滑坡是全球范围内三大地质灾害之一,其巨大的破坏性往往会导致生命及财产损失^[1]。中国是世界上发生滑坡灾害最为严重的国家之一。近些年滑坡的数目和规模逐年增高,尤其是我国的西南山区,受强烈的构造运动,山高谷深,河流下切严重,人类活动日趋增多,边坡稳定性问题尤为突出^[2]。

重庆武隆鸡尾山滑坡发生于2009年6月5日,滑坡造成74人死亡、8人受伤^[3]。根据现场调查,该滑坡属于典型的特大岩质滑坡。根据既有研究资料,早在1960年,滑坡后缘就发现张拉裂缝,随后在1988年发现裂缝最大宽度扩展至2 m。自2011年以来发生过多次小规模的崩塌。2009年6月2日滑源区前缘发生滑动,4日同一位置再次发生滑坡破坏,破坏范围进一步增大,6月5日15时,前缘危岩体瞬时剪出,并导致总体积约4.8×10⁶ m³的危岩体沿下伏软弱夹层产生快速滑动破坏,滑动过程中滑体物质撞击、铲刮并不断解体最终形成高速远程碎屑流,滑体体积约5×10⁶ m³,形成的堆积体体积达7×10⁶ m³,碎屑散布堆积区长2 150 m。鸡尾山滑坡是我国近些年来最为严重的滑坡灾害事件,受到了国内外学者的广泛关注。许强等^[4]深入研究了鸡尾山滑坡基本特征与破坏机制。随后,很多学者采用不同的方法对鸡尾山滑坡展开研究,如三维极限平衡理论的稳定性分析^[5]、等效力学模型分析^[6]、物理模型试验^[7]、数值模拟分析^[8]等。这些研究采用不同的方法,从鸡尾山滑坡的形成条件、诱发因素及稳定性方面开展了研究,对于完善大型顺层岩质滑坡相关理论具有重要意义。

笔者以鸡尾山滑坡为例,基于软弱夹层滑动概念,建立了有限元计算模型,模拟了当软弱夹层扩大至一定范围并达到临界破坏状态时发生破坏的现象。最后,通过数值模拟与现场数据进行比较,对该模型进行了测试,建立并验证了鸡尾山滑坡的失稳模式为“前缘关键块体瞬时失稳、后缘块体驱动”的失稳破坏模式。

根据现场调研和既有研究成果,研究区地处赵家坝背斜北西翼,主要出露地层为二叠系和志留系岩层(图1)。研究区岩层自上到下分成:

鸡尾山山顶为二叠系下统茅口组。颜色呈深灰色和灰色,该岩层构成了滑体的主要组成部分。

下二叠统栖霞组(P₁q)。具体又可细化为3段:上段P³₁q、中段P²₁q和下段P¹₁q。滑动面位于上段P³₁q和中段P²₁q之间的含炭质与沥青质页岩软弱夹层。

二叠系下统凉山组。厚度10～14 m,铁矿开采活动发生于该岩层。

图1 鸡尾山滑坡工程地质图
Fig.1 Engineering geology map of Jiweishan rockslide

总之,鸡尾山滑坡是一种特殊的大型岩质滑坡,具有上硬下软、上陡下缓的特征。厚层灰岩中存在多个软弱夹层,局部可见磨光现象(图2),在地下水长期的浸泡软化作用下,发生蠕变并最终诱发滑坡。

图2 鸡尾山滑坡现场
Fig.2 Jiweishan landslide site map

现场调查表明,研究区存在两组控制性节理(J1和J2),其中,J1产状为N85°E∠75°SW,J2为与岩层走向近于直交横向张拉陡倾节理,产状为N13°W∠80°NE。两组优势节理将厚层灰岩切割成离散型较好的积木块状,为滑体从整体基岩中分离并沿软弱结构面发生变形失稳,最终解体崩滑提供了基本的结构条件。

综合研究区遥感影像(图3)及现场测绘(图4),滑动前原始厚层灰岩垂直厚度为87 m,南北横向长度570 m,平均宽度113 m。自1960年以来,滑坡后缘首先出现张拉裂缝。2009年发生滑坡时,巨大的块体(1 000 m³)从滑坡前缘剪出。滑坡的历史变形证明,滑坡的发生是滑块的后部向前推移变形导致的。进一步可以将厚层岩体分为驱动块(图3中紫色部分)和阻滑块(图3中黄色部分)。根据变形观测,估计阻滑段长度约为100 m,驱动块段长度为470 m。

图3 鸡尾山滑坡遥感影像
Fig.3 Remote sensing image of Jiweishan landslide

图4 典型剖面
Fig.4 Typical cross-sectional

前文分析表明,鸡尾山滑坡属于典型的沿软弱夹层变形的顺层岩质滑坡。该软弱夹层厚度约为30 cm,含炭质和沥青质。野外观测到在长期的缓慢变形中含碳至页岩层面形成了明显的划痕,并有磨光现象。根据冯振^[5]的研究,鸡尾山滑坡炭质页岩软弱层滑带中方解石含量达19%,蒙脱石含量达15.5%。黏土矿物中的高含量蒙脱石具有极强的亲水性和膨胀性,在降水条件下,体积膨胀,矿物颗粒之间的粘结力减小,抗剪强度不断降低形成滑坡滑带。

鸡尾山滑坡的变形破坏过程是渐近性的。现场调查表明,坡体的破坏是滑带土的物理力学性质逐渐降低导致的。

(1)滑带不同部位在外界因素的扰动下,导致岩土体物理力学性质在空间分布具有不均匀性。此外,软弱带后部随着地下水从上部发育良好的张拉裂缝渗入而开始减弱,但下部岩体软化程度较小,并成为滑坡的阻滑段部分(图5)。

(2)随着变形的发展,软化区逐渐向下扩大,锁固段尺寸减小,直至发生灾难性破坏。为描述这一过程,定义软化系数为

k=(tan φ)/(tan φ₀)=c/(c₀),(1)

式中:φ₀——初始内摩擦的角;

φ——软化后的内摩擦角;

c₀——破裂面的初始内聚力;

c——软化后的内聚力。

图5 推移式顺层岩质滑坡模型
Fig.5 Model of push-through bedding rock landslide

基于k值特征曲线,在任何给定时间引入S形曲线描述鸡尾山滑坡的演化模式,如图6所示。其中,图6a描述了滑坡后缘张拉裂缝的形成; 进一步当沿最上部的软弱带的k值减小到最小值时,形成一条完整的S形曲线(图6b); 图6c表示S形曲线沿软弱带向下迁移,软化范围扩大,同时下部阻滑段尺寸随之减小,S曲线也变得更为平缓; 图6d表示弱化带进一步扩展,阻滑段长度减少到滑动的临界阶段(100 m左右),最终发生灾难性破坏。

图6 推移式顺层岩质滑坡的S型曲线演化模式
Fig.6 S-curve evolution model of push-through bedding rock landslide

通常在降水等外部作用下,岩土体材料参数将发生弱化,主要表现为强度参数c和φ值发生弱化。定义弱化系数为滑带损伤后的剪切刚度G'_s与初始剪切刚度G_s比值为

k=G'_s/G_s。(2)

根据以上定义,当岩土体未发生弱化时,k=1。随着降雨及地下水作用,材料发生弱化,弱化系数不断减小,最终会趋于一个极值。

根据弱化系数定义以及概念模型(图6),文中进一步提出一个S型软化状态方程定量描述鸡尾山滑坡的渐近损伤过程。其中假设软化系数k(x,t)是位置和时间的函数:

式中:k——软化系数;

A——弱化幅值,0～1;

H——最小相对岩石强度(图7),H+A=1;

x——沿破裂面的空间位置,0～l;

λ——演化阶段进度系数,该值从0增大,当弱化至l时,等于0.5;

a——曲线形状调整系数;

l——滑块的长度,根据现场调查确定。

根据S型软化系数状态曲线(图7)可知,S型曲线中软化系数的取值尤为关键。其中方程中的各参数可采用原位剪切试验获取。对于试验条件不足的情况,根据既有研究,对于弱化性较强的岩石,软化系数一般取0.4～0.6^[9]。

进一步得到鸡尾山滑坡不同阶段的S型曲线的软化系数随位置变化关系来描述滑坡演化任意阶段破裂面强度变化规律(图8)。

图7 S型软化系数状态曲线
Fig.7 S-type softening coefficient state curve

图8 不同λ取值下的软化系数随位置变化
Fig.8 Variation of softening coefficient with position under different λ values

对边坡的变形和破坏过程进行数值模拟被广泛应用于岩土工程,文中基于FLAC软件对鸡尾山滑坡的破坏模式进行模拟。建立了二维有限元模型,模型的长度为800 m,最大高度为554 m,最小高度为247 m。图9中的红色块表示滑动块,其水平长度为70 m,平均垂直厚度为87 m,破裂面倾角为21°。模型有13 686个网格点和6 684个节点,滑体单元的平均尺寸为5 m,下伏地层为10 m。滑动块和破裂区分别采用弹性模型和Mohr-Coulomb模型。为了在数值模拟过程中跟踪关键位置的位移,在模型的前部、中部和后部的地表设置3个监测点。岩土体的物理力学参数如表1所示。

图9 鸡尾山滑坡数值模型
Fig.9 Numerical model of Jiweishan landslide

表1 鸡尾山滑坡岩土体物理力学参数取值
Table 1 Physical and mechanical parameters of rock and soil mass of Jiweishan landslide

图 10为监测点的水平位移s随时间步变化曲线。图 10表明:随着λ的增加,模型收敛需要分析步也增多; 当λ≤0.243 75时,监测点的水平位移总是收敛的,说明该阶段岩体滑坡稳定; 当λ达到0.250时,水平监测点位移随时间步长稳步增加,水平位移不收敛,说明滑坡开始变形破坏; 因此,λ=0.243 75可认为是鸡尾山滑坡失稳的阈值。从图 10还能得知,3个监测点在滑坡演化早期没有发生明显的水平位移。当演化阶段系数λ增加到0.075时,滑坡进入第二阶段,此时,监测点1的位移较小,为0.02 m。随着λ在0.125和0.200之间的变化,监测点2也出现明显的位移。随着滑坡的进一步发展,3个监测点的水平位移均增加较快,直至达到临界值λ=0.237 5,滑坡进入演化末期。之后,3个监测点的水平位移都迅速增加,整个滑坡开始失效。证明鸡尾山滑坡临界状态所对应的λ=0.243 75。最终3个监测点水平位移分别为1.391、0.918和0.253 m。

图 10 监测点的水平位移随时间步变化
Fig.10 Horizontal displacement of monitoring point varying with time steps

图 11 监测点在不同λ值下的水平位移
Fig.11 Horizontal displacement of monitoring points under different λ values

图 12为不同λ值下的水平位移变化过程。结果表明,当相同的λ值下,破裂区的水平位移随距离的增大而减小。当位置不变时,破裂区的水平位移随λ的减小而减小。演化系数λ的变化证明,滑坡变形从后缘开始。随着降水和地下水入渗,后缘部分滑体强度首先减弱,这与图6a演化一致。当λ=0.075时,水平位移非常明显,其值为0.1 m,变形区域的长度约为100 m。随着滑坡的演化,后方位移不断增大,变形区向前扩展,阻滑段长度不断减小。与此同时,沿破裂面的变形破坏了结构完整性,大大降低了岩土体强度。当剪切位移增加到一定值时,其剪切强度将下降到残余强度^[10-11]。因此,随着位移的扩大,沿滑动面的强度会从后向前减小到一定值,这与本文提出的S型演化曲线吻合; 当达到临界破坏状态(λ=0.243 75)时,滑带后部有1.5 m左右的水平位移,与监测点1计算的值相似。现场调查表明,鸡尾山滑坡发生前块体前部的计算位移小于0.1 m,阻滑段段长度仅约100 m,这一长度不足以约束或支撑巨大的滑体,从而最终发生破坏。

图 12 破裂带的水平位移随水平位置变化规律
Fig.12 Horizontal displacement of rupture zone varying with horizontal position

图 13为鸡尾山不同演化阶段(不同λ值)的位移等值线云图。结果表明,由于受内外营力的影响,滑坡后缘处岩体的某点强度值达到极限时,破坏由此处开始发生并扩展。与现场调查对比表明,2001年9月滑块后部发生小规模塌陷。2005年以后,后续塌陷位置沿悬崖由后向前移动,最终于2009年6月发生大规模滑坡。这种渐近的变形过程与模拟的演化过程非常吻合。此外,模拟中显示的“驱动块”和“阻滑段”的相对尺寸表明,阻滑段的长度减小到临界值时滑坡最终发生的模拟结果验证了鸡尾山滑坡实际破坏情况。

图 13 鸡尾山滑坡不同λ值的位移等值线
Fig.13 Displacement contours of Jiweishan landslide at different λ values

(1)鸡尾山大型岩质滑坡主要沿栖霞组中下段间的软弱夹层滑动,该破裂带由30 cm厚的钙质页岩薄层组成。

(2)现场调查及分析表明,软弱夹层的强度具有空间不均匀性,后部岩体的强度相对于前部更低,鸡尾山滑坡的破坏模式为典型的推移式岩质滑坡。

(3)建立了用来描述软弱夹层的物理力学参数随时间和位置变化数学方程。该方程可以很好地描述鸡尾山滑坡破坏的演化过程及稳定性变化规律。

(4)根据方程改变断裂带的抗剪强度参数,模拟了鸡尾山滑坡的动态演化过程。仿真结果表明,滑块和破裂面的变形从后部开始,向前扩展,形成后部的驱动块和前端的阻滑块,当阻滑块尺寸减小到100 m左右,滑坡最终发生。

滑坡的损伤和演化极为复杂,本质属于力学问题。文中采用的弱化模型可以科学合理地再现滑坡失稳演化过程,揭示相似滑坡的动态失稳机理。但本文提出的模型没有进一步引入时间和岩土体材料参数劣化(如降水及地下水等)因素对软化系数的具体影响。这方面也是目前滑坡灾害研究的不足,也是今后研究的重点内容之一。