反倾巨厚层状岩体地震滑坡特征分析

2011-01-27卡毛措陈冉升吴玮江

地震工程学报 2011年1期

卡毛措，陈冉升，吴玮江，刘高

（1.兰州大学土木工程与力学学院，甘肃兰州 730000；2. 甘肃省科学院地质灾害研究所，甘肃兰州 730000)

0 前言

地震滑坡是一种常见的地震次生灾害[1-2]，属动力滑坡。它既可以伴随地震同时产生，也可以在地震后一定时间发生(地震滞后滑坡)[1-2]。2008年5月12日发生的汶川大地震强度大，震源浅，破坏力强，波及面广，产生了大量的崩塌，滑坡等地质灾害[3-5]。据不完全统计，此次地震诱发滑坡15 000多处[6]。甘肃陇南市也是此次地震的重灾区，其灾情仅次于四川，寨子崖滑坡就是其中之一。该滑坡使坡下民房悉数被毁，而且新建居民点仍位于滑坡正下方，受到滑坡威胁。不常见的是，寨子崖滑坡发生在巨厚反倾向层状岩体斜坡上。

由于近年来地震多、相应的地震滑坡也多，地震滑坡的特征和机制等已有较多研究[1-6]。一般反倾向层状岩体斜坡以崩塌和弯曲变形为主要破坏方式，其中滑坡发育较少[7-9]，对此研究也甚少。因此，本文结合实例研究反倾巨厚层状岩体地震滑坡特征、形成条件和影响因素、机理及演化机制。

1 滑坡区工程地质环境

研究区所处地质构造环境十分复杂。在大地构造上，该区地处武都“山字型”构造的弧顶部位[10]，总体属于白龙江复背斜北翼。既是西秦岭纬向构造带和南北构造带交汇部位，又是地壳深部构造和地表构造不一致所构成的“立交桥”的交叉部位[11-12]；既是秦岭造山带的组成部分，又是青藏高原的东部边缘[10]。区内新构造运动十分活跃，属于地震多发区，为Ⅷ度地震烈度区[10]。

滑坡区出露地层主要有志留系、石炭系和第四系。寨子崖滑坡位于白龙江复背斜北翼，总体为单斜构造，岩层产状 110°～130°∠50°～70°（图 1）。斜坡上部和下部为巨厚层灰岩；中部为薄层灰岩夹千枚岩或薄层灰岩与千枚岩互层。岩体风化较轻，仅在表层小范围内呈弱风化。

图1 寨子崖山坡工程地质剖面图（1-1）Fig.1 Engineering geological profile of Zhaiziya(1-1).

寨子崖滑坡发育于陇南市武都以北8 km的白龙江支流北峪河左岸寨子崖山顶部（图2、图3），崖顶的拔河高程超过200 m。斜坡上部出露基岩，坡度大于 65°，局部近直立，下部为较厚坡积物质覆盖，乃上部陡立基岩崩塌堆积所致，坡度相对较缓(约 25°～40°)。坡向为 231°。

图2 寨子崖滑坡的影像Fig.2 Topographic image of Zhaiziya landslide.

图3 滑坡区工程地质平面图Fig.3 Engineering geological plane of the landslide area.

2 滑坡特征

2.1 基本特征

同绝大多数地震滑坡一样，寨子崖滑坡具有典型地震滑坡的地形特征[3]，发育于拔河高程200多米的崖顶。

根据现场地质调查和物探成果（图4），该滑坡规模不大，厚度约7 m，纵向斜长约36 m，横向宽17 m，体积约4 300 m3（图3）。

图4 滑坡区面波解译图Fig.4 Surface wave interpretation of landslide area.

2.2 裂缝与陷落带

经整个斜坡所有裂缝的现场调查发现，此斜坡内发育的裂缝与重力滑坡产生的裂缝有所不同。重力滑坡形成裂缝有较好的规律性，且其面较平直。此斜坡发育的裂缝无明显分布规律，尤其滑坡顶部平台发育的裂缝杂乱无章、多呈折线型展布，部分相互搭接（图5），向上游和下游两侧扩展，向下延伸至底部控制面。在侧面上裂缝分布不仅没有规律，且呈锯齿状（图6），其面新鲜，未见擦痕。顶部拉张裂缝宽20～30 cm，最宽者约1 m；裂缝下错10～20 cm，平台中部形成明显低于前部和后部的陷落带（图6、图7）。

图5 滑坡平台裂缝分布图Fig.5 Cracks distribution on the landslide platform.

图6 滑坡侧面裂缝展布图Fig.6 Side cracks distribution on the landslide.

图7 后缘拉裂陷落带Fig.7 Fall zone in the back edge crack.

2.3 滑面

在现场从滑坡侧面可见滑面形状和滑动带充填物质的特征。滑面形状不规则，呈锯齿状，且局部架空，张开10～15 cm（图8(a)），局部上下两壁相互接触，接触带呈破碎现象。滑动带内充填粒径各异的岩块。滑坡前部出口处局部有岩块压碎现象。滑面在滑坡前缘略往前错出并微微上翘。滑坡前缘可见从坡体上压碎脱落的岩块（图8(b)），部分脱落岩块已滚到坡脚，滑坡前缘岩块和砸毁民房的岩块均是性质相同的灰岩。

图8 滑坡体滑面特征Fig.8 Characteristics of slip surface.

3 滑坡成因机制

3.1 形成条件和影响因素

如前所述，滑坡区不发育断裂，卸荷裂隙也很少发育。滑坡体岩性为巨厚层状灰岩，岩层倾向坡内(岩层产状为110°～130°∠50°～70°，坡向为231°)，此滑坡为反倾巨厚层状岩质滑坡。

滑坡区结构面发育较少，在斜坡体内主要发育4组结构面（表1），其中灰岩层面组结构面（①组）相对较为发育，其次为与斜坡临空面近于平行的裂隙（②、③组，②组为倾向坡外的陡倾裂隙，其中包括滑坡的后缘切割面），坡体内缓倾结构面不甚发育，局部见缓倾坡内的结构面（④组）。整个斜坡体内不发育同现存滑坡底滑面产状相近的结构面。

表1 结构面分组

坡内结构面发育较少，加之不发育倾向坡外的缓倾结构面（表1），不具备形成重力滑坡所需的基本条件。滑坡所在位置很高，斜坡很陡、近于直立，倘若存在形成重力滑坡的条件，此滑坡应早已产生，而不是在汶川地震时产生，因此重力不是产生滑坡的原因。为了进一步证明此滑坡不具备形成重力滑坡的条件，在此对滑坡进行了稳定性计算。在计算过程中简化了滑面特征，假设滑坡在地震之前已有统一滑面（平直光滑），且以最后一条后缘拉裂为滑坡后壁。设置滑面参数C=0 kPa，φ=20°，根据试验，滑坡体容重取值γ=26.7 kN/m3。采用工程上常用的刚体极限平衡法（以Bishop、Janbu、geo/Morgenstern为主）对滑坡的稳定性进行了计算（表2）。结果显示，在假设了最不利于滑坡稳定的情况下，滑坡在重力作用下处于稳定状态。

表2 天然状况下滑坡稳定计算结果

由于滑坡所处位置，河流冲刷的影响到达不了滑坡区，因而河流冲刷也不是滑坡产生的原因。

滑坡位于相对高差200多米的山顶，滑面形状不规则呈锯齿状，局部架空，且滑坡带内接触处岩体和滑坡前缘岩体压碎等所有特征表明滑坡是在地震力的抛和拉的作用下形成的。滑坡区的地震烈度在汶川8.0级地震烈度分布中为Ⅷ度，汶川地震时武都地震台记载的峰值加速度竖向为108.6 cm/s2，水平为184.69 cm/s2（图9），竖向和水平地震力在传播中有多个峰值。与上述计算条件相同的情况下，对滑坡加载地震力进行了稳定性计算（表3），结果表明仅加载水平地震力时滑坡仍然稳定，只有同时加载水平和竖向双向地震力才会失稳。这就说明地震是此滑坡形成的原因，与此同时也表明传统的仅考虑水平地震力来分析地震滑坡稳定性的方法是不合理的，只有同时考虑双向地震力的作用来分析地震滑坡的稳定性才是正确的。

表3 地震力作用下滑坡稳定计算结果

图9 武都台记录的汶川地震峰值加速度Fig.9 Peak ground acceleration recorded by Wudu seismic station in Wenchuan earthquake.

3.2 形成过程

最初坡内仅发育岩层层面,后期在地壳隆升和北峪河下切作用下坡内产生卸荷裂隙。在汶川地震中滑坡区处于烈度Ⅷ度区，其竖向和水平地震力的峰值加速度均较大，为产生地震滑坡提供了有利条件。地震对滑坡形成的影响，主要通过坡体的波动振荡产生，坡体波动振荡在斜坡土体内部形成了不同类型的附加应力，从而在各种裂隙和不连续面的尖端附近产生了应力集中现象，引起了不连续面的不断扩展，以致贯通，形成了潜在滑面，为滑坡的滑动准备好了条件[13]。

通过机理分析得知，此滑坡形成过程中竖向地震力起着重要作用。岩层倾向坡内，发育与斜坡临空面近于平行的卸荷裂隙。岩体是不抗拉材料，在竖向地震力作用下层状岩体被拉断（滑面呈锯齿状），并被向上抛起产生了形状不规则的滑面（图10）；同时水平地震力向前推动滑坡体，之后在地震力消失的瞬间滑坡体重新回到滑床上。滑坡体在反复震动的作用下被抛起并向前推动，随后在下落过程中逐渐解体，坡内形成杂乱无章的裂隙。由于向前错动，在滑坡体下落时滑面两壁不再吻合，从而导致局部滑面架空，局部接触处岩体破碎；滑坡体向前移动，后缘拉裂加宽加深，带内物质向下位移，最终形成了滑坡平台顶部陷落带（图6、图7）。滑坡体在地震力消失的瞬间回到滑床时滑面两壁间形成压碎现象，产生了岩块，充填于滑带内，而前缘错出的部分压碎产生的岩块则失稳向下滚动。稳定性计算结果和特征分析均表明地震滑坡的形成过程中，竖向地震力的作用同样重要，有时竖向地震力的作用更大，竖向和水平地震力共同作用时对滑坡产生的贡献是最大的。