刘汉东， 赵亚文
(1.华北水利水电大学 岩土力学与水工结构研究院，河南 郑州 450046；
2.河南省岩土力学与结构工程重点实验室，河南 郑州 450046)
岩体工程地质力学丰富了工程地质学和岩体力学的理论体系。谷德振[1]关于岩体特性决定岩体稳定，岩体特性受岩体结构控制，岩体变形破坏方式、规模等受岩体自身结构制约的思想为工程地质勘察和岩体工程设计指明了方向。王思敬[2]认为岩体稳定性分析应以岩体结构为基础，预测可能的失稳方式，选取合理参数，正确地确定边界条件和采用合适的计算分析方法。岩体结构由建造和改造地质作用形成[3]。地应力、地温、地下水等赋存环境影响岩体稳定性。边坡岩体变形和失稳的内在因素是岩体结构及其赋存环境，地震、降雨和人类活动是外在因素。在内、外因素共同作用下，边坡的稳定性发生变化[4-5]。
岩体由岩石和结构面组成。结构面是指岩体中各种地质界面，包括原生结构面、次生结构面及不连续面，如断层、节理、不整合面、层间错动带、劈理、片理、层理和裂隙等。结构面的空间分布状态和组合形式构成了岩体结构(如图1所示的石涧水库右坝肩岩体结构)，它是决定岩体工程地质、水文地质特征、力学性质及其稳定性的关键因素。软弱结构面是岩体力学分析的边界，控制着岩体的破坏方式。罗国煜[6]基于岩体工程地质力学结构面理论提出了优势面分析理论与方法。
图1 石涧水库右坝肩岩体结构
岩体结构面空间分布具有随机性和不均匀性，其特征描述复杂且繁琐，包括结构面产状、几何参数、密度、间距、连通率、优势分组等，出露的岩体结构面不一定能代表整个区域的结构面特征，难以得到结构面复杂多变的几何形态信息。结构面几何形态和分布的复杂性对精确描述岩体结构面信息造成困难。通过大量的现场地质调查，潘别桐等[7]提出了确定岩体节理规模的统计窗法，GOODMAN R E[8]提出了不连续岩体中的工程地质方法。随着摄影、测量、工程探测等技术的发展，岩体结构的描述方法日渐丰富，描述精度也有所提高。对于大断层的调查，可以依靠区域地质构造作用分析并结合物探手段进行。对于节理裂隙等结构面的描述，除现场测量外，还可以结合三维激光扫描技术进行。刘汉东等[9]根据三维激光扫描点云数据，在前坪水库右坝肩边坡共获取典型节理裂隙145条，对其中94条裂隙进行统计，获取了优势节理组。伍法权[10]将几何概率理论、断裂力学与连续介质力学理论相结合，提出了统计岩石力学，从新的角度分析岩体力学。陈剑平[11]、葛云峰等[12]在统计岩石力学基础上结合计算机理论和方法发展了随机不连续面三维网络模拟技术。
由于岩体强度和变形难以通过直接试验获取，因此，在岩体力学领域许多岩体分类方法被提出来，如Deere的RQD分类、Barton的Q分类[13]、Bieniawski的RMR分类等。现场结构面调查手段不断发展，实现了结构面网络的模拟，使边坡分析中的节理分布形态得到合理重现，提高了边坡稳定性分析的精度。对节理岩体强度的研究主要集中在结构面连通率、起伏角、岩桥、不规则节理粗糙度系数、法向应力与法向变形、剪切变形和剪切强度等的相互关系及其本构模型。
边坡稳定性问题看似是一个简单问题，由于岩体具有各向异性、不连续性和不确定性等特征，虽然经过了100 多年的理论研究和实践发展，至今仍没有得到很好的解决。
本文是在第五届谷德振讲座特邀报告《边坡失稳岩体结构控制论》基础上撰写的，总结了岩体工程地质力学研究进展，论述了岩体结构对边坡稳定性的控制作用，提出了应用岩体结构控制论评价边坡稳定性的方法，并结合云南省鲁甸县红石岩滑坡进行分析。
国际岩石力学学会将岩体中的断层、软弱层面、大多数节理、软弱片理和软弱带等各种力学成因的破裂面和破裂带定义为不连续面(discontinuity)。岩体结构控制论中，将不连续面抽象为平面的、没有厚度的地质体，即结构面。结构面与结构体组合排列，形成多种岩体结构，对于岩质边坡稳定性，岩体结构的影响更为显著。
1.1 岩体结构面分级控制边坡失稳
谷德振[1]依据结构面的规模及其对岩体稳定性所起的作用，将结构面分为5级，见表1。区域断裂改造边坡岩体介质类型，控制边坡变形破坏，影响边坡两侧岩体完整性，可形成岩体力学作用边界，控制边坡整体变形破坏模式。小规模断层和软弱夹层形成边坡岩体变形破坏的边界，其组合特征影响边坡整体和局部变形破坏模式。节理和裂隙影响边坡岩体结构和岩体的完整性，对边坡局部块体稳定性有控制作用。微小节理和隐微裂隙使得岩体力学性质呈非均质、各向异性，控制边坡岩体强度、变形、渗流等特征。
表1 岩体结构分级与边坡失稳[1]
1.2 岩体结构类型控制边坡破坏模式
岩体结构控制着岩体变形、岩体破坏、岩体力学性质[3]。岩体工程地质力学将岩体结构分为4类，包括块状结构、层状结构、碎裂结构和散体结构。老虎嘴岩体边坡是典型的块状结构，在汶川地震中，坡体内部结构面贯通形成滑动的楔形体，产生明显的崩滑现象[14]。唐家山滑坡、北川新中滑坡、肖家桥滑坡为顺层滑坡，在地震力作用下该类滑坡层面对边坡的破坏起到主要的控制作用[15-17]。而反倾边坡受层面倾角、层厚、坡度等多个因素影响，容易产生崩塌、倾倒、溃屈等多种破坏[18]。碎裂结构边坡内部发育多组相交结构面，边坡完整性降低，若受到地震、降雨等外界因素影响，极易发生崩塌、落石、滑动等破坏。散体结构的边坡，坡体结构松散，多数为堆积体，在不利因素作用下易发生大规模滑坡和流滑[19]。对不同的岩体结构类型控制边坡失稳的破坏模式总结如下，见表2。
表2 岩体结构与边坡破坏模式[1,20]
HOEK E等[21]重视岩体结构面组合研究，提出了边坡由结构面构成的楔形体稳定性问题，并给出了计算方法。孙玉科等[4]研究了大量矿山和水电工程边坡，根据岩体结构特性和边坡失稳破坏模式归纳出5 种具有典型意义的工程地质模型，即金川模型(反倾边坡倾倒破坏)、葛洲坝模型(沿水平软弱岩层整体性滑动)、塘岩光模型(顺层边坡滑动破坏)、白灰厂模型(塌落式平推滑移)、盐池河模型(滑塌式山崩)。
边坡失稳破坏模式是多种多样的。通过对大量工程边坡和自然边坡滑坡灾害的调查统计，边坡失稳破坏模式不仅限于上述5种，边坡的破坏模式不同，采用的计算方法不同，须采用不同的破坏判据评定边坡的稳定性。
岩体结构控制论的边坡稳定性评价方法，就是以岩体结构组合为特征，对边坡失稳模式进行分类，建立地质模型和计算模型，并引入岩体工程地质力学理论与方法，评价边坡的稳定性。主要步骤如下：
1)收集区域地质构造和地震烈度区划资料，研究Ⅰ、Ⅱ级结构面对边坡整体变形的控制作用、影响边坡作用力边界及赋存环境；
2)查明研究区工程地质条件(地层岩性、地质构造、地下水、地应力等)，与边坡稳定性直接相关的Ⅲ、Ⅳ级结构面，针对边坡失稳模式、受力条件及变形机制起控制作用的岩体结构面组合特征，建立边坡地质模型；
3)分析岩体结构和结构面组合形式，进行边坡岩体分类，依据现场和室内试验成果合理选取岩体力学计算参数；
4)根据岩体结构类型、边坡介质类型和失稳模式，建立计算模型，选取合理的计算方法及相关数值分析程序；
5)采用定性评价与定量评价相结合的方式开展边坡稳定性评价。
3.1 滑坡区工程地质条件
2014年8月3日16时30分，云南省鲁甸县龙头山镇发生了6.5级地震，震源深度12 km。鲁甸地震为走滑型地震，NW向包谷垴—小河断裂为发震断裂。红石岩滑坡距包谷垴—小河断裂1.4 km，区域断裂对滑坡稳定性影响强烈。
鲁甸地震诱发红石岩左岸古滑坡堆积物表层松动并向河床滑动，右岸山体产生大规模滑坡，滑坡体积达1.2×107m3，堆积形成堰塞体阻断牛栏江。右岸滑坡后缘陡壁高约300 m，中部形成横河向近水平且倾向下游的滑坡台阶，台阶以下为陡崖，如图2所示。红石岩滑坡震前坡度为54°～61°，坡顶高程为1 860 m，坡脚高程为1 100 m，相对高差为760 m。右岸岩层倾向坡内偏下游，岩层产状20°～60°/NW∠10°～30°。滑坡体上部为厚层、巨厚层状灰岩、白云岩、白云质灰岩，下部为中厚层状、薄层状砂质泥岩、页岩[22]。
图2 红石岩右岸滑坡(2020年11月8日无人机倾斜摄影)
通过现场地质调查和钻探地质资料分析，红石岩滑坡出露F5逆断层，产状335°～355°/∠40°～50°，断层带宽50～100 cm，由碎裂岩及断层泥组成，切穿奥陶系、泥盆系、二叠系地层。图3为红石岩滑坡平面图，图4为Ⅱ—Ⅱ′地质剖面图。
图3 红石岩滑坡平面图
图4 红石岩滑坡Ⅱ—Ⅱ′剖面地质图
边坡主要发育3组节理(图3)：节理①产状300°∠15°，为层面节理，缓倾下游偏右岸，多闭合，延伸长度大，局部为泥化夹层，间距0.8 m，在奥陶系薄层状、中厚层砂质泥岩中最为发育；
节理②产状180°∠80°，为顺河向节理，受卸荷作用，在浅部多张开，节理面起伏、粗糙，延伸长度大，间距2 m；
节理③产状60°∠80°，为横河向节理，多张开，地表为宽大的溶蚀裂隙，并充填有次生泥，间距0.6 m。对红石岩右岸边坡结构面进行上半球投影，绘制结构面统计图，如图5所示。
图5 红石岩滑坡结构面统计图
3.2 岩体结构控制滑坡破坏模式
红石岩滑坡为反倾层状边坡，滑坡边界东侧稳定区出露层状岩体，如图6所示。
图6 滑坡层状岩体分布
红石岩滑坡破坏模式受3组优势节理面控制，层状岩体上硬下软，下部软岩在上部岩体自重的作用下不断压缩变形，致使上部脆性岩体拉裂变形。反倾层状岩质边坡比顺倾边坡更为稳定，在强烈的地震作用下，相对滑坡破坏，反倾边坡更易发生崩塌破坏。鲁甸地震中，红石岩右岸边坡上部岩体的层面节理、顺河向节理和横河向节理开裂或错动，上部岩体沿顺河向节理产生崩滑，并沿F5断层和软弱夹层向牛栏江下游方向滑动。综合分析认为，顺河向节理和反倾的软弱夹层对边坡振动破坏的影响最大。因此，在计算模型中主要考虑顺河向节理和反倾的软弱夹层对边坡破坏的影响。
3.3 滑坡演化机制分析
根据滑坡区工程地质条件和失稳模式分析，采用FLAC3D模拟地震作用下红石岩右岸边坡动力响应和演化过程。结合红石岩右岸边坡失稳前的地形数据，考虑不同的结构面组合建立计算模型，如图7所示。根据现场和室内试验成果，选取的计算参数列于表3，图7(b)图例中的编号与表3中的序号意义一致。地震荷载采用鲁甸地震中龙头山镇地震台网记录的南北、东西和上下3个方向前20 s的实际地震波，地震加速度时程曲线采用SeismoSignal软件进行滤波和基线校正，图8为地震波加速度时程曲线。计算时，在模型北面、东面以及底面同时施加南北向地震波、东西向地震波以及上下向地震波。
图7 红石岩滑坡计算模型
表3 数值分析计算参数
图8 地震波加速度时程曲线
图9为地震作用下红石岩边坡位移矢量图，沿F5断层和软弱夹层向下游滑动，断层上盘完全崩滑，数值计算结果与滑坡实际演化过程一致。
图9 红石岩滑坡演化过程
在计算模型内部1 030～1 730 m范围内，间隔100 m布设坡内的监测点，如图10(a)所示，以此分析地震波输入过程中不同高程的边坡动力响应。监测点加速度变化曲线如图10(b)所示，结果表明，边坡的三向加速度均出现非线性的放大效应，其中南北方向(Y向)加速度最大。由图10(b)可知，边坡的高程放大效应受岩体结构面控制。以南北方向加速度为例(Y方向加速度)：监测点所在1 130～1 230 m范围内为F5断层位置，南北向地震波穿透F5断层，地震加速度在断层附近增大；
监测点所在1 330～1 430 m为软弱夹层位置，地震加速度在软弱夹层附近出现明显减弱；
南北方向最大加速度在坡顶附近位置达到最大，为73.5 m/s2；
南北向地震波输入最大加速度值为7.28 m/s2，加速度放大系数可达10倍左右。
图10 监测点布置及其加速度变化曲线
地震作用下边坡横河向剖面和顺河向剖面位置如图11所示，图12与图13分别为横河向和顺河向剖面位移云图。
图11 横河向剖面和顺河向剖面位置
图12 横河向剖面位移云图
图13 顺河向剖面位移云图
由图12可知：初始阶段地震时程长5 s时，在软弱夹层处产生较大位移；
地震波输入时程达10 s时，坡顶处受卸荷裂隙和下部软弱夹层变形的影响，出现较大位移。由图13可知：初始阶段地震时程长5 s时,在坡面产生较大位移；
随着地震波输入时长的增大，坡体受顺河向节理和软弱夹层切割，沿软弱夹层向下游滑动。
3.4 滑坡稳定性分析及防治
采用岩体结构控制论对红石岩边坡的岩体结构组合特征、边坡失稳模式进行分析，并建立了地质模型和计算模型。通过数值计算结果可知，虽然鲁甸地震仅为6.5级，但红石岩边坡内部优势节理面发育且含有软弱岩层，这导致红石岩边坡失稳，出现较大范围的崩滑。地震波输入过程中，模型在坡顶和软弱岩层位置处，有较大位移出现。结合现场调查结果，在边坡顶部多卸荷裂隙张开。在后期滑坡治理过程中，应注意坡顶和软弱岩层位置处的主动防护；
应清除坡顶松动岩体，并施加预应力锚索进行锚固；
边坡中部泥质软弱岩层是引起边坡崩滑的主要因素，需对该部位地层采取封闭、混凝土置换等处理措施。
1)边坡稳定性问题是一个简单的科学问题，但至今100多年来仍没有得以完善地解决。现场复杂的岩体结构是边坡稳定性研究的难点。
2)自然界岩体真实的力学强度和变形规律有待进一步研究探索，如何准确描述结构面的特征，仅仅靠测量节理粗糙度系数可能是不够的。随着模糊数学、分形理论、灰色理论、神经网络、遗传算法等现代数学理论的引入，岩体力学参数的合理取值有所进展，但脱离实际地质工作的数学游戏是行不通的。
3)边坡失稳定时预报与地震预报一样属于世界性难题[23]，经过40多年来的理论研究和实践有了一定进展，但与期待的准确预报还有很大差距。
4)边坡稳定性分析中存在岩体非均质各向异性和不确定性，边坡赋存环境复杂，目前对地下水的影响研究较多，但对地应力的影响研究较少。边坡开挖引起的卸荷效应以及高地应力区的岩爆现象，都是地应力对岩体结构产生的不可忽视的影响，值得进一步关注。
5)边坡稳定性数值分析方法的应用较为混乱，有限元法、有限差分法、离散元法等已成为岩体结构稳定性分析的常用手段。但是，在数值分析时，应明确边坡体的介质类型(连续介质、非连续介质)，并结合岩体结构类型和结构面组合特征选取合适的计算方法。
6)岩体结构效应对边坡失稳启动和运动过程的影响机制是未来的研究方向，应当进一步研究岩体结构效应与滑坡动力学关键参数、动力学机制和过程模型的相关关系[24]。
7)锁固型滑坡的研究有助于进一步探讨滑面的特征和高速滑坡的机理[25]。强震区边坡失稳的地震动力响应规律与破坏机理研究有利于地震灾区的防灾减灾[26]。
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