特高位远程危岩群破坏成因及稳定性评价<br/>——以滇东北乌峰山地区为例

特高位远程危岩群破坏成因及稳定性评价
——以滇东北乌峰山地区为例

2022-05-12胡君春陈志军焦德光

地质与资源 2022年2期

胡君春，彭军，陈志军，焦德光

1. 云南省煤炭地质勘查院，云南昆明 650218；2. 昆明工程勘察公司，云南昆明 650034；3. 玉溪师范学院，云南玉溪 653100

0 引言

中国西南山区人类工程活动频繁，地质环境脆弱、复杂多变，加之极端气候，致群死群伤崩塌多，造成人员伤亡与财产损失. 不同危岩体（带或群）的排查、研究、治理和监测亟待解决. 危岩崩塌是一种全球性泛生型山地灾害，其存在部位具有失稳破坏性、随机性、隐蔽性、突发性，且运动速度快，冲击破坏力强，致灾后果具有灾难性，严重威胁山区城镇、水利设施、公路和矿山安全［1-5］. 受青藏高原构造控制，中国西南地区地形切割深，河谷狭窄深切，坡体陡峻，地震烈度高，地应力水平高，地质结构复杂，岩体卸荷裂隙发育，天然岸坡浅表稳定性较差［6-7］. 近年来，随着经济不断持续增长，环境复杂的偏远山区集镇和村落在人类发展和生存中扮演着重要的角色. 由于其地形地貌差异明显，复杂多变，地质环境多样，加之灾害性、极端气候条件，危岩群、泥石流及滑坡等地质灾害频繁发生. 危岩崩塌是滇东北山区主要地质灾害之一［8］.

滇东北地处五莲峰和乌蒙山腹地，山高谷深，以危岩坠落和崩塌为主的山地灾害频发，危害极大. 为此，本文拟选择区内具有代表性的乌峰山特高位危岩群作为研究对象，深入研究特高位危岩群的破坏机制. 危岩区冬季有霜、雪和凌冻，无霜期为217 d，11 月至次年3 月为霜冻期，年平均积冻10 d. 镇雄县冰冻灾害风险的概率值危100%，有年年出现冰冻灾害的气候风险［9］. 气象条件在本区具有代表性，降水、冻融、霜冻是危岩崩塌的主控因子［10-14］.

1 危岩群概况

危岩群位于云南省镇雄县乌峰山南坡，包括5 处危岩体（图1 中W1—W5）. 坡脚与坡顶高差222 m. 危岩平均高差达159 m，属特高位危岩（表1）. 斜坡整体坡度一般在30～50°之间，局部坡度达70°以上，山势陡峻，为悬崖峭壁. 岩性主要为粉砂岩、细砂岩和薄层泥岩. 坡脚崩坡积层呈扇状分布，厚在0.5～20 m 之间. 因长期零星发生不同规模崩塌，崩积层呈阶梯状. 崩积层和自然土层差异明显. 落石最大水平位移216 m. 危岩群与落石分布及特征见图1、表2. 危岩体呈带状分布，由粉砂岩、细砂岩和薄层泥岩组成，差异风化强烈，卸荷裂隙发育，岩体较破碎，岩腔和裂缝发育显著.

表1 乌峰山危岩特征表Table 1 Characteristics of dangerous rocks in Wufeng Mountain

表2 乌峰山崩塌落石特征表Table 2 Characteristics of collapse rockfalls in Wufeng Mountain

图1 乌峰山地貌特征及危岩分布Fig. 1 Geomorphological feature of Wufeng Mountain with distribution of dangerous rocks

据访问，20 世纪70 年代，危岩区为采石场，石料运至县城为建筑材料. 90 年代开始有少量滚石，2011年滚石量有所增大.

2 危岩基本特征

2.1 危岩体结构

危岩体岩性为三叠系下统飞仙关组（T1f）粉砂岩，中—厚层状，产状210°∠5°，岩层近水平. 斜坡坡度一般40～70°，局部为陡崖，危岩沿陡崖呈带状展布. 岩体结构面共发育3 组优势裂隙结构面：（310 ～315）°∠（75～80）°、（150～160）°∠（80～90）°、（224～235）°∠（40～70）°. 危岩风化裂隙发育，节理面与岩层面切割贯通（图2）.

图2 危岩（W1）节理面与岩层面切割贯通Fig.2 Joint planes cutting through rock beddings of dangerous rock 1—岩层层面（rock bedding）；2—节理（joint）

2.2 危岩体基座

危岩基座地层为三叠系下统飞仙关组（T1f）和卡以头组（T1k），岩性均以粉砂岩为主，夹薄层状泥岩或含泥质粉砂岩，泥质含量较大，强度较上部危岩低. 基座因差异风化而形成岩腔，深0.5～3 m（图3）.

图3 岩性差异风化形成的凹腔（W1）Fig. 3 Concave cavities formed by lithologicallydifferential weathering

危岩体及其基座岩性以粉砂岩和细砂岩为主，抗风化耐久性较差. 层间夹薄层泥岩和泥质粉砂岩，岩性风化差异较大，为崩塌灾害形成提供了有利条件.

2.3 危岩卸荷

侵蚀切割形成斜坡陡崖改变了岩体原物理力学环境. 卸荷作用致使陡倾角裂隙进一步扩张，裂隙间相互贯通，裂隙空间逐渐增大，形成卸荷裂隙带. 卸荷带发育程度与危岩带发育高度、危岩体性质、结构裂隙发育程度、危岩带形成时间长短密切相关.

危岩卸荷带宽度为5.20～14.10 mm，一般揭露1～5条. 卸荷带多沿陡崖走向呈带状分布，以追踪平行坡面的陡倾裂隙为主. 裂隙密度0.5～2 条/m，张开度5～40 mm，贯通性较好. 危岩内卸荷裂隙较发育（图2、3），多为泥质充填，发育于岩体表层，深度较大，陡崖中下部巨厚层岩体中少见.

2.4 危岩崩塌堆积体

崩塌堆积物高10～20 m，一般厚4～8 m，坡度为32～46°，主要组成物为碎石土，呈倒石锥形态（图1）.最大落石（K7）规模为2.21×1.72×0.37 m3.

崩塌堆积体分布于乌峰山脚，总体呈阶梯状. 堆积体顶部较薄，厚度0.5～1 m，坡脚堆积体随地形变化.坡脚有人工种植的杉树，堆积物上部为碎石裸区. 因长期零星崩塌，植物活存较少，近裸露状. 堆积物上部为碎石，坡脚为巨石，堆积体目前处于自然稳定状态.

2.5 危岩近期变形破坏

2013 年5 月1 日至2016 年3 月，危岩区共发生22 次不同规模的崩塌现象. 2016 年3 月11 和3 月15日，分别发生两次崩塌现象. 危岩后缘裂缝张开，岩体拉裂. 随着6、7 月份雨季来临，上部裂缝进一步加大，危岩体处于变形阶段，危岩块体多处于欠稳定状态.在暴雨等不利因素作用下，易出现失稳发生大型崩塌.

2.6 落石移动轨迹

调查过程中对乌峰山崩塌危岩产生的崩塌落石进行了详细测量，尤其是对规模较大，运动距离较远的块石，并根据实际坐标在平面图中予以标识. 据此获得了翔实、准确的崩塌物质运动轨迹.

危岩体崩塌时，自由运动到达地面后以滚动或跳跃的方式运动一段距离后，在平缓地段停靠. 调查发现崩塌区崩落轨迹线如图4 所示.

图4 危岩体落石（K15）运动轨迹线Fig. 4 Motion trajectory of rockfall from dangerous rock

3 危岩形成机制分析

危岩形成条件包括内部和外部条件两大类. 内部条件包括坡体结构、地层岩性、构造、高陡临空面等；外部条件包括降雨、植被、冰雪冻融、地震、风化、人类工程活动等［15-16］. 崩塌滑坡灾害成因有降雨引发型、自然演化型、地震激发型、地下开挖型、冻融渗透型、工程堆载型、切坡卸荷型、爆破振动型、灌溉渗漏型和和水库浸润型等10 种［17］.

3.1 内部条件

1）坡体结构：地形坡度大于70°，局部岩体近直立.坡面产状（224～235）°∠（40～70）°.

2）地层岩性：粉砂岩、细砂岩夹薄层泥岩，软硬相间，岩层产状210°∠8°.

3）构造：危岩区无断裂构造，发育（310～315）°∠（75～80）°和（150～160）°∠（80～90）°两组节理裂隙.两组节理交线外倾，与坡脚同向，存在纵向拉裂，不稳定. 在粉砂岩区顶部可见裂缝，地形上危岩体前缘临空，卸荷作用较为强烈，卸荷主要沿310°∠75°及150°∠80°两组结构面张开，卸荷作用使岩体完整性变差，表部块体稳定性降低.

4）高陡临空面：危岩陡崖段高，一般高差120～234 m，局部为高陡临空面.

3.2 外部条件

1）降水：多年平均降雨量923.6 mm，年最大降雨量1 427.7 mm（1983 年），年最小降雨量578.7 mm（2009 年），月最大降雨量355.0 mm（1998 年7 月），日最大降雨量178.3 mm（2008 年7 月1 日）.

2）植被：危岩区内树木茂盛，树木的根劈作用破坏了岩体的整体性，同时又对局部块体有加固作用.

3）冰雪冻融：危岩区内最低气温达－12.2 ℃（1977年2 月19 日）. 冬季有霜、雪和凌冻，无霜期为217 d，11 月至次年3 月为霜冻期，年平均积冻10 d. 冻融温度、冻融循环、应力状态和化学环境因素交替作用导致寒旱地区岩石的冻融循环损伤劣化［18］. 冰雪冻融对岩体破坏能力强，是加剧崩塌的关键因子.

4）地震：地震基本烈度为6 度，在地震水平作用力的影响下，易引起危岩体稳定性降低.

5）风化：风化作用加速危岩体裂隙的扩展和贯通，使裂面强度降低. 差异风化促进危岩体的失稳. 在岩石风化和卸荷作用影响下局部岩体结构较破碎，呈碎裂—块裂结构.

6）人类工程活动：据当地居民反映，20 世纪80 年代，附近存在老窑采空区和老红旗营煤矿，生产时间短，无资料记载. 危岩区曾为采石场，采石过程中导致山体局部至今无植被，为大面积基岩裸露区. 老采区和采石是崩塌灾害形成的原因之一.

3.3 成因分析

通过分析危岩内、外部条件，乌峰山特高位远程危岩群岩性以粉砂岩、泥质粉砂岩为主，且整座山体岩性亦如此，易于风化，节理裂隙发育，破碎带面积大，长期零星崩塌，以渐进式演化为群崩塌，高差大，远距离崩塌，规模较大，崩塌面积广，具有群发性、危险范围大等特征. 高差大、高陡坡地形、冰雪冻融、雨水、差异风化、岩体破碎等因素是5 处危岩发育和破坏的主控因子，也是危岩形成、演化、崩塌的关键. 危岩群崩塌灾害成因为降雨引发、自然演化、冻融渗透复合成因.

4 危岩破坏模式分析

大型高陡危岩在自重荷载和剧烈工程活动等多因子共同作用下，其底部区损伤劣化速度加快，成为破坏危岩整体稳定性的“薄弱环节”，易发生底部压裂变化，引发整体失稳［19］. 崩塌主要发育于坡顶临空面附近，受后部陡倾结构面和下部软弱结构面控制，其破坏特征与边坡破坏中的滑塌较为类似，破坏模式为倾倒－坠落破坏（图5）.

图5 倾倒式危岩（W1）破坏模式Fig. 5 Breaking mode of toppling-type unstable rock

倾倒式危岩是指后缘存在陡倾或反倾结构面的层状岩体，陡倾或反倾结构面有一定的张开度，受力状态为倾覆力矩，最终破坏后的起始运动形式为倾倒.

现场调查表明，陡倾坡外结构面非常发育，局部发育陡倾坡内的结构面. 由于陡崖高且陡峻，强烈的卸荷作用使危岩体后缘陡倾结构面张开度大，部分裂隙和母岩几乎完全分离，致使危岩体向临空方向发生较强烈的倾倒变形. 该类危岩体后缘常常存在陡倾或者反倾结构面，在自身重力、孔隙水压力、水平地震作用力等所产生的倾覆力矩作用下，危岩体会产生倾倒变形，形成崩塌. 研究区5 处危岩均属于倾倒式破坏.

5 危岩稳定性评价

按《地质灾害防治工程勘察规范》［20］对不同破坏模式采用不同的计算模型和方法进行定量计算分析.因其稳定计算体系具有简便、通用性、易操作的特点，工程中被广泛使用，至今还在沿用［8］.

5.1 计算条件选取

危岩活动的主要影响因子是大暴雨，考虑地震对危岩影响，选取3 种荷载组合条件下评价危岩稳定性.自重（天然状态）、自重＋裂隙水压力（暴雨状态）、自重＋地震力.

5.2 计算块体选取

综合考虑岩体结构特征、结构面发育现状、危岩块体边界条件、失稳模式、下部粉砂岩受节理裂隙切割等因素，结合拟设支挡工程块体和落石统计，选取1 m3的块体大小来进行计算.

5.3 计算方法选取

结合岩体结构特征、结构面发育现状、危岩块体边界条件、类型及失稳模式等因素，对危岩的稳定性进行计算. 5 处危岩主要以倾倒式为主，力学计算按照上述3 类不同荷载条件进行.

计算模型如图6、7 所示，将岩块按各自结构体特征沿长度方向选取若干截面进行计算，同时在考虑裂隙水压力时，设裂隙深度与裂隙充水深度相等，每一截面按单元宽度考虑，不考虑基座抗拉强度.

图6 后缘岩体抗拉强度控制Fig. 6 Control of tensile strength by trailing edge rock mass

1）危岩破坏由后缘岩体抗拉强度控制时，危岩稳定系数（K）按下式计算.

危岩体重心在倾覆点之外：

危岩体重心在倾覆点之内：

图7 底部岩体抗拉强度控制Fig. 7 Control of tensile strength by bottom rock mass

2）当危岩的破坏由底部岩体抗拉强度控制时，危岩稳步定系数按下式计算.

式中：h—后缘裂隙深度（m）；hw—后缘裂隙充水高度（m）；H—后缘裂隙上端到未贯通段下端的垂直距离（m）；a—危岩体重心到倾覆点的水平距离（m）；b—后缘裂隙未贯通段下端到倾覆点之间的水平距离（m）；h0—危岩体重心到倾覆点的垂直距离（m）；flk—危岩体抗拉强度标准值（kPa），根据岩石抗拉强度标准值乘以0.4 的折减系数确定：θ—危岩体与基座接触面倾角（°），外倾时取正值，内倾时取负值；β—后缘裂隙倾角（°）；W—危岩自重（kN/m3）；Q—地震力（kN/m）；V—裂隙水压力（kN/m）.

5.4 计算参数

据危岩体结构和形态特征，判断其破坏模式为倾倒式崩塌破坏. 据采样分析，综合邻近场地的经验资料及相关规范，确定岩体的物理力学参数建议值. 危岩体岩性主要为粉砂岩，岩体节理发育，裂隙面结合差，抗剪强度低. 据《建筑边坡工程技术规范》［21］，天然状态下裂隙抗剪强度为：内摩擦角（φ0）取12～18°，黏聚力（C）20～50 kPa；天然状态下碎石土和胶结碎石土参数取值见表3. 岩体物理力学参数建议值见表4. 软弱结构面、裂隙水压力按裂隙蓄水能力和降雨情况综合选取. 软弱结构面分为结合很差型和结合极差型（泥化层），其中结合很差型内摩擦角在13～18°之间，结合极差型（泥化层）取值小于12°；结合很差型黏聚力取值在20～50 kPa 之间，结合极差型（泥化层）黏聚力取值小于20 kPa.