西藏高海拔河谷滑坡成因及稳定性研究

赵永辉 达瓦 朗杰曲珍 央前 洛桑次仁

（西藏自治区水利电力规划勘测设计研究院，西藏 拉萨 850000）

我国是一个多山多河流国家，造就了独特的高山河谷地貌，特别是中国西南地区，高山河谷随处可见，致使斜坡地质灾害频发，影响工程建设和人们的日常生活。因此，关于西南斜坡地质灾害的研究从未间断过［1-13］。

截至目前，斜坡地质灾害研究方法较多，主要分定性和定量法。其中，定性法主要依据地质工程师长年累月的工程经验和相关规范对斜坡地质灾害做出主观判断；定量法的评价则需要借助大量数学、力学等学科的理论知识，以及岩土体物理力学实验等。定性法比定量法简单，且易于操作。文章基于定性法，通过搜集滑坡体场区区域地质和现场基本地质资料，以期分析西藏格曲右岸斜坡滑坡成因及稳定性。

1 区域地质背景

滑坡体位于雅鲁藏布江流域格曲段，场区内以河谷地貌为主，出露地层主要有三叠系上统郎学组(T3l)，侏罗系下统日当组(J1r)、中上统(J2-3)，白垩系下统加不拉组(K1j)，下第三系诺布沙群(Elb)，第四系（Q）等。滑坡体地处新生代造山地区，构造活动强烈，地震活动频繁，地震以浅源地震为主，震中一般分布于活动构造带上或其附近，具有明显的成带性，大量的地震形变带和大多数震中都沿着活动构造带分布。雅鲁藏布江东西向构造和喜马拉雅弧形构造东翼的复合部位，区域构造较发育，主要活动性断裂带有雅鲁藏布江断裂带、邛多江断层、郎杰学—森木断层及泽当—错那断裂组等。邛多江断层从工程区南侧约5km 处通过，沿该断裂带历史上发生过5.0～5.9级地震；郎杰学—森木断层展布于工程区以北约10km～20km，断裂带较平直，在工程区附近沿断裂带无历史强震发震记录，活动性相对较弱；雅鲁藏布江断裂带展布于工程区以北约60km 处，是本工程的控制性构造带。雅鲁藏布江断裂带在西端的普兰、帕龙错和东端的墨脱地区活动强烈，距工程区的距离大于200km；雅鲁藏布江断裂带中段活动性相对较弱，在工程区附近该断裂带平直，且被三条大致平行的近南北向小规模断层所截切错断，表明其构造活动性较弱。桑日—错那活动构造带由一系列近南北向断裂组成，为第四系以来的活动构造带，曾于1915年12月3日在断裂组与雅鲁藏布江断裂带交汇附近的藏嘎村发生过7.0 级地震。查阅《中国地震动参数区划图》，工程区50年超越概率10%时的地震动峰值加速度为0.20g，相应地震基本烈度为Ⅷ度，为区域稳定较差区［14-15］。

2 滑坡体基本地质条件

2.1 地形地貌

滑坡体位于雅鲁藏布江二级支流格曲右岸，地势总体呈南高北低趋势。根据地貌成因与形态将滑坡体近场区地貌划分为高山区、坡冲洪积扇、冰蚀河谷地貌。其中左岸山体雄厚，山顶高程4500m～4800m，相对高差500m～800m，属剥蚀中高山，山体坡度45O～55O，局部约60O，山顶高出现代河床平水期河水位600m 以上。山体前缘山麓斜坡部位为坡积块碎石与冲积漫滩，漫滩宽约50m。右岸山体呈南北向延展的条带状，山体横向宽度大于0.5km，基岩裸露，山体坡度40O～55O，局部约60O，属剥蚀中高山。山顶高程约4700m，高出现代河床平水期河水位约650m，冲沟不发育，坡冲洪积物前缘与冰水积阶地相接，阶地地形完整，阶面高程约4070m，宽度80m～100m，高出现代河水位约3m～8m。高山区分布于两岸，高程在4100m 以上，右岸山体中下部多为松散堆积层,中上部大多为岩体，部分由坡冲洪积碎石土所覆盖，植被覆盖差。

河谷两岸阶地、漫滩发育，河床穿切于冰水阶地之间，冰水阶地高出河水面0.5m～15m，河水深0.5m～1.5m，河水受季节性变化影响较大，枯水期和汛期河水位涨幅0.5m～1m，河道弯曲，漫滩分布广，一般宽度20m～50m，沉积物为漂卵砾石，高出雅砻河平水期河水位0.5m～1.2m，漫滩地形平坦开阔，地形完整，植被覆盖良好；现代河床弯曲，呈不规则的复合‘S’型，总体流向由南向北，堆积物以冲积成因的漂卵砾石为主，结构松散，级配较差。

2.2 地层岩性

滑坡体近场区地层主要为三叠系上统郎杰学组砂质板岩（T3l）和第四系(Q)。砂质板岩（T3l）主要分布于河谷两岸基岩山体及河床覆盖层之下，左坝肩出露高程一般在4072m 以上，右坝肩出露高程一般在4077m 以上。据现场资料，河床部位基岩埋深30m～102m，35m 以下为新鲜完整基岩；砂质板岩呈青灰色，结构致密坚硬，在4075m 以上高程基岩裸露，岩体内裂隙较发育，完整性相对较好。

第四系(Q)类型复杂，滑坡体不同位置处地层类型有所不同，主要分以下几类：

（1）全新统滑坡堆积体（Q4del）：分布于斜坡中部至前缘处，为块碎石土层，结构松散，厚度不等。

（2）全新统崩坡积层（Q4col+dl）：分布于滑坡体前缘、中部和后缘处，为块碎石土层，结构松散，厚度不等，一般为3m～6m，最大可达10m。

（3）全新统冲洪积层（Q4al+pl）：位于河谷及滑坡体前缘处，厚度一般3m～15m，分布连续，卵砾石含量约55%，含少量漂石，磨圆较差。砂土含量约45%，以中细砂为主，泥质含量较高，约5%～8%，1.5m～2m 松散，其下稍密。

（4）全新统冲积层（Q4al）：主要分布于滑坡体前缘，其上覆冲洪积层，为混合土卵砾石，灰白色，结构松散，厚度15m～25m，组成物质主要为卵石、砾石和砂土等，含少量的漂石，以中细砂为主，泥质含量较少，约3%～5%，结构较松散。

（5）更新统冰水堆积层（Q3fgl）：主要分布于滑坡体前缘河谷，下伏于全新统冲积层之下，卵(碎)石含量约30%，砾含量约15%，卵（碎）石粒径一般4cm～10cm，棱角状及次棱角状，表面可见物理作用形成的凹坑、刻痕及裂纹，极不平整。漂石块径最大可达200cm，表面镜面、各种蚀痕明显，砂土含量约占30%，以中细砂为主，含泥质较高，约5%～8%.

（6）更新统冰积层（Q3gl）：主要分布于滑坡体前缘河谷，下伏于冰水堆积层之下，结构密实，组成物主要为漂(块)石，碎石、砾石等，漂(块)石含量约10%，碎石含量约30%，砾含量约20%，碎石粒径一般4cm～10cm，棱角状及次棱角状，表面可见物理作用形成的凹坑、刻痕及裂纹，极不平整，以中细砂为主，含泥质较高，约8%，见图1。

图1 斜坡滑坡体全貌图

2.3 地质构造

据现场地质测绘资料，滑坡体附近未发现较大规模的断裂和褶皱构造，仅在对岸基岩山体部位发现两条小规模断层，均为顺层断裂，断裂带长20m～30m，宽50m～150cm，具压性，带内物质为片状岩和少量的断层泥，挤压密实，沿断裂带未发现有地下水出露痕迹。此外，右岸基岩山体内主要发育四组裂隙，其中J1为NW344o∠47o，J2为NE85o∠80o，J3为SE147o∠35o，J4为NE75o∠88o，J1和J2裂隙较发育，间距一般为10cm～30cm，泥质填充。

2.4 水文地质条件

格曲河流长度约90km，流域面积约900km2，两岸分布多个村庄，村舍人蓄饮水水源和村舍建筑用水和农业灌溉用水均取自于格曲。格曲右岸斜坡滑坡体处地下水水位线较深，坡表无长期性流水，也无泉眼出露，整体水文地质条件相对简单。

2.5 物理地质现象

滑坡体场区内海拔高、气候寒冷、风化作用强烈，滑坡体边界处基岩较破碎，岩体完整性较差，强度较低。据现场测绘和勘探资料，斜坡砂质板岩强风化水平深度约20m～30m，弱风化带深度约40m～53m，表层强卸荷带深度约8m～12m，弱卸荷带较深厚。

3 滑坡体成因及稳定性分析

3.1 滑坡体发育特征分析

据现场调查，斜坡变形以拉张、剪切裂缝为主，主要分布于滑坡体中部、下游侧和后缘，不同位置处发育规模不一。其中滑坡体中部发育一条长约15m，宽度约0.3m～1m 的拉张裂缝，两侧块碎石土较密实，由滑坡体中部贯通至前缘坡脚处，裂缝局部填充块碎石土，裂缝两侧壁和底部残留数条近平行于纵坡向的雨水流痕，见图2（a）；滑坡体下游边界处顺基岩与覆盖层界面发育小型冲沟，以剪切-滑移破坏为主，基岩表面残留数条近平行的滑痕，且于近垂直滑痕方向发育多组拉张裂缝，呈张开状，约1cm～2cm，无填充，较干燥，具有一定程度的固结，整个拉张裂缝的变形表现出明显累进性破坏的特点，见图2（b）；滑坡体后缘发育拉张裂缝，宽度约2m～3m，呈圈椅状，两侧松散岩土体垮塌下陷，致使裂缝局部已填充，填充物与滑坡体物质组成基本一致，为崩坡积块碎石土，较干燥，呈散体状，见图2（c）。综上所述，滑坡体中部和后缘以拉张破坏为主，下游边界处则为剪切-滑移破坏。

图2 滑坡体发育特征图

3.2 滑坡体成因分析

一般认为，斜坡发育滑坡体的影响因素较多，通过简单归纳，主要有以下几点：

3.2.1 地层岩性。斜坡基岩岩性为三叠系上统郎杰学组砂质板岩（T3l），地处高寒高海拔地区，长期受风化、冻融作用，多呈中等风化——强风化，属于较软岩［16］。其在自身重力作用下，易形成斜坡崩坡积体，而结构松散的崩坡积体又为斜坡滑坡体的发育提供了充足的滑源。

3.2.2 地质构造。岩质斜坡坡度和坡向ns 为SE135o∠50o～60o，其所在岩质斜坡内部共计发育4 组结构面，其中结构面J1和J2为优势结构面。经斜坡内结构面极射持平投影分析，斜坡结构面J1、J2和J4与ns所构成的组合无贯通的变形破坏面，属于稳定性组合；斜坡结构面J3与ns倾向基本一致，且岩质斜坡坡度大于结构面J3倾角，说明结构面J3在斜坡坡顶和坡脚有露头，即结构面J3在斜坡上存在贯通的破坏面，属于不稳定性组合，易于斜坡上形成松散崩坡积体，其同样为滑坡的孕育和产生提供了物源，见图3。

图3 岩质斜坡极射持平投影

3.2.3 水文地质及降雨。据斜坡滑坡体现场调查，其前缘至后缘处均无泉眼出露迹象，加之滑坡体内部地下水位线相对较低，整体滑坡体较干燥，无地下水浸润迹象，说明地下水对斜坡变形影像较小。此外，滑坡体前缘远离格曲河道，两者相距约150m，不存在河流对右岸斜坡堆积体前缘淘蚀的可能，见图4。综上所述，滑坡体场区地下水对斜坡堆积体的变形破坏影响较小。

图4 滑坡体与格曲位置图

调查滑坡体坡表变形裂缝发现，裂缝两侧及底部残留水流冲刷迹象，部分较大裂缝均由水流冲刷所致，加之滑坡体上无泉眼出露。综合判断认为，强降雨是斜坡堆积体产生变形裂缝的主要诱发因素。特别是，2018 年西藏自治区降雨量普遍偏多，致使该滑坡体原生裂缝周边发育多级次生变形裂缝。

3.2.4 地震。据区域地质背景，滑坡体受远场区中等强度和近场区强震影响，历史地震对场区最大影响烈度为Ⅶ度，区域构造稳定性较差，地震对斜坡岩质边坡稳定性不利，利于岩质斜坡处发育崩坡积体。但是，斜坡滑坡体形成于近期，且同期斜坡滑坡体场区附近未发生较大地震活动。因此，斜坡滑坡体的形成与地震活动无关。

3.2.5 人类工程活动。滑坡体前缘分布一条宽约5m～8m 的乡村道路，然道路距离滑坡体约90m，且道路施工处地形平坦开阔，无需大规模施工开挖工作，因此，可排除道路施工开挖扰动对斜坡堆积体稳定性的影响。

3.3 滑坡遥感影像解译

斜坡堆积体稳定性定性评价主要依据滑坡区历史遥感影像解译、现场变形迹象调查和分析。

据历史遥感影像，从2005年3月14日至2012年3月23 日，滑坡区变形裂缝维持现状，并未出现大规模延伸、扩展迹象，同时，滑坡宏观整体地形地貌也为产生较大变化，由此可知，滑坡整体基本稳定，见图5。

图5 滑坡历史遥感影像(Google Earth)

据现场资料，滑坡体破表局部残留多级变形裂缝，冲沟和裂缝两侧岩土体上延伸发育多级新鲜微裂缝，且存在顺裂缝底部剪切-滑移填充冲沟的趋势，由此可知，滑坡局部存在变形迹象，局部稳定性较差。

综上判断，自然状态下，滑坡体目前存在小规模局部变形的可能，整体处于基本稳定状态，同时，滑坡体场区内强降雨或地震有加剧滑坡体上裂缝变形规模的可能。

4 结论及建议

文章基于西藏高海河谷区斜坡滑坡体区域地质背景、基本地质条件、变形破坏特征和历史遥感影像解译，分析了格曲右岸斜坡滑坡体成因及稳定性，得到如下结论及建议：

格曲右岸岩质斜坡地层岩性、地质构造和区域地震有利于斜坡形成崩坡积体，斜坡崩坡积体是进一步发育斜坡滑坡体的物源。强降雨是格曲右岸斜坡崩坡积体上发育滑坡体的主要诱发因素，地下水和人类工程活动对滑坡体的发育影响不大。

斜坡滑坡体中部和后缘以拉张破坏为主，下游边界处则为剪切-滑移破坏。格曲右岸斜坡滑坡体所在场区区域稳定性较差，自然工况下，除小规模局部变形外，滑坡体整体处于基本稳定状态；强降雨工况或者地震工况下，滑坡体上裂缝变形规模存在加剧的可能。

鉴于该滑坡体上已发育多条变形裂缝的事实，为确保稳定性评价结果更为合理，建议在文章定性评价的基础上，采用刚体极限平衡法、有限元法等方法展开适当的稳定性计算工作。