陕西山阳“8·12”大型山体滑坡运动特征及数值模拟分析*

孟桓羽 占洁伟② 卢全中②③ 俞朝悦 亢佳乐 孙月敏

(①长安大学,地质工程与测绘学院,西安 710054,中国)(②西部矿产资源与地质工程教育部重点实验室,西安 710054,中国)(③自然资源部陕西西安地裂缝与地面沉降野外科学观测研究站,西安 710054,中国)

0 引 言

2015年8月12日0时30分左右,陕西省山阳县中村镇烟家沟村发生大规模山体滑坡,约1.60×106m3山体沿着下伏软弱层面突然发生整体顺层滑动,属于典型的顺层岩质滑坡(殷跃平,2007)。滑体滑动过程中产生巨大动能,但受前部稳定山体的阻挡而发生两次碰撞折返,最终在沟道中形成了长435m,最大堆积厚度为63m的折线状堆积体。滑坡摧毁并掩埋了18间房屋,造成7人死亡,64人失踪,直接经济损失约5亿元(王佳运等,2018,2019)。

顺层岩质滑坡是沿着层面或追踪层面发生整体滑动的一类岩质滑坡,该类滑坡在世界上广泛发育,且往往造成灾难性的后果。1963年10月意大利瓦依昂水库发生顺层岩质滑坡,激起的涌浪摧毁了下游多个村镇,造成了近2000人死亡(Müller-Salzburg,1987; 钟立勋,1994); 2003年7月三峡库区千将坪顺层岩质滑坡,造成10人死亡、14人失踪(廖秋林等,2005); 2009年6月重庆武隆鸡尾山发生顺层岩质滑坡,造成74人死亡,8人受伤(许强等,2009)。由于顺层岩质滑坡具有突发性强、危害性大、预测预报困难等特点,国内外学者针对此类滑坡开展了系统研究。邹宗兴等(2012)在总结前人对顺层岩质滑坡研究的基础上,提出了4类顺层岩质滑坡的变形破坏地质力学模式,给出了相应的稳定性评价方法,并直接应用于鸡尾山滑坡。考虑到顺层岩质滑坡常受多层软弱夹层的控制,龙建辉等(2019)揭示了双软弱夹层岩质滑坡的滑动模式及其变形规律。周剑等(2020)认为顺层岩质滑坡产生视倾向滑动的关键因素是真倾向方向滑动受阻且视倾向具有良好的临空条件。成永刚等(2011)采用贡献率法确定岩层倾角与顺层岩质滑坡的相关性,提出顺层岩质滑坡最为发育的岩层倾角区间为10°～25°。Li et al.(2021)基于岩石蠕变理论建立了顺层岩质滑坡蠕变加速变形阶段位移的预测模型,并成功应用于抚顺西露天矿南帮滑坡与鸡鸣寺滑坡。Mcgovern et al.(2021)详细描述了2018年新西兰发生的Mangapoike顺层岩质滑坡地貌特征,并探讨了该滑坡的成因机制。

模型试验被广泛应用于研究岩质滑坡的运动、堆积特征,潘欢迎等(2013)通过物理模型试验手段,确定了7类不同结构顺层岩质滑坡的滑动速度、冲击强度和堆积范围特征; 王玉峰等(2016)设计并建立谢家店子滑坡真实三维物理模型实验装置,分析了该滑坡的运动过程与堆积特征。但模型试验造价昂贵、试验周期长。数值模拟分析因其成本低、应用方便、可重复性等优点,逐渐成为研究滑坡运动过程的重要手段(Lu et al.,2014; Delaney et al.,2015; 刘春等,2019; Wei et al.,2019)。殷跃平(2010)采用差分软件FLAC3D提出了斜倾厚层山体视向滑动并转化为高速远程碎屑流的失稳运动模式。Zhang et al.(2013)借助不连续变形分析(DDA)方法揭示了近断层处的强地震动对大光包滑坡滑带形成和远距离滑动的控制作用。离散元软件3DEC被成功应用于模拟再现集集地震影响下的九份二山滑坡运动特征以及堆积过程(Wu et al.,2021)。Zhao et al.(2016)采用DEM-CFD耦合方法解释了瓦依昂水库滑坡运动产生的涌浪现象。Zhu et al.(2021)通过PFC2D软件反演分析了徐扎高速远程滑坡-碎屑流的运动学特征以及滑坡岩体的解体破碎情况。张龙等(2012)利用PFC3D软件分析了摩擦因数与黏结强度的变化对鸡尾山滑坡的运动、堆积特征的影响。周礼等(2019)采用PFC3D软件模拟再现了金沙江白格滑坡运动全过程,并对滑源区潜在不稳定岩土体开展了危险性预测研究。Scaringi et al.(2018)综合运用PFC3D、MatDEM、Massflow和MassMov2D软件对新磨村滑坡运动全过程进行模拟再现,并对比分析了各个模拟软件的特点。其中:PFC3D软件凭借技术成熟和丰富的接触模型,被广泛应用于滑坡运动、碰撞、堆积等过程的精细化模拟。

本文基于对陕西山阳“8·12”大型山体滑坡(以下简称山阳滑坡)的详细野外工程地质调查与分析,对滑坡体运动特征进行了系统的分析阐述,并利用离散元模拟软件PFC3D反演再现了山阳滑坡运动堆积过程及特征,在此基础上,揭示了山阳滑坡的演化过程和失稳机理。希望对类似滑坡的形成机理、运动特征和动力过程研究提供一定参考。

1 滑坡区地质环境条件

1.1 自然地理

山阳滑坡地处陕西省山阳县中村镇,区内山高沟深,地势险峻,总体地势呈西高东低,属基岩中山陡坡地貌类型。滑坡所在山体为三面临空的陡峭山脊(图1),平均坡度38°,山顶海拔1300m,最低点海拔970m,相对高差达330m; 北侧深切大西沟,南侧临空为较宽阔的主沟烟家沟,为滑坡的形成提供了有利的临空条件。

图1 山阳滑坡滑前和滑后全貌图

滑坡区属亚热带向暖温带过渡的季风性半湿润山地气候,四季分明。多年平均气温13.1℃,相对湿度年平均值为68%,年降雨量约为700～900mm,7～9月份为多雨月份,占全年降雨量的50%以上。

山阳滑坡发生前后降雨量情况如图2所示。由图可知,滑前8月9日有一较强降雨过程,降雨量达到19.1mm; 滑坡当天无降雨; 滑后第2天8月13日也发生一次强降雨过程(23.9mm),对灾后救援工作造成了不利影响。

图2 滑坡区日降雨与月降雨数据(山阳站数据)

1.2 地质构造

研究区地处南秦岭薄皮逆冲推覆构造带一级构造单元,属于镇安逆冲推覆构造带,并与刘岭逆冲推覆构造带相邻(图3)。逆冲-推覆是区域内地质构造的一大特点。镇安逆冲推覆构造带北界是凤县-山阳大断裂,该断裂带在推覆过程中形成了一系列褶皱,滑坡区即位于耀岭河倒转背斜倒转翼。倒转地层呈一北倾的单斜构造,构成顺层岩质斜坡,因而易出现层间滑脱面,为滑坡失稳提供了天然滑动面(图4)。

图3 研究区地质构造图(熊炜,2012)

图4 山阳滑坡区地质图及剖面图

1.3 地层岩性

山阳滑坡区地处耀岭河倒转背斜倒转翼,地层层序倒转,地层产状受构造作用影响显著。如图4和图5所示,滑坡区主要出露地层有震旦系灯影组(Z2dn)白云岩、下寒武统水沟口组(∈1sg)硅质板岩和黏土岩、中寒武统岳家坪组(∈2y)灰岩和第四系(Q4)冲、洪积砂砾石。

图5 滑源区地层分布情况

(1)震旦系灯影组(Z2dn):是构成滑坡体的主要地层,呈东西向带状展布,与下伏水沟头组呈平行不整合接触,总体产状为0°～25°∠43°～50°。可分为两个岩性段(图5),其中滑源区地层主要为震旦系灯影组下段(Z2dn2),岩性为灰色厚层微晶白云岩,节理裂隙发育,为表水溶蚀提供了良好通道。

(2)下寒武统水沟口组(∈1sg):出露于滑坡南侧,总体产状为0°～24°∠32°～56°。可细分为3个岩性段(图5),其中:上段(∈1sg1)为紫红色夹薄层黏土硅质板岩,层理分明,该段地层强度较低,与上伏震旦系灯影组坚硬白云岩形成一个上硬下软的平行不整合接触面,故该段地层构成有利于上伏白云岩滑动的天然软弱滑床。

1.4 地下水活动

滑坡区内两条河道,分别是大西沟与烟家沟,两者在滑坡前缘交汇。现场调查发现枯水期无明显地表径流,雨季降雨时有短暂地表径流。降雨形成的地表水可通过地表松散层和基岩裂隙下渗,形成地下基岩裂隙水。地表水的长期侵蚀使滑源区白云岩形成了许多溶蚀通道,为进一步侵蚀创造了条件,同时补给地下水,也是造成坡体结构稳定性降低的主要因素。当地表水通过溶蚀通道进入下部水沟口组夹薄层黏土硅质板岩,黏土薄层遇水易软化,而硅质板岩为相对隔水层,使地下水容易富集在薄层黏土层中,导致其强度加剧降低,为滑坡的形成提供了有利的水文地质条件。

1.5 岩体结构

对山阳滑坡进行现场调查可知,其滑坡体控制性边界结构面主要为中缓倾的南侧断壁(15°∠48°)、陡倾的北侧断壁(112°∠82°)和陡倾的后缘断壁(278°∠66°)(图6b)。滑坡体被上述2组陡倾结构面切割,中缓倾结构面构成下伏的软弱分离面,从而形成顺坡向块裂结构,结构面连通性较好,斜坡整体稳定性较差。

图6 山阳滑坡区岩体结构面发育情况

采用窗口统计法(占洁伟,2019)分别对滑体北侧断壁、后缘断壁以及烟家沟第二碰撞点附近出露的节理裂隙开展调查(图6c、图6d、图6e)。可以看出滑坡区结构面发育,其中:北部断壁面(112°∠82°)、后缘断壁面(278°∠66°)以及南部平行不整合面(15°∠48°)为滑坡体的3组控制性结构面,其余优势结构面促进了3组控制结构面的发育、贯通,构成了山阳滑坡边界条件形成的岩体结构基础。

2 滑坡发育基本特征

2.1 滑坡基本特征

通过对山阳滑坡区进行无人机航拍以及后期DEM数据处理,获得滑坡基本特征参数:滑坡区正射投影面积为8.4×104m2,其中滑源区正射投影面积为2.54×104m2,平面形态呈斜长的喇叭状,长291m,宽130m,最大厚度94m; 堆积体正射投影面积为5.86×104m2,总体积为1.60×106m3,沿大西沟、烟家沟呈折线型分布。堆积体长435m,宽152m,最大堆积厚度63m,位于大西沟内第一碰撞点附近(图7),平均堆积厚度36m。滑坡运动过程中经历两次运动偏转,总体滑动方向为NEE60°→SEE115°→NEE50°(图7),最大运动距离500m。

图7 山阳滑坡滑前和滑后地形变化

2.2 滑坡区坡向和坡度

利用山阳滑坡滑后DEM数据,在ArcGIS软件中可获得山阳滑坡区域内的坡向和坡度分布图(图8和图9)。坡向分析结果显示:山阳滑坡堆积区没有明显的优势坡向,并且坡向在各滑坡地貌分界处多呈现出显著变化,特别以第一碰撞点、滑源区(Ⅰ)和主滑堆积区(Ⅱ)边界、主滑堆积区(Ⅱ)和前缘流动堆积区(Ⅲ)边界最为明显。坡度分析结果显示:山阳滑坡堆积体坡度以0°～40°的斜、陡坡为主,约占90%; 滑源区以北侧断壁最为陡峭,与凹陷区构成了明显的分界线; 整体来说,沿着滑动方向,堆积体坡度在逐渐减小,说明滑坡堆积体地形沿着滑动方向愈来愈平坦。

图8 山阳滑坡区坡向分布图

图9 山阳滑坡区坡度分布图

2.3 滑坡地貌

滑坡堆积体的地貌形态一直都是滑坡研究的重要内容之一,山阳滑坡因其独特的运动特征具有一些特殊的滑坡地貌(图10),主要包括滑坡体整体滑出后形成的巨大“凹”形滑坡凹地、两次偏转运动形成的滑坡洼地、两个碰撞点附近因挤压阻挡而形成的滑坡挤压丘以及位于大西沟上游、烟家沟上、下游的3个滑坡舌等。

图10 山阳滑坡堆积体全貌图

2.4 滑坡结构

山阳滑坡为典型的二次偏转型滑坡,滑坡体在运动过程中与稳定山体发生两次碰撞(图7)。使得山阳滑坡堆积体具有“多元”结构特征,主要表现为沿着运动路径,堆积块石直径逐渐变小(图11)。根据堆积块石粒径大小和岩体结构破坏程度,将滑坡堆积体结构沿着滑动方向分为4类(图11a):① Ⅰ类:基本上保持原始岩体结构特征,呈整体滑移堆积在剪出口位置形成“滑坡核堆积体”(图10); ② Ⅱ类:在滑动碰撞过程中原始岩体结构遭到破坏的“块状堆积体”,其块石直径0.5～6m,主要分布在第一碰撞点以及大西沟上游区域(图11c); ③ Ⅲ类:在滑动碰撞过程中原始岩体结构基本上遭受到显著破坏的“破碎状堆积体”,其块石直径0.5～3.5m,主要堆积在大西沟内(图11b); ④ Ⅳ类:在滑动碰撞过程中原始岩体结构遭到彻底破坏的“散体状堆积体”,其块石直径0.1～2.5m,主要堆积于烟家沟以及滑坡凹地内(图11d)。

图11 山阳滑坡堆积体结构类型分布图以及现场照片

3 山阳滑坡工程地质分区

如图11a所示,根据山阳滑坡的运动-堆积过程,结合滑坡发生后的地貌特征,对山阳滑坡进行工程地质分区。共分为4个大区,11个小区,具体如下:

3.1 滑源区(Ⅰ区)

滑源区是滑坡体滑出后,在滑坡发育山体上所形成的“凹”形巨大凹陷区,高程分布范围为1045～1223m,相对高差178m,在其上部可见清晰的滑坡圈椅状构造(图10和图12)。断壁区域基岩裸露,规模较大,断壁脊线长595m,平面投影面积约2.54×104m2。根据滑后地貌及相对位置,滑源区可进一步划分为后部凹陷区(Ⅰ1)、后缘断壁区(Ⅰ2)、南侧断壁区(Ⅰ3)和北侧断壁区(Ⅰ4)。

图12 山阳滑坡滑源区(Ⅰ)全貌

3.1.1 后部凹陷区(Ⅰ1)

如图12所示,后部凹陷区(Ⅰ1)处于滑源区的中部区域,包含一缓倾斜坡以及1#滑坡洼地(图10)。其受后缘断壁、北侧断壁和南侧断壁三面围限。后部凹陷区平面形态呈长条状,长170～210m,宽40～64m。凹陷区地形起伏较小,以斜坡为主,坡度为30°。斜坡区域主要堆积着主滑体在滑动过程残留的白云岩碎石,其厚度1～6m,粒径0.1～2.5m。此外,在南北两侧断壁下分布有后期次级崩滑所形成的松散坡积物,厚度约1m。1#滑坡洼地是在凹陷区下部形成的四周高、中间低的“弓形”滑坡洼地(图10)。

3.1.2 后缘断壁区(Ⅰ2)

该区为山阳滑坡后缘主拉裂边界,出露地层为震旦系灯影组(Z2dn)白云岩。如图12所示,断壁近乎直立,顶部脊线长102m,坡度约66°。由于滑坡体长期沿下伏软弱地层蠕滑,且后缘断壁区受4组优势结构面控制(图6d和图13),结构面切割、贯通基岩,最终在滑坡体滑出后形成了一陡立的拉张破裂面。

图13 后缘断壁区(Ⅰ2)岩体结构

3.1.3 南侧断壁区(Ⅰ3)

受到倒转背斜构造的影响,滑坡区原始地层发生倒转,其中下寒武统水沟头组软弱夹薄层黏土硅质板岩与上伏的震旦系灯影组坚硬白云岩构成了上硬下软的地层结构,为上部坚硬地层在重力作用下沿层面产生蠕变滑动提供了条件; 两组地层之间形成的平行不整合面构成了天然滑动面(15°∠48°),为山阳滑坡的发生提供了地质条件。如图12所示,滑坡发生后,该平行不整合面裸露出来,在滑源区南侧形成了一大光面,其总体起伏较小,产状延伸稳定,顶部脊线长230m。由于软弱下卧层受到上伏地层长期蠕滑挤压,因而在断壁面上可见擦痕和阶步(图14a),并形成了舒缓起伏的地形(图14b和图14c); 由于层间强烈的挤压错动,在滑床下部出现泥化现象(图14b)。

图14 南侧断壁(Ⅰ3)和出露的滑动面情况

3.1.4 北侧断壁区(Ⅰ4)

该区为山阳滑坡北侧断壁,长约260m,产状112°∠82°,其构成了山阳滑坡的北侧天然边界(图15a)。根据北侧断壁形成因素,可由上到下细分为3个亚区:上部拉张溶蚀区(Ⅰ4-1)、中部溶蚀贯通区(Ⅰ4-2)和下部压剪破坏区(Ⅰ4-3)。上部拉张溶蚀区长约45m,高约8m,溶蚀现象较为发育,表面参差不齐,结构面张开度较大,呈现张性破裂特征(图15b),说明上部岩体发生了拉张破坏。中部溶蚀贯通区长约106m,高20～26m,总体上相对平直,近乎直立。岩溶现象发育,局部已形成贯通性溶蚀通道(图15a、图15c)。压剪破坏区长约49m,高3～13m。该区断面与中部溶蚀贯通区相比,基岩裸露呈现凹凸不平,并有明显的错动台阶(图15c),说明该区域为滑体锁固段。滑坡发生前该处剪应力不断集中增大,导致锁固段岩体受挤压并最终沿溶蚀结构面产生脆性剪断。

图15 北侧断壁(Ⅰ4)全貌图及局部图

3.2 主滑堆积区(Ⅱ区)

3.2.1 主堆积区(Ⅱ1)

主堆积区位于滑坡堆积体的上部(图16a),平面投影面积为2.05×104m2。该区域是由于滑体运动过程中迎面与大西沟北坡发生碰撞受阻而“紧急制动”堆积在剪出口附近的滑坡堆积物。主堆积区主要由两部分构成,主体为岩体结构保持较为完好的“滑坡核”(图11a),另一部分是滑体与大西沟北坡发生碰撞而留下的滑坡挤压丘堆积。

图16 主堆积区(Ⅱ1)全貌图以及拆离现象

滑坡核(黄润秋等,2014; 张伟峰,2015)是滑坡体在运动过程中发生整体滑移、岩体结构基本没有遭受破坏的部分。根据野外调查发现,山阳滑坡主堆积区具有较为完整的滑坡核,长136m,宽56m,面积约8.2×103m2,整体高出四周碎石堆积体约5m。滑坡核在滑动过程中仅产生了少量的次生滑坡裂隙,其在运动过程中由于底部运动受阻,加之结构面发育,因而其上部在惯性力作用下沿着结构面发生拆解分离,呈现出阶梯状地形(图16b),说明滑坡核在运动过程中发生了“紧急制动”。如图15a所示,滑坡核顶部可以观察到原始坡面植被,下部可见一个明显的垂直分离面,形成一个坡度陡变区(图9)。

滑坡挤压丘(黄润秋等,2014; 张伟峰,2015)是指在运动滑体与稳定山体碰撞点附近,由于挤压阻挡,加之后方运动滑体对受到阻挡停积的滑体产生的推挤作用,在碰撞区域形成的隆起鼓丘。滑坡挤压丘与后方堆积体之间常形成一条明显沟道分界线。山阳滑坡体在运动过程中受到两次稳定山体的阻挡作用,故在两个碰撞点附近形成了两个小型滑坡挤压丘(图10),其中1#滑坡挤压丘位于大西沟东坡第一碰撞点,长69m,宽43m(图16a),在该处也发现了一处拆解分离现象(图16c),说明滑坡体在该位置发生碰撞制动。

3.2.2 上游挤滑堆积区(Ⅱ2)

上游挤滑堆积区位于主堆积区西侧,大西沟上游,平面分布呈三角形,面积约2.9×103m2(图17)。上游挤滑堆积区是滑坡体在高速运动过程中与大西沟北坡发生碰撞后,向大西沟上游挤滑的滑坡体由于大西沟坡度大,受到重力、爬坡的影响,很快停积下来形成的。

图17 大西沟上游挤滑堆积区(Ⅱ2)全貌图

3.2.3 下游拆离-挤滑堆积区(Ⅱ3)

下游拆离-挤滑堆积区位于第一碰撞点下游,平面分布近似呈方形,投影面积约8.0×103m2。滑体与大西沟北坡发生碰撞后大部分滑体向大西沟下游做拆离滑动,形成一个坡度约30°的斜坡堆积(图9),且在该区中下部形成了2#滑坡洼地(图10),2#滑坡洼地是由于滑坡体运动受到大西沟北坡的阻挡,滑坡体发生解体、拆离,拆离体向大西沟下游方向滑移,滑移过程中又受到烟家沟东坡山体阻挡,从而停积下来形成的。如图18所示,该区可见许多有溶蚀迹象的白云岩块石,表面可见明显的溶蚀通道,同时可见因溶蚀作用而析出的钙质结核,从侧面说明滑坡区溶蚀作用强烈。

图18 白云岩块石溶蚀现象

3.3 前缘流动堆积区(Ⅲ区)

如图19所示,前缘流动堆积区位于主滑堆积区东侧,主要在烟家沟内呈带状分布,投影面积约2.4×104m2。山阳滑坡体经过第一次碰撞向大西沟下游做拆离运动至烟家沟后,与烟家沟东坡发生二次碰撞。由于烟家沟形态较为开阔、坡度较小,因而碰撞滑体向两侧挤滑现象明显。根据运动方向不同,将前缘流动堆积区划分为2个亚区,分别是上游流动堆积区(Ⅲ1)和下游流动堆积区(Ⅲ2)。

图19 滑坡前缘流动堆积区(Ⅲ)全貌图

上游流动堆积区(Ⅲ1)位于烟家沟第二碰撞点的上游区域,平面分布近似呈长条形,投影面积约6.0×103m2。该部分是滑体与烟家沟东坡发生二次碰撞后,由于受到烟家沟地形的约束,少部分岩土体向烟家沟上游方向(SWW295°)滑动,最后停积下来而形成的; 大部分岩土体向烟家沟下游方向(NEE50°)滑动,最后停积形成了下游流动堆积区(Ⅲ2),该区域平面分布近似呈锥形,投影面积约1.8×104m2。由于滑坡体与烟家沟东坡发生第二次碰撞,故在第二碰撞点附近形成了2#滑坡挤压丘,长度为42m,宽度为30m(图19)。

3.4 后缘扰动崩塌区(Ⅳ区)

后缘扰动崩塌区是由于滑坡运动扰动,导致滑坡后缘南侧部分岩体发生失稳破坏,最终堆积在山阳滑坡南侧冲沟内。后缘扰动崩塌区平面形态呈靴形,平面投影面积约3.2×103m2(图20)。可细分为两部分,一部分为后缘流动刮铲区(Ⅳ1),呈长条形,面积约为1.8×103m2,该部分在山阳滑坡发生前为一冲沟,滑坡发生后成为滑体滑移的天然通道; 另一部分为后缘堆积区(Ⅳ2),呈水滴形,面积约1.4×103m2,堆积块石粒径为0.2～1m,堆积厚度约2m。

图20 滑坡后缘扰动崩塌区(Ⅳ)全貌图

4 滑坡运动过程数值模拟分析

4.1 滑坡模型构建

山阳滑坡滑前地形数据采用1︰1000地形图,滑后地形数据采用飞马智能航测系统E2000无人机获取的1︰1000地形数据,根据上述数据制成的高精度DEM数据完成山阳滑坡三维地质模型的构建。如图21所示,本次滑坡模型采用PFC3D中的ball-wall模型,采用brick颗粒生成法生成ball模拟滑坡岩土体,将滑床地形生成wall刚性面作为PFC3D模型的边界条件。

图21 山阳滑坡PFC3D 模型

4.2 模型细观参数标定

参考岩石力学参数手册(水利水电科学研究院等,1991),并结合现场点荷载实验综合确定滑体白云岩的强度参数(表1)。本文采用模拟单轴压缩试验进行参数标定(图22),然后将模拟结果和实际滑坡运动特征进行对比反演分析,不断优化调整细观参数,最终实现模拟滑坡运动与实际运动特征基本一致。由此最终确定模拟山阳滑坡的细观参数见表2。

表1 白云岩宏观参数

表2 PFC3D 模型采用的微观参数

图22 PFC3D 单轴压缩试验模型

4.3 滑坡运动全过程数值模拟

4.3.1 滑坡体动态过程

为了分析不同时间、不同位置的滑坡体运动和堆积特征,本文将滑坡体由上到下分为组1滑体、组2滑体和组3滑体3块区域(图23a)。由图23和图24可以看出滑坡体具体运动过程如下:

图23 山阳滑坡分组运动模拟图

图24 山阳滑坡速度-时间模拟图

(1)0～5s:滑体在0s时处于静止状态(图24a),滑坡体在重力作用下开始沿视倾向方向(NEE60°)滑动,滑坡体顶部出现横向断裂,另外组1滑体部分岩土体开始向后山滚落(图23a和图23b)。

(2)5～10s:滑坡体在重力作用下加速滑动(图24b),组3滑体在7s左右与大西沟北坡发生碰撞,该组平均速度达到峰值18m·s-1,然后随之降低(图25)。第1次碰撞后,滑坡体沿大西沟分离滑动,组2滑体由于惯性作用继续加速下滑,超覆在组1滑体之上(图23b),在10s左右滑体平均速度达到峰值21.5m·s-1,动能3.23×1011J(图25)。这说明此时滑体整体上已经受到大西沟北坡稳定山体的阻挡,平均速度将开始逐渐减小。同时组2滑体平均速度在10s时达到峰值22.8m·s-1,随后开始降低(图25)。

(3)10～15s:由于前部滑动受阻,因而主滑方向被迫改变为烟家沟下游方向(SEE115°),向大西沟上游滑移的岩土体在15s左右停积下来形成了上游挤滑堆积体(图24c)。组2滑体已基本超覆在组1滑体之上。此外,组1平均速度在12s时达到峰值24.6m·s-1(图25)。

(4)15～25s:滑坡体继续向SEE115°方向滑动(图23d),平均速度呈线性减小(图25),在20s时滑坡体与烟家沟东坡碰撞,故在碰撞位置滑坡体最先停积下来(图24e和图24f),而且碰撞位置与现场勘察一致(图19),随后滑体开始向烟家沟上、下游分离滑动,在受烟家沟地形影响,滑体主滑动方向为烟家沟下游方向(NEE50°)。

(5)25～35s:滑坡上部堆积体已经基本停止活动(图24e); 向烟家沟上游滑移的滑坡体在30s左右停积下来形成上游流动堆积区(图24g),向烟家沟下游滑移的滑坡体动能不断消耗,滑体平均速度继续减小,在30s时滑坡平均速度基本降为零(图25),滑坡前缘部分颗粒仍以5～10m·s-1的速度向前抛撒(图24g),最后滑坡体在35s停止运动形成下游流动堆积区。

如图23h所示,最终的滑坡堆积体由南向北依次为组1滑体、组2滑体、组3滑体,3组滑体颗粒整体呈现东西向带状展布,并沿着滑动方向呈现明显的层层超覆、侧向挤滑现象。滑体在与大西沟北坡发生碰撞时,由于速度大,故超覆现象尤为明显。由于大西沟整体坡度较大,虽向大西沟上、下游产生挤滑现象,但只有少部分向大西沟上游滑移。在与烟家沟东坡发生二次碰撞时,滑体速度相对较小,因而滑体超覆现象不明显。由于烟家沟整体坡度较小,因而向沟道两侧产生挤滑现象,但主滑方向为烟家沟下游方向。滑体停止运动后,组3滑体主要分布于大西沟沟底北坡与烟家沟; 组2滑体主要沿大西沟、烟家沟堆积,覆盖在组3滑体之上,南部被组1滑体覆盖; 组1滑体主要堆积在山脊南侧冲沟和大西沟南侧,覆盖在组2、组3滑体之上。

通过对比3组颗粒的平均速度随时间的变化(图25),发现3组颗粒速度初期都呈现快速增加。其中:组3滑体颗粒由于先与大西沟北坡发生碰撞并耗能,故该组速度最早在7s达到峰值18m·s-1; 接着组2滑体颗粒在10s时达到峰值22.8m·s-1; 最后组1滑体颗粒在12s时达到峰值24.6m·s-1。组3滑体颗粒速度在达到峰值后迅速下降,然后在大约10～15s该组颗粒基本维持在14m·s-1,说明组3滑体颗粒在与大西沟北坡发生碰撞后,继续向大西沟下游滑移,由于组2滑体颗粒在运动过程中覆盖在组3滑体颗粒之上,限制了其运动速度,故组3滑体颗粒平均速度没有出现第二个峰值。同理,组2滑体颗粒也有相似的现象,只是不太明显。

4.3.2 速度及运动轨迹特征

如图26所示,为了监测滑坡体速度、位移特征以及运动轨迹,在模型中设置了4组20个监测颗粒,分别是滑体上部1～6号、中部7～12号、下部13～18号,后缘19号和前缘20号监测颗粒。

图26 监测颗粒分布图

从监测颗粒的运动轨迹基本上可以反映山阳滑坡的两次偏转运动堆积过程(图27),通过统计分析,20个监测颗粒的运动方向总体为NEE60°→ SEE115°→ NEE50°,与现场踏勘结果一致,证明本次模拟结果的可靠性。从表3和图28中可以看出:上部监测颗粒运动距离相对最远,平均349m; 中部次之,平均298m; 下部运动距离最小,平均250m。颗粒速度与运动距离呈现相同的趋势,上部监测颗粒速度峰值最大,为32m·s-1; 中部次之,为29.4m·s-1; 下部监测颗粒速度峰值最小,为23.3m·s-1。此外,同组北侧监测颗粒在同组中运动距离相对较小(图28),这主要是由于北侧滑体与大西沟北坡发生碰撞后,经过短暂的侧向滑移后即停止运动堆积在大西沟内,因而滑移距离较短。

表3 颗粒运动距离及速度监测结果

图27 监测颗粒轨迹图

5 山阳滑坡演化过程与形成机理

综合山阳滑坡现场堆积特征与运动过程数值模拟分析,可将山阳滑坡变形运动破坏过程划分为7个阶段:滑坡体裂缝发展-贯通阶段、锁固段剪断-滑体启动阶段、整体高速滑动阶段、碰撞“急刹车”制动阶段、拆离-侧向挤滑阶段、二次碰撞抛撒流动阶段和断壁区崩滑阶段(图29)。

图29 山阳滑坡演化过程与形成机理示意图

(1)滑坡体裂缝发展-贯通阶段(图29b)。下寒武统水沟头组软弱夹薄层黏土硅质板岩与上伏的震旦系灯影组坚硬白云岩构成了上硬下软的地层结构,两组地层之间形成的平行不整合面构成了天然滑床,北侧结构面受溶蚀作用逐渐贯通(图15),后缘开始出现横向陡倾拉张裂缝,上述3组边界结构面切割斜坡形成不稳定的喇叭状潜在滑动块体。滑体在重力作用下沿真倾角方向(NNE15°)发生缓慢蠕动变形,这也可从滑床受到挤压变形而产生的舒缓起伏地形得到反映(图14)。

(2)锁固段剪断-滑体启动阶段(图29c)。滑坡体的启动主要受控于北侧溶蚀结构面下部未贯通部分。随着滑坡体在重力作用下持续向真倾向方向顺层蠕滑,北侧结构面溶蚀结构面进一步扩展贯通,后缘拉张裂缝也持续扩展,同时地下水对下伏软弱地层长期软化作用,导致滑体抗滑力进一步减小。滑坡锁固段的破坏对滑坡的发生往往具有决定性作用(陈竑然等,2019; 赵元平等,2021),随着山阳滑坡体持续蠕滑变形,下部锁固段剪应力逐渐集中,最后锁固段被剪断发生整体滑动,在压剪破坏面可见明显剪切面(图15)。

(3)整体高速滑动阶段(图29d)。滑坡体在锁固段被剪断后,整体迅速启动,由于真倾向方向(NNE15°)稳定山体的阻挡,滑体向视倾向NEE60°方向滑移。启滑后滑坡体势能快速转化为动能,进入高速滑动阶段(图24)。由于主滑体在该阶段近似顺层运动,且滑体厚度大、强度高,因而该阶段主滑体的岩体结构保持较完好,仅在滑体前后部发生了小规模的崩解和滑塌(图12)。

(4)碰撞“急刹车”制动阶段(图29e)。滑坡体高速滑动,与大西沟北坡发生碰撞后,滑体前部受到阻挡而紧急制动,滑体中部由于没有受到阻挡且具有较好的临空条件,在惯性力作用下,继续向前运动并覆盖在前部滑体之上,发生超覆滑动。中部滑体在向前运动一段距离后,同样受到稳定山体阻挡停止运动,其滑体后部由于惯性力也继续向前超覆滑动,最终形成层层超覆堆积状态(图23)。

(5)拆离-侧向挤滑阶段(图29f)。滑坡体前部滑动受阻后,后方滑坡体在巨大的惯性力作用下对前部受阻滑体产生挤压作用,不仅在碰撞区域形成隆起的1#挤压丘(图16a),而且导致后方滑体被迫改变运动方向。由于大西沟整体坡度较大,只有少部分北侧滑体向大西沟上游(NWW295°)挤滑,大部分滑坡体向大西沟下游(SEE115°)方向拆离滑动,野外可见明显的拆离光面(图16a)。

(6)二次碰撞抛撒流动阶段(图29g)。滑坡体受到第一次碰撞改变运动方向并运动至烟家沟后,又受到烟家沟东坡稳定山体阻挡,发生二次碰撞,滑坡岩体进一步解体,岩体更加破碎。由于烟家沟坡度较小,滑体运动受阻进而向烟家沟两侧产生挤滑流动现象(图23),最后逐渐停积下来。在滑坡体基本上停止运动时,少数块石由于速度较大,继续向烟家沟下游抛撒。

(7)断壁区崩滑阶段(图29h)。山阳滑坡主滑体滑出后,滑源区形成陡峭的断壁,由于受到滑坡体启滑-运动-堆积过程的扰动,形成了一系列不稳定块体,在重力与降水的双重作用下,导致不稳定块体不断向滑坡凹陷区内崩滑,堆积在断壁底部,形成松散坡积物(图12)。

6 讨 论

(1)由于山阳滑坡区植被茂密,地质灾害隐蔽性强,因而在前期地质灾害隐患点排查时未发现该隐患点,因而未开展变形监测工作。虽在滑坡发生前(8月11日)有频繁掉落滚石的前兆,但未意识到发生大规模山体滑坡的可能性,发生了惨痛的教训。针对上述隐蔽性的滑坡灾害隐患,可基于空天地一体化探测开展滑坡灾害早期识别工作。

(2)从滑体碰撞运动过程以及堆积体形态来看,数值模拟都与实际调查情况相符,但关于计算参数的选取仍存在一定的局限性。尤其目前计算参数的选取主要是参考岩石力学参数手册(水利水电科学研究院等,1991),并结合现场白云岩点荷载实验综合确定的,可能与实际情况存在差异。因而以此为基础进行的数值模拟结果存在一定局限性。拟在后续的研究中,丰富岩体试验内容。

(3)本文主要依据现场调查和数值模拟手段,开展山阳滑坡的成因机制分析推测,拟在后续研究中,进一步开展滑带流变试验和大型物理模型试验,进一步阐明山阳滑坡成因机制。

7 结 论

本文以山阳滑坡为研究对象,以详细的野外地质工作为基础,通过对山阳滑坡开展系统工程地质调查、室内分析和数值模拟等研究工作,获得以下主要认识:

(1)滑坡区正射投影面积为8.4×104m2,其中滑源区正射投影面积为2.54×104m2,平面形态呈斜长的喇叭状,长291m,宽130m,最大厚度94m; 堆积体正射投影面积为5.86×104m2,总体积为1.6×106m3,沿大西沟、烟家沟呈折线型分布,堆积体长435m,宽152m,平均堆积厚度36m,位于大西沟内第一碰撞点附近最大堆积厚度达到63m。滑坡运动过程中经历两次运动偏转,总体滑动方向为NEE60°→ SEE115°→ NEE50°,最大运动距离500m。

(2)山阳滑坡区位于倒转背斜的倒转翼,形成上硬下软的软弱夹层型顺层岩质坡体; 地貌上具有有利于滑坡发生的良好临空条件; 并且该地区岩溶发育,将滑坡体北侧基本贯通,切割山体形成顺坡向的不稳定块体; 山阳滑坡区各种不利地质构造条件为滑坡灾害的发生埋下了隐患。

(3)山阳滑坡属于典型的顺层岩质斜坡视倾向失稳。早期滑体沿真倾向方向持续发生顺层蠕滑变形,滑坡后缘出现拉张裂隙,滑体前部锁固段应力集中现象明显。滑体北侧陡倾溶蚀结构面持续扩展贯通,构成表水入渗通道,表水入渗对滑带软弱地层产生持续软化作用,使之强度降低,导致滑体整体抗滑力逐渐下降。最终锁固段发生突发性剪切破坏,滑坡启动。但由于受到真倾向方向稳定山体阻挡,导致滑体向视倾向方向整体滑出。

(4)根据山阳滑坡的运动过程,并结合堆积体的地貌特征,将山阳滑坡分为4个大区,11个小区,具体如下:滑源区(Ⅰ区),包含后部凹陷区(Ⅰ1)、后缘断壁区(Ⅰ2)、南侧断壁区(Ⅰ3)和北侧断壁区(Ⅰ4); 主滑堆积区(Ⅱ区),包含主堆积区(Ⅲ1)、上游挤滑堆积区(Ⅱ2)和下游拆离-挤滑堆积区(Ⅱ3); 前缘流动堆积区(Ⅲ区),包含上游流动堆积区(Ⅲ1)和下游流动堆积区(Ⅲ2); 后缘扰动崩塌区(Ⅳ区),包括后缘流动刮铲区(Ⅳ1)和后缘堆积区(Ⅳ2)。

(5)利用离散元软件PFC3D软件模拟再现了山阳滑坡启滑后的运动全过程,模拟结果显示:山阳滑坡历时35s,最大速度为36.2m·s-1,平均速度峰值21.5m·s-1,动能3.23×1011J。并再现了滑体在运动过程中逐渐解体以及层层超覆现象。通过监测颗粒速度、位移可以发现,滑体上部的整体速度最大,并且滑移距离最远,中部次之,下部最小。模拟结果展示出PFC3D软件对于此类高速远程滑坡具有较好的适用性,尤其是其对三维堆积形态及影响范围的初步确定可以对划定安全避让范围等防灾减灾工作提供有益参考。

(6)山阳滑坡的前期变形破坏过程和启滑后的运动、堆积特征具有明显的阶段性,具体可细分为7个阶段,即滑坡体裂缝发展-贯通阶段、锁固段剪断-滑体启动阶段、整体高速滑动阶段、碰撞“急刹车”制动阶段、拆离-侧向挤滑阶段、二次碰撞抛撒流动阶段和断壁区崩滑阶段。