巫溪县西溪河北岸高位高危碎屑流滑坡特征与机理研究

2019-04-19乐琪浪孙向东杨秀元李兴虎

水文地质工程地质 2019年2期

李浩，乐琪浪，孙向东，杨秀元，李刚，李兴虎

(中国地质调查局水文地质环境地质调查中心，河北保定 071051)

2017年6月24日，四川省茂县叠溪镇新磨村发生高位高速远程碎屑流滑坡，造成10人遇难，73余人失联[1]，如何防治该类滑坡成为整个地质灾害领域工作者思考的重大问题。最近十年，对于“视线内”的近程滑坡灾害，通过群测群防、专业监测等手段有效避免了大规模伤亡的发生；但针对“视线外”的高位高危远程滑坡，因为隐蔽性强，调查难度大，早期识别以及监测预警等手段不能满足要求，导致特大型高位高速滑坡致死事件呈增长趋势[2-3]。此外三峡库区的暴雨滑坡往往具有高位剪出的特点，滑坡发生后易形成碎屑流，造成更大破坏[4]，因此在三峡库区重点城镇加强此类滑坡的形成机制研究显得尤为重要。

近年来，对于高位高速碎屑流滑坡，很多学者进行了不同程度的研究。许强等[1]认为有利的构造、地形条件及持续的降雨是茂县叠溪滑坡发生的主要原因；肖诗荣等[5]认为滑坡体滑带的峰残强降差是滑坡高速启动的根本原因，高陡边坡蕴藏的高势能及滑带液化是滑坡加速并高速滑动的主要原因；殷跃平等[6]认为特殊的地形地貌与降雨是高速碎屑流滑坡的主要原因；Eisbacher[7]提出了由于运动过程中的能量转换而导致远程滑动；孙萍等[8-9]将东河口滑坡划分为滑坡启动阶段、重力加速阶段、圈闭气垫效应飞行阶段、撞击折返阶段及长距离滑动堆积阶段5个重要动力过程，并认为竖向峰值加速度是引起滑坡岩土体出现“抛掷”现象重要原因；黄润秋等[10-11]认为高初速、碎屑流效应和气垫效应是诱发高速远程滑坡的主要因素；王玉峰等[12]认为碎屑流运动的过程中裹入的气体降低了滑坡体运动的阻力，导致滑坡高速运移；高杨等[13]建立了鸡尾山滑坡的运动地质模型，将运动过程主要分为启程下滑、碰撞铲刮和碎屑堆积3个阶段；刘传正[14]将此类滑坡变形破坏形式表述为“蠕动—拉裂—剪断—滑移—冲出—解体—碎屑流化”的过程。

2017年10月21日凌晨，巫溪县大河乡广安村发生大型高位远程碎屑流滑坡，滑坡总体积达到6×106m3。滑坡体短时间内直接冲至西溪河谷中，形成堰塞湖，由于对滑坡致灾范围估计不足，导致滑坡体前缘未撤离的两户9人死亡。1987年12月30日晚19点，巫溪县下堡镇中阳村占坝青崖发生大型高位高速碎屑流滑坡，滑坡体总体积约9×106m3，滑坡体短时间内直接冲击到对岸斜坡前缘，掩埋占坝、王家屋场两个自然村，造成近30人死亡，还造成滑坡前缘修库坝的近40名施工人员死亡；堆积体阻塞西溪河河道，形成堰塞湖，导致下堡镇部分房屋被河水淹没，直到十年后堰塞湖才被疏通，滑坡造成了重大财产损失和人员伤亡。虽已过去30年，但其形态特征、堆积体、堰塞湖等要素依旧保存完整，为研究这类滑坡提供了难得的基础。短短30年，已经在如此小范围内发生两起高位碎屑流滑坡，加之前期对工作区重要城镇的工作程度较低，同时“灾害地质”理念不足，导致对区域性地质灾害发生发展的规律判断不清，对极端条件下的地质灾害演化发展过程、成灾模式认识不足，难以满足地质灾害以预防为主的要求，因此在研究区开展1∶5万灾害地质调查工作有重要意义。本文在野外实地调查分析基础上，以青崖滑坡为例，对降雨条件下的高位高速碎屑流滑坡形成机制进行探讨，并对滑坡的成灾模式进行了研究。

1 高位远程碎屑流滑坡的特点

图1 巫溪县大河乡—下堡镇滑坡分布图Fig.1 Landslide distribution map near the Dahe Xiabao Town in Wuxi County

根据高位远程碎屑流滑坡活动的时间和空间特征，前人将滑坡分为滑源区、铲刮区和堆积区，运动过程中一般会产生铲刮、气垫、液化和流化等效应，从而导致高速远程滑坡具有规模大、运移速度快、能量大以及危害严重等特点[15]。依据《灾害地质调查规范》(征求意见稿)，利用遥感、钻探等手段开展大河乡—下堡镇的地质灾害范围、规模、特征等内容的调查，发现沿西溪河北岸发育一系列高位高危远程碎屑流滑坡(图1)，主要滑有广安村滑坡、青崖滑坡、香树坪滑坡、龙王坡滑坡等。据表1统计的滑坡主要特征，此类滑坡主要表现以下几方面的特点：

(1)规模大

三峡库区范围内曾发育新滩滑坡、千将坪滑坡等，区内发育的此类滑坡都表现出规模大的特点，通常体积可达数百万立方米，甚至可达上千万立方米。

(2)滑动距离远

据表1统计的典型滑坡最大滑动距离，可见多数滑坡最大滑距可达1～2 km，茂县叠溪滑坡最大滑动距离达到2 600 m。目前已知运动距离最大的滑坡是发生于30万年前的美国Mount Shasta滑坡碎屑流，它在近乎水平的地面上运动了约43 km[16]。

(3)高差大、运移速度快

通常，从定义角度，高位高速碎屑流滑坡具有高差大的特点。从降雨诱发的这些滑坡看出，滑坡前后缘高差多在500 m以上，甚至有的滑坡达2 000 m以上。由于具备较大的垂直落差和高势能，滑坡在启动阶段往往能获得较大的速度，加之滑坡发生的地段地形陡峭，前缘剪出口多位于峡谷较开阔地带，导致滑坡体运移中不断加速，甚至最后部分滑体形成抛射堆积。

表1 研究区与其他地区高位碎屑流滑坡特征表Table 1 Characteristics of high-location debris flow landslide in the study area and other areas

(4)隐蔽性强、威胁大

高位高速碎屑流滑坡的后缘多位于陡峭山体的中上部，很少有人居住，地质灾害调查人员也难以达到，无法通过传统技术手段察觉滑坡的变形迹象，因此滑坡具有很强的隐蔽性。此类滑坡运移远，影响范围大，加上强隐蔽性造成的防范意识不强，一旦发生，就会造成重大的人员伤亡，具有很强的威胁性。

青崖滑坡特点比较典型，本论文重点以青崖滑坡为例开展研究。

2 研究区环境地质条件及滑区地层

2.1 地形地貌

在区域上，巫溪县位于三峡库区奉节—巫山段北部，渝东北盆缘山区。挽近时期以来，地壳强烈抬升，区内地层受切割强烈，高陡边坡发育，表现为以中高山峡谷为主的地貌特点。区内地形起伏大，最高海拔2 796.8 m，最低海拔为大宁河侵蚀基准面，海拔139.4 m，斜坡一般相对高差在1 000 m左右。从地形上看，峡谷两侧的高陡边坡极易失稳，为滑坡高速启动创造了动能条件，峡谷前缘的开阔地形为滑坡的远程运动提供了空间条件。

2.2 滑区地层岩性

青崖滑坡区出露地层主要为志留系—二叠系(表2)。铲刮区及抛射堆积区发育志留系罗惹坪组(S1lr)、纱帽组(S2s)地层，主要为粉砂岩、泥质粉砂岩、泥质页岩，是一套陆源碎屑岩，发育波状层理；该套地层易风化、遇水易崩解；受褶皱构造作用影响，地层产状变化大，岩体中可见2～4组节理裂隙，岩体十分破碎。据下堡镇斜坡钻孔资料揭示，西溪河阳坡风化层厚10～80 m，主要为碎石土、砾石土，为滑坡铲刮区提供了充分的碎屑物源。

滑源区主要出露二叠系地层，岩性为灰岩、白云质灰岩、炭质灰岩、炭质页岩，其中在底部梁山组(P2l)发育一套炭质页岩和铝质黏土岩，较软弱。滑源区上部地层产状变化不大，倾向近北，倾角20°～35°，与斜坡坡向构成反向坡。岩体中主要发育2～3组节理裂隙，受结构面控制，上部灰岩被分割成大小不同的岩体、岩块，特别是顺坡向的多组节理裂隙，控制了滑坡滑动面的发育。中上部的二叠系地层是滑坡体主要的物质来源。

表2 青崖滑坡地层表Table 2 Strata of the Qingya landslide

2.3 地质构造

大巴山构造带位于四川盆地的东北缘，以城口—房县断裂带为界，北为大巴山逆冲构造带，南为大巴山前陆构造带，呈弧型展布[20]。巫溪县位于南大巴山陆缘褶皱冲断带—红池坝隆褶带的过渡地带，城口—房县断裂以南，区内发育一系列平行相间的褶皱构造，构造轴迹线走向近NW280°，以发育复式褶皱为主，次为隔槽式褶皱，断裂构造不发育。在滑坡区主要发育有下堡背斜、荆竹坝向斜(图2)，褶皱构造改变了岩石的应力状态，导致岩体挤压破碎、构造节理裂隙发育，特别在背斜核部或坡体顶部，节理、裂隙等破碎结构面和软弱层发育，岩层整体性差，斜坡陡峭，加之风化作用和降雨等外动力作用影响，岩体极易失稳，成为高速碎屑流滑坡形成的重要因素。

图2 研究区构造纲要图Fig.2 Structural outline map of the study area

2.4 气象条件

研究区属于湿润亚热带暖湿季风气候区，地势高差悬殊，垂直气候分带明显，海拔800 m以下属亚热带，800～1 300 m为暖湿带，1 300～2 300 m为温带，2 300 m以上则为寒温带。研究区地处大巴山暴雨中心，年降水量充沛，随地形的不同，年平均降水量有较大差异，其主要特点是随海拔的增加，降水量同步增长，低山河谷区年均降水量1 057.6 mm；中低山区年均降水量为1 349.3 mm；而中山区年均降水量一般为1 875.3 mm，这样的降水特点导致斜坡顶部受雨水侵蚀更严重，雨水的径流导致斜坡中下部岩土体长期处于孔隙水饱和状态，为发育高位高速滑坡提供了条件。此外巫溪县的降雨特点还表现为夏季以暴雨为主，秋冬季节主要以长时间连绵阴雨为主。

3 青崖滑坡特征

青崖滑坡位于西溪河北岸阳坡，平面上呈近舌型(图3)，剖面上呈近直线型(图4)，主滑方向185°。滑坡区地形上陡下缓，斜坡整体呈凸形，坡度约40°，滑坡后缘与前缘西溪河谷垂直高差近640 m。滑坡整体长近1 200 m，滑源区长400 m；整体平均宽500 m，滑源区宽300 m；平均厚度80 m，总方量约为9×106m3，属于大型滑坡。

图3 青崖滑坡平面图Fig.3 Plane map of the Qingya landslide

滑坡体物质主要为二叠系中统的灰岩、炭质灰岩和志留系粉砂岩、泥质粉砂岩、石英砂岩。滑坡堆积体呈近扇形堆积，滑坡堆积体宽500 m，长500 m，平均厚25 m，堆积体方量5×106m3。堆积体发育一级平台，位于滑坡体中下部，长约50 m，宽400 m。滑动面在滑体上部沿灰岩节理裂隙面发育，中下部主要沿砂岩泥岩的破碎带及软弱面发育，在空间上表现为近弧形的特点。滑床为风化程度弱、较为坚硬的石英砂岩、砂岩。

图4 青崖滑坡剖面图Fig.4 Profile of the Qingya landslide

3.1 滑源区

滑源区(图5)位于滑坡体斜坡顶部，滑坡后缘高程1 020 m，滑源区底部高程650 m，整体落差370 m，地形坡度50°～80°。滑坡未形成前，滑坡后壁近直立，临空面发育。滑坡体物质主要为二叠系炭质灰岩、炭质页岩，厚层-块状层燧石灰岩、白云质灰岩，地层产状有变化，上部产状为347°∠29°，下部产状为350°∠26°，整体与斜坡呈反向，构造节理裂隙发育，发育一组顺坡向节理裂隙。结构面的控制导致岩体特别破碎，极易在外力作用下发生失稳。滑坡发生后，在滑坡后壁可见发育的岩溶通道裂隙水及坡体地表水，据调查，顶部灰岩岩溶裂隙水常年不断，这也证明滑坡后缘长期受雨水侵蚀形成了贯通面，同时在降雨作用下，滑源区岩体最终孔隙水饱和并转化成碎屑流。滑坡后缘的高程及临空面发育导致滑坡开始经历高位崩滑—高速启动的运动阶段。

3.2 铲刮区

滑坡铲刮区位于斜坡体中上部，坡度近50°,高程500～650 m，地层主要为志留系罗惹坪组(S1lr)粉砂岩、泥质粉砂岩。该岩层风化程度较高，力学性质较差，在风化和外力作用下极易发生崩解，为研究区内主要易滑地层。滑坡在高位启动后在上部形成剪出口，高速运动到斜坡中部后，产生巨大能量，与中部的志留系砂质泥岩碰撞后形成宽度约200～400 m，长度约300 m的铲刮区。铲刮区地形坡度30°～40°，受结构面控制及志留系粉砂质泥岩的控制，上部的灰岩体与下部砂岩碰撞后直接解体破碎，发育大型的近直线的铲刮面(图5)，铲刮面呈直线型，并形成部分碎石堆积。

图5 青崖滑坡lidar影像图Fig.5 Lidar image of the Qingya landslide

3.3 抛射堆积区

抛射堆积区位于滑坡中下部，高程380～500 m，整体坡度25°～30°。滑坡经历高速铲刮之后，由于前缘有临空面的存在，从上而下形成的灰岩、页岩、砂岩碎屑在斜坡前缘剪出口按照原运动轨迹继续前行，故形成抛射堆积的特点。据当地百姓回忆，滑坡发生时空气中布满大量泥沙，这可能是滑坡形成超强气浪导致。整体而言，前缘堆积体以碎屑为主，碎屑粒径变化较大，磨圆及胶结程度差。目前斜坡前缘有溜滑现象，部分区域有再次滑动的可能。

4 青崖滑坡形成机制

4.1 主要诱发因素

首先，有利的地形地貌条件是青崖滑坡发生的必要条件。滑坡源区相对海拔很高，地形坡度大，滑坡后缘为近直立的陡崖。滑坡体具备了很大的势能，近640 m的落差是高位高速滑动的关键因素，滑坡前缘坡度突然减缓为滑坡抛射堆积提供运动学条件。由于具有很高的势能，滑体在运动中高速碰撞解体，并在滑坡体中部高速铲刮。高陡的地形决定了滑坡的高位崩滑—高速启动—碰撞解体—高速铲刮—抛射堆积的运动模式。

其次，特殊的构造条件为滑坡的孕育起到潜移默化作用。在下堡背斜褶皱构造挤压变形下，滑体附近即斜坡后缘岩体变得破碎，发育多组构造节理裂隙面，其中顺坡向节理倾向多为150°～220°，倾角40°～88°，节理面张开多在2～10 cm(图6)，而且延展距离较长。褶皱构造节理面和地层层面共同组成的结构面，导致斜坡岩体碎裂，完整程度差，整体强度较低，稳定性也较差，其中顺坡向的优势节理面构成滑坡滑动面。高密度的节理裂隙也加速了岩体的风化，使上部岩体产生较厚的风化带，雨水的侵入使岩体长期处于孔隙水饱和状态，导致斜坡原本就处于蠕滑变形的状态。

最后，上硬下软的二元斜坡结构是坡体失稳的重要地质因素。从地层上来讲，斜坡中下部地层为志留系纱帽组与罗惹坪组的黏土质粉砂岩、粉砂岩，风化程度高，岩性较软，易在雨水作用下发生崩解；特别是志留系的泥、页岩层，为斜坡局部发生变形破坏的主要因素，也是区域的易滑地层。斜坡上部的二叠系灰岩、白云质灰岩虽多为碎裂结构，但整体还较为坚硬，其抗压强度、抗剪强度均比粉砂岩、黏土质粉砂岩大(表3)。在上部岩体挤压应力条件下，泥页岩软弱夹层产生蠕滑变形，导致上部岩体二次变形破坏，也成为应力集中带，在上部岩体崩滑后导致斜坡整体失稳滑动。在这种二元斜坡结构条件下，特别是软弱夹层的存在，使斜坡在受顶部岩体重力挤压作用下，长期处于缓慢变形的状态，下部的失稳导致上部岩体发育拉张裂缝，最终形成贯通面，加速了滑坡的发育。

图6 滑坡侧壁岩体结构面图Fig.6 Image of the structural rock body

4.2 直接影响因素

为了解滑坡发生时的情景，调查期间走访多名老乡。据多人回忆，在滑坡发生前，巫溪县下堡镇下了近10天的连绵小雨。与汛期暴雨相比，这种冬季短瞬时降水量不大，但是持续时间较长。它的最大特点是地表径流少，而是直接缓慢地渗入坡体当中，成为触发这起滑坡灾害的主要因素。首先降雨顺着斜坡上部岩石表层的构造裂隙渗入，最终汇入到已形成的裂隙贯通面中，增强了对岩体的冲刷力，同时降低了岩体的抗压强度与抗剪强度，导致原本可能处于蠕滑期的岩体更易失稳。其次，在斜坡中下部，上部岩体的径流排泄与大气降雨间接或直接渗入坡体，导致中下部强风化的黏土质粉砂岩、粉砂岩处于高度孔隙水饱和状态。据表3，在饱和状态下，各种岩体的抗压强度存在不同程度的下降，志留系粉砂岩抗压强度下降幅度为21.9%～23.4%，黏土质粉砂岩的抗压强度下降幅度为19.4%～20.7%，同时长期的降雨也降低了斜坡岩土体的内摩擦角和抗剪强度，导致斜坡的软弱带极易发生失稳。

长期的降雨诱发了斜坡顶部岩体崩滑解体；在上覆岩体碎屑的高速撞击及高速铲刮作用下，斜坡中下部砂岩瞬间转化成碎屑流，降低了滑坡体的运动阻力，导致滑坡可以以高速的运动方式抛射堆积。

表3 西溪河北岸不同岩体物理力学参数Table 3 Physical and mechanical parameters of different rock masses on the northern bank of Xixi River

4.3 滑坡的成灾模式

在研究区内，此类高速高位碎屑流滑坡表现出相类似的成灾模式(图7)。

首先原始斜坡体高差大，坡度陡，形成的风化层厚度大，纵向冲沟发育，无明显的变形现象。在降雨、人工开挖条件下，斜坡局部发生应力集中，地面偶见拉裂、局部下挫，导致上部岩体产生卸荷裂隙，特别是在滑坡中后缘的软弱岩体，产生挤压破碎带。在持续的重力作用及蠕滑变形作用下，后缘坡顶硬岩开始发育拉张裂缝，后期长期降雨灌入，裂缝逐渐扩大，斜坡整体处于欠稳定状态。在临界降雨条件下，降雨使斜坡岩体内部孔隙水饱和，部分区域甚至丧失抗剪强度变成碎屑流，雨水促使滑坡后缘拉裂缝、岩体软弱结构面形成完成滑动面，最后发生滑坡。滑坡启动前，坡体后缘有明显崩塌滚石，滑坡迅速启动，后缘持续崩滑，整体大规模滑移堆积，形成滑坡灾害。

图7 滑坡成灾模式图Fig.7 Map of the landslide pattern

5 讨论与结论

5.1 讨论

科学防治地质灾害，要从地质环境历史、现状和未来全面考虑问题，逐步建立地质灾害防治文化是正确的选择[21]。对于三峡库区渝东北山区，重庆市地方政府对于近程滑坡的“四重”网格化监测预警体系取得了一定成效，但对于论文中提到的高位高危滑坡，由于早期识别难度大以及传统调查方的缺陷，目前还存在较大隐患。作者参与中国地质调查局灾害地质调查二级项目，深感对于此类滑坡应加强新监测技术的应用，如InSAR、Lidar等遥感技术，提高早期识别及排查能力，为地方政府的地质灾害防灾减灾提供技术支撑。此外，应进一步加强山区地质灾害科普工作，提高群众及地质灾害群测群防员对此类滑坡的认识，及时发现滑坡隐情，避免造成更大的损失。