龙羊峡水库蓄水前后边坡稳定性分析

龙羊峡水库蓄水前后边坡稳定性分析

龙洋峡水电站位于山西省贺河县和贵南县交界处，距福建省省会西宁147公里。这是黄河上游的第一个正式站，也是高原的最大水库。水库正常高水位2600m,相应库容247亿m3。龙羊峡水库坝前右岸(南岸)1.5~15.8km的地段由第四系中、下更新世河相地层组成,相对坡高达300~500m,坡度35°~45°。自黄河高漫滩侵蚀期至今,该地段曾形成了一系列大型滑坡,滑坡堆积物岸坡占库岸长度的80%。这些滑坡的共同特点是规模大(1.0×106~1.0×108m3)、滑速高(20~45m/s)和滑程远(1.5~3km)。例如1943年2月7日距坝6.5km的查纳滑坡,下滑量达1.6亿m3,滑体前缘向前推进约3km,掩埋了河边林带及坡下的查纳村,使黄河断流,估算最大滑速约45m/s。通过地质测绘与分析,失稳的完整地层边坡有六处。水库蓄水后该滑坡群的稳定性是龙羊峡工程的重大技术问题,对电站近坝库岸滑坡体成因及变形破坏机制进行分析、从而为电站的安全经济运行及对滑坡进一步处理提供可靠的决策依据,具有现实指导意义。本文依据龙羊峡水库蓄水前后的边坡地质环境长期监测结果,对完整地层岸坡和堆积体岸坡的变形破坏进行了分析。1龙羊峡水库附近的地质环境1.1河岸带地质条件黄河龙羊峡水电站近坝岸南岸的斜坡由第四系中、下更新世河相地层组成,相对坡高达300~500m,坡度35°~45°,岸坡中、下部主要由密实度高、超固结呈半成岩状的粘性土夹薄层砂土类地层组成。河湖相地层在库区出露厚度400~550m,产状近水平。岸坡下部主要为粘性土,厚度约150~300m,多次沉积韵律明显,夹有多层厚0.3~3.0m的薄砂层,是库水浸泡的主要地层(上部主要为砂性土)。1.2围岩土石学特征河—湖相半固结粘性土的物理性质表现为:①粘性土属低中塑性粘土,呈半成岩状,粉粒含量较高,天然含水率约为12%、饱和度约75%。重度20kN/m3,孔隙比0.45,塑性指数10~16。②粘性土矿物成分以伊利石为主,土中含有较多可溶盐类,成分以CaCO3为主。土层易湿化,崩解速度快,一般均小于2h,水下稳定坡度小于10°。③原状土在天然状态下具有较高的抗剪强度,随着含水率的增加,强度迅速下降。应力—应变曲线具有明显峰值,破坏前的轴向应变在天然状态下一般均小于3%,饱和时多小于5%,多呈脆性破坏;峰值后强度明显下降,有较为稳定的残余强度值。通过不同正应力、侧向应力的关系分析,当侧向应力σ3=0.8~2.2MPa时,天然状态下抗剪强度的残/峰强度比值R约为0.4~0.6。1.3土层间接触部位岸坡土体中的软弱结构面主要有两组:第一组为层间软弱面,分布于岸坡中下部,主要为粘性土与砂性土层间接触部位及青灰色粘土条带,该组裂隙构成了高速滑坡的前缘蠕变滑移面;第二组为陡倾裂隙,倾角大于70°,走向与岸坡平行或垂直,一般延伸长3~5m,宽度小于1mm,构成岸坡高速滑坡和高陡岸坡坍塌的后缘拉裂面。龙西、农场陡边坡监测洞内的横向和纵向裂缝均是沿该组裂隙形成的。1.4条件水条件1.4.1透水模式排水状况龙羊峡地区属高原大陆性气候,干旱少雨,天然地下水不丰富。岸坡土体透水受砂层和裂隙控制,透水模式类似岩石边坡,透水性微弱。干旱气候、不丰富地下水有利于维持在第四系地层中罕见的高陡边坡,为大规模的滑坡孕育了地形条件。地下水对滑坡形成的作用主要表现在对含水层内粘土层上下界面的泥化、溶滤,使土体的强度明显降低,从而控制了滑坡前缘滑面的滑床出口位置。1.4.2库本地下水位(1)地下水的来水趋势龙羊峡近坝库岸天然地下水埋藏深且流量小,主要埋藏于湖相地层下部Ⅱ层及Ⅲ层下部砂层及砂壤土中。岸内300m处地下水位高程多在2510m以下,低于坡顶400~500m。地下水为孔隙—裂隙潜水,向黄河排泄,水力坡度为3%~8%。由于本区干旱气候环境,地下水的动态变化受大气降水的影响甚微,以接受远处(贵南南山冰雪水入渗)地下水的稳定补给为主。据长期观测,地下水位年变幅多小于5m。(2)水位上升中库水位上升自龙羊峡水库1986年10月下闸蓄水后,2006年11月达到最高水位,库水位由原河水位2464.73m上升到2597.62m,升幅132.89m,地下水位也相应上升。表1为龙西、农场在高库水位情况下观测到的地下水位变化值。(3)地下水位与库水位持续增长①地下水位的上升幅度远小于库水位的变化幅度(表2),反映了湖相半成岩地层低渗透特性。库水位具有明显的峰谷特征,而地下水位不具明显的峰谷特征,历时曲线呈总体以上升为主的缓倾曲线。②地下水位与库水位的变化具有较好的相关性。③地下水位变化速率远小于同期库水位的变化速率,地下水位的变化速率大致是同期库水位变化速率的25%~35%。④地下水位的上升幅度受库水位与地下水位差的限制,一般库水位与地下水位差越大,地下水位上升幅度越大。当库水位与地下水位差小到一定程度,库水便停止补给地下水,地下水位基本不上升,甚至还略有下降。据分析,当库水位持续上升,库水位与地下水位差大于30~40m时,地下水位就明显上升;当库水位与地下水位差小于30~40m时,地下水位变化不明显。2水库周边变形破坏机制2.1高速滑坡完整地层岸坡系指由完整湖相地层组成的高陡边坡,变形破坏机制有两种形式:①高速滑坡形式,其特征是规模大、滑速高,是滑坡涌浪研究的主要对象。②坍塌形式,主要表现在蓄水后的高岸坡坍塌破坏,典型部位有峡口、龙西、查东等完整高度岸坡。(1)滑体结构及失稳原因分析高速滑坡是在蠕变—拉裂—剪断复合机制下形成的。滑坡发生前斜坡经过长期的变形过程,滑坡发生时并没有明显的触发因素,在重力和残余构造地应力的作用下岸坡自坡脚区前缘土体强度破坏后缓慢累进性破坏,是斜坡失稳的主要原因。形成过程如图1所示的三个阶段。高速滑坡的滑面由前缘滑移面、中部剪断面和后缘拉裂面三段组成,滑动后呈一圆弧状滑面。据龙羊峡库岸调查,前缘滑移面一般沿着饱和的粘土与砂土接触面发育;中部剪断面发育在坡体内部,位置取决于最大剪应力的发展迹线,倾角多为30~45°;后缘拉裂面呈楔形,发育过程自上而下,失稳前的发育深度随原始坡高的增大而增加。据统计分析,边坡失稳前拉裂面的发育深度h相当于0.5H(原始坡高),见表3。线性回归关系式为:h=0.546H−13.0(1)h=0.546Η-13.0(1)高速滑动的原因是滑体失稳的瞬间,滑床或土体抗剪强度的下降幅度控制了滑体位能转换为动能的量值,从而决定了滑速的大小。对于龙羊峡近坝库岸,土体的抗剪强度峰值和残余值的差值较大,是滑体取得高速的最主要原因。应用整体—碎屑流法、重力模型试验法、质点滑速计算法以及调查方式对查纳滑坡和1993年甘肃东乡洒勒山高速滑坡的滑速进行研究,结果见表4。可见,计算、调查、试验滑速较吻合。(2)第一阶段:次塌落阶段高陡岸坡坍塌破坏主要发生在水库蓄水过程中。在龙羊峡水库蓄水初期,对库岸高陡岸坡的坍塌规律调查研究可知:当库水位上升至高于历次最高库水位而首次作用于岸坡时,高陡岸坡崩塌破坏,岸坡不断后退;当在库水位低于历次最高库水位时,库水对上部岸坡后退不再起作用。坍岸方式以崩塌破坏为主。一般一次塌落厚度3~5m,坍塌方量在数百~上万m3之间。一次崩塌完成后岸坡暂趋稳定,由于库水和风浪的不停作用,在库水边再次形成新的浪蚀龛(深度可达2.0~2.5m),又开始第二个崩塌过程,这样岸坡就不断的渐次后退,直到本次库水位的上升期结束,如图2所示。在库水首次作用下岸坡产生坍岸的同时,水下岸坡也在此过程中逐渐形成。水下岸坡由磨蚀坡(岸滩)、淘蚀坡和堆积坡三部分组成(图1、图2)。根据调查实测,一般情况下磨蚀坡5~15°、淘蚀坡28~38°、堆积坡15~25°,其中磨蚀坡和淘蚀坡受土体性状、库水位在该处稳定时间长短及波浪高度控制。在库水位下降过程中,水库坍岸处在相对停止时期,一般无坍塌发生。经历过首次作用的岸坡,在库水位第二次上升过程中,由于库岸经首次作用后形成的水下坡度已较平缓,波浪沿较缓的岸坡推进时形成的击岸浪和激浪流已和波浪推进要消耗的能量基本平衡,因此造成的坍岸量很小,对岸坡地形的改变也较微小。2.2老滑坡堆积岸坡滑坡堆积体岸坡系指由老滑坡堆积物组成的岸坡,在低库水位时约占近坝岸坡地段的80%,随着库水位的升高,老滑坡堆积岸坡逐渐减少,在目前高库水位条件下堆积岸坡分布在龙羊滑坡、查纳滑坡前缘及查西陡边坡中部等。滑坡堆积体岸坡的变形破坏形式主要为崩塌、错落和小型滑坡等。变形破坏过程中具有明显的分解趋势,规模小、滑速低,不会对工程造成涌浪危害。3水文条件分析a.龙羊峡水电站近坝库岸南岸高速滑坡群的形成是受该地区特定的地质环境所定,既有高陡的岸坡、易滑的地层、半成岩状呈脆性破坏的土体,又有控制滑面形态的软弱结构面和适合形成大规模滑坡的水文地质条件。b.在龙羊峡地区高速滑坡仅形成完整湖相地层组成的岸坡的第一次滑动。斜坡失稳前经历长期的变形过程,粘性土累进性破坏是失稳