陜西山陽“8·12”大型山體滑坡運動特征及數值模擬分析*

孟桓羽 占潔偉② 盧全中②③ 俞朝悅 亢佳樂 孫月敏

(①長安大學,地質工程與測繪學院,西安 710054,中國)(②西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室,西安 710054,中國)(③自然資源部陜西西安地裂縫與地面沉降野外科學觀測研究站,西安 710054,中國)

0 引 言

2015年8月12日0時30分左右,陜西省山陽縣中村鎮煙家溝村發生大規模山體滑坡,約1.60×106m3山體沿著下伏軟弱層面突然發生整體順層滑動,屬于典型的順層巖質滑坡(殷躍平,2007)?；w滑動過程中產生巨大動能,但受前部穩定山體的阻擋而發生兩次碰撞折返,最終在溝道中形成了長435m,最大堆積厚度為63m的折線狀堆積體?；麓輾Р⒀诼窳?8間房屋,造成7人死亡,64人失蹤,直接經濟損失約5億元(王佳運等,2018,2019)。

順層巖質滑坡是沿著層面或追蹤層面發生整體滑動的一類巖質滑坡,該類滑坡在世界上廣泛發育,且往往造成災難性的后果。1963年10月意大利瓦依昂水庫發生順層巖質滑坡,激起的涌浪摧毀了下游多個村鎮,造成了近2000人死亡(Müller-Salzburg,1987; 鐘立勛,1994); 2003年7月三峽庫區千將坪順層巖質滑坡,造成10人死亡、14人失蹤(廖秋林等,2005); 2009年6月重慶武隆雞尾山發生順層巖質滑坡,造成74人死亡,8人受傷(許強等,2009)。由于順層巖質滑坡具有突發性強、危害性大、預測預報困難等特點,國內外學者針對此類滑坡開展了系統研究。鄒宗興等(2012)在總結前人對順層巖質滑坡研究的基礎上,提出了4類順層巖質滑坡的變形破壞地質力學模式,給出了相應的穩定性評價方法,并直接應用于雞尾山滑坡?？紤]到順層巖質滑坡常受多層軟弱夾層的控制,龍建輝等(2019)揭示了雙軟弱夾層巖質滑坡的滑動模式及其變形規律。周劍等(2020)認為順層巖質滑坡產生視傾向滑動的關鍵因素是真傾向方向滑動受阻且視傾向具有良好的臨空條件。成永剛等(2011)采用貢獻率法確定巖層傾角與順層巖質滑坡的相關性,提出順層巖質滑坡最為發育的巖層傾角區間為10°～25°。Li et al.(2021)基于巖石蠕變理論建立了順層巖質滑坡蠕變加速變形階段位移的預測模型,并成功應用于撫順西露天礦南幫滑坡與雞鳴寺滑坡。Mcgovern et al.(2021)詳細描述了2018年新西蘭發生的Mangapoike順層巖質滑坡地貌特征,并探討了該滑坡的成因機制。

模型試驗被廣泛應用于研究巖質滑坡的運動、堆積特征,潘歡迎等(2013)通過物理模型試驗手段,確定了7類不同結構順層巖質滑坡的滑動速度、沖擊強度和堆積范圍特征; 王玉峰等(2016)設計并建立謝家店子滑坡真實三維物理模型實驗裝置,分析了該滑坡的運動過程與堆積特征。但模型試驗造價昂貴、試驗周期長。數值模擬分析因其成本低、應用方便、可重復性等優點,逐漸成為研究滑坡運動過程的重要手段(Lu et al.,2014; Delaney et al.,2015; 劉春等,2019; Wei et al.,2019)。殷躍平(2010)采用差分軟件FLAC3D提出了斜傾厚層山體視向滑動并轉化為高速遠程碎屑流的失穩運動模式。Zhang et al.(2013)借助不連續變形分析(DDA)方法揭示了近斷層處的強地震動對大光包滑坡滑帶形成和遠距離滑動的控制作用。離散元軟件3DEC被成功應用于模擬再現集集地震影響下的九份二山滑坡運動特征以及堆積過程(Wu et al.,2021)。Zhao et al.(2016)采用DEM-CFD耦合方法解釋了瓦依昂水庫滑坡運動產生的涌浪現象。Zhu et al.(2021)通過PFC2D軟件反演分析了徐扎高速遠程滑坡-碎屑流的運動學特征以及滑坡巖體的解體破碎情況。張龍等(2012)利用PFC3D軟件分析了摩擦因數與黏結強度的變化對雞尾山滑坡的運動、堆積特征的影響。周禮等(2019)采用PFC3D軟件模擬再現了金沙江白格滑坡運動全過程,并對滑源區潛在不穩定巖土體開展了危險性預測研究。Scaringi et al.(2018)綜合運用PFC3D、MatDEM、Massflow和MassMov2D軟件對新磨村滑坡運動全過程進行模擬再現,并對比分析了各個模擬軟件的特點。其中:PFC3D軟件憑借技術成熟和豐富的接觸模型,被廣泛應用于滑坡運動、碰撞、堆積等過程的精細化模擬。

本文基于對陜西山陽“8·12”大型山體滑坡(以下簡稱山陽滑坡)的詳細野外工程地質調查與分析,對滑坡體運動特征進行了系統的分析闡述,并利用離散元模擬軟件PFC3D反演再現了山陽滑坡運動堆積過程及特征,在此基礎上,揭示了山陽滑坡的演化過程和失穩機理。希望對類似滑坡的形成機理、運動特征和動力過程研究提供一定參考。

1 滑坡區地質環境條件

1.1 自然地理

山陽滑坡地處陜西省山陽縣中村鎮,區內山高溝深,地勢險峻,總體地勢呈西高東低,屬基巖中山陡坡地貌類型?；滤谏襟w為三面臨空的陡峭山脊(圖1),平均坡度38°,山頂海拔1300m,最低點海拔970m,相對高差達330m; 北側深切大西溝,南側臨空為較寬闊的主溝煙家溝,為滑坡的形成提供了有利的臨空條件。

圖1 山陽滑坡滑前和滑后全貌圖

滑坡區屬亞熱帶向暖溫帶過渡的季風性半濕潤山地氣候,四季分明。多年平均氣溫13.1℃,相對濕度年平均值為68%,年降雨量約為700～900mm,7～9月份為多雨月份,占全年降雨量的50%以上。

山陽滑坡發生前后降雨量情況如圖2所示。由圖可知,滑前8月9日有一較強降雨過程,降雨量達到19.1mm; 滑坡當天無降雨; 滑后第2天8月13日也發生一次強降雨過程(23.9mm),對災后救援工作造成了不利影響。

圖2 滑坡區日降雨與月降雨數據(山陽站數據)

1.2 地質構造

研究區地處南秦嶺薄皮逆沖推覆構造帶一級構造單元,屬于鎮安逆沖推覆構造帶,并與劉嶺逆沖推覆構造帶相鄰(圖3)。逆沖-推覆是區域內地質構造的一大特點。鎮安逆沖推覆構造帶北界是鳳縣-山陽大斷裂,該斷裂帶在推覆過程中形成了一系列褶皺,滑坡區即位于耀嶺河倒轉背斜倒轉翼。倒轉地層呈一北傾的單斜構造,構成順層巖質斜坡,因而易出現層間滑脫面,為滑坡失穩提供了天然滑動面(圖4)。

圖3 研究區地質構造圖(熊煒,2012)

圖4 山陽滑坡區地質圖及剖面圖

1.3 地層巖性

山陽滑坡區地處耀嶺河倒轉背斜倒轉翼,地層層序倒轉,地層產狀受構造作用影響顯著。如圖4和圖5所示,滑坡區主要出露地層有震旦系燈影組(Z2dn)白云巖、下寒武統水溝口組(∈1sg)硅質板巖和黏土巖、中寒武統岳家坪組(∈2y)灰巖和第四系(Q4)沖、洪積砂礫石。

圖5 滑源區地層分布情況

(1)震旦系燈影組(Z2dn):是構成滑坡體的主要地層,呈東西向帶狀展布,與下伏水溝頭組呈平行不整合接觸,總體產狀為0°～25°∠43°～50°?？煞譃閮蓚€巖性段(圖5),其中滑源區地層主要為震旦系燈影組下段(Z2dn2),巖性為灰色厚層微晶白云巖,節理裂隙發育,為表水溶蝕提供了良好通道。

(2)下寒武統水溝口組(∈1sg):出露于滑坡南側,總體產狀為0°～24°∠32°～56°?？杉毞譃?個巖性段(圖5),其中:上段(∈1sg1)為紫紅色夾薄層黏土硅質板巖,層理分明,該段地層強度較低,與上伏震旦系燈影組堅硬白云巖形成一個上硬下軟的平行不整合接觸面,故該段地層構成有利于上伏白云巖滑動的天然軟弱滑床。

1.4 地下水活動

滑坡區內兩條河道,分別是大西溝與煙家溝,兩者在滑坡前緣交匯?，F場調查發現枯水期無明顯地表徑流,雨季降雨時有短暫地表徑流。降雨形成的地表水可通過地表松散層和基巖裂隙下滲,形成地下基巖裂隙水。地表水的長期侵蝕使滑源區白云巖形成了許多溶蝕通道,為進一步侵蝕創造了條件,同時補給地下水,也是造成坡體結構穩定性降低的主要因素。當地表水通過溶蝕通道進入下部水溝口組夾薄層黏土硅質板巖,黏土薄層遇水易軟化,而硅質板巖為相對隔水層,使地下水容易富集在薄層黏土層中,導致其強度加劇降低,為滑坡的形成提供了有利的水文地質條件。

1.5 巖體結構

對山陽滑坡進行現場調查可知,其滑坡體控制性邊界結構面主要為中緩傾的南側斷壁(15°∠48°)、陡傾的北側斷壁(112°∠82°)和陡傾的后緣斷壁(278°∠66°)(圖6b)?；麦w被上述2組陡傾結構面切割,中緩傾結構面構成下伏的軟弱分離面,從而形成順坡向塊裂結構,結構面連通性較好,斜坡整體穩定性較差。

圖6 山陽滑坡區巖體結構面發育情況

采用窗口統計法(占潔偉,2019)分別對滑體北側斷壁、后緣斷壁以及煙家溝第二碰撞點附近出露的節理裂隙開展調查(圖6c、圖6d、圖6e)?？梢钥闯龌聟^結構面發育,其中:北部斷壁面(112°∠82°)、后緣斷壁面(278°∠66°)以及南部平行不整合面(15°∠48°)為滑坡體的3組控制性結構面,其余優勢結構面促進了3組控制結構面的發育、貫通,構成了山陽滑坡邊界條件形成的巖體結構基礎。

2 滑坡發育基本特征

2.1 滑坡基本特征

通過對山陽滑坡區進行無人機航拍以及后期DEM數據處理,獲得滑坡基本特征參數:滑坡區正射投影面積為8.4×104m2,其中滑源區正射投影面積為2.54×104m2,平面形態呈斜長的喇叭狀,長291m,寬130m,最大厚度94m; 堆積體正射投影面積為5.86×104m2,總體積為1.60×106m3,沿大西溝、煙家溝呈折線型分布。堆積體長435m,寬152m,最大堆積厚度63m,位于大西溝內第一碰撞點附近(圖7),平均堆積厚度36m?；逻\動過程中經歷兩次運動偏轉,總體滑動方向為NEE60°→SEE115°→NEE50°(圖7),最大運動距離500m。

圖7 山陽滑坡滑前和滑后地形變化

2.2 滑坡區坡向和坡度

利用山陽滑坡滑后DEM數據,在ArcGIS軟件中可獲得山陽滑坡區域內的坡向和坡度分布圖(圖8和圖9)。坡向分析結果顯示:山陽滑坡堆積區沒有明顯的優勢坡向,并且坡向在各滑坡地貌分界處多呈現出顯著變化,特別以第一碰撞點、滑源區(Ⅰ)和主滑堆積區(Ⅱ)邊界、主滑堆積區(Ⅱ)和前緣流動堆積區(Ⅲ)邊界最為明顯。坡度分析結果顯示:山陽滑坡堆積體坡度以0°～40°的斜、陡坡為主,約占90%; 滑源區以北側斷壁最為陡峭,與凹陷區構成了明顯的分界線; 整體來說,沿著滑動方向,堆積體坡度在逐漸減小,說明滑坡堆積體地形沿著滑動方向愈來愈平坦。

圖8 山陽滑坡區坡向分布圖

圖9 山陽滑坡區坡度分布圖

2.3 滑坡地貌

滑坡堆積體的地貌形態一直都是滑坡研究的重要內容之一,山陽滑坡因其獨特的運動特征具有一些特殊的滑坡地貌(圖10),主要包括滑坡體整體滑出后形成的巨大“凹”形滑坡凹地、兩次偏轉運動形成的滑坡洼地、兩個碰撞點附近因擠壓阻擋而形成的滑坡擠壓丘以及位于大西溝上游、煙家溝上、下游的3個滑坡舌等。

圖10 山陽滑坡堆積體全貌圖

2.4 滑坡結構

山陽滑坡為典型的二次偏轉型滑坡,滑坡體在運動過程中與穩定山體發生兩次碰撞(圖7)。使得山陽滑坡堆積體具有“多元”結構特征,主要表現為沿著運動路徑,堆積塊石直徑逐漸變小(圖11)。根據堆積塊石粒徑大小和巖體結構破壞程度,將滑坡堆積體結構沿著滑動方向分為4類(圖11a):① Ⅰ類:基本上保持原始巖體結構特征,呈整體滑移堆積在剪出口位置形成“滑坡核堆積體”(圖10); ② Ⅱ類:在滑動碰撞過程中原始巖體結構遭到破壞的“塊狀堆積體”,其塊石直徑0.5～6m,主要分布在第一碰撞點以及大西溝上游區域(圖11c); ③ Ⅲ類:在滑動碰撞過程中原始巖體結構基本上遭受到顯著破壞的“破碎狀堆積體”,其塊石直徑0.5～3.5m,主要堆積在大西溝內(圖11b); ④ Ⅳ類:在滑動碰撞過程中原始巖體結構遭到徹底破壞的“散體狀堆積體”,其塊石直徑0.1～2.5m,主要堆積于煙家溝以及滑坡凹地內(圖11d)。

圖11 山陽滑坡堆積體結構類型分布圖以及現場照片

3 山陽滑坡工程地質分區

如圖11a所示,根據山陽滑坡的運動-堆積過程,結合滑坡發生后的地貌特征,對山陽滑坡進行工程地質分區。共分為4個大區,11個小區,具體如下:

3.1 滑源區(Ⅰ區)

滑源區是滑坡體滑出后,在滑坡發育山體上所形成的“凹”形巨大凹陷區,高程分布范圍為1045～1223m,相對高差178m,在其上部可見清晰的滑坡圈椅狀構造(圖10和圖12)。斷壁區域基巖裸露,規模較大,斷壁脊線長595m,平面投影面積約2.54×104m2。根據滑后地貌及相對位置,滑源區可進一步劃分為后部凹陷區(Ⅰ1)、后緣斷壁區(Ⅰ2)、南側斷壁區(Ⅰ3)和北側斷壁區(Ⅰ4)。

圖12 山陽滑坡滑源區(Ⅰ)全貌

3.1.1 后部凹陷區(Ⅰ1)

如圖12所示,后部凹陷區(Ⅰ1)處于滑源區的中部區域,包含一緩傾斜坡以及1#滑坡洼地(圖10)。其受后緣斷壁、北側斷壁和南側斷壁三面圍限。后部凹陷區平面形態呈長條狀,長170～210m,寬40～64m。凹陷區地形起伏較小,以斜坡為主,坡度為30°。斜坡區域主要堆積著主滑體在滑動過程殘留的白云巖碎石,其厚度1～6m,粒徑0.1～2.5m。此外,在南北兩側斷壁下分布有后期次級崩滑所形成的松散坡積物,厚度約1m。1#滑坡洼地是在凹陷區下部形成的四周高、中間低的“弓形”滑坡洼地(圖10)。

3.1.2 后緣斷壁區(Ⅰ2)

該區為山陽滑坡后緣主拉裂邊界,出露地層為震旦系燈影組(Z2dn)白云巖。如圖12所示,斷壁近乎直立,頂部脊線長102m,坡度約66°。由于滑坡體長期沿下伏軟弱地層蠕滑,且后緣斷壁區受4組優勢結構面控制(圖6d和圖13),結構面切割、貫通基巖,最終在滑坡體滑出后形成了一陡立的拉張破裂面。

圖13 后緣斷壁區(Ⅰ2)巖體結構

3.1.3 南側斷壁區(Ⅰ3)

受到倒轉背斜構造的影響,滑坡區原始地層發生倒轉,其中下寒武統水溝頭組軟弱夾薄層黏土硅質板巖與上伏的震旦系燈影組堅硬白云巖構成了上硬下軟的地層結構,為上部堅硬地層在重力作用下沿層面產生蠕變滑動提供了條件; 兩組地層之間形成的平行不整合面構成了天然滑動面(15°∠48°),為山陽滑坡的發生提供了地質條件。如圖12所示,滑坡發生后,該平行不整合面裸露出來,在滑源區南側形成了一大光面,其總體起伏較小,產狀延伸穩定,頂部脊線長230m。由于軟弱下臥層受到上伏地層長期蠕滑擠壓,因而在斷壁面上可見擦痕和階步(圖14a),并形成了舒緩起伏的地形(圖14b和圖14c); 由于層間強烈的擠壓錯動,在滑床下部出現泥化現象(圖14b)。

圖14 南側斷壁(Ⅰ3)和出露的滑動面情況

3.1.4 北側斷壁區(Ⅰ4)

該區為山陽滑坡北側斷壁,長約260m,產狀112°∠82°,其構成了山陽滑坡的北側天然邊界(圖15a)。根據北側斷壁形成因素,可由上到下細分為3個亞區:上部拉張溶蝕區(Ⅰ4-1)、中部溶蝕貫通區(Ⅰ4-2)和下部壓剪破壞區(Ⅰ4-3)。上部拉張溶蝕區長約45m,高約8m,溶蝕現象較為發育,表面參差不齊,結構面張開度較大,呈現張性破裂特征(圖15b),說明上部巖體發生了拉張破壞。中部溶蝕貫通區長約106m,高20～26m,總體上相對平直,近乎直立。巖溶現象發育,局部已形成貫通性溶蝕通道(圖15a、圖15c)。壓剪破壞區長約49m,高3～13m。該區斷面與中部溶蝕貫通區相比,基巖裸露呈現凹凸不平,并有明顯的錯動臺階(圖15c),說明該區域為滑體鎖固段?；掳l生前該處剪應力不斷集中增大,導致鎖固段巖體受擠壓并最終沿溶蝕結構面產生脆性剪斷。

圖15 北側斷壁(Ⅰ4)全貌圖及局部圖

3.2 主滑堆積區(Ⅱ區)

3.2.1 主堆積區(Ⅱ1)

主堆積區位于滑坡堆積體的上部(圖16a),平面投影面積為2.05×104m2。該區域是由于滑體運動過程中迎面與大西溝北坡發生碰撞受阻而“緊急制動”堆積在剪出口附近的滑坡堆積物。主堆積區主要由兩部分構成,主體為巖體結構保持較為完好的“滑坡核”(圖11a),另一部分是滑體與大西溝北坡發生碰撞而留下的滑坡擠壓丘堆積。

圖16 主堆積區(Ⅱ1)全貌圖以及拆離現象

滑坡核(黃潤秋等,2014; 張偉峰,2015)是滑坡體在運動過程中發生整體滑移、巖體結構基本沒有遭受破壞的部分。根據野外調查發現,山陽滑坡主堆積區具有較為完整的滑坡核,長136m,寬56m,面積約8.2×103m2,整體高出四周碎石堆積體約5m?；潞嗽诨瑒舆^程中僅產生了少量的次生滑坡裂隙,其在運動過程中由于底部運動受阻,加之結構面發育,因而其上部在慣性力作用下沿著結構面發生拆解分離,呈現出階梯狀地形(圖16b),說明滑坡核在運動過程中發生了“緊急制動”。如圖15a所示,滑坡核頂部可以觀察到原始坡面植被,下部可見一個明顯的垂直分離面,形成一個坡度陡變區(圖9)。

滑坡擠壓丘(黃潤秋等,2014; 張偉峰,2015)是指在運動滑體與穩定山體碰撞點附近,由于擠壓阻擋,加之后方運動滑體對受到阻擋停積的滑體產生的推擠作用,在碰撞區域形成的隆起鼓丘?；聰D壓丘與后方堆積體之間常形成一條明顯溝道分界線。山陽滑坡體在運動過程中受到兩次穩定山體的阻擋作用,故在兩個碰撞點附近形成了兩個小型滑坡擠壓丘(圖10),其中1#滑坡擠壓丘位于大西溝東坡第一碰撞點,長69m,寬43m(圖16a),在該處也發現了一處拆解分離現象(圖16c),說明滑坡體在該位置發生碰撞制動。

3.2.2 上游擠滑堆積區(Ⅱ2)

上游擠滑堆積區位于主堆積區西側,大西溝上游,平面分布呈三角形,面積約2.9×103m2(圖17)。上游擠滑堆積區是滑坡體在高速運動過程中與大西溝北坡發生碰撞后,向大西溝上游擠滑的滑坡體由于大西溝坡度大,受到重力、爬坡的影響,很快停積下來形成的。

圖17 大西溝上游擠滑堆積區(Ⅱ2)全貌圖

3.2.3 下游拆離-擠滑堆積區(Ⅱ3)

下游拆離-擠滑堆積區位于第一碰撞點下游,平面分布近似呈方形,投影面積約8.0×103m2?；w與大西溝北坡發生碰撞后大部分滑體向大西溝下游做拆離滑動,形成一個坡度約30°的斜坡堆積(圖9),且在該區中下部形成了2#滑坡洼地(圖10),2#滑坡洼地是由于滑坡體運動受到大西溝北坡的阻擋,滑坡體發生解體、拆離,拆離體向大西溝下游方向滑移,滑移過程中又受到煙家溝東坡山體阻擋,從而停積下來形成的。如圖18所示,該區可見許多有溶蝕跡象的白云巖塊石,表面可見明顯的溶蝕通道,同時可見因溶蝕作用而析出的鈣質結核,從側面說明滑坡區溶蝕作用強烈。

圖18 白云巖塊石溶蝕現象

3.3 前緣流動堆積區(Ⅲ區)

如圖19所示,前緣流動堆積區位于主滑堆積區東側,主要在煙家溝內呈帶狀分布,投影面積約2.4×104m2。山陽滑坡體經過第一次碰撞向大西溝下游做拆離運動至煙家溝后,與煙家溝東坡發生二次碰撞。由于煙家溝形態較為開闊、坡度較小,因而碰撞滑體向兩側擠滑現象明顯。根據運動方向不同,將前緣流動堆積區劃分為2個亞區,分別是上游流動堆積區(Ⅲ1)和下游流動堆積區(Ⅲ2)。

圖19 滑坡前緣流動堆積區(Ⅲ)全貌圖

上游流動堆積區(Ⅲ1)位于煙家溝第二碰撞點的上游區域,平面分布近似呈長條形,投影面積約6.0×103m2。該部分是滑體與煙家溝東坡發生二次碰撞后,由于受到煙家溝地形的約束,少部分巖土體向煙家溝上游方向(SWW295°)滑動,最后停積下來而形成的; 大部分巖土體向煙家溝下游方向(NEE50°)滑動,最后停積形成了下游流動堆積區(Ⅲ2),該區域平面分布近似呈錐形,投影面積約1.8×104m2。由于滑坡體與煙家溝東坡發生第二次碰撞,故在第二碰撞點附近形成了2#滑坡擠壓丘,長度為42m,寬度為30m(圖19)。

3.4 后緣擾動崩塌區(Ⅳ區)

后緣擾動崩塌區是由于滑坡運動擾動,導致滑坡后緣南側部分巖體發生失穩破壞,最終堆積在山陽滑坡南側沖溝內。后緣擾動崩塌區平面形態呈靴形,平面投影面積約3.2×103m2(圖20)?？杉毞譃閮刹糠?一部分為后緣流動刮鏟區(Ⅳ1),呈長條形,面積約為1.8×103m2,該部分在山陽滑坡發生前為一沖溝,滑坡發生后成為滑體滑移的天然通道; 另一部分為后緣堆積區(Ⅳ2),呈水滴形,面積約1.4×103m2,堆積塊石粒徑為0.2～1m,堆積厚度約2m。

圖20 滑坡后緣擾動崩塌區(Ⅳ)全貌圖

4 滑坡運動過程數值模擬分析

4.1 滑坡模型構建

山陽滑坡滑前地形數據采用1︰1000地形圖,滑后地形數據采用飛馬智能航測系統E2000無人機獲取的1︰1000地形數據,根據上述數據制成的高精度DEM數據完成山陽滑坡三維地質模型的構建。如圖21所示,本次滑坡模型采用PFC3D中的ball-wall模型,采用brick顆粒生成法生成ball模擬滑坡巖土體,將滑床地形生成wall剛性面作為PFC3D模型的邊界條件。

圖21 山陽滑坡PFC3D 模型

4.2 模型細觀參數標定

參考巖石力學參數手冊(水利水電科學研究院等,1991),并結合現場點荷載實驗綜合確定滑體白云巖的強度參數(表1)。本文采用模擬單軸壓縮試驗進行參數標定(圖22),然后將模擬結果和實際滑坡運動特征進行對比反演分析,不斷優化調整細觀參數,最終實現模擬滑坡運動與實際運動特征基本一致。由此最終確定模擬山陽滑坡的細觀參數見表2。

表1 白云巖宏觀參數

表2 PFC3D 模型采用的微觀參數

圖22 PFC3D 單軸壓縮試驗模型

4.3 滑坡運動全過程數值模擬

4.3.1 滑坡體動態過程

為了分析不同時間、不同位置的滑坡體運動和堆積特征,本文將滑坡體由上到下分為組1滑體、組2滑體和組3滑體3塊區域(圖23a)。由圖23和圖24可以看出滑坡體具體運動過程如下:

圖23 山陽滑坡分組運動模擬圖

圖24 山陽滑坡速度-時間模擬圖

(1)0～5s:滑體在0s時處于靜止狀態(圖24a),滑坡體在重力作用下開始沿視傾向方向(NEE60°)滑動,滑坡體頂部出現橫向斷裂,另外組1滑體部分巖土體開始向后山滾落(圖23a和圖23b)。

(2)5～10s:滑坡體在重力作用下加速滑動(圖24b),組3滑體在7s左右與大西溝北坡發生碰撞,該組平均速度達到峰值18m·s-1,然后隨之降低(圖25)。第1次碰撞后,滑坡體沿大西溝分離滑動,組2滑體由于慣性作用繼續加速下滑,超覆在組1滑體之上(圖23b),在10s左右滑體平均速度達到峰值21.5m·s-1,動能3.23×1011J(圖25)。這說明此時滑體整體上已經受到大西溝北坡穩定山體的阻擋,平均速度將開始逐漸減小。同時組2滑體平均速度在10s時達到峰值22.8m·s-1,隨后開始降低(圖25)。

(3)10～15s:由于前部滑動受阻,因而主滑方向被迫改變為煙家溝下游方向(SEE115°),向大西溝上游滑移的巖土體在15s左右停積下來形成了上游擠滑堆積體(圖24c)。組2滑體已基本超覆在組1滑體之上。此外,組1平均速度在12s時達到峰值24.6m·s-1(圖25)。

(4)15～25s:滑坡體繼續向SEE115°方向滑動(圖23d),平均速度呈線性減小(圖25),在20s時滑坡體與煙家溝東坡碰撞,故在碰撞位置滑坡體最先停積下來(圖24e和圖24f),而且碰撞位置與現場勘察一致(圖19),隨后滑體開始向煙家溝上、下游分離滑動,在受煙家溝地形影響,滑體主滑動方向為煙家溝下游方向(NEE50°)。

(5)25～35s:滑坡上部堆積體已經基本停止活動(圖24e); 向煙家溝上游滑移的滑坡體在30s左右停積下來形成上游流動堆積區(圖24g),向煙家溝下游滑移的滑坡體動能不斷消耗,滑體平均速度繼續減小,在30s時滑坡平均速度基本降為零(圖25),滑坡前緣部分顆粒仍以5～10m·s-1的速度向前拋撒(圖24g),最后滑坡體在35s停止運動形成下游流動堆積區。

如圖23h所示,最終的滑坡堆積體由南向北依次為組1滑體、組2滑體、組3滑體,3組滑體顆粒整體呈現東西向帶狀展布,并沿著滑動方向呈現明顯的層層超覆、側向擠滑現象?；w在與大西溝北坡發生碰撞時,由于速度大,故超覆現象尤為明顯。由于大西溝整體坡度較大,雖向大西溝上、下游產生擠滑現象,但只有少部分向大西溝上游滑移。在與煙家溝東坡發生二次碰撞時,滑體速度相對較小,因而滑體超覆現象不明顯。由于煙家溝整體坡度較小,因而向溝道兩側產生擠滑現象,但主滑方向為煙家溝下游方向?；w停止運動后,組3滑體主要分布于大西溝溝底北坡與煙家溝; 組2滑體主要沿大西溝、煙家溝堆積,覆蓋在組3滑體之上,南部被組1滑體覆蓋; 組1滑體主要堆積在山脊南側沖溝和大西溝南側,覆蓋在組2、組3滑體之上。

通過對比3組顆粒的平均速度隨時間的變化(圖25),發現3組顆粒速度初期都呈現快速增加。其中:組3滑體顆粒由于先與大西溝北坡發生碰撞并耗能,故該組速度最早在7s達到峰值18m·s-1; 接著組2滑體顆粒在10s時達到峰值22.8m·s-1; 最后組1滑體顆粒在12s時達到峰值24.6m·s-1。組3滑體顆粒速度在達到峰值后迅速下降,然后在大約10～15s該組顆?；揪S持在14m·s-1,說明組3滑體顆粒在與大西溝北坡發生碰撞后,繼續向大西溝下游滑移,由于組2滑體顆粒在運動過程中覆蓋在組3滑體顆粒之上,限制了其運動速度,故組3滑體顆粒平均速度沒有出現第二個峰值。同理,組2滑體顆粒也有相似的現象,只是不太明顯。

4.3.2 速度及運動軌跡特征

如圖26所示,為了監測滑坡體速度、位移特征以及運動軌跡,在模型中設置了4組20個監測顆粒,分別是滑體上部1～6號、中部7～12號、下部13～18號,后緣19號和前緣20號監測顆粒。

圖26 監測顆粒分布圖

從監測顆粒的運動軌跡基本上可以反映山陽滑坡的兩次偏轉運動堆積過程(圖27),通過統計分析,20個監測顆粒的運動方向總體為NEE60°→ SEE115°→ NEE50°,與現場踏勘結果一致,證明本次模擬結果的可靠性。從表3和圖28中可以看出:上部監測顆粒運動距離相對最遠,平均349m; 中部次之,平均298m; 下部運動距離最小,平均250m。顆粒速度與運動距離呈現相同的趨勢,上部監測顆粒速度峰值最大,為32m·s-1; 中部次之,為29.4m·s-1; 下部監測顆粒速度峰值最小,為23.3m·s-1。此外,同組北側監測顆粒在同組中運動距離相對較小(圖28),這主要是由于北側滑體與大西溝北坡發生碰撞后,經過短暫的側向滑移后即停止運動堆積在大西溝內,因而滑移距離較短。

表3 顆粒運動距離及速度監測結果

圖27 監測顆粒軌跡圖

5 山陽滑坡演化過程與形成機理

綜合山陽滑坡現場堆積特征與運動過程數值模擬分析,可將山陽滑坡變形運動破壞過程劃分為7個階段:滑坡體裂縫發展-貫通階段、鎖固段剪斷-滑體啟動階段、整體高速滑動階段、碰撞“急剎車”制動階段、拆離-側向擠滑階段、二次碰撞拋撒流動階段和斷壁區崩滑階段(圖29)。

圖29 山陽滑坡演化過程與形成機理示意圖

(1)滑坡體裂縫發展-貫通階段(圖29b)。下寒武統水溝頭組軟弱夾薄層黏土硅質板巖與上伏的震旦系燈影組堅硬白云巖構成了上硬下軟的地層結構,兩組地層之間形成的平行不整合面構成了天然滑床,北側結構面受溶蝕作用逐漸貫通(圖15),后緣開始出現橫向陡傾拉張裂縫,上述3組邊界結構面切割斜坡形成不穩定的喇叭狀潛在滑動塊體?；w在重力作用下沿真傾角方向(NNE15°)發生緩慢蠕動變形,這也可從滑床受到擠壓變形而產生的舒緩起伏地形得到反映(圖14)。

(2)鎖固段剪斷-滑體啟動階段(圖29c)?；麦w的啟動主要受控于北側溶蝕結構面下部未貫通部分。隨著滑坡體在重力作用下持續向真傾向方向順層蠕滑,北側結構面溶蝕結構面進一步擴展貫通,后緣拉張裂縫也持續擴展,同時地下水對下伏軟弱地層長期軟化作用,導致滑體抗滑力進一步減小?；骆i固段的破壞對滑坡的發生往往具有決定性作用(陳竑然等,2019; 趙元平等,2021),隨著山陽滑坡體持續蠕滑變形,下部鎖固段剪應力逐漸集中,最后鎖固段被剪斷發生整體滑動,在壓剪破壞面可見明顯剪切面(圖15)。

(3)整體高速滑動階段(圖29d)?；麦w在鎖固段被剪斷后,整體迅速啟動,由于真傾向方向(NNE15°)穩定山體的阻擋,滑體向視傾向NEE60°方向滑移。啟滑后滑坡體勢能快速轉化為動能,進入高速滑動階段(圖24)。由于主滑體在該階段近似順層運動,且滑體厚度大、強度高,因而該階段主滑體的巖體結構保持較完好,僅在滑體前后部發生了小規模的崩解和滑塌(圖12)。

(4)碰撞“急剎車”制動階段(圖29e)?；麦w高速滑動,與大西溝北坡發生碰撞后,滑體前部受到阻擋而緊急制動,滑體中部由于沒有受到阻擋且具有較好的臨空條件,在慣性力作用下,繼續向前運動并覆蓋在前部滑體之上,發生超覆滑動。中部滑體在向前運動一段距離后,同樣受到穩定山體阻擋停止運動,其滑體后部由于慣性力也繼續向前超覆滑動,最終形成層層超覆堆積狀態(圖23)。

(5)拆離-側向擠滑階段(圖29f)?；麦w前部滑動受阻后,后方滑坡體在巨大的慣性力作用下對前部受阻滑體產生擠壓作用,不僅在碰撞區域形成隆起的1#擠壓丘(圖16a),而且導致后方滑體被迫改變運動方向。由于大西溝整體坡度較大,只有少部分北側滑體向大西溝上游(NWW295°)擠滑,大部分滑坡體向大西溝下游(SEE115°)方向拆離滑動,野外可見明顯的拆離光面(圖16a)。

(6)二次碰撞拋撒流動階段(圖29g)?；麦w受到第一次碰撞改變運動方向并運動至煙家溝后,又受到煙家溝東坡穩定山體阻擋,發生二次碰撞,滑坡巖體進一步解體,巖體更加破碎。由于煙家溝坡度較小,滑體運動受阻進而向煙家溝兩側產生擠滑流動現象(圖23),最后逐漸停積下來。在滑坡體基本上停止運動時,少數塊石由于速度較大,繼續向煙家溝下游拋撒。

(7)斷壁區崩滑階段(圖29h)。山陽滑坡主滑體滑出后,滑源區形成陡峭的斷壁,由于受到滑坡體啟滑-運動-堆積過程的擾動,形成了一系列不穩定塊體,在重力與降水的雙重作用下,導致不穩定塊體不斷向滑坡凹陷區內崩滑,堆積在斷壁底部,形成松散坡積物(圖12)。

6 討 論

(1)由于山陽滑坡區植被茂密,地質災害隱蔽性強,因而在前期地質災害隱患點排查時未發現該隱患點,因而未開展變形監測工作。雖在滑坡發生前(8月11日)有頻繁掉落滾石的前兆,但未意識到發生大規模山體滑坡的可能性,發生了慘痛的教訓。針對上述隱蔽性的滑坡災害隱患,可基于空天地一體化探測開展滑坡災害早期識別工作。

(2)從滑體碰撞運動過程以及堆積體形態來看,數值模擬都與實際調查情況相符,但關于計算參數的選取仍存在一定的局限性。尤其目前計算參數的選取主要是參考巖石力學參數手冊(水利水電科學研究院等,1991),并結合現場白云巖點荷載實驗綜合確定的,可能與實際情況存在差異。因而以此為基礎進行的數值模擬結果存在一定局限性。擬在后續的研究中,豐富巖體試驗內容。

(3)本文主要依據現場調查和數值模擬手段,開展山陽滑坡的成因機制分析推測,擬在后續研究中,進一步開展滑帶流變試驗和大型物理模型試驗,進一步闡明山陽滑坡成因機制。

7 結 論

本文以山陽滑坡為研究對象,以詳細的野外地質工作為基礎,通過對山陽滑坡開展系統工程地質調查、室內分析和數值模擬等研究工作,獲得以下主要認識:

(1)滑坡區正射投影面積為8.4×104m2,其中滑源區正射投影面積為2.54×104m2,平面形態呈斜長的喇叭狀,長291m,寬130m,最大厚度94m; 堆積體正射投影面積為5.86×104m2,總體積為1.6×106m3,沿大西溝、煙家溝呈折線型分布,堆積體長435m,寬152m,平均堆積厚度36m,位于大西溝內第一碰撞點附近最大堆積厚度達到63m?；逻\動過程中經歷兩次運動偏轉,總體滑動方向為NEE60°→ SEE115°→ NEE50°,最大運動距離500m。

(2)山陽滑坡區位于倒轉背斜的倒轉翼,形成上硬下軟的軟弱夾層型順層巖質坡體; 地貌上具有有利于滑坡發生的良好臨空條件; 并且該地區巖溶發育,將滑坡體北側基本貫通,切割山體形成順坡向的不穩定塊體; 山陽滑坡區各種不利地質構造條件為滑坡災害的發生埋下了隱患。

(3)山陽滑坡屬于典型的順層巖質斜坡視傾向失穩。早期滑體沿真傾向方向持續發生順層蠕滑變形,滑坡后緣出現拉張裂隙,滑體前部鎖固段應力集中現象明顯?；w北側陡傾溶蝕結構面持續擴展貫通,構成表水入滲通道,表水入滲對滑帶軟弱地層產生持續軟化作用,使之強度降低,導致滑體整體抗滑力逐漸下降。最終鎖固段發生突發性剪切破壞,滑坡啟動。但由于受到真傾向方向穩定山體阻擋,導致滑體向視傾向方向整體滑出。

(4)根據山陽滑坡的運動過程,并結合堆積體的地貌特征,將山陽滑坡分為4個大區,11個小區,具體如下:滑源區(Ⅰ區),包含后部凹陷區(Ⅰ1)、后緣斷壁區(Ⅰ2)、南側斷壁區(Ⅰ3)和北側斷壁區(Ⅰ4); 主滑堆積區(Ⅱ區),包含主堆積區(Ⅲ1)、上游擠滑堆積區(Ⅱ2)和下游拆離-擠滑堆積區(Ⅱ3); 前緣流動堆積區(Ⅲ區),包含上游流動堆積區(Ⅲ1)和下游流動堆積區(Ⅲ2); 后緣擾動崩塌區(Ⅳ區),包括后緣流動刮鏟區(Ⅳ1)和后緣堆積區(Ⅳ2)。

(5)利用離散元軟件PFC3D軟件模擬再現了山陽滑坡啟滑后的運動全過程,模擬結果顯示:山陽滑坡歷時35s,最大速度為36.2m·s-1,平均速度峰值21.5m·s-1,動能3.23×1011J。并再現了滑體在運動過程中逐漸解體以及層層超覆現象。通過監測顆粒速度、位移可以發現,滑體上部的整體速度最大,并且滑移距離最遠,中部次之,下部最小。模擬結果展示出PFC3D軟件對于此類高速遠程滑坡具有較好的適用性,尤其是其對三維堆積形態及影響范圍的初步確定可以對劃定安全避讓范圍等防災減災工作提供有益參考。

(6)山陽滑坡的前期變形破壞過程和啟滑后的運動、堆積特征具有明顯的階段性,具體可細分為7個階段,即滑坡體裂縫發展-貫通階段、鎖固段剪斷-滑體啟動階段、整體高速滑動階段、碰撞“急剎車”制動階段、拆離-側向擠滑階段、二次碰撞拋撒流動階段和斷壁區崩滑階段。