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研究概述

Overview of the study

争岗滑坡是位于中国青藏高原东南部的一个古老的复杂滑坡。由于2008年的强降雨和2009年的强降雪，争岗滑坡再次表现出较高的复活可能性。南京工业大学Shengnian Wang等调查了争岗滑坡（包括I区和II区）的地质结构、物质特征和宏观变形，以揭示其形成机制和演化趋势；随后，结合极限平衡法和有限元分析法，对争岗滑坡的稳定性和破坏机制进行了详细分析。地质调查结果表明，争岗滑坡曾经历过多次滑动，目前处于亚稳定状态。滑坡的活动性分布表现为：I区属于牵引式滑坡，而II区属于推移式滑坡。数值稳定性及破坏分析进一步证明了这些结论。

争岗滑坡区域背景

（1）区域地形地貌条件

由于印度-亚洲板块碰撞引起的青藏高原隆升，争岗地区的区域地质构造受到强烈的挤压活动影响。如图1所示，三江并流是该区域演化历史主要阶段和事件的突出代表。争岗滑坡附近的区域地貌属性为高山深谷，北侧高于南侧。山脉主体走向为NNW及近SN。澜沧江自北向南流淌。深切河谷形态呈“V”字形（图2）。河流两岸自然坡度约为20- 45°。河岸阶地发育。图3(a)显示，争岗滑坡的外部边界在平面上呈舌形，整个滑坡的后缘呈圈椅状。地表分布着三条主要冲沟：上游沟、争岗沟和亚弓沟。其中，争岗沟遭受的沟蚀作用最为强烈，导致地形切割深度最大。因此，整个滑坡在地貌结构上可分为两个子区域：I区和II区。地质调查和现场勘察表明，滑坡坡度在海拔2750米以上约为 30 -50°，在海拔2250米至2750米之间约为20 -30°，在海拔2250米以下约为40°。海拔2250米以上，地形完整性好，地表植被相对发育。海拔2250米以下，地形完整性差，牵引式沟蚀发育。海拔2100米以下，河流两岸部分区段的基岩出露。滑坡堆积体的上游边界主要沿85 -20°W（海拔2450米以上）、S65°W（海拔2250–2450米）以及SN向（海拔2250米以下）延伸。滑坡堆积体上游边界的岩土体主要为碎屑岩和冰碛石质土，厚度范围5-20米。碎屑岩的岩性为弱风化玄武岩，具有典型的层状结构和韵律纹理。滑坡堆积体的下游边界主要沿S60°W（海拔2200–2500米）延伸，但在海拔2500米以上逐渐偏离亚弓沟向上游区域延伸。目前可以清晰地看到，滑坡堆积体与滑床明显分离。滑床下方，基岩出露。滑坡堆积体下游边界的岩土体为第四纪沉积物，包括残坡积物、冰水沉积物和崩积物。岩土体深度范围10-20米。下伏基岩的岩性为砂岩和板岩。海拔2200米以下，局部可见由灰岩滑动形成的滑坡堆积层。灰岩强风化，出露宽度约2–3米。此外，在海拔2800–2900米和2500–2700米处，已出现两条平行于滑坡后缘的张陷带，形成了明显的陡坎。张陷带的平均深度约2米，最大深度5米。滑面趾部附近区域在海拔2180米至2210米范围内呈现出明显的鼓胀变形，如图3(b)-3(e)所示。

图1 滑坡场地位置图

图2 地形剖面图

图3 地形地貌特征图

（2）工程地质与水文地质条件

图4(a)显示，该滑坡海拔范围为2180–3220米，最大谷宽约1300米。滑坡面积为170万·m2。滑坡体积约为4720万·m3（其中I区940万·m3，II区3810万·m3）。地质调查结果表明，该区域可见各类岩石露头，包括岩浆岩、沉积岩和变质岩，如图4(c)所示。滑坡堆积体下伏的正常构造形态为一单斜构造，产状为 N20°-30°W， SW∠25°-85°。由于强烈的弯曲倾倒变形，滑坡堆积体附近的倾倒岩体产状为N30°-35°W， SW∠15°-30°。压性结构面发育，使得该地区的地层接触关系以构造断层为主。钻孔结果显示，滑坡的滑动面主要沿一层夹层粘土发育。其整体向内凹陷，但内部某些地方略微隆起。整个滑动面的形状近似匙形，如图4(b)所示。滑动面产状在顶部为N30-5°W, NE∠40-60°，中部为 N30-40°W, NE∠20-40°，趾部为N30-40°W, NE∠10-20°。钻孔结果还表明，争岗滑坡形成时间较早，在过去曾经历过多次大规模滑动。因此，该滑坡应为一个多期次复合滑坡。

图4 工程地质图

图5表明，从上到下主要有三层物质，包括滑坡堆积体、夹层粘土（以下简称滑带）和基岩。滑坡堆积体主要由第四纪沉积物组成，包括第四系坡洪积层、全新统冰水沉积和滑坡堆积。钻孔勘探结果（所有钻孔均揭露了滑坡堆积层）表明，I区滑坡堆积体的厚度在海拔2300米以下约为20–30米（例如ZK44孔），在海拔2250至2750米之间约为30–40米（例如ZK40和ZK42孔），在海拔2600米以上约为20–30米；II区滑坡堆积体的厚度在海拔2300米以下约为30–50米（例如ZK208孔），在海拔2300至2500米之间约为50–100米（例如ZK118和ZK120孔），在海拔2500米以上约为30–40米（例如ZK116和ZK205孔）。争岗沟及其他小冲沟附近的滑坡堆积体厚度相对较薄。探硐结果显示，I区滑坡堆积体的厚度在海拔2300米以下约为20–30米，在海拔2300至2600米之间约为80–90米（例如PD1704和PD1705硐），在海拔2600米以上约为30–40米（例如PD205硐）；II区滑坡堆积体的厚度在海拔2300米以下约为40–60米（例如PD204硐），在海拔2300至2500米之间约为120–170米（例如PD144硐，该硐在168.20米深度揭露了滑坡底界），在海拔2500米以上约为30–40米（例如PD142、PD203和PD207硐）。钻孔勘探和探硐结果均表明，滑坡堆积体物质由细砂土和大小从几厘米到超过20米不等的风化玄武岩碎块组成。胶结作用弱。韵律结构特征明显，产状为 N5°W, NE∠30°–40°。由于滑坡堆积体结构松散、渗透性高，融水和大气降水能快速入渗其中。滑坡堆积体在滑面趾部附近明显鼓胀，并已多次发生解体。

图5 正岗滑坡典型剖面图：（a）I 区 A-A' 剖面；（b）II 区 B-B' 剖面

滑带是滑坡堆积体底部与下伏基岩（或倾倒变形岩体）之间的一层细粒物质薄层，如图6(a)–6(c)所示。钻孔勘探和探硐结果表明，滑带的产状在顶部为 N30°–50°W, NE∠40°–60°，中部为N30°–40°W, NE∠20°–40°，趾部为 N30°–40°W, NE∠10°–20°。探硐中揭露的滑带厚度约为20–200厘米。其物质总体上为粘性、压实的湿润细粒土，混杂有10–30%磨圆度好的小岩块，尺寸范围1至3厘米。局部可见剪切滑动现象，具体如图6(d)所示。滑带的物质组成在不同部位有所不同。顶部处于干燥状态的物质岩块含量高，岩性为板岩和砂岩。中部处于塑性状态的物质粘土含量高。中部混杂的岩块主要由板岩和砂岩组成，但含有少量灰岩和泥岩。趾部的物质岩块含量高，岩性为板岩、砂岩、灰岩和玄武岩。因此，滑带在顶部和趾部具有较高的抗剪强度，但在中部相对较低。探硐（PD204）揭露的结果表明，滑坡堆积体趾部下伏的基岩为下二叠统青色玄武岩（图6(e)）和变质砂岩（图6(f)）。它们是强卸荷回弹倾倒岩体，非常破碎和风化。倾向坡下的剪切和拉张裂隙发育，并具有密集、等间距分布的特点。岩体呈现特殊的块状-层状结构。张开裂隙分布的平均间距约为20–40厘米。张开裂隙内无充填物或仅有少量小岩屑。岩体悬空现象明显。硐壁锤击声沉闷。与基本处于同一高程的其他探硐结果相比，强卸荷回弹带的深度明显加深，这表明来自滑体的滑坡推力导致了玄武岩的剪切破坏和结构解体。

争岗地区的水文地质条件简单。地下水主要为在岩石裂隙中流动的裂隙水。由于基岩严重的卸荷、回弹和应力释放，岩体节理发育，因此岩体的渗透性相对高于滑带。然而，由于地下水位通常低于滑带，本研究未考虑地下水对滑坡稳定性的影响。

图6 滑带与基岩特征图

（3）滑坡变形历史与演化趋势

地质调查表明，滑坡区的构造变形系统主要受印度板块与亚洲板块右旋剪切作用的控制。地应力、不利结构面和卸荷变形是滑坡变形演化的控制因素。冰川作用、地下水和地震是滑坡失稳破坏的诱因。钻孔勘探（如ZK44和ZK208孔）和探硐（如PD204和PD144硐）结果表明，分布在滑坡堆积体趾部的灰岩带属于P1β岩组的残留沉积物，该岩组也出露于争岗滑坡的侧翼。因此，可以得出结论，该滑坡向澜沧江滑动的距离已达到400–500米。地质调查还揭示了争岗地区的地层接触关系，如图7所示。冰碛物的形成晚于第三级阶地的形成。古滑坡的形成晚于冰期。因此，争岗滑坡的演化过程可分为三个动力阶段。

第一阶段是第三级阶地的形成。河谷下切、节理岩体卸荷、构造运动和气候变化加剧了岩石风化。滑坡堆积体开始形成。强烈的间歇性地壳抬升是主要的构造运动。

第二阶段是由早期岩体强烈弯曲倾倒变形形成的大规模基岩滑坡。随着冰期的到来，近地表的弯曲倾倒岩体日益解体，并向河谷移动。弯曲倾倒岩体的破裂面形成。随着冰期的消退，岩屑被冰川融水搬运并覆盖在第三级阶地上。

第三阶段是古滑坡的后期改造。岩体因物理地质作用更加破碎，形成滑坡堆积体。由于长期降雨、降雪、人工灌溉、地下水波动和地震等原因，滑坡堆积体多次失稳，从而形成了当前的二期和三期滑坡。地质调查显示，I区的二期滑坡海拔范围为2200-2650米。二期滑坡的主破裂壁分布在海拔2650-2770米之间。主破裂壁的坡度为42°。在海拔2800米附近形成一个平台，该处地表平均坡度为11°。I区的三期滑坡海拔范围为2200-2560米。在海拔2500米附近形成一条长620米的弧形裂缝。在海拔2480–2610米处也形成了一个平台，该处地表平均坡度为33°。I区三期滑坡深度为35–45米，面积为25×104m2，体积为760×104 m3。II区的二期滑坡海拔范围为2200-2910米。在海拔2900米附近形成一条长800米、宽20–100毫米的裂缝。破裂壁的最大高差约6米。形成了两个尺寸为50m×4.0m×0.5m和20m×2.5m×1.2m的张陷带。II区二期滑坡深度为20-85米，面积为80×104 m2，体积为2580×104 m3。II区的三期滑坡海拔范围为2200-2790米。在海拔2720-2790米和2470-2560米处形成了两个平台。海拔2720-2790米处地表平均坡度为13°，另一处为20°。II区三期滑坡深度为20-85米，面积为60×104m2体积为2070×104m3。

图7 地层接触关系图

整体而言，由于深切的沟谷侵蚀，整个滑坡可分为两个独立的子域（I区和II区）。钻孔和探硐揭露的滑带是沿崩积物与基岩的接触面发育。I区顶部底滑面的坡度低于趾部。滑坡堆积体的主变形方向是朝向澜沧江，并略微向争岗沟方向滑动。I区趾部滑坡堆积体的崩塌严重，如图8所示。因此，I区的活动性分布应属于牵引式滑坡。II区顶部底滑面的坡度比中部和趾部陡峭得多。II区顶部滑坡堆积体的变形比其他部位更为显著，其他部位也出现局部变形。因此，II区整个滑坡堆积体目前处于缓慢蠕滑状态。II区的活动性分布应属于推移式滑坡。争岗滑坡最近的复活发生在2008年10月和2009年2月。前者由意外的长期强降雨（三天三夜，最大日降雨量78毫米）诱发，后者由严重的灾害性降雪引发。这两起事件都导致了覆盖在滑动面上的孔隙水压力达到1米至9米。I区和II区都出现了新的失稳迹象。地表上部和中部出现了更多新的张性裂缝。在图9(a)、9(b)和9(c)中，主破裂壁更加明显；在图9(f)中，邻近滑动面两侧的侧翼更加发育，滑面趾部附近的鼓胀变形伴随扇形分布的放射状裂缝更加严重。沿地质探硐揭露的先存滑动面的深部运动清晰可见。用于硐室支护的木材向外倾斜变形和破坏更为突出，如图9(c)、9(d)和9(h)所示。趾部滑坡堆积体的崩塌更加严重，清晰地暴露了底滑面的趾部。当时的所有证据表明，该滑坡很可能再次复活。幸运的是，这些孔隙水压力通过一些预先实施的排水措施（例如排水孔）得到了有效消散。因此，滑坡再次趋于稳定，但沿滑带仍有非常缓慢的蠕滑变形。

图8 滑坡变形特征图

图9 地表与勘探平硐出现的预警迹象图

争岗滑坡稳定性分析

刚体极限平衡分析和数值模拟是滑坡稳定性评估最常用的方法。然而，刚体极限平衡分析无法提供边坡内部应变大小信息，也无法指示滑动面上应变的可能变化情况，因此无法了解边坡沿滑动面全长的渐进性破坏过程。条块间侧向力假设方向的不同，导致其计算精度不如满足所有平衡条件的方法，因此可能出现边坡计算安全系数小于1.0，但边坡实际稳定的情况。相比之下，尽管数值模拟不仅能给出边坡的应力-应变状态，还能反映边坡的渐进性破坏过程，但安全系数的计算是其不可避免的弱点。因此，如何兼顾这两个方面将更具说服力和全面性。

（1）安全系数计算方法

本研究将采用一种结合了极限平衡法和有限元分析的方法进行滑坡稳定性分析，该方法使用相同的安全系数定义（SF = 土体抗剪强度 / 维持平衡所需的剪应力）。该方法在二维域中的主要思想是：(a) 首先根据所有有限元与滑动面的交点，将滑动面划分为短的线段；(b) 将所有线段依次连接作为计算滑动面；(c) 通过线段长度乘以各线段中点应力张量分量的方式，沿每个短线段积分计算滑动面上的抗滑力和滑动力（图10）。因此，滑坡的安全系数可表示如下：

其中L是滑动面的整个路径；τf是土体的抗剪强度；σα和 τα分别是一个土体单元斜截面上的法向应力和剪应力；ΔLk第k段线段的长度；n是线段的总数；m是所有单元与滑动面交点的总数。

图10滑动面示意图

如果滑坡向右破坏（取逆时针方向为正），则滑动面与x轴的夹角应始终为钝角α，如图11所示。对滑动面上各线段中点的原始应力张量进行坐标旋转，则通过各线段中点（应力点）且方向与线段方向一致的平面上的法向应力和剪应力可表示如下：

其中 σα和 τα是通过应力点某一平面上的法向应力和剪应力σx, σy, τxy 是应力点的法向应力和剪应力；α是通过应力点的平面的方向。

如果应力点的孔隙水压力为p，则有效抗剪强度τf应为：

其中c'是土体的有效粘聚力，φ'是有效内摩擦角。

因此，由一系列短线段组成的滑动面的安全系数为：

图11 线段中点处平面上的法向应力与剪应力及其方向示意图

（2）计算模型与边界条件

由于本研究中的安全系数计算方法基于边坡的应力状态，因此有限元分析非常必要。两个典型剖面的有限元网格如图12所示，每个模型包括三层，并由四边形单元划分网格。考虑到滑坡堆积体是一种粗粒材料，其弹塑性特性采用莫尔-库仑模型描述。模型底部和垂直边界施加滚轴边界条件。

图12 （a）I 区 A-A' 剖面有限元网格；（b）II 区 B-B' 剖面有限元网格

（3） 参数确定

岩土体抗剪强度的合理性总是对滑坡稳定性分析结果，尤其是在滑带土抗剪强度严重控制边坡稳定性的情况下，具有至关重要的影响。本研究通过室内试验确定了原状滑带粘土的物理力学参数，如图13所示。由于实验条件和成本的限制，首先将剔除尺寸大于2 cm的玄武岩砾石后的天然滑坡堆积体的抗剪强度测试值作为参考值。然后，采用一个高于该参考值的经验值作为滑坡堆积体的抗剪强度。然而，这种抗剪强度并不能总是代表滑坡堆积体的真实强度。反分析常被用来确保滑坡堆积体抗剪强度的合理选取，这需要结合滑坡的缓慢蠕滑变形特征（1.00 < 安全系数Fs < 1.05，最小稳定状态）。 在本研究中，以Fs = 1.05作为边坡稳定状态水平，对这两个典型剖面进行了反分析研究。结果表明，通过反分析得到的滑坡堆积体抗剪强度大于室内试验结果。因此，滑坡堆积体的抗剪强度采用了反分析的结果。基岩的抗剪强度通过室内试验获得。争岗滑坡堆积体三层的容重、弹性模量和泊松比也是如此确定，如表1所示。

表1 争岗滑坡抗剪强度参数

图13 不同含水量下滑动带黏土的抗剪强度

（4）滑坡稳定性分析结果

表2说明了争岗滑坡在天然和降雨条件下的安全系数结果。此处采用一个简化方法来模拟降雨条件的影响，即在滑动面上施加孔隙水压力。这种简化主要归因于滑坡堆积体与滑带在结构和渗透性上的显著差异，以及计算的简便性。滑坡堆积体的高渗透性和滑带的压实结构总是导致滑动面上方迅速形成高孔隙水压力，这实际上导致了滑坡的逐渐失稳。在该研究中采用滑动面上3米水头压力来代表降雨条件。该值基于工程实际情况和工程师的建议。沿滑动面的孔隙水压力分布假定与滑动面深度成正比。结果表明，刚体极限平衡分析法和本文提出的方法得到的结果彼此吻合良好。所有期次滑坡的安全系数均大于1.05，表明滑坡在天然和降雨条件下均处于基本稳定状态（1.05 < Fs< Fsa，其中Fsa是根据规范确定的滑坡在不同条件下的安全系数阈值）。在降雨状态下，I区三期和II区一期滑坡的安全系数值最低，这表明当滑动面上存在孔隙水压力时，滑坡堆积体存在明显的失稳可能性。因此，有必要在雨季加强对滑坡的变形监测。

表2 争岗滑坡堆积体在天然和降雨条件下的安全系数

敏感性分析的主要目的是确定哪些控制参数对滑坡稳定性影响更大。在本研究中，选取I区三期和II区一期的滑动面，计算不同抗剪强度参数组合下的安全系数。表3和图14中的结果表明，当滑带内摩擦角增加一度时，I区三期的安全系数增加0.0404，而II区一期增加0.0321。当滑带粘聚力增加1 kPa时，I区三期的安全系数增加0.0017，而II区一期增加0.0007。内摩擦角的平均敏感度系数3.63%是粘聚力影响（0.12%）的30.25倍。因此，滑带的内摩擦角对滑坡稳定性的影响要大得多。

降雨引起的孔隙水压力始终是滑坡破坏的主要诱因。融水和大气降水快速入渗到滑坡堆积体中，一方面导致土壤含水量明显增加，引起土体抗剪强度显著降低；另一方面，它们增加了土体容重和孔隙水压力，导致滑坡的滑动力增大而抗滑力减小，从而加剧滑坡变形，最终导致滑坡失稳。

图15显示，随着孔隙水压力的增加，滑坡的安全系数迅速下降。当孔隙水压力达到5米时，I区三期滑坡会提前失稳。

表3 I区和II区不同滑坡期次的安全系数

图14 不同抗剪强度下的安全系数：（a）I 区第 3 级滑坡；（b）II 区第 1 级滑坡

图15 不同孔隙水压力下滑坡的安全系数

破坏机制分析

（1）计算模型与边界条件

为了解释争岗滑坡的变形模式和破坏机制，采用了三维网格模型。该模型尺寸为 1900 m × 1230 m × 1855 m，由 8080个三棱柱单元组成，如图 16 所示。采用莫尔-库仑模型来描述材料的弹塑性特性。模型底部和垂直边界施加滚轴边界条件。

（2）滑坡破坏机制分析

图 17 表明，在天然状态下，滑坡堆积体的塑性区主要分布在滑坡的下游边界和争岗沟沿线。滑带的塑性区局部相互连通。因此，整个滑坡在天然状态下处于基本稳定状态。II 区上部的塑性区比其他部位更明显，说明该处发生了大变形，这与工程实际情况相符。

图16 争岗滑坡三维有限元模型

图17 天然状态下滑坡堆积体（a）与滑带（b）的塑性区分布图

由于降雨入渗导致滑动面上产生高孔隙水压力，是争岗滑坡破坏最显著的外部触发因素，因此采用滑动面上 3 米水头压力来替代降雨条件的影响。滑动面上的水压力同样假定与滑动面深度成正比，如图 18 所示。图 19 表明，在降雨条件下，I 区中下部和 II 区上部的塑性变形最为严重。I 区三期滑坡失稳的可能性最高，并可能率先解体。因此，I 区的活动性分布应属于牵引式滑坡。II 区上部的塑性区比其他部位更多，这意味着 II 区上部正在发生更严重的变形。因此，II 区的活动性分布更可能属于推移式滑坡。图 19(b) 中滑带的塑性区几乎完全贯通，这表明在滑动面上存在 3 米水头压力的情况下，整个滑坡可能失稳。对比图 17(b) 与图 19(b) 中滑带的塑性区可以推断，较高的孔隙水压力对滑坡稳定性有显著影响。I 区三期滑坡对孔隙水压力的敏感性远高于其他期次滑坡，并可能比其他期次滑坡更早失稳。因此，在降雨期间或之后，I 区的滑坡风险高于 II 区。有效的排水措施因此有利于提高滑坡堆积体的安全性。图 20 显示，I 区下部和 II 区上部的变形最为显著，这再次实际证明了前述结论。

图18 孔隙水压力设计示意图

图19 降雨条件下滑坡堆积体（a）与滑带（b）的塑性区分布图

图20 整个滑坡堆积体的总位移图

研究结论

争岗滑坡是一个古老的大型滑坡。对争岗地区地层接触关系的地质调查表明，该滑坡的形成经历了三个阶段，包括第三级阶地的形成、冰期以及古滑坡的后期改造。深部滑动面的变形和破坏表明，该滑坡的活动性分布表现为：I区属于牵引式滑坡，而II区属于推移式滑坡。钻孔勘探和探硐结果表明，该滑坡堆积体处于亚稳定状态，在强降雨或持续降雨入渗期间，极易沿软弱的夹层粘土失稳。对争岗滑坡的数值稳定性分析和破坏机制研究结果证明了相同的结论，并表明滑带的内摩擦角对滑坡稳定性的影响要大得多。不同治理方案对比的结果表明，尽管投资更多，但将引水隧洞、泄洪洞、尾水隧洞和放空洞的所有出口设置在争岗滑坡的下游对于大坝安全而言要好得多。

Source

文章来源

        该研究成果发表在期刊“Advances in Civil Engineering”上，详细内容可见：Wang S, Xu W, Liu J. Stability and failure mechanism analyses of the Zhenggang landslide in southwestern China[J]. Advances in Civil Engineering, 2018, 2018(1): 6128401.

        原文链接：https://doi.org/10.1155/2018/6128401

资料整理 |马瑞霞

排版编辑 | 王亚豪

投稿邮箱：401784656@qq.com

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