三峡库区龚家方强风化泥灰岩顺层岸坡分层剥离模式分析

田 卫 明

(重庆电讯职业学院，重庆 402247)

0 引 言

自三峡水库运行以来，三峡大坝长江上游沿线岸坡地质灾害频发，如2008年11月发生凉水井滑坡，2008年11月巫峡龚家方岸坡失稳，2009年10月发生神女溪青石滑坡及2015年5月巫山江东寺岸坡破坏失稳，这些地质灾害严重威胁着长江航运及库岸城市基础设施安全。经调查发现，三峡库区岸坡地质灾害具有两个显著特征：一是从岸坡灾害发生的数量和规模来看，呈减小趋势，如三峡工程自2008年至2011年底，库区累计发生崩塌、滑坡及岸坡变形共427处，其中2008年发生263处、2009年发生153处、2010年降至7处，2011年则仅发生4处；二是从岸坡坡体物性来看，逐渐由均匀土质岸坡或岩质岸坡向复杂岩土质岸坡演化的趋势，同样自2008年至2011年底，复杂岩土质岸坡破坏比例由2008年的5%上升至2011年的73%。因此，受库水位升降和降雨复合条件下的复杂岩土质岸坡长期稳定问题是三峡库区地质灾害今后的研究热点[1]，而强风化泥灰岩岸坡正是典型复杂岩土质岸坡之一，占三峡库区长江沿线复杂岩土质岸坡的65%以上，因此，研究其岸坡破坏特征和机制，对于三峡库区长期预警和减灾具有指导意义。

三峡库区广泛发育巴东组地层，以灰岩和泥灰岩地层为主，灰岩或泥灰岩经库水位升降、降雨或长期风化作用，岸坡内裂隙扩宽，岩体逐渐解体，形成具有层状碎裂岩体结构特征的岸坡[2]。研究发现：岩溶风化是强风化泥岩存在的根本原因[3-5]，泥灰岩具有灰岩和泥岩的双重特性，水流溶蚀灰岩中的钙质成分，泥岩遭受风化泥质富集，岩体结构疏松，坡体内裂隙发育，成为溶蚀液体的新通道，从而加剧泥灰岩的风化进程，造成岸坡失稳破坏[6]。同时，岸坡坡体不同部位的岩溶风化程度不同，一般情况下，岸坡坡肩岩溶不发育，而坡脚岩溶发育显著[7]，也是岸坡发生解体破坏的关键位置。

目前，关于三峡库区强风化泥灰岩岸坡破坏模式尚未统一，如丁王飞等[8]提出了龚家方岸坡岩块脱离的断裂力学计算方法，但未对其破坏模式进行分析；刘海燕等[9]总结了三峡库区泥灰岩岸坡的变形破坏类型为薄-中厚层块裂式破坏、中-厚层点裂式破坏和厚-巨厚层层裂式破坏3种；欧光照等[10]、罗元华等[11]、刘海燕等[12]分别认为其破坏模式可分为滑移和滑移压致拉裂破坏；殷坤龙等[13]提出了厚-薄互层泥灰岩倾倒变形破坏模式。从以上文献可以发现，各位学者提出的破坏模式具有一个共性，均集中在强风化泥灰岩解体形成的岩块滑移和倾倒破坏上，这是三峡库区强风化泥灰岩岸坡破坏的基本特征。

笔者针对龚家方泥灰岩岸坡破坏特点，总结强风化泥灰岩岸坡破坏基本特征，提出了强风化泥灰岩岸坡分层剥离破坏模式，并解译了其变形破坏机理，研究成果可为同类型岸坡变形破坏研究提供理论依据。

1 三峡库区龚家方岸坡简介

重庆市巫山县巫峡镇龚家方位于长江左岸，行政区划属于重庆市巫山县巫峡镇，距巫山城区水平距离为4.5～9 km。区内属侵蚀中低山河谷地貌区，位于巫山县县城东4.5～9 km的巫峡峡口地段长江左岸。山势呈NEE展布，山脊从西向东为长江大桥—大石坡—望天坪—阴坡—棺材盖一线，山脊高程730(文峰观)～1 211.5 m(棺材盖)，山脊宽度5～10 m。长江谷底高程为30 m左右，相对高差1 181.5 m。山体北侧地形坡角35°～42°，为顺向坡。山体南侧为龚家方岸坡区域，为逆向坡，500 m高程以下坡角35°～55°，500 m以上坡度进一步变陡，直至坡顶形成陡崖，坡角62°～74°。500 m高程以下发育横向冲沟，越靠近江边，切割越深。冲沟宽度一般3～6 m，沟两侧底部呈直立状，冲沟切割深度5～50 m，独龙一带切割深度较大，冲沟内呈跌坎状，跌坎高度5～12 m，冲沟两侧山体突出，如图1。

图1 龚家方岸坡区域地貌形迹Fig. 1 Geomorphology of Gongjiafang bank slope

2008年11月23日，巫山县巫峡镇龚家方岸坡突发大面积滑塌(图2)，产生的涌浪高13 m，严重威胁长江航道安全。以危害对象、受灾对象及损失程度为依据，巫山县巫峡镇龚家方至独龙斜坡危害对象为：① 长江航道及过往船只，据统计，该航段每天过往的船只百余艘；② 堵江直接威胁巫山县城及以上城市；③ 断江将直接威胁三峡大坝正常发电。

图2 龚家方岸坡滑塌形迹Fig. 2 Slump of Gongjiafang bank slope

2 强风化顺层泥灰岩岸坡分层剥离机理

2.1 泥灰岩节理分析

龚家方岸坡位于横石溪背斜近轴部及北西翼，岩层呈单斜产出，正常岩层产状320°～350°∠55°～62°，冲沟两侧山脊近地表发生弯折，岩层产状变缓，倾角23°～45°，为一顺层岩质岸坡。

图3为节理裂隙走向玫瑰图示，龚家方岸坡岩体中发育一组纵张裂隙，产状150°～170°∠42°～80°，该组裂隙与坡向一致，冲沟两侧山脊上多见，裂面平直，部分张开2～10 cm，一般延伸长度5～10 m，最长50 m，间距0.8～1.2 m/条。另外发育两组“X”型剪切裂隙，产状分别为80°～100°∠60°～78°和220°～240°∠62°～80°，该组裂隙短小，一般延伸长0.6～1.5 m，间距0.3～0.8 m/条。由于裂隙发育，加上风化卸荷作用，坡面岩体多形成岩块。

图3 节理裂隙走向玫瑰图Fig. 3 Rose diagram of the trend of joints and fissures

2.2 泥灰岩风化特性

龚家方岸坡岩体主要为泥灰岩，为巴东组(T2b)地层第三段(T2b3)和第一段(T2b1)。其矿物组成主要为方解石、白云石、泥质，次为石英、岩屑与生物碎屑。泥灰岩经强风化作用后，一部分节理裂隙之间形成大量黏土矿物，并逐渐泥化形成钙质泥化夹层，夹层中泥质含量最高达90%，主要矿物成分为水云母和绿泥石，含少量蒙脱石；另外一部分节理裂隙之间的碳酸盐矿物被溶解、淋失，形成溶穴、溶孔等，节理面之间较为粗糙，但同样含有泥质，含量在5%～35%之间，泥质经库水浸泡后具有软化特性，促使边坡的滑移。而这两类节理面构成了巴东组地层的易滑带。

同时，巴东组第三段(T2b3)碳酸盐构成巴东大斜坡的主体，一般为强风化岩体，风化程度向岸坡内部减弱，表层呈现为裂隙发育的碎裂岩体，呈块状。

2.3 分层剥离地质模型

泥灰岩岸坡经强风化作用，原生节理裂隙逐渐形成泥质含量较高的泥化夹层和泥质含量较低的粗糙面，而岩体经节理裂隙切割并经风化作用逐渐呈块状。根据强风化泥灰岩节理裂隙面的差异和泥灰岩岩块的破坏模式，将三峡库区龚家方泥灰岩岸坡分层剥离模型分为滑移剥离地质模型、倾倒剥离地质模型以及滑移-倾倒地质模型。

2.3.1 分层滑移剥离地质模型

图4为强风化泥灰岩岸坡分层滑移剥离地质模型，该模型由强风化形成的碎裂岩块和节理裂隙面之间的泥化夹层构成。在库水位循环升降浸泡条件下，泥化夹层遇水逐渐软化，强度降低，当泥化夹层强度降低到一定程度后，岩块沿泥化夹层滑移，与后部岩块分离。泥化夹层以上的岩块相继发生滑移破坏，泥灰岩岸坡表层逐渐被剥离。随着风化程度加深，岸坡内部的泥化夹层强度进一步降低，下层的岩块会出现相同的滑移现象，岩块由上而下逐层滑移剥离破坏，如图5。

图4 分层滑移剥离地质模型Fig. 4 Geology model of hierarchy slippage exfoliation

图5 龚家方岸坡具有滑移趋势的岩块Fig. 5 Rock blocks with slippage tendency in Gongjiafang bank slope

2.3.2 分层倾倒剥离地质模型

图6为强风化泥灰岩岸坡分层倾倒剥离地质模型，该模型由强风化泥灰岩岩块和泥质含量较低的节理面构成。对于泥质含量较低的节理裂隙面，孔隙率较大，库水位下降时渗流驱动作用更强，逐渐带走可溶性矿物和泥质，同时，流速较大的水溶蚀作用更强，水流在节理表面形成溶穴、溶孔，进一步增大泥灰岩孔隙率，与此同时，节理面表层泥质含量进一步降低，粗糙度增大。因此，节理面强度在库水位作用下不减小反而增加，岩块难以沿节理面滑移。但三峡库区龚家方岸坡发现，库水位升降作用将泥灰岩节理裂隙间的泥质带走，岸坡前缘发生沉降，导致岸坡坡度加大，岩块在重力的作用下倾倒破坏，如图7。随着库水位作用的进一步加强，沉降量增大，后部岸坡同样发生沉降，坡度增大，岩块分层倾倒剥离现象向岸坡后缘延伸，岸坡泥灰岩岩块逐层倾倒破坏。

图6 分层倾倒剥离地质模型Fig. 6 Geology model of hierarchy toppling exfoliation

图7 龚家方岸坡具有倾倒破坏趋势的岩块Fig. 7 Rock blocks with toppling tendency in Gongjiafang bank slope

2.3.3 分层滑移-倾倒剥离地质模型

泥灰岩岸坡分层滑移-倾倒剥离地质模型是滑移剥离地质模型和倾倒剥离地质模型的综合体，如图8。自然风化形成的泥灰岩节理裂隙面并不是单一的泥化夹层和粗糙面，同一个泥灰岩岸坡，可能形成多个泥化夹层和粗糙面，而节理裂隙面的情况决定了上覆岩块的破坏方式。如图9，对于含泥化夹层的节理裂隙面，岩块发生滑移破坏，对于粗糙的节理裂隙面，岩块发生倾倒破坏，甚至出现有些岩块先滑移后倾倒的现象，但岩块分层剥离的模式不会改变，为表层逐渐向内部、前缘逐渐向后缘剥离的方式进行，如图9。

图8 分层滑移-倾倒剥离地质模型及破坏模式Fig. 8 Geology model and failure model of hierarchyslippage-toppling exfoliation

图9 龚家方岸坡具有分层滑移-倾倒趋势的岩块Fig. 9 Rock blocks with hierarchy slippage-toppling exfoliationtendency in Gongjiafang bank slope

3 分层剥离力学机理

3.1 分层滑移剥离力学机理

分层滑移剥离地质模型如图4，对于二维模型而言，控制岩块是否滑移的面为岩块底部的滑移面和岩块后缘的泥化夹层，针对分层滑移剥离地质模型，建立了单个岩块分层滑移剥离力学模型(图10)，模型中岩块长为a，高为b，岩块后缘泥化夹层发生拉破坏，沿滑移面滑动。

为了判识岩块是否发生滑移，采用Mohr-Coulomb准则建立岩块是否发生滑移破坏的力学判据：

(1)

其中，

τf=σtanφ+c

(2)

图10 岩块分层滑移剥离力学模型Fig. 10 Mechanical model of rock mass hierarchy slippage exfoliation

假定正应力与剪应力在滑移面上均匀分布，则：

(3)

(4)

其中，法向力N与切向力T由重力G的分量与泥化夹层的抗拉强度ft确定，得到：

N=Gcosα

(5)

T=Gsinα

(6)

因此，将式(5)、式(6)分别代入式(3)、式(4)，并代入式(1)整理得判定标准为：

(7)

对于二维应力状态的分层滑移剥离力学模型，重力G可由下式(8)确定：

G=abγ

(8)

将式(8)带入式(7)整理得

(9)

由此建立了分层滑移剥离的判别式，当Fs小于1即可认为岩块发生滑移破坏。

式(1)～(9)中：a为岩块长度；b为岩块高度；Fs为岩块稳定系数；σ为滑移倾角；τf为滑移面抗剪强度；τ为滑移面剪应力；σ为滑移面正应力；φ为滑移面内摩擦角；c为滑移面黏聚力；T为滑移面切向力；N为滑移面正压力；G为岩块重量；σt为泥化夹层抗拉强度；γ为岩块重度。

3.2 分层倾倒剥离力学机理

图6为分层倾倒剥离地质模型。当岩块底部脱空，岩块可能发生倾倒破坏，由此，基于分层倾倒剥离地质模型建立了其力学模型，如图11。

倾倒剥离力学模型与滑移剥离力学模型有本质的区别，前者以转动破坏为主，而后者以滑移破坏为主，因此，为了评价脱空岩块的倾倒稳定性，建立了倾倒稳定判据：

(10)

图11 岩块分层倾倒剥离力学模型Fig. 11 Mechanical model of rock mass hierarchy toppling exfoliation

根据岩块重心位置与倾覆点相对位置的不同，可分为以下两种情况：

1)当重心位置未超过倾覆点时，重力在沿垂直于滑面方向的分力提供抗倾力矩，而重力在沿滑面方向的分力提供倾覆力矩，则抗倾力矩Mf由岩块2个接触面的抗拉强度以及重力在沿垂直于滑面方向的分力共同提供，由式(11)确定：

(11)

倾覆力矩M由岩块重力在沿滑面方向的分力提供，为：

(12)

将式(8)代入式(11)、式(12)，并将式(11)、式(12)代入式(10)整理得：

(13)

2)当重心位置超过倾覆点时，重力在沿垂直于滑面方向的分力以及沿滑面方向的分力共同提供倾覆力矩，则抗倾力矩Mf由岩块2个接触面的抗拉强度提供，由下式(14)确定：

(14)

倾覆力矩M由岩块重力在沿滑面方向的分力以及在沿垂直于滑面方向的分力共同提供，为：

(15)

将式(8)代入式(15)，并将式(14)、式(15)代入式(10)整理得稳定系数为：

(16)

由此建立了分层倾倒剥离的判别式，当Fs<1即可认为岩块发生倾倒破坏。

式(10)～式(16)中：Mf为抗倾覆力矩；M为倾覆力矩；Fs为岩块稳定系数；d为岩块底部接触长度；e为岩块重心距转动点的垂直距离，当岩块重心位置在a/2内侧时式(13)取正号，当岩块重心位置在a/2外侧时式(13)取负号；t1为岩块底部接触面抗拉强度；其他物理意义同上。

4 讨 论

4.1 滑移倾角及岩块长高比对岩块分层滑移响应分析

为了探讨滑移倾角及岩块长度对岩块分层滑移的响应机制，以龚家方岸坡为例，分析灰岩岩块滑移的力学机理，岩块重度为26.5 kN/m3，将表1的分界面物理力学参数代入式(9)，分别考虑不同滑移倾角、岩块长高比等因素，获得岩块稳定系数变化规律，如图12、13。

表1 龚家方岸坡岩块分界面物理力学参数 Table 1 Physical and mechanical parameters of surface for Gongjiafang bank slope

在岩块滑移条件下，岩块稳定系数随滑移倾角逐渐减小，当滑移倾角较小时，岩块稳定系数较高，且稳定系数变化曲线降低较快，当滑移倾角逐渐增大，稳定系数缓慢降低，并趋于稳定，如图12。由图12可见：当滑移倾角小于15.5°时，岩块稳定系数均大于1，而滑移倾角大于15.5°后岩块稳定系数均小于1，表明龚家方岸坡倾角大于15.5°后岩块将发生破坏，逐渐剥落，由此可见，滑移倾角15.5°是龚家方灰岩岩块发生失稳破坏的临界角度。

图12 岩块稳定系数随滑移倾角变化曲线Fig. 12 Curve of stability coefficient of rock mass changing with sliding inclination angle

岸坡岩块的滑移破坏与岩块的尺寸直接相关，岩块稳定系数随长高比变化曲线如图13。由图13可见：岩块稳定系数随长高比近似线性变化，表明长高比越大，岩块越稳定，即岩块底面接触长度相对高度越大，岩块越稳定。从图中还可以发现，当岩块长高比大于2.4时，岩块处于稳定状态，而当岩块长高比小于2.4时，岩块发生破坏，由此可以认为长高比2.4是龚家方岸坡岩块发生失稳的临界值。

图13 岩块稳定系数随长高比变化曲线Fig. 13 Curve of stability coefficient of rock mass changing with length-height ratio

4.2 岩块底面接触比对分层倾倒的响应分析

图11显示岩块发生分层倾倒剥离，与岩块底部的接触面积直接相关，显然，接触面积越多，岩块越不易于发生倾倒，而接触面积越少，岩块越易于发生倾倒破坏，岩块稳定系数随底面接触比变化曲线(图14)也显示出这个现象。由图14可见：岩块倾倒稳定系数随岩块底面接触比先缓慢增加然后快速增大，当接触比小于0.27时，岩块稳定系数小于1，发生失稳破坏，而接触比大于0.27时，稳定系数先是缓慢增大，当接触比大于0.5时，稳定系数加速增大，由此可见，接触比0.27是龚家方岸坡岩块发生倾倒失稳的临界值，同时，接触比越大，对岩块的稳定越有利。

图14 岩块稳定系数随底面接触比变化曲线Fig. 14 Curve of stability coefficient of rock mass changing with the contact ratio

5 结 论

以三峡库区龚家方岸坡为例，分析了三峡库区强风化泥灰岩岸坡分层剥离机理，得到以下结论：

1)三峡库区龚家方岸坡主要发育一组纵张节理和两组“X”型节理，纵张裂隙顺坡发育，“X”型节理切割形成泥灰岩岩块，库水位升降条件下节理面强风化形成泥化夹层或粗糙面，泥灰岩岩块与节理面是构成岸坡分层剥离的基本条件。

2)三峡库区强风化泥灰岩岸坡剥离地质模型根据龚家方岸坡特征可分为分层滑移、分层倾倒和分层滑移-倾倒剥离地质模型，分层滑移剥离地质模型适用于节理面含泥化夹层的岸坡，分层倾倒剥离地质模型适用于节理面较粗糙的岸坡，而分层滑移-倾倒剥离地质模型是前两种模型的综合体，该3种地质模型能较好地解译三峡库区龚家方岸坡剥离机理。龚家方岸坡主要破坏模式为滑移破坏与倾倒破坏。

3)建立了岸坡岩块分层滑移及分层倾倒的力学模型及失稳判据，讨论得出滑移倾角15.5°是龚家方灰岩岩块发生分层滑移的临界角度；长高比2.4是龚家方岸坡岩块发生分层滑移失稳的临界值；接触比0.27是龚家方岸坡岩块发生倾倒失稳的临界值。