新疆维吾尔自治区乌恰县康苏红层崩塌运动学特征研究*

2020-07-07杨龙伟魏云杰王文沛朱赛楠王俊豪

工程地质学报 2020年3期

杨龙伟魏云杰彭令王文沛朱赛楠王俊豪

(①长安大学地质工程与测绘学院，西安 710054，中国) (②中国地质环境监测院，北京 100081，中国)

0 引言

新疆维吾尔自治区乌恰县为“一带一路”的重要陆路贸易港口，分布着大面积的红层地貌，风景优美，其岩性组合多为白垩纪-新近纪的泥岩和砂砾岩互层结构(程强等，2004)，常有软弱夹层存在，在风化冲蚀等地质营力的作用下易于诱发崩塌地质灾害，对人民生命财产造成威胁。围绕崩塌地质灾害研究，成果丰硕。在崩塌机理研究方面，王根龙查明了黄土崩塌的主要原因为坡角侵蚀作用和垂直节理结构，并提出了4种黄土崩塌破坏主要模式，同时也提出了西南山区塑流-拉裂式崩塌的评价方法(王根龙等，2011，2013)。陈洪凯等(2010)通过分析红岩山崩塌提出了危岩崩塌的链式演化规律；成良霞等(2012)分析了震后公路边坡孕灾演化过程及斜坡岩体破坏力学机制；胡厚田等(2015)，陈红凯等(2009)提出了各类崩塌的稳定性计算方法，并对崩塌进行了分类。在崩塌动力学研究方面，Hungr et al. (2014)根据运动模型将崩塌分为6大类：倾倒、坠落、滑移、流动、坡体变形和扩离等；Goodman提出了基于节理裂隙控制岩体的块体理论，并对倾倒式崩塌岩体的动力学开展了数值模拟研究(Goodman et al.，1984；Shi et al.，1989)；裴向军等(2011)通过DDA软件模拟了地震工况下公路崩塌的失稳模式，运动轨迹和冲击响应规律等。由此可见，崩塌地质灾害主要受地形地貌，岩土体结构面及地震等工程地质条件影响，同时与崩塌有关的勘察和防治等行业规范也已发布，但是现有关于红层崩塌的研究还是相对较少，同时新疆维吾尔自治区红层崩塌受冻融和风化等多种地质营力作用，其形成机制相对复杂，其崩塌地质灾害呈现崩滑碎屑流的运动状态，具有运动速度较快，破坏性大等特点，目前针对崩滑碎屑流运动学模拟的数值计算方法，主要运用较多的是连续体法(包括“DAN、LS-Rapid”等)和离散元法(包括PFC，MATDEM等)(Hungr，1995；Wang et al.，2002; Itasca et al.，2008；马鹏辉等，2018; 朱晨光等，2019)。由于DAN模型将崩滑体视为等效流体，可以较为准确地计算演化崩滑体的运动全过程，课题组已利用DAN模型对流态型滑坡碎屑流开展数值模拟研究，具有较好的研究基础(杨龙伟等，2018)。现以新疆维吾尔自治区乌恰县康苏红层崩塌为例，基于无人机航拍影像和野外地质现场调查方法，分析新疆维吾尔自治区乌恰县康苏红层崩塌的形成特征及失稳模式。同时通过地质灾害动力学模型DAN-W软件来计算康苏红层崩塌的运动学特征，提出红层崩塌的灾害效应评价的思路，为类似的红层地区崩塌的防灾减灾提供借鉴。

图 1 a. 新疆维吾尔自治区红层分布示意图(据《中国国家地理》修改，2013)；b. 康苏崩塌地理位置图Fig. 1 a. The distributing map of the red beds in Xinjing; b. Location of the Kangsu collapse in Wuqia County，Xinjiang

1 康苏红层崩塌概况

康苏红层崩塌位于新疆维吾尔自治区克孜勒苏柯尔克孜自治州乌恰县康苏镇，具体位于康苏镇至吉勒格朱尔特村的415县道0.8km的西侧，距离乌恰县城22ikm。崩塌中心点坐标为东经75°1′2″，北纬39°39′33″。边坡后缘高程为2140im，高差达到60im。边坡坡向为133°，坡度接近40°。图1为研究区内红层地貌分布，其形成年代较晚，为白垩纪-新近纪。受长期风化及冻胀作用等因素影响，危岩体拉裂失稳，下落并撞击坡面，以碎屑流的状态高速运动，呈现出典型的高位红层崩塌-碎屑流灾害特征。

根据崩塌体的运动情况和灾害特征，将康苏红层崩塌分为崩塌区、碎屑流区和堆积区(图 2)：

崩塌区：崩塌体岩性主要为古近系上统砂岩、砂质泥岩，从出露地层可见，地层单层厚度0.5～3im，呈中厚-巨厚层状。崩塌体坡度为70°～80°，崩塌体段长454im，高20im，厚度达到5～8im，体积大约为11×103im2，呈近北东南西带状展布。

碎屑流区：岩性主要为第四系全新统崩积层碎石。在平面上呈现“扇形”，面积约为5.5×104im2，滑体平均厚1～3im，体积约为11×104im3。受雨水冲刷作用，表面分布有多条冲沟。在东侧，有较大巨石分布，直径范围为3～17im。

堆积区：岩性主要以第四系全新统崩积层碎石为主，同时夹杂有第四系全新统冲洪积层圆砾、卵石等。在平面上呈现“长方形”，面积大约为1.5×104im2，厚度平均为1～3im，体积约为3×104im3。同时，县道从堆积区北侧穿越而过，其余三侧被雨水冲刷成沟。

根据野外地质调查，围绕研究区内县道发育有崩塌14处，这些都对公路运输造成一定的隐患。康苏红层崩塌是其中规模较大的一处，通过对其成灾机理和运动学特征分析，对类似的红层地区的崩塌地质灾害研究提供参考。

图 2 滑坡工程地质剖面图和崩塌区岩体结构图Fig. 2 Engineering geological section of the Kangsu collapse and the rock mass structure in the collapse area

2 康苏红层崩塌形成特征及失稳模式

2.1 形成特征

图 3 康苏崩塌全貌图(a)及形成特征(b～d)Fig. 3 The panorama(a) and the forming factors(b～d) of the Kangsu collapse

康苏红层崩塌位于公路西侧，边坡总体上为上陡下缓结构(图 3a)。崩塌体岩性主要为砂岩和泥岩互层结构，其中自下而上依次分布为泥岩、砂岩和泥岩(图 2b)。经测试，砂岩饱和抗拉强度为1.96iMPa，相对较低，易风化，饱和单轴抗压强度为15iMPa，破碎岩体受地质应力作用易形成剪切、拉张裂隙。红层软岩具有蒙脱石，高岭石和伊利石等矿物成分，水敏性强，脱水时收缩易干裂，遇水时易膨胀软化(李保雄等，2004；王志荣，2005)，同时在冻胀和地震动等地质作用下易形成拉张和剪切裂隙(图 3b)，岩体结构面强度降低，诱发危岩崩塌体发生。

在崩塌体中，岩体中主要存在两组节理控制面，产状分别为27°∠22°，311°∠67°。边坡坡向为133°∠75°，岩层产状约225°∠25°。利用极射赤平投影法进行稳定性分析，结果表明：在边坡坡体完整的情况下，两组主要节理及岩层结构面对边坡的稳定性影响较小(图 3c)。但是由于危岩体的砂泥岩互层结构具有差异风化的特征，坡体易于形成与岩层走向一致的临空面，即局部岩体组成的坡体坡向约为50°∠60°。同时节理1和2的交线产状为30°∠20°，其倾向与局部坡体坡向大致一致，倾角相对较小，则坡体的稳定降低。这主要是两组节理起着切割、破碎岩体的作用，其裂面平直，无充填，结合性差，临近临空面处由于拉张作用张开度较大，这为崩塌发生提供了良好的岩体结构条件。

崩塌体所处地貌为剥蚀构造地貌，年降水量可达230imm，每年的5～8月为相对集中降水期，降水量100.8mm，占全年降水量的58%(2011～2016; 图 3d; 杨鹏鹏，2018)；且在冬春交替时期，坡体内部节理裂隙水结冰，形成冻结滞水，裂隙受冻胀作用而扩大。在3月初，气温升高，地表融雪沿着裂隙入渗，降低了裂隙面的摩擦阻力，增加了裂隙内的水压力，裂隙进一步扩大，这为崩塌发生提供了良好的水文地质条件。同时，崩塌体所处位置海拔较高，重力势能转化为动能后，使得崩塌体启动后运动速度较快、运动距离较远，这为崩塌运动提供了良好的动力条件。

综上所述，康苏红层崩塌具有典型的高位崩塌地质灾害特征，其主要受危岩体岩性组合和坡体结构面组合控制。砂泥岩互层结构、两组节理控制面及降雨融雪入渗是危岩体失稳破坏的重要因素。

2.2 失稳模式

基于野外地质调查和无人机影像图，结合康苏崩塌形成因素，利用崩塌灾害演化运动全过程的方法来分析康苏崩塌的失稳机制，并将崩塌体的孕灾-裂化-崩落的整个过程分为以下4个阶段(图 4)：

图 4 崩塌失稳机制示意图Fig. 4 Evolutionary process of Kangsu collapses in Wuqia

(1)差异风化阶段(图 4a)：康苏崩塌岩层结构主要为砂泥岩互层结构，其中泥岩抗风化剥蚀能力弱，在降雨冲刷和风力等地质营力的作用下不断风化剥蚀，而砂岩抗风化能力较强，即形成了较为明显的差异风化现象，这造成了砂泥岩互层结构中的泥岩内缩，产生了凹岩腔结构，为崩塌的形成提供了空间。

图 5 康苏崩塌DAN-W三维模型图(a)和块体受力图(b)Fig. 5 The three-dimensional DAN-W model of the Kangsu collapse(a) and the force diagram of block(b)

(2)岩体结构变形破坏阶段(图 4b)：此阶段，在降雨和冻胀作用下，岩体的裂隙进一步发育，降低了裂缝的力学性能和增加了裂缝内的水压力。同时临空面周围岩体发生了卸荷回弹，出现应力重新分布、应力分异现象(史文兵等，2018；李秀珍等，2019)。临空面附近为拉应力集中带。基座底部(危岩体底部)为剪应力增高带。危岩体内部向临空方向出现卸荷回弹，致使坡体上部沿着节理裂隙进一步发展成为卸荷裂隙带。

(3)悬挑危岩阶段(图 4c)：当卸荷裂隙带进一步扩张，危岩体在自重作用下，沿着裂隙面滑移。当下滑力大于裂隙面间的摩阻力时，危岩体出现了拉裂破坏。

(4)崩塌失稳落下阶段(图 4d)：在降雨和冰雪融水等外力作用下，危岩体最终失稳并坠落撞击坡面，以碎屑流的形式向前运动，并冲至县道直至运动停止。

综上所述，康苏红层崩塌发生的海拔位于1990～2150im的中低山区，崩塌体高位剪出启动，撞击坡面并转化成碎屑流，由于坡角处附近地形开阔、坡度变缓、转化成扩散型碎屑流散落堆积，呈现出典型的“高速远程”成灾模式。

3 康苏崩塌数值模拟

3.1 基本原理

DAN-W是Hungr提出的用于模拟碎屑流运动全过程，研究碎屑流动力学的数值模拟软件。DAN-W主要利用圣维南方程的拉格朗日解析解的方法，并由具有一定流变属性材料的若干个块体组合形成(图 5)。在曲线坐标中，对每一个块体建立相应的物理方程和平衡方程来进行求解，如式(1)～式(3)(Hungr，1995，2000，2009)。根据康苏崩塌碎屑流的动力灾害特征，数值计算重点主要是围绕崩塌碎屑流的运动过程进行演化分析来开展，对崩塌危岩体的裂解过程进行略化处理。

F=γHiBidssinα+p-T

(1)

式中：F为下滑力(N)；γ为重度(kN·m-3)；H为块体高度(m)；B为块体宽度(m)；α为坡角(°)；p为内部切向压力(N)；T为基底阻力(N)。

(2)

式中：v为滑体运动速度(m·s-1)；M为动量通量；其他参数同式(1)。

(3)

式中：j为块体边界顺序；i为块体顺序；S为曲线位移(m)；其他参数同式(1)。

(4)

式中：V为崩塌体-碎屑流的总体积(m3);VR为崩塌体初始体积(m3)；Vpoint为不稳定体体积(m3)；Y为屈服速率；L为块体长度(m);i为块体顺序。

通过式(1)～式(3)，来计算崩塌碎屑流的运动速度和堆积体厚度等。在DAN软件中，崩塌碎屑流运动过程中受到的阻力大小主要受不同的基底摩擦流变模型来控制。DAN提供了多种流变模型，根据已有的研究成果和试错法，Voellmy模型和Frictional模型比较适合滑坡动力学灾害研究(Hungr，2009；Yin et al.，2016 )，根据已有研究成果发现，Frictional模型比较适合残余粒径较大的崩滑体，多用于滑源区。Voellmy模型适合模拟运动路径有明显液化层的滑坡碎屑流，多用于模拟碎屑流区和堆积区。

Voellmy模型：基底阻力的表达式如下：

(5)

式中：f为块体的摩擦系数；σ为与滑动路径方向相垂直的总应力(N)；γ为材料重度(kN·m-3)；v为块体的运移速度(m·s-1)；ξ为湍流系数；τ为滑体底部阻力(N)。

Frictional模型：假定滑体受到的正应力控制碎屑流的运动，其受到的阻力τ的表达式如下：

τ=σ(1-γμ)tanφ

(6)

式中：γμ为孔隙压力系数，即孔隙压力与总应力的比值；φ为内摩擦角(°)；其他参数同式(5)。

3.2 模型建立和参数选取

3.2.1 模型建立

在DAN-W软件中，计算结果的准确性取决于崩塌碎屑流运动的轨迹、流变模型和参数选取这3个重要因素(Mcdougall et al.，2005)。首先，根据无人机航拍影像图和野外地质调查，来确定碎屑流发生前后的地形线。其次，康苏红层崩塌碎屑流分为崩塌区、碎屑流区、堆积区，根据不同区域的灾害特征，对不同区域选用合适的流变模型显得至关重要。由于崩塌区从危岩体底部处启动，基岩出露处有较为明显的擦痕迹，根据已有的研究成果，发现崩塌区适合运用Frictional模型。碎屑流区和堆积区分别运用Frictional模型和Voellmy模型。根据滑坡路径顺序，F-F-F、F-F-V、F-V-V、F-V-F这4组流变模型组合分别被用于模拟康苏崩塌碎屑流的动力学灾害效应(表 1)，发现F-F-V模型结果更符合康苏崩塌碎屑流的运动情况。

表 1 康苏崩塌模型试算组合表Table1 Hydrodynamics model of the Kangsu collapse

模型崩塌区碎屑流区堆积区Frictional模型FFFF-V-VVFVF-V-FFVFF-F-VFFV

3.2.2 参数选取

滑坡动力学的分析在很大程度上取决于参数的选取和作者的知识水平(Gao et al.，2018)。在本文中，康苏崩塌碎屑流的模拟参数主要依靠室内土工试验，试错法和已有的研究成果来获得。对于Voellmy模型，主要参数：湍流系数ξ=400im·s-2(软件提供的取值范围为200～500im·s-2)和块体的摩擦系数f=0.2，其摩擦系数的大小直接影响滑动距离的远近。对于Frictional模型，主要参数是孔隙水压力系数和动摩擦角。孔隙水压力系数是孔隙水压力与正应力的比值，一般设置为常数。由于冰雪融水入渗导致超孔隙水压力增加，同时根据已有研究成果，将孔隙水压力系数Ru设置为0.7(软件提供的取值范围为0～1.0)，动摩擦角为17°(动摩擦角一般远远小于内摩擦角，主要通过试错法获得)。试错法的比较标准主要是通过对比模拟获得的最远距离与实际的最远距离的接近程度，来选取最佳的流变模型和参数。最后，根据室内岩土试验，岩体密度为25ikN·m-3，如表 2所示，在试错法和已有的研究成果的基础上，这些流变模型组合和参数被用来模拟康苏崩塌碎屑流的动力学特征。

表 2 康苏模型(F-F-V)参数Table2 Parameters of F-F-V model of the Kangsu collapse

模型密度γ/kN·m-3动摩擦角Φ/(°)摩擦系数f湍流系数ξ/m·s-2孔隙水压力RuF2517——0.7V25—0.2400—

3.3 计算结果分析

3.3.1 滑体前后缘运动特征

利用DAN-W动力学软件和F-F-V模型计算得到，康苏崩塌滑坡运动的总时间约为50is，假定崩塌启动时的速度为0。由图 6和图 7可知，前缘在0～4is内速度急剧增加，在4is时，崩塌体进入碎屑流区，至水平距离62im处，速度最大值达到11.5im·s-1，同时也是崩塌碎屑流运动的最大速度。在4～24is，崩塌体的运动速度呈现波动性，但是一直保持高速运动的状态，速度范围为8～11im·s-1。在26is时，前缘运动至坡脚，此时速度降至5.3im·s-1。崩塌碎屑流继续向前运动，在27is到达公路时的速度为5im·s-1，最终崩塌碎屑流在水平距离X=315im处运动停止。同时，后缘启动后，速度在0～3im·s-1范围内波动，水平运动最远距离为37im。在实际情况中，后缘受到凹陷负地形阻挡，致使崩塌区有崩塌体堆积，数值计算结果与此相符。计算结果表明，崩塌碎屑流运动速度呈现出加速启动、速度波动性增长，逐渐衰减的特征，呈现出典型的“高速远程”的特点。

图 6 崩塌碎屑流前后缘随时间运动图Fig. 6 Variation figure of the front and rear edge of the collapse-debris flow with time

同时，本文也利用雪橇模型(即等效视摩擦角的概念，即滑坡后缘顶点与滑动距离最远点之间的连线的斜率)来对崩滑体的运动情况进行了模拟，DAN-W模型的计算结果与雪橇模型较为接近，但是雪橇模型结果较大，这是由于雪橇模型简化了地形起伏，没有考虑铲刮效应等作用(Scheidegger 1973)。

图 7 崩塌-碎屑流前后缘随滑程变化图Fig. 7 Variation figure of the front and rear edge of the collapse-debris flow with slippage change

3.3.2 滑体剖面形态特征分析

图 8和图 9以剖面的形式呈现了每隔10is崩塌碎屑流运动形态和堆积特征变化情况。在0is时刻，滑坡前缘位于水平距离43im处，后缘位于17im处，此时崩塌体的平距厚度达到6im。在50is时刻，在水平距离260im处，堆积体的厚度达到最大，为2.5im。同时后缘位于37im，表明崩塌区有部分崩残积体。碎屑流区的堆积体平均厚度为1.5im，堆积区的平均厚度为1.75im，崩塌碎屑流运动至315im处运动停止。

3.3.3 典型点运动特征

基于野外地质调查情况，康苏崩塌碎屑流对公路县道的安全行车造成威胁，故选取X=250im处(公路点)的运动特征来进行分析。由图 10和图 11可见，崩塌碎屑流在27is左右运动至该点，此时速度达到最大，为5.5im·s-1。此后在该点的速度开始衰减，衰减的加速度达到-0.23im·s-2，直至运动停止，最终该点的堆积体厚度达到2.25im。由此可见，崩塌碎屑流运动至公路处的运动速度还是较快，对车辆行程安全造成一定隐患，由于崩塌体体积较小，可以通过抬高公路路基的方法或者直接将崩塌体掩埋进入公路路基，这样可以达到防治目的。

上述结果表明，对于红层崩塌碎屑流，DAN-W模型可以较好地模拟出崩塌碎屑流的堆积体厚度、运动速度和运动冲击距离等动力学灾害效应。该方法同样也适用潜在的崩塌危岩体的运动学灾害效应评价中，其主要思路为：首先，基于野外现场踏勘和无人机影像图，收集地质资料，确定崩塌体的形成机制并获取崩塌(边坡)的地形线(DEM)；其次，通过相应的原位试验初步确定潜在滑面的大致位置；然后，结合已有研究成果推荐的经验值和室内土工试验，确定流变模型参数。将地形线和流变模型参数导入DAN-W进行多次对比计算，提取崩塌碎屑流的运动速度，堆积体厚度和运动距离等计算结果，对崩塌体的运动灾害效应进行空间预测评价。