古西特大型滑坡群成因机制及稳定性分析

2024-03-08杨伟

地下水 2024年1期

杨伟

(广东省地质局第八地质大队,广东梅州 514089)

0 前言

广东省地层岩性复杂,种类众多,且分布面积广,各地层的物化特性差异大。岩体受区域气候和地质构造的影响,结构面和风化层普遍发育。大部分地区属亚热带季风气候,且临海,雨季台风活动密集强烈。特殊的气候和岩土特征,为滑坡、崩塌等山区地质灾害提供了良好水文和物质条件[1]。古西滑坡群由HPa滑坡和HPb共同组成。HPa和HPb滑坡总体积约377万 m3,威胁人数达2 948人,属特大型滑坡。目前,已损坏滑坡区内多处房屋、道路,严重威胁附近村民的生命财产安全。本次对古西滑坡群的成因机制和稳定性进行较为详细的分析评价,希冀对往后广东省类似地质灾害的防灾减灾工作,提供一定的参考。

1 研究区地质环境条件

1.1 地形地貌

滑坡区地处大埔县西南部,沟系较为发育,属丘陵地貌,总体坡向30°～65°,坡度20°～50°,局部达55°,地形为台阶状,多陡坎平台。区内最高点高程为+450 m,位于滑坡后缘山体分水岭顶部,最低点高程约+93 m位于滑坡前缘的冲沟内,两者高差达357 m,地表遍布松散堆积体,堆积体中出露大量花岗岩、闪长岩滚石。

1.2 岩体结构

滑坡区内岩土层按地质年代和成因类型自上而下可划分为填土层(Q4ml)、耕土层(Q4pd)、坡积土层(Q4dl)、残积土层(Q4el)和下伏基岩中生代末期闪长岩(δo5)。滑坡区内岩石出露范围较少(仅局部地段山体开挖有基岩裸露),大部分山体为风化岩体(全风化花岗岩和闪长岩、强风化花岗岩和闪长岩),基岩出露地段节理裂隙较发育。在节理裂隙的作用下,基岩岩体被切割成块状,山体开挖岩质边坡、岩土质边坡基岩坡面常见掉块、崩塌等现象(图1)。

图1 古西特大型滑坡群地质灾害分平面图

1.3 气象水文

大埔县属亚热带季风气候,冬短夏长,日照充足,温和潮湿。多年平均气温21.2℃,年平均降雨量1 414.4 mm,雨季多集中在4-9月。大埔县处于韩江中上游,韩江为大埔县境内最大地表径流,由梅江、汀江及梅潭河在大埔三河坝汇合而成。滑坡区内水系主要为鱼塘、冲沟,常年有水,地表径流主要为泉水补给形成的地表迳流,调查时在滑坡及附近发现10处泉水,泉水流量0.035～3.521 L/s。

2 研究方法

本次研究综合运用勘探、地下水模型分析、物探和监测相结合的方式,对该特大型滑坡群的稳定性进行分析。

2.1 地下水模型预测与评价

采用Visual MODFLOW软件,预测不同情景条件下,模拟区地下水水位的变化情况以及污染物在地下水中的迁移过程[2],并以此来分析拟建项目对地下水环境可能造成的影响。

2.1.1 空间、时间离散

计算区面积约0.438 km2,共剖分2 500个单元,单元长15 m,宽12 m,平均面积约为180 m2,平面剖分图见图2。模拟期为2017年12月到2027年12月,共10 a,以每年为一个时间段,每个时间段以10 d为一个时间步长。

图2 评价区平面网格剖分图图3 识别期潜水水位拟合(2018.3.17)

2.1.2 模型识别

地下水流模型的识别工作的目的是检验所建立的水文地质概念模型合理性,以及所建立的数学模型反映实际流场的效果[3]。

结合现有资料选择以2017.12.17-2018.3.17作为识别时段,在评价区内选择均匀分布的3口潜水观测孔。以2017.12.17所测水位作为初始水位。以一个月为一个时间段,共分为5个时间段,以10 d为一个步长。由图3可见,识别期地下水位的变幅约0.5～2.5 m,选取的参数分区和参数值(表1),基本符合滑坡区的水文地质条件,此次构建的水文地质概念模型、数学模型可以较为真实地拟合出滑坡区地下水含水层结构的情况。

表1 潜水含水层数值模型参数识别结果表

2.1.3 模型有效性分析

经多次调整优化参数和均衡量,模型模拟水位等值线基本与水位等值线吻合,达到模型精度要求,与滑坡区水文地质条件相符,可才用该模型进行滑坡区地下水流场变化的预测[4]。

2.1.4 模型的预测

本次预测周期为2017年12月1日至2027年12月31日,共计3 650 d,以2017年12月的地下水流场作为预测周期的初始流场。因预测周期较短,评价区的边界条件和源汇项基本没有变化,本次预测模型的基本条件与识别期一致,预测未来地下水流场的变化规律具有可行性。

经模型运行后得到3年、5年、10年研究区的地下水流场分布特征,预测结果如图4～图6所示。研究区潜水水位动态变化较大,10 a后水位变幅介于2.5～3.5 m之间。根据水量均衡法得出评价区潜水含水层总补给量为2.611×105m3/a,总排泄量为2.312×105m3/a,年际水量变化量为0.300×105m3/a,为正均衡。计算结果与地下水动态变化特征一致。

图4 预测期潜水水位等值线图(2020.12.31)

图6 预测期潜水水位等值线图(2027.12.31)

2.2 高密度电法

2.2.1 地球物理特征

区内基岩为闪长岩,电阻率为高阻,覆盖层为第四系残积土、坡积土,裂隙充填砂、粘土及水等低阻物质。土层及遇水软化的粉质粘土、全风化闪长岩遇水附着力减小,会导致上覆地质体滑动,因此滑坡面附近易呈现低阻的特征,在该地区利用低阻的特征可以确定滑坡面的埋深及规模[5]。

2.2.2 主画面埋深推断

通过本次工作,获得了工作区内L1～L12线共12条测线的电阻率断面图,断面图显示基岩埋深基本在40 m以下。全风化闪长岩与强、中风化闪长岩的接触面为主滑坡面,是最易发生滑坡的层位,埋深为0～40 m;粉质粘土层由粉粘粒等组成,遇水易崩解,成为次级滑动面,层厚为1～28 m;坡积层由于含水率较高或含有低阻介质等因素,表现为低电阻率,附着力小,是地表可见且易发生滑坡的层位,层厚为1～19 m。

2.3 监测

2.3.1 工作部署

大埔县古西村鹤山片区滑坡群监测内容包括:滑坡深部变形监测、地表变形监测和降雨量监测。其中深部变形监测点7个,地表变形监测点15个,深部与地表共用监测点3个,降雨量监测站一个。深部监测使用测斜仪,地表监测使用滑坡伸缩仪与全站仪相结合,深部、地表共用监测点使用SAA远程自动化监测仪,雨量监测使用远程自动化雨量传感器(见图7和图8)。

图7 SAA远程自动化监测仪

2.3.2 成果分析

根据雨量数据统计分析,2018年自2月1起至11月12日。累计降雨量为956 mm;SAA水平位移监测数,据显示最大位移为ZK25-第六节点,位移量为1.89 mm。本年度降雨较少,各监测点变化较小,各项监测数据均无超出控制值范围的情况。

综合分析深部监测曲线图9和图10可知,“测斜SB17监测曲线图”在深度17.5 m附近开始向地表有趋于同一个方向位移量逐渐增大的趋势,参照附近开挖的4号浅井,在17.5 m附近揭露到滑动面,说明HPa滑坡的块体3在监测期间处于蠕动变形状态,监测出现起始滑动的位置与浅井揭露的滑动面位置基本吻合。HPb滑坡在监测期间,数值变化看不出滑坡变形起始位置,且变形无规律,无法判断滑动面的位置。

图9 测斜SB17监测曲线图(2018.7.18-2018.9.16)

3 古西滑坡发育特征

3.1 滑坡HPa

HPa滑坡为老滑坡,整个老滑坡平面形态整体呈长舌状(前窄后宽),台阶错落明显,地形上前缘较陡,后缘平缓。由于滑块间的差异性运动,部分坡面弧状、横向拉张裂缝或纵向剪裂缝较发育,裂缝形成时间跨度较大。整个滑坡纵向长约370 m,横向宽约420 m,面积约151 546 m2,滑体厚度一般5～29 m,平均厚度17 m,总体积约257万 m3。根据HPa滑坡上滑块滑动速度的差异性,将其分为3个块体,编号分别为块体1、块体2和块体3,各块体的发育特征如下。

3.1.1 块体1

块体1纵向长约370 m,横向宽约150 m,面积约55 600 m2,块体厚度一般10～26 m,平均厚度18 m,块体体积约1 000 800 m3,位于HPa滑坡东南侧。块体1的变形特征比较明显,在块体的北西边界、南东边界及后缘均见新近形成的变形裂缝。自2000年开始,块体1裂缝发育较为频繁,变形持续时间长、速率较快。

3.1.2 块体2

块体2纵向长约370 m,横向宽约80 m,面积约34 477 m2,厚约5～29 m,平均厚度17 m,体积约586 109 m3,位于HPa滑坡中部。块体2后缘附近发育痕迹较陈旧的多级弧状滑坡错落台阶,被柚子等经济作物覆盖,错落台阶出现时间不详。据村民反映,块体2上建(构)筑物(民居)未见明显变形迹象。结合块体2的微地貌特征、民居结构现状,可判断块体2状态较稳定。

3.1.3 块体3

块体3纵向长约370 m,横向宽约190 m,面积约61 469 m2,厚约7～25 m,平均厚度16 m,块体体积约983 504 m3,位于HPa滑坡北西边界至中部附近。块体3的滑动变形较为强烈,对地表建筑造成严重破坏,在块体北西、南东边界及南西侧后缘,均存在大量变形破坏痕迹。裂缝发育密集,且块体前缘出现较为明显的鼓胀裂缝。块体3的后缘靠右边界,在2000年发生滑动,形成高3 m的错落坎,发育多条横向拉张裂缝,块体右边界出现一条长约300 m的剪切裂缝,从后缘延伸至古西小学附近。截止到2018年调查时,仅剩局部地段有裂缝痕迹残留。

根据块体3的变形破坏特征,其先后发生过多次滑动,变形程度较块体1更为剧烈,推测前缘坡脚鼓胀区域和新的滑动破裂面已经彻底贯通,该滑块长期处于蠕滑-拉裂状态[6]。

3.2 滑坡HPb

HPb滑坡为老滑坡,整个滑坡平呈长舌状,纵向长约325 m,横向宽约266 m,面积约77 303 m2,厚度5～26 m,平均厚度15.5 m,总体积约120万 m3。滑坡前缘地形狭小、后缘宽阔,地形前陡后缓,错落台阶发育,部分地段还保留有弧状台坎,地表未发现有新近裂缝,老裂缝已遭受不同程度的破坏,难以调查、描述,根据走访调查,多年以来该滑坡未见明显的滑动变形,处于当前稳定状态。在滑坡的南西侧边界,靠后缘地段出现了一处地面塌陷,地面塌陷的规模较小,分析塌陷是沿老滑坡的后壁裂缝发生的塌陷,塌陷造成耕地破坏,柚子树等经济作物倾伏。根据滑坡体房屋及构筑物(乡道)的变形特征,和大块(漂)石的运移迹象,自1879年至今,HPb滑坡未发生过再次滑动,基本处于稳定状态[7]。

4 滑坡成因机制分析

从滑坡所处的地质环境条件、发生时间、诱发因素及变形规律,分析滑坡形成的因素主要有:地形地貌、地层岩性、坡体结构、气象与水文条件、人类工程活动等。

滑坡体以坡积层、残积层和全风化岩为主。滑坡体上覆于与坡面倾向基本相同的强风化岩面之上。由于边坡中、上部分布较厚残坡积堆积体,残坡积堆积体中含较多块(漂)石或孤石,块(漂)石之间存在空洞,滚石与土体接触面在水流下渗流失作用下形成空隙面,为土体储水提供了较大空间;调查发现大部分滑坡的中部出现泉水和渗水现象,说明地下水在滑坡下游径流的过程中受阻而渗出地面,滑坡中上部土体长期处于饱和状态,有效重度降低,土体抗剪强度降低,出现下滑力大于抗滑力现象,滑坡后缘土体出现失稳向前挤压,形成推移破坏。因此,从整体上看滑坡群均属推移式滑坡。

推移式滑坡一般有四个发展阶段:初始形成阶段、滑动带扩张阶段、鼓胀阶段和破坏阶段。结合前文分析,滑坡HPa和HPb均处于第三阶段(鼓胀阶段)。滑动带继续向下扩展,剪应力极值仍然发生在裂缝尖端部位,应力集中范围向前缘扩大,并在前缘坡脚中积累,使坡脚出现鼓胀,坡顶出现明显的下沉,形成后缘台阶,各滑坡的破坏模型分析示意图见图11～图13。

图11 HPa区块3滑坡破坏模型分析示意图

图12 HPa滑坡区块1破坏模型分析示意图

图13 HPb滑坡破坏模型分析示意图

5 滑坡稳定性评价

根据勘查区岩土体结构特征,工程地质、水文地质条件及滑坡变形失稳模式,滑坡稳定性定量评价计算模型采用剩余推力传递法,基于理正岩土边坡综合治理系统软件,计算“自重+地下水”工况条件下,选用Ⅰ-Ⅰ′、Ⅱ-Ⅱ′、Ⅲ-Ⅲ′、Ⅵ-Ⅵ′、Ⅶ-Ⅶ′、Ⅷ-Ⅷ′、Ⅸ-Ⅸ′、Ⅹ-Ⅹ′和Ⅺ-Ⅺ′剖面对滑坡的稳定性进行分析计算。边坡稳定性计算结果(仅列出各种条件下的最小安全系数值)。

由表2可知,滑坡HPa块体1的三条剖面线(Ⅸ-Ⅸ′、Ⅹ-Ⅹ′、Ⅺ-Ⅺ′),最小安全系数Kmin为0.985～0.992,剖面线所在的边坡均处于不稳定状态。滑坡HPa块体3的三条剖面线(Ⅵ-Ⅵ′、Ⅶ-Ⅶ′、Ⅷ-Ⅷ′),最小安全系数Kmin为0.979～1.015,剖面线所在的边坡处于不稳定～欠稳定状态。滑坡HPb的三条剖面线(Ⅰ-Ⅰ′、Ⅱ-Ⅱ′、Ⅲ-Ⅲ′),最小安全系数Kmin为1.062～1.121,剖面线所在的边坡均处于基本稳定状态。