馮 振，李 濱，賀 凱

(1.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所，北京100081;2.國土資源部新構(gòu)造運動與地質(zhì)災害重點實驗室，北京100081;3.長安大學地質(zhì)工程與測繪學院，西安710054)

1 近水平厚層高陡斜坡研究現(xiàn)狀

近水平厚層高陡斜坡巖層傾角小于10°，主要由厚層狀碎屑巖及碳酸鹽巖，如砂巖、灰?guī)r與白云巖等硬巖，以及黏土巖組成，具有軟硬相間或上硬下軟的結(jié)構(gòu)。近水平厚層高陡斜坡受褶皺作用不明顯，在構(gòu)造抬升的作用下分布高程較大，巖體內(nèi)部多發(fā)育相互近垂直的陡傾“X”型節(jié)理［1］。在重力和外力長期作用下，近水平厚層高陡斜坡發(fā)生漸進變形，沿陡傾節(jié)理形成高厚比較大的板狀或塔狀危巖，后續(xù)可能發(fā)展為崩塌或傾倒破壞，形成高陡斜坡或陡崖地形。

受地質(zhì)結(jié)構(gòu)的控制，近水平厚層高陡斜坡一般不易發(fā)生大規(guī)模整體滑動破壞，多以局部崩塌破壞為主［2］。國內(nèi)外許多專家學者對近水平厚層高陡斜坡失穩(wěn)模式進行了研究。張倬元等［3］在模型試驗和理論研究基礎上，結(jié)合大量地質(zhì)觀察資料，提出了巖體破壞機制的地質(zhì)力學模式，其中近水平層狀斜坡可能的破壞模式以平推式和轉(zhuǎn)動型滑坡為主。胡厚田［4］根據(jù)巖體受力狀態(tài)和初始運動形式，將巖質(zhì)崩塌發(fā)展模式分為傾倒式、滑移式、鼓脹式、拉裂式、錯斷式，對巖質(zhì)斜坡破壞模式的研究有重要的借鑒作用。在對意大利北部阿爾卑斯灰?guī)r山區(qū)地質(zhì)災害研究的基礎上，Poisel等［5～6］認為近水平厚層高陡斜坡由于下伏軟層的塑流擠出發(fā)生拉張形成塔狀、板狀危巖，后期以平面滑動、旋轉(zhuǎn)滑動或硬巖傾倒的模式發(fā)生破壞。長期的漸進變形過程中，近水平厚層高陡山體邊緣被大型陡傾構(gòu)造節(jié)理裂隙切割形成板狀、塔狀危巖體，沿著重心發(fā)生偏心傾倒，或沿層面滑移，當軟弱基座較厚時甚至發(fā)生旋轉(zhuǎn)破壞，其失穩(wěn)模式不僅與巖性和巖體結(jié)構(gòu)有關(guān)，更與結(jié)構(gòu)面的產(chǎn)狀及切割形成的巖體形態(tài)有關(guān)。

在近水平厚層高陡斜坡崩塌成因機制方面，Terzaghi［7］提出下伏軟巖的長期蠕變是上覆硬巖拉裂形成塔 (板)狀危巖的主要原因，軟巖逐漸碎裂化并發(fā)生塑性流動，并最終導致塔狀危巖崩塌傾倒的發(fā)生。張倬元等［3］、黃潤秋［8］提出了近水平層狀山體卸荷回彈下滑移拉裂或滑移壓致的破壞模式。Rohn等［9］對Sandling危巖和Raschberg危巖進行了調(diào)查分析，認為陡崖邊緣板狀危巖崩塌傾倒是下伏低滲透性軟巖的不排水剪切的結(jié)果。差異性風化在硬巖底部形成巖腔，是近水平厚層高陡斜坡塔狀危巖發(fā)生傾倒拉裂的主要原因之一［10～12］。

以上的這些研究成果，并不能完全反映山體的受力狀態(tài)、破壞機制、發(fā)展模式。近水平厚層高陡斜坡板狀、塔狀危巖破壞機制的研究，還沒有系統(tǒng)的研究成果，多是對單個案例的野外調(diào)查和定性描述。本文在總結(jié)前人研究和現(xiàn)場考察的基礎上，歸納了近水平厚層高陡斜坡崩塌破壞的6種模式，從力學機制上分析了板狀、塔狀巖體形成及破壞過程，并提出了相應的巖體結(jié)構(gòu)識別特征，為野外現(xiàn)場工程地質(zhì)識別與力學判據(jù)分析提供參考和依據(jù)。

2 近水平厚層高陡斜坡崩塌機制

本質(zhì)上來講，滑坡崩塌災害發(fā)生的原因是由于破裂面的貫通，近水平厚層高陡斜坡變形破壞是陡傾后壁與下部剪出口的貫通。后緣陡傾拉裂縫一般在卸荷作用下沿陡傾節(jié)理裂縫發(fā)育形成，不合理的人類工程活動則可能加速山體裂縫的發(fā)展。下部剪出破裂面則可能是近水平的軟弱夾層、下伏厚層軟巖或底部硬巖的壓剪破裂面，這與高陡山體的巖性組合及地質(zhì)結(jié)構(gòu)相關(guān)。本文從巖體受力狀態(tài)、變形破壞規(guī)律及裂隙結(jié)構(gòu)面的發(fā)展方面入手，將近水平厚層高陡斜坡崩塌歸納為以下6種地質(zhì)力學模式。

2.1 滑移-拉裂

近水平層狀巖體的滑移-拉裂和壓致-拉裂破壞是卸荷作用下產(chǎn)生的，在野外常能觀察到。巖性的差異使近水平厚層高陡斜坡在形成過程中產(chǎn)生差異性卸荷回彈，層面間發(fā)生剪切破裂，山體沿軟弱結(jié)構(gòu)面蠕變滑移。高陡斜坡應力分異表現(xiàn)為巖體徑向應力由坡內(nèi)向坡面、坡腳向坡頂?shù)膲簯u變?yōu)槔瓚?，因此在山體頂部張力帶形成陡傾張拉裂縫，在山體內(nèi)部形成與陡坡面近平行 (主應力方向)的壓致拉裂面。沿滑移面附近產(chǎn)生的壓致張拉裂縫，其形成機制與壓應力作用下的格里菲斯裂紋擴展規(guī)律類似。研究表明，壓應力作用下的格里菲斯裂紋端部張拉應力隨著裂紋的擴展不斷減小。所以，在表生改造階段［13］，自坡頂向下延伸的卸荷裂隙和自滑移面向上發(fā)育的壓致張拉裂縫的擴展范圍有限。后期在重力長期作用下，山體沿滑移面蠕滑變形，壓致張拉裂縫和卸荷裂縫間巖體形成的鎖固段應力不斷累積，最終發(fā)生脆性剪斷。

滑移-拉裂式崩塌是山體沿層面滑移，山體內(nèi)部與坡頂陡傾張拉裂縫逐漸擴展，最終貫通發(fā)生瞬時破壞的過程 (見圖1)，該破壞模式易發(fā)的近水平厚層高陡山體一般具有以下地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征:①巖性有較脆且堅硬的砂巖、灰?guī)r等組成，這是巖石發(fā)生壓致張拉破壞的必要因素;②硬巖中發(fā)育近水平且緩傾向臨空面的結(jié)構(gòu)面，或夾有相對較薄的緩傾坡外的軟弱夾層，沒有顯著的不均勻沉降和軟層擠出現(xiàn)象;③在發(fā)生整體瞬時失穩(wěn)前，坡腳由于巖體滑移壓致出現(xiàn)后傾轉(zhuǎn)動變形，后緣拉裂縫呈現(xiàn)不斷張開的趨勢;④野外可觀察到軟弱夾層或近水平結(jié)構(gòu)面的剪切滑移擦痕、滑移面附近岀露巖體蠕變松弛，在勘察平硐內(nèi)可觀察到陡傾節(jié)理裂隙拉開的現(xiàn)象等。

圖1 滑移-拉裂式崩塌模式 (據(jù)文獻［8］修改)Fig.1 Creep-tensile failure mode

2.2 塑流-拉裂

塑流-拉裂主要發(fā)生在軟弱基座體斜坡中［3］，下伏軟巖在上覆硬巖自重的長期作用下，產(chǎn)生塑性流動并向臨空方向擠出，導致上覆硬巖巖體拉裂解體。近水平厚層高陡斜坡在塑流- 拉裂下可以危巖體平面滑移［5，14］、旋轉(zhuǎn)滑移［15～17］、側(cè)向擴展［18～19］和傾倒［20］等模式發(fā)生破壞，這與山體的地質(zhì)結(jié)構(gòu)以及節(jié)理切割后危巖體的形態(tài)有關(guān)。例如，巖層緩傾向坡內(nèi)、陡傾構(gòu)造節(jié)理裂隙傾向臨空面時，硬巖拉裂形成的危巖體重心偏上，易形成旋轉(zhuǎn)型剪切滑移;當巖層緩傾向外時，在偏心作用下則更可能發(fā)生危巖傾倒 (見圖2)。無論哪一種破壞模式，都是從軟巖接觸面的硬巖拉裂破壞開始的，這是由于下伏軟巖的水平變形遠大于硬巖。

圖2 近水平厚層高陡山體塑流-拉裂破壞的地貌學演化過程［20］Fig.2 Morphoevoltionary model of creep-tensile failure of sub-horizonatal thick bedding mountains

望霞危巖位于三峽庫區(qū)巫山縣長江左岸，發(fā)育于橫石溪背斜軸部，陡坡坡向197°—205°，巖層產(chǎn)狀335°—340°∠3°—8°，緩傾向坡內(nèi)［21］。2010年8月發(fā)生大規(guī)模崩塌，崩塌體高約70 m，寬約80 m，厚10～15 m，呈棱柱狀 (見圖3)。崩塌體上部為由薄—中厚層燧石灰?guī)r，灰?guī)r中發(fā)育一對間距較大的陡傾“X”卸荷節(jié)理裂隙，兩組節(jié)理均傾向臨空面，將巖體切割成板狀和柱狀?；?guī)r下伏厚度約14 m的軟弱薄層狀炭質(zhì)頁巖、粉砂巖及黏土巖。下部軟巖基座由于側(cè)向臨空，在上覆硬巖自重長期作用下表現(xiàn)為不均勻沉降的特點，加上巖溶作用及地下采空的作用，沿構(gòu)造節(jié)理發(fā)育形成貫通性的陡傾裂縫，形成孤立的板狀或塔狀危巖體?，F(xiàn)場調(diào)查發(fā)現(xiàn)，軟巖基座具有鼓脹擠出變形的特征，危巖體沿軟弱巖體發(fā)生旋轉(zhuǎn)剪切破壞，剪出破裂面呈圓弧形。監(jiān)測數(shù)據(jù)顯示望霞危巖以沉陷變形及后傾為主。與望霞危巖破壞類似的有 Nattai North 崩塌［22］、Sandling 崩塌［23］等。

發(fā)生塑流-拉裂式崩塌的近水平厚層高陡斜坡具有以下特征:①上覆陡崖為強度較大的硬巖 (碳酸鹽巖、砂巖)，下伏厚度較大的軟巖或軟弱互層巖層 (泥巖、泥巖砂巖互層)，差異性風化作用下表現(xiàn)為上陡下緩的地貌特征;②上覆巖層為近水平較完整的硬巖，巖體中多發(fā)育陡傾節(jié)理;下伏軟弱巖層或軟硬互層巖層呈薄層近水平狀;③剪出口發(fā)育于下伏軟弱巖層中，呈圓弧形或圈椅狀，為軟弱巖層在無側(cè)限壓縮情況下剪切破壞形成;硬巖中破裂面一般沿巖體中既有構(gòu)造節(jié)理發(fā)育而成，陡傾節(jié)理裂隙傾向臨空面;④山體早期變形表現(xiàn)為下伏軟巖的壓裂鼓脹、塑流擠出破壞，上部硬巖的緩慢沉降及后傾變形。

2.3 傾倒-拉裂

孤立的柱狀危巖體在灰?guī)r山區(qū)或海岸帶很常見，巖性較硬，垂直方向上穩(wěn)定性較好，在斷面上具有高而長的特點［24］(見圖4)。當坡腳由于地下開采或掏蝕沖刷，支撐力減弱，直立的不穩(wěn)定巖體不斷向臨空方向傾倒。當巖體重心偏離到一定程度，或在地震等水平力作用下，危巖體根部內(nèi)側(cè)最大張拉應力超過巖體強度發(fā)生拉裂折斷，形成傾倒崩塌。

圖3 望霞危巖的旋轉(zhuǎn)剪切Fig.3 Rotational failure of Wangxia cliff

圖4 易于發(fā)生傾倒-拉裂的紅砂巖塔狀危巖Fig.4 Sandstone tower prone to toppling

重心偏移使柱狀危巖一側(cè)形成拉應力，最大拉應力超過巖體強度時發(fā)生拉裂破壞。發(fā)生傾倒拉裂崩塌的近水平厚層高陡斜坡具有以下特征:①巖層以緩傾角傾向坡內(nèi);②巖體內(nèi)部陡傾構(gòu)造節(jié)理裂隙發(fā)育，沿陡傾構(gòu)造節(jié)理形成高厚比較大的塔 (板)狀危巖體;③巖體較完整，呈塊裂結(jié)構(gòu)，由硬巖組成，巖體單軸抗壓強度較大;④塔 (板)狀危巖體底部無軟弱夾層或傾向坡外的軟弱結(jié)構(gòu)面。

2.4 剪切-錯斷

Katoomba崩塌位于悉尼的藍山山脈 (Blue Mountains)西部［25］，主體崩塌發(fā)生于1931年1月28日，為地下采礦誘發(fā) (見圖5)。崩塌體高度280 m，寬約325 m，體積7.5×104～10.0×104m3，崩塌剪出口位于坡腳200 m高度。巖體內(nèi)陡傾節(jié)理發(fā)育，地下采空作用下沿節(jié)理發(fā)育裂縫并不斷向下發(fā)展，將崩塌體切割成板狀。從剖面可看出，巖體在下部砂巖中發(fā)生剪斷破壞，形成傾角約40°的破裂面，崩塌過程中刮鏟坡腳泥巖、砂巖互層。與此類似的還有貴州凱里“2.18”龍場鎮(zhèn)漁洞村崩塌，山體為近水平厚層反向坡，上部為巨厚二疊系棲霞灰?guī)r層，底部為二疊系梁山組煤系地層。巖體內(nèi)發(fā)育與陡崖面近平行和直交的兩組陡傾節(jié)理裂隙，節(jié)理裂隙內(nèi)巖溶強烈發(fā)育，與巖層層面切割成多組外傾臨空楔形塊體。危巖體在重力和巖溶長期作用下，陡傾裂縫“巖橋”逐漸貫通，最終發(fā)生脆性剪斷。

當柱狀或板狀危巖體下部不存在較厚的軟巖或軟弱夾層，也不存在傾向坡外的不連續(xù)面和偏心作用時，不會發(fā)生滑移、蠕滑和塑流、拉裂破壞。陡傾節(jié)理裂縫的切割使危巖與穩(wěn)定山體脫離，危巖體底部巖體在覆巖自重作用下處于無側(cè)限單軸壓縮狀態(tài)。隨著陡傾節(jié)理不斷加深，或巖體下部截面不斷減小時，底部巖體發(fā)生剪切破壞，發(fā)生錯斷式崩塌 (見圖6)。值得指出的是，剪切-錯斷式崩塌破壞與很多文獻中提到的坡趾剪斷［15］破壞機制類似。

圖5 Katoomba崩塌現(xiàn)場Fig.5 Failure at Katoomba

圖6 Katoomba剪切-錯斷式崩塌剖面圖［22］Fig.6 Shear-rupture failure in Katoomba escarpment

2.5 剪切-滑移

與剪切-錯斷不同，剪切-滑移式破壞是沿著結(jié)構(gòu)面發(fā)生剪切破壞。近水平厚層高陡斜坡主要發(fā)育與巖層近垂直的陡傾節(jié)理，故其剪切-滑移破壞主要為沿平直結(jié)構(gòu)面的平面滑移(見圖7，圖8)。發(fā)生剪切-滑移破壞的一個必備條件是懸垂，由于差異性風化或人工開挖等作用，厚層狀硬巖底部形成凹腔，呈懸空或局部懸空［26～27］。在自重作用下，陡傾節(jié)理或張拉裂縫的“巖橋”剪斷形成貫通性結(jié)構(gòu)面，從而發(fā)生滑移破壞［28］。

剪切-滑移式破壞主要發(fā)生在近水平緩傾向內(nèi)的高陡斜坡，陡傾節(jié)理面傾向坡外，滑移結(jié)構(gòu)面在坡腳臨空面岀露 (見圖8)。

2.6 劈裂-潰屈

圖7 近水平厚層高陡斜坡平面滑移破壞［28］Fig.7 Translational slide from shear-slide failure of rockmass

圖8 滑移-剪切破壞示意圖［27］Fig.8 Schematic model for slipe-shear failure

甑子巖山體地形自上而下由兩級陡崖組成，崖高410～450 m，兩級陡崖間為40 m高的斜坡［29～30］。崩塌體位于二級陡崖，高約208 m，巖性為茅口組3—5段中厚—厚層狀灰?guī)r，巖性脆且堅硬。下伏薄層—中厚層狀鈣滑石質(zhì)頁巖與中厚層狀微晶灰?guī)r互層，形成的斜坡坡度37°—45°。崩塌體受兩組近直交的陡傾結(jié)構(gòu)面及軟弱基座控制，三組結(jié)構(gòu)面將崩塌體切割成三棱柱狀 (見圖9)。崩塌過程錄像顯示，首先崩塌體底部出現(xiàn)掉塊現(xiàn)象，中部冒起灰塵，隨后底部巖體出現(xiàn)劈裂破壞，上部巖體垂直下挫，并在墜落過程中發(fā)生解體，墜落撞擊在陡崖間斜坡上形成凹形槽。甑子巖危巖崩塌屬于近水平厚層的上硬下軟地質(zhì)結(jié)構(gòu)，但其下伏軟層呈塊狀碎裂結(jié)構(gòu)，巖心結(jié)構(gòu)較破碎—較完整，呈短柱狀，節(jié)理平整，表明其巖體強度較大。調(diào)查也發(fā)現(xiàn)，該軟層巖體出現(xiàn)壓裂鼓脹，但與黏土巖塑流完全不同。鉆探揭露頁巖中見少量順層擦痕，表明下伏軟巖在上覆硬巖自重長期作用下出現(xiàn)壓致張裂，類似于“擠出”。由于位移錯動的差異，引起接觸面附近的硬巖產(chǎn)生剪致張裂，最后導致硬巖根部劈裂潰屈破壞 (見圖10)。這種破壞的巖體強度遠小于巖塊抗壓破壞強度［1］。

圖9 甑子巖危巖正視圖 (鏡像45°)Fig.9 Front view of Zengzi Cliff

圖10 甑子巖危巖崩塌剖面圖Fig.10 Profile view of Zengzi Cliff collapse

劈裂-潰屈變形破壞的特點可以總結(jié)為以下幾點:①崩塌發(fā)生于近水平厚層硬巖中，陡傾破裂面沿巖體中既有節(jié)理裂隙發(fā)展;②下伏軟弱相間的互層或軟巖，巖體完整性較好、強度較大，具有較小塑性變形;③底部硬巖處于無側(cè)限壓縮和應力集中狀態(tài)，當后緣陡傾裂縫發(fā)展到一定深度時，巖體內(nèi)所受壓應力大于壓縮強度發(fā)生劈裂-潰屈破壞。

3 討論

本文未根據(jù)失穩(wěn)模式對近水平厚層高陡斜坡崩塌進行分類說明，是由于失穩(wěn)模式更多的是側(cè)重于對危巖體的宏觀運動特征，例如滑面或破裂面貫通后巖體的形狀、運動形式，是對斜坡破壞的幾何學描述。斜坡變形的地質(zhì)力學模式，解釋了斜坡發(fā)展變化的內(nèi)在力學機制，并且很大程度上確定斜坡失穩(wěn)模式。因此，本文在對國內(nèi)外文獻梳理的基礎上，從巖體破壞機制出發(fā)，對近水平厚層高陡斜坡崩塌形成過程、破壞機制、失穩(wěn)模式進行了分析，總結(jié)歸納了6種地質(zhì)力學模型，并提出了相應的野外識別特征。

近水平厚層高陡斜坡崩塌破壞機制可歸納為滑移-拉裂、塑流-拉裂、傾倒-拉裂、剪切-錯斷、剪切-滑移、劈裂-潰屈。

近水平厚層高陡斜坡崩塌破壞機制與地質(zhì)結(jié)構(gòu)有關(guān)，緩傾順層硬巖夾薄層軟弱夾層易形成滑移-壓致破壞，塑流-拉裂是因為硬巖下伏厚層軟巖塑性流動所致，傾倒-拉裂是直立巖柱在偏心作用下發(fā)生根部拉裂破壞，剪切-錯斷發(fā)生在坡腳無傾向臨空面的軟弱結(jié)構(gòu)面的硬巖中，傾向臨空且坡腳岀露的陡傾節(jié)理“巖橋剪斷”是剪切-滑移破壞的本質(zhì)，劈裂-潰屈是由于危巖底部硬巖發(fā)生剪張壓致破壞所致。

盡管提出了各種地質(zhì)力學模式的識別特征，但對于實際情況還應采用數(shù)值模擬、解析解等輔助方法進行預測判斷。例如滑移-拉裂和塑流-拉裂，兩者最大的差別在于巖體結(jié)構(gòu)上軟弱夾層的厚度。對此有專家提出閥值厚度的概念，以此作為近水平厚層高陡斜坡崩塌模式的判據(jù)。而剪切-錯斷和劈裂-潰屈，則與孤立危巖底部巖體的強度有關(guān)。這種情況下，將底部巖體的破壞視為無側(cè)限單軸壓縮破壞是可行的，由此建立的強度判據(jù)也是可信的。而地下采空引起的離層剪切、上覆軟巖的應力應變、山體的變形趨勢等時效變形問題，則可利用數(shù)值模擬方法進行定量、直觀的判斷。

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