工程地质学报  2018, Vol. 26 Issue (6): 1724-1734   (8933 KB)    
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  • 收稿日期:2017-03-21
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    刘智
    张维熙

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    赵伟华, 刘智, 张维熙. 2018. 西南某大型水电站中缓倾角裂隙发育模式及成因机制分析[J]. 工程地质学报, 26(6): 1724-1734. doi: 10.13544/j.cnki.jeg.2017-116.
    ZHAO Weihua, LIU Zhi, ZHANG Weixi. 2018. Development mode and formation mechanism of middle-lower dip joints at large hydropower station dam site in southwestern China[J]. Journal of Engineering Geology, 26(6): 1724-1734. doi: 10.13544/j.cnki.jeg.2017-116.

    西南某大型水电站中缓倾角裂隙发育模式及成因机制分析
    赵伟华, 刘智, 张维熙    
    ① 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学) 成都 610059;
    ② 四川电力设计咨询有限责任公司 成都 610094
    摘要:中缓倾角裂隙的存在是重要坝肩地质缺陷之一,中缓倾角裂隙发育规律、成因机制分析是研究边坡稳定性的重要基础。通过对我国西南某大型水电站中缓倾角裂隙空间分布规律的深入分析,结合地质分析、微观电镜扫描和数值模拟,阐释了中缓倾角裂隙的成因机制。结果表明:(1)河谷间歇性快速下切是中缓倾角裂隙密集带相间分布的主要形成原因;(2)中缓倾角裂隙的断裂形式以拉裂和拉剪并存为主,少部分试样表现为剪切破裂,力学机制与河谷下切地质演化相对应;(3)如果岸坡内存在断层、岩脉等软弱带,若软弱带宽度较大,则沿软弱带的整体松弛效应明显,而弱化中缓倾角剪应变增量带的分布;(4)若软弱带的宽度较小且距坡表距离较小时,一方面除沿软弱带倾角方向的应变较为集中,另一方面,会使剪应变增量带自坡表至软弱带的中缓顷裂隙的集中程度和数量均有所增加,另外,岩脉间中缓倾角裂隙的密度亦增加。
    关键词中缓倾角裂隙    间歇性快速下切    发育模式    成因机制    
    DEVELOPMENT MODE AND FORMATION MECHANISM OF MIDDLE-LOWER DIP JOINTS AT LARGE HYDROPOWER STATION DAM SITE IN SOUTHWESTERN CHINA
    ZHAO Weihua, LIU Zhi, ZHANG Weixi    
    ① State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology, Chengdu 610059;
    ② Sichuan Electric Power Design & Constructing Co., Ltd., Chengdu 610094
    Abstract: The presence of middle-lower dip joints is one of the important geological defects in dam foundation. Analysis of development mode and formation mechanism provides an important foundation for the stability of slopes. This paper is based on detailed analysis of the spatial distribution, combined with geological analysis, SEM and numerical simulation. It interprets the formation mechanism of middle-lower dip joints at a large hydropower station dam site. The results are as follows:(1)Intermittent rapid down-cutting of the river is the main reason for the alternative distribution of middle-lower dip joints; (2)Main fracture mechanism is coexist of tension and shear, a small number of samples show the shear fracture; (3)If faults and dykes exist in slopes and their widths are large, relaxation effect along the whole weak belt is obvious and the distribution of shear strain increment belt is not obvious.(4)If the width of weak belt and distance to the slope surface are both small, on the one hand, shear strain increment is concentrated along the dip direction of weak belt, on the other hand, concentrated degree and number of middle-lower dip joints increased. In addition, density of middle-lower dip joints also increased.
    Key words: Middle-lower dip Joints    Intermittent rapid down-cutting    Development mode    Formation mechanism    

    0 引言

    关于岸坡浅表部中缓裂的发育特征和成因,Ollier(1970)根据早期研究观察,对这类现象给出了评价。其后大量学者(Yu et al., 1970Selby 1993Bahat et al., 1999)亦注意到此现象。Nichols(1980)认为大部分中缓裂隙地质时间短,并且其中一部分是由于河谷卸荷而快速发育的张性破裂。有学者(Wakasa et al., 2006)对发育有中缓裂的花岗岩岸坡计算了河谷下切速率为56 m·(Myr)-1,明显高于无中缓裂发育的河谷岸坡的下切速率。Hencher(2011)亦给出了河谷下切卸荷中缓裂的形成机理图。国内自1986年张倬元等(2009)黄润秋等(2001)将谷坡浅表部位张性、张剪性破裂体定义为“浅生时效构造”,后又有关于其成因的原生节理后期改造论(覃礼貌,2007)、表生改造成因论(黄润秋,2008)和构造成因论(钱海涛等,2010)。

    西南某拟建大型水电站设计最大坝高超过300 m,研究区地处NWW方向的青藏构造域近SN方向的三江构造的转折部位(图 1)。通过对坝址区岩体结构调查(图 2),坝址区为典型的高山峡谷地貌,左岸为陡缓相交的地形,右岸总体起伏不大。岩性较为单一,主要为燕山期侵入的块状花岗岩,构造较为简单,有20余条NW向角闪岩脉贯穿坝址,发育NW向断层和NE向断层,左岸断层明显多于右岸(图 3)。在岸坡浅表部发育与岸坡大致平行的中缓倾角裂隙。中缓倾角裂隙对坝肩边坡稳定性具有控制意义,因此,查明其空间分布规律和成因机制,对坝址区岩体结构和稳定性具有重要理论和实践意义。

    图 1 坝址附近区域地质图 Fig. 1 Regional geological map

    图 2 工程区平硐分布图 Fig. 2 Distribution of exploration adits

    图 3 坝址区工程地质平面简图 Fig. 3 Engineering geological plan at the dam site

    赵伟华等(2014)曾根据中缓倾角裂隙的基本地质特征和发育分布特征,初步阐述了研究区中缓倾角裂隙的形成机制和发育模式。本文中,作者将结合微观电镜扫描和数值模拟,对其发育模式和成因做进一步阐释。

    1 中缓倾角裂隙空间分布组合模式
    1.1 空间分布组合模式

    为把握中缓倾角裂隙的空间分布特征,根据坝址区60多个平硐的调查结果,将各个平硐的中缓倾角裂隙逐一选出并绘制在平、剖面图上,从而得到中缓倾角裂隙的平面分布图(图 4)和剖面分布图(图 5),获得以下空间组合模式:

    图 4 PD1720 m高程中缓倾角裂隙集中发育分布 Fig. 4 Spatial distribution of middle-lower dip joints of the elevation of 1720 m

    图 5 S3勘探线中缓倾角裂隙空间分布图 Fig. 5 Spatial distribution of middle-lower dip joints of the exploration line of S3

    (1) 中缓倾角裂隙大部分表现为与坡面平行或近于平行,倾角范围在20°~60°之间,发育深度为150~200 m,且右岸发育深度明显大于左岸。

    (2) 不同高程上,中缓倾角裂隙倾角总体表现为“上陡下缓”的趋势。但是,在高高程部位,特别是右岸临近坡表附近(如PD238硐口),局部发育缓倾角裂隙甚至近水平裂隙,使中缓倾角裂隙的高程分布复杂化。

    (3) 水平方向上,中缓倾角裂隙数量总体表现为由表至里逐渐减少,但局部不均匀分布现象极为典型,在各个平硐中均有揭露,即存在中缓倾角裂隙发育程度的相对裂隙密集区(带)和相对裂隙稀疏区(带)的相间分布。

    (4) 近坡表中缓倾角裂隙倾角一般小于坡角。近坡表中缓倾角裂隙(带)多表现为缓倾坡外或呈近水平状,与坡面呈小角度相交。

    (5) 部分中缓倾角裂隙的分布与岩脉密切相关。如图 3所示,在左岸岩脉fm9外侧,发育有宽15~30 m的中缓倾角裂隙密集带,内侧后基本无中缓倾角裂隙密集带发育。在S6勘探线中,左岸PD261在硐深0~50 m范围内发育有少量中缓倾角裂隙,然后经过大段的完整岩体,在岩脉M9外侧硐深115~145 m范围内又可见呈密集带状发育的裂隙。图 4图 5右岸岩脉带间(M3至M5)发育有裂隙密集带,且中缓倾角裂隙延伸截止于岩脉。

    1.2 裂隙密度均质区划分

    本文依据范留明等(2003)提出的密度分区方法,考虑采样窗口大小、移动步长、平硐间密度点对密度分区成图的影响,结合坝址区中缓倾角裂隙的具体特征,对坝址区中缓倾角裂隙密度均质区进行了划分,结果见图 6

    图 6 中缓倾角结构面密度分区图 Fig. 6 Zoning plan of areal density of middle-lower dip joints a. 1720 m;b. 1770 m;c. 1870 m;d. S4剖面

    (1) 中缓倾角裂隙密集区域首先表现为仅发育于距坡表 0+150~180 m深度范围内,180 m以里,中缓倾角裂隙密度值基本为0;此外,裂隙密度表现为明显的不均匀分布。

    (2) 左、右岸对比,在1720 m、1770 m高程,右岸的中缓倾角裂隙密度明显大于左岸;而在1870 m高程,右岸的中缓倾角裂隙密度小于左岸。

    (3) 不同高程裂隙密度对比,具有自低高程向高高程递减的趋势,在右岸尤为明显。左岸除1720 m高程分布有少量高密度区外,自1770 m高程起,各高程的裂隙密度均较低,但1770 m高程的裂隙密度小于1870 m高程。

    (4) 不同勘探线间对比,中缓倾角裂隙密度整体表现为上游密度>下游密度>中游密度。

    2 中缓倾角裂隙成因分析

    根据上述中缓倾角裂隙的工程地质背景和空间发育分布规律,对其成因进行分析。

    2.1 地质成因分析

    根据中缓倾角裂隙的现场调查发现:

    (1) 极少量缓倾角裂隙与陡倾角闪细脉相交,充填角闪岩膜,且在两岸平硐深处可见,两岸表现为产状一致倾向SE,认为此类裂隙是花岗岩冷却过程中形成的席状裂隙,后随滇西板块由西北向东南倾斜的构造运动(何浩生等,1993)由水平倾向SE。

    (2) 坝址区先后经历了NE、NWW和NNW-SN 3期应力场并与之配套形成压扭陡倾走滑逆断层,在断层、岩脉附近部分发育中缓倾角裂隙,但不普遍。

    (3) 大部分中缓倾角裂隙的性状特征主要表现为闭合,但距坡表张开0.2~5 mm,高高程裂隙张开度部分超10 cm,充填以次生黄泥为主,另一部分充填有岩屑或闭合。典型中缓倾角裂隙特征如图 7图 8所示。图 6中角闪细脉①和石英细脉②分别在点A、B、C、D和E处被剪切错动,且发生剪切的缓倾角裂隙可见次生黄泥;图 7中裂隙密集带可见充填次生黄泥、剪胀等现象。

    图 7 PD2420+9~12m沿缓倾裂隙的剪切变形 Fig. 7 Shear deformation along gentle joints in adit PD242

    图 8 PD246的0+46~61m中倾裂隙密集带 Fig. 8 Gentle to middle joints in adit PD2460+46~61m

    (4) 结合中缓倾角裂隙的空间分布特征,大部分中缓倾角裂隙走向平行岸坡,两岸分别倾向河谷,且分布于近坡表一定深度范围内。分布特征表明裂隙受岸坡影响,为典型的河谷下切卸荷现象。

    (5) 关于怒江河谷发育历史,许多学者(顾兆炎等,2006李光涛等,2008赵希涛等,2011)做了相关研究,特别是李光涛等(2008)通过对怒江下切速率的计算,反映了怒江由北向南河流的平均下切速率是逐渐降低的,各时期的隆生速率也并不相等,具有快慢相互交替的趋势。结合怒江河谷的发育历史中缓倾角裂隙在岸坡内以裂隙密集带和裂隙稀疏区的形式出现,与怒江河谷的间歇性快速下切的模式大体是一致的。

    由以上地质分析,可认为坝址区内的中缓倾角裂隙主要成因是因为河谷多期性快速下切造成的。

    2.2 微观断裂机理SEM试验分析

    根据坝址区不同高程、不同硐深的中倾角裂隙的电镜扫描分析,微观破坏形貌花样较多,部分见图 9图 11,拉裂微观形式主要为沿晶蜂窝状、解理台阶状、人字形花样、河流状花样、晶间断裂和晶界断裂等,剪切断裂微形式主要表现为平行滑移线、平坦面。各中缓倾角裂隙试样的扫描电镜微观分析见表 1。将各试样点的微观分析结果展示于剖面图上(图 12),可以看出:

    图 9 不同放大倍数的拉裂断口典型花样(向上为裂面倾向) Fig. 9 Typical pattern of tension fracture of different magnification a. 2#缓裂,沿晶蜂窝状,×450倍;b. 5#缓裂,台阶状及河流状花样,×450倍;c. 7#缓裂,解理台阶状(阶坎状)

    图 10 不同放大倍数的剪切断口典型花样(向上为裂面倾向) Fig. 10 Typical pattern of shear fracture of different magnification a. 9#缓裂,条纹花样,×800倍;b. 13#缓裂,平行滑移线,×400倍;c. 14#缓裂,平行滑移线,×80倍

    图 11 不同放大倍数的拉剪交接区花样(向上为裂面倾向) Fig. 11 Typical pattern of cross area of tension-shear fracture of different magnification a. 1#缓裂,左上为晶界断裂,中间及右侧为平行滑移,×100倍;b. 6#缓裂,四面体花样(左下至右上方向)及台阶状花样(垂直平行剪切),×400倍;c. 12#缓裂,中间平行滑移线,右上沿晶断裂,×150倍

    表 1 中缓倾裂隙试样扫描电镜微观破坏机理分析 Table 1 Microanalysis of fracture mechanism by SEM for middle-lower dip joints

    图 12 中缓倾角裂隙断裂机理微观分析展示图 Fig. 12 Microanalysis of fracture mechanism by SEM of different samples in the slope

    坝址区内中缓倾角裂隙的断裂形式以拉裂和拉剪并存为主,少部分试样表现为剪切破裂;位于PDS1的M5内侧的中缓倾角裂隙LM5以拉裂为主,伴随剪切破裂;位于平硐深部,岩脉M3和M4之间的中缓倾角裂隙(LM6、LM11和LM15),其破裂机理主要为拉裂;岩脉M5外侧的中缓倾角裂隙(LM9、LM10和LM13)主要为剪切破裂。M5内侧的中缓倾角裂隙LM5断裂形式以拉裂为主,硐深50 m左右中缓角裂隙断裂形式为拉剪、拉裂。

    根据黄润秋(2008)的研究,河谷下切边坡应力分区如图 12中A所示,根据怒江间歇性快速下切及坝址区范围内向左岸迁移特征,将快速下切前后的应力分区标于图 12中B。快速下切前,位于河谷底部的1区为剪切区,形成缓倾角剪切裂隙,当河谷快速下切且向左岸偏移后,部分1区保留在右岸,可用来解释为什么右岸近坡表有倾角较小的缓倾角裂隙;而对于下切前的2区和3区,则分别形成拉裂和拉剪破裂的裂隙,河谷下切后,又形成新的对应的6区和7区,从而产生新的拉裂和拉剪破裂,如PD222和PD224拉剪和剪切破裂同时存在。而在低高程平硐,如PDS1中,由于河谷快速下切,在低高程坡体内部,形成的6区和7分,分别对应拉裂区和拉剪区,PDS1中101~110 m段主要以拉裂为主,位于6区,而深部的中缓倾角裂隙则以拉剪破裂为主。

    因此,利用中缓倾角裂隙试样的扫描电镜微观破坏机理分析,岸坡内的中缓倾角裂隙的形成与河谷岸坡的快速下切相关。

    2.3 数值模拟分析

    根据前述分析,认为坝址区内大部分中缓倾角裂隙是由于河谷间歇性快速下切,河谷岸坡卸荷形成的。为进一步验证其机理,王豫飞(2014)采用Cvisc黏弹塑性流变模型和应变软化模型模拟河谷下切过程中,岸坡内的应力状态。下切模拟过程简化为9个期次,分别采用I-IX表示,其中前5期为宽谷时期,后4期为峡谷时期(图 13)。两种模型的计算结果分别见图 14图 15

    图 13 河谷下切模型 Fig. 13 Cutting-down model of the valley

    图 14 黏弹塑性流变模型(CV)计算结果 Fig. 14 Result of sticky elastic-plastic rheological model a.峡谷时期Ⅷ的剪应变增量分布图;b.同一监测平硐内不同期次剪应变增量随硐深变化(1820 m)

    图 15 应变软化模型(SS)计算结果 Fig. 15 Result of strain softening model a.峡谷时期Ⅷ的剪应变增量分布图;b.同一监测平硐内不同期次剪应变增量随硐深变化(1820 m)

    该模拟过程虽然忽略了河谷演化过程中岸坡岩体由于风化及卸荷作用造成的岩体弱化,仅关注了由于下切侵蚀作用而引起的岸坡应力场变化规律。但仍揭示了河谷岸坡的应力调整过程,两种模拟结果也表现出了一致性。

    (1) 由岸坡的剪应增量分布图可以看出,在左、右岸各分布有两条剪应变增量集中区域,呈带状相间分布,且呈“上陡下缓”。左岸的剪应变增量带发育深度大于右岸。

    (2) 由同一监测平硐内不同期次的剪应变增量随硐深变化曲线可以看出,在峡谷形成过程中,剪应变增量值随下切深度增大而增大,同时剪应变增量峰值也向岸坡内部迁移。

    (3) 剪应变增量带为岸坡内应力集中区域,产生相应的破裂面(中缓倾角裂隙密集带),而随河谷的间歇性快速下切,剪应变增量带在岸坡内不是连续迁移的,而是“跳跃性”迁移,从而在岸坡内对应出现了中缓倾角裂隙密集带的相间出现(即裂隙密集带间出现完整岩体或裂隙稀疏区)。

    为进一步细化分析河谷间歇性快速下切过程,我们进一步采用应变软化模型,细化模拟计算不同河谷下切速率及快、慢更替下切过程中,岸坡剪应变增量的变化特征。由于怒江发育相关地质资料的缺失,无法精确还原怒江的下切过程,将地质模型简化为66步下切,其中前6步为宽谷阶段,每次垂直下切深度为100 m,后60步为峡谷阶段,每次垂直下切深度为5 m,累计垂直下切深度为900 m(图 16)。峡谷阶段计算过程模拟6个慢速下切阶段,即河谷平稳阶段,两个平稳阶段之间为9个快速下切阶段。河谷下切速率通过限定迭代时步来区分,河谷慢速下切时,每次迭代时步为2000步,河谷快速下切时,每次迭代时步为100步,模拟结果见图 17

    图 16 河谷间歇性快速下切模型 Fig. 16 Intermittent rapid down-cutting model of slope

    图 17 河谷间歇性快速下切在均质硬质花岗岩中的剪应变增量分布 Fig. 17 Shear strain increment in homogeneous granite during intermittent rapid down-cutting

    (1) 图 17是在假设岸坡为均质的硬质花岗岩的前提下进行的,当河谷经历快速下切达到稳定阶段时,分别在各个稳定阶段,在岸坡内形成了剪应力增量集中带,即当河谷下切至第6个稳定阶段后,在左、右两岸坡内分别形成了6个剪应变增量带。对比两岸,由于河谷向左岸摆动,左岸低高程地形陡于右岸,而左岸中的剪应力增量带的集中程度和发育深度都大于右岸。

    (2) 由河谷间歇性快速下切分析岸坡中缓倾角裂隙密集带的成因机理。当河谷慢速下切时,岩体应力驼峰的峰值应力大于岩体破坏的长期强度,据蠕变破坏理论,岩体进入加速蠕变阶段,从而在斜坡中形成了大规模的卸荷裂隙;当河谷快速下切时,峰值应力小于岩体破坏的长期强度(或岩体破坏的瞬时强度),岩体内部没有足够的时间产生微裂纹,或微裂纹无法进一步合并贯通形成宏观裂纹。而应力驼峰快速扫过的岩体并未发生明显的变形破坏,从而在宏观上仍呈完整状态。故随着河谷下切速度更替,可见裂隙带“突跃”地从一个密集带过渡到另一个密集带的现象。

    (3) 在实际岸坡中,由于实际河谷下切速率远远小于模拟下切速率,实际岸坡中裂隙密集带与裂隙稀疏带的间隔也相对较小。因此,裂隙密集带和裂隙稀疏带是相对的。

    另据现场调查分析,中缓倾角裂隙密集带的空间分布与岩脉、断层有着极为密切的联系,部分中缓倾角裂隙密集带发育于岩脉、断层两侧。因此,为进一步评价断层、岩脉对中缓倾角裂隙的影响。在图 16模拟基础上,在右岸增加了3条岩脉(分别为岩脉M7、fM5和fM4),其强度稍弱于花岗岩,而左岸分别添加了以岩脉fM9和S3线断层集中发育部位为原型的弱化带,其模型见图 18,模拟结果见图 19

    图 18 河谷间歇性快速下切模型加断层 Fig. 18 Intermittent rapid down-cutting model of slope with faults and dykes

    图 19 岩脉、断层对卸荷型中缓倾角裂隙的影响 Fig. 19 Influence of dykes and faults on shear strain increment during intermittent rapid down-cutting

    (1) 在断层、岩脉出露部位,均可见到沿断层、岩脉的剪应变增量,特别是在左岸断层带和右岸的岩脉束M7部位,沿两个宽带产生了较大的整体的松弛,松弛方向以断层、岩脉的倾角方向为主。

    (2) 在左岸岩脉fM9位置,也产生了沿其倾角方向的剪应变增量带。对比图 17,左岸由于断层带软弱带的存在,河谷下切的卸荷作用使沿断层带整体松弛,而在断层带部位的中缓倾剪应力增量带有所减弱。由于岩脉fM9的存在,由坡表至岩脉fM9的中缓倾剪应变增量带的集中程度和量值有所增加。这与野外调查看到左岸fM9外侧发育大量的中缓倾角裂隙是一致的。

    (3) 右岸边坡内,将岩脉fM4和fM5附近的局部图进行放大,对比分析加岩脉前和加岩脉后中缓倾剪应变增量带的变化(图 20)。由于岩脉的存在,中缓倾剪应变增量的集中程度有所增加,一方面表现在中缓倾剪应变增量的每个带的宽度有所降低,另一方面表现在量值有所增加,特别是在低高程两个岩脉带之间,产生了极为集中的剪应变增量带,这与现场调查岩脉带fM4和fM5之间存在大量中缓倾角裂隙密集带是一致的。

    图 20 岩脉对中缓倾剪应变增量带分布的影响 Fig. 20 Influence of thin dykes on shear strain increment during intermittent rapid down-cutting a.均质花岗岩右岸局部剪应变增量分布图;b.岩脉对右岸局部剪应变增量分布图

    3 结论

    综合以上地质分析、微观电镜扫描和数值模拟,对研究区内中缓倾角裂隙的成因进行探讨,结论如下:

    (1) 河谷间歇性快速下切,当河谷快速下切时,在岸坡内没有足够时间产生宏观的裂隙,当河谷经过快速下切后处于一个稳定阶段时,驼峰应力大于岩体长期强度,从而产生相应的裂隙带,是中缓倾角裂隙密集带相间分布的主要形成原因。

    (2) 如果岸坡内存在断层、岩脉等软弱带,若软弱带宽度较大,则沿软弱带的整体松弛效应明显,而弱化中缓倾剪应变增量带的分布。若软弱带的宽度较小且距坡表距离较小时,一方面除沿软弱带倾角方向的应变较为集中,另一方面,会使剪应变增量带自坡表至软弱带的中缓顷裂隙的集中程度和数量均有所增加,另外,岩脉间中缓倾角裂隙的密度亦增加。由此也可以解释为什么坝址区内左岸中缓倾角裂隙明显少于右岸,左岸发育大量软弱断层带,且大面积的蚀变带顺断层发育,河谷卸荷时,应力在大面积软弱断层带、蚀变带应力释放,因而中缓倾角裂隙数量少,而右岸岩体结构相对完整,从而在岸坡内产生大量平行于岸坡的中缓倾裂密带。

    参考文献
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