第三系缓倾角红层滑坡基本特征及形成机制研究

李 畅，任光明，韩爱果，李惠民

(成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 四川 成都 610059)

第三系缓倾角红层滑坡基本特征及形成机制研究

李 畅，任光明，韩爱果，李惠民

(成都理工大学 地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室, 四川 成都 610059)

由于第三系红层中滑坡灾害频发，对该类发育于弱胶结地层中的滑坡进行系统研究不仅有利于滑坡的早期识别而且对其防治措施的设计具有指导意义。以第三系地层中发育的一缓倾角红层滑坡为研究对象，通过现场调查对滑坡区地质环境条件与滑坡基本特征进行了总结归纳，并定性分析了其形成机制。结果表明：该滑坡为典型的推移式降雨诱发型顺层岩质滑坡；顺坡向、缓倾角的地质结构以及软硬相间的岩性组合是滑坡发生的地质条件；河流的侵蚀是滑坡产生的外部动力；强降雨是导致滑坡产生的直接诱发因素。

第三系地层；缓倾角红层滑坡；基本特征；形成机制

红层是指中生代以来的湖相、河流相、河湖交替相或山麓洪积相等形成的外观以红色为主的陆相碎屑岩沉积地层，主要为砂岩、泥岩、页岩及砂岩、泥岩与页岩互层等软硬相间的层状岩体，大量分布于我国的甘肃、四川与云南等省份[1-2]。

红层地区地质灾害频发，严重影响人类生命财产安全，而滑坡灾害就是其中之一。针对红层岩质滑坡，大量学者通常按照岩层倾角将其划分为两类[3-4]：一类是岩层倾角近水平的平推式滑坡(3°～5°)，其以天台乡滑坡[5]、南江县兴马中学滑坡[6]、垮梁子滑坡[7]等为代表；另一类则是缓倾角滑坡(10°～30°)，该类滑坡以千将坪滑坡[8]、杉树槽滑坡[9]、Vaiont滑坡[10]等为代表。对于第三系红层滑坡研究方面，吴其伟等[11]从工程地质条件、变形特征、形成机制等多方面对查纳滑坡进行了详细的叙述。王士天等[12]通过现场调查总结了洒勒山滑坡的基本特征，并对其形成机制进行了探讨。刘世雄[13]通过物理力学试验与物理模拟试验对龙穆尔沟滑坡的失稳机理进行了研究。

综上所述，已有学者对红层滑坡开展了大量的研究工作，但对于第三系缓倾角红层滑坡的研究鲜见报道。本文以一发育于第三系地层中的缓倾角红层岩质滑坡为研究对象，在总结归纳了滑坡区地质环境条件、滑坡基本特征的基础上，通过现场勘察对滑坡的形成机制进行了分析探讨，以期为第三系缓倾角红层滑坡的研究提供参考。

1 滑坡区地质环境条件

滑坡区山体属于单斜构造，为构造侵蚀的低山丘陵地貌类型，地势东高西低，坡面倾向北西，坡度为19°～33°。滑坡区以古近系名山组地层(E1-2m)为主，岩性组合为粉砂岩夹粉砂质泥岩、泥岩，岩层产状为：N6°～15°E/NW∠21°～26°，岩层延伸较稳定，倾角略小于坡角。滑坡位于峨眉山地区牛背山背斜的NE翼，滑坡区内无大规模的活动性断裂发育。滑坡区内除岩层层面外另发育两组优势结构面：第一组为陡倾节理J1，产状为N3°E/NW∠78°；第二组为中陡节理J2，产状为N78°E/SE∠51°，连通性较好。

2 滑坡基本特征

2.1 滑坡形态与规模

滑坡区斜坡为软硬相间的层状岩体组成的顺向坡，故该滑坡为顺层岩质滑坡，滑坡平面形态呈“马蹄形”(见图1)。滑坡前缘高程为453 m，宽约300 m，后缘高程为565 m，宽约460 m，滑坡纵向长约270 m。根据钻探资料显示，滑坡堆积体于前缘分布较厚，中后部相对较薄。滑坡堆积体平均厚度约为10 m，面积约0.057 km2，滑体方量约5.7×105m3，属中型滑坡，主滑方向为N80°W。通过现场调查，可将滑坡划分为滑源区(Ⅰ区)与堆积区(Ⅱ区)。

图1 滑坡工程地质图

2.2 滑坡边界特征

滑坡上游侧以冲沟为界，冲沟两侧岩体的完整程度明显不同。冲沟右侧为滑体物质，岩体结构较破碎，完整性差，以块碎石为主；而冲沟左侧为名山组地层的完整基岩，具有典型的层状结构，岩层延续性较好。滑坡下游边界为陡倾的陡坎，走向约70°，与节理组J2的性质一致，因此，滑坡的下游侧边界为滑坡顺J2节理组走向滑动，表现出剪切运动的特性。由于滑坡区为单斜构造，同时该滑坡为整体顺层滑动，因此滑坡的后缘则以滑坡滑动后形成的山脊为界，平面上随山体的走势呈弧形展布。滑坡前缘则以龙门硐河右岸河床为界，平面上也随龙门硐河呈弧形展布。

2.3 滑面(带)及滑床特征

通过现场调查结合钻探手段认为该滑坡滑带土为岩层中的泥岩遇水软化后形成的泥化夹层，砖红色，饱水，呈软塑状，厚度较薄仅几厘米。滑动面(带)产状受基岩层面控制，纵剖面上表现为中后部缓倾、前缘较平直的两段折线形(见图2)。滑动面的埋深具有后浅前深的特征，后部埋深2 m～11 m，前缘埋深13 m～18 m。滑动面上发育擦痕，其滑移方向与主滑方向一致，受岩层倾向控制，为N80°W(见图3)。下部滑床基岩为较完整的名山组粉砂岩夹粉砂质泥岩、泥岩，表现出明显的层状结构。

图2 滑坡B-B’剖面图

图3 滑带土及擦痕

2.4 滑体特征

根据地形地貌、岩体结构以及滑体的变形破坏特征等又可将滑坡堆积区(Ⅱ区)划分为上游侧的块碎石稳定区(Ⅱ-1区)与下游侧的“假基岩”蠕滑区(Ⅱ-2区)，如图1所示。

Ⅱ-1区滑体堆积于龙门硐河右岸Ⅰ级阶地之上，呈长条状展布于滑坡的上游侧，地形起伏明显，沟槽发育。滑体物质以块碎石为主，结构较破碎，完整性较差，多呈块状、次块状结构，但该区滑体未遭受到龙门硐河的侵蚀，人类工程活动对其影响较小，无明显的变形破坏迹象，故稳定性较好。

Ⅱ-2区为主要堆积区，滑体呈扇状展布于滑坡的中下游侧，地形呈中后缘顺坡、前缘反翘的靠椅状(见图2)。该区滑体物质主要为保留有原岩层序的“假基岩”，仅表层覆盖有一层第四系松散物质。钻探揭示该区中后部滑体完整性较好，呈层状结构，RQD值大多在80%以上；前缘滑体完整性较差，虽保留层状结构，但层间岩体较破碎，呈层状碎裂结构(见图4)。同时，该区前缘长期遭受龙门硐河的侵蚀，受到人类工程活动的影响也较强烈，滑体存在明显的蠕滑变形破坏迹象，主要表现为滑体前缘的局部滑塌以及排水沟渠的错断。

图4 层状碎裂结构滑体

3 滑坡形成机制分析

3.1 滑坡诱发因素

诱发滑坡产生的因素众多，主要包括地形地貌、地层岩性、地质构造等内部因素以及风化、地震、水的作用、人类活动等外部因素[14-16]。而影响该滑坡稳定性的主要因素包括以下几个方面。

(1) 地质岩性。滑坡主要由第三系名山组地层的粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩等组成，仅表部有薄层的第四系松散堆积物，属于软硬相间的层状岩体。滑坡区岩层倾向与坡面倾向一致，且岩层倾角为21°～26°，属于易滑倾角范围[17]。组成斜坡的主要岩层层理发育，尤其是夹层泥岩，层面平直、强度较低、摩阻力较小，容易产生滑动。同时，夹层泥岩渗透性较小，为相对隔水层，降雨入渗后便沿泥岩的层面排泄，当排泄不及时或排泄不畅时，便在层面滞留，导致地下水位抬升。在周围岩层的应力作用与地下水长期浸泡的影响下，泥岩夹层逐渐软化甚至泥化，其物理力学性质显著降低，原生软岩逐渐演化为滑带。因此，顺坡向、缓倾角的地质结构以及软硬相间的岩性组合是滑坡发生的地质条件。

(2) 河流侵蚀。龙门硐河从滑坡的坡脚通过。龙门硐河是一条具有一定规模的河流，河水四季流淌。在雨季，龙门硐河流量增大，河流对两岸的侵蚀作用也相应增强。同时滑坡位于龙门硐河凹岸，龙门硐河对斜坡坡脚的侵蚀作用也更加显著，在滑坡区内切割较深，而J1节理组则在河水的侵蚀作用下于斜坡前缘形成陡倾的临空面，为滑坡的产生提供了空间条件。因此河流的侵蚀是滑坡形成的主要外部动力。

(3) 降雨。强降雨是滑坡产生的主要诱发因素。大量降雨穿过地表的松散堆积物，透过渗透性较好的岩层在滑带区富集，其从以下两个方面对斜坡稳定性产生不利的影响：① 大量降雨入渗到地下，不能及时地排泄或排泄不畅，使得斜坡岩土体充分饱水，增加了滑坡的下滑力。同时，由于地下水的富集导致滑面处孔隙水压力增大，降低了滑面的抗滑力。因此，地下水的动、静水压力对滑坡稳定性的影响程度发挥了最大作用。② 大量降雨沿斜坡节理裂隙入渗到地下，沿泥岩层面运移，不断浸泡软化或泥化泥岩，使得滑带由非饱和状态变为饱和状态，基质吸力丧失，泥岩的抗剪强度大幅降低[18]。

3.2 滑坡形成机制

该滑坡为一顺层岩质滑坡，滑坡主体为粉砂岩、粉砂质泥岩夹薄层泥岩，仅表层覆盖薄层第四系松散物质，岩性相对脆弱，具有易滑的地层岩性以及软硬相间的岩性组合结构。在长期地质营力的作用下，岩层中的泥岩经历了由原生软岩到滑带的演化过程[19]，泥化夹层的物理力学性质逐渐降低，最终形成滑带。与此同时，在龙门硐河的侵蚀作用下，滑坡前缘的临空面不断扩大、不断加深，潜在滑移面逐渐被揭露。再者，随着河流的侵蚀，斜坡中的应力状态也在不断地发生调整，在与充填于裂缝中雨水产生楔裂扩张力[20]的综合作用下，斜坡中的节理、裂隙逐渐张开、延伸与贯通，从而形成了滑坡的边界。

在不利的地质结构与软硬相间的岩性组合条件下，再加之龙门硐河的侵蚀作用，使得该滑坡基本处于极限平衡状态。在滑坡的临滑阶段，斜坡中的节理裂隙已经完全贯通，滑带已完全泥化，抗剪强度也急剧下降[21]。在强降雨的影响下，雨水沿坡体裂隙入渗，坡体中地下水位抬升，滑带部位的孔隙水压力升高，使得抗滑力减小，同时由于滑体饱水，下滑力增大，滑坡的极限平衡状态被打破，滑面贯通，滑坡迅速启动下滑。

4 结 论

综合现场调查与钻探等研究工作，得到如下结论：

(1) 该滑坡为一发育于红层地区缓倾角岩层的推移式降雨诱发型顺层岩质滑坡；滑动面为泥岩层面，滑带为岩层中泥岩遇水软化后形成的泥化夹层，滑动方向为N80°W。

(2) 上游侧滑体地形起伏，沟槽发育，主要为块碎石、黏土等，呈块状、次块状结构；中下游侧滑体地形呈靠椅状，物质组成主要为保留有原岩层序的“假基岩”，但前缘滑体结构较破碎、完整性较差，呈层状碎裂结构，中后部滑体完整性较好，呈层状结构。

(3) 顺坡向、缓倾角的地质结构以及软硬相间的岩性组合是滑坡发生的地质条件；河流的侵蚀作用是滑坡产生的外部动力；强降雨是导致滑坡形成的直接诱导因素。

(4) 强降雨软化滑带，降低其抗剪强度，同时滑带处产生高的孔隙水压力均降低了滑带的抗滑力，而滑体饱水增加了下滑力，滑体处于临滑阶段的极限平衡状态被打破，滑面贯通，滑坡下滑。

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Characteristics and Formation Mechanism of the Slow-inclination Red Layer Landslide in Tertiary Stratum

LI Chang, REN Guangming, HAN Aiguo, LI Huimin

(StateKeyLaboratoryofGeohazardPreventionandGeoenvironmentProtection,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu,Sichuan610059,China)

Due to the frequent occurrence of landslide disasters in the tertiary red layer, systematic research on the landslides developed in the weak cemented stratum is not only beneficial to the early identification of landslides, but also have a guiding significance for the design of its control measures. A slow-inclination red layer landslide developed in tertiary stratum is studied in this paper. Through the field investigation, the geo-environment conditions and the basic characteristics of the landslide are summarized, and the formation mechanism is analyzed qualitatively. The results showed that it is a typical precipitation type of bedding rock landslide. The slow inclination geological structure along the slope direction and the soft-hard litholotic combination are the geological conditions of the landslide. The erosion of Longmendong River is the external force of the landslide. Heavy rainfall is the direct cause of the landslide.

tertiary stratum; slow-inclination red layer landslide; characteristics; formation mechanism

10.3969/j.issn.1672-1144.2017.04.021

2017-03-10

2017-04-17

李 畅(1994—)，男，四川南充人，硕士研究生，研究方向为岩土体稳定性及工程环境效应。 E-mail：2578583735@qq.com

P642.22

A

1672—1144(2017)04—0112—05