高边坡危岩体薄层削方施工的关键点

本文格式为Word版，下载可任意编辑——高边坡危岩体薄层削方施工的关键点危岩体是影响人类生命财产安好与工程活动的自然地质苦难之一。对危岩体的勘察、稳定性评价与防治是地质苦难防治的研究难题。针对危岩带采取地形测量、地质测绘、井探、钻探、物探、同位素14C测年等手段，弄清了危岩带的成因机理。将典型地形剖面举行了地质概化，利用有限元模拟再现了苦难发生的过程，结合近水平软硬互层斜坡变形破坏机制理论，推断了周围山危岩形成演化的历史过程。为今后苦难的治理供给科学依据，同时也为其他类似的地质苦难发活力理熟悉起到借鉴的作用。

危岩边坡；地质背景；成因剖析；变形过程

1危岩带概况

周围山位于重庆市江津区，为国家AAAA级风景区。周围山集镇区是旅游风景区客流的集散中心。危岩带处于周围山镇的东侧，坐东朝西，整体南北长约460m，北端宽约80m。危岩带分布高程约1020～1140m，呈长条状分布，坐东朝西，北宽南窄，南北纵向总长度约460m，北端宽约80m，南端宽约35m，整体高度约80～110m（北高南低），总体积约260×104m?。在危岩带前面的陡崖上存在有7处单块危岩体，在危岩带南侧的母岩陡壁上存在1处单块危岩体，各危岩块体积大小不等，从一千多方至三万余方，总体积约108860m?。危岩带与后部基岩母体之间为一个巨大的拉裂沟槽。

2研究区环境地质背景

2.1地质构造

危岩带构造上位于太和向斜的东翼，岩层平缓，地层连续稳定，无断层、构造破碎带等通过，岩层产状为265°∠11°。

危岩带区主要发育两组构造裂隙，一组为近南北走向：265°∠87°，该裂隙与坡向近于一致，在陡崖（危岩）带可见延迟长数百米，间距十至几十米不等，张开宽度一般0.05～0.20m，在陡崖的边沿由于卸荷作用，顶部可见最大张开度达2.0m，裂缝内多有岩块、灰白色钙质、及粉土充填，裂隙平直、裂面粗糙；另一组为近东西走向：350°∠88°，间距几米至几十米不等，延迟长度可达百余米，张开宽度一般0.05～0.10m，在陡崖的边沿由于卸荷作用，顶部可见最大张开度达1.2m，裂缝内多有岩块、灰白色钙质、及粉土充填，裂隙平直、裂面粗糙；此两组裂隙为危岩体的主控裂隙。

2.2地层岩性

地层主要有第四系全新统崩坡积层（）、滑坡聚积层（），基岩为白垩系上统夹关组（）砂岩夹少量泥岩。基岩岩性特征为：以砖红色、紫红色、紫灰色块状中、细粒长石石英砂岩为主，夹少量砖红色泥岩；砂岩中水平层理、斜层理均较发育，矿物成份以石英为主，长石次之；泥岩中粘土矿物主要为水云母，次为石英、绿泥石。

2.3危岩带水文地质条件

危岩带岩体中的裂隙多呈张开状，且延迟较长，贯串性较好，地下水径流条件好不利于地下水的存贮，水位埋藏深度较大，其补给源以后部沟槽土体中的地下水为主，沿裂隙快速流过危岩带，顺坡向下渗入基岩或滑坡土体中。由于其后部的山坡汇水面积较大，且砂岩含水层厚度较大，因此地下水量较为稳定，但其水位受降雨的影响那么较大。危岩带后部沟槽中的土体呈槽谷状分布，前后均为砂岩，为一个半封闭的地质环境，受地形条件限制，地下水埋深区别较大，其地下水主要采纳上部基岩裂隙水及冲沟中地表水的补给，水量相对较为稳定，但水位受降雨的影响那么较大。其水压力的作用对危岩带的整体稳定性有不利影响。

3危岩带成因剖析

针对危岩带成因机理采取地表调查、钻探、物探（高密度电法、地质雷达）等手段举行了分析研究，查明危岩带与后部基岩母体之间为一个巨大的拉裂沟槽（高程约1060～1120m），沟槽呈南北向延迟，总长度约460m，沟槽北端可见延迟长约130m，宽约40～50m，沟槽地形最深可见40～50m；沟槽南端可见延迟长约80m，宽度约3～20m，沟槽地形最深可见20～30m；沟槽中间长约250m段地形与环境相一致，地表反映不出沟槽的概括形态。沟槽内土体厚度39.8～103.2m。

危岩带的前侧面为一个高约80～110m的陡崖，陡崖坡角约85～90°。陡崖的下方至头道河为周围山老滑坡，地形稍为平缓，坡角10～15°。针对危岩带前部陡崖脚采取钻探、竖井、井内钻探等手段以查明陡崖基座以下深部是否存在滑动带或薄弱带，结果查明12.20～12.70m的滑动带为土岩界面，而18.80～19.00m的滑动带的上下均为完整的砂岩，两层滑动面的产状均为265°∠11°，与基岩产状一致，从19.0～88.68m段均为完整基岩，未见任何破碎带及裂隙。从而可判断出12.20～12.70m的滑动带应属于1926年发生的周围山老滑坡的滑动带，而18.80～19.00m的滑动带应属整个危岩带形成之前的古老基岩滑坡的滑动带。

在危岩带后部的沟槽深度在40.65m处察觉一块碳化植物残片，经同位素14C测年鉴定，其形成时间为23160±740年前，而与沟槽的整个深度103.2m相对比，那么沟槽的形成时间估计在3～4万年以前。通过以上各种地质现象可以证明：危岩带最初的地质环境为一个古老的岩质顺层平推式滑坡。后部的沟槽为滑坡发生后形成的拉裂缝，随历史的变迁，拉裂缝两侧崩坡积的块石及土体将拉裂缝逐步掩埋，而危岩带的前部随头道河的冲刷切割，使岩体逐步发生崩塌、滑坡等，而形成今天的状态。

4危岩体形成演化过程模拟

危岩带的前侧面地形坡角10～15°，地形坡度平缓，岩层倾角11°近水平岩层，岩性为巨厚层状砂岩和中厚夹少量砖红色泥岩，岩滑坡区表层为不透水粘土层含块石、碎石。这些条件均不利于滑坡发生的条件，这类斜坡本应是稳定的。但为什么于1926年还是发生了规模较大的周围山老滑坡呢，因此，针对这类斜坡的变形失稳机制的研究，具有特别重要的意义。

4.1模型的建立根据野外地质调查，及槽探、钻探等资料，将周围山镇头道河危岩带现状地质剖面举行了地质概化，模型计算区域为边坡体横向延迟2倍边坡高度，纵向延迟2.5倍边坡高度，地表为自由边界，两侧边界水平位移为零，下侧边界竖向位移为零。研究岩体在自重力作用下，边坡应力场和位移场的特征变化，计算中按弹塑性力学模型（Drucker-Pranger模型）。分析计算采用国内外广泛采用的ANSYS程序举行，有限元计算模型如图2示。

4.2参数的选取

根据本次勘查资料，A1、A2区域为完整基岩区，其岩体的各项指标按裂隙不发育举行折减，A3区域为发生过滑动的危岩体，其岩体的各项指标按裂隙发育举行折减，概括参数选取见表1。

4.3计算结果分析

本次数值模拟采用有限元强度折减法举行危岩带的整体稳定性分析，将现状危岩带整体视为一个高边坡。首先选取初始折减系数（F=1），将岩土体强度参数举行折减，将折减后的参数输入，举行有限元计算，若程序收敛，那么岩土体处于稳定状态，然后再增大折减系数，直到程序恰好不收敛，此时的折减系数即为边坡的稳定系数。选取有代表性的分析结果如下：

有限元模拟结果分析得出，该模型的稳定性系数为2.8，说明该边坡模型在模拟状态下是稳定的。通过边坡模型的水平方向应力云图（图4a）来看在边坡的临空面展现了拉应力集中区，水平方向应力云图（图4b）、塑性应变云图（图4c）等分析，显示出陡崖片面有拉应力集中，拉应力集中造成陡崖前方拉破坏，形成节理裂隙后，逐步向深部进展，成为降水入渗通道和储水空间，通过对现状处境的有限元模拟的分析结果，结合吉随旺等人的近水平软硬相间斜坡的失稳变形机制研究成果，可把周围山现状的蜕变史概括为以下几个阶段（图4）：

（1）初始地貌（图4a）：在晚第三纪喜山期第三幕构造运动的作用下，本区地壳大幅抬升，在头道河水流的冲刷切割作用下，河沟的两侧多形成陡峻的悬崖峭壁（目前周围山区多处可见陡峻的/V0字型。河谷，深度可达百余米），而由于本地区出露的岩性为巨厚层状砂岩和中厚层夹少量砖红色泥岩，由于砂、泥岩的差异蠕变，在岩体内部形成拉应力。根据数值模拟的结果显示边坡的临空面展现了应力、应变集中，陡崖的脚部形成塑性变形区，进而形成了多为倾角近垂直、裂面平直、延迟较长的裂隙，此裂隙成为降水向岩体入渗的通道。

（2）头道河下切、塌岸，裂隙扩大（图4b）：在降雨期间，这一张开的垂直裂隙中的水头急速升高，产生较大的垂直于裂隙的静水压力，使得原有的裂隙贯串扩大。岸边坡崩塌成为破碎的岩体。

（3）1926年滑坡发生前地形（图4c）：如此周而复始，体验多个轮回后，形成了1926年周围山滑坡发生前的状态。

（4）现状地貌（图4d）：在暴雨期间，这一张开的垂直裂隙中的水头急速升高，产生较大的垂直于裂隙的静水压力，与此同时，高水头裂隙水沿岩层界面向坡外渗流，渗流水又产生强大的扬压力（渗透压力），在这两种水压力的联合作用