滑坡型堰塞坝典型特征分析

2020-08-20石北啸

水利科学与寒区工程 2020年4期

石北啸

(1.水利部土石坝破坏机理与防控技术重点实验室，江苏南京 210024；2.南京水利科学研究院，江苏南京 210029)

地震或降雨作用导致坡体滑坡失稳进而堵塞河道形成的堰塞坝，从诱因上看，约占所有堰塞坝总量的90%以上[1-4]。地震或强降雨作用下，河谷两岸山体内某一潜在软弱结构面上的剪应力超过其自身抗剪强度，则软弱结构面上的山体会沿着结构面发生整体滑动，仅2008年我国的汶川地震就诱发830余座堰塞坝，且约90%以上的堰塞坝会在形成1 a时间内发生破坏[5]。形成堰塞坝的过程具有过程突发、持续时短、运动高速、波及远程等显著特征，进而在空间形态、内部结构、颗粒堆积状态等方面，与同样由散粒体堆积而成的堆石坝有显著差别。近年来，不乏有堰塞坝被开发利用的成功实例[6-7]，但如果堰塞坝与堆石坝的显著区别得不到充分重视，按照常规堆石坝的除险加固方法对其改造并利用，可能会带来严重后果，有些可能是灾难性的。因此，有必要对地震形成堰塞坝的空间结构、物质组成、堆积密度、堆积状态等进行总结，对堰塞坝在开发利用时应注意的关键问题提出合理建议。

1 堰塞坝空间形态特征

较为松散的岩土体，在地震作用下会以高速远程滑坡的形式冲入并阻塞河道形成堰塞坝，具有以大型岩崩、岩滑为主的初始破坏形式，后续运动过程中，岩体经过碎屑化作用而逐渐分解为大小不同的碎屑颗粒，其运动状态不同于一般滑坡，是一种速度超高、运动距离超长、方量巨大、能量巨大的干碎屑流或低含水量碎屑流[8-9]。

堰塞坝的空间形态与滑坡规模、滑动速度、滑动距离、山体及河谷形态有关，滑坡产生的大量岩土体高度运动并在河沟谷堆积形成坝体，不像人工堆石坝一样有不同设计分区的规律性，与泥石流这种水与岩土体的混合物下泄也有明显区别。以下就我国近期几座典型滑坡型堰塞坝的形成过程及其空间形态进行分析。

2008年汶川地震造成的唐家山滑坡，滑体自右岸高速下滑至河谷后反向冲击左岸，并在左岸顺坡爬高达140 m。从滑体启动到停止的滑动时间约37 s，在最初的25 s内最大滑速达25 m/s，平均滑速15 m/s，最大滑距达380余米。因滑体高速下冲并在左岸爬坡，导致原坡体下部基岩堆积在左侧，上部残坡碎石土和基岩混合物堆积在右侧，形成了左高右低的堰塞坝。坝体沿河流方向长802 m，垂直河流方向的横向宽度上400～600 m不等，最宽处达611.8 m。最大坝高约82 m，坝体总方量为2037万m3[10]。总体形态上呈伞状或扇状，扇面上表现出波状横向脊或纵向脊(见图1)。

图1 唐家山堰塞坝

自1900年以来，我国发生最大、同时也是全世界非地震引发的超大型滑坡，是2000年4月9日，西藏易贡乡扎木弄沟发生的易贡滑坡[11]。该滑坡是约9000万m3岩土体自雪峰顶端沿扎木弄沟河谷高速下滑，滑坡的垂直落差超过3000 m，滑动沿途夹带原始沉积碎屑流堆积物，倾泻至易贡湖水流出口处。滑坡体自启动至山脚仅耗时约3 min，滑坡前缘最大速度达100 m/s，滑体平均速度42 m/s，滑坡总滑动里程8～10 km，最大水平位移7 km，形成了总方量达3亿m3、且长宽约2.5 km、高度在60～100 m左右的天然堰塞坝，堵塞了易贡藏布河，因本次滑坡的滑体方量大、下滑速度快、水平位移长、河口处宽广，形成的堰塞坝平面形态呈扇面状在河道口处展开(见图2)。

图2 易贡堰塞坝

西藏昌都地区波罗乡白格区域内构造强烈，岩体破碎，完整性差，倾角结构面发育，且区域内地震多发。2018年10月10日和11月3日，波罗乡白格村原山体分别发生两次滑坡形成拥堵金沙江的白格堰塞坝[12]。两次滑坡均处在同一剖面上，第一次滑坡是高程3400 m以下部分岩体滑落，第二次滑体延伸到高程3700 m左右的位置上。白格堰塞坝沿河道呈长舌状分布(见图3)，在河道纵向上长约1330 m，横向宽度为470～720 m不等，平面面积约为76.7万m2。形成的堰塞坝在顺河向高度上，呈现中部最高，最高位置达55 m；下游其次，高度约为25～45 m，上游侧较低，约为15～35 m。堰塞坝总体量达2380万m3。

图3 金沙江白格堰塞坝

2014年8月3日16时30分，云南省鲁甸县发生6.5级地震[13]，在鲁甸县火德红乡李家山村和巧家县包谷垴乡红石岩村交界的牛栏江干流上，左岸坡崩积物及强风化岩体沿河床方向崩塌滑动；右岸滑坡体先复活滑向河床形成泥石流向下游运动，加剧了中上部边坡岩体的变形破坏，高速倾倒崩滑，向河床堆积并阻塞牛栏江形成红石岩堰塞坝。红石岩堰塞坝顶部左岸高，右岸低，顶部顺河向平均宽度约262 m，顶部横河向平均长度301 m，上游迎水面平均坡比约1∶2.5，下游面平均坡比约1∶5.5，堰塞坝最高处达103 m，估算总方量约1000万m3(见图4)。从航拍图和平面图上都能看出，红石岩堰塞坝以滑坡出口位置分为上下游，上游迎水面较短，下游背水面较长，沿河道总体呈长舌状分布。

图4 红石岩堰塞坝

从以上四座典型堰塞坝空间结构特征上看，滑坡型堰塞坝在平面形态上基本上呈长舌状、伞状或扇状分布，当河道狭窄或呈深“V”型分布，滑坡体出口处上下游海拔落差较大，滑坡体下滑速度较快时，一般形成长舌状堰塞坝平面形态居多；当河道狭窄或呈深“V”型分布，滑坡体出口处上下游海拔落差较小、滑坡体下滑速度很快时，滑坡体下滑后容易在对岸形成爬坡，进而形成伞状平面结构的堰塞坝；当河道尤其是滑坡出口处平坦宽广，滑坡体出口处上下游海拔落差较小、滑坡体下滑速度很快时，尤其是滑坡体较为松散的情况下，容易以滑坡体出口为轴形成扇形平面形态的堰塞坝。

2 堰塞坝颗粒堆积特征

堰塞坝的颗粒组成主要与滑坡体、滑坡体下滑形成的沟槽、河床基岩及对岸岩体性质有关，其堆积过程与滑坡体下滑速度、河道形势、山体坡度等有关。

2.1 唐家山堰塞坝颗粒堆积特征

由原滑坡上部残积碎石土和两岸层状粉砂岩、板岩、泥岩等经下滑、挤压、破碎形成的碎裂岩组成，其中由粉质壤土和块碎石组成的碎石土约占14%，粉质壤土在碎石土中占比达60%左右；碎裂岩约占86%，其中碎石约为30%～35%，粒径以小于5 cm的碎石为主，5～20 cm的块石占5%～10%。泥岩、片岩等软质岩形成的碎裂岩粒径多小于20 cm，砂岩等硬质岩形成的碎裂岩主要为块石，粒径多为1～3 m，个别巨石粒径可达几米到数米不等，且以堰塞坝浅表层居多，见图5。

图5 唐家山堰塞坝浅表层巨石

唐家山堰塞坝颗粒组成从上到下主要分为五层(见图6)：表层至5 m以内浅表层的巨石颗粒，5～15 m厚由粉质壤土、岩屑和块石组成的黄色碎石土，10～30 m厚以6～40 cm粒径为主的强风化、弱风化碎裂岩，50～67 m厚以2～6 cm粗颗粒为主的弱风化粉砂岩层，最下面是滑坡下滑时滑带上被碾压为较细颗粒的砂及粉土层，厚度约6～15 m，小于2 cm颗粒约占60%。

图6 唐家山堰塞坝颗粒分层图[10]

2.2 红石岩堰塞坝颗粒堆积特征

红石岩堰塞坝物质主要来自右岸高处边坡崩塌堆积物，左岸亦有少量滑崩物质汇入，主要以弱、微风化、新鲜白云质灰岩、白云岩的碎块石为主，夹杂粉土和黏土。堰塞坝大体上分上部、下部两部分，上部为孤石、块石夹碎石和少量砂土(见图7)，孤石直径最大达15 m；下部块石、碎石混合粉土或粉土夹碎块石，碎块石主要是弱风化及微新风化浅灰色灰岩夹少量白云质灰岩，局部为灰黑色白云岩、泥质白云岩夹白云质泥岩及砂页岩。红石岩堰塞坝中块石粒径50 cm以上的约占50%，粒径2～50 cm以上的约占35%，粒径2 cm 以下的约占15%。

图7 红石岩堰塞坝表层颗粒特征

2.3 堰塞坝形成过程与其颗粒组成相关性分析

从唐家山和红石岩两座典型堰塞坝颗粒堆积特征反映出来，因堰塞坝是不同大小的岩石和土体自然堆积而成，颗粒分布极不均匀，尤其是不同位置处的颗粒级配特征差异较大，可能有滑坡体自身完整性、滑落速度及岸坡结构有关。此外，两座堰塞坝颗粒级配整体上呈现出较为规律的反粒序级配特征，即，巨粒一般在堰塞坝浅表层，中部为粗粒土和碎石土的混合物，下部一般则为粗粒土和细粒土及黏土颗粒的混合物，与河床接触的最底部是由河床残积物和滑坡滑动刮削山体形成的碎屑和黏土颗粒等组成的滑动剪切带，见图8所示，该反粒序结构与文献[13]中提到的高速远程滑坡反粒序特征一致。

图8 堰塞坝反粒序特征图

分析认为，滑坡下滑过程中，颗粒间相互碰撞且处于离散运动状态，在离散应力作用下，大颗粒会趋向于向剪切应变速率较小的上层移动，另外，颗粒滚动过程中，细小颗粒在筛分作用下会从大颗粒间隙向下渗漏，从而形成了典型的大颗粒在上部、细小颗粒在下部的反粒序特征。

岩石体在形成过程中，颗粒沿裂隙崩解或在外力作用下发生断裂，大小岩石颗粒上均会有较明显的尖角，颗粒形态各异，与土石坝中常见的爆破堆石料颗粒形态相似(见图9)。因为滑坡型堰塞坝在滑坡下滑过程中，岩石颗粒间摩擦碰撞剧烈，颗粒原有突出的尖角在碰撞过程中被损坏，整体呈现出较好的浑圆度，见图10所示。

图9 土石坝爆破堆石料颗粒

图10 滑坡型堰塞坝堆石颗粒

堰塞坝颗粒级配虽大体上呈反粒序特征，但在不同位置处的颗粒级配特征差异较大，滑坡体在地震、降雨等作用下高速运行、撞击并解体，冲击河床与岸坡，两岸山体的形态对堰塞坝不同部位的颗粒级配特征也会有明显影响。

当滑坡体所在岸坡较缓，对岸较陡，滑坡下滑速度较慢时，崩滑碎屑体以较慢的速度进入河道并覆盖于河床上，自然堆积而成堰塞坝，形状见图11所示[4]。通常该类堰塞坝的除坝顶粗颗粒相对较多、滑坡后缘部分细颗粒较多外，坝体颗粒级配特征和原始滑坡体的级配特征基本保持一致。2018年10月10日，白格第一次滑坡形成的堰塞坝Ⅰ区[11]，是右岸边坡失稳后缓慢下滑，下滑时受对岸Ⅱ区滑坡体的影响而逐步在河床形成的主堆积区，见图12所示。该堆积区表层块石居多，上方细颗粒较多，靠下游侧有明显的滑坡体从河床推出来的砂砾石，符合这种缓慢滑入型堰塞坝级配特征。

图11 缓慢滑入型堰塞坝

图12 白格10.10堰塞坝物质分区图[11]

当滑坡体对岸较平缓，滑坡下滑后会直接冲向河道平铺发展，或在滑坡动力作用下沿对岸平缓山体继续上爬，直至能量消耗殆尽而停止形成堰塞坝，可称之为过流型堰塞坝。此类堰塞坝后缘细颗粒较多，滑出河道或上爬到对岸的部分则大颗粒较为明显，呈现出自前向后颗粒逐渐减小的形态，易贡滑坡形成的堰塞坝颗粒级配就符合这种过流型堰塞坝的特征，见图13所示。

图13 过流型堰塞坝

当滑坡体对岸较陡峭，滑坡体量大且下滑速度很快，滑坡下滑后沿对岸陡峭山体上爬后折返并覆盖坝体形成回荡型堰塞坝。因滑坡体自身颗粒撞击造成颗粒较破碎，形成的堰塞坝表层和后缘细颗粒和破碎岩块较多，中间部分则有巨粒出现，红石岩堰塞坝因滑坡体量巨大且下滑速度快，就形成该回荡型堰塞坝，见图14所示。

图14 回荡型堰塞坝

2.4 堰塞坝级配特征对其稳定性的影响

从滑坡形成堰塞坝的过程来看，滑坡体自身颗粒组成、滑坡体的滑动过程、河谷形状都会影响到堰塞坝的颗粒级配特征，且粒径可从小于0.075 mm的黏粒到大于十余米，甚至几十米的巨石，颗粒级配宽泛且变幅非常大，如岷江上游支流宗渠沟的两河口堰塞坝，其最大的巨石长径达17.2 m，组成颗粒d90达1.7 m；老虎嘴堰塞坝的组成颗粒d90更是达到1.9 m。不同类型的滑坡形成堰塞坝，哪怕是同一滑坡体，不同部位上的颗粒级配特征也不相同，图15是11·03白格滑坡形成的堰塞坝，彭双麟等[14]对图像采用PCAS识别技术分析了堰塞坝不同分区的表面颗粒粒径分布情况，发现各区均有大于10 m的巨粒出现，且顺下游方向分布的B1-B5区的颗粒级配呈规律性分布，见图16所示。

图15 “11·03”白格滑坡堰塞坝全貌及粒径识别分区[14]

图16 白格堰塞坝不同分区表面粒径分布

即便如此，滑坡型堰塞坝与泥石流型堰塞坝，在颗粒组成上也有较为明显的区别，如岷江上游的3个滑坡型堰塞坝，其d90均等于或大于1.7 m；而6个泥石流坝的d90均在0.61 m左右[15-16]，表明滑坡型堰塞坝要比泥石流型堰塞坝的颗粒级配更宽。

采用了王兆印[16]部分研究成果，将收集到的部分典型堰塞坝平均颗粒级配曲线绘制于图17。其中，颗粒级配曲线为虚线的堰塞坝已溃坝，其他为目前仍保留的堰塞坝。从图上多座堰塞坝的颗粒级配曲线可以看出，不同类型堰塞坝的颗粒粒径从几毫米到几米不等，粒径范围比土石坝最大粒径仅不到2 m的范围要宽的多。另外，从溃决和保留的堰塞坝粗细颗粒含量上看有如下明显差别：

图17 部分堰塞坝平均颗粒级配曲线

(1)溃决的堰塞坝颗粒粒径小于10 mm颗粒含量均大于20%，保留下来的堰塞坝颗粒粒径小于10 mm的颗粒含量均小于10%；

(2)溃决的堰塞坝颗粒粒径大于100 mm的颗粒含量均小于50%，保留下来的堰塞坝颗粒粒径大于100 mm的颗粒含量均大于40%；

(3)溃决的堰塞坝最大颗粒粒径一般都比保存下来的堰塞坝最大颗粒粒径小。

从级配曲线上反映出来的以上三点来看，颗粒级配对堰塞坝的稳定性起到了关键性作用，尤其是颗粒粒径小于10 mm和大于100 mm的含量，是决定堰塞坝稳定性的关键因素之一。对不同堰塞坝的不均匀系数Cu和中值粒径d50的统计结果见表1。从统计结果上看，不均匀系数Cu小于30，中值粒径d50大于100 mm的堰塞坝均是现在保留下来的堰塞坝。