乌东德库区小汊头红层滑坡形成机制研究

2023-12-02刘敬民,高阳阳,邓建辉,叶成林,彭正

人民长江 2023年11期

刘敬民,高阳阳,邓建辉,叶成林,彭正

(1.四川大学水利水电学院,四川成都 610065; 2.四川大学水力学与山区河流开发保护国家重点实验室,四川成都 610065; 3.中国三峡建工(集团)有限公司,四川成都 610095; 4.长江三峡勘测研究院有限公司(武汉),湖北武汉 430074)

0 引言

中国红层区域可划分为以川滇红层为主的西南地区红层、以甘肃红层为主的西北地区红层、中南、东南地区红层和以西藏红层为主的其他地区红层[1]。作为川滇红层重要组成部分的金沙江下游库区红层,因金沙江下游梯级电站的兴建而得到研究人员的重视。由于红层地区工程性质较为特殊,往往是滑坡等地质灾害的高发区[2],乌东德库区具有红层滑坡密集发育的特点,且与历史上一次大型滑坡堵江事件有关,因此对这类滑坡的研究显得尤为重要。

红层岩体亲水性较强,遇水后易产生渗流、软化、崩解等工程地质问题[3-6]。红层滑坡的诱发因素通常为降雨或库水位变动[7-9],其特殊的水岩作用与岩体类别、结构以及黏土矿物等亲水性矿物的含量密切相关[10-13]。其中含膏红层软岩的溶蚀特性受到广泛关注[14-16],这类红层遇水后石膏大量溶解,导致岩体内的矿物流失,孔隙度变大,渗透性能增强,在酸性环境下溶蚀现象更为显著。

一些学者重点对降雨作用下顺层缓倾角红层滑坡的形成模式和失稳机制进行了研究。张倬元等[17]首次提出了平推式滑坡的概念,经过大量研究调查发现其主要发生在平缓层状斜坡中,主要变形机制有滑移-压制拉裂和塑流-拉裂两种模式;李保雄等[18]系统地分析了中国西北部红层软岩滑坡变形与滑动面贯通机制,滑坡先后经历蠕变、滑动、失稳剧滑和固结压密阶段;白永健等[19]采用现场调查地质分析与离心机模型试验相结合的方法,分析了降雨作用下红层滑坡灾变演化过程,认为岩体的损伤破坏与水软化效应相耦合的作用是导致红层边坡失稳的关键因素。李江[20]、钟传贵[21]等对川东地区缓倾角红层滑坡成因机制进行了研究,认为在滑坡后缘裂缝充水后形成的静水压力与底滑面扬压力共同作用下,滑带土逐渐软化并最终导致滑体沿砂泥岩层面滑出。但针对堰塞堵江水位变动作用下,红层砂泥岩互层状滑坡的水岩作用机制与变形破坏模式相结合的研究甚少,且揭示程度不够深入和完善。

本文以乌东德库区小汊头滑坡为例,在现场地质调查的基础上,开展红层水岩作用特征的研究,并对流固耦合作用下红层滑坡失稳机制进行分析,研究成果有助于库区地质灾害防治,对保障库区安全平稳运行具有重要意义。

1 小汊头滑坡概况

小汊头滑坡位于乌东德库区金沙江右岸,距上游的江边乡约 13.6 km,距下游的骂拉莫村约2 km。滑坡左右两侧可见冲沟,滑坡前后缘高程分别为920 m和1 300 m,前缘至后缘宽度自300 m至570 m,其平面面积约为0.29 km2,体积约为2 400万 m3,中部相对前后缘较厚(见图1)。滑区形貌总体呈上缓下陡的趋势,平均坡度为26°～40°。

图1 小汊头滑坡全貌Fig.1 Landscape of the Xiaochatou landslide

滑体主要分为三级平台,前缘内侧存在条带状分布的洼状地形,中部平台宽约30 m,后缘存在高达30 m 的近直立陡坎。滑体物质成分复杂,表层土中夹杂部分石膏碎屑,中部以厚层状块石为主,底部多为碎块石土,下伏基岩为白垩系马头山组及江底河组砂岩、粉砂岩及粉砂质泥岩,其中江底河组含石膏透镜体,岩层倾向北东,倾角一般10°～16°。

2 红层岩土体水岩作用特征

小汊头滑坡采取的红层岩(土)试样来自滑坡前缘左侧边界处的基岩裸露面上,取样点高程为970 m,包括砾岩、砂岩、泥岩、钙质胶结物、卵石层下部土样,其中XCT-1、XCT-2和XCT-3分别为完整的砾岩、砂岩和泥岩;XCT-4为溶蚀后的砂岩;XCT-5和XCT-6为节理间钙质沉淀物;XCT-7为卵石层下部土样(见图2)。所取的完整砾岩与砂岩制成Φ50 mm×100 mm的圆柱试样,泥岩试样制成Φ25 mm×50 mm 的圆柱试样。针对红层岩土体遇水易崩解、溶蚀、软化的特点,XCT-1和XCT-2岩样用于浸泡在去离子水中的溶解试验,泥岩用于干湿循环下的波速测试,研究红层岩土体水岩作用下物质成分、微观结构以及岩石强度的演变过程。

图2 红层滑坡岩样Fig.2 Red bed landslide samples

2.1 矿物分析与矿物鉴定

通过X射线衍射仪(XRD)得到所取红层岩(土)样的矿物成分及占比情况见表1。其中XCT-1、XCT-2的岩样磨片在偏光显微镜下的照片如图3所示,岩样的鉴定结果如下:

表1 红层岩样X射线衍射分析矿物成分Tab.1 Mineral composition of red-bed rock samples by XRD %

图3 岩样的偏光显微镜照片Fig.3 Polarizing microscope photos of rock samples

岩样XCT-1为钙质砂质复成分砾岩,岩石由大量砾石,混杂填隙物组成。砾石多呈圆状、次圆状,磨圆度较好,粒度相差较大,在2～50 mm之间不等,成分复杂,类型为(变质)砂岩砾石、石英片岩砾石、白云岩砾石、安山-玄武岩砾石等。填隙物呈充填状分布在砾石颗粒之间,成分主要为岩屑、石英、长石、钙质及铁-泥质。其中,岩屑,粒度多在0.15～2.00 mm之间,成分与砾石相近;石英、长石,粒度多在0.05～1.00 mm之间,石英多洁净,长石因蚀变存在较浑浊;钙质,粒状,粒度多在0.60 mm以下不等,具高级白干涉色,经茜素红试剂染色变红,为方解石。铁-泥质,呈尘状,红褐色,混杂在岩屑等砂质成分之间。

岩样XCT-2为细粒钙质长石石英砂岩,岩石由大量碎屑、混杂少量填隙物组成。整体分布具有定向性。其中,碎屑,多呈棱角状-次棱角状,粒度多在 0.05～0.20 mm 之间,磨圆度差,分选性好。颗粒之间多呈线-点状接触。碎屑主要为石英,少见长石、云母,微量绿泥石。其中,石英,无色,表面因不发育蚀变较洁净;长石,双晶特征发育,碱性长石、斜长石均可见,表面多因蚀变存在较浑浊;云母,黑云母、白云母均可见,夹杂在长英质颗粒之间,分布具定向性;绿泥石,绿色-淡绿色,干涉色多被自身颜色所掩盖或呈异常干涉色。填隙物呈充填状分布在碎屑颗粒之间,成分主要为钙质,微量硅质、铁-泥质。其中,钙质,具高级白干涉色,滴加稀盐酸起泡剧烈,为方解石;硅质,细小米粒状;铁-泥质,黄褐色-黑褐色、红褐色,铁质多呈粒状。

2.2 浸水溶解试验

2.2.1浸水过程溶液离子浓度变化特征

取砾岩、砂岩的圆柱体标准样各5个置于空桶内,注入去离子水1 000 mL没过试样。按照7,14,21,28 d的间隔取10 mL浸泡液上层清液,通过电感耦合等离子体发射光谱仪(ICP)与离子色谱仪(IC)分别对溶液中所溶解的阳离子与阴离子的类型进行判定,并定量分析其浓度大小。

由图4可见,砾岩浸泡液中SO42-的浓度最大,阳离子中浓度最大的是Na+,其次是Ca2+;SO42-的离子浓度增幅最快,其次是Ca2+、Na+,其他离子浓度增幅不大。砂岩浸泡液中SO42-的浓度最大,阳离子中浓度最大的是Ca2+,其次是Na+、Mg2+;SO42-的离子浓度增幅最快,其次是Ca2+、Na+,其他离子浓度增幅不明显。

图4 岩样浸水后离子浓度随时间变化曲线Fig.4 Variation curve of ion concentration with time after immersion of rock samples

根据矿物分析结果,砾岩和砂岩中含有的可溶性矿物主要为石膏、钙质胶结物和绿泥石。去离子水中溶解产生的Ca2+、SO42-浓度较高,由此可见石膏为主要的溶解矿物。石膏是一种盐湖沉积相的可溶性盐岩,其化学方程式为CaSO4·2H2O,为单斜晶系矿物,晶体形态多呈板状、致密块状或纤维状,在红色砂岩、页岩中较为常见[22]。石膏的水解反应为

(1)

库区红层岩体中含有的石膏溶于地下水中,通过水的流动汇集于岩体的裂缝之中,随着溶液浓度的不断增加,达到溶解平衡后石膏以晶体形式析出,常附着在岩体表面或填充岩体间裂缝(见图5(a)),导致原有岩体的石膏矿物成分流失,红层岩体结构被破坏,形成部分溶蚀孔洞(见图5(b)),孔隙度变大,渗透性能进一步增强。

2.2.2浸水前后微观结构特征

图6和图7分别为砾岩和砂岩浸水前后微观结构图。由图6(a)可见岩样表面有大量的纤维状、长条状石膏胶结体,分布较为均匀;从图6(c)能够明显观察到蜂窝状绿泥石,其单晶形态呈薄六角叶片状或板状,呈孔隙衬垫结构。观察浸水前的微观形态,可见晶体多呈块状、板状结构,晶面较为光滑、平整,结构间接触较为紧密,完整性较好,附着少量黏土矿物,没有明显的溶蚀破坏现象。由图6(b)和(d)可见浸水后岩样微观形态,受到水流的溶蚀作用,块体被溶蚀切割成较小的形态,表面的“刀砍状”溶痕明显,完整性较差。石膏、绿泥石等可溶性矿物被溶蚀水解,形成大量溶蚀孔洞,增大了与水的接触面积并向内部溶蚀,随着其进一步发展,块体之间的联结力逐渐减弱,最终形成细小颗粒。

图6 浸水前后砾岩不同放大倍数下SEM微观结构Fig.6 SEM microstructure of conglomerate at different magnification before and after immersion

从图7(a)和(c)可观察到岩样浸水前表面呈现阶梯状,且零星分布有石膏,晶体多呈板状、长条状结构,可见少量微小裂隙的存在。由图7(b)和(d)可见浸水后岩样微观形态,由于水流的溶蚀冲刷作用,岩体内的可溶性矿物石膏溶于去离子水中,部分溶蚀孔洞形成。表面细小的颗粒或剥落或溶解,结构面变得粗糙、松散,溶蚀后的结构呈片状,微裂隙逐渐延伸拓宽。

2.3 泥岩干湿循环下波速测试

研究区位于金沙江干热河谷地区,属于低纬度高原季风气候带,全年气温普遍偏高,沿金沙江河道区域日照充沛,蒸发作用强,雨量集中,干湿季分明。针对库区的该种气候特点开展红层岩体在干湿循环下的波速测试,研究泥岩在干湿循环条件下的软化特性。

取4块泥岩试样进行测试,用去离子水浸泡的红层软岩,重点测试了每次干湿循环过程后试样的波速,在反复的浸水与失水环境下,泥岩表面逐渐生成微裂纹,表面有部分薄层脱落,水更易进入岩石使其矿物水化造成内部结构的破坏。图8试验结果表明,在多次干湿循环后泥岩的结构被破坏,P波和S波波速明显降低。在第1次干湿循环后,泥岩从干燥状态下吸收了大量的水分,波速发生显著降低。4次干湿循环过程中,泥岩纵波与横波波速始终呈下降趋势,且横波波速损失比纵波大。波速与岩石其他物理力学性质有紧密联系,波速的显著下降能够反映泥岩在干湿循环条件下的强度衰减特征[23]。

图8 泥岩干湿循环过程中波速变化Fig.8 Variation trend of wave velocity with wetting-drying cycles of mudstone

2.4 水岩作用对边坡稳定性的影响

库区岩层以砂泥岩互层状分布,在金沙江库水的长期浸润下,红层岩体发生一系列物理化学作用,砂岩中可溶性矿物溶解流失岩体渗透性增强,地下水向坡内入渗汇集于泥岩表面。泥岩在多次饱水与干燥环境下软化,其强度不断降低并向坡外蠕滑,使得泥岩上部砂岩因压制拉裂而破坏,在库水位的变动下上述过程持续发生,最终导致边坡失稳破坏。

3 小汊头滑坡数值模拟

乌东德库区存在连续分布的湖相沉积物,可见的湖相沉积物高程从908 m至1 038 m,说明历史上库区曾发生过大型滑坡堵江事件,在此背景下运用GeoStudio岩土工程数值分析软件中SEEP/W和SIGMA/W两个模块,分析库区古堰塞湖形成过程中渗流与应力耦合作用下的滑坡形成机制。

3.1 计算模型

根据小汊头滑坡1-1′地质剖面图建立滑前概化地质模型,滑坡整体上为厚层砂岩夹薄层泥岩状产出,泥岩厚度约为1 m。全局网格采用三角形和四边形单元,砂岩网格尺寸为15 m,泥岩网格尺寸为5 m,节点数为15 364,单元数为12 799,网格模型见图9。

3.2 计算参数及边界条件

在前人试验数据的基础上[24-25],综合岩石力学参数手册,并估计岩体的体积含水量函数和水力传导函数,计算所采用的参数如表2所列。

表2 小汊头滑坡计算参数Tab.2 Calculation parameters of Xiaochatou landslide

此次模拟中需设置渗流与应力两个模块的边界条件。在SEEP/W模块中,模型左侧设置初始水位为900 m的定水头边界以及900～1 050 m的动水头边界,底部为零流量边界;在SIGMA/W模块中,设置边坡模型两侧面采用水平方向位移为0的单向约束支座,底面采用水平及竖直方向位移为0的双向约束支座。

3.3 计算步骤

首先计算稳态渗水面水位为900 m时的初始地下水位,模拟堰塞湖水位上升900～1 050 m,水位每上升50 m计算一次岸坡渗流场,得到边坡体积含水量云图;其次将渗流结果导入SIGMA/W中,所有材料模型均为线弹性并将初始地应力下的位移清零,对与水充分接触的泥岩进行强度折减,软化后的泥岩材料设为摩尔库伦模型,计算泥岩软化后的边坡位移与应力云图,裂缝设置为透水性极好、强度极低的摩尔库伦模型。重复上述操作至水位上升到1 050 m。

3.4 计算结果

河流初始水位为900 m时边坡体积含水量如图10所示,模拟堰塞湖形成过程中水位自900 m上升至1 050 m,时步为15 d。

图10 初始水位900 m体积含水量Fig.10 Volumetric water content at initial water level of 900 m

第5天水位升至950 m时,体积含水量分布如图11所示,砂岩为透水层,泥岩为相对不透水层,水通过砂岩渗入坡内接触并软化部分薄层泥岩。将渗流计算的结果导入SIGMA/W中并不断对被水浸润的泥岩进行强度折减,当折减系数为1.6即C=62.5 kPa,φ=19.84°,E=625 MPa时,泥岩作为控滑层面与上部岩体有倾向坡外滑移趋势(见图12),泥岩上覆砂岩体内产生拉应力集中区(见图13),拉应力大小约46.2～783.8 kPa,故在砂岩体内形成一条与滑移面近于垂直的上窄下宽的拉张裂缝(平均宽度约20 cm)。将计算结果导入瞬态渗流分析中发现水流大量汇集于拉张裂缝中(见图14),进一步向坡内渗流软化薄层泥岩。随着水位的上升,上述变形过程循环反复的发生,拉张裂缝向上扩展至地面且逐渐偏向于最大主应力方向(大致平行坡面);第15天水位升至1 050 m,体积含水量分布如图15所示,岩体有倾向坡外滑移的趋势,拉应力区如图16所示,拉应力大小约11.5～1 518.7 kPa,裂缝内充满水(见图17)。向坡内不断发展的平缓滑移面与纵向拉张裂缝相贯通,边坡形成阶梯状滑动面后失稳(见图18)。

图11 水位950 m体积含水量Fig.11 Volumetric water content at 950 m water level

图12 水位950 m软化泥岩后位移云图Fig.12 Displacement cloud image after mudstone softening at 950 m water level

图13 水位950 m拉应力区域Fig.13 Tensile stress zone at 950 m water level

图14 水位950 m裂缝生成后体积含水量Fig.14 Volumetric water content after fracture generation at 950 m water level

图15 水位1 050 m体积含水量Fig.15 Volumetric water content at 1050 m water level

图16 水位1 050 m拉应力区域Fig.16 Tensile stress zone at 1 050 m water level

图17 水位1 050 m裂缝生成后体积含水量Fig.17 Volumetric water content after fracture generation at 1 050 m water level

图18 边坡形成阶梯状滑动面后逐渐失稳Fig.18 The slope is failared after forming step-like sliding surface

4 小汊头滑坡形成机制分析

库区红层滑坡整体上呈厚层砂岩夹薄层泥岩互层状产出,砂岩底部局部含有砾岩,其中砂岩属硬岩,泥岩属于软岩。砂岩中含有石膏等可溶性矿物,砂岩的渗透性能较好为透水层,而泥岩为不透水层,在古堰塞湖湖水的浸润下砂岩中的石膏、黏土矿物、钙质胶结物等溶解于水中,这些可溶性矿物随着水的流动从岩石中被带走,导致砂岩形成大量的溶蚀孔洞,渗透性能进一步增强,古堰塞湖水会通过砂岩透水层进一步渗入坡体内部,汇集于薄层泥岩上下层面。

泥岩含有大量黏土矿物,具有比表面大、亲水性强等特性,呈明显的塑性变形特征,与水作用后强度大幅降低。泥岩在上覆砂岩体的压力作用下向坡前临空方向产生缓慢的蠕变滑移,使得砂岩产生沿夹层的卸荷回弹,在滑移面的锁固点或错列点附近,因拉应力集中砂岩内部形成与滑移面近于垂直的拉张裂缝,并不断向上扩展其方向逐渐与最大主应力趋于一致(大体平行于坡面),伴随有局部滑移,属压致拉裂[24]。

拉张裂缝的形成有利于地表水的下渗,水流沿裂缝最终汇集于砂泥岩交界面,并向坡内进一步渗流,软化泥岩并降低其强度,上部的砂岩拉裂面再次形成并不断向上扩展至地面。滑移和拉裂变形是由斜坡内软弱结构面处自下而上发展起来的。自下而上的台阶状裂纹形成后,变形体便开始转动,使得坡体前缘嵌合体先后被剪断、压碎,坡面略有隆起,待陡倾纵向裂缝与平缓滑移面构成贯通性阶梯状滑动面后,边坡随即失稳破坏。