汉源县中海村“8·21”雨后型滑坡特征与成因

李宇嘉, 陈宁生, 杨 溢, 侯儒宁, 何 杰, 倪化勇, 刘恩龙

(1.昆明理工大学 公共安全与应急管理学院，昆明 650093；2.中国科学院、水利部 成都山地灾害与环境研究所，成都 610041；3.高原科学与可持续发展研究院，西宁 810016； 4.中国科学院大学，北京 100049；5.成都理工大学 旅游与城乡规划学院，成都 610059；6.中国地质调查局 探矿工艺研究所，成都 611734； 7.四川大学 水利水电学院，成都 610065)

昔格达组(NQx)是一套发育在青藏高原东南部的金沙江、大渡河和雅砻江流域，由粉砂和黏土组成的湖相细粒沉积半成岩地层，出露总面积为40 000 km2[1]。近年来，相关领域的学者对昔格达组进行了密切关注，并对其形成时代[2]、形成机制[3]和物理力学性质[4]有了一定的认识。昔格达组形成于古近纪渐新世与第四纪更新世之间，固结时间短，岩石性质由软土到软岩，整体强度低，易风化，遇水易软化，极易发生滑坡[5-6]。然而，昔格达组地层发生的半成岩滑坡较少，对此类滑坡的破坏机制和防治方法仍知之甚少。

研究发现昔格达组地层滑坡对降雨入渗响应存在的滞后性[7]，这给该类型滑坡的预测预报增加了难度。滑坡滞后于降雨的现象一直以来都存在，但往往没有引起足够的重视，从而造成严重的后果。虽然大多数降雨引发的滑坡事件与极端降雨同时发生，但有些滑坡却在不同程度上滞后于降雨[8-9]，例如湖南省宁乡县王家湾滑坡滞后于降雨8 h[10]，四川省汉源县康家坡滑坡滞后于降雨2 d[11]等。亓星等[12]在甘肃省黑方台研究发现大面积台塬灌溉会导致降雨和地表水通过孔隙、裂隙进入土壤内部并在底部向台塬四周渗出，从而导致滑坡的发生存在滞后效应。

据四川省应急管理局发布的消息，2020年8月21日凌晨3点50分左右，四川省汉源县富泉镇中海村6组突发大型昔格达组顺层基岩滑坡。据调查得知,滑坡发生前最后一场累计降雨量≥5 mm的连续降雨事件发生于2020年8月18日19时至2020年8月19日10时，滑坡的发生滞后于此次连续降雨事件42 h。滑坡后缘的裂隙最早于8月19日被发现，自8月20日14时起乡村干部就已展开群测群防工作，转移了受威胁的村民；而民众“雨停即灾停”的想法对滑坡的防灾减灾工作造成了较大阻碍，入夜后有人返回家中时不幸遭遇了滞后发生的滑坡。

笔者对滑坡区域进行了现场调查，通过无人机航拍获取地形影像数据并结合室内土力学实验分析等方法，对该滑坡的地质地形背景、滑动变形特征和滞后降雨的过程进行分析，探讨影响滑坡发生的因素与产生滞后效应的原因，并结合实际情况提出减灾建议，为昔格达组滞后型滑坡灾害预警和治理提供参考。

1 区域背景

1.1 地质构造与地形地貌

汉源县位于川滇南北构造带的北段，为南北向、北西向、北东向三大构造的复合区，区域地质构造较为复杂，断裂、褶皱较为发育，主要以南北走向的汉源-昭觉断裂、宜坪-美姑断裂为主，北西走向的石棉断裂和北东走向的峨眉山断裂带相互交错[13]。滑坡区受汶川“5·12”特大地震及雅安“4·20”强烈地震的影响，地层节理和裂隙十分发育，地震基本烈度为Ⅷ度[14]，地震加速度值为0.15 Gal (1 Gal=1 cm/s2)，“4·20”地震后震区地质灾害点较震前新增14%[15]，在降雨等外界因素作用下极易发生地质灾害[16]。

滑坡位置的坐标为102°41′45″E，29°20′45″N(图1)。滑坡区地貌类型属于侵蚀构造中低山型地貌，山体位于大渡河深切河谷区左岸，地势较低，平均海拔高度为 1 008 m，滑坡所在的斜坡整体走向约300°，呈西南高北东低，斜坡坡度15°～45°，坡面呈折线形，局部为陡坡、陡坎、陡崖；坎的高度一般为1.5～5 m，局部为10～20 m。斜坡上季节性冲沟发育。斜坡上植被覆盖较好，以果树、灌木、旱地、水田等为主。

图1 中海村滑坡位置示意Fig.1 Schematic diagram showing the location of the Zhonghai Village landslide

1.2 地层岩性

图2 研究区地质图Fig.2 Geological map of the study area

滑坡表层的第四系全新统残坡积层，平均厚度5 m，表层土壤中的砾石、砂粒、粉粒和黏粒的体积分数分别为15%、25%、30%和30%。土壤的液限为49.13%，塑性指数为14.87，为含砾粉质黏土。下伏基岩为昔格达组砂岩与黏土岩互层，产状50°∠13°(图3)。该地层底部发育砾岩层；砂岩与黏土岩多以互层状产出，局部地段砂岩、黏土岩呈厚层状，最大厚度可达8 m以上；炭质黏土岩多呈夹层状产出，厚度一般在0.5～1 m，深部地段可达5 m，与上下地层接触面光滑，炭质黏土岩饱水呈土状。该区昔格达组为半成岩，是一种结构构造不均一的极软岩，富含黏粒及黏土矿物，压缩性较强，遇水及外力震动易崩解，初期在岩体内部形成裂隙。地下水沿裂隙面下渗侵蚀切割岩体，裂隙增宽成为裂缝，不利于岩体的稳定，易使岩体变形从而发生地质灾害[7]。

图3 中海村滑坡工程地质剖面图Fig.3 Engineering geological section of Zhonghai Village landslide

2 滑坡形态特征

中海村“8·21”滑坡位于汉源县富泉镇中海村6组，其平面形态呈复合S形，主滑方向10°。后缘以裂缝为界，前缘为斜坡坡脚，纵向长约650 m，左右侧以地形陡缓交界处为界，横向宽度为80～270 m，滑坡面积8.1×104m2，后缘陡坎高7 m，滑坡区最大滑移深度27.5 m，平均厚度约7 m，滑坡总体积约58.0×104m3，后缘海拔高度1 030 m，前缘海拔高度850 m，前后缘垂直高差180 m，滑动距离约665 m，平均坡度17°。滑坡发生前所处大部分区域为坡度小于10°的耕地和梯田(图4-A)。滑坡从形态上可分为物源区、加载滑移区、刮铲区和堆积区(图4-B)。

图4 滑坡区域前后对比图Fig.4 Comparison of landslide area before and after occurrence of landslide

物源区：该区域呈扇形，后缘海拔高度1 030 m，前缘海拔高度985 m，纵向长约100 m，后缘横向宽约80 m，前缘横向宽约140 m，滑坡面积0.93×104m2，体积约21.90×104m3，占滑坡总体面积的11%。滑坡后壁为弧状陡坡，坡度为60°～85°，两侧壁后部形成高5～16 m的垂直陡坎，后侧和东侧均有明显划痕，反映了滑坡的拉裂和蠕变历史。

加载滑移区：该区位于物源区下方，呈梯形状，海拔高度在940～985 m，面积约2.47×104m2，体积约36.10×104m3。滑坡发生前，该处是一个坡度约为10°的平台。在物源区松散物质的冲击载荷作用下，发生滑动破坏。两侧形成的滑坡陡坎高差为7～14 m。

刮铲区：位于加载滑移区下方，平面形态呈勺形，后缘海拔高度940 m，前缘海拔高度870 m，高差70 m。纵向长约230 m，横向宽70～210 m，面积3.90×104m2。为推移式滑动，滑坡体上树木变形严重，整体坡度为13°～15°，比上段物源区的坡度更为平缓，使得部分滑坡土体堆积在Ⅲ级平台上。该区域下部有多级陡坎，坡度为10°～20°，为土体再次滑动释放能量提供了条件。土体高速滑动并不断刮削边坡原有的残坡层，导致滑坡体进一步增大。由于下部坡度变缓和松散堆积物解体的影响，刮铲作用减弱，前缘沿两侧的龙虎沟和人工引水渠快速收缩，边界呈锯齿状。

堆积区：平面形态呈矩形，后缘海拔高度870 m，前缘海拔高度850 m，高差20 m。纵向长约122 m，横向宽约70 m，堆积区面积0.80×104m2。堆积区与S435公路交叉，滑坡发生时，公路旁的边坡为滑坡提供了临空面，土体顺坡冲下，最后被房屋阻挡后停止移动，堆积在流沙河左岸。上部坡度约18°，下部坡度10°。

3 雨后型滑坡成因分析

3.1 地层及地形条件因素

3.1.1 地层条件

滑坡所在区域为昔格达组地层，是一套由粉土、细砂和黏土组成的半成岩，其工程性质极差，遇水饱和后极易发生滑坡灾害[6]。滑坡区昔格达组主要由粉细砂岩和黏土岩两种岩性地层单元构成，两者在垂向上交替出现，形成互层结构。

根据现场调查，滑坡上部后缘陡峭段多为风化的粉细砂岩土体(图5-A)，呈现黄白色或灰白色浅色调；滑坡区中下部平缓段多为饱水的黏土岩，呈现黑灰色深色调。究其原因，是粉细砂岩土体渗水能力较黏土岩大，其表面的水分很快入渗至黏土岩，当滑坡体结构含水时，粉细砂岩为含水、透水介质，黏土岩则作为隔水(储水、弱透水)介质(图5-B)。在基覆界面上层土体失稳滑动后，受水力梯度作用，粉细砂层中的地下水向较低的位置排泄，并在坡脚形成地表积水。随着时间的推移，粉细砂层中的地下水位不断降低，从下至上出现含水率依次降低、颜色逐渐变浅的饱水带、毛细水带、高含水率带和低含水率带[17]。在此过程中粉细砂层的侧向排泄和坡脚积水现象都是借助黏土层的隔水作用实现的。砂岩层透水、黏土岩隔水的特殊互层结构使得降雨的入渗和地下水的转化过程变得更为复杂。

图5 滑坡现场地层示意图Fig.5 Photographs showing the strata at landslide site

根据前文所述，昔格达组的黏土岩具有较高的黏土含量，遇水极其容易崩解，力学强度急剧降低。经过钻探揭示，滑带为昔格达组炭质黏土岩(图6-A)、黏土岩与上层砂岩接触带的夹层(图6-B)， 滑带岩体饱水后，结构全部被破坏，具土体性质特征(粉质黏土)，软-可塑状。这意味着昔格达组黏土岩遇水后强度迅速降低，滑面在该地层贯通，其力学性能的降低是滑坡发生的关键。此外，钻孔揭示的滑带平均坡度16°～18°，略大于岩层倾角，但基本一致，为一顺层基岩滑坡，所以昔格达组顺坡向的地层产状也促进了滑坡的发生。

图6 滑带钻探照片Fig.6 Photographs showing the drilling cores in sliding belt (A)炭质黏土岩中的软弱带; (B)层间软弱带(软化为粉质黏土)

通过对现场取得的滑体土样5组、滑带土样3组和滑床岩样8组进行实验测试，获得了样品物理和力学性质平均值(表1)。试验结果表明，滑动区土壤含水几乎饱和，天然水含量(质量分数33.16%)接近其液体限制(36.64%)。在快速直接试验条件下，样品的黏聚力为17.62 kPa，内摩擦角为12.14°。连续降雨后，地下水含量的增加削弱了滑动区域岩土体的强度，降低了土体的稳定性。滑带土体含水饱和后黏聚力由15.13 kPa下降至12.30 kPa，抗剪强度迅速降低，砂岩和黏土岩含水饱和之后的黏聚力仅为22.00 kPa和20.00 kPa，表明滑坡区昔格达组岩性属于极软岩，稳定性差，遇水后力学性能迅速降低。

表1 滑动区岩土物理力学参数Table 1 Physical and mechanical parameters of rock and soil samples in sliding zone

3.1.2 地形条件

滑坡发生前，原山体为多平台梯田地形(图4)。平台上种植有农作物，长期的耕种灌溉导致坡体土壤干湿反复，土体抗剪强度降低的同时容易形成裂隙，为地下水补给提供了通道[18]。各台地间陡坎和微地貌发育，为滑坡的发生和运动提供了良好的地形条件。滑坡区山体可以分为4级平台。Ⅰ级平台位于滑坡形成区的后方，起到了收集降雨的作用，也是滑坡最先失稳的部分。加载滑移区所处的Ⅱ级平台有效阻止了源区中初始物源的移动，受到Ⅰ级平台滑动物质的加载作用而再次失稳。刮铲区所处的Ⅲ级平台后部是陡崖地貌，坡度为35°～40°，为滑坡土体失稳进一步滑移提供了自由面，并增大滑体势能。滑坡发生后，坡度较为平缓的Ⅲ级平台堆积了大量滑动物质，比原始地形高出7～10 m。位于堆积区上方的第Ⅳ级平台下方为公路边坡，为滑坡的发生提供了不稳定临空面。

Ⅰ级平台滑坡体失稳后为Ⅱ级平台的加载作用增加了滑坡的规模和危害，据估算率先失稳滑动的物质达 100 000 m3。Ⅱ级平台土体结构在外部振动荷载的作用下会形成典型振动液化的破坏模式[19]。冲击液化被认为是阶梯地形滑坡形成的重要机制之一[20-21]。在冲击载荷作用下，滑带土体颗粒的孔隙被压缩，原有结构被破坏，部分低硬度矿物破碎形成碎屑颗粒。这些碎屑颗粒在水压的作用下快速移动，堵塞了一些细小通道。此时滑带土体受冲击含水完全饱和，由于通道堵塞，孔隙水压力无法通过排水而快速消散。冲击载荷将急剧增加总应力和孔隙水压力，导致抗剪强度迅速下降[21]。随着抗滑力的迅速减小和滑动力的增加，加载滑移区的滑动面迅速穿透并向下滑动。滑动土体冲击至刮铲区时，发生了同样的过程，因此形成了二次滑动的现象。现场调查所见的平整且富水的滑动表面证实了这一现象(图7)。

图7 平整富水的滑体表面Fig.7 Smooth sliding surfaces with abundant water

3.2 降雨及地下水补充过程

3.2.1 降雨条件

汉源县年平均气温为17.8 ℃，多年平均降水量为756 mm左右，降水主要集中在5～10月份；7月份的累年平均温度为25.3 ℃，平均降水量为171.1 mm；8月份平均温度为25.1℃，平均降水量为169.6 mm，单日降水量≥50 mm的天数为0.4天。根据汉源县气象局的降雨数据：2020年8月8日20:00至18日20:00，全县总降雨量达到243.2 mm(其中16日20:00至17日20:00降雨量58.7 mm，18日20:00至19日20:00降雨量47.7 mm)；由滑坡发生日往前一个月的降雨量高达327.9 mm(图8)，较往年同期偏多93%。前期的高强度持续降水，为雨水入渗山体创造了条件，为此次滑坡灾害形成的首要因素。雨水入渗山体发生破坏主要体现在以下两个过程：①滑坡体右侧有一条常流水冲沟(龙虎沟)，滑坡体左侧有一条人工水泥引水渠(图4-A)，调查时发现沟道已有多处开裂痕迹，由于两侧沟道的汇流作用，为降雨积水入渗至山体内部提供了途径；②由于滑坡区位于大渡河干旱河谷区[22]，而雨季前期的干旱会使黏土含量较高的表层土体由于不均匀涨缩产生微裂缝[23]。且许多研究证明，这种微裂缝不仅会造成土体强度的降低[24]，更重要的是为降雨的入渗提供了有效的通道[25]，利于降雨入渗至土体内部，从而引发滑坡灾害。

图8 中海村滑坡滑前降雨过程曲线图Fig.8 Curve of rainfall in Zhonghai Village before the landslide

3.2.2 地下水补充过程

中海村滑坡区地下水主要分为两种类型：松散岩孔隙水和碎屑岩裂隙孔隙水。其中松散岩孔隙水主要为第四系松散堆积物中的孔隙水，储水物质为滑坡堆积层、残坡积层、冲洪积层等。滑坡堆积层主要分布于斜坡地带，含水岩组以粉土、粉质黏土、含碎石粉质黏土等为主，钻孔勘探揭露该层地下水的深度为1.5～9 m，不具有统一地下水面，滑坡区局部滑体的孔隙率大，土体富水，以潜水为主。地下水主要受大气降雨和灌溉补给，一般沿内部孔隙径流，在冲沟或溪沟处排泄至坡脚形成水田。碎屑岩裂隙孔隙水则赋存于昔格达组砂岩、黏土岩、泥岩的裂隙、孔隙中，浅层风化裂隙发育，砂岩孔隙发育，储水介质较小，富水性较差，主要受降雨及松散岩类孔隙水的下渗补给，在裂隙中径流，在北侧溪沟地带排泄。

昔格达组特殊的互层结构会形成多个地下水含水层，可划分为上层滞水、潜水和承压水，在垂向剖面上，这3类地下水均具多层性而且相互之间不存在埋深依次增大的关系。大多数学者认为，前期降雨通过入渗补充地下水，并在坡体上形成统一地下水位时入渗至滑床，导致滑体的稳定性系数降低[11]；在降雨结束后，稳定性系数不会立即回升，导致了滑坡发生对降雨的响应具有滞后性[7]。同时，由于昔格达组地层中断裂构造十分发育，不同含水层之间会通过这些断裂相互补给与排泄，随着补给及排泄情况的变化，上层滞水、潜水和承压水之间会发生相互转化(图9)，这种转化要比其他环境下更为普遍[26]。当上层滞水和潜水在外界补给(降雨)充足时，地下水充满整个透镜体或粉细砂层后补给量仍大于排泄量，则上层滞水和潜水就会转变为承压水。反之，当承压水的侧压水位降到隔水顶板之下后，也会转变为上层滞水或潜水。根据现场调查，在滑坡形成区上方东侧有一口水井(图10-A)，且滑坡体西侧乡道旁不断有水渗出(图10-B)，表明滑坡发生前该区域富含地下水。在前期高强度持续降雨影响和长时间灌溉用水的作用下，滑坡区地下水得到充分补给，可能导致滑坡区地下水出现转化过程，这一过程的进行需要一定的时间，从而导致了非饱和带土体饱和过程的滞后性。当地下水入渗至滑床后，滑坡表面土体逐渐趋于饱和状态，坡体自重急剧增加，沿基覆界面形成贯通滑面后[27-28]，滑坡整体启动。

图9 地下水转化示意图Fig.9 Schematic diagram of groundwater conversion

图10 滑坡区地下水出渗示意图Fig.10 The groundwater seepage in landslide area

3.3 滑坡演化过程

中海村滑坡的发生是内外因素共同作用的结果。滑坡区的昔格达组粉砂岩风化后形成高渗透性土壤，黏土岩夹层的低渗透性有利于地表水渗透和地下水滞留(图5)。加之前期超平均水平的持续降雨(图8)，滑坡体含水量和重力增加，降低了土体的力学性质，不利于滑坡体的稳定。降雨和渗流作用增加了滑动区的含水量和孔隙水压力，从而导致滑动区的裂缝扩展、软化和强度降低(表1)。调查表明，8月19日后滑坡后缘处旱田发生明显变形，裂缝出现在边坡背面及两侧冲沟，并随着时间的推移进一步扩展，且坡脚处路基旁伴有地下水出渗现象。蠕动变形阶段发生于8月19至20日，经历了42 h的蠕动变形后于8月21日凌晨3时50分左右滑坡启动。

综合分析地层、地形、气象和地下水等因素，初步探明了中海村滑坡的演化过程。根据滑坡高程变化(图11)、地貌特征和现场调访得出滑坡的破坏变形过程主要经历了4个阶段：

图11 滑坡滑移前后高程变化图Fig.11 The elevation change before and after landslide sliding

第一阶段为边坡蠕动变形阶段。在连续降雨作用下，降雨入渗补充地下水的同时增加了滑体的饱和容重。地下水渗入边坡软弱夹层，导致其抗剪强度降低。随着时间的推移，在重力作用下，边坡上出现了拉应力区，表面出现了拉裂。

第二阶段为加载滑移阶段，发生在滑坡的形成和加载滑移区。降雨停止后，坡体的渗流过程仍在继续。随着裂隙的进一步加深和滑动面的贯通，坡体遭到破坏，短时间内大量滑坡物质被加载到坡体下部，滑动体积约21.90×104m3。

第三个阶段为滑移刮铲阶段。由于滑坡山体原状为阶梯地形且中下部坡度较缓，高位发生的土石滑动到山坡中部的缓坡区，在强大的势能和冲击作用下，下部边坡质量增加，饱和滑动带强度迅速下降，沿斜坡向下铲刮表层松散土层，其中大部分物质堆积于下方缓坡平台处，堆积厚度6～18.5 m。在H1-ZK8钻孔内分布有3层植物根系，深度分别是10.5 m、18.5 m、20.1 m，证明至少该区域经过了多次滑覆堆积(0～10.5 m段为滑覆堆积，10.5～18.5 m段为滑覆堆积，18.5～20.1 m段为铲刮层)。

第四阶段为流体运动阶段，部分滑动体继续向下移动，形成泥石流。在这个过程中，边坡的原始土壤沿着滑动路径被刮除。泥石流因最下方缓坡平台的缓冲和房屋的阻挡而减缓、堆积。

在4个阶段滑动的作用下，整个滑坡体滑动距离约为665 m，沿省道S435内侧陡坎处冲出，堆积于省道S435上与外侧居民区内。

4 结论与减灾建议

4.1 结论

本文采用现场调查、无人机航拍、遥感解译、实验分析等方法，对中海村“8·21”滑坡的地质背景、形态特征、滑动过程进行了详细描述，并探讨了地层地貌、前期降雨、地下水转换对滑坡发生所造成的影响，分析了滑坡的形成特征及其滞后原因，得到以下几点结论：

a.中海村“8·21”滑坡属于中型昔格达组顺层基岩滑坡，其发生滞后于前期降雨42 h。滑坡从形态上可分为物源区、加载滑移区、刮铲区和堆积区4个区域，经过4个阶段的滑动作用后冲出约58.0×104m3的固体物质。

b.中海村滑坡所在昔格达组地层工程性质极差，其特殊的互层结构为前期降雨补充地下水提供了有利条件；同时，阶梯状的梯田地形充分积聚了前期降雨及灌溉水的补给，平台间陡坡和缓坡的变化为滑动土体的冲击液化作用提供了条件，是滑坡形成二次滑动的原因。

c.前期超平均水平93%的降雨是此次滑坡形成的首要原因，地下水位对前期降雨通过土体裂隙入渗的响应滞后和特殊地层条件下地下水可能发生的转换过程导致了本次滑坡的滞后。

4.2 减灾建议

中海村滑坡发生后，坡体上方和两侧坡体表面均发育有多条裂隙，在暴雨状况下处于不稳定状态，一旦发生滑移，很可能造成巨大损失。结合此次滑坡成因与周围坡体发展趋势，提出以下几点减灾建议：

a.在此次灾害中，群测群防监测预警成效显著，但要将科学减灾的理念深入到更多的偏远地区老年群体中，依然任重而道远，需要每一位地质灾害防治工作者继续共同努力。由于滑坡等地质灾害的发生经常滞后于降水，在今后的群防群测工作中，组织群众的撤离还需要注意“撤得出，稳得住”。

b.中海村滑坡体及周边区域稳定性差，危害性大，滑坡危险范围内人口集中，大规模搬迁难度大，因此建议采取综合防治工程以及避让搬迁的治理措施。

作者在调查过程中得到了四川省地质工程勘察院集团有限公司的帮助，特此致谢！