甘肃舟曲泄流坡滑坡活动机理分析

蒋 树，文宝萍，赵 成，李瑞冬

(1.中国地质大学(北京) 水资源与环境学院，北京 100083;2.甘肃省地质环境监测院，甘肃兰州 730050)

0 引言

泄流坡滑坡位于甘肃省舟曲县白龙江下游约5.5km处的河流左岸。20世纪以来该滑坡发生过8次剧烈滑动，最近2次剧烈滑动分别发生于1963年9月12日和1981年4月9日，后者堵江高度达21m，淹没公路和大片农田、危及舟曲县城安全。1981年以后该滑坡虽未再度发生大规模剧烈滑动，但是根据长江上游舟曲二级监测站近20年的监测资料，泄流坡仍在缓慢滑动之中。

国内许多专家学者曾对该滑坡的活动特征和变形机理做了研究。边义成认为泄流坡滑坡的活动性与降雨量关系密切［1］;余志山认为白龙江水流对滑坡前缘冲刷淘蚀和大气降水入渗是滑坡持续滑动的主要诱因，其次为地震因素［2］;吴其伟、黄大庭等认为断裂在滑坡的发育形成和活动中起着控制作用［4］;吴玮江认为，除断层带外，易滑的地层条件、斜坡地形、丰富的地下水以及白龙江的强烈侵蚀都对滑坡活动有控制作用或显著影响［5］;王景荣认为尽管该滑坡的形成原因是综合性的，但是河流冲刷对其整体下滑不起主导作用［6］。前人研究对该滑坡的认识既有共性，又具有差异。共性如断裂带的控制作用，差异则体现在其他因素的控制或影响作用，但这些研究都缺乏对滑坡所在部位断裂特征以及滑坡发育特征的详细调查，且均为简单的定性分析，对滑坡动态及其趋势的深入分析和定量评价尚为空白。本文以野外详细调查为基础，建立了针对滑坡发育特征的三维地质模型，选取针对滑坡活动特点的蠕变本构模型，通过数值模拟手段，对泄流坡滑坡的活动机理进行了初步分析。

1 区域地质环境和滑坡发育特征

1.1 区域地质环境

泄流坡滑坡地处陇南构造侵蚀断块中高山区的白龙江峡谷中，地形陡峻，切割强烈，滑坡发育于白家山与管家山之间的垭口斜坡地带(图1)。

图1 泄流坡滑坡全貌及钻孔位置Fig.1 Overview of the Xiliupo landslide and locations of boreholes on the landslide

滑坡区在构造上地处秦岭东西向构造带西延部分的光盖山-迭山断裂带内，光盖山-迭山断裂带西起光盖山西段，向东沿迭山北缘大致S70°E方向延伸，最东段至武都以北的大悬里，长约250km。断裂东段由三条近平行断裂组成，分别为光盖山-迭山北缘断裂、坪定-化马断裂和舟曲断裂。三条断裂平行展布，形成宽约5～12km的断层带(图2)。断裂带总体走向130°、倾向 NE、倾角50°～80°。断裂性质以挤压逆冲为主，兼具左旋走滑［7］。根据中国地震局地质研究所对该地区活动断裂近三年的GPS观测数据，光盖山-迭山断裂的走滑速率1.4mm/a，挤压逆冲速率3.7mm/a［8］。同时，该断裂长期缓慢滑移、但未发震的特点，显示其为典型的蠕滑型活断层。

滑坡区及其周围出露地层有:泥盆系中统西汉水群古道岭组上段(D22g2)的板岩、炭质板岩、千枚岩、砂岩夹灰岩;石炭系中上统(C2+3)的中厚层状灰岩、硅质条带灰岩和鲕状灰岩和第四系中上更新统(Q2+3)黄土状土。泥盆系、石炭系地层分别出露于滑坡北、南两侧，其间为两山所夹的垭口地形，区域上光盖山断裂带中坪定-化马断裂即从垭口处穿过沿NW-SE方向展布，南侧灰岩山体侧壁近于直立，地势陡峻，表面光滑，为断裂下盘断面。

图2 光盖山-迭山构造地质简图Fig.2 Simplified geological map along the fault zone of Guangai mountain-Die mountain

1.2 滑坡发育特征

泄流坡滑坡平面上呈长舌状，形态不规则(图1)。滑坡前缘伸入白龙江河床，高程1300～1310m;滑坡后缘以哑口处分水岭为界，高程2100m，前后缘高差约800m;滑坡南侧边界受断裂控制，北侧以冲沟为界;滑坡纵长约2.6km，上部宽度650m，中部最窄处宽约450m，下部宽约550m，平均宽度约550m;钻探查明滑坡平均厚度约50m，总体积约7150×104m3。滑坡所处斜坡平均坡度19°，受地形控制，滑坡上部主滑方向 330°，中部 286°，下部 270°。

由于泄流坡滑坡一直处于缓慢滑动状态，滑坡区发育多个次级小滑坡，这些次级滑坡在与滑坡同时滑动过程中，由于滑移速度的差异，逐渐解体，因此滑坡表面起伏不平，裂缝、台坎、台地发育，在滑坡中上部尤为集中。最大台地出现在滑坡上部管家山村的农田内，高约70～92m、坡度38°，其下有三处规模较大的次级滑坡，以靠近管家山的次级滑坡规模最大，滑体长约600m，伸展至中部泄流坡村附近;中下部坡体表面裂缝发育，以纵向裂缝居多，一般长5～60m，数条裂缝长达300m，裂缝可见深度0.2～1.5m，宽度0.02～0.2m。

地表调查和钻探揭露，滑体由第四系黄土状土、泥盆系炭质板岩、炭质千枚岩强风化碎石土组成(图3)。两层物质在滑坡各处厚度变化大，中后部黄土状土较薄，强风化碎石土泥化严重。滑床岩性以泥盆系中统西汉水群古道岭组上段弱风化的炭质板岩、炭质千枚岩为主，在滑坡的后缘山体鞍部以南，断层的下盘则为石炭系中上统的灰岩。滑带沿板岩、千枚岩强风化碎石土与弱风化层界面发育，滑带物质由炭质板岩、炭质千枚岩泥化后的粘性土夹少量碎石构成，厚约1m。滑坡未见稳定地下水。钻探过程中发现，随着深度增加，岩土体湿度增大，但是远未达到饱和程度，滑带附近，湿度最大，土体呈可塑软塑状。由于坡体表面破碎松散、裂缝发育，所以降水极易渗入坡体内，增大坡体含水量。

2004年以前，白龙江水流湍急，流速较大，对滑坡前缘的冲刷侧蚀作用强烈;2004年当地在滑坡下游修建虎家崖水电站，将白龙江水通过右岸引水洞引入电站，此后流经滑坡前缘的江水水位下降、流速减缓，河流冲刷作用也随之减弱。

图3 泄流坡滑坡主纵剖面图Fig.3 Geological cross section map of the Xieliupo landslide

2 计算模型与计算条件

2.1 地质模型概化

地质模型以2012年2月实测的1∶1000工程地质图和钻探结果为基础进行概化。为了能较全面反映滑坡区地形特征，数值模拟采用三维地质模型。模型东西长4km，南北宽3km，覆盖滑坡后缘分水岭另一侧、滑坡两侧及对岸的一定范围的基岩山地。由于断层带穿过垭口，滑坡北侧的泥盆系板岩、千枚岩以断层接触方式推覆于石炭系灰岩之上，因此在滑坡南侧灰岩出露处按断层走向设置界面单元，滑体与滑床之间为厚约1m的滑带。

为了提高计算精度，将滑坡内、外设置为不同大小的网格单元，其中滑坡外网格为100～300m的楔形体单元，滑坡区内加密为40m楔形体单元，计算模型共有67985个单元和39311个节点(图4)。数值模拟采用适合模拟岩土大变形、基于快速拉格朗日法的有限差分计算软件FLAC3D。

图4 泄流坡滑坡三维模型与计算监测点(JC1－JC7)Fig.4 3D model of the Xieliupo landslide and locations of the virtual monitoring points

2.2 材料本构模型与计算参数

泄流坡滑坡长期处于缓慢滑动之中，具有典型的流变特性。为了模拟滑坡的缓慢滑移过程，针对滑体物质的松软特性，数值模拟中选取由表征松软材料流变特性的Burgers模型与表征岩土材料剪切破坏特性的Mohr-Coulomb模型串联而成的复合黏弹塑性模型Cvisc模型为流变状态下滑坡材料的本构模型，同时采用Mohr-Coulomb模型(M-C模型)为非流变状态下滑坡材料的本构模型，与流变状态的变形特征进行比较。

计算参数见表1，其中岩土基本物理力学参数来自于钻探试样的室内试验资料，岩土流变参数则在试验基础上综合经验参数选取［9-10］。

表1 泄流坡滑坡材料物理力学参数Table 1 Parameters of the landslide materials used for numerical simulation

2.3 计算边界与计算条件

本次数值模拟的目的是分析断层活动、河流侧蚀对滑坡活动特性控制作用或影响程度。如前所述，该区域光盖山-迭山断裂的走滑速率为1.4mm/a，因此在计算模型上的断层上盘，即滑坡北侧白家山-青崖头-安子坪一线的岩土体上施加顺断层走向290°方向的速度边界，模拟断层活动情况下的滑坡活动特征。

河流对滑坡侧蚀的主要作用是河水在侧岸坡脚产生流向方向的拖拽力，将坡脚岩土体掏空，上覆岩土体由于失去支撑则在重力作用下不断坍塌，进而牵引后部坡体不断变形。所以，河流对滑坡的侧蚀作用采用施加流向方向的切向力近似模拟。根据弯道切应力公式τ0s=和曼宁公式［11］，结合泄流坡前缘白龙江的冲刷特征，假定在河流水深5m和10m时，可得切应力分别为1.25kPa和6.54kPa，将该力施加到滑坡前缘与河流接触的各节点上以研究不同水深条件下河流侧蚀作用对滑坡的影响。

3 不同条件下的滑坡变形特征

3.1 非流变状态下的滑坡变形特征

非流变状态下，即当滑坡稳定性以及变形特征受制于滑带的瞬时抗剪强度时，数值模拟结果显示(图5)，经过8237时步的运算后，系统收敛，各部分的位移趋于一个量值很小的恒定值，最大位移仅为3.76cm;并且从管家山农田前缘陡坎向下位移大体呈现逐渐减小的趋势，下部前缘段未出现明显位移，滑体内没有出现贯通塑形区。因此，在非流变条件下，滑坡整体基本稳定，这与滑坡整体处于缓慢滑移状态不符，表明由瞬时强度控制的滑坡岩土弹塑性变形不能导致滑坡整体失稳和长期缓慢滑移。值得注意的是，断层两侧滑坡位移出现不连续的现象，表明滑坡变形受到断层界面约束，但是滑坡稳定性和活动特征未有显著影响。

3.2 流变状态下的滑坡变形特征

3.2.1 自重作用下

图5 非流变条件下滑坡位移云图(上)和监测点位移-时步曲线Fig.5 Displacement contour diagram and the curves showing relationship between displacement of the monitoring points and time steps when landslide materials have no viscous properties

若仅考虑斜坡自重，将断层作为模型中的分割界面，但不考虑断层活动和河流侧蚀作用，经过29024时步的蠕变后，滑坡整体均处于滑移之中(图6)。随时间各监测点的位移均趋于匀速蠕变状态，蠕滑速率为0.03～0.23mm/d，最大变形区域出现在管家山农田前缘陡坎北侧，农田后至后缘垭口一带变形较小，从陡坎向下位移速率呈现递减趋势，个别点受局部地形影响位移速率较上方滑体快，滑坡总体呈现推移式蠕滑特征，与滑坡表面以纵向裂缝多的现象比较吻合。与非流变状态相同，断层两侧滑坡变形在量值上有一定差异，也显示断层面对滑坡变形的约束作用。

3.2.2 活动断层在滑坡中的作用

考虑断层活动时，所得模拟结果反映，滑坡的总体变形特征与断层不活动时大体类似(图7)。变形最大区域同样出现在管家山农田前缘陡坎附近，陡坎以下滑坡变形仍呈推移式特征，农田后至垭口一带变形逐渐减小，又有牵引式特征。但是达到匀速蠕变阶段的速率较断层不活动条件下有所增大，同一位置的监测点的匀速蠕滑速率0.14～0.3mm/d，也较前一条件加快。以JC2号点为例，在断层不活动时，滑移速率0.11mm/d，而在断层活动时，蠕滑速率0.14 mm/d，增大幅度27%。另外，与断层不活动条件下陡坎下方监测点JC5的速率大于陡坎后缘平台监测点JC6不同的是，断层活动条件下，JC6的速率明显大于JC5的滑移速率(图7)。这与实地调查中JC6附近错落，拉张裂缝等非常发育，而JC5附近变形迹象不甚明显的特点基本吻合。

图6 流变状态下自重作用时滑坡位移云图(上)和监测点位移-时步曲线Fig.6 Displacement contour diagram and the curves showing relationship between displacement of the monitoring points and time steps when landslide materials have no viscous properties and the fault is not active

依据初步模拟结果，断层活动加剧了滑坡的滑移速率和位移量，但是未改变滑坡的总体变形破坏模式。因此，泄流坡滑坡的蠕滑至少是断层活动和斜坡重力共同作用的结果，即光盖山-迭山断裂在运动过程中不仅挤压碾磨岩土，导致泥盆系炭质板岩泥化、破碎，形成具有显著流变性质的软弱物质，而且牵引、或拖拽断层附近斜坡随之蠕变，因此光盖山-迭山断裂的存在及其持续活动是泄流坡滑坡长期滑移的关键因素。

图7 断层活动对蠕滑速率的影响Fig.7 The curves showing relationship between displacement of the monitoring points and time steps when landslide materials have no viscous properties and the fault is active

3.3 河流侧蚀对滑坡的影响

如前所述，河流对滑坡产生侧蚀的主要方式是河水在侧岸坡脚产生顺河流流向的拖拽力，因此通过施加顺河流流向的切向力近似模拟河流的侧蚀作用。

经过相同的29000时步计算，由滑坡主轴剖面前缘的位移云图可以看出，5m水深的条件下位移云图过渡自然，位移迹线整体平顺，仅在坡脚几米范围内表现出河流侧蚀引起的牵引变形，前缘整体表部位移大于深部位移，位移由后向前发展，变形模式及量值与天然条件下相差不大，坡脚处的位移量仅有1.05m(图8a)，表明河流侧蚀的作用不明显。在10m水深条件下，滑坡主轴剖面前缘的变形特征与5m水深条件下基本相同，但是河流侧蚀形成的牵引区范围明显扩大，位移迹线在临河部位发生了明显偏转，由小角度倾斜转变为陡立，位移量值也较前一条件显著增大，前缘坡脚部位的位移量达2.92m(图8b)，显然河流侧蚀作用急剧增强，因此，河流侧蚀作用对滑坡影响似乎与河水水位正相关。另一方面，10m河水位条件下，河流侧蚀后仅在滑坡前缘附近约70m范围内变形增大较明显，也就是现在的S313省道附近，滑坡上部变形则未发生明显变化。目前，泄流坡滑坡前缘的白龙江水由于虎家崖水电站引水工程的运营，河水深度不足5m，所以河流侧蚀对泄流坡滑坡的影响更加微弱。与断层活动相比，河流侧蚀对滑坡的影响程度较低，显然不是滑坡产生长期缓慢滑移的主导因素。

图8 滑坡主轴剖面前缘在不同水深条件下的位移云图Fig.8 Sectional contour diagram of the landslide displacement when the river incision occurs with different water level

4 结论

(1)受制于岩土瞬时强度的弹塑性变形不是滑坡长期缓慢滑动的主因，断层破碎带物质的松软流变特性控制滑坡的长期缓慢滑移特征。泄流坡滑坡在管家山农田前缘的陡坎以下部分总体呈推移式的活动模式，滑坡变形管家山农田至后缘垭口一带变形较小。

(2)断层活动加剧滑坡速率和变形量，但是未改变滑坡活动模式。

(3)河流侧蚀作用对滑坡的影响范围在前缘70m范围内较明显，但是对滑坡整体滑移特性影响不大。

(4)斜坡重力和光盖山-迭山断裂的长期活动共同作用造成泄流坡滑坡的长期缓慢滑移，白龙江的侧蚀仅对滑坡前缘变形有加剧作用。

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