梅子坪滑坡变形机制及稳定性分析

董建辉，邱 茂

(1.成都大学 建筑与土木工程学院，四川 成都 610110；2.成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，四川 成都 610059)

0 引 言

滑坡为一种常见的地质灾害现象，为了有效地对其进行防治，分析其变形机制和进行稳定性研究有重要意义，多年来，相关学者们对滑坡的变形破坏展开了大量的研究.朱益军等[1]结合GIS与钻孔勘探，研究了杭金衢公路K103段滑坡的蠕滑状态，提出了相应治理措施；王力等[2]通过变形监测与地质调查，研究了三峡库区树坪滑坡变形与库水位变化的关系；陈胜伟等[3]利用数值模拟，研究了岺水高速六活口滑坡的变形破坏机制；杨何等[4]通过变形监测及数值模拟，研究了三峡库区二道河滑坡在库水位作用下的变形机制；金斌等[5]通过数值计算与监测分析，研究了某碎石土滑坡复活破坏机制与稳定性；宋丹青等[6]使用GPS对滑坡进行连续监测，研究了水库施工工程对滑坡变形的影响；艾小杨等[7]结合地质调查与监测资料，研究了重庆云阳旧县坪滑坡的变形破坏机制；陈方明等[8]采用传递系数法，研究了滑坡在暴雨、库水变化等多重条件作用下的稳定性；韩晓极等[9]通过现场调查与工程地质分析，研究了抚顺西露天矿南帮边坡变形破坏过程；邓建华等[10]结合数值模拟变形对比与回归分析，研究了呷爬滑坡的变形破坏机制；肖拥军等[11]利用数值模拟，研究了黄土滑坡的变形过程与形成机制；白洁等[12]通过现场勘查与有限元法，研究了苗尾水电站变形破坏过程中的动水压力作用机制.

梅子坪滑坡体量巨大，变形机制复杂，本研究通过详细的现场地质调查对其展开分析，并同时考虑整体变形与局部变形，为该类滑坡防治提供理论支撑.

1 滑坡区域概况

滑坡区位于四川省阿坝州小金县崇德乡海坪村一组境内，东经102°21′46″，北纬31°1′51″.区内地势东北高西南低，属于邛崃山高山地貌区，区内河流切割强烈，地面起伏大，以高山峡谷为主，山脉多呈南北和北东走向，崇德河由北向南延伸.

滑坡区出露地层为第四系全新统的滑坡堆积层(Q4del)，该层主要为灰色粉质黏土夹碎石；下伏基岩为三叠系上统侏倭组(T3zh)，该层主要为灰色中厚层变质砂岩、板岩，滑坡后部坎上和冲沟左侧陡坎处均有出露，岩层产状为58°∠28°，工程地质平面图如图1所示.

图1 滑坡区工程地质平面图

2 滑坡基本特征

梅子坪滑坡从地形地貌上来看，具有较明显的滑坡圈谷形态.该滑坡后缘顶部高程3 020 m，坡脚高程为2 525 m，前后缘高差为495 m.滑坡左侧以冲沟为界，基岩出露;右侧以覆盖层与基岩山体分界线为界;后缘以陡坎为界;前缘以坡脚崇德河谷为界，主滑方向为275°.滑坡纵向长为808 m，横向最宽处为712 m，面积为35.6×104m2.滑坡体平均厚度为35 m，滑坡体体积为1.25×107m3，该滑坡为深层滑坡，按规模其属于特大型滑坡，其滑坡全貌如图2所示.

图2 梅子坪滑坡全貌

根据现场调查的地表变形痕迹，发现滑坡后部裂缝较多，变形主要集中在坡体后部.因此，将滑坡分为A(强变形区)、B(滑坡整体区)两块进行局部稳定性与整体稳定性的研究.

A区位于滑坡后部，前缘高程为2 765～2 780 m，后缘高程为3 020 m，高差为240～255 m.该区纵向长为415.45 m，横向最宽为293.12 m，平均坡度为30°，面积为8.86×104m2，体积为3.1×106m3.“5·12”汶川大地震使该滑坡体变形加剧，裂缝、错落坎等变形加大，错距大的可达2 m以上，裂缝宽为0.5～1.0 m，裂缝走向为190°～235°，且在A区前缘出现鼓胀.A区中部的一宽缓平台从上至下错落形成五级弧形阶梯状的错落坎，平面上长达100 m，方向为192°，如图3所示.

图3 A区下错阶梯

梅子坪滑坡体由粉质黏土夹碎石及碎石土组成，滑带由粉质黏土及碎块石构成.滑坡下伏基岩主要为青灰色厚～中厚层状变质砂岩夹板岩，岩层产状为58°∠28°，具体如图4所示.

图4 梅子坪滑坡剖面图

3 影响因素分析

3.1 地形地貌

梅子坪滑坡呈东西向展布，东高西低，滑坡体在平面上呈不规则半椭圆形.滑坡后缘陡坎上部为一宽缓平台，平台长为400余米，宽为200余米，平台后部陡坎上出露基岩.滑坡体后缘及中部均有宽缓平台发育，平台前后部陡坎发育，陡坎高为8～15 m，坡体从后缘到前缘呈“缓—陡—缓—陡”状，在A区以及滑坡整体的前缘形成的陡坎临空面，为滑坡提供了地形条件，具体如图5、图6所示.

图5 A区前缘陡坎

图6 B区前缘陡坎

3.2 地层岩性

滑坡下伏基岩主要为青灰色厚-中厚层状变质砂岩夹板岩，岩层产状为58°∠28°，为反向坡，其稳定性较好，具体如图7所示.

图7 滑坡下伏反倾变质砂岩夹板岩

3.3 地质构造及地震

梅子坪滑坡下伏岩体主要发育两组结构面，J1：260°∠69°，J2：355°∠71°.其中，J1陡倾坡外，J2陡倾切坡发育，可能构成潜在滑移面.滑坡区处于达维向斜的北翼，龙门山强震带西侧，挽近期地壳强烈上升，地震活动较频繁，滑坡区动峰值加速度0.10 g.

3.4 水文地质条件

梅子坪滑坡区地下水类型有松散岩类孔隙水和基岩裂隙水两大类型，以基岩裂隙水为主，地下水补给主要来自大气降水及农田灌溉.

3.5 人类工程活动

梅子坪滑坡区内的人类工程活动表现为农业垦殖和民房工程建设，对于坡体稳定性均有不利影响.

4 滑坡稳定性及变形机制分析

4.1 稳定性分析

梅子坪滑坡地表整体连续性较好，地貌上连续，地表沟谷不发育.坡体地表土体较松散，内部碎石土堆积呈较密实到密实，乡村公路开挖后形成的公路边坡坡角有的高达60°～70°，但能够保持基本稳定.A区变形破坏迹象明显，错落坎、裂缝发育.根据槽探揭露，地表裂缝向下延伸深度一般为1～2 m，裂缝发育局限于浅表层土体内，A区属于浅表层土体的蠕滑-拉裂变形.从变形区域与变形规模来看，梅子坪滑坡整体基本稳定，其中A区存在局部失稳的可能.

考虑天然、暴雨、地震(烈度为Ⅶ度)3种工况，采用条分法进行滑坡稳定性计算，分别计算了剖面Ⅰ-Ⅰ′A区及滑坡整体的稳定性，计算结果如表1所示.其中，当稳定系数Fs≥1.15时为稳定状态，1.15>Fs≥1.05为基本稳定状态，1.05>Fs≥1.0为欠稳定状态，Fs<1.0为不稳定状态.

表1 滑坡稳定性和推力计算结果

计算结果表明：

1)A区沿浅层滑面在天然状况下保持基本稳定，在暴雨、地震工况下为欠稳定.

2)滑坡整体沿深层滑面在天然状况下处于稳定状态，在暴雨、地震工况下处于基本稳定状态.

3)暴雨使A区沿浅层滑带稳定性系数降低8.99%，使整体沿深层滑面稳定性系数降低8.74%；地震使A区沿浅层滑带稳定性系数降低12.05%，使整体沿深层滑面稳定性系数降低11.83%.由此可见，地震对滑坡稳定性影响比暴雨大.

4.2 变形机制分析

1)梅子坪滑坡所处斜坡为反向坡，一般情况下边坡稳定性较好.由于坡体由变质砂岩和板岩构成，岩体软硬程度有较大差异，岩体陡倾坡外结构面发育伴随地壳抬升，在浅表层发生卸荷回弹变形.特别是沿陡倾坡外节理产生的差异卸荷回弹变形明显，导致结构面的剪切应力集中，剪应变增大.同时，卸荷变形使得浅表部岩体沿陡倾坡外的节理产生弯曲—拉裂破坏，造成上覆土体下错，出现地裂缝.

2)从变形迹象位置来看，A区后缘出现了多条下错裂缝，前缘有鼓胀隆起，由于深部岩体的变形空间更小，结合滑坡整体的变形分析可知，浅表岩体的弯曲拉裂破坏主要集中在A区坡体下部.A区后缘裂缝发育，前缘被后部坡体挤压隆起，在降雨情况下，雨水沿着A区后缘蠕滑剪切带下渗，浸润粉质黏土夹碎石构成的浅层滑带，从而降低滑带土的强度，减小抗滑力，且雨水的渗入增加了坡体自重，在重力作用下A区坡体将沿着粉质黏土夹碎石浅层滑面失稳下滑，其变形破坏模式为蠕滑—拉裂式，滑坡变形破坏过程如图8所示.

(a)坡体下伏岩体弯曲—拉裂、A区坡体裂缝发育

5 结 论

1)梅子坪滑坡下伏反倾岩体在构造作用下，产生弯曲—拉裂变形破坏，使得上部土体浅表层发生蠕滑—拉裂破坏，在A区表现较为明显.

2)在暴雨作用下，梅子坪滑坡A区后缘裂缝扩大，变形加剧，滑动面贯通，自重增加，A区坡体最终将沿着粉质黏土夹碎石浅层滑面发生失稳破坏，其变形破坏模式为蠕滑-拉裂.

3)由滑坡变形情况来看，梅子坪滑坡整体基本稳定，A区存在失稳的可能.

4)稳定性计算结果显示，A区在暴雨或地震情况下处于欠稳状态，而滑坡整体在以上3种工况下稳定性都较好.