨致谢忱！

参考文献

[1]    张莹.断裂控制的滑坡分布规律及机理研究——以柳家坡滑坡为例[D].长安大学硕士学位论文，2013.

[2]   铁路滑坡分类及分布规律研究专题组. 我国铁路沿线滑坡分布规律[A].滑坡文集（第二集）[C].1979：6-23.

[3]   黄润秋.汶川8.0级地震触发崩塌灾害机理及其地质力学模式[J].岩石力学与工程学报，2009，28（6）：1239-1249.

[4]   殷跃平.斜倾厚层山体滑坡视向滑动机制研究——以重庆武隆鸡尾山滑坡为例[J].岩石力学与工程学报，2010，29（2）：217-226.

[5]    赵运会，樊晓一，王海瓜，等.偏转型滑坡滑动与堆积影响因素研究[J].人民长江，2017，48（3）：48-52.

[6]   罗迎新.梅州市气象灾害的形成、特征及其防治[J].热带地理，2007，27（6）：505-510.

[7]   廣东省地矿局.广东省区域地质志[S].北京：地质出版社，1988.

[8]   广东省地质局区域地质调查队一分队.中华人民共和国区域地质调查报告：梅县幅  （G-50-XXXⅢ， 比例尺1∶20万）[S].1971.