斷裂錯動與水作用下的地層位移及應力變化

孟振江, 彭建兵, 程國明, 郭海朋, 王海剛, 范文東, 楊 爭

(1.長安大學 地質工程與測繪學院, 陜西 西安 710054; 2.西部礦產資源與地質工程教育部重點實驗室,陜西 西安 710054; 3.中國地質環境監測院, 北京 100081; 4.西北綜合勘察設計研究院, 陜西 西安 710003)

地裂縫是一種由內、外地質營力及人類活動等因素共同作用形成的漸進性地質災害，主要表現為地表破裂變形，且隨著人類活動的不斷加劇，地裂縫導致的各種災害日益嚴重[1]。查明地裂縫的發育特征及其成因機制，采取可靠的防控措施，是做好地裂縫災害防治工作的關鍵[2]。國外許多專家學者針對具體某地區地裂縫的成因機理開展了大量研究：Leonard[3]從振動角度分析了美國亞利桑那州Picacho城地裂縫的成因，較早提出了構造成因說；Lofgren等[4]提出“滲透應力拖拽作用”，認為地下水從沉降漏斗邊緣向中心流動的過程中，所產生的滲透應力對含水層框架起到了粘附拉拽作用，從而引起上部地層的應變集中，導致土體表面開裂破壞；Schumann等[5]認為地裂縫是在地表壓縮過程中，因拉張應力集中導致沉降差異較大的土層產生的變形開裂；Holzer等[6]通過長期監測亞利桑那州中南部構造盆地內地裂縫的活動情況，認為該地區構造活動與地下水開采是引起地裂縫發育及活動的兩個主要因素。

中國北京市順義區高麗營鎮發育的地裂縫自地球物理勘探發現以來就引起了高度關注，該地裂縫活動導致周邊建筑及公共設施均遭到嚴重破壞，給當地經濟建設造成了巨大威脅與損失。很多專家學者針對高麗營地裂縫開展了專門的調查和研究工作，對其成因觀點也是眾說紛紜：賈三滿等[7]認為高麗營地裂縫主要受斷裂控制，是基底斷裂活動在地表的延伸，為斷裂構造與地下水超采引起的地面沉降疊加作用的結果；彭建兵等[8]在順義區土溝村發現地裂縫的出露位置與高麗營斷裂位置相吻合，并通過鉆探手段揭示了該地區深部地層的斷距較淺部地層大，認為該地裂縫與下伏斷裂相連，具有同沉積斷層的活動特點；王海剛等[9-10]認為高麗營地裂縫是復合型地裂縫，并通過數值計算確定了該地裂縫的安全避讓帶寬度為90 m。隨著對北京高麗營地裂縫研究的不斷深入，越來越多的專家學者趨于耦合成因說，即認為該地區地裂縫的形成和發育主要受黃莊—高麗營斷裂活動的控制，而地下水的過量開采起到了一定的誘發和加劇作用，現階段地裂縫的超常活動是二者共同作用的結果。上述研究成果為高麗營地裂縫成因機制的進一步深入研究奠定了重要基礎。

然而，總體上看，目前有關高麗營地區地裂縫的研究大都局限于其宏觀成因判別和定性評價，且多為其災害特征的描述，很少從微觀角度進行定量研究，相對應的數值模擬研究也鮮有涉及。斷裂活動與地下水位下降兩種致災因素對高麗營地裂縫的形成與發展的貢獻作用如何？對上下盤地層的影響有何不同？地裂縫形成過程中地層的豎向位移及應力怎樣變化？已成為迫切需要解決的科學問題。基于此，本文以北京市高麗營地裂縫為研究背景，在闡述其地質環境條件的基礎上，歸納了該地裂縫的平面和剖面發育特征，分析了其活動特點與斷裂錯動及地下水位變化之間的對應關系；利用FLAC 3D有限差分軟件，分別建立斷裂錯動和地下水位變化兩種數值模型，重點分析了兩種致災因素作用下地層沉降位移與土體內部應力的變化規律，以期揭示二者對地裂縫形成的貢獻作用。研究成果可為該地裂縫災害地區的土地規劃管理、地裂縫減災防災和地下水開發利用提供科學的理論依據。

1 研究區地質概況

1.1 地形地貌

北京市地處燕山臺褶帶和華北斷坳兩個構造單元的相交地帶，斷裂構造十分發育。高麗營地裂縫研究區位于北京市平原區北部，地貌單元總體屬于溫榆河沖洪積扇平原區，總體地勢為北高南低。

1.2 地層巖性

已有基礎資料表明，研究區上部地層為第四系松散堆積層，以南部溫榆河沖積而成的河流相沖積物為主，一般發育在山前平原區。由于本區新構造運動造成的山區抬升以及平原與盆地的不均勻沉降，導致局部第四紀巖性的堆積厚度相差數百米不等，總體上由西北山前向東南逐漸增厚；其中淺部地層主要為上更新統馬蘭組、全新統上部劉斌屯組和全新統中部尹各莊組地層，基巖地層主要有侏羅系和寒武系—奧陶系地層，周邊還有薊縣系、青白口系等。

1.3 區域地質構造

相關研究成果表明，中生代燕山運動以來，北京地區形成了一系列以北東向為主的斷裂構造，而研究區位于北京西北隆起北部，在河北平原地震帶西北的北京地塹內，屬于中強地震活動區。區內主要發育的斷裂為黃莊—高麗營斷裂，研究區的區域穩定性在一定程度上主要受其影響。該斷裂延伸總長約132 km，走向NE20°～50°，斷裂面傾向SE，傾角55°～75°，為全新世活動的高角度正斷層。

1.4 水文地質工程地質條件

研究區內地下水由淺部潛水層及深部多層承壓水層組成，含水層較多且厚度較薄，屬弱富水區。據鉆探資料顯示，第一層潛水層靜止水位埋深為5.4～6.5 m，淺部20 m埋深內的潛水層主要由粉土層與少量砂層組成。深部承壓含水層則由數層厚度不等的砂、砂礫石組成，也是本區主要的人工開采水層，隨著開采強度不斷地增大，地下水水位年降低幅度持續增大。結合周邊的深孔資料，該區域地層在100 m深度范圍內，除表層厚度較小的耕植土及填土外，下部均為第四紀以來沖洪積作用形成的粉質黏土、粉土及砂類土等，且在斷裂帶兩側的地層厚度差異較明顯，上盤厚度一般大于下盤厚度。

2 高麗營地裂縫發育特征

2.1 地裂縫平面展布及活動特征

高麗營地裂縫是北京地區發育最為典型的地裂縫，最早發現于20世紀70年代，地裂縫整體沿黃莊-高麗營斷裂帶發育，走向呈NE45°～65°，呈線性帶狀分布，近平行于深部斷裂走向，表明了斷裂活動對高麗營地裂縫的發育具有明顯的控制作用[8-11]。根據現場調查發現，地裂縫延伸發育總長度約10 km，主變形影響帶寬度為30～70 m；裂縫水平拉張和水平扭動量較小，水平張開量一般為0.5～1.5 cm，主裂縫導致的垂直位錯現象較明顯，沿線地表最大垂直位錯量范圍為14.8～48.6 cm，均表現為東南低、西北高；地裂縫通過處造成多處墻體開裂變形、地表塌陷及位錯(圖1)。

圖1 地裂縫活動造成的地表及建筑物破壞現象

2.2 地裂縫與深部斷裂的關系

為揭示高麗營地裂縫的剖面結構特征，課題組在北京市昌平區小湯山鎮土溝村開挖了長65 m、深度6 m的探槽，槽口寬6 m，探槽整體走向NW35°；探槽壁揭露了地層剖面上發育了3條近平行的裂縫，呈羽狀組合型態，且均造成地層錯斷；主地裂縫走向NE65°，傾向SE，傾角80°，向上延伸至地表并造成西側探槽壁出露的紅褐色粉質黏土層的上下盤的斷距達116 cm。3條地裂縫分別錯斷褐黃色細砂層57，15和13 cm，在地裂縫兩側附近的累計斷距為85 cm，根據探槽剖面揭示的該細砂層整體的變形統計，總斷距達到了141 cm。現場鉆探剖面資料表明，地裂縫造成該區埋深6 m處的地層垂直錯距為0.55～1.43 m，埋深18 m處地層的錯距為1.6～2.0 m，埋深25 m地層的錯距為1.9～2.2 m，埋深36 m位置地層的錯距達3.6～4.2 m，且上下盤兩側地層在剖面上表現為臺階狀下錯，體現了同沉積斷層的特征，即斷距隨著地層沉積年代的增加而逐漸增大，另外，物探結果也表明了下伏斷裂的位置與地表出露裂縫的位置相吻合[16-17]。可見，黃莊—高麗營斷裂控制了該地裂縫的平面分布、延伸方向以及地裂縫場地的地層和地貌變化。高麗營地裂縫的剖面特征表明該地裂縫發育和活動受斷裂的控制作用明顯，地裂縫沿構造破裂面逐漸向上擴展延伸至地表，并造成地層錯斷，為深部斷裂在地表的露頭。

2.3 地裂縫與地下水位變化的關系

由于研究區自20世紀80年代初期工農業活動逐漸開始頻繁，加大了地下水的開采量，導致地下水水位持續下降。高麗營地裂縫帶沿線地區地下水的主要排泄途徑為人工開采，尤其是西王路村和八仙別墅等地裂縫活動明顯區域的生產生活用水均來自井水開采。據北京市水文地質工程地質大隊監測的位于昌平小湯山地區(北七家鎮NNW方向6 km)的C206-3 A號深層承壓水分層觀測井數據表明，淺層承壓含水層的水位基本穩定，而中深部承壓含水層水位降幅較大，地下水標高從1989年的17.6 m降至2008年的4.6 m左右，年均降幅約0.7 m。順義區后沙峪260 m深承壓水水位埋深下降也比較明顯，從2004年4月的28.2 m下降到2010年1月的44.8 m，不少地段的承壓水水位下降速度都超過了2 m/a。另外，位于昌平區北七家鎮曹碾村C212-2 A號地下水承壓井的水位監測數據表明，該處承壓水水位年內呈現季節性變化的規律，總體上也呈下降趨勢，如2004年1月該孔的承壓水水位為8.13 m，到2009年同期承壓水水位為6.25 m，下降了1.88 m，至2010年1月，水位標高下降到了3.76 m。

研究區近年來伴隨著地下水水位的持續下降，形成了以昌平沙河—八仙莊為中心的沉降區，并在沉降中心出現了井管上升等現象。根據北京市地質環境總站資料，僅在1955—2007年間，沙河—八仙莊沉降區的最大累計沉降量就達到了1 106 mm，至2009年該沉降中心累積沉降量達到了1 163 mm，近3 a年平均沉降速率為11.5～13.8 mm/a[11,17]。綜上所述，各類監測數據均表明了該地裂縫的超常活動與該地區超采地下水及地面沉降有關，由于處于沉降漏斗周圍的土層存在壓縮差異，導致裂縫在應力集中處產生并逐漸擴展。另外高麗營地裂縫的大規模劇烈活動與該區域地面沉降的產生在時間上也具有一致性，表明在斷裂活動的基礎上，超采地下水加劇了該地裂縫的活動程度。總體分析認為，先期存在的黃莊—高麗營斷裂為地裂縫產生的主導因素，為其早期形成提供了基礎背景，即下伏斷層構成了地裂縫的原型，而在此基礎上，現代人類水事活動激發了地裂縫的超常活動，并開啟了地裂縫進一步的發展擴張，也就是說水的作用加劇了地裂縫現今活動的影響范圍與強度。

3 斷裂錯動作用下的數值模擬

3.1 模型建立

首先，基于北京高麗營地裂縫發育地區的現場調查、鉆探、槽探及監測數據等成果，并參考物探解譯及地裂縫兩側地面沉降監測站的基巖標資料，對地層進行簡化，建立三維地質結構模型，通過對位于北京昌平區未來科技城(小湯山鎮土溝村附近)高麗營地裂縫發育地段的典型鉆孔巖芯取樣(孔深60 m)及室內土工試驗，得到了各試驗土層的相關物理力學參數，為數值模擬提供了相關試驗數據，計算參數見表1。

為充分反映斷裂錯動作用下地層應力場和位移場的變化特征，并減小邊界效應的影響，建立的數值計算模型尺寸選取：長×寬×高=100 m×10 m×50 m，簡化的地層結構及厚度自上而下上分別為： ①填土6 m； ②粉質黏土12 m； ③粉砂8 m； ④粉質黏土8 m； ⑤粉砂12 m； ⑥基巖4 m(為模擬斷裂錯動，將模型最下層的巖性設為基巖)，斷裂的傾角模擬取75°(圖2)。斷裂活動作用下地裂縫上、下盤地層之間的相對錯動運用FLAC 3D有限差分軟件中的interface接觸單元來模擬。本次計算土體采用理想彈塑性模型，服從摩爾—庫倫(Mohr-Coulomb)強度準則。

表1 地層計算參數

圖2 斷裂錯動作用下地層計算模型

3.2 邊界條件與計算工況

計算時模型左右兩端和前后分別施加X和Y方向的水平位移約束，斷裂下盤地層底部固定，而上盤底部可以自由活動，通過控制上盤下降來模擬斷裂的錯動。模擬基巖上盤沿破裂面的錯動量分別為20，40，60 cm，主要分析研究模型土體內部應力及地層沉降形變位移的變化特征。

3.3 計算結果分析

3.3.1 地層豎向位移變化 為了更好地展現地層的豎向位移變化規律，取模型的一個剖面進行研究分析，斷裂不同位錯量下模型土體的沉降位移云見附圖1，可以看到：隨著斷裂位錯量的增大，模型各土層的沉降量持續增加，且其沉降響應程度與范圍也越來越大。下盤土體由于受邊界條件的約束，整體沉降量較小，上盤土體的沉降量明顯大于下盤，且位于上盤底部的土體沉降響應最為突出。距斷裂帶越遠的位移等值線越稀疏，而斷裂帶附近的豎向位移等值線較密集，說明當斷裂錯動時，位于斷裂帶附近的土體差異沉降較明顯，且模型土體在剖面上存在一定的牽引扭拽現象。

另外，隨著斷裂錯動，上下盤地層在模型尺寸范圍內均有不同程度的沉降；隨著位錯量的增加，上盤地表沉降變形顯著增大，而下盤的地表沉降變形增加量則較小；地表沉降量從下盤到上盤呈現不斷增大的趨勢，豎向位移變化曲線由平緩逐漸變得陡峭，整體近似呈反“S”形態。

3.3.2 土體豎向應力變化特征 斷裂錯動造成兩側土體在一定范圍內應力場重新分布；在斷裂帶位置附近的土體豎向應力呈現下盤增大、上盤減小的趨勢，且上盤應力降低區的范圍大于下盤應力增強區的范圍；斷裂帶附近兩側土體的應力差異較大，易形成地裂縫，而遠離地裂縫位置的地層的豎向應力變化則較小；斷裂底部區域為應力集中區，下盤地層的豎向應力最大，且隨著斷裂位錯量的增加而不斷增大，這是由于上盤上部土體不斷向下擠壓，通過斷裂傳遞給下盤所致。

4 地下水位變化條件下的數值模擬

4.1 模型建立與邊界條件

FLAC 3D既可以單獨進行流體計算，也可以進行流固耦合計算。本次地下水位變化的試驗工況通過模擬承壓水位的下降來實現，模型地層結構及土體相關參數的來源與設置與上節相同。由于地下水位的下降會引起土體固結壓縮，且主要以豎向位移為主，因此將本次計算的位移邊界條件設為：固定模型底部及四周位移，地表位移可自由變化[18]；為了模擬承壓水水位的變化，設置滲流邊界條件為：模型四周和底部設為不透水的邊界，模型頂部為透水邊界[19]。根據高麗營研究區的水文地質條件，結合當地鉆孔和地下水監測資料，將初始水位埋深設置為6.5 m。水位以上為非飽和土體，水位以下為飽和土體。

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4.2 滲流模型及流體參數

本次計算主要考慮土體豎向位移，故將模型上覆土體均設置為各向同性的滲流模型；由于底部基巖具有不透水性，將其設為不透水材料模型[20]。根據收集資料及所取土樣的室內試驗數據，將流體(水)模量設為2.00×103Pa，流體密度為1.0×103kg/m3。為避免土體產生負的孔隙水壓力，將流體的抗拉強度設為0，土體的飽和度設為1，不同地層的具體計算參數見表2。

表2 土體滲流計算參數

4.3 計算工況

結合實際情況，設置地下水水位變化模擬步驟：首先，建立有限差分計算地質模型，為各層土體設置相應的計算參數；然后，設置初始水位，同時賦上各層土體的流體參數；其次，關閉滲流模式，計算初始地應力；再次，打開滲流模式，關閉力學計算，采用平面的滲流邊界條件，從模型頂部抽取地下水，從而實現承壓水位的變化；最后，關閉滲流模式，打開力學計算，對模型進行力學平衡計算[21-22]。為了突出地下水位變化對地裂縫的形成作用，并結合高麗營地裂縫附近地下水位觀測孔長期的監測數據，本次計算水位變化設為3個工況，即模擬地下水位先后下降6，12，18 m。

4.4 計算結果分析

4.4.1 地層沉降位移變化 隨著地下水水位的不斷下降，上盤地層整體的沉降響應大于下盤，且上部土體的沉降位移大于下部土體；上盤頂部在斷裂帶附近產生了較大的豎向位移，距離斷裂帶越遠的土層沉降量越小，且越趨于均勻沉降，而下盤上部的土體沉降響應則表現出相反的現象，即越靠近斷裂帶區域的土體沉降位移越小；斷裂帶兩側出現了明顯的差異沉降，且隨著地下水位的下降，上下盤地層的差異沉降愈明顯，表明斷裂兩側地層的差異沉降量與地下水水位降深呈正相關。

通過分析模型土體地表沉降位移隨地下水位降低的變化特征發現：當地下水位下降時，上下盤地表均出現不同程度沉降，地表沉降較明顯的區域主要發生在上盤距斷裂帶約45 m、下盤距斷裂帶35 m的范圍內，表明該區域為地裂縫的易發區，也說明了地下水水位下降對上盤的影響范圍大于下盤；上盤地表的差異沉降大于下盤，且位于斷裂帶兩側的差異沉降最大，地表出現陡坎；距離斷裂帶較遠的區域表現為均勻沉降，且隨著地下水位的持續下降，地表整體的沉降量也在不斷增加。

4.4.2 地層應力變化規律 不同埋深下的土層豎向應力隨地下水位下降的變化曲線見圖3。可以看到：隨著地下水位的逐漸下降，斷裂帶兩側的應力重新分布，同一地層應力的變化幅度沿水平方向由斷裂帶附近向兩側逐漸變小，平緩地裂縫上下盤的應力變化曲線近似呈“中心對稱”，且隨著地下水位的下降，地層應力持續減小，深部土體的應力變化比淺部土體更大；隨著水位持續下降，斷裂兩側上下盤同一深度的土體的豎向應力均逐漸減小，但位于斷裂帶附近兩盤土體的應力差異逐漸增加，表明該處裂縫持續擴展并有向下延伸的趨勢。

圖3 水位下降引起不同埋深地層的應力變化曲線

5 結 論

本文選取誘發北京市高麗營地裂縫發育和活動的2個主要因素：斷裂錯動和地下水水位變化，分析了二者與地裂縫形成的關系，基于此，利用FLAC 3D有限差分軟件模擬分析了斷裂錯動和地下水位變化條件下地層沉降位移與土體內部應力的變化規律，得出的主要結論如下：

(1) 在闡述該地裂縫形成的地質環境條件的基礎上，綜合運用多種勘察手段與監測資料揭示了地裂縫的平面和剖面活動特征，分析認為該地裂縫的發育和活動受先期存在的斷裂構造的控制作用明顯，而地下水的超采則在一定程度上激發和加劇了地裂縫的現今活動。

(2) 數值模擬結果表明，隨著斷裂上下盤地層位錯量的增加，上盤地層沉降響應較明顯，地表沉降變形從下盤到上盤具有逐漸增大的趨勢，其豎向位移變化曲線整體呈反“S”形態；斷裂兩側地層的差異沉降明顯，并在模型剖面上呈現牽引扭拽現象。

(3) 斷裂活動造成兩側土體在一定范圍內應力場重新分布，上盤應力降低區的范圍大于下盤應力增強區的范圍，且上、下盤應力變化范圍隨著斷裂位錯量的增加均逐漸增大。

(4) 隨著地下水水位的持續下降，斷裂帶兩側地層出現明顯的差異沉降，且差異沉降量與水位降深呈正相關，其主要影響區域為距斷裂帶上盤45 m和下盤35 m范圍內，是地裂縫的易發區，土層豎向應力變化曲線近似呈“中心對稱”。

(5) 本文在模擬地下水水位變化時，設置的模型上、下盤地層的水位為整體同步下降，建議下一步研究應考慮模擬斷裂兩側水位不均勻下降，或保持一側地層的水位不變，僅控制另一側水位下降等多種工況來進行對比研究。