岳西山區片麻巖質邊坡穩定性淺析

吳興付，程宏超，康　佳

（安徽省地質環境監測總站，安徽合肥230001）

岳西山區片麻巖質邊坡穩定性淺析

吳興付*，程宏超，康佳

（安徽省地質環境監測總站，安徽合肥230001）

通過對岳西山區片麻巖巖性特征、邊坡結構類型、結構組合體特征的論述，從坡高、坡度、孕災類型等對單層結構和多層結構的邊坡穩定性進行了分析、探討，歸納出天然狀態下岳西山區片麻巖質邊坡穩定性差別參考坡度值，以期對今后地質災害調查、評價、監測工作提供參考依據。

穩定性；邊坡；片麻巖；岳西山區

岳西縣是革命老區，地處安徽省西部的大別山腹地，地質環境條件脆弱，崩塌、滑坡發育，是安徽省地質災害發生頻率最高的地區之一［1—3］；國土面積2398km2，全縣人口41萬人，人口密度約166人/km2，人口自然增長率5.53‰［4］。

1　自然地理

岳西縣境內多山地、丘陵，西北地勢居高，海拔1000m以上的山峰有69座，最高峰為天鵝尖，海拔1755m，最低處位于菖蒲鎮的袁家渡，海拔90m。丘陵占全縣面積的12.0%，海拔標高135～494m，切割深度不大于200m；為構造侵蝕剝蝕成因類型。山地占全縣面積的86.3%，海拔標高500～1250m，切割深度200～800m；為構造侵蝕成因類型［1—4］。

岳西縣屬北亞熱帶季風濕潤氣候區。多年平均降水量1520.5mm；降水主要集中在每年的3～9月份，占全年降水的81%；6、7月份是暴雨的發育期，占全年降水的33%～40%［1—5］。

2　片麻巖巖性特征

縣域地層隸屬華南地層大區南秦嶺—大別山地層區桐柏—大別山地層分區，廣泛出露一套大別造山帶核部的深變質巖地層，包括上太古界的大別山巖群、下元古界的蒲河雜巖和宿松巖群、上元古界震旦系的佛子嶺巖群［6］。

晉寧—加里東期變形變質巖占縣域面積的一半以上，主要分布于中部的廣大地區及西中部、東北部、西北部和菖蒲等地。這類片麻狀巖石大多為古老侵入體，后經變形變質作用形成假層狀地質體。各類片麻體均經受了深層剪切流變和角閃巖相變質，具明顯強、弱變形分帶特征。強變形帶中，巖石具強片麻狀、條狀、條帶狀構造，細粒鱗片粒狀變晶結構，糜棱結構［7］。

岳西山區的花崗、二長質片麻巖，強—中風化巖石干燥抗壓強度3.9～7.2MPa，飽和抗壓強度1.4～2.4MPa，軟化系數為0.35～0.38，彈性模量（0.34～0.38）×104MPa，泊松比0.37～0.38，凝聚力0.044～0.051MPa，內摩擦角47.6°～50.3°；全風化巖層壓縮系數0.22～0.74MPa-1，壓縮模量2.42～8.49MPa，凝聚力6.4～40.3kPa，內摩擦角14.7°～27.7°。全風化巖石，按風化程度差異有：粉質粘土、粉土、中砂、粗砂及圓（角）礫，其中粉質粘土粒徑多在0.075～0.005mm之間，c值介于8～58kPa之間，φ值介于13.3°～33.5°之間，飽和c值介于9～11kPa，飽和φ值介于14.5°～17.3°之間，液限介于34.8%～35.7%。巖體風化層厚3～10m［8］。

3　邊坡體結構分類

岳西縣境內邊坡失穩發生的滑坡、崩塌坡高均分布在200m（相對標高）以內。綜合分析地形起伏程度和人類工程活動強烈綜合因素，與人類工程經濟活動相關的邊坡高度，可進一步分為：＜5m、5～10m、10～15m、15～20m四個區間。

斜坡的坡度越大，臨空的危勢和局部應力較集中，斜坡容易產生變形破壞。根據斜坡坡度，可把斜坡分為陡崖（坡度≥60°）、陡坡（60°～25°）、緩坡（25°～10°）和平臺（坡度≤10°）4種坡型［9］。

依據岳西縣邊坡組合結構的表現形式，可將其分為2大類：單一結構邊坡和多層結構邊坡。

單一結構邊坡大致有：①中—微風化邊坡；②全風化邊坡；③強風化邊坡；④殘坡積邊坡。

多層結構邊坡大致可分為：①殘坡積與中（弱）風化形成的二元結構邊坡；②殘坡積與全強風化形成的二元結構邊坡；③全（殘坡積）、強、中風化形成的多元結構邊坡。

風化程度差異構成軟弱結構面的二元結構體是主要的人工切坡，其次為節理裂隙發育構成軟弱結構面的單一結構體，地層界面（土/巖）構成的二元結構體軟弱結構面的人工切坡體較少。

4　邊坡穩定性分析

4.1邊坡穩定性判別的主要要素

根據岳西山區典型邊坡失穩統計歸納（見表1）［4］，綜合對坡體穩定性影響的各個要素，分析、評價孕育崩塌、滑坡地質災害的邊坡載體特征，其穩定性分析、評價應主要依據坡體巖性、坡體結構類型、風化程度、坡高、坡度等［10］。

表1　典型點野外調查特征表

從坡高來看，岳西山區所研究邊坡主要集中在20m以下，依據人類工程技術水平大致可分為：小于5m、5～10m、10～15m、15～20m四個區間。

從坡度來看，崩塌、滑坡發生的坡度30°～80°不等，崩塌發生的主要坡度區間為45°～80°；滑坡發生的主要坡度區間為40°～65°。

風化程度多由于節理裂隙的發育程度而差異明顯，全風化—中風化不等。

4.2邊坡穩定性判別分析［11—12］

4.2.1單層結構

4.2.1.1全風化邊坡

全風化邊坡是易發生災害的類型。風化作用減少了巖石中長石等原生礦物，增加了粘土礦物等新生礦物，增大了易于變形的可能性，同時由于風化作用，使巖石各顆粒間的聯結力遭到破壞，導致巖石結構發生變化，使巖石的完整性遭到破壞，強度大幅度降低，影響整個邊坡的穩定性，導致邊坡在相對較小的邊坡坡率下失穩。全風化邊坡形成的災害主要以滑坡為主。全風化片麻巖快剪c值分布在8～58kPa之間，φ值分布在13.3°～33.5°之間，飽和快剪c值分布在5～11kPa之間，φ值分布在13.7°～29.8°之間。

4.2.1.2殘坡積邊坡

坡積物組成物質顆粒混雜，土質不均勻，厚度變化大，尤其新近堆積的坡積物，土質疏松，壓縮性高。此類邊坡在岳西也比較常見。殘坡積邊坡的c值介于14～60kPa之間，φ值介于14°～29.9°之間，較全風化邊坡稍大，故其臨界坡度也略大于全風化邊坡。

4.2.1.3強風化邊坡

強風化邊坡是岳西比較常見的邊坡類型，占研究總數的60%以上。節理裂隙的發育程度成為控制邊坡穩定的重要因素。節理裂隙中有泥質夾層，是原巖風化之前部分張開的節理裂隙中有泥質或其他充填物，這些充填物與原巖相比，物理力學性質弱，形成對周圍巖體相對薄弱的夾層，當邊坡在重力作用下產生滑動趨勢時，軟弱夾層就起到軟弱結構面的作用，造成邊坡失穩。

泥質夾層粒徑在0.075～0.005mm之間占60.1%，粘粒含量較高；強風化層的粒徑主要分布在10～2mm，占63.1%，泥質夾層顆粒較細，在降雨的條件下易于形成相對隔水層，使上部巖體自重增加；泥質夾層的粘聚力和內摩擦角均大于強風化層。遇水情況下，強度會迅速降低，軟化，形成軟弱結構面，促使災害發生。

4.2.1.4中—微風化邊坡

多是人工開挖形成的高陡切坡，巖體產生卸荷松動，形成卸荷裂隙，加之振動使裂隙等結構面進一步發展，巖體更加破碎。邊坡是否穩定取決于裂隙的發育程度及巖體破碎程度。

4.2.2多層結構

4.2.2.1殘坡積與中—微風化邊坡

殘坡積層與中—微風化巖體物理力學性質差異大，邊坡滑動主要是上部殘坡積層沿殘坡積與基巖接觸面滑動，此接觸面即軟弱結構面，如果接觸面的傾向與坡向一致，上部殘積層在飽和狀態下就易于沿接觸面滑動，造成邊坡失穩，如果接觸面傾向與坡向相反則是比較穩定的。

4.2.2.2殘坡積與全強風化邊坡

殘坡積層物理力學參數與全風化層略有差異，但與強風化層相差較大，強風化層類似砂狀，透水性好。殘坡積層和全風化層厚度一般不大（0.5～2m），植被覆蓋較好，植物根系對巖土體起到錨固作用，上覆巖土層相對較穩定，最先破壞的是下面的強風化層，強風化層在裂隙面等結構面的控制下最先剝落、掏空，形成臨空面，隨著臨空面的的擴大，上覆巖土層在失去支撐的條件下易于墜落、甚至滑動，產生退坡。另一方面上部殘坡積層和全風化層在雨水作用下自重增加，對下部強風化層產生的豎向荷載增大，也加劇了強風化層的破壞。

強風化層物理力學性質較差，邊坡的破壞也取決于強風化層的穩定程度。此類邊坡軟弱結構面介于全風化和強風化之間，如果強風化層節理裂隙發育或者存在泥質夾層，這些結構面也可以構成軟弱結構面，加速邊坡破壞。

4.2.2.3全強中風化邊坡

全風化層多為粉質粘土，強風化層多為細砂或砂礫。全風化層厚度不大（0.5～2m），上部植物根系對其有一定的加固作用，相對較穩定，下部中風化層性質也比較穩定。中部的強風化層似砂狀，物理力學性質差，最先破壞，形成臨空面，隨著臨空面加劇，坡體逐漸產生剝落，直至破壞。

4.2.2.4全強風化邊坡

分布較廣泛，全風化層多為粉質粘土，強風化層多為細砂或砂礫。全風化層厚度不大（0.5～2m），上部植物根系對其有一定的加固作用，相對較穩定。下部的強風化層最先破壞，形成臨空面，隨著臨空面加劇，坡體逐漸產生剝落，直至破壞。此類邊坡的軟弱結構面介于全風化層和強風化層之間。

4.3岳西山區邊坡穩定性判別參數總結

把上述的統計分析進行歸納，天然狀態下，岳西山區典型性崩塌、滑坡孕育邊坡的穩定性判別參考值見表2。在表2的基礎上，結合試驗取得各種巖性的軟化系數、飽和前后的c值和φ值比值，可以推測飽和狀態下邊坡的穩定性判別參考值；其中，變質巖新鮮基巖取值0.74，中—微風化層取值0.63，強風化層取值0.49，全風化層取值0.36。

表2　天然狀態下邊坡失穩坡度判別參考值表

5　結論

（1）按風化程度劃分，將斜坡分為中（弱）風化邊坡、強風化邊坡、全風化邊坡；按斜坡結構類型將斜坡分為了單層結構和多層結構斜坡，單層結構包括中（弱）風化邊坡、強風化邊坡、全風化邊坡和殘坡積邊坡；多層結構包括殘坡積+中（弱）風化邊坡、殘坡積+全強風化邊坡、全強中風化邊坡。

（2）全風化邊坡失穩的主要原因是：巖石各顆粒間的聯結力遭到破壞，導致巖石結構發生變化，使巖石的完整性遭到破壞，強度大幅度降低，影響整個邊坡的穩定性，導致邊坡在相對較小的邊坡坡率下失穩；強風化邊坡失穩主要原因是受節理裂隙等結構面控制，一些節理裂隙填充有泥質夾層，更加劇了邊坡的失穩；中—弱風化邊坡失穩主要是巖塊掉落，主要受節理裂隙發育程度控制。

（3）初步對岳西山區崩塌、滑坡地質災害孕災機理進行了分析、歸納，得出了天然狀態下的孕災邊坡坡度判別參考值，為今后岳西山區及類似地區開展崩塌、滑坡地質災害調查和研究工作提供了參照依據。

［1］丁海亮，魏路，祝愿，等.1/5萬岳西縣地質災害詳細調查報告［R］.安徽省地質環境監測總站，2013.

［2］岳西縣國土資源局.岳西縣地質災害防治規劃［R］.2007.

［3］安徽省國土資源廳.安徽省地質環境公報（2013年度）［R］.2014：3-6.

［4］吳興付，程宏超，康佳，等.岳西山區崩塌、滑坡地質災害孕災機理調查與評價［R］.安徽省地質環境監測總站，2014.

［5］安徽省地質礦產勘查局326地質隊.岳西縣2014年汛前地質災害調查報告［R］.2014：4-6.

［6］安徽省地質礦產局.安徽省區域地質志［M］.地質出版社，1987：5-8.

［7］李玉發，姜立富.全國地層多重劃分對比研究安徽省巖石地層［M］.中國地質大學出版社，1997：3-6.

［8］安慶地質勘察公司.安徽省岳西縣地質災害調查與區劃報告［R］.2005：20-23.

［9］國土資源部.縣市地質災害調查與區劃基本要求實施細則（修訂稿）［R］.2006：28-30.

［10］王清，蔣惠忠，唐大雄.閩南三角地區花崗巖殘積土及其工程地質特性的研究［J］.福建地質，1990（2）.

［11］宋桂龍，裴大偉，孟強，等.邊坡分類體系及其與穩定性關系探討［C］//全國公路生態綠化理論與技術研討會論文集，2009：79-86.

［12］姚元峰，馬鳳萍.風化花崗巖邊坡穩定性分析［J］.中小企業管理與科技，2012（1）：313-314.

P642

A

1004-5716（2016）08-0005-04

2015-08-08

2015-08-12

吳興付（1977-），男（漢族），安徽利辛人，高級工程師，現從事水文地質、工程地質、環境地質勘查、評價、研究工作。