烏東德庫區小汊頭紅層滑坡形成機制研究

劉 敬 民,高 陽 陽,鄧 建 輝,葉 成 林,彭 正

(1.四川大學 水利水電學院,四川 成都 610065; 2.四川大學 水力學與山區河流開發保護國家重點實驗室,四川 成都 610065; 3.中國三峽建工(集團)有限公司,四川 成都 610095; 4.長江三峽勘測研究院有限公司(武漢),湖北 武漢 430074)

0 引 言

中國紅層區域可劃分為以川滇紅層為主的西南地區紅層、以甘肅紅層為主的西北地區紅層、中南、東南地區紅層和以西藏紅層為主的其他地區紅層[1]。作為川滇紅層重要組成部分的金沙江下游庫區紅層,因金沙江下游梯級電站的興建而得到研究人員的重視。由于紅層地區工程性質較為特殊,往往是滑坡等地質災害的高發區[2],烏東德庫區具有紅層滑坡密集發育的特點,且與歷史上一次大型滑坡堵江事件有關,因此對這類滑坡的研究顯得尤為重要。

紅層巖體親水性較強,遇水后易產生滲流、軟化、崩解等工程地質問題[3-6]。紅層滑坡的誘發因素通常為降雨或庫水位變動[7-9],其特殊的水巖作用與巖體類別、結構以及黏土礦物等親水性礦物的含量密切相關[10-13]。其中含膏紅層軟巖的溶蝕特性受到廣泛關注[14-16],這類紅層遇水后石膏大量溶解,導致巖體內的礦物流失,孔隙度變大,滲透性能增強,在酸性環境下溶蝕現象更為顯著。

一些學者重點對降雨作用下順層緩傾角紅層滑坡的形成模式和失穩機制進行了研究。張倬元等[17]首次提出了平推式滑坡的概念,經過大量研究調查發現其主要發生在平緩層狀斜坡中,主要變形機制有滑移-壓制拉裂和塑流-拉裂兩種模式;李保雄等[18]系統地分析了中國西北部紅層軟巖滑坡變形與滑動面貫通機制,滑坡先后經歷蠕變、滑動、失穩劇滑和固結壓密階段;白永健等[19]采用現場調查地質分析與離心機模型試驗相結合的方法,分析了降雨作用下紅層滑坡災變演化過程,認為巖體的損傷破壞與水軟化效應相耦合的作用是導致紅層邊坡失穩的關鍵因素。李江[20]、鐘傳貴[21]等對川東地區緩傾角紅層滑坡成因機制進行了研究,認為在滑坡后緣裂縫充水后形成的靜水壓力與底滑面揚壓力共同作用下,滑帶土逐漸軟化并最終導致滑體沿砂泥巖層面滑出。但針對堰塞堵江水位變動作用下,紅層砂泥巖互層狀滑坡的水巖作用機制與變形破壞模式相結合的研究甚少,且揭示程度不夠深入和完善。

本文以烏東德庫區小汊頭滑坡為例,在現場地質調查的基礎上,開展紅層水巖作用特征的研究,并對流固耦合作用下紅層滑坡失穩機制進行分析,研究成果有助于庫區地質災害防治,對保障庫區安全平穩運行具有重要意義。

1 小汊頭滑坡概況

小汊頭滑坡位于烏東德庫區金沙江右岸,距上游的江邊鄉約 13.6 km,距下游的罵拉莫村約2 km?；伦笥覂蓚瓤梢姏_溝,滑坡前后緣高程分別為920 m和1 300 m,前緣至后緣寬度自300 m至570 m,其平面面積約為0.29 km2,體積約為2 400萬 m3,中部相對前后緣較厚(見圖1)?；瑓^形貌總體呈上緩下陡的趨勢,平均坡度為26°～40°。

圖1 小汊頭滑坡全貌Fig.1 Landscape of the Xiaochatou landslide

滑體主要分為三級平臺,前緣內側存在條帶狀分布的洼狀地形,中部平臺寬約30 m,后緣存在高達30 m 的近直立陡坎。滑體物質成分復雜,表層土中夾雜部分石膏碎屑,中部以厚層狀塊石為主,底部多為碎塊石土,下伏基巖為白堊系馬頭山組及江底河組砂巖、粉砂巖及粉砂質泥巖,其中江底河組含石膏透鏡體,巖層傾向北東,傾角一般10°～16°。

2 紅層巖土體水巖作用特征

小汊頭滑坡采取的紅層巖(土)試樣來自滑坡前緣左側邊界處的基巖裸露面上,取樣點高程為970 m,包括礫巖、砂巖、泥巖、鈣質膠結物、卵石層下部土樣,其中XCT-1、XCT-2和XCT-3分別為完整的礫巖、砂巖和泥巖;XCT-4為溶蝕后的砂巖;XCT-5和XCT-6為節理間鈣質沉淀物;XCT-7為卵石層下部土樣(見圖2)。所取的完整礫巖與砂巖制成Φ50 mm×100 mm的圓柱試樣,泥巖試樣制成Φ25 mm×50 mm 的圓柱試樣。針對紅層巖土體遇水易崩解、溶蝕、軟化的特點,XCT-1和XCT-2巖樣用于浸泡在去離子水中的溶解試驗,泥巖用于干濕循環下的波速測試,研究紅層巖土體水巖作用下物質成分、微觀結構以及巖石強度的演變過程。

圖2 紅層滑坡巖樣Fig.2 Red bed landslide samples

2.1 礦物分析與礦物鑒定

通過X射線衍射儀(XRD)得到所取紅層巖(土)樣的礦物成分及占比情況見表1。其中XCT-1、XCT-2的巖樣磨片在偏光顯微鏡下的照片如圖3所示,巖樣的鑒定結果如下:

表1 紅層巖樣X射線衍射分析礦物成分Tab.1 Mineral composition of red-bed rock samples by XRD %

圖3 巖樣的偏光顯微鏡照片Fig.3 Polarizing microscope photos of rock samples

巖樣XCT-1為鈣質砂質復成分礫巖,巖石由大量礫石,混雜填隙物組成。礫石多呈圓狀、次圓狀,磨圓度較好,粒度相差較大,在2～50 mm之間不等,成分復雜,類型為(變質)砂巖礫石、石英片巖礫石、白云巖礫石、安山-玄武巖礫石等。填隙物呈充填狀分布在礫石顆粒之間,成分主要為巖屑、石英、長石、鈣質及鐵-泥質。其中,巖屑,粒度多在0.15～2.00 mm之間,成分與礫石相近;石英、長石,粒度多在0.05～1.00 mm之間,石英多潔凈,長石因蝕變存在較渾濁;鈣質,粒狀,粒度多在0.60 mm以下不等,具高級白干涉色,經茜素紅試劑染色變紅,為方解石。鐵-泥質,呈塵狀,紅褐色,混雜在巖屑等砂質成分之間。

巖樣XCT-2為細粒鈣質長石石英砂巖,巖石由大量碎屑、混雜少量填隙物組成。整體分布具有定向性。其中,碎屑,多呈棱角狀-次棱角狀,粒度多在 0.05～0.20 mm 之間,磨圓度差,分選性好。顆粒之間多呈線-點狀接觸。碎屑主要為石英,少見長石、云母,微量綠泥石。其中,石英,無色,表面因不發育蝕變較潔凈;長石,雙晶特征發育,堿性長石、斜長石均可見,表面多因蝕變存在較渾濁;云母,黑云母、白云母均可見,夾雜在長英質顆粒之間,分布具定向性;綠泥石,綠色-淡綠色,干涉色多被自身顏色所掩蓋或呈異常干涉色。填隙物呈充填狀分布在碎屑顆粒之間,成分主要為鈣質,微量硅質、鐵-泥質。其中,鈣質,具高級白干涉色,滴加稀鹽酸起泡劇烈,為方解石;硅質,細小米粒狀;鐵-泥質,黃褐色-黑褐色、紅褐色,鐵質多呈粒狀。

2.2 浸水溶解試驗

2.2.1浸水過程溶液離子濃度變化特征

取礫巖、砂巖的圓柱體標準樣各5個置于空桶內,注入去離子水1 000 mL沒過試樣。按照7,14,21,28 d的間隔取10 mL浸泡液上層清液,通過電感耦合等離子體發射光譜儀(ICP)與離子色譜儀(IC)分別對溶液中所溶解的陽離子與陰離子的類型進行判定,并定量分析其濃度大小。

由圖4可見,礫巖浸泡液中SO42-的濃度最大,陽離子中濃度最大的是Na+,其次是Ca2+;SO42-的離子濃度增幅最快,其次是Ca2+、Na+,其他離子濃度增幅不大。砂巖浸泡液中SO42-的濃度最大,陽離子中濃度最大的是Ca2+,其次是Na+、Mg2+;SO42-的離子濃度增幅最快,其次是Ca2+、Na+,其他離子濃度增幅不明顯。

圖4 巖樣浸水后離子濃度隨時間變化曲線Fig.4 Variation curve of ion concentration with time after immersion of rock samples

根據礦物分析結果,礫巖和砂巖中含有的可溶性礦物主要為石膏、鈣質膠結物和綠泥石。去離子水中溶解產生的Ca2+、SO42-濃度較高,由此可見石膏為主要的溶解礦物。石膏是一種鹽湖沉積相的可溶性鹽巖,其化學方程式為CaSO4·2H2O,為單斜晶系礦物,晶體形態多呈板狀、致密塊狀或纖維狀,在紅色砂巖、頁巖中較為常見[22]。石膏的水解反應為

(1)

庫區紅層巖體中含有的石膏溶于地下水中,通過水的流動匯集于巖體的裂縫之中,隨著溶液濃度的不斷增加,達到溶解平衡后石膏以晶體形式析出,常附著在巖體表面或填充巖體間裂縫(見圖5(a)),導致原有巖體的石膏礦物成分流失,紅層巖體結構被破壞,形成部分溶蝕孔洞(見圖5(b)),孔隙度變大,滲透性能進一步增強。

2.2.2浸水前后微觀結構特征

圖6和圖7分別為礫巖和砂巖浸水前后微觀結構圖。由圖6(a)可見巖樣表面有大量的纖維狀、長條狀石膏膠結體,分布較為均勻;從圖6(c)能夠明顯觀察到蜂窩狀綠泥石,其單晶形態呈薄六角葉片狀或板狀,呈孔隙襯墊結構。觀察浸水前的微觀形態,可見晶體多呈塊狀、板狀結構,晶面較為光滑、平整,結構間接觸較為緊密,完整性較好,附著少量黏土礦物,沒有明顯的溶蝕破壞現象。由圖6(b)和(d)可見浸水后巖樣微觀形態,受到水流的溶蝕作用,塊體被溶蝕切割成較小的形態,表面的“刀砍狀”溶痕明顯,完整性較差。石膏、綠泥石等可溶性礦物被溶蝕水解,形成大量溶蝕孔洞,增大了與水的接觸面積并向內部溶蝕,隨著其進一步發展,塊體之間的聯結力逐漸減弱,最終形成細小顆粒。

圖6 浸水前后礫巖不同放大倍數下SEM微觀結構Fig.6 SEM microstructure of conglomerate at different magnification before and after immersion

從圖7(a)和(c)可觀察到巖樣浸水前表面呈現階梯狀,且零星分布有石膏,晶體多呈板狀、長條狀結構,可見少量微小裂隙的存在。由圖7(b)和(d)可見浸水后巖樣微觀形態,由于水流的溶蝕沖刷作用,巖體內的可溶性礦物石膏溶于去離子水中,部分溶蝕孔洞形成。表面細小的顆?；騽兟浠蛉芙?結構面變得粗糙、松散,溶蝕后的結構呈片狀,微裂隙逐漸延伸拓寬。

2.3 泥巖干濕循環下波速測試

研究區位于金沙江干熱河谷地區,屬于低緯度高原季風氣候帶,全年氣溫普遍偏高,沿金沙江河道區域日照充沛,蒸發作用強,雨量集中,干濕季分明。針對庫區的該種氣候特點開展紅層巖體在干濕循環下的波速測試,研究泥巖在干濕循環條件下的軟化特性。

取4塊泥巖試樣進行測試,用去離子水浸泡的紅層軟巖,重點測試了每次干濕循環過程后試樣的波速,在反復的浸水與失水環境下,泥巖表面逐漸生成微裂紋,表面有部分薄層脫落,水更易進入巖石使其礦物水化造成內部結構的破壞。圖8試驗結果表明,在多次干濕循環后泥巖的結構被破壞,P波和S波波速明顯降低。在第1次干濕循環后,泥巖從干燥狀態下吸收了大量的水分,波速發生顯著降低。4次干濕循環過程中,泥巖縱波與橫波波速始終呈下降趨勢,且橫波波速損失比縱波大。波速與巖石其他物理力學性質有緊密聯系,波速的顯著下降能夠反映泥巖在干濕循環條件下的強度衰減特征[23]。

圖8 泥巖干濕循環過程中波速變化Fig.8 Variation trend of wave velocity with wetting-drying cycles of mudstone

2.4 水巖作用對邊坡穩定性的影響

庫區巖層以砂泥巖互層狀分布,在金沙江庫水的長期浸潤下,紅層巖體發生一系列物理化學作用,砂巖中可溶性礦物溶解流失巖體滲透性增強,地下水向坡內入滲匯集于泥巖表面。泥巖在多次飽水與干燥環境下軟化,其強度不斷降低并向坡外蠕滑,使得泥巖上部砂巖因壓制拉裂而破壞,在庫水位的變動下上述過程持續發生,最終導致邊坡失穩破壞。

3 小汊頭滑坡數值模擬

烏東德庫區存在連續分布的湖相沉積物,可見的湖相沉積物高程從908 m至1 038 m,說明歷史上庫區曾發生過大型滑坡堵江事件,在此背景下運用GeoStudio巖土工程數值分析軟件中SEEP/W和SIGMA/W兩個模塊,分析庫區古堰塞湖形成過程中滲流與應力耦合作用下的滑坡形成機制。

3.1 計算模型

根據小汊頭滑坡1-1′地質剖面圖建立滑前概化地質模型,滑坡整體上為厚層砂巖夾薄層泥巖狀產出,泥巖厚度約為1 m。全局網格采用三角形和四邊形單元,砂巖網格尺寸為15 m,泥巖網格尺寸為5 m,節點數為15 364,單元數為12 799,網格模型見圖9。

3.2 計算參數及邊界條件

在前人試驗數據的基礎上[24-25],綜合巖石力學參數手冊,并估計巖體的體積含水量函數和水力傳導函數,計算所采用的參數如表2所列。

表2 小汊頭滑坡計算參數Tab.2 Calculation parameters of Xiaochatou landslide

此次模擬中需設置滲流與應力兩個模塊的邊界條件。在SEEP/W模塊中,模型左側設置初始水位為900 m的定水頭邊界以及900～1 050 m的動水頭邊界,底部為零流量邊界;在SIGMA/W模塊中,設置邊坡模型兩側面采用水平方向位移為0的單向約束支座,底面采用水平及豎直方向位移為0的雙向約束支座。

3.3 計算步驟

首先計算穩態滲水面水位為900 m時的初始地下水位,模擬堰塞湖水位上升900～1 050 m,水位每上升50 m計算一次岸坡滲流場,得到邊坡體積含水量云圖;其次將滲流結果導入SIGMA/W中,所有材料模型均為線彈性并將初始地應力下的位移清零,對與水充分接觸的泥巖進行強度折減,軟化后的泥巖材料設為摩爾庫倫模型,計算泥巖軟化后的邊坡位移與應力云圖,裂縫設置為透水性極好、強度極低的摩爾庫倫模型。重復上述操作至水位上升到1 050 m。

3.4 計算結果

河流初始水位為900 m時邊坡體積含水量如圖10所示,模擬堰塞湖形成過程中水位自900 m上升至1 050 m,時步為15 d。

圖10 初始水位900 m體積含水量Fig.10 Volumetric water content at initial water level of 900 m

第5天水位升至950 m時,體積含水量分布如圖11所示,砂巖為透水層,泥巖為相對不透水層,水通過砂巖滲入坡內接觸并軟化部分薄層泥巖。將滲流計算的結果導入SIGMA/W中并不斷對被水浸潤的泥巖進行強度折減,當折減系數為1.6即C=62.5 kPa,φ=19.84°,E=625 MPa時,泥巖作為控滑層面與上部巖體有傾向坡外滑移趨勢(見圖12),泥巖上覆砂巖體內產生拉應力集中區(見圖13),拉應力大小約46.2～783.8 kPa,故在砂巖體內形成一條與滑移面近于垂直的上窄下寬的拉張裂縫(平均寬度約20 cm)。將計算結果導入瞬態滲流分析中發現水流大量匯集于拉張裂縫中(見圖14),進一步向坡內滲流軟化薄層泥巖。隨著水位的上升,上述變形過程循環反復的發生,拉張裂縫向上擴展至地面且逐漸偏向于最大主應力方向(大致平行坡面);第15天水位升至1 050 m,體積含水量分布如圖15所示,巖體有傾向坡外滑移的趨勢,拉應力區如圖16所示,拉應力大小約11.5～1 518.7 kPa,裂縫內充滿水(見圖17)。向坡內不斷發展的平緩滑移面與縱向拉張裂縫相貫通,邊坡形成階梯狀滑動面后失穩(見圖18)。

圖11 水位950 m體積含水量Fig.11 Volumetric water content at 950 m water level

圖12 水位950 m軟化泥巖后位移云圖Fig.12 Displacement cloud image after mudstone softening at 950 m water level

圖13 水位950 m拉應力區域Fig.13 Tensile stress zone at 950 m water level

圖14 水位950 m裂縫生成后體積含水量Fig.14 Volumetric water content after fracture generation at 950 m water level

圖15 水位1 050 m體積含水量Fig.15 Volumetric water content at 1050 m water level

圖16 水位1 050 m拉應力區域Fig.16 Tensile stress zone at 1 050 m water level

圖17 水位1 050 m裂縫生成后體積含水量Fig.17 Volumetric water content after fracture generation at 1 050 m water level

圖18 邊坡形成階梯狀滑動面后逐漸失穩Fig.18 The slope is failared after forming step-like sliding surface

4 小汊頭滑坡形成機制分析

庫區紅層滑坡整體上呈厚層砂巖夾薄層泥巖互層狀產出,砂巖底部局部含有礫巖,其中砂巖屬硬巖,泥巖屬于軟巖。砂巖中含有石膏等可溶性礦物,砂巖的滲透性能較好為透水層,而泥巖為不透水層,在古堰塞湖湖水的浸潤下砂巖中的石膏、黏土礦物、鈣質膠結物等溶解于水中,這些可溶性礦物隨著水的流動從巖石中被帶走,導致砂巖形成大量的溶蝕孔洞,滲透性能進一步增強,古堰塞湖水會通過砂巖透水層進一步滲入坡體內部,匯集于薄層泥巖上下層面。

泥巖含有大量黏土礦物,具有比表面大、親水性強等特性,呈明顯的塑性變形特征,與水作用后強度大幅降低。泥巖在上覆砂巖體的壓力作用下向坡前臨空方向產生緩慢的蠕變滑移,使得砂巖產生沿夾層的卸荷回彈,在滑移面的鎖固點或錯列點附近,因拉應力集中砂巖內部形成與滑移面近于垂直的拉張裂縫,并不斷向上擴展其方向逐漸與最大主應力趨于一致(大體平行于坡面),伴隨有局部滑移,屬壓致拉裂[24]。

拉張裂縫的形成有利于地表水的下滲,水流沿裂縫最終匯集于砂泥巖交界面,并向坡內進一步滲流,軟化泥巖并降低其強度,上部的砂巖拉裂面再次形成并不斷向上擴展至地面?；坪屠炎冃问怯尚逼聝溶浫踅Y構面處自下而上發展起來的。自下而上的臺階狀裂紋形成后,變形體便開始轉動,使得坡體前緣嵌合體先后被剪斷、壓碎,坡面略有隆起,待陡傾縱向裂縫與平緩滑移面構成貫通性階梯狀滑動面后,邊坡隨即失穩破壞。

5 結 論

(1) 烏東德庫區紅層的砂巖礫巖中含有石膏、綠泥石等可溶性礦物,巖樣浸水后溶解的離子多為SO42-、Ca2+和Na+,主要的溶蝕礦物為石膏。浸水后微觀形貌發生變化,易溶解生成孔洞,增加巖體滲透性。

(2) 泥巖在干濕循環條件下內部結構被破壞,完整性變差,波速顯著減小,能夠反映其強度衰減特征。

(3) 滑坡變形模式為緩傾角巖層的滑移-壓致拉裂,在該模式下泥巖作為控滑層面,使砂巖在變形過程中內部形成上窄下寬的裂縫并不斷向上擴展延伸,直至斜坡巖體發生失穩破壞。