堵河流域黄龙滩水库滑坡控滑类型分析

2021-08-30伏永朋李庆喜

资源环境与工程 2021年4期

苏昌，赵欣，伏永朋，李庆喜

(1.湖北省地质局第六地质大队，湖北孝感 432000；2.中国地质调查局武汉地质调查中心，湖北武汉 430205 3.湖北省地质局水文地质工程地质大队，湖北荆州 434020)

堵河发源于神农架北麓洛阳河和鄂渝陕交界的大巴山大暑河一带，是汉江的第一大支流。黄龙滩水库位于堵河干流中下游河段，最大坝高107 m，正常蓄水位247 m，总库容11.625亿m3。库区干流回水河段长约90 km。

1 孕灾地质背景

黄龙滩库区地处堵河中下游流域区，区域地形地貌类型为构造剥蚀中低山峡谷区。区内最高点为苍浪山顶(高程1 825.7 m)，最低点为堵河河谷(高程240 m)，多发育切割深500～1 000 m的“V”字形河谷，两岸谷坡坡角一般为25°～50°。

库区地处秦岭—大别造山带秦岭弧盆系武当—随南逆推带之武当陆内裂谷。区域褶皱主要为武当山复背斜，该复背斜出露中元古界武当群变质碎屑岩夹火山岩，总体向西倾伏、往南倒转、向北倾斜，南华纪耀岭河组—志留系地层在其西端呈弧形环绕分布。区域断裂构造以北东向高倾角压性断裂为主，张性断裂为次，长度一般为30～80 km，多条断裂斜穿库区。

库区地处秦岭地层区，出露地层大部分为中元古界武当群中高压区域变质岩系，由浅色片岩、浅粒岩、绿色片岩及变质砂岩组成，夹有条带状分布的晋宁期辉绿岩、辉长岩；其次为上元古界耀岭河组变质岩系。库尾段分布少量震旦系上统、寒武系、奥陶系、志留系地层，在沟谷及斜坡地带常见第四系残积、坡积和崩积物。

区内易滑地层主要为寒武系、耀岭河组、武当群变质岩和第四系松散堆积层。其中，片岩片理发育，层薄，易风化，力学强度低(抗压强度为8～10 MPa，摩擦系数为0.1～0.3，凝聚力为0.04～0.6 MPa)，遇水易软化。测试结果表明，中风化的云母石英片岩、绿泥石片岩、绿泥钠长片岩、板岩属于较软—坚硬岩，强风化的则属于软—较软岩；中风化的千枚岩属于软—较软岩，强风化的则属于极软—软岩。第四系松散土体呈零散状分布，厚度各地变化很大，一般为几米—十几米，其结构松散，孔隙度大，透水性大，力学强度低，易变形。

2 库区滑坡基本特征

2.1 滑坡分类

黄龙滩库区中上游河段Ⅰ级斜坡区共发现滑坡161处(图1)。从滑坡规模来看，分为小型滑坡64处、中型滑坡74处、大型滑坡17处、特大型滑坡6处。从滑坡物质成分来看，分为土质滑坡56处、岩质滑坡35处、岩土质滑坡70处。从滑坡运动方式来看，分为推移式滑坡77处、牵引式滑坡69处、混合式滑坡15处。

图1 黄龙滩库区中上游河段滑坡分布图

2.2 滑坡边界特征

库区分布有数量众多的古老滑坡，滑坡边界清晰，滑体与周边岩土体存在明显差异。侧缘多以沟槽为界，古老崩滑体边界处常见陡崖。后缘残留的滑坡壁、弧形拉裂槽等依稀可见，局部还见有反坡台阶、洼地等。涉水滑坡前缘多在库区正常蓄水位以下，非涉水滑坡前缘多以强、弱风化带或人工开挖边坡坡脚为界，弱—微风化岩体常形成陡坡地形，与滑体地形迥异。剪出口一带常见泉水出露，局部见鼓丘及横张裂缝等。

2.3 滑坡结构特征

库区滑坡包括浅层、中层和深层滑坡，物质成分较复杂。浅层土质滑坡以松散土体为主，多沿土岩接触界面发生滑动。中层滑坡多为岩土质混合滑坡，浅表土层厚度一般较薄，下部通常为强风化变质岩，具多层碎裂结构或镶嵌碎裂结构。深层滑坡共8处，均为老崩滑堆积体，属岩质滑坡，滑坡厚度最大约70 m，主要为碎裂、块裂岩体及软弱夹层，岩体多近水平状或反翘，与周边岩体明显不同。

2.4 滑坡变形特征

库区滑坡主要由降雨及库水效应作用诱发。滑坡变形集中时段多数与强降雨或持续降雨时段相对应，在该时间段内，滑坡体变形迹象明显，部分滑坡变形量具有累积性，变形量和变形趋势日益加剧。涉水滑坡变形大多集中出现在库水快速跌落时段。黄龙滩水库蓄水后，水位抬升最高达百米。受季节性降雨和人工调蓄影响，水位动态变化幅度较大，库水最大下降幅度达到1.7 m/d。受河水长期浸泡和快速涨落影响，涉水滑坡或斜坡库岸岩土体力学强度降低，坡体稳定性迅速下降[3]，从而形成牵引式滑坡。区内受库水效应作用诱发的滑坡共11处，涉水老滑坡体都存在不同程度地变形破坏，如姜家坡滑坡前缘右侧长期塌滑，形成多处跌坎；布袋营滑坡前缘曾发生滑体规模达36×104m3的滑坡；马头山滑坡于1976年1月19日瞬间滑动，将河床填高100多米并形成孤岛，激起巨大气浪和水库涌浪(波及上游3.5 km处的浪高为3 m，波及下游8 km 处的浪高为1.5 m)，后续塌滑持续了两天。

收集我院2017年1月—2017年12月自愿报名进行肺结节筛查的健康体检者共1872名，男性1161例，女性711例，年龄最小40岁，最大76岁，由副主任以上职称诊断医师在工作站上进行读片，发现结节可在工作站上进行多平面重建，最后分析并对结节进行分类。

3 滑坡控滑类型分类

库区滑坡的控滑要素主要为软弱夹层、片理、岩土界面、风化带等(表1)，从滑坡所处斜坡结构来看，包括顺向坡68处、逆向坡15处、横向坡13处、斜向坡65处。斜坡岩体倾角多为缓—中倾，岩性主要为浅—中等变质的千枚岩、板岩、片岩，在适宜的地形地质条件下，使得区内易滑地层随处可见。这些软弱岩体抗风化能力较差，为大量滑坡的发生提供了物质基础。在顺向坡地层中，片理控制的滑坡发育最多，特别是软硬相间地层中更容易形成大型滑坡；而在逆向坡、斜向坡或横向坡中，风化带、岩土界面控制的滑坡更为发育。

表1 研究区滑坡控滑因素分类统计表

3.1 软弱夹层控制

库区软弱夹层控制的滑坡主要分布在寒武系水沟组、元古界武当群地层中，夹层结构主要有板岩夹石煤层、变粒岩夹绢云母片岩、变质砂岩夹绢云母片岩、变质砂岩夹绿泥片岩等。基岩顺层滑坡的滑带主要发育在这些软弱层(带)中[4]，这些夹层岩性软弱，易风化，物理力学强度远低于周边岩体，地下水也常在夹层处富集，在适宜地形地质条件下容易形成控滑结构面。在内外动力作用下，上部岩土体主要沿着夹层面发生滑动，常形成大型、特大型岩质滑坡。从软弱夹层空间分布来看，既有单层控制，也有多层控制。滑面受夹层展布特征控制，有直线型、折线型或弧形等。

布袋营滑坡是受软弱夹层控制的特大型岩土质混合滑坡[5]，平面上呈不规则长舌形，滑体面积为41.16×104m2，厚度为10.00～62.80 m，平均厚度约40.00 m，体积约1 646.40×104m3；纵向上呈阶梯状，分布有4级宽度不等的缓倾平台。滑体前缘鼓丘平台直抵堵河，形成整体呈北东向展布、高差58～64 m、坡角 60°～70°的弧形高陡临空面，中段因多期塌滑发育多条拉裂缝及座滑陡坎。

布袋营滑坡形成历史久远，经多期次崩滑、崩塌、滑移叠置而成。其东西两侧为高差数十米的稳定基岩陡崖，崖底浅切洼槽沟谷构成滑坡边界。滑体物质组成具有双层—多层结构，其表层为含碎石粉质粘土，局部见有变质灰岩巨块石；下部为碎裂岩体，滑床由寒武系水沟口组硅质岩、炭质板岩夹石煤层组成(图2)，岩性软硬相间。其变形破坏主要受特定的地层岩性控制，软硬相间的地层组合与坡体结构为布袋营滑坡体的形成提供了物质来源，并控制了滑坡的变形破坏模式。滑坡近期复活变形也是沿着老滑坡体的软弱夹层发生滑动的。

图2 竹山县布袋营滑坡工程地质剖面图

水库蓄水后，该滑坡复活。1982年10月滑坡后缘出现拉张裂缝，滑体呈现出缓慢的间歇性蠕动变形特征，前缘中部突起，局部坍塌、座落加剧，产生0.2～0.5 m的坠落坎，滑体上原34户民房墙体普遍产生拉张裂缝，并伴生新的地面拉张裂缝。至2001年7月，民房墙体裂缝增宽延长、墙体错位、倾斜变形加剧，34户居民全部迁离。临河段滑体于2003年8月25日雨后发生塌滑，方量约36×104m3。滑坡后缘变形剧烈，滑壁擦痕清晰，产生长40 m、宽17.16 m的坠落带，下座深度0.58～2.0 m。

3.2 片理控制

顺向坡是库区分布范围最广的斜坡结构，震旦系和元古界武当群片岩片理倾角以缓—中倾为主，这种顺向缓—中倾的片岩斜坡结构构成了库区最易滑的斜坡结构。片岩中尤以绢云母片岩和绿泥石英片岩片理最为发育，片理面光滑，片理间结合力较弱，特别是强、弱风化带界面附近，因强风化岩体多呈碎裂结构，透水性较强，在强、弱风化带接触带附近常形成地下水富集带。如西坡滑坡中部钻孔在揭露完强风化层出现微承压水，孔口地下水自流，流量长期稳定在1.4～1.7 L/min；屈家坡滑坡强风化岩体中也有泉水溢出。岩体在长期饱水作用下，发生崩解、软化，或在片理间形成软弱层，与下伏相对光滑的弱风化片理间结合力更是大大降低，在地形条件适宜、降雨入渗条件好且地下水活动强烈地段，上部强—全风化的碎裂、块裂岩体极易沿着片理面发生滑动变形破坏，滑面形态与片理面基本一致[6]。

屈家坡滑坡也是库区特大型岩质滑坡，主滑方向为310°，平均纵长900 m，平均横宽600 m，面积约54×104m2,厚度约35 m，规模约1 890×104m3。该滑坡为受片理控制的大型推移式滑坡。滑坡剖面形态呈阶梯状(图3)，为三级陡坡、跌坎与三级平台相间组合特征，滑坡后缘高程为396 m，前缘高程为230 m。屈家坡滑坡为老滑坡，滑坡边界清晰，滑坡右侧受北西向的小山脊控制，左侧以冲沟为界，后缘为中倾绢云片岩构成的滑坡壁。滑坡二级平台处有常年性泉水出露。

图3 屈家坡滑坡工程地质剖面图

屈家坡滑坡形成历史久远，滑体主要由强风化绢云石英钠长片岩组成，表层的第四系松散岩体厚度较小，近期主要以浅表层局部变形为主。1937年夏季，滑坡前缘左侧临河处发生滑坡，滑坡方量2.4×104m3，形成宽40 m、斜长60 m、深10 m的滑坡凹槽。1983年特大暴雨期间滑坡发生变形，使6栋土坯房出现裂缝，缝宽5～15 cm。

3.3 岩土界面控制

库区内土质滑坡有56处，规模以中小型为主，除个别滑坡为填土或均质土中发育的圆弧形滑面滑坡外，绝大多数滑坡滑面是受岩土界面控制的，浅表小规模的塌滑变形随处可见，特别是切坡后，浅表层土体最容易沿着基岩面发生滑动。岩土界面作为控滑结构面，虽与斜坡结构无关，但顺向坡中沿着片理面发育的表层土滑最为常见，此类滑坡的滑面形态多样，以折线形居多，直线形、弧形次之。滑坡后缘常见表层土滑后残留的基岩滑壁。

西坡滑坡为大型岩土质混合滑坡，具有多层滑面，表层为土质滑坡(图4)，沿岩土界面(岩土面也是片理面)发生滑动；深层为岩质滑坡，受片理控制，形成机制与屈家坡滑坡类似。表层土质滑坡分为上、下两个浅表层滑体[7]，以中上部缓坡平台处公路切坡揭露的强风化片岩为界，滑体厚7.1～17.3 m，滑体土主要为粘土、含碎石粉质粘土及碎石土，结构松散。

图4 西坡滑坡工程地质剖面图

自1970年开始，斜坡中部平缓地段逐步被改造为梯田，遭遇强降雨时偶见梯田坎坍塌现象。2005年8月14日，房县普降特大暴雨，滑坡变形加剧，滑坡后缘岩土界面附近的土体整体下滑近3 m，露出下部完整基岩，形成长80 m、高2～4 m、坡度45°左右的岩质陡坎；中部县道产生2段塌滑，下滑近3 m；还造成10间房屋倒塌，15间房屋成为危房，多间房屋出现不同程度的开裂。同年，西坡村村委会在滑坡后缘岩土界面附近修建了排水沟，以拦排降雨期间流向滑体的坡面水流。此后，滑体的变形主要为小规模的塌滑、路基沉降、建(构)筑物的变形开裂以及地面开裂等，具体包括小规模塌滑3处，公路挡墙起鼓、开裂4处，房屋拉裂变形19处。上述滑坡变形主要集中发育在浅表层土质滑体中，但在暴雨等极端条件作用下，仍然可能出现大规模滑坡。

3.4 风化带控制

不同风化程度的变质岩岩体物理力学性质存在极大差异，工程地质特征也各不相同，并且随着风化程度加剧软化性增大[8]。全风化的千枚岩、片岩多呈散体结构或镶嵌碎裂结构，物理力学性质与部分残坡积土相比几无差异；强风化的千枚岩、片岩多呈碎裂结构，岩体完整性较差，为软弱岩组；弱风化的千枚岩、片岩多呈块状结构，岩体较完整，力学强度较高，多属于较坚硬岩组，与强风化岩体工程地质特征截然不同。在适宜地形地质条件下，斜坡上部的软弱岩体容易沿着强、弱风化带界面发生滑动；浅层全风化岩体多与表层第四系松散堆积体一起发生滑动，以局部变形破坏为主。库区以风化带为控滑因素的滑坡共有23处，在逆向坡中分布最多，常形成大中型滑坡，滑面多呈弧形或折线形。

姜家坡滑坡为受强、弱风化带控制的特大型岩质滑坡(图5)。滑坡面积为52×104m2，推测滑体平均厚度为40 m，总体积约2 080×104m3。该滑坡所在斜坡为逆向坡，滑面为强、弱风化带界面。

图5 姜家坡滑坡工程地质剖面图

姜家坡滑坡的滑体物质来源于上覆的第四系覆盖层及下伏的破碎基岩层。覆盖层为第四系残坡积粉质粘土夹碎石，呈可塑状，碎石含量约占20%，直径一般为2～8 cm，少量>10 cm，分布不连续，厚度变化大，推测厚度为3～15 m。下部破碎基岩层岩性为青白口系武当群拦鱼河组变凝灰质粉砂岩、双台组绢云钠长变粒岩夹绢云石英片岩及晋宁期侵入的变辉绿岩，在滑坡中部平台下部可见基岩出露(道路切坡处)，呈强风化状，岩体较破碎，局部呈碎块状，局部可变层次，但产状紊乱，与滑坡周边完整基岩产状差别大。

1975年8月8日，全天降雨量达201 mm，致使滑坡复活，产生局部滑动，后缘形成长约700 m、宽20～25 cm的弧形拉张裂缝和2.0～2.5 m高的岩质陡坎，前缘基岩滑面可见清晰擦痕。1983年以来，滑坡前缘发生局部滑塌，两侧槽沟侧壁及斜坡土石体局部滑移并继续产生拉裂缝，中部平台北侧也出现长约100 m的拉裂缝，致使房屋出现不同程度开裂变形和倒塌，水井和泉水流量减少或干枯，泉水点下移。2005年8月14日，房县发生特大暴雨，滑坡再次剧烈变形，中后部出现一条长约300 m、宽20 cm的弧形裂缝并下滑形成了高约1.5 m的土坎，前缘中部及右部形成3处小型滑坡。