岩溶及水动力对鸡尾山滑坡影响作用研究*

易连兴 李 瑜

(中国地质科学院岩溶地质研究所/自然资源部、 广西岩溶动力学重点实验室， 桂林 541004， 中国)

0 引 言

我国西南岩溶山区是世界上最大的连片裸露岩溶区(袁道先等， 2002)，地质环境脆弱，群死群伤的灾难性特大岩溶滑坡频发。对于碎屑岩或第四系等非岩溶区，已建立了一套相对比较成熟的滑坡理论和研究方法，在滑坡成因和机理(周家文等， 2019； 白洁， 2020； 雷鸣宇等， 2021)、滑坡区水动力场特征分析(兰恒星， 2003)、降水与滑坡灾害关系(徐辉等， 2019)、稳定性评价(王如宾等， 2016)等方面开展了众多研究并取得了丰富的成果； 当前，一些学者也利用现有理论和方法开展岩溶石山地区滑坡研究(林峰等， 2015)，把岩溶石山滑坡概化为一个均质体在软弱夹层面上滑动。基于岩溶山区具有岩溶管道-裂隙-孔隙多重岩溶含水介质及高度非均质的特殊性，国内外已有的滑坡理论、评价方法和技术已满足不了当前防灾减灾的需要，迫切需要开展岩溶山区特大滑坡失稳机理和新型成灾模式理论研究； 如何科学阐明岩溶地质结构发育特征与孕灾过程，揭示人类工程扰动与山体灾变互馈机理，建立特大滑坡防控理论成为防灾减灾亟待突破的重大前沿科学问题和巨大挑战(李滨等， 2016)。

2009年6月5日下午15时许，重庆市武隆县铁矿乡鸡尾山山体发生一次特大型岩质滑坡，滑体总方量达500×104m3，滑坡堆积体分布长达2150m，造成72人死亡(许强等， 2009)，滑坡能量相当于ML2.7地震(王同军等， 2015)，为一个重大地质灾害。鉴于武隆“6·5”鸡尾山山体崩塌灾害事件重大，得到政府、社会极大关注，同时，这次滑坡事件的引发原因或成因机理，科学解答这些问题得到工程地质界极大重视； 迄今，从滑坡成因和机理(刘传正， 2010； 殷跃平， 2010； 冯振等， 2012； 李晓等， 2020)、滑坡运动过程(张龙等， 2012； 高杨等， 2013，2016； 许强等， 2018)和模拟(王灵敏等， 2012； 冯振等， 2013； 邹宗兴等， 2014； 邓茂林等， 2016)、堆积物分布(李世佳等， 2012)、次生灾害(舒金扬， 2009； 张树军， 2010)等相关内容开展一系列研究。总体认为滑坡体重力长期作用、岩层中软弱夹层、采矿形成的采空区、裂缝等要素是鸡尾山滑坡重要影响因素。

软弱夹层在鸡尾山滑坡中扮演了重要角色，不少学者专门对软弱夹层进行了研究。以软弱夹层为条件的前提下，王灵敏(2012)建立了近程飞行阶段运动方程及其运动特征，邹宗兴等(2014)提出了滑坡启动弹冲速度为1.26m·s-1，岩质滑坡启动弹冲极限速度范围为2.6～4.4m·s-1； 朱赛楠等(2018)讨论了大型层状基岩滑坡软弱夹层演化特征和发育规律； 葛云峰等(2014)讨论了滑动面刚度和内摩擦角、节理力学等参数对滑坡稳定性影响，认为软弱夹层抗剪强度的降低是鸡尾山滑坡发生的主要原因； 邓茂林等(2013， 2014)研究了滑带软岩微观结构与流变特性； 王正波等(2017)开展了酸雨对滑带软岩物理力学性质的影响。总之，把鸡尾山滑坡归并为软弱夹层控制下大型层状岩质滑坡的发育发展与失稳，其滑坡启动、高速运动过程中相关参数均受控于软弱夹层。

垂直裂缝在滑坡中也扮演了重要作用——把滑体与山体分离，并使滑体成为独立块体，尽管没有专门文章讨论该问题，但大部分文献中都有陈述，目前划分为滑坡后缘近南北方向T0裂缝和南部北西方向T1裂缝等两组裂缝，有扩张裂缝，拉裂缝，拉张裂缝等成因学说(李晓等， 2020)。

鸡尾山滑坡失稳模式为我国西南岩溶石山地区一种独特的大型岩质斜坡失稳模式，显然，岩溶是一个绕不开的问题，但上述所有研究讨论岩溶少，或只有只言片语。本文通过野外地质调查，岩石测试、综合分析等，从岩溶角度，讨论了垂直裂缝、滑动面与岩溶作用关系，提出一些新的认识，对“6·5”鸡尾山滑坡灾害危岩体的形成、发生滑坡等成因分析研判有一定实际意义。

1 自然条件

1.1 地形地貌

鸡尾山山体呈南西高北东低，具有明显单斜山体特征，地形坡角20°～35°，陡崖发育，陡崖高度50m至150m； 最高点标高1442m，最低点铁匠沟标高1000m，相对高差442m，属中山地貌。

鸡尾山东西两侧为深切沟谷，滑坡一侧铁匠沟主要沿近北方向发育，后转为NE25°方向，西侧牧羊沟源头段沟槽沿325°发育，后转为NE25°方向。

鸡尾山顶部地形总体南高北低，从地形线可以明显看出山顶没有封闭型洼地发育，山顶发育一条冲沟，冲沟走向NE35°转NE18°。

1.2 地 层

鸡尾山滑坡区地层产状为340°∠21°～35°，地层倾角从山顶到山脚有逐渐增大的趋势(图1)，出露地层主要有：

图1 鸡尾山滑坡区全貌(镜头朝向320°)

二叠系下统茅口组(P1m)为灰白色厚层状微晶灰岩，该层位于滑坡体上部，是鸡尾山滑坡的主要物质来源。

二叠系下统栖霞组(P1q)为深灰色、灰色中厚层状含燧石条带或燧石结核灰岩，夹泥质灰岩和炭质、钙质页岩。该层可划分为上、中、下三段：上段厚约20m，中段厚约40m，上段与中段均为深灰色灰岩，中厚层状； 下段为灰色灰岩。上段和中段之间有一薄层泥(质)灰岩，该夹层强度低，当前认为鸡尾山滑坡正是沿该软弱夹层滑动，形成滑坡。

二叠系下统梁山组(P1l)：厚度10～15m，主要岩性为灰色、灰黑色黏土质页岩、炭质泥岩、铝土岩、黏土岩夹铁矿层。中部铁矿层厚0.96～1.35m，平均厚1.12m，是共和铁矿的采矿层位。P1l位于滑坡区陡崖下相对平缓的坡脚斜坡地带。

梁山组(P1l)下伏地层为志留系中统韩家店组(S2h)页岩、砂质页岩，与滑坡关联性小。

1.3 构 造

区域构造主要以近SN向和NE向展布为主，鸡尾山滑坡区位于赵家坝背斜北西翼，白马向斜的东侧(图2)，为单斜构造，滑坡区断层不发育，未见岩层错断等现象。

图2 构造纲要图

野外调查测量结果，在一个长10m、 宽6m斜坡面(局部如图3)，主要发育3组裂隙，第1组，近SN走向，发育5条，裂隙规模相对大，贯通性较好，是控制铁匠沟两侧陡崖发育的主要结构面。第2组，走向NE35°～45°，发育5条，裂隙规模相对小； 第3组，走向NW280°～300°，发育两条，该组裂隙发育长， 也有较好贯通性，但规模相对比第1组要小很多。3组裂隙均表现为垂直状发育为主。

图3 典型裂隙分布(镜头朝向170°)

1.4 水文地质

滑坡区，从上至下分为岩溶地下水和基岩裂隙水两个系统，岩溶含水岩组由茅口组(P1m)、栖霞组(P1q)组成，基岩裂隙含水岩组由梁山组(P1l)、韩家店组(S2h)构成。大气降水为鸡尾山地区的地下水补给源； 大部分降水在斜坡上以坡面流形式向两侧以及向北沟谷中汇集，并最终排出区外，部分降水在鸡尾山山顶以分散面状垂直入渗方式补给岩溶地下水，由于山顶封闭或半封闭型洼地不发育，以点状灌入方式集中补给不明显。接收大气降水入渗补给后，岩溶地下水主要沿北、北西方向径流排泄，东侧铁匠沟没有岩溶泉点发育，西侧冲沟右岸发育有一个岩溶泉(WJ03)，枯季流量1～2L·s-1。

岩溶地下水除向北、北西方向径流外，部分岩溶地下水沿垂直裂隙补给到下伏碎屑岩含水层中，水化学测试结果反映出这部分垂直下渗补给量小。在滑坡体东西两侧碎屑岩区发育有WJ01、WJ02泉点，流量0.1～1.5L·s-1，泉水的Ca2+含量小于15.0mg·L-1，矿化度变化范围33.11～61.01mg·L-1，表现为典型的碎屑岩区地下水特征，说明没有大量岩溶地下水补给，否则，其Ca2+含量、矿化度将会比较大(表1)。

表1 2019年7月和12月地下水矿化度特征

滑坡区地形地貌、地质、水文地质条件见图4。

2 滑坡体与岩溶作用关系研究

区域上，水文网、构造以及地层岩性(含顺层发育)是岩溶发育的3大主因，这3大因素也是鸡尾山滑坡区岩溶发育的主要控制因素。滑坡区茅口组(P1m)、栖霞组(P1q)灰岩地层总体厚度大，岩性纯，溶洞、消水洞、溶缝和溶槽等强发育，其中南北向溶缝和溶槽(图5)最发育。鸡尾山滑坡与本区岩溶强发育及其影响作用密切相关。

图5 近南北向的溶缝(镜头朝向180°)

2.1 垂向结构面与垂直岩溶控制关系分析

一般认为，鸡尾山滑坡体沿两组节理裂隙发育，滑体后缘T0大裂缝(走向NE9°)沿近南北向节理裂隙发育，滑体南侧T1裂缝(走向NW285°)沿北西向裂隙发育。T0大裂缝北端，也就是相关文献中阐述的关键块体前沿与山体间的裂缝段，已经改变方向，沿第3组北东向裂隙发育，这里称为T2裂缝(走向NE38°，图4)。因此，滑坡体垂直结构面细分沿3个方向发育，基本与图3所示的3组节理裂隙发育方向一致，主裂隙方向控制滑体主结构面，次级裂隙发育方向控制滑坡体的南、北端垂直裂面。

图4 鸡尾山滑坡区水文地质简图

南侧T1垂直裂面分为上、下两个部分，下部为新鲜岩石面，表明下部裂缝在本次岩层变形及滑动期间才形成。除南侧T1垂直裂缝下部外，T1裂缝上部、T0和T2裂缝全部垂直岩壁面上均覆盖着泥质钙质胶结物，没有新鲜岩石(图6)。这些胶结物是地下水对岩层进行岩溶作用过程中的产物； 大部分胶结物为早期形成，也有由于岩溶继承性作用，当代(含滑坡期最近几年)才形成的，可以肯定全部胶结物不是本次滑坡期间才形成。一些学者对垂直岩壁面上的胶结物进行了年龄测定，T0 裂缝胶结物形成年代在2.6～5.3 万年前，T1 裂缝上的胶结物形成年代为4.1～13.9 万年前(许强等， 2018)，考虑胶结物的胶结、溶蚀侵蚀、再胶结等作用，作者不能具体确认裂缝形成年代，或那个裂缝早形成或晚形成，但至少可以得出这些裂缝是在数万年前就已经存在。从地质与构造以及逻辑上推断，这些裂隙应该为鸡尾山当地构造或大型断裂的同期产物。

图6 滑体岩壁(左，镜头朝向180°)和南端岩壁(右)

因此，鸡尾山滑坡体垂直裂隙成因主要是随构造形成，经后期营造或叠加本次扰动两者作用后形成大型裂缝。这些垂直裂隙(缝)，为地下水活动创造有利条件，地面调查可见的近南北向溶缝溶沟宽度就有数十厘米至数米宽(图5)，为鸡尾山顶部最常见的垂直岩溶形态，这些垂直溶缝溶沟把岩层切割成独立块体，为鸡尾山岩层失稳滑坡创造基础条件。

2.2 滑动面与顺层岩溶关系分析

2.2.1 软弱夹层与滑动面

鸡尾山滑带附近岩性以灰岩为主，在不同地段有差异(表2)。

表2 岩石样品化学组分含量表

根据实地调查，单层岩层厚度组合有3种，第1种，相近厚度组合，实地测量1.75m厚岩石共有7层，单层厚20～30cm，这种区域的岩性以纯灰岩为主，未见有泥质灰岩夹层，岩样Jws08、Jws09、Jws10取自该类岩层，CaO含量高，大于44.12%，该类岩层组主要分布于茅口组(P1m)下部； 第2种，重复以厚层、中厚层、中至薄层韵律形式组合，实地测量单层厚分别为85cm、50cm、30cm、12cm， Jws01-Jws04岩样就代表从厚-薄层灰岩岩样，CaO含量也很高，大于43.35%，该类岩层间偶见1～10cm厚黑色泥质灰岩(图7)，其泥质灰岩层不稳定，常有间断，该类岩层组主要分布于茅口组(P1m)底部、栖霞组(P1q)上部； 第3种，中厚-薄层组合，该类岩层组岩性为灰岩，主要分布于栖霞组(P1q)中下部。

图7 厚层灰岩及夹层

在栖霞组(P1q)上、中部分界面，分布有总厚度为30～45cm的黑色薄层泥灰岩，岩样Jws-05样取自该夹层，CaO含量较低，为13.52%，这层夹层也是当前文献研究较多的关键层，从滑坡机理、滑体运动等研究都以该层为重点。在公路边坡旁顺软弱夹层建有混凝土拦水墙，部分岩溶地下水下渗到软弱夹层面后，受软弱夹层弱导水性影响，地下水顺软弱层渗出，使公路边坡岩石面常年保持湿润状态。软弱夹层下伏为一套标志性岩层——中厚层瘤状灰岩，瘤状灰岩总厚9～12m(图1、图8)，其中图1中指向的短白线段就是图8中的混凝土挡墙。

图8 软弱夹层(镜头朝向190°)及下伏瘤状灰岩

通过上述详细野外调查和岩石化学分析，可以说明，鸡尾山滑带附近存在一层泥质灰岩软弱夹层，该层上覆及下伏数十米范围内未发现有一定厚度且厚度稳定的其他软弱夹层。

在滑下来的堆积体中，多处可见下伏于软弱夹层的瘤状灰岩大型块石(图9)，这表明鸡尾山滑坡的滑动面不是完全位于泥灰岩软弱夹层上，至少局部已经越过泥灰岩软弱夹层、进入或越过瘤状灰岩，从图1中的瘤状灰岩分布也可以推断滑体的中、后部滑动面越过了软弱夹层，后部滑动面越过了瘤状灰岩。这样就引出问题，鸡尾山滑动面成因是什么。

图9 大型瘤状灰岩块石(镜头朝向280°)

2.2.2 顺层岩溶作用分析

一般而言，由于岩层间岩性存在一定的差异或成岩期间就存在一定的层间缝隙，这些层间缝隙是地下水径流通道，在长期地下水作用下，容易形成顺层岩溶，因此，顺层岩溶是岩溶发育主要特征之一。鸡尾山地区，地层倾向北西，与地下水径流方向基本相同，给地下水按层间缝隙运动提供了更适宜路径。

在滑坡山体一侧，沿软弱层面形成裂隙渗水(图8)，就是其典型代表。在鸡尾山西侧深切峡谷公路边的新鲜岩石地段，可见层间溶洞强发育(图10)，这里应该指出，不仅在岩性差异大的软弱岩层面上的灰岩地层岩溶强发育，同样在岩性相近灰岩岩层之间岩溶也强发育。

图10 顺层岩溶强发育(镜头朝向80°)

2.2.3 岩层间胶结差异作用分析

鸡尾山地区岩层间局部胶结差。地表残留岩层面如图4，也是岩石沿层面滑落后保留下来的岩层面。在鸡尾山西侧公路边新鲜岩石，该段长约800m，岩石高30～80m，人为开采或自然塌落后，岩石均沿层面劈裂塌落(图11)。在鸡尾山滑坡区全貌照片图1中右上角发育一个洞穴，洞口段明显可见岩石是沿层面塌落(图12)，这种沿层面塌落现象在世界最大洞穴美国肯塔基州中部的猛犸洞(Mammoth Cave)更具典型(图13)。尽管形成沿岩层面塌落有多种成因，但与层间胶结差以及后来的溶蚀侵蚀作用密切有关。

图11 岩石层面(镜头朝向350°)

图12 垮塌性洞口(镜头朝向300°)

图13 猛犸洞平整洞顶面

鸡尾山顺层岩溶强发育、局部层间胶结差，以及软弱夹层等山体不稳定因素，为形成鸡尾山重力作用下滑体滑动面的主要控制因素。基于工作时间及实地勘察条件，这里不能完全排除滑动面全部越过软弱夹层。

2.3 岩溶地下水对滑坡孕灾及触发作用分析

滑坡区总体处于岩溶地下水系统的上游，裸露岩溶区接受大气降水入渗补给后，开始以垂直下渗为主，下渗过程中地下水逐步转为近水平向北或北西方向径流排泄，由于汇水面积小，且灰岩地层位于高出地面几十米以上部位，因此，灰岩地层里面没有常年性岩溶水水位，但在暴雨强补给后，如2009年6月29日日降水量达95.6mm(图14)，

可使局部灰岩地层中充满地下水，短期内保持有水位，从而形成地下水水动力。这种暴雨后的短期地下水及水动力对上面论述的垂直岩溶以及水平或顺层岩溶的发育起到关键作用，也就是说，地下水对滑坡垂直裂缝和滑动面的形成、以及整个孕灾过程起到重要作用。

武隆县铁矿乡气象站于2009年4月23日开始有自动雨量观测记录，该时间刚好在鸡尾山滑坡发生前，所记录的降水量对滑坡分析具有重要作用。从有雨量记录4月23日至6月5日滑坡发生前期间，最大日降水量为2009年5月19日的27.5mm，其中4月23日～4月30日降水量合计为33.6mm，整个5月、6月份降水量分别为115.7mm、288.5mm。在5月20日至6月5日滑坡前半个多月时间里，合计降水量仅为36.6mm，最大日降水量为17.0mm，而滑坡前5d即6月1日～6月5日合计降水量仅为5.1mm(图14，表3)。

表3 滑坡发生前日降水量表

图14 滑坡前后日降水量图

降水资料表明，从滑坡前数日至50多日前的降水量都比较小。由于降水量小，岩溶地下水接收的补给量也小，在滑坡体后缘不可能形成临时高水头地下水水动力场，因此，鸡尾山滑坡触发机制与降水以及地下水水动力作用不存在必然关联性。

3 讨 论

3.1 岩溶对滑坡影响作用问题

鸡尾山滑坡地质灾害很早就得到了相关部门重视，并开展了调查和地质灾害隐患排查工作，沿鸡尾山陡崖圈定了面积约1.0×104m2，体积约20×104m3的危岩带(图4)，并推测该危岩带具有产生崩塌可能； 就一般场地工程地质条件而言，上述划分及评价是正确的。鸡尾山滑坡区未能划入重点区的主要原因，作者认为主要由于西南岩溶石山地区复杂性——构造和顺岩层控制下的垂直岩溶和顺层岩溶对滑坡巨大潜在影响和控制作用。

除本文作者提出的一些观点与大家共同讨论外，这些观点或存在支撑依据不是完全充分的可能，本文另一个目的：仅以此引出岩溶石山地区地质灾害中的岩溶作用是必须考虑的一个科学问题。

3.2 不足之处和深入研究问题

本文在前期水文地质区测报告基础上开展1︰5000岩溶水文地质调查，其中没有上到山顶滑坡面进行实地详查，是通过详细调查滑坡体延伸到公路边的地层产状和岩性特征，推侧出瘤状灰岩分布，如图1中的虚线部分； 另外，由于没有开展水文地质钻探和地下水监测，文章仅依据降水量结合作者在西南石山地区野外工作经验推测滑坡发生前的岩溶水动力场特征； 这些为本文不足之处，今后将深入开展有关方面研究工作。

4 结 论

鸡尾山滑坡体存在T0、T1、T2等3组垂直结构面，除南侧T1裂缝下部为本次滑坡体活动形成的拉裂缝外，T1裂缝上部、T0和T2裂缝为所处区域3组构造裂隙经过长期溶蚀侵蚀而形成。鸡尾山滑坡滑动面并不完全在软弱夹层中，至少部分滑动面已经越过软弱夹层、瘤状灰岩地层； 该滑动面主要由软弱夹层、顺层强岩溶、以及层间弱胶结等条件所控制； 当软弱夹层、顺层强岩溶、层间弱胶结等三者集中位于一个相对平面时，则形成一个弱结构面，尽管该弱结构面不能像垂直裂缝一样把滑体与山体完全分开，但在上覆滑体重力作用下，弱结构面岩石比其他部位岩石更容易变形破坏，更容易具备形成滑动面条件。总之，垂直裂缝、水平滑动面为长期岩溶作用下的结果，也是构成本次滑动块体主要形成原因。

岩溶地下水对滑坡体垂直裂缝和滑动面的形成、发育、扩大，以及整个孕灾过程起到重要作用，但鸡尾山滑坡触发机制与降水以及地下水水动力作用不存在必然关联性。