区域性节理控制的反倾岩质斜坡水力劈裂破坏机制—以北京“8·11”大安山岩质崩塌为例

张田田，杨为民，孟华君

（1. 中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081；2. 中国地质大学（北京），北京 100083）

0 引言

水力劈裂是渗流-应力耦合作用的一种表现，是指在高压水头差的作用下岩土体中的裂隙发生、发展的物理现象[1]。水力劈裂理论最早应用于石油与天然气行业，现广泛用于地应力测量[2]、地热开发[3]、核废料存储[4]等领域。然而，水力劈裂作用在工程领域有时也会造成重大安全隐患，如隧洞施工突水、岩质高陡边坡在降雨作用下发生失稳破坏等。据不完全统计，90%以上的岩质边坡破坏与水的渗透力有关[5]。岩体水力劈裂实际上是反映渗透水对岩体结构作用的影响，水力劈裂使岩体中产生裂缝，实质上与渗流引起的渗透力有关[1]。王成等[6]将断裂力学融入水力劈裂理论，将裂纹内水压力视为一对集中力作用，依据节理线附近弹性应力场与脆断应力场匹配，分析水力劈裂问题。李宗利等[7]通过对压剪复合断裂破坏模式、裂纹方向及侧压力系数对临界水压的影响进行深入研究，分别推导出拉剪复合断裂与压剪复合断裂临界水压计算公式。目前，水力劈裂理论在岩体崩塌地质灾害机制分析中应用相对较少，尚未见相关成果报道。因此，本文基于对大安山反倾岩质崩塌现场调查，从区域性节理、地层岩性、坡体结构、结构面组合等方面，剖析区域性节理对反倾岩质边坡稳定性的重要影响，结合现场监测资料，运用水力劈裂理论，探讨大安山反倾向岩质斜坡水力劈裂破坏机制，以期为该地区类似工程地质条件下危岩体防灾减灾提供地质理论依据。

1 环境地质背景

北京市房山区位于京西山区，构造上处于燕山隆起南侧，太行山断裂带以东，地质构造复杂。区内地层发育齐全，从太古界变质岩到新生界松散沉积物均有出露。该地区先后经历印支、燕山和喜马拉雅运动，形成了一系列多期多方向的褶皱构造及断裂构造。大安山地区主要以褶皱构造为主，褶轴呈SW-NE向，由张裕背斜、燕窝向斜、大寒岭背向斜组成，背斜多呈紧闭状，向斜较为宽缓，大寒岭背斜、向斜位于中区，燕窝向斜、张裕背斜位于北区，并伴有次级断层发育①① 自然资源部地质灾害防治技术指导中心. 北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告[R]. 2018.。区内地貌单元以低山为主，单面山、桌状山为低山主要类型。受多期构造变形作用，岩体发育多组区域性节理，节理走向主要集中在NE、NW、EW三个方向上，倾角集中在70°～90°高角度范围内[8]，为崩塌灾害发生提供有利的岩体结构条件。房山地区历史上发生过3.0～3.9级地震2次，4.0～4.9级地震1次[9]。当地属于温暖半湿润大陆性季风气候，四季分明，多年平均降水量677.5 mm，平均蒸发量1 042.3 mm，降水主要集中在6—8月，占全年降水量74.9%。

2 区域性节理特征

大安山地区经历多次强烈构造活动，形成大量区域性节理构造，构成了多期次、多方向的节理网络系统。根据现场调查和遥感影像解译（图1），区域性大节理控制地表冲沟、槽谷发育，线性特征明显；节理倾角主要集中在70°～90°高角度范围内[8]；走向上显示多组方位，但总体呈现NNE-NE、NNWNW、近EW向3个优势方向。NE、NW向节理发育较为密集，分布范围广且稳定，近EW向节理次之。同一方位节理近于平行且成群出现，不同方位节理常以一定角度相交。但由于受后期构造作用，节理发生不同程度弯曲变形，在影像上表现为折线式延伸。其中，近EW向变形程度最高，部分节理发生交叉，NW向次之，NE向最低。表明，近EW向节理形成时间早于NW、NE向。大安山崩塌点共发育3组区域性节理，据现场测得3组节理产状分别为J1：209°∠72°、J4：125°∠71°、J5：182°∠88°，与影像解译结果基本一致。节理延伸长度大都在10 km以上，常常在大范围内不受地面起伏影响呈近直线状延伸，状如刀切。综上所述，区域性节理特点表现为规模大，延伸远、分布广，切割深，走向与区域性大断裂基本保持一致。

图 1 大安山地区区域性节理影像解译

区域性节理的发育在大安山地区地形地貌演化过程中起着十分重要的作用，其主要作用表现在以下2个方面：由于区域性节理裂隙面近直立，切穿强硬岩层和软弱岩层，深度大，受后期风化、剥蚀作用，强硬岩层常形成大量高度20～50 m、斜坡坡度大于40°的高陡岩质斜坡，构成危岩体（图2）；区域性节理为大气降雨提供良好的入渗通道，而高倾角节理裂隙有利于雨水以较短距离和较快速度下渗，随着大气降雨和地表水沿着节理裂隙向下侵蚀，近于垂直的节理裂隙宽度加大。

图 2 受区域性节理控制的高陡斜坡（崩塌区东侧）

3 “8·11”崩塌及其斜坡结构

3.1 崩塌特征

崩塌点位于大安山乡军红路K18+350 m至K18+430 m段上方斜坡处，经纬度坐标为 115°45′50.17″E、39°53′13.23″N。2018年8月11日上午8时30分坡顶危岩体部位发生崩塌，伴随大量碎石块体。危岩体陡壁顶高程约800 m，坡脚高程约740 m，相对高程60 m。崩塌区后缘宽约27 m，前缘宽约80 m，崩塌区面积约3 580 m2，崩塌方量约11 300 m3，堆积于军红路及其下方斜坡和沟谷中①① 自然资源部地质灾害防治技术指导中心. 北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告[R]. 2018.（图3）。

图 3 大安山崩塌处三维遥感影像及崩塌全貌

大安山崩塌发生时，当日并无降雨，但崩塌前已持续降雨一周，累计降雨量已达到400～450 mm（图4），相对于降雨时段，崩塌灾害发生稍滞后于降雨。分析认为，其滞后性原因主要是由于岩体裂隙水压变化与气象变化具有一定时间差，降雨停止后，岩体裂隙仍然处于扩展阶段，直至贯通。

图 4 大安山地区7月1日至8月12日累积降雨量分布① ① 自然资源部地质灾害防治技术指导中心. 北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告[R]. 2018.图

3.2 斜坡坡体结构

早期河谷下切过程中，坡体侧向应力释放，卸荷导致斜坡内部一定深度范围内形成平行于坡面的卸荷裂隙带。但由于在自重应力条件下形成，故卸荷裂隙贯通性差，局部未切割，形成锁固段。但由于公路坡脚开挖，形成高约10 m且近于直立的临空面，破坏了斜坡原有应力状态。应力重分布导致坡体表面形成与临空面近于平行的卸荷裂隙带，在后期降雨作用下，卸荷裂隙不断向下延伸、扩展，破坏了坡体完整性（图5）。

在区域性节理和差异性风化作用下，斜坡整体较陡，坡向170°，坡度约40°，上部孤石近于直立（图3），呈陡崖地形。岩层产状为350°∠19°，属反倾向岩质斜坡，岩性主要为侏罗系南大岭组玄武岩、安山岩、砂砾岩、砂岩等坚硬岩层，夹薄层泥岩。强硬岩层致密性较好，基本不透水，可视为隔水体，降雨只能沿节理裂隙、卸荷裂隙入渗进入岩体。斜坡中下部软弱岩层的发育对斜坡稳定性具有重要意义，节理对强硬岩层切割强烈，而一般不切割软弱岩层，软弱岩层主要以塑性变形为主。在后期重力作用下，软弱岩层发生塑性变形压密，透水性差，并驱使坡顶沿原生陡倾节理发育拉张裂缝，为降雨入渗和储藏提供了有利条件。在强降雨条件下，“上硬下软、反倾”斜坡结构保证了岩体裂隙充满水后短时间内无法及时排出，有利于水力劈裂发生，加速边坡崩塌演化。坡内共发育5组优势节理，其产状分别为J1：209°∠72°、J2：

图 5 崩塌区斜坡裂隙岩体结构示意图

292°∠40°、J3：315°∠50°、J4：125°∠71°、J5：182°∠88°，节理将岩层切割成不规则块体，破坏岩体整体完整性。其中，J1、J4、J5三组区域性节理倾向与坡向相近，切割深、延伸远，对斜坡整体稳定性产生不利影响。

3.3 坡体变形特征

图6为崩塌区后缘危岩体变形监测结果①① 自然资源部地质灾害防治技术指导中心. 北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告[R]. 2018.，崩塌发生以后，崩塌后缘坡体仍处于松动状态，坡体变形仍在持续。在降雨期间，崩塌体后缘顺坡向形变量随降雨持续而增长，单日累积位移量最大为31.33 mm，平均为6.45 mm。8月14日12:00降雨停止后，形变位移量增长逐渐趋于缓慢。可见，在降雨停止后坡体形变位移量累积量较小，但仍处于增长状态。因此，后缘陡壁坡体在未来出现极端降雨条件下，有可能再次发生崩塌。

4 水力劈裂破坏机制

4.1 岩体裂隙扩展水力劈裂条件

4.1.1 水力劈裂发生的条件

岩体水力劈裂发生的条件主要包括物质条件和力学条件。物质条件包括岩体中发育的裂隙和低透水性的岩体。力学条件主要是裂隙水头达到或超过裂隙扩展临界值，裂隙便向前扩展。根据上述区域性节理及坡体结构分析，崩塌岩层主要为强硬岩层，致密性好，透水性差，雨水只能沿节理裂隙渗入岩体。区域性节理规模巨大，其通透性良好，有利于雨水的下渗和运移。倾角较陡的节理有利于降水以较快的速度下渗并充满岩体节理裂隙通道。另外，坡体中下部软弱岩层虽被区域性节理切割，但在后期重力作用下，其裂隙发生愈合，形成密闭状裂隙，雨水难以渗透。综上所述，节理裂隙是雨水运移、储藏的主要通道，软弱岩层的发育起到良好的隔水作用，保障了岩体裂隙在极端降雨条件下快速蓄水，满足了水力劈裂发生的力学条件。

4.1.2 裂纹扩展临界水压

依据周群力[10]和李宗利[7]等的研究，得知岩体裂隙扩展临界水压经验计算公式为：

依据潘安山等[11]研究成果及工程地质手册[12]，式（1）参数取值如下：m取值为0.53，岩石内摩擦角可取值为35°，a取值为45°，μ取值为0.45。将上述参数带入式（1），计算得临界水压p′=0.325 MPa。根据上述临界水压计算结果，当裂隙水头达到或超过32.5 m时，岩体裂隙开始扩展。大安山危岩体高约50 m，裂隙最大充水高度可达45 m左右，在极端持续性降雨条件下，裂隙水头远大于32.5 m，在降雨后一段时间，高水头将持续作用裂隙，致使裂隙发生扩展贯通，危岩体失稳。

4.2 崩塌机制

崩塌发生后，自然资源部地质灾害防治技术指导中心等单位采用边坡雷达对崩塌区后缘及东西两侧危岩体进行了监测。图7为8月12—15日崩塌体东侧顺坡向危岩体形变量累积曲线，其坡体结构与崩塌区原坡体结构类似，顺坡向形变监测位移曲线基本能反映崩塌前危岩体变形特征①① 自然资源部地质灾害防治技术指导中心. 北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告[R]. 2018.（图8）。降雨初期，危岩体累积位移量以较快速度增长，之后累积位移量处于缓慢增长。其缓慢增长原因可能由于锁固段端点处于应力集中状态，裂隙扩展突破锁固段端点需要更大的水压条件。8月13日22:00至14日00:00，累积位移量突然“陡升”，可能是由于裂隙水突破锁固段端点所致。随后由于锁固段岩体较为完整、力学性质较好，岩体裂隙扩展缓慢，导致危岩体累积位移量较小，处于缓慢蠕变阶段。

图 7 崩塌区东侧顺坡向位移量监测（P1、P2、P3、P4为位移监测点）

据崩塌体东侧顺坡向形变量特征分析，在极端降雨条件下，雨水沿节理、卸荷裂隙通道向岩体内部入渗。在隔水层的作用下，雨水停止下渗，密闭的裂隙网络通道保证了裂隙水头快速上升。当裂隙水头高度满足水力劈裂作用条件时（裂隙水头超过32.5 m），锁固段岩体裂隙发生水力劈裂。随着锁固段裂隙不断扩展，其有效长度逐渐减小，导致锁固段提供的抗滑力快速衰减，而相应下滑力则逐渐占据主导地位。当危岩体下滑力大于锁固段提供的抗滑力时，危岩体下滑力将剩余锁固段剪断，滑动面贯通，斜坡发生整体失稳破坏。根据上述研究发现，水力劈裂作用进程主要受裂隙水头高度变化影响，而裂隙水头变化与气象变化并非同步。一般而言，在良好的密闭环境下，裂隙水头变化滞后于气象变化。当降雨停止后，由于岩体节理裂隙网络密闭性较好以及隔水层作用，裂隙水短时间内无法及时排出，裂隙水压仍大于裂隙扩展临界水压，水力劈裂仍继续进行，这也是崩塌发生时段滞后于降雨时段的根本原因。据此分析，可将大安山边坡变形破坏过程分为4个阶段（图8）。

1）初始阶段

在多期的构造作用下。岩体发育多组近于直立的区域性大节理，其延伸远、切割深，规模大等特点为斜坡地质灾害的孕育提供有利的岩体结构条件；其次，坡体内软弱夹层受压产生塑性压密变形，驱使斜坡坡顶沿原生结构面形成拉张裂缝，在后期重力及降雨作用下，裂缝不断向下扩展延伸（图8a）。

2）裂隙形成、扩展阶段

由于建设军红路，危岩斜坡坡脚开挖形成近于直立的临空面，原始边坡卸荷裂隙得以揭露地表，破坏了坡体原有应力状态，引起斜坡应力重分布，在坡顶形成拉应力集中。在拉张应力作用下，坡顶拉张裂缝进一步向下延伸，并造成坡体表面局部范围内产生与临空面近于平行的卸荷裂隙带。在长期雨水冲刷作用下，卸荷裂隙沿原生节理向下延伸、扩展，破坏岩体完整性，有利于降雨快速入渗，并充满整个岩体裂隙网络。这一阶段边坡处于缓慢蠕变阶段，坡体基本稳定（图8b）。

3）滑面贯通阶段

在持续性强降雨作用下，雨水沿节理、卸荷裂隙快速进入岩体，并迅速充满岩体裂隙，裂隙水压快速增长。当裂隙水压达到或超过裂隙扩展临界水压时，裂隙发生水力劈裂，其锁固段有效长度逐渐缩短。锁固段提供的抗滑力随锁固段长度缩短而逐渐降低，危岩体下滑力逐渐占据主导优势。这一阶段坡体处于不稳定状态，局部有碎石掉落（图8c）。

图 8 卸荷-滑移-倾倒式危岩体演化模式图

4）失稳破坏阶段

降雨停止后，由于坡体裂隙网络密闭性较好，短期内裂隙水压大于临界水压，锁固段水力劈裂作用仍在进行。受危岩体蠕滑变形及水力劈裂作用的影响，中下部坚硬岩层剩余锁固段被剪断形成贯通滑动面。滑面贯通后，危岩体整体滑移、倾倒，斜坡后缘陡壁不断崩塌，崩塌体崩解后顺斜坡向沟谷中堆积（图8d）。

5 结论

1）大安山地区地质构造复杂，区域性节理发育。区域性节理不受地形起伏影响，整体沿NENNE、NW-NNW、近EW向展布，且规模大，延伸长，切割深，将岩体切割成不规则块体。受后期风化剥蚀作用，沿区域性节理面常形成高陡陡崖，构成危岩体。

2）大安山危岩体呈上硬下软的反倾岩质斜坡结构。强硬岩层遭受区域性节理切割，岩体裂隙特别是高角度裂隙发育，加速了雨水入渗速率；而软弱岩层在后期重力作用下，节理裂隙发生塑性变形重新压密，透水性差，对裂隙水起到阻水和隔水作用，致使裂隙水头不断增高，为裂隙扩展提供了水力条件。

3）临界水压计算结果表明，大安山崩塌危岩体裂隙发生扩展的临界水压为0.325 MPa，相当于临界水头高度为32.5 m，而大安山危岩体裂隙水头最高可达45 m，远超过裂隙扩展临界水头，故在遭遇强降雨时发生崩塌失稳。受斜坡结构所控，当降雨停止后，短期内裂隙水压仍可维持高水头，岩体裂隙

4）大安山反倾岩质斜坡危岩体崩塌破坏机制表现为“卸荷-滑移-倾倒”，即：受区域性节理切割及斜坡卸荷作用，坡顶后缘拉裂缝与卸荷裂隙带组合成崩塌滑动面，局部未贯通段形成锁固段。当公路坡脚开挖时，斜坡应力重分布，坡体原生节理裂隙拉张，卸荷裂隙扩展，雨水更易渗入坡体。在极端降雨条件下，裂隙水头骤增，锁固段岩体发生水力劈裂，裂隙扩展贯通，至锁固段失效，危岩体发生崩塌破坏。

致谢：本文在撰写过程中，参考了自然资源部地质灾害防治技术指导中心、应急管理部中国安全生产科学研究院、北京市地质研究所等部门专家编写的北京市房山区“8·11”崩塌地质灾害调查报告中的部分调查成果和监测资料，在此感谢各位专家的辛勤劳动！将会发生水力劈裂作用，裂隙扩展直至贯通。因此，强降雨或连阴雨停歇后一段时间内，区内危岩体仍有发生崩塌的危险，需注意防范。