蓄水条件下怒江桥水电站坝前左岸倾倒变形体稳定性研究

？媛爲啦化＞１靖辭＞Ｉ．斗辜１＾分类号密级４？Ｗ一＾－．．－＇ＶＶ－Ｉ．＇Ｘ．、一．．Ｖ八Ｖ二．．、ＵＤＣ编号Ｊ诚苗巧．巧，聲巧＇■／Ｉ；成丈—：ＶＶ＇矣Ｖ懲；＾声持＂弄ｒｒ乂議變／舞／拳？’－Ａ．，皆妍等Ｖ，ｒＶ若．．挺心Ｃ．贷、霉硕±学位论文胃ｌ＃ｆＳｐ：胃：Ｊ．台．－聊六：与＇？？＾－？＊、ｒ－．：＼＊＾’，；苗巧游／；题名和副题名蓄水条件下怒江桥水电站蝴前左岸．？安４巧倾倒变形体稳定性研究詩儀：＼ｃ、―＾ｆ巧、＇１作者姓名张海静－＇幾、寶满＇■：指导教师姓名及职称左呈胜副教授凉ｉ沁妃避－Ｖ．寺—护场＼申请学位级别硕壬专业名称地质工程＇论文提交日期２０１５．５论文答辩日期２０１５．６不知三：狂Ｎ＇￣－＇，．往；Ｖ带吃？＾学位授予单位和日期成都理工大学（年月）菩；楚襄寶答辩委员会主席；评阅人连替藝；艇＇、．．．起－＇．ＶＶ廣、，義一誘驾轉：巧龍，１？＾最難灣變變雜２０１５年６月＇＇知扛．；，等：＼ｒ寒棋許編弦辕辦；Ｕ煤，：．．．．．Ｖ．！；．－讀ｒ．，式苗ｆＴｓ德Ｊ鱗满譜薪，ｒｔ／ｐ弯》．游賴攀雜顯一吞職 分类号学校代码：１０６１６ＵＤＣ密级学号：２０１２０２０２１５成都理工大学硕±学位论文蓄水条件下怒江桥水电站城前左岸倾倒变形体穗定性研究张海静指导教师姓名及职称左三胜副教授申请学位级别硕±专业名称地质工程论文提交日期２０．５论文答辩日期２０１５．６１５学位授予单位和日期成都理工大学（年月）答辩委员会主席评阅人２０１５年６月 独创性声明本人声明所呈交的学位论文是本人在导师指导下进行的研究工作及取导？７研究成果，论文中不鱼含其。据我所知，除了文中特别加Ｗ标注和致谢的地方外他人己经发表或撰写过的研究成果，也不包含为获得成都理工大学或其化教一育机构的学位或证书而使用过的材料。与我同工作的人员对本研究所做的任斬贡献均己在论文中作了明确的说明并表示谢意。学位论文作者签名；彝＾絳Ｉｆ＞０化年＾月曰学位论文版权使用授权书本学位论义作者完全了解成都理工大学有关保留、使用学位论文的规定，有权保留并向国家有关部口或机构送交论文的复印件和磁盘，允许论文被查阅和借阅。本人授权成都理工大学可Ｗ将学位论文的全部或部分内容编入有关数据库进行检索。，可Ｗ采用影印、缩印或扫描等复制手段保存、汇编学位论文（保密的学位论文在解密后适用本授权书）学位论文作者签名：沐曲＾学位论文作者导师签名：—年月曰／］ 蓄水条件下怒江桥水电站坝前左岸倾倒变形体稳定性研究摘要怒江桥水电站位于西藏省境内的怒江上游，受怒江河谷下切作用，形成了高山峡谷地貌。倾倒变形边坡位于怒江桥水电站坝址左岸坝前约768m左右，距离坝轴线较近，变形体变形破坏较强烈，蓄水后变形体大部分将被水淹没，存在失稳的可能。所以该变形体边坡的稳定性以及蓄水后边坡的稳定性问题，成为现阶段急需解决的问题。为此本文以西藏怒江桥水电站坝前左岸倾倒变形体边坡为对象，遵循现场调研-工程地质条件分析-倾倒变形现象认识-变形机制分析-蓄水边坡渗流场-应力场分析-稳定性定量评价的基本思路，在分析其工程环境地质条件的基础上，对倾倒变形体边坡的空间展布特征、边坡岩体结构特征、边坡变形破坏特征、变形影响因素以及变形破坏机制进行了研究。在此基础上，分析了变形体在蓄水条件下渗流场的变化特征，以及渗流场与应力场进行耦合下的变化特征，并对变形体的稳定性进行了计算分析，得到了以下几个方面的研究成果。(1)该倾倒变形体位于石炭系下统错绒沟组地层，主要岩性为灰黑色细粒大理岩，局部夹片岩，主要为薄层-中厚层状，正常岩层产状为N12～38°E/SE∠68°～85°，倾倒后岩层倾角小于60°，该倾倒变形体属于特大型倾倒变形体，坡度较陡峻，上缓下陡，平均坡度40°。根据勘探和现场调查，按照地形地貌差异和变形破坏特征将变形体从上游到下游分为三个区。（2）倾倒变形体边坡II级、IV级、V级结构面较发育，受强烈的风化、卸荷作用以及重力场的作用，岩层弯曲拉裂剧烈，外部与深部均呈现不同程度的倾倒弯曲变形，目前整体变形不明显。根据倾倒倾角、层内最大拉张量、边坡卸荷风化以及平硐纵波波速等方面的特征，将变形岩体分为强倾倒和弱倾倒两种级别。（3）倾倒变形体边坡变形的主要影响因素为边坡地形地貌、坡体结构特征、反倾薄层-中厚层状岩体、河谷下切等作用。倾倒变形体经历了初始变形、初始微弯曲、弯曲-拉裂以及折断、压碎四个阶段，其变形破坏机制为倾倒~弯曲、弯曲~折断型。（4）利用渗流Seep计算软件对变形体在蓄水条件下进行非饱和渗流计算，分析了各工况下各水位浸润线及孔隙水压力的等值线的变化特征,，探求库水位在上升速度的变化对变形体渗流场的影响。基于流固耦合理论，将库水位变化下I 产生的渗流场与应力场进行了耦合计算分析，在考虑库水位上升的影响下，以1区变形体为例，探求了其在各工况下变形体耦合应力场的变化特征。（5）变形体浅部和深部稳定性计算结果显示，天然状态下1区、2区、3区变形体均处于稳定状态；蓄水条件下，变形体稳定性随着水位的升高先降低后升高，上升速率越大对稳定性影响越不利；蓄水条件下，3区强倾倒变形带稳定性处于稳定~欠稳定~基本稳定的状态，2区与1区变形体相对较稳定，变形体不会产生强倾倒带产生滑移失稳。FLAC强度折减法模拟显示，天然状态下1区前缘坡脚不稳定，2区主要集中于变形体上部，会产生局部的崩塌破坏。蓄水后，边坡变形量有所增加，但量值不大，1区变形体边坡变形量较小，2区、3区变形体剪应变增量带有贯通的趋势，有潜在失稳的可能。关键词：倾倒变形体变形特征渗流-应力耦合FLAC3D蓄水稳定性II StudiesonstabilityontheconditionofreservoirinfrontofdamofthetopplingdeformationbodyofNujiangqiaoHydropowerStationontheNuRiverAbstractTheNujiangqiaohydropowerstationislocatedintheupstreamoftheNuRiverofTibetprovince.Bythevalleycuttingaction,thisareaisformedamountaincanyongeomorphology.Topplingslopeissituatedonupstreamofthedam768metersontheleftbank.TheTopplingslopescaleislarge,nearthedamanddevelopsdeformationanddestructionstrongly.Whenthedamimpounds,theslopewillbedamaged.Therefore,thedeformationofslopestabilityandthestabilityafterthereservoirshasbecomeanurgentproblematthisstage.Followingthebasicideathatthefieldresearch-analysisofengineeringgeologicalconditions-dumpingdeformationofunderstanding-DeformationMechanism-slopeseepagefieldanalysis-quantitativeevaluationofstability,thepaperstudiesthespaceform,deformationandfailurecharacteristics,influencingfactors,anddeformationmechanismsofthetopplingslopeengineeringenvironmentgeologicalconditionsoftopplingslopeandstructuralcharacteristicsofrockslope,anditanalysesthechangesofseepagefieldandseepagefieldandstressfieldcouplingcharacteristicsundertheconditionsofreservoirs,Onthebasisofabove,alculatesthestability,Themajorachievementandknowledgeareasfollows:（1）ThetopplingslopestrataarelowercarboniferousCuoronggouFabric.Themainlithologyisthin-mediumandgray-blackmarblewithschist.NormalattitudeofstratumisN12~38°E/SE∠68°~85°,afterdumpingstratadipislessthan60degrees.Theslopebelongstothelargedumptopplingdeformationbodyanditsslopeangleissteep,andit’sangledeeperinupperbutslowindown.Theaverageslopeis40degreesAccordingtoAccordingtothedifferencesintopographyanddeformationandfailurecharacteristicsoftheexplorationandfieldinvestigation,theslopecanbedividedintothreezones.（2）ClassII,IVlevel,V-levelstructuralsurfaceiswelldeveloped,therockswasbendviolentlyaffectedbytheweatheringandunloadingaswellastheroleofthegravitationalfield,externalanddeepofslopeshowedvaryingdegreesofdumpingIII bending,andthecurrentoveralldistortionisnotobvious.Bythedipinsidethedump,themaximumtensiletensorinlayer,slopeandunloadingweatheredaditlongitudinalwavevelocitycharacteristicsandotheraspects,therockmassisdividedintostrongandweakdumpedtwolevels.（3）Themainfactorsofslopetopplingdeformationhavethetopography,structuralfeaturesoftheslope,theanti-dumpingthin-middleinthethicklayerofrock,andcuttingdownofthevalley.Theslopeexperiencedinitialdeformation,theinitialmicro-bendingandbending-breakingstagethreeprocesses,anditsdeformationandfailuremechanismswasconsidereddumping–bendandbend-breakingtype.（4）ThepaperusestheSeepsoftwaretocalculatenon-saturatedwaterseepageundertheconditionsofreservoirs,andanalysesthechangesofinfiltrationvariousofeachlineandporewaterpressurewater,andexploretheeffectsaboutwaterlevelrisingratechangestotheseepage.Basedonfluid-solidcouplingtheory,forthe1zoneexample,studyschangesofseepageandstressfieldwerecoupledinconsiderationoftheimpact.（5）Shallowanddeepstabilitycalculationresultsshowthatthenaturalstatedistrictareinasteadystatenotonly1,2areabutalso3area.Thestabilityfirstdecreasesandthenincreasesontheconditionofincreasingwaterlevel,andhigherspeedwillcreasesgreatertheimpactonthestability;StabilityaboutShallowdeformationbodyin3zoneappearsasteadystable-lessstable-basicallystablestate,2areaand1areaarerelativelystable,anddoesnotdamagealongshallow3Ddeformationslip.TheresultsofFLACdisplaythattoethe1areaareunstable,and2arealocalizedcollapsedestroyedfocusesontheupperbody.Afterstorage,thedeformationoftheslopewillincrease,butnotthemagnitude,zone1willhavethesmallertheamountofdeformation,shearstrainof2areaand3areawillhavethetrendthroughthedeformablebodyandmaybeunstable.Keywords:ThetopplingdeformationbodyDeformationcharacteristicsSeepage-stresscouplingFLAC3DStabilityanalysisofReservoirIV 目录摘要..............................................................IAbstract.........................................................III第一章前言.......................................................11.1选题依据及研究意义...........................................11.2国内外研究现状...............................................21.2.1边坡渗流研究现状.......................................21.2.2水位升降对边坡稳定性影响的研究现状.....................41.2.3倾倒变形斜坡稳定性分析方法研究现状.....................41.3研究内容及技术路线...........................................61.3.1主要研究内容...........................................61.3.2技术路线...............................................6第二章研究区地质环境条件..........................................82.1区域地质特征.................................................82.1.1区域地貌...............................................82.1.2区域构造...............................................82.1.3新构造运动与地震......................................112.2坝址区工程地质条件..........................................152.2.1地形地貌..............................................152.2.2地层岩性..............................................152.2.3地质构造..............................................162.2.4水文地质条件..........................................18第三章倾倒变形岩体发育特征及其形成机制研究.......................193.1倾倒变形体分布范围及特征....................................193.1.1平面展布特征..........................................193.1.2倾倒变形体分区特征....................................213.2物质组成与结构特征..........................................233.2.1物质组成..............................................233.2.2发育结构面............................................243.2.3岩体结构类型..........................................253.3倾倒岩体变形破坏特征........................................263.3.1表部变形破坏特征......................................273.3.2深部变形破坏特征......................................293.4倾倒变形程度分级............................................34i 3.4.1分级指标..............................................343.4.2岩体倾倒变形分级结果..................................373.5倾倒变形体形成机制分析......................................413.5.1倾倒变形影响因素分析..................................413.5.2倾倒变形体变形发展过程及机制分析......................45第四章蓄水条件下倾倒变形体渗流-应力耦合分析.....................484.1渗流计算模型................................................484.1.1计算工况..............................................484.1.2计算模型..............................................494.1.3计算参数..............................................504.1.4模型边界及初始条件....................................544.2蓄水条件下渗流场模拟........................................554.2.1变形体浸润线形状的特征................................554.2.2变形体内孔隙水压力变化特征............................574.3蓄水条件下变形体渗流场-应力场耦合分析.......................644.3.1参数选取..............................................644.3.2蓄水条件下渗流场-应力场耦合分析.......................64第五章蓄水条件下倾倒变形体稳定性分析............................735.1库水上升条件下影响边坡稳定性机理分析........................735.2极限平衡法稳定性计算........................................745.2.1计算方法..............................................745.2.2稳定性评价标准........................................745.2.3计算工况和计算参数....................................745.2.4计算结果分析..........................................765.3稳定性三维数值模拟分析......................................845.3.1模型建立与计算参数....................................845.3.2计算结果分析..........................................855.4稳定性综合分析预测..........................................915.5变形体失稳引起涌浪预测......................................925.5.1变形体滑速计算........................................925.5.2变形体涌浪计算........................................96结论.............................................................99致谢.............................................................101参考文献.........................................................102攻读学位期间取得学术成果.........................................106ii 第一章前言1.1选题依据及研究意义[1]西藏水资源储藏丰富，待开发的水资源超1亿千瓦。自西藏自治区大力发展水电事业、积极建设新能源以来，西藏怒江上游段，已经逐步规划了十三座梯级电站，这些电站建成后将发挥发电、供水等综合效益。怒江桥水电站是怒江上游规划中的第七梯级，位于西藏昌都区八宿县拉根乡境内怒江干流上，上游与卡西梯级衔接，下游梯级为叶巴水电站。怒江桥水电站位于冷曲河口下游，河流在该处呈不对称“Y”型，上游怒江河流流向为SE153°，冷曲河流向为NE59°，河口以下坝址区怒江流向为SE100°，坝址下游转为SE130°。318国道从冷曲河口下游约100m处跨越怒江并沿冷曲河通往八宿县城，交通便利（图1-1）。怒江桥水电站坝型为混凝土拱坝，设计正常蓄水位为2940m，利用水头240m，最大坝高291m，装机容量32400MW，正常水位以下库容约25.737亿m，工程规模属于一等大（1）型。怒江桥水电站图1-1怒江桥水电站交通位置图该水库坝址区地质条件复杂，发育大规模的地质灾害，滑坡、倾倒变形体、泥石流堆积物、碎屑流堆积物等不良地质灾害累计达25处，其中倾倒变形体达5处，5处中有两处发育于坝前约768m的左右岸，其中左岸倾倒变形体方1 量约4721m³，属特大型倾倒体，倾倒变形较严重，稳定性较差。勘查及野外调查表明，怒江桥倾倒变形体除了受地形地貌、地层岩性及岩体结构面等因素控制外，还受到库水位升降的影响，该段枯水期水位2701m，正常蓄水位2940m，水位落差240余米，水库建成蓄水后，很大程度上将诱发或者加剧库区的地质灾害，例如意大利瓦伊昂水库滑坡，湖北新滩滑坡，龙羊峡库区[2~3]滑坡等。所以，变形体离坝轴线较近，规模大、尤其库水的作用将改变岩体的物理力学性质以及产生动水压力，对边坡的稳定性将产生较大的影响。变形体一旦失稳，有可能产生堵江、涌浪等灾害对电站的运行构成威胁。本文在研究该倾倒变形体边坡工程地质条件、变形特征以及稳定性影响因素、变形机制等方面的基础上，分析倾倒变形体在蓄水条件下稳定性状态，指导怒江桥水电站合理有效的施工，同时确保该变形体在施工期和运行期的安全，这对怒江桥水电站修建和正常运行起着举足轻重的工程实践意义。因此，本文在导师的指导下，拟选择“蓄水条件下怒江桥水电站坝前左岸倾倒变形体稳定性研究”作为本人的硕士论文选题，所得的研究成果对库区工程斜坡的稳定性研究具有一定的借鉴意义。1.2国内外研究现状1.2.1边坡渗流研究现状18世纪中期，著名学者达西通过实验，总结得到了达西定律，从此为经典渗流理论的发展奠定了基础。然而经典的渗流理论是以连续介质(土体)假定为基础的，并不适用于岩体的渗流。自从法国Mallpase拱坝（1959年）和意大利的Vajont拱坝（1963年）出事后，岩体渗流才引起了广大学者以及工程界的密切关注。由于岩体中存在节理、裂隙，所以岩体渗流是一个十分复杂的问题。20世纪70年代以来，岩体的渗流一直是国内外研究的热门问题。国外Wittke、Louis、[4~8][9~10]Withspoon等、我国田开铭、张有天等较早开始对裂隙岩体渗流研究。目前，在岩体渗流领域主要集中于研究岩体渗透系数、岩体渗流计算模型、岩体渗[11~12]流场数值模拟及岩体渗流—应力耦合作用等方面。国内外很多学者对该模型有较深的研究，如Snow、long等提出了裂隙岩体[13~14][15]的渗透张量计算方法；沈振中等针对裂隙高度发育的岩体，把裂隙岩体等效为连续介质，建立了裂隙岩体非饱和渗流数学模型，编写了非饱和渗流有[16]限元程序，并应用到实际工程中；祁书文等利用等效连续介质模型对某水电[17]站坝址区三维渗流场进行了模拟与分析。毛昶熙等提出了类似水力学中水管[18]网问题的缝隙水力网模型；王恩志等将复杂的裂隙系统划分成带状断层、面2 [19]状裂缝和管状空洞三大类型，建立了三维裂隙网络渗流数值模型。Barenblatt首先提出双重介质模型，将岩体视为由孔隙和裂隙组成的双重介质孔隙结构，[20]孔隙介质和裂隙介质均布在渗流区域内，形成连续介质；Neretnieks假定孔隙[21]岩块中的水流仅垂直于裂隙流动；仵彦卿等对该模型进行了发展和完善，将[22]双重介质分为狭义双重介质和广义双重介质。王恩志等将裂隙网络渗流理论模型改进成能详细描述主次裂隙系统渗流机制的裂隙岩体渗流实用模型。岩体渗透系数准确选取，直接决定着渗流场计算的正确与否。由于岩体属于非均质各向异性介质，渗透系数是不断变化的，所以渗透系数常常取值比较困难。目前，渗透系数的测定方法有现场试验即压水实验(包括单孔压水试验、三段压水试验和三孔交叉压水试验)、室内实验、解析法、反演分析法以及分形理论。室内实验可以利用随机实验模型方法中的简单统计方法、随机理论以及克里格法等。目前反演法在渗流分析中的应用还不常见。近年来众多学者用不[23]同的方法对渗透参数进行了研究。刘世煌通过双重介质模型，对拉西瓦水电[24]站岩体的渗流特性进行了研究。张有天、杨太华等应用分形理论来研究岩体的渗流，将并提出了渗透系数与分维数之间的经验关系模式。田开铭等对渗透张量进行深入研究，提出了渗透系数与连通度之间的关系，同时考虑裂隙的偏[25]流特性对水流的阻力效应，进一步对渗透张量进行修正。陈志坚运用样本单元法计算了层状裂隙岩体的岩体力学参数。在岩体边坡渗流分析中，应力场和[26~27]渗流场的耦合问题也十分重要。渗流场与应力场的耦合最早应用于土体固结问题的研究。1925年Terzaghi提出了适用于饱和土体的一维固结理论，提出土体的抗剪强度是有土体的有效应力决定的。该理论只考了流体对土体的作用，没有考虑土体对流体的作用。19世纪中叶Biot提出了三维固结方程，较为准确地反映了流体与固体之间的相互作用，为固结理论奠定了坚实的基础。但是Biot固结理论只适用于土体多孔连续介质，对岩体中出现的节理、裂隙该理论已不再适用。所以岩体的渗流场与应力场耦合作用成为了重要的研究方向。目前的研究主要针对连续介质和非连续介质两方面。包括流固耦合数学模型的[28]研究以及流固耦合数值方法的研究。耿克勤研究了龙羊峡水库坝肩岩体的渗流耦合作用，发现在耦合作用下左岸渗流量明显增大，左坝肩岩体的位移也明显[29]增加。杨太华在对比有无渗透压的条件下对三峡船闸岩体进行了渗流场与应[30]力场的耦合计算分析，得出了渗流场对应力场影响较显著的结论。刘晓丽等建立离散裂隙网络模型并与DDA方法相结合，建立流-固耦合模型，并给出了[31]岩体块体系统在裂隙渗流条件下的瞬态平衡关系式。沈振中将非连续变形分析法（DDA）引入到岩体边坡稳定性计算中，探讨了其在非稳定渗流条件下的[32]变性特征和稳定性。周桂云等将裂隙岩体渗流与应力耦合分析的四自由度全耦合法运用到岩体边坡的耦合分析中，并通过有限单元强度折减法求解出了岩3 [33]体边坡的稳定安全系数。李宗坤通过理论分析渗流场与应力场相互作用机理，提出了用直接耦合方法耦合应力场与渗流场，并在此基础上研究了边坡稳定性规律。1.2.2水位升降对边坡稳定性影响的研究现状地下水的力学作用主要表现为水库水位升降所产生的动、静水压力，前者通过渗流形成渗透压力，后者则通过降低边坡岩体内的有效应力来降低或者改变边坡的稳定性。目前，对于库水位影响下的边坡稳定性问题，集中于考虑库水位升[31~43]降产生的渗透力、水位升降速率以及渗透系数的大小等因素。对库水位涨落边坡的稳定性影响，主要集中于研究库水对边坡的作用机理以及边坡稳定性评价等。可以总结出，库水升降滞后于坡体内水位的升降，并且，库水上升过程中，稳定系数不断减小，库水位下降过程中，稳定性先减小后增大，认为水位升降对边坡的影响主要发生在蓄水初期和库水降落期。[44]魏进兵运用Mohr-Coulomb强度准则，研究了紫平铺水库在库水位上涨过时的水岩作用，说明孔隙水压力对边坡稳定性作用取决于边坡的浸水情况，运用[45]极限平衡法进行稳定性分析。张文杰等考虑非饱和状态下渗流作用，对库岸边坡的稳定性进行了研究，认识到渗透系数在库水位涨落时对安全系数的影响有很大差异，较小的渗透系数，安全系数随着水位的上涨而增大，下降而较小。较大的渗透系数在水位上升和下降时均存在最危险水位，其位置约在坡高的下[46]1/3～1/4之间。这一认识与许多学者的研究结论一致。朱冬林、任光明等从蓄水初期水位与滑坡位移的关系、库水位骤降时滑坡稳定性与水库关系的角度对黄河上游某滑坡的稳定性进行了研究，发现稳定系数呈现先增大后减小后期又增大[47]的规律。谭建民等通过研究三峡库区典型滑坡的极小状态稳定性状态，发现其影响因素是库水位升降速率和含水层渗透系数，并且滑坡库水位下降的极小稳[48]定性状态比上升时更有失稳风险。周桂云对十里铺水电站边坡进行了非饱和渗流场进行分析的基础上，运用有限元强度折减法，计算水位降落时边坡的稳定安全系数，发现边坡的稳定安全系数随着库水为增大不断增大。1.2.3倾倒变形斜坡稳定性分析方法研究现状总结国内外对倾倒变形体斜坡的稳定性研究发现，其稳定性分析方法与一般的稳定性评价方法相类似，根据稳定性评价的精确程度，分为定性研究方法、定[49]量研究方法和非确定分析方法。（1）定性分析方法定性研究方法是根据野外地质勘查手段，对边坡的稳定性作出的评价。该方4 法是基于长期的野外地质工作经验，定性的说明边坡的稳定性和预测未来的发展[50]趋势。分析主要有地质条件分析法、工程地质类比法及图解法等。历史分析法是查明所研究边坡的工程地质条件的基础上，对边坡变形和破坏的演化过程进行研究，对边坡稳定现状及发展趋势作出评价和预测。图解法主要包括赤平投影法、实体比例投影法和摩擦圆法。这些方法实际上是通过分析边坡的控制性结构面的组合关系，来评价边坡的稳定性。工程地质类比法是根据以往的工程实例，根据自身的实践经验类别出边坡的稳定性。（2）定量分析方法定量分析方法是将边坡的地质力学模型进行概化成数学模型后，运用数学方法计算，来合理化分析边坡的稳定性。包括极限平衡分析法和数值分析方法两大类，数值分析方法包括有限单元法、离散单元法、快速拉格朗日分析法、界面单元法、流行元法、遗传计算算法一级以及人工神经网络法等。极限平衡法是当前使用较为普遍的边坡稳定性分析方法，它是把滑体划分为一些条块，计算其在接近破坏时的边坡稳定性系数。Goodman和Bray最早提出[51]倾倒变形破坏的极限平衡计算方法。该方法是基于块状倾倒的基础上提出来[52]的，但并不适用与弯曲倾倒，后来，陈祖煜对Goodman-Bray法存在的问题进行了改进，将块体单元底滑面的连通率和切割块体单元两组结构面为非正交的情[53][54]形，对安全系数以及边坡破坏模式的判定方法进行了改进。黄建安、王林峰、[55][56]王建峰、Wyllie等也对Goodman-Bray法进行了相应的改进。数值分析方法是近年来发展很快的一种分析方法。其可以考虑复杂的边界条件，材料的不均匀性以及实际的施工过程，并且可以进行多场(温度场、应力场、渗流场)的耦合分析，是分析边坡应力、变形和稳定性比较理想的方法。数值分析方法主要包括有限单元法、有限差分法、离散单元法、界面元法、数值流行元[57~61]法、人工神经网络模拟法以及遗传算法等。有限元法是目前岩土工程最常用的，也是最有效的数值方法。快速拉格朗日分析法(FLAC)是一种快速求解的有限差分方法，相比有限元分析法，他能够反应岩土体的大变形问题，其强度折[62][63]减法可以求解边坡的安全系数。郑颖人采用PLAXFLOW模块模拟库岸边坡的浸润线位置，并有限元强度折减法对岸坡的稳定进行了计算和抗滑桩设计，准确地反映出了稳定性的变化规律。离散元法是最早是由Cundall提出，使用与岩土体为离散介质的情况，它可以模拟出边坡岩体的反转、分离、边坡破坏过程。[64]张丙印利用离散元分析方法对昌马水库右岸排沙泄洪洞的塌方分析，并对其稳定性影响进行了研究。（3）非确定分析方法非确定分析方法包括可分为可靠性方法，模糊数学法和灰色预测系统法等等。最早70年代就应用于边坡稳定分析中。该方法是将大量的信息，通过分析5 信息反映的边坡的因素的相关性，并提取影响边坡的重要因素，评价和预测边坡的稳定性状况。边坡可靠性分析方法是通过可靠性理论，在明确不确定量的同时。[65]根据边坡的实际情况，采用可靠性指标或者破坏概率来评价边坡的稳定性。模糊数学方法是通过提取边坡有关的因子，通过最大隶属度原则，以模糊变换为[66]原理，评价该因子与边坡的相关性。灰色系统法是把系统中的一切信息看做灰色量，采用特有的方法建立描述灰色量的数学模型，可在有限的信息中，通过对所要分析的各因素进行那个的数据处理，找到边坡的主要特征和影响因素，对[67]其进行稳定性评价。1.3研究内容及技术路线1.3.1主要研究内容在对怒江桥坝址左岸倾倒变形体的地质环境条件、变形破坏特征进行详细地质调查分析的基础上，针对库水对倾倒变形稳定性影响的问题，以工程地质分析为主线，运用数值模拟等手段，对怒江桥坝前左岸倾倒变形体的基本特征、变形破坏特征、成因机制、蓄水条件下的边坡渗流场、应力场以及边坡稳定性等进行详细深入的研究。研究内容主要包括以下几个方面：（1）区域和坝址区工程地质条件研究：区域地形地貌、地质构造等；坝址区地形地貌、地层岩性、地质构造、节理裂隙、水文地质条件等方面。（2）倾倒变形体基本特征研究。主要包括空间形态特征、分区特征、岩体结构特征、变形破坏特征等方面。（3）倾倒变形边坡形成机制研究。分别从变形破坏影响因素包括地形地貌、岩体结构、结构面发育、河谷应力等特征来分析边坡变形机制以及边坡演化阶段。（4）蓄水工况下流-固耦合研究。针对不同的库水上升速度，对倾倒变形体边坡内的渗流场变化进行研究，并考虑水-岩耦合作用，分析库水作用下边坡内的应力场变化特征。（5）综合采用两种计算方法对变形体稳定性进行评价：第一种：在边坡渗流计算的基础上，采用极限平衡法计算并评价边坡在蓄水前以及蓄水位上升过程中3D的稳定性状况。第二种：FLAC对倾倒变形体边坡在蓄水前和正常蓄水位时的应力-应变特征进行分析，评价变形体边坡的稳定性。并对稳定性差的变形体进行涌浪危害预测。1.3.2技术路线6 根据上述研究背景及研究内容，制定以下技术路线图1-2所示。图1-2技术路线图7 第二章研究区地质环境条件2.1区域地质特征2.1.1区域地貌怒江桥水电站地处青藏高原东南部，东西向唐古拉山和念青唐古拉山脉往东延伸发生转折变向，形成近南北向排列的横断山脉。从西向东有伯舒拉岭（南延为高黎贡山），他念他翁山（南延为怒山），芒康山（南延至云岭）及沙鲁里山。怒江、澜沧江和金沙江三条河流被南北向山脉深切，这些山脉彼此平行排列，形成了平行岭谷地貌。库区总体地势由西北向东南倾斜，平均海拔5000m左右，向东南海拔在4000m以下，三条河流切割深度由2500m降到1000m以下。区内主要山脉及水系走向为NWW～NW向，并由NW逐渐向向SE缓倾。总体来说，区域地貌表现为高山峡谷的地貌类型。（图2-1）图2-1流域地形地貌2.1.2区域构造怒江桥水库区地质构造相对复杂，处于冈底斯－念青唐古拉造山系内（Ⅳ），两侧以澜沧江断裂、雅鲁藏布江断裂为界，冈底斯－念青唐古拉造山系，是冈瓦8 纳大陆北缘前陆的一部分，是一个晚白垩世封闭的晚燕山褶皱系。该造山系研究区可划分为南羌塘褶皱带（Ⅳ1）、福贡－镇康褶皱带（Ⅳ2）、那曲－腾冲褶皱带（Ⅳ3）和拉萨褶皱带（Ⅳ4）4个二级构造单元。怒江桥水电站即位于那曲－腾冲褶皱带上。在大地构造上位于左贡与八宿板片相互碰撞的林卡结合带（怒江缝合线）内。根据1:25万区域地质资料、本阶段遥感解译资料和水库、坝址区地质测绘资料，工程区主要发育分布的断裂构造（图2-2）有①F3(F60)为区域性断裂拉巴—旭日断裂、②F4断层为区域性大断裂—同卡断裂、③F6断层为区域上的边坝—硕般多断裂、④F7断层为区域上的腊久—十字卡断裂。96_E97_E98_E31_NF8F7马利贡觉康沙65°F8F4F13F12郭庆察雅腊久F10益清F970°同卡F1F1470°F575°80邦达F15卡西怒江桥F2F1330_N八宿F1540°田妥F2叶巴F3F11左贡芒康十字卡拉龙俄巴F9F16旭日65°盐井F16罗拉F1160°F2昂曲29_NF17F14F1碧土察隅F16德钦F328_N图F6断裂及编号规划电站65°050100km逆断层及倾角例图2-2区域地质构造图9 表2-1近场区主要断裂活动特征一览表编最新活动最新活地震断裂名称走向倾向倾角号性质动时代活动正断/逆美玉－塔鲁F1NNWNE/SW60°～85°断/右旋Qp1-2怒江东断裂走滑部断裂系（索县索县-丁青-邦近EW-NWNE/SW70～80逆断F2Qp1-2-丁青-邦达断裂达断裂巴－旭日断F3NNWNE50～60右旋逆断Qp1-2带）裂F4同卡断裂NWSW60～75逆断Qp3边坝－硕般近SW55～70正、逆断1642年F6Qp3怒江西多断裂EW-NW7级部断裂腊久－十字NWNE40－60°逆断F7系（边坝Qp1-2卡断裂－洛隆断裂带）巴曲－东村F8NW/EWNE/N44～82逆断Qp1-2断裂（1）拉巴－旭日断裂（F3）拉巴－旭日断裂距怒江桥坝址约1200m，位于邦达、拉巴、梯卡、旭日乡一带，走向大体上为NNW向，表现为缓慢波状延伸，沿NW延伸截于燕山期盂格花岗岩体，在南东向长达226公里。在热那巴曲邻近被后期断层所切割，产生了右旋并且发生位错。北东盘断层地层为下石炭统邦达组（C1b）和中侏罗统马里组（J2m），南西盘地层为上泥盆统贡布山组（D3g）、下石炭统邦达组（C1b）和错绒沟口组（C1c）。（2）同卡断裂（F4）同卡断裂距怒江桥坝址最近距离大于10km。断裂走向为NW320°－330°/NW∠70°~80°。断裂北东盘为元古界卡穷岩群（Ptqq）混合岩化片麻岩，南西盘为石炭－二叠系俄学岩组（CPe）石英片岩、大理岩等。糜棱岩带分布于主断裂附近，宽度十余米至400米。糜棱岩主要为花岗质，其中的长石斑晶呈眼球状定向分布，且可见假流纹构造。在一些地区可以看到被后来的脆性断裂叠加破坏形成的花岗质碎裂岩。断裂在北西部切割下第三系宗白群，同时控制同卡一带第四系发育。在同卡镇北觉恩乡西北，断层断错地貌发育，断层南西侧为高台地，受断裂控制山坡冲沟发育多级小平台，水系有右旋迹象。断层地貌明显，山垭口断层泉沿断裂线状分布，断裂切割古近系。虽然同卡一带的第四纪盆地受其控制，但晚更新世地貌未有断错现象，推测晚更新世中期以后不具活动性。（3）边坝－硕般多断裂（F6）10 该断裂距怒江桥坝址最近约4～5km。断层产状为NW290°－300°SW∠61°－65°。断裂北盘岩性为中上侏罗统拉贡塘组（J2-3lg）黑色页岩夹细粒石英砂岩，南盘为下白垩统多尼组（K1d）浅灰色中细粒长石石英砂岩、粉砂质泥岩夹煤线。该断裂由陆－陆碰撞产生的A式俯冲作用的结果，有多条性质相同、产状近一致的断裂系所组成。主要表现为北盘向南盘俯冲并在南盘形成同斜褶皱和拖褶皱，其轴面与断面平行，断裂带宽150m，由碎裂岩组成．因碎裂岩易风化剥蚀，所以沿走向常构成负地形，在航、卫片上线性特征非常明显，并构成断裂三角面。（4）腊久－十字卡断裂（F7）断裂距怒江桥坝址最近约10km。经过中亦松多、腊久、雅弄、十字卡、俄巴、旭日等地，走向北西西－北西－北北西，倾向北东，倾角40°－76°，为一逆冲推覆断层。走向近南北，共长420km左右，断裂西端与巴里郎断裂交切，东南端到达旭日乡以南。2.1.3新构造运动与地震（1）新构造运动特征怒江桥坝址区属与青藏高原断块区。研究表明该地区新构造运动非常强烈，主要体现在剧烈的大面积间歇性隆起，块体向侧向滑移及块体边缘断裂的走滑位移活动。且具有继承性与新生性。在时间上具有阶段性，空间上具差异性、掀斜性。具体表现为以下几个特点：1)大面积、整体性间歇性抬升研究区随着青藏高原自始新世中晚期以来产生隆起。区内主要产生了三级夷平面，Ⅰ级夷平面位于零散的峰顶面上，可以说是青藏高原的最高的山顶面。Ⅱ级夷平面是在上新世末产生的，可以说是青藏高原的山原面，分布范围比较广阔，海拔高4500～5500m。Ⅲ级夷平面为早更新世形成，局限分布于大河谷肩部和盆地上部，海拔高4500m以上。此外，河流发育多级阶地，澜沧江、怒江河谷一般可见2～3级阶地，多达8级。表明本区具大面积间歇性抬升。2)继承性和新生性新构造运动承继了原来的构造格局和断裂活动方式，在新构造初期，特别是第四纪之后继承性剧烈隆起，一些断裂仍沿袭继承和迁就了早期断裂的活动。新构造运动还显示出新生性，据研究，早更新世或中更新世初，青藏高原由于印度板块不断向北推挤，导致向南东挤出和侧向滑移。3)差异性与掀斜性研究区内被一些大断裂构造所分割，被分割为成不等的块体。依据研究区山地的高程、地形地貌面的高度来看，在总体隆升背景上各块体的隆升幅度有较大11 差异，如昌都断隆Ⅱ级夷平面海拔高为5000～5200m，雅江断隆为5000m，稻城断隆为4700m。又如念青唐古拉断隆Ⅱ级夷平面海拔高程五千五百米左右，高黎贡山断隆为四千米上下。同时各块体显示由西向东和由北向南的掀斜特征。如研究区川滇块体，西北部Ⅱ级夷平面海拔高程5500m，向东南降为4700m左右。又如念青唐古拉断隆，西部Ⅱ级夷平面海拔高五千五百米，与东南下降到五千米，它们均显示向东南倾斜的特征。一些构造断裂带于倾滑一侧形成了所谓的断层谷或者断陷盆地。如理塘断裂带倾滑一侧形成理塘、毛垭坝盆地。（2）地震1）区域地震对场地的影响在1970年到2008年区域内共发生ML3.0～5.0级地震1128次，其中ML3.0～3.9级880次、ML4.0～5.0级248次。有史以来共记录到M≥4.7级的地震284次。最早一次地震为1128年西藏芒康5级地震，最大地震为1950年西藏察隅、墨脱8.6级地震，图2.4为该地震的等震线图，由图2-3及表2-2可见，地震对怒江桥工程场地造成了Ⅷ度影响。表2-2历史强震对怒江桥坝址场地的影响烈度距离影响年月日参考地名震级震中烈度/km烈度1950815西藏察隅、墨脱8.6Ⅹ191ⅧⅥ11953109西藏八宿附近5418198893西藏八宿东5.09Ⅵ12 图2-31950年8月西藏察隅、墨脱8.6级地震等震线(据中国地震局震害防御司，《中国近代地震目录(公元1912世纪－公元1990年Ms4.7)》)②近场区地震特征在对近场区的地震活动研究分析可知，近场区记录到8次M≥4.7级的历史地震，其中4.7～4.9级1次、5.0～5.5级7次(表2-3)。最大和最早一次地震均是11950年西藏察雅附近52级地震。13 表2-3近场区历史地震(M4.7)发震时间震中位置序精震级号度(Ms)年月日纬度(/)经度(/)参考地名1195011330.497.3西藏察雅附近25122195133029.997.2西藏八宿附近53195310929.997.2西藏八宿附近154419889329.9997.39西藏八宿东15.05199751630.597.1西藏八宿5.3619978930.697西藏八宿5.27199711830.396.93西藏八宿5.08201111730.1797.47西藏八宿4.7近场区地震活动以中强地震活动为主，记录到的8次破坏性地震(M≥4.7)中，均发生在1950年以来，可见历史地震遗漏严重。破坏性地震的分布不均匀，主要集中在四个地方：（1）八宿县北部，在1997年发生3次5级以上地震和多次4级左右地震；（2）八宿县城附近，多个4级左右地震，最大地震4.1级；（3）八宿县南部，2个5级地震，但有台网记录以来没有地震发生；（4）八宿县东部附近，最在地震4.7级，有多个3级左右地震。其中八宿县城北部地震活动最为突出，有小震成带分布特征（图2-4）。图2-4怒江桥坝址近场区地震分布图（1950年-2011年）14 通过以上分析可以得出，研究区地震活动强烈，历史以来，发生地震比较频繁，库坝区以中强地震为主。根据中国地震局研究的该地区的“地震安评报告”，可知工程区50年超越概率为10%的地震基本烈度为Ⅶ，地震动峰值加速度为0.157g。2.2坝址区工程地质条件2.2.1地形地貌怒江桥水电站位于位于怒江中上游，坝址区分水岭范围内山峰海拔最高处为4737米，坝址枯水期河面高程为2701米，河谷相对高差2000余米，属怒江上游高山深切河谷地貌。怒江在坝址上游附近流向为S18°E，在坝址下游处流向转为S85°E。怒江河床平均比降4.52‰，坝址区河段水流湍急，水位落差大。坝址上游库区最大支流冷曲河与怒江汇流。研究区位于坝址左岸，位置如图2-6所示。图2-6研究区坝址位置图2.2.2地层岩性研究区出露地层主要有泥盆系上统贡布组(D3g)、错绒沟组（C1c）、侏罗系中统马里组（J2m）以及第四系（Q）堆积物等。泥盆系上统贡布组(D3g)：主要为灰色、灰黑色中厚－厚层状结晶灰岩，岩15 层产状N12～38°E/SE∠68°～85°。出露于坝址下游，主要分布在研究区左岸轴线下游。石炭系下统错绒沟组（C1c）：岩性为灰黑色细粒大理岩，岩层产状N12～38°E/SE∠68°～85°，白云母、绢云母大理岩、白云母方解石片岩（钙质片岩）等，大理岩主要呈薄层～中厚层状，片岩主要呈薄层状结构，为研究区主要地层。侏罗系中统马里组（J2m）：灰黑色粉砂岩、粉砂质泥岩等。出露于研究区右岸山顶，分布高程一般在3500m以上。第四系（Q）堆积物主要有：al+pl（1）洪冲积含块石砂卵砾石层（Q3）：主要分布于研究区上游两岸，上部多被崩坡积物覆盖，组成物主要为含漂石砂卵砾石层，厚度约3～10m，分选性较差，卵砾石层磨圆性比较好，密实程度为较密实，局部表现为弱胶结状。al（2）冲积砂卵砾石层（Q4）：主要分布于现代河床及两岸，物质组成为含漂石的砂卵砾石层，厚度约在10m～20m，分选性较差，磨圆度较好。col+dl（3）崩坡积块碎石土层（Q4）：物质组成为块碎石土，物质结构较松散，局部物质架空，多以块石、碎石土为主，局部表面含有一层大约厚0.5m左右的夹根系的腐殖土。多位于两岸及冲沟内，坡脚处也有见，厚度一般5m～10m。2.2.3地质构造（1）研究区出露断层根据研究区勘探平硐的编录调查，坝址区断裂构造较发育，地质测绘共统计断层45条，断层极点图见图2-8。按断层产状可分为三组：①产状NW345°～NE40°NE/SE∠70～88°，为层间断层，最发育，约占统计断裂的50%。该组断裂斜切两岸，断层带宽度一般几到数十厘米，组成物质以断层角砾岩、碎裂岩等为主，延伸长度一般几十到数百米不等，以F62、F65、F105、F104为代表；②产状NE2～35°NW∠75～88°，该组断裂次发育，约占统计断裂的20%。断层带宽度一般3～15cm，组成物质以断层角砾岩、碎裂岩为主，少量糜棱岩，延伸长度一般几十米,以F66、F87、F100等为代表；③产状NW280～295°SW∠75～88°，断层带宽度一般5～10cm，组成物质主要为断层角砾岩、碎裂岩块等，局部夹少量泥质物，延伸长度一般几十米，以F69、F78、F93、F92为代表。16 图2-8坝址区断层极点等密度图（2）节理裂隙研究区左岸倾倒变形体主要布置PD201、PD203、PD205、PDQ05、PDQ06等勘探平硐。左岸PD201、PD205节理裂隙极点密度图2-9，发育有节理裂隙共计2组：①N10～35°E/SE∠61°～84°，层面裂隙，较发育。裂隙面平直但是比较粗糙，其延伸距离一般大于20m，间距10cm~60cm。张开，宽0.2cm～0.5cm，充填岩屑、岩粉、少量岩块、次生泥质物；②N307°～13°E/SW、NW∠12°～38°，较发育。面多平直较粗糙，延伸长度3～10m，个别大于20m，发育间距60cm～150cm，宽0.1cm～0.3cm，张开充填岩屑、岩粉。17 图2-9坝址左岸PD201、PD205平硐揭露裂隙极点图2.2.4水文地质条件怒江桥水电站地下水类型根据其埋藏条件可以分为孔隙性潜水以及裂隙性潜水。孔隙性潜水：主要赋存和运移于河床砂卵砾石层中及两岸岸坡部位的崩坡积块石、碎石土层中，连通性好，渗透率高，两岸岸坡部位的潜水，接受大气降雨补给后，顺坡径流，排向河床，而河床中的潜水与河水位基本一致，其动态与江水一致，受季节影响十分明显，水位变幅及埋深较大。裂隙性潜水：主要赋存于岩体的断层和裂隙中，怒江两岸岸坡部位的裂隙性潜水在接受远山及大气降水及远山潜流补给，地下水位随地形起伏，一般高于正常蓄水位2940m，水力坡降较大，顺坡体深部的断层和裂隙向河床及支沟方向径流，最终排泄于怒江及支沟。裂隙中地下水量不丰富，地下水埋藏较深，两岸地下水埋深70m～160m，高出山顶部位地下水埋深可达280m。除卸荷带、弱风化带岩体及零星出露的溶蚀裂隙发育的大理岩、结晶灰岩为中等～弱透水外，微风化、新鲜岩体透水性微弱。18 第三章倾倒变形岩体发育特征及其形成机制研究3.1倾倒变形体分布范围及特征3.1.1平面展布特征倾倒变形体位于坝址区上游左岸，距离坝轴线约768m，两岸岸坡呈不对称的“V”字形态。分布高程在2750~3430m，上下游分别以冲沟L-c2、L-c5为边界，2沿河方向宽1055m，坡向水平长度790m，面积约833450m，平均厚度80m，体3积约4721万m。该变形体所处斜坡地形较完整，坡面发育众多小冲沟，坡地地形总体上呈上缓下陡，平均坡度40°，高程2830m以上地形相对较缓，岸坡下部地形较陡峻，坡度约60°左右。河岸两侧阶地、河漫滩不发育。岩石陡倾坡内，为典型的高山峡谷区逆向边坡。见图3-1、3-2所示。图3-1左岸地形地貌图19 col+dlQ4R-C1图3-2左岸倾倒变形体工程地质平面图20 3.1.2倾倒变形体分区特征根据地形条件及现场调查，将倾倒体划分出3个区，即1区、2区和3区。1和2区之间由冲沟L-c3所分隔，2和3区之间由L-c4所切割。3个分区即为一个倾倒变形的整体，具有各自的分布发育特征。每个区基本都处于山梁部位，地形突出，两侧冲沟深切，具备倾倒变形地貌条件。整个倾倒变形体，既有倾倒的特征，也具有整体变形的趋势，变形体的底界主要沿缓倾结构面、断层、倾倒折断带等部位，各分区平面具体分布的位置如图3-3~3-5所示。图3-31区倾倒变形体全貌图图3-42区倾倒变形体全貌图图3-53区倾倒变形体3区全貌图1区倾倒变形体发育于左岸上游，位于山梁部位，分布高程2790~3220m，3沿河最大宽度320m，长约575m，平均厚度60m，估算体积方量1095万m。上21 下游边界由两条大的冲沟所分割，地表发育许多小冲沟。左侧冲沟深切，沟内基岩裸露，切割深度30~50m，总体坡度上缓下陡，上部斜坡约33°左右，下部斜坡坡度近50°。靠近怒江处为崩坡积块碎石土。2区分布高程2750~3440m，沿河最大宽度450m，长约730m，平均厚度127m，3估算体积方量2178万m。2区上下游边界由冲沟所分割，地貌上表现为两冲沟所夹的突出山脊。变形体斜坡平均坡度39°。3区分布高程2760~3430m，沿河最大宽度425m，长约770m，平均厚度80m，3估算体积方量1448万m。3区上下游边界由冲沟所分割，地貌上表现为两冲沟所夹的突出山脊，变形体斜坡平均坡度43°。坡表起伏不平。从地貌上来说，每个区都位于山梁部位，左右边界都由冲沟隔开，且冲沟深切，都是一个孤立的山体。为了展示其空间形态，在左岸倾倒变形体内选择了2280m、2940m（正常蓄水位线）、3060m、3180m四处高程制作了平切展示图，并划分了强变形和弱变形的界线，如图3-6~3-9所示。由图可知，变形体厚度随着高程的增加，先增大后减小。变形体整体厚度为1区、3区厚度相对2区厚度较小。图3-62820m高程平切图图3-72940m高程平切图图3-83060m高程平切图图3-93180高程平切图22 3.2物质组成与结构特征3.2.1物质组成倾倒变形体边坡主要是由石炭系下统错绒沟组（C1c）薄层～中厚层状岩系组成。岩性为薄层～中厚层状灰黑色细粒大理岩、薄层状白云母方解石片岩（钙质片岩）。根据钻孔编录资料（表3-1）可知，变形体上部为厚度0~23m崩坡积块、碎石土，块碎石岩性为灰色大理岩及少量片岩，结构松散~密实。下部分布倾倒变形岩体，强倾倒变形变形破坏严重，岩体呈破碎状，裂隙发育。表3-1倾倒变形体钻孔资料统计表勘探备特征编号注0~23m崩、坡积块碎石土，结构松散~密实；23~119m石层理较明显，∠35°～45°，岩体倾倒、变形严重，岩体破碎；119~150.1m弱风化岩石，岩石较坚硬，层理较明显，∠50°～65°。岩体仍破碎，岩芯多呈碎块状、少数短柱状、个别IZK234为柱状，短柱状岩芯一般长10～13cm。岩体裂隙较发育，无法统计，裂面宽区0.5～1.0mm，充填岩粉、微量钙膜，弱胶结，面较起伏粗糙，可见少量铁染，间距0.3～0.8m，以高倾角及层面裂隙居多，缓倾角裂隙不发育。0~26.8m强风化岩体，岩体较破碎，倾角40°左右，裂隙发育；26.9~39.1弱风IIIZk235化岩体，岩层倾角40~50°，39.1~124.2强风化岩体，岩体倾倒变形严重，岩区层倾角40~55°，岩体破碎，裂隙发育。0.00～23.37m崩坡积块、碎石土，杂乱堆积，结构松散～较密实；23.37～141.86m强风化大理岩，岩性中硬，岩石层理不明显，∠50°～60°。岩体破碎岩体裂隙发育，141.86～172.62m，弱风化大理岩，岩石坚硬，层理较明显，IIZK202∠37°～60°，扭曲较严重。岩体较破碎，岩体裂隙发育，以∠40°～60°层面裂区隙居多，∠10°～20°缓倾角不太发育，裂面一般宽0.5～2mm，172.62～183.7m，微风化大理岩，岩性硬脆，层理较明显，∠50°～60°。岩体较完整，岩体裂隙不发育0.0～0.75m人工堆积块、碎石土，松散；0.75～70.52m，灰色，强风化II岩体，岩石较坚硬，岩体破碎，岩石层理明显，倾角72°左右，岩体裂隙发育，区裂面大多张开，卸荷裂隙较多，中～高倾角裂隙一般倾角40～73°，缓倾角倾角17°～28°。0.75～12.27m强风化岩体，岩体破碎，岩芯多呈碎块状。12.27～13.39m，为浅黄白色次生粉土，含少量岩屑，为卸荷带。孔深14.7～15.0m为土黄色次生砂土，亦为卸荷带。孔深15.0～31.78m岩体破碎，岩芯多呈碎块ZK205状。孔深32.0～32.5m为浅肉红色方解石、石英脉夹层；70.52～100.5m弱风化岩石，岩石坚硬，层理明显，单层厚2～5mm，局部扭曲较严重。岩体大多较完整，局部破碎，岩体裂隙较发育，其中高倾角裂隙发育16条左右，倾角70°～85°，中倾角裂隙发育25条左右，倾角40°～55°。缓倾角裂隙发育15条左右，倾角17°～27°。裂隙一般宽0.5～2mm；100.5～128.5m微风化岩石，岩石坚硬，岩体大多完整性好，局部较破碎，岩体裂隙不发育；128.5～151.5m新鲜岩体，岩体完整，裂隙不发育，裂面多闭合。23 3.2.2发育结构面采用孙玉科教授提出的结构面分级方案（表3-2），对该倾倒变形体的的结构面进行分级。通过大量的结构面统计资料，左岸倾倒变形体结构面分级结果见表3-3。表3-2孙玉科教授提出的结构面分级及其特征级序分级依据地质类型力学属性延伸数十公里以上，深度可切穿一个构造层，破碎带宽度在数主要指区域性深大断裂属于软弱结构面，构I级米、数十米以上，在1/20万的或大断裂成独立的力学介质地质图上有所体现主要包括不整合面、假延展数百米至数公里，宽度在的整合面、原生软弱夹属于软弱结构面，形Ⅱ级1-5m之内，在1/5万的地质图层、层间错动、断层、成块裂体边界上有体现侵入岩接触带及风化夹层等延展十米或数十米，宽度0.5m左右，仅在一个地质时代地层中各种类型的断层、原生多数属于软性结构Ⅲ级分布，有时仅在某一种岩性中分软弱夹层、层间错动带面，参与块裂岩体切布。一般在1/2000地质图上有等割所体现数米至数十米，无明显宽度，在包括节理、劈理、层理、硬性结构面，是岩体Ⅳ级1/2000地质图上无反映，为统计劈理以及卸荷裂隙、风力学性质、结构效应结构面化裂隙等的基础连续性极差，刚性接触的细小或包括微小节理、隐蔽裂硬性结构面，是岩体Ⅴ级隐蔽裂面，在地质图上均无反隙及线理等，也包括结力学性质、结构效应映，为统计结构面合力弱的层理的基础从表3-3可以看出，左岸变形体发育结构面主要有：（1）Ⅱ级结构面：延伸数百米的断层，左岸此类断层有2条，包括断层F58、F104，主要发育于C1c地层中。F58断层：产状NW300～340°NE∠75°～85°，横左岸边坡，破碎带宽度变化较大，下游宽度约30～50cm，上游较小，坝址出露宽度约3～10cm，组成物质主要为挤压片状岩、断层角砾、碎裂岩块等。断层F104，主要发育倾倒体上游，F104断层属层间断裂，产状NE30°/SE∠80°，破碎的宽度几厘米至十几厘米，组成物质主要为挤压片状岩、断层角砾等为主。地表出露长度750m左右。（2）Ⅳ级结构面主要为地表、平硐内揭露大量的陡倾角、缓倾角裂隙，缓倾角裂隙在左岸较发育，延伸长度一般大于20m，对岸坡稳定具有控制性作用，陡倾角裂隙以卸荷裂隙、层面裂隙为主，延伸长度多大于20m，陡、缓倾角裂隙充填物以岩块、岩屑为主，为硬性结构面。发育于变形体中部。（3）Ⅴ级结构面多分布与边坡强风化、强卸荷带内，延伸数米至数十厘24 米，对岩体强度及变形特性具有控制作用，为硬性结构面，多张开。表3-3左岸变形体结构面分级对工程岩体级序分级标准工程地质类型及特征代表性结构面稳定性影响控制岸坡或围岩稳定延伸长度数百米，破较弱结构面，未完全的潜在弱面，控制岩体Ⅱ级F104、F58碎带宽度数米切穿岸坡形变模式及稳定性边界延伸长度小于100m地表及平洞内大一般较平直、粗糙，影响岩体的完整性、强Ⅳ级的各种裂隙，裂隙宽量出现的陡倾以硬性结构面为主度和变形度小于10cm.角、缓倾角裂隙数米至数十厘硬性结构面，微小节影响岩体的完整性、强Ⅴ级米，宽度一般小于统计裂隙理、隐蔽裂隙等度和变形10厘米3.2.3岩体结构类型根据《水利水电工程地质勘察规范》（GB50287-2006）中，裂隙间距与岩体完整性系数等控制性指标来划分岩体结构类型（表3-4），本次研究根据坝址区出露的地层岩性、结构面发育规律、岩体完整程度，结合规范及西北院提供的地质资料，对岩体结构进行划分，其分类方案见表3-5。表3-4水利水电工程地质勘察规范（GB50287-2006）岩体结构类型类型亚类岩体结构特征整体结构岩体完整，呈巨块状，结构面不发育，间距大于100cm块状块状结构岩体较完整，呈块状，结构面轻度发育，间距一般50－100cm结构次块状结构岩体较完整，呈次块状，结构面中等发育，间距一般30－50cm巨厚层状结构岩体完整，呈巨厚层，结构面不发育，间距大于100cm厚层状结构岩体较完整，呈厚层状，结构面轻度发育，间距一般50－100cm层状中厚层状结构岩体较完整，呈中厚层状，结构面中等发育，间距一般30－50cm结构岩体较完整或完整性差，呈互厚状，结构面较发育或不发育，互层结构间距一般30－50cm薄层结构岩体完整性差，呈薄层状，结构面发育，间距一般小于10cm镶嵌岩体完整性差，岩块嵌合紧密～较紧密，结构面较发育或不发育，镶嵌结构结构间距一般10－30cm岩体完整性差，岩块间有岩屑和泥质物充填，嵌合中等紧密～较块裂结构碎裂松弛，结构面较发育～很很发育，间距一般10－30cm结构岩体较破碎，岩块间有岩屑和泥质物充填，嵌合较松弛～松弛，碎裂结构结构面很发育，间距一般小于10cm散体碎块状结构岩体破碎，岩块夹岩屑或泥质物，嵌合松弛结构碎屑状结构岩体极破碎，岩屑或泥质物夹岩块，嵌合松弛25 表3-5怒江桥水电站坝址区岩体结构类型分类方案类型亚类岩体结构特征整体状结构岩体完整，呈巨块状，结构面不发育，间距大于100cm。块状结构岩体较完整，呈块状，结构面轻度发育，间距50cm～100cm。块状结构岩体较完整，呈次块状、中厚层状，结构面中等发育，间距次块状结构30cm～50cm。薄层状结构岩体完整性较差，呈薄层状，结构面发育，间距小于30cm。岩体完整性较差，呈镶嵌状，结构面发育至极发育，间距镶嵌碎裂结构碎裂结构10cm～30cm。碎裂结构岩体较破碎，呈碎裂状，结构面极发育，间距小于10cm。散体结构岩体破碎，岩块之间夹岩屑或泥质。由表3-5可知，研究区岩体结构类型主要包括块状结构、薄层状结构状结构和碎散体裂结构，变形体在边坡前缘倾倒岩体为碎裂、薄层状岩体结构、薄层~中厚层状如平硐PD201、PD205所揭露，岩体完整性较差，向硐深处为厚层结构，完整性较好；变形体边坡中部岩体结构为薄层状结构，碎裂结构，完整性差如PDQ05所揭露；变形体边坡上部变形严重，岩体呈碎裂状结构，岩体破碎，完整性差，如PD203所揭露（表3-6）。表3-6变形体边坡平硐岩体结构类型划分表洞号高程(m)洞深(m)岩体结构(单位：m)PD2012742.691000-41薄层状结构、41-64厚层、64-100中厚层0-72碎裂、72-90块状－碎裂、90-100碎裂、100-114碎块PD2033025.23223.3状、114-132块状－块裂、132-162块裂－层状、162-183整体、183-210块裂、210-217碎裂、217-223.3块状0-18中厚层、18-68块裂、68-76碎裂、76-86.5块裂、PD2052760.4099.586.5-99.5厚层0-40中－薄层、40-66薄层—碎裂、66-78薄层、78-101PDQ052948.83101薄层－碎裂3.3倾倒岩体变形破坏特征根据变形体的野外地质调查，可知在重力和风化卸荷等因素的作用下变形破坏现象较为复杂，在变形体外部表现为岩体倾倒、弯曲、坡表第四系崩坡积物散落等现象，内部表现为层内剪切错动、弯曲倾倒、层内拉账破裂、层内张-剪破裂、剪切-滑移破裂变形等现象。26 3.3.1表部变形破坏特征通过对变形体坡表的地质调查，可知变形体在后缘高程变缓，构成其后部变形边界如图3-10，在右侧边界、下部边界以及坡体上均发生了不同程度的倾倒变形（图3-11~3-14），靠近怒江处岩层倾倒程度较小。坡表岩体卸荷、风化严重，基岩为石炭系下统错绒沟组的大理岩，岩层陡倾坡内，表部岩体倾倒变形迹象明显，倾倒体内岩体倾角明显变缓，河床部位岩体基岩层面倾角为85°左右，而倾倒体内岩层倾角60～40°，层间错动、张裂隙发育。图3-10变形体后缘缓状平台图3-11下游侧岩体变形图3-12变形体中部岩体倾倒图3-13变形体中部岩体连续倾倒27 图3-14变形体左侧边界局部变形图3-15变形体右侧倾倒变形28 3.3.2深部变形破坏特征通过对变形体勘探平硐PD201、PD203、PD205、PDQ05、PDQ06的调查（表3-1），发现平硐内部，岩体出现变形、弯曲、拉裂、破碎等现象。具体为：岩体倾倒较严重，导致硐壁围岩塌落（图3-16；平硐中薄层状片岩相互错动发生连续倾倒变形（图3-17）、薄层大理岩、片岩发育的部位，出现倾倒-弯曲变形现象（图3-18）、变形体层内错动带发生倾向剪切错动，产生层内剪切变形（图3-19~3-22）、在岩体发生倾倒变形时，层间岩板也发生明显的张性破裂（图3-23~3-24）。强烈倾倒变形的坡体浅层，产生缓倾坡外的张-剪破裂（图3-25）。倾倒岩体发生强烈的折断张裂变形，局部变形强烈者可沿陡倾坡外的张裂带产生不同程度的坠覆位移（图3-26~3-28）。倾向坡外的缓倾角结构面较为发育部位，上盘岩体在强烈的倾倒弯矩作用下，沿结构面向临空方向发生倾滑位移（图3-29）。图3-16PD201硐深8m处的岩体倾倒破碎现象3-17平硐203侗深15m连续倾倒现象图3-18平硐201硐深31m处倾倒-弯曲现象29 图3-19PDQ05层内剪切变形图3-20PD203硐深72m处倾倒岩体层内剪图3-21PDQ05硐深46m处倾倒岩体层内剪切错动变形切错动变形硐口硐口图3-22PDQ06硐深49m倾倒岩体层内剪切错动擦痕30 硐口图3-23PDQ05硐深6m层内拉张破裂现象图3-24PDQ06硐深37m结晶灰岩卸荷张开现象硐口图3-25PD203洞口附近切层张-剪破裂现象图3-26PDQ06硐深113m处大理岩倾倒折断变图3-27平硐203硐深217m处倾倒-折断31 图3-28PD203硐深27m折断-坠覆破裂现象硐口图3-29PDQ05硐深41m处剪切-滑移破裂现象32 表3-1平硐勘探资料统计表勘探编高程备特征号硐深注0~41m为强卸荷强分化深灰色结晶灰岩，岩石较坚硬、岩体破碎，岩层层理明显，扭曲、倾倒变形严重，岩体卸荷、拉裂、松弛、架空，硐深7~14m处变形最为强烈，卸荷张开达10~30cm，围岩稳定性差，岩体塌落严重，其中硐深13m处，洞顶塌落高度大于5m，7~14m段用原木支护，其余段卸荷张开宽度一般5~20cm，无充填2742.69物，岩体多呈中~薄层状结构，间距10~30cm倒岩体产状：NE26°2PD201mSE∠57°，27m处NE2°SE∠66°，硐壁干燥，围岩稳定性差，区100.5m属四类围岩。41~64m灰黑色结晶灰岩，大多数微风化，局部弱风化，无卸荷倾倒变形迹象，岩体完整性好，结构面不发育，岩层呈中~厚层状结构，围岩稳定，63m岩层产状NE35°SE∠77°,64~100m，弱卸荷带，大多数为弱风化岩石，黄色色结晶灰岩，岩体结构面较发育，完整性较差，为III2类岩体。硐向NE73°，平硐揭露表明变形体发育深度约216m，变形体内岩体为灰黑色大理岩，多处夹有方解石脉，该段岩体受变形挤压拉裂破坏，多呈碎裂结构，较松散，硐壁岩体手扮掉落，层间挤压带、3025.2m2PD203倾向硐内的张拉裂隙发育，岩体以Ⅳ2类为主，底界以F27中等倾223.3m区角断层为界。F27产状NE30~35°/SE∠65°，断裂宽度1~2m，弯曲粗糙，断层破碎点充填断层泥，角砾，碎裂岩，胶结一般，三壁，上盘影响带宽5m。硐深0~18m为强卸荷岩体，深灰色结晶灰岩，强风化岩体，中~薄层状结构，层理发育，单层厚度0.3~1cm，岩石破碎，结构面发育，层面裂隙、剪切裂隙后期转化为卸荷带，大多数松弛、拉裂、张开，充填物较少，围岩稳定性差，属四类围岩。硐深18~86.5m强~中卸2760.1m2PD205荷带，为灰黑色结晶灰岩，弱风化岩体，结构面较发育，间距一般/99.5m，区20~50cm，张开3~10cm，无充填，岩层层理明显，扭曲强烈，一般NE15~30°/SE∠70~80°，硐深68~76m，79~80.4m，为断层密集影响带，岩石软弱，岩体强风化。86~硐底，为弱风化岩层，未见卸荷带，结构面大多闭合，挤压紧密，中~厚层状结构，围岩稳定，0～40.0m，强风化岩体，结构面较发育，岩体具中~薄层状构造，倾倒、变形卸荷严重，硐室围岩稳定性差，围岩类别多为Ⅳ类；40~66仍为强风化岩体，岩体结构面发育，层理最发育，切扭曲强烈，岩体破碎，完整性差，硐室围岩稳定性差，围岩类别多为Ⅳ类；66～78m：岩性为强风化岩体，岩体断裂不发育，但层理发育、且扭曲2948.8m强烈，单层厚度1～3mm，岩体破碎，完整性差，岩体具簿层状构3PDQ05101m造，局部卸荷带张开5～10cm。硐室围岩稳定性差，围岩类别多为区Ⅳ类；78～101m：强风化岩体，岩体断裂较发育，层理最发育、且挤压、揉褶、扭曲强烈，单层厚度2～5mm，岩体破碎，完整性差，具簿层状构造，岩体倾倒、变形、卸荷严重，卸荷带一般张开5～10cm。硐壁较干燥，硐室围岩稳定性差，局部有掉块现象，围岩类别多为Ⅳ类。0~76m为强风化大理岩，岩体倾倒卸荷严重，岩层倾角45°左右，294.87m结构面张开、破碎；76~133m为泥盆系上统贡布组(D3g)灰色、灰3PDQ06133m黑色结晶灰岩，岩体主要以倾倒为主，卸荷张开微弱。据现场调查，区变形体底界为硐深116m处，硐底为强倾倒变形体底界。33 3.4倾倒变形程度分级当边坡岩体向临空向发生倾倒变形时，岩层倾角会发生变化，同时岩体内部会产生大量的拉裂缝，并且进一步加剧岩体的卸荷变形，因此，分析边坡岩体的卸荷、风化特征、岩体倾角变化，不仅能有效地反映岩体的分布范围，而且可以区分岩体倾倒强弱程度的范围。本文根据钻孔、平硐以及物探资料对左岸倾倒变形体边坡的岩体倾角变化、岩体的卸荷特、风化特征以及深度，裂隙张开度、硐壁岩体波速变化特征等进行了详细的统计分析，以进一步查明左岸边坡的倾倒变形程度。研究区左岸岸坡岩体的倾倒变形破裂现象错综复杂，不同部位的变形破裂的表现形式及变形机理均有差异。在野外地质调查的基础上，通过对岩体的变形破[68]坏特征的统计分析，并参照李瑜生教授对苗尾水电站倾倒变形体划分标准，将左岸变形体的强烈程度划分为强和弱倾倒两种不同的级别。强倾倒变形：岩层沿层内错动带发生剪切滑移，层内岩体产生宏观拉张破裂或沿已有结构面产生拉张变形。弱倾倒变形：陡倾层状岩体沿层内错动夹层等软弱岩带发生剪切滑移，层内岩层基本上不发生明显的宏观张裂变形，或形成微量变形的张裂缝。这类变形属倾倒变形程度较弱的情况，一般发生在岩体的深部。3.4.1分级指标1）岩层倾角变化不同倾倒程度的岩体其岩层倾角明显不同，显然二者之间存在必然的对应关系。按照平硐编录资料以及钻孔资料统计分析，左岸倾倒变形岩体的倾角大致存在两个变化范围，变形体浅部倾倒程度比较大的岩层倾角α≤60º，深部倾倒变形岩体的倾角60º<α≤85º。2）层内最大拉张量倾倒变形体内平硐编录资料显示，岩体的最大张裂变形与不同倾倒程度的岩体有着较好的对应关系。初步分析表明左岸倾倒变形体，强烈张裂变形的倾倒岩体，层内最大拉张量一般在1～10cm，个别处可达数十厘米；倾倒变形较弱的岩体的张裂变形明显减小，层内最大拉张量一般小于1cm。3）倾倒变形岩体的风化特征根据平硐地质调查成果（表3-7），按风化程度将左岸岩体分为强风化和弱风化岩体两类。强风化带总体上沿强卸荷带范围及倾倒变形体底边界分布，受卸荷张开裂隙控制，坡表多处发育有白云母方解石片岩，遇水易软化，抗风化能力差。34 断层F105、F58发育规模较大的断层破碎带及影响带附近，由于地下水活动，沿断层带形成风化。弱风化带主要沿弱卸荷带分布。根据实地勘查成果，强风化岩体发育在倾倒变形较强烈的岩体内，弱风化岩体上段也可分布于倾倒变形较强烈的岩体深部；弱风化的岩体的倾倒变形较弱，分布于弱风化岩体下段及新鲜岩体内。表3-7平硐弹性波测试成果汇总表纵波波速平备平硐编号桩号完整性地质描述均值注0—42m为强风化、强卸荷岩0~451498破碎体左岸II区PD20142—100m为弱风化、弱卸荷45~97.53043较破碎岩体左岸0~2181809破碎0~218倾倒变形体II区PD2030~251717破碎弱卸荷、弱风化左岸25~552327较破碎弱风化II区PD205完整性差~较55~2404045微新岩体完整0-20m为强风化、强卸荷岩0~22.51733破碎体左岸20—74m为弱风化、强卸荷III22.5~751460破碎PDQ05岩体区74-90m为弱风化、弱卸荷岩75~902360较破碎体左岸III0~902324破碎~较破碎0—87m为强风化、松动岩体PDQ06区4）倾倒岩体的卸荷变形左岸变形体卸荷作用主要表现为坡体内走向与岸坡方向基本一致的节理裂隙松弛张开，使卸荷作用影响范围内的岩体宏观上呈薄层状、块状，局部碎裂结构。平硐地质调查表明，左岸岩性主要为灰黑色细粒大理岩，白云母、绢云母大理岩、白云母方解石片岩（钙质片岩），发育有灰色、灰黑色中厚－厚层状结晶灰岩，岩体卸荷裂隙张开较明显，强卸荷岩体裂隙张开5~30cm，个别可达50cm，间距一般10~30cm，声波纵波速VP<2130m/s。弱卸荷岩体裂隙一般张开1～3cm，少量5cm，间距一般15～50cm，声波纵波速2130m/s