川南红层区黄子树滑坡形成过程与运动特征

王家柱，葛 华，高延超，徐 伟，白永健，刘立勋

(1.中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081； 2.四川省地矿局207地质队，四川 乐山 614000)

0 引言

红层在我国西南、西北地区广泛分布，由于其特殊的工程地质性质，红层往往成为区域内的典型的易滑地层[1]。四川境内的红层形成于中新生代漫长的地质历史时期，期间经历了三叠纪、侏罗纪、白垩纪和第三纪，主要集中在盆地内及盆地边缘区域，可划分为盆中区、盆东区、盆北西南区以及攀西地区四大红层区[2]。其中，盆中区红层以侏罗系地层为主，基本为近水平岩层，典型滑坡如冯店垮梁子滑坡[3]。盆东区红层主要为侏罗系与三叠系呈条带状交替分布，该区滑坡灾害发育，典型滑坡如宣汉县天台乡滑坡[4]、冯店垮梁子滑坡[5]、达县青宁乡滑坡[6]；攀西地区红层主要为白垩系和侏罗系地层，该区构造作用强烈，产状多变，岩体破碎，滑坡灾害数量众多；盆北西南地区，褶皱强烈，断裂发育，岩体破碎，加之地形条件差，使红层软岩的工程地质条件更为复杂。

针对红层滑坡形成演化与运动过程，许多专家、学者开展了大量研究工作。李保雄等[7]认为西北地区红层软岩滑坡变形机制与均质体相似，滑坡一般经历蠕动变形、滑动、失稳剧滑和固结压密4 个阶段；吴红刚等[8]以龙穆尔沟DH6滑坡为例，将青海高原红层滑坡的变形过程归纳为河谷下切、卸荷松弛、岩土强度衰减、水体作用、强度进一步衰减、最终整体滑移6个阶段；刘义等[9]通过野外调查，利用Geo-Studio和FLAC3D软件模拟，认为西宁盆地红层滑坡中，顺层软弱夹层和水的存在是滑坡形成的决定性因素；程强等[10]通过对四川盆地近水平红层公路建设中路堑边坡开挖病害的调查分析，认为近水平红层边坡变形破坏主要经历开挖卸荷变形、陡倾节理发展扩大和变形破坏三个阶段；易靖松等[11]、许强等[12]、范宣梅等[13]，将近水平红层滑坡破坏模式总结为平推式滑坡，并提出了此类滑坡的滑动判据，唐然等[14]在此基础上，利用地质力学模型和物理模拟，推导了四川红层区平推式滑坡运动距离的理论计算公式，并将其应用于狮子山滑坡，取得了较好的效果；张涛等[15]通过对川东红层区典型滑坡案例的调查研究，总结提出了川东缓倾顺层岩质滑坡的变形演化阶段划分理论，并提出不同演化阶段的识别标志特征；张群等[16]利用物理模拟，对南江县缓倾红层土质滑坡成因机制进行系统研究，认为界面效应是导致滑坡沿基覆界面这一“光面”顺层滑动的主要原因。

然而川南红层区的滑坡研究较少，对滑坡形成演化过程以及运动特征认识不足，本文以位于川南地区的黄子树滑坡为例，通过现场地质调查、钻孔勘探，查明了滑坡的发育特征，并利用二维离散元软件UDEC进行数值模拟，分析滑坡变形破坏过程及其运动特征，为红层滑坡隐患早期识别和灾害治理提供一定的参考价值。

1 滑坡发育特征

黄子树滑坡位于川南红层区马边县，马边向斜与五指山背斜之间的单斜构造区，第四纪以来，在喜山期新构造运动的作用下，区域整体处于隆升中，地表水下切和溯源侵蚀强烈。

滑坡平面上呈舌形，堆积体斜长415～425 m，横宽265～305 m，滑体厚度3.0～38.6 m，体积约2.864×106m3，主滑方向253°，为一大型缓倾顺层岩质滑坡(图1)。滑坡后缘为坡度30°～37°的陡坡，前缘以白岩沟沟道为界，沟道斜坡为高差11～23 m陡坎(图2a)，节理裂隙非常发育，前缘泥岩挤压变形强烈，层理倾向与对岸倾向相反(图2b)。滑坡左边界为一岩质陡崖，高差15～20 m不等，植被发育差。右侧以自然冲沟为界，沟道平均坡降23°左右。

图1 黄子树滑坡工程地质平面图Fig.1 Engineering geologic plan of HZS Landslide

图2 黄子树滑坡发育特征图Fig.2 Development characteristics of HZS Landslide

此外，滑坡右前缘沟谷对岸与平台高度一致处发育有3～4 m的卵石层覆盖于基岩面上(图2c)，可以推测该滑坡在滑动过程中，主体保留了原岩层理结构，前缘延伸至沟谷内受到阻滑挤压，并堵塞沟道而形成的卵石层。

根据勘察钻孔揭示，滑坡在剖面上呈陡-缓-陡发育(图3)，滑体物质主要为崩坡积块石土，是古滑坡体在风化剥蚀、降雨冲刷作用下二次搬运的产物，滑体中后部厚约3～4.1 m，中前部陡坡区约1.2 m。前缘ZK01钻孔附近，发育有轻度解体的暗紫红色碎裂岩体，基本保留原岩层理，节理裂隙较基岩更发育，厚度上呈上薄下厚的锥形。其下滑带土呈上厚下薄的特点，主要为砂岩和泥岩碎石，ZK03钻孔揭露了一段厚约10 cm钙质泥岩碎石土。

图3 滑坡工程地质剖面图Fig.3 Engineering geologic profile of HZS Landslide

目前，滑坡体复活变形迹象明显，主要发育有5条拉张裂缝(图4)。L1裂缝发育于滑坡后缘，延伸方向150°～320°，宽度约0.7～1.4 m，深约0.6～1.0 m，延伸长度约85 m，据采访调查，20世纪70年代初，裂缝深度大致有一人高度，之后逐渐被充填。L2裂缝发育在钻孔ZK01附近，走向北西，宽度在1～6 cm，裂缝宽度和数量均逐年增加。L3和L4裂缝发育于滑坡中后部左侧，延伸方向近南北向，宽约0.5～1 cm，裂缝宽度正逐年增加。L5裂缝发育于滑坡后缘右侧，走向北西，平行发育数条，造成坡体上房屋严重拉裂。

图4 典型裂缝发育特征图Fig.4 The map of typical fracture development

2 滑坡形成机制

2.1 滑坡控滑因素

滑坡区基岩岩性主要为砂岩、粉砂岩和砂质泥岩的不等厚互层地层，钻孔揭露的滑坡堆积碎裂岩体中泥岩类岩芯完整程度低，多呈饼状、块状，而砂岩类岩芯完整程度较高，多呈柱状，说明二者力学性质差异很大。

已有研究表明，单一砂岩构成的岩体，一般稳定性较好，造成滑坡与岩层内软弱夹层有关，为查明滑坡岩性组合关系和剪切破坏层岩性，在滑坡区对岸测绘了一条简短剖面，剖面以滑坡区下伏厚大砂岩为标志层，因相距滑坡区仅几十米，可直接对比，其岩性组合见图5(a)。在深度约20～25 m处，出露了含钙质结核砂质泥岩(④层)，这与滑坡体平均厚度23.58 m基本一致。同时在对滑坡体后缘陡坎的调查发现，陡坎出露基岩，岩性同样为含钙质结核粉砂质泥岩(图5(b))，再与前缘ZK3钻孔揭露的滑带比对(图5(c))，基本可以确定滑带是由深度约20～25 m处的泥岩夹层组成。

降雨是边坡失稳的主要因素之一，降雨对斜坡的影响作用主要体现在两个方面，其一是降雨入渗降低了岩体的强度，特别是对遇水易软化的岩体和含有软弱夹层的岩体，其二是降雨入渗形成的渗流场在岩体中形成水压力，特别是裂隙发育的岩体内形成的静水压力和动水压力。

图5 滑坡岩性特征图Fig.5 The lithology characteristic of HZS landslide

根据马边县气象站资料，马边县多年月平均降雨量最小6.1 mm，最大486.1 mm，降雨时间分布不均匀，每年4～10月降雨量占全年的90.3%，区内最大日降雨量为205.2 mm(1960年7月20日)，三日最大降水量为225.0 mm(1960年7月19—21日)，最大1小时降雨量达67.6 mm(1972年和1982年)，最大10分钟雨量达25.0 mm(1972年和1982年)。短时强降雨形成的地表径流，会迅速渗入到坡体内，软化泥岩夹层，极大的降低岩土体的黏聚力和抗剪强度，加速坡体的变形破坏。

综上所述，当滑坡体前缘河流下切切穿砂岩层以后，上覆岩层便沿软弱的泥岩夹层向临空方向发生缓慢剪切滑移，岩体的完整性受到破坏，同时也为大气降水和地下水的入渗提供了良好的通道，坡体的稳定性不断降低。在短时强降雨或地震作用下，当某一时刻岩体内剪切力大于了前缘岩体的抗剪强度，坡体便沿泥岩夹层快速下滑，形成滑移-拉裂式滑坡。

2.2 滑坡形成过程

综合调查结果，可将黄子树滑坡形成过程分为原始斜坡阶段、蠕滑劣化阶段、降雨激发阶段、整体滑移阶段(图6)。

2.2.1原始斜坡阶段

斜坡岩体为侏罗系沙溪庙组灰紫色长石石英砂岩、粉砂岩与砂泥岩不等厚互层，由于泥岩透水性差，强度低，遇水易软化，岩体内发育轻微塑性变形。在差异性蠕滑作用下，斜坡体顶部形成产状陡倾节理(257°∠63°)。

2.2.2蠕滑劣化阶段

在前缘河流下切切穿砂岩层的过程中，沟谷边坡侧向应力消失，岩体内部的能力得以释放，产生向临空方向的回弹变形，斜坡应力也不断调整以适应新的沟谷形态，坡缘附近为拉应力分布区，坡脚地带为剪应力集中区。无论是重力场还是构造应力场，坡体主应力迹线越靠近临空面，最大主应力越接近平行于临空面。同时，随着沟谷下切，地下水位下降，坡体内外形成一定的水力梯度，由坡体内向坡体外渗流速度增加，在多种因素耦合作用下，上覆岩层开始沿泥岩夹层发生剪切蠕滑，形成多条贯通裂缝，在降雨作用下，泥岩夹层处于含水饱和-失水干燥多次交替循环状态，强度逐渐降低，弱化作用显著。长期蠕滑后，泥岩夹层逐步演化为滑带，岩体质量进一步劣化。

2.2.3整体滑移阶段

马边县降雨集中，短时强降雨使砂岩条块在裂隙水作用下更加破碎，下滑力大大增加。同时，地下水位上升，承压水沿泥岩夹层形成浮托力，加之后缘静水压力的共同作用，斜坡体滑带基本贯通处于临界状态，当岩体内部剪切力大于泥岩夹层的抗剪强度后，已被分割的上覆砂岩块体便沿贯通的滑带急剧下滑。

2.2.4碰撞堆积阶段

滑坡启动后，软弱夹层完全泥化，基本不再保留原岩地层层序，上覆岩体在长距离滑移中，发生倒塌、解体，但基本保持原生结构，滑坡后缘形成高陡滑壁，前缘剧烈碰撞堆积后，碎石、块石及部分黏性土充填在巨型块石之间，完全堵塞沟道。随着水位不断升高，堰塞坝体溃决，形成了如今前缘高陡的地形。

图6 滑坡形成演化过程示意图Fig.6 The formation and evolution process of HZS Landslide

3 滑坡运动特征

为进一步探索滑坡的运动特征，还原整个滑坡体变形破坏过程，研究滑坡体变形破坏模式，本文选用二维离散元软件UDEC对其进行数值模拟研究。

3.1 数值模拟地质模型

模型将岩体分为泥岩夹层以上和泥岩夹层以下两个区。模型底边宽1 133 m，左侧边界高212 m，右侧边界高69 m，在模型中共设置7个监测点(G1-G7)，用以监测滑坡在滑动时位移和速度的时程变化过程(图7)。斜坡节理由陡倾节理和岩层面共同组成，如图8所示。

图7 滑坡恢复剖面图Fig.7 Recovery profile of landslide

图8 滑坡概化模型Fig.8 Generalized model of landslide

由于研究斜坡整体变形破坏特征，块体之间的相对位移则可以忽略不计，因此整个模型选取刚性本构模型以及Mohr-Coulomb 屈服准则，结构面则选取库仑滑动模型。本次计算仅考虑降雨诱发的情况，边界条件为固定模型左右边界的水平位移和底边界竖向位移。

模型参数选取结果对计算结果影响较大，岩体的容重和内摩擦角通过试验获得，体积模量与剪切模量可以通过弹性模量与泊松比计算得出。节理的力学特性指标，在没有试验依据的情况下，一般按照节理的性质进行类比确定，表1和表2给出了斜坡在变形破坏时的主要计算参数。

表1 岩土体物理力学参数

3.2 计算结果分析

数值模拟计算结果可以将滑坡灾变运动过程总结为以下三个阶段。

表2 岩体结构面物理力学参数

图9 蠕滑变形阶段块体变形及监测点位移时程曲线图Fig.9 Block deformation and displacement time history curve in creep deformation stage

3.2.1蠕滑劣化阶段

当迭代至10万步时，位移矢量场偏转至坡体前缘(图9a)。此时，由于剪切变形，斜坡前缘岩体出现小规模蠕滑，中后部岩体完整性较好，未见明显变形迹象(图9b)。当迭代至40万步时，坡体的拉裂变形因阻尼运动基本趋于稳定，模型收敛，此时滑体最大滑移11.14 m(图9c)，坡脚处部分岩体已脱离母岩滑动至沟道内，中后部开始出现细微的拉张裂缝(图9d)。从水平方向的位移监测点来看(图9e)，监测点在整个过程基本保持匀速滑动，在计算到120 s后，滑动速度变缓，并逐渐趋于平稳，前缘G1监测点变形量显著大于其他监测点，而深部的G6和G7监测点均未出现位移迹象。因此，整个过程仅发育缓慢蠕滑变形，没有整体滑动的迹象。

3.2.2整体滑移阶段

降雨情况下，模型风化结构面抗剪参数急剧降低，为了更清晰展现整体滑移阶段的变形情况，现将坡体位移重置，并清除坡脚岩块，计算结果如图10所示。

计算10 s后，斜坡前缘坡脚处岩块率先开始崩落，后缘产生拉裂缝，而斜坡中段并未出现明显贯通裂缝，滑坡体表现为整体滑移(图10a)；计算24 s后，前缘岩体变形增加，后缘裂缝进一步扩展，滑坡体中部开始解体(图10b)，此时滑坡已基本形成，滑移变形量急剧增加。

图10 整体滑移阶段块体变形特征图Fig.10 Block deformation in overall slip stage

3.2.3碰撞堆积阶段

继续计算至80 s后，前缘岩体沿滑带剪出，与对岸河床碰撞、堆积，出现架空、反翘现象(图11a)；计算240 s后，前缘已完全堵塞沟道，能量迅速释放，坡体变形减缓，滑坡进入自稳堆积阶段，由于前后缘运动速率差异，在坡体中部出现多级拉裂缝，并迅速被破坏岩体充填(图11b)，滑体拉裂架空现象严重。随后模型最大不平衡力趋于0，滑坡停止。

图11 碰撞堆积阶段块体变形特征图Fig.11 Block deformation in collision accumulation stage

通过滑坡位移时程曲线和速度时程曲线(图12、图13)可以看出，滑坡灾变过程经历了蠕滑劣化、整体滑移和碰撞堆积3个阶段。计算至10 s时，位移曲线切角约30°，各监测点位移相近，滑坡表现为等速变形，处于蠕滑劣化阶段，最大位移值仅为8 m。10～80 s时，位移时程曲线切角约85°，滑坡启动，处于整体滑移阶段。此阶段前缘G1监测点位移量和速度均远大于其它监测点，位移量达85 m，速度为6.5 m/s，具有剧动启程效应，后缘G6-G7监测点存在滞后效应，位移峰值与速度峰值较中前缘均较晚。80 s以后，滑坡开始进入碰撞堆积阶段，中前缘位移曲线趋于平缓，后缘由于滞后效应，位移仍逐步增加，挤压前缘岩体，此阶段最大位移量出现在G3监测点，达105 m。此外各监测点速度在陡升至峰值后，呈“波浪式”逐级减缓，究其原因应当与滑坡剧动启程后，岩体内强烈的碰撞、挤压造成的扩容、弹射现象有关。

图12 滑坡监测点位移时程曲线Fig.12 Displacement time history curve of monitoring points

4 结论

结合二维离散元软件UDEC，对川南红层区黄子树滑坡形成演化过程和运动特征进行了研究，得到以下结论：

(1)川南红层区，褶皱强烈，断裂发育，岩体破碎，尤其是川南地区红层岩性复杂，侏罗系、白垩系、第三系均有出露，降雨作用下极易形成滑坡灾害。

(2)黄子树滑坡平面呈舌形，体积约2.864×106m3，滑体物质主要为崩坡积块石土，是滑坡体在风化剥蚀、降雨冲刷作用下二次搬运的产物。目前，滑坡体复活变形迹象明显，主要发育有5条拉张裂缝。

(3)滑坡在强降雨或地震作用下，沿坡体内泥岩夹层发生滑动，综合调查结果，可将黄子树滑坡形成过程分为原始斜坡阶段、蠕滑劣化阶段、降雨激发阶段、整体滑移阶段。

(4)UDEC计算结果还原了滑坡的灾变运动过程，布设在滑坡不同部位监测点的位移时程曲线和速度时程曲线表明，滑坡具有剧动启程效应和滞后效应，运动过程中最大位移105 m，最大速度6.5 m/s。

(5)川南红层区滑坡通常由强降雨或地震诱发，在变形初期，坡表变形迹象不明显，主要形成陡倾结构面；在蠕滑劣化阶段，斜坡后缘出现深大拉陷槽，中部发育多级拉裂缝；滑坡启动后，软弱夹层完全泥化，基本不再保留原岩地层层序，但上覆岩体在长距离滑移中基本保持原生结构。因此在灾害早期识别和调查中，应加强对斜坡微地貌的调查，特别是后缘拉张破坏区，深大拉陷槽和拉裂缝是判断潜在滑坡的关键。

图13 滑坡监测点速度时程曲线图Fig.13 Velocity time history curve of monitoring points