花岗岩残积土地质灾害特征及边坡稳定性分析

付经刚, 欧阳竹青

(江西省地质矿产勘查开发局九○二地质大队，江西 新余 338000)

1 前言

华南地区的花岗岩分布广泛，从加里东期-燕山期花岗岩均有分布，岩性有黑云母花岗岩、白云母花岗岩、二云母花岗岩及混合花岗岩等，按矿物结晶颗粒大小有中粗粒花岗岩、细粒花岗岩等，受构造剥蚀影响多形成中低山、台地和丘陵地貌。

花岗岩本身是一种结构致密、质地坚硬的岩石，然而在物理和化学风化作用下，易形成厚度不一的风化残坡积层，局部还存在有风化球等现象。由于残积土随花岗岩的分布范围广，工程性质特殊，在不利结构面组合下易引发地质灾害。

2 花岗岩的垂直分带现象

花岗岩的主要矿物成份是石英(20%～30%)，钾长石(35%～40%)，斜长石(25%～30%)，次要矿物为黑云母及角闪石(5%～10%)，花岗岩中矿物风化顺序依次为：云母→斜长石→钾长石→石英。

花岗岩根据风化程度不同，由上而下一般可划分为4个风化带[1](层)：残积土、强风化带、中风化带、微风化带。各风化带的厚度一般有几米至几十米。

残积土是岩体表层风化最彻底的物质，是岩体风化后在原地形成的残余碎屑物质，岩石绝大部分已完全风化为矿物颗粒。它与风化岩的共同特点是均保留在原地，未经搬运和分选，残积土中必然存在岩体的原生及次生结构面，并且矿物颗粒之间或多或少地保留有原岩的构造。残积土的剪切破坏受其中残留及次生结构面的影响，即也具有部分岩体的破坏特征。

3 花岗岩风化球现象

花岗岩风化带中(包括残积土层)常出现高于同风化带风化等级的岩块。通常表现为残积土中包含中等风化岩块，或强风化带中包含微风化岩块。这种岩块因其形似球体，故称风化球[2]。

风化球从表面上分析似乎是岩石遭受不均匀风化作用而引起的，其实风化球的成因与花岗岩的成岩环境、构造活动及风化作用都有着密切的内在联系。

首先是花岗岩内矿物成份的不均匀性，使其抗风化能力有很大的差异性，为风化球的形成创造了内在条件。一般情况下，成岩环境稳定，矿物成份、结构构造都比较均匀的岩体，一般不利于风化球的形成。

其次是后期断裂构造及岩体的次生裂隙为风化球的形成提供了重要的条件。密集的次生裂隙使岩体在风化带中较易破碎，导致了抗风化能力的降低，同时次生裂隙在地表浅部又是地下水的良好通道，从而加速了风化作用的进行。

4 花岗岩残积土的一般物理性质

花岗岩残积土工程性质与一般土不尽相同，兼有砂土与黏性土的性质[1]，属于区域性特殊土，一般处于可塑或硬塑状态，矿物成份以高岭土和石英为主，其工程性质取决于物质成分和结构特征。

4.1 残积土的颗粒组成

据张文华等分析，粗粒花岗岩风化之残积土典型颗粒组成明显具有两头大、中间小之规律，大于2 mm的颗粒含量为20%～39%，物质成分主要为石英颗粒；小于0.075 mm的颗粒40%～60%，物质成分主要为黏土矿物；其余颗粒为2～0.075 mm，物质成分为石英和残余长石颗粒。

大于2 mm的粗颗粒图，一般定名为为中～砾砂；小于0.5 mm的细粒土，按的可塑性定名，一般为黏土～粉质黏土。因此残积土兼有砂土与黏性土的性质，本质上讲属于一种混合土。

参照《工程地质手册(第五版)》花岗岩残积土的分类，根据残积土中>2 mm颗粒含量(%)可分为砾质黏性土、砂质黏性土、黏性土。

4.2 残积土的透水性

花岗岩残积土的透水性一般为弱微透水性，渗透系数多为1×10-4～1×10-6cm/s，不同类型的残积土透水性差异较大，大值为小值的数倍至数十倍。其中砂质黏性土的透水性比黏性土的透水性变化较大，砾质黏性土的透水性比砂质黏性土的透水性变化更大。

4.3 残积土的压缩性

花岗岩残积土压缩变形初期主要表现为石英颗粒向黏性土挤密而成，由于残积土由上而下土体颗粒逐渐增大，变形模量E0也渐增大；当附加应力<75 kPa时土体产生的变形已非常小。故压缩层深度有如砂土和碎石土应力衰减快，影响深度较浅。

4.4 残积土的固结性

工程实践中发现，残积土常具有较快的固结速度，其值相当于粉质黏土～粉土一级。一般建筑物主体完成后，沉降也随之完成，后期沉降量非常小。承载试验证明，作为地基土花岗岩残积土具有较高的承载力，可作为一般建筑的天然地基基础持力层。

4.5 残积土的抗剪强度

残积土抗剪强度既有黏性土的特点(黏聚力c值较高)，又有砂土的特点[3-4](内摩擦角Ψ值很大)。一般来说黏聚力c值随土的类型变化较大，其平均值由粗粒土至细粒土，一般由小到大变化，c值一般在18～26 kPa之间；内摩擦角Ψ值一般由大到小变化，Ψ值一般在23.5°～12.5°之间变化。所以，一般来说，按抗剪强度验算，边坡可直立7～8 m。

5 花岗岩区地质灾害特征

花岗岩区地质灾害类型主要以滑坡、崩塌为主，局部在特殊自然地形条件下可形成泥石流灾害[5]。

花岗岩风化岩组分带性较好，不同风化岩组透水性差异较大，下渗水易在残积土、强风化带和中风化带之间迳流排泄。花岗岩残积土由于石英颗粒含量较高，结构松散，吸水性强。降雨过程中，雨水通过次生裂隙、孔隙渗入后，在有利地形及原生或次生结构面组合下，易使土体水分局部达到饱和，容重增大，凝聚力减小，岩土之间的摩擦力及凝聚力降低，在自身重力和浅层地下水的浸润作用下，残积土易沿原生或次生结构面下滑，从而形成滑坡。

风化层厚度越大说明岩土体风化程度越高，裂隙越发育，滑面埋深就越大，滑面倾角越陡，受人工切坡和降雨等因素影响，越容易造成滑坡地质灾害。

花岗岩风化带中的风化球使风化土层地基不均匀，使土体边坡存在不稳定隐患，影响基础工程。局部地区在近地表或陡坡处裸露，常易形成不稳定的摇摆石，受强降雨等因素影响，而形成风化球的崩塌、滚落现象，形成崩塌。崩塌岩土体性质与底部的基岩岩性和风化土体相关。控制结构面主要以节理裂隙为主，个别沿风化层面崩塌。

6 花岗岩残积土的崩解机理

花岗岩残积土的崩解主要是黏土矿物由于浸水而发生碎裂、散体的现象，这是一个在水的渗入作用下土体颗粒之间胶结丧失，土体结构由于粒间斥力超过吸力，产生应力集中而瓦解的一个不可逆的物理过程[6]。

崩解产生充分条件是：①土体表面存在水的渗入通道，或土体表面易于在动水力的作用下快速渗入到内部的通道；②土中颗粒胶结被水渗入后产生的内应力集中现象破坏，且破坏是不可逆的；③胶结物的水稳性不强，浸水易溶解。④临空面的存在是土体发生崩解的必要条件，假如土体没有临空面，侧向应力卸荷、失水干缩等损伤以及动水力作用也就不复存在。

7 花岗岩土质边坡的稳定性分析

花岗岩土质的边坡稳定性除受自然地形条件的控制外，主要取决于原生、次生结构面的稳定性[3]。

(1)土中原生结构面的稳定性。土中原生结构面是指母岩中原有软弱岩脉(如二长岩、煌斑岩脉)风化而成的结构面，大多数花岗岩残积土的边坡失稳都是土体沿这些软弱面滑动而形成的。这种滑动主要取决于临空面与结构面的空间组合及结构面的抗剪强度，这种类型的滑塌在1～2 m的基坑中也时有发生。滑塌面常夹有1～2 cm薄层状，光滑、平直的高岭土，有较强的连通性。边坡滑动多在雨季，滑体有较强的整体性。

(2)土中次生结构面的稳定性。土中次生结构面是由于风化作用和临空面形成等原因而产生的卸荷裂隙。这种边坡失稳有以下特点：破坏面平直、光滑，如刀劈一般，近于垂直并无滑动痕迹，以拉裂为主。失稳体高度一般5～8 m，单块破坏体一般厚度不大于2～3 m，破坏体有较强的整体性，基本以倾覆为主。破坏基本呈迭瓦式，多数边坡失稳多发生在雨季。

8 结论

花岗岩具有明显的风化分带现象，从上到下可划分为残积土、强风化带、中风化带、微风化带，受内部矿物成份、结构构造等影响，局部存在有风化不均匀性而形成风化球。

花岗岩残积土兼具砂土与黏性土的性质，是一种特殊的混合土，其压缩特性主要表现为砂土性质；抗剪特性同时具有砂土与黏性土的性质。其地质灾害特征主要以滑坡、崩塌为主，其土质边坡的稳定性受节理裂隙、物质成分、结构构造，水理性质等因素控制，主要取决于土中原生与次生结构面的空间组合。