金沙江白格滑坡失稳机理及影响因素分析

杨 连 伟

(江西省地质环境监测总站，江西 南昌 330096)

0 引 言

滑坡堵江是指河谷斜坡岩土体因崩塌、滑坡及其转化成的碎屑流等造成江河堵塞和回水的现象[1]。河谷发育过程中，随着河流下切，岸坡岩体卸荷回弹，形成一系列的顺坡向裂缝，其后裂缝间的岩桥在岩体重力或降雨、地震等荷载的作用下被突破，造成滑坡或崩塌堵塞主河道，形成堰塞湖；随着堰塞湖水的增高，堰塞体会溃坝并形成洪水事件。这一过程，会对上下游造成巨大的破坏。目前对滑坡堵江的研究主要集中在历史滑坡堵江的识别统计[2]、堰塞体的特征[3-4]、溃坝最大洪水量估算、滑坡堵江的危害及治理等方面[5]。

2018年10月11日(另据地震台网监测为10日22：06[6])和11月3日，西藏自治区江达县波罗乡白格村与四川省白玉县绒盖乡则巴村交界处两次发生大规模高位滑坡灾害(以下分别简称“10·11”和“11·3”白格滑坡)，岩土体阻断金沙江干流，形成堰塞坝。这两次滑坡-堵江事件发生后，先形成堰塞湖淹没上游(江达县波罗乡、白玉县金沙乡等)，堰塞体溃决之后，形成洪水冲击下游，尤其是第二次堵江坝体溃决后，使下游多座桥梁被冲毁，多个城镇被淹，在建的苏洼龙水电站也受到冲击，造成了巨大的经济损失和广泛的社会影响。

白格滑坡-堵江事件具有严重的灾害链效应，事后诸多学者对其进行了详细研究，主要包括白格堰塞湖应急抢险处置[7-9]及水文监测预报[10-12]的经验总结、滑坡残留体后期稳定性及堵江风险分析[13-15]、堰塞湖溃坝洪水数值分析[16-18]以及白格滑坡的形成演化过程分析[19-23]。尽管前人从不同角度对白格滑坡进行了调查研究，但由于早期交通条件限制及研究目的不同，对于其失稳机理及关键影响因素仍未形成统一的认知。因此，本文对滑坡区的地质条件进行了详细的现场调查和分析，在分析相关资料及数值的基础上，对白格滑坡首次滑动的形成机理、演化过程和关键影响因素进行了认真研究，并计算了滑坡的运动速度。研究结果可为青藏高原周边高山峡谷地区斜坡灾害的研判和预警工作提供借鉴。

1 金沙江白格滑坡概况

1.1 白格滑坡基本特征

白格滑坡区处于青藏高原东部，金沙江缝合带上，周边沟谷纵横，山谷相间。两次滑坡的滑源区均位于金沙江“Ⅴ”形河谷右岸的猪背形山脊上(见图1)，山脊走向约N10°～15°E，斜坡朝向80°～100°，海拔高程3 720～2 880 m，垂直高差达840 m。

图1 主滑坡区出露地层Fig.1 The stratums and their distribution in landslide area

经调查，滑坡区斜坡中上部主要出露华力西期蛇纹岩(φω4)(见图1)，高程在3 400～3 700 m之间；受构造影响，蛇纹岩整体成碎粉岩状，呈灰绿-绿白色。滑源区下游侧及3 400 m高程以下主要为元古界雄松群(Ptxna)英长片麻岩，层面内倾，产状235°∠40°，发育有60°～80°∠75°～85°、100°～115°∠80°两组结构面，片麻岩表面风化后呈土黄色-青灰色。

2018年10月11日第1次发生滑坡时，滑坡后缘高程约3 700 m，滑源区剪出口高程约3 000 m。主滑区共有2 200万～2 300万m3岩土体失稳，堵塞金沙江后形成堰塞坝。堰塞湖水于10月12日开始自然漫坝下泄，至13日，泄洪基本完成。11月3日在第1次滑坡的后壁上发生第2次滑坡，约370万m3岩体失稳形成碎屑流，与第1次堰塞残留体一起形成新的堰塞坝，第2次堵塞金沙江。经人工干预，至11月13日下午堰塞坝被完全冲开。

“10·11”滑坡发生后，在滑坡源区(Ⅰ)形成高陡岩质后壁，而主滑区后部为后部变形体(K1)，下游侧变形体(K2)和上游侧变形体(K3)分布于主滑区两侧(见图2(a))。在下部堆积体中，近滑源区侧(W侧)地势相对低洼，主要以蛇纹岩碎屑体为主；远滑源区侧(E侧)高程相对较高，主要以片麻岩堆积体为主。“10·11”和“11·3”两次滑坡后的泄洪通道均位于地势相对低洼的蛇纹岩堆积体中。因此，研究“10·11”白格滑坡的形成机理，需要深入研究滑坡堰塞体的具体特征。

图2 两次白格滑坡后影像Fig.2 Aerial image after each landslide

1.2 “10·11”白格滑坡-堰塞体特征分析

堰塞体主要位于主滑坡区下部的流通堆积区(Ⅱ)中。依据坡面特征，将Ⅱ区划分为图3所示4个亚区；Ⅱ区外侧为涌浪影响区(Ⅲ)。

图3 “10·11”白格滑坡堆积-堰塞体特征(摄于2018年10月12日)Fig.3 Characteristic of accumulation-barrier body of “10·11” Baige landslide on October 12，2018

(1) 流通铲刮亚区(Ⅱ-1)和表层铲刮亚区(Ⅱ-2和Ⅱ-3)。岩土体失稳后铲刮下部斜坡覆盖层。Ⅱ-1区位于滑坡源区正下方，受到铲刮最严重，斜坡表面后退约20 m，形成一个槽状区，该区域宽约150 m，高约170 m。

两侧的Ⅱ-2区和Ⅱ-3区位于剪出口侧边，受失稳岩土体的冲击力和铲刮力较小，仅被铲刮掉表面覆盖层，裸露出两处片麻岩基岩陡壁。

(2) 堰塞体(主堆积体，Ⅱ-4)。整个堰塞体平面呈纺锤形(见图3)，沿河谷方向长约1 100 m，中部垂直河谷方向宽约500 m，水平投影面积约33万m2。图3中三角形所示为整个堰塞体的最高点。

堰塞体近滑源区侧(西侧)地势相对低洼(见图3① )，坡体呈灰绿-绿白色，以蛇纹岩碎屑为主，夹有粒径不同的墨绿色蛇纹岩晶体。该区域上游侧宽220～240 m，下游侧宽140～160 m。远滑源区侧(东侧)地势相对较高(见图3② )，坡体整体呈灰黄色夹青灰色，主要以片麻岩碎屑为主，其间分布大量直径约0.5～1.0 m的片麻岩块石。该区域上游侧宽140～150 m，下游侧宽100～120 m。

沿河谷方向，Ⅱ-1区下部的堆积体地势最高，整体呈条垄状，走向45°～50°，垄脊高出河床约80～90 m。条垄南侧为缓斜坡，发育4级与垄走向近平行的下错台坎(见图4)，台坎下部为张性裂缝。台坎1下部以厚度小于10 m的松散粉砂性土为主，现场调查期间本区饱水，人踩后易湿陷。垄的北侧为陡坡，堆积体向下被堰塞湖水体淹没(见图5)。

图4 主堆积区南侧的横向台坎(镜向NW)Fig.4 The sill on the south side of the main accumulation area(mirror NW)

图5 主堆积体北侧的陡坡(镜向S)Fig.5 The steep slope on the north side of the main deposit(mirror S)

两次泄流的泄洪槽均位于堰塞体西侧相对低洼的蛇纹岩堆积区中(见图3)。蛇纹岩与片麻岩分布区的界线特征如图6所示。

图6 堰塞体上蛇纹岩与片麻岩分布区界线Fig.6 Boundary of serpentinite and gneiss in the dam

(3) 涌浪影响区(Ⅲ)。金沙江水受失稳岩体冲击后形成涌浪冲向对岸，被对岸斜坡阻挡后再落回江底，期间冲刷坡表的覆盖层。经调查，涌浪影响区斜坡上的灌木和植草大面积倒伏，倒伏方向指向江底。经测量，影响区边界高程最高可达3 065 m，高出金沙江河床约180 m。

饱水土体被涌浪裹挟冲上对岸斜坡后又沿坡表滑下，留下深色残留体。涌浪回落反向冲刷已经停积的堆积体，造成堆积体与涌浪影响区接触部位形成一条冲沟。涌浪反向冲刷并在堆积体表面形成与主滑向相反的泥浆冲刷痕迹(见图7)。

图7 泥浆冲刷痕迹(镜向S)Fig.7 Mud scour traces(mirror S)

2 白格滑坡首次滑动的失稳机理及动力特性

2.1 “10·11”白格滑坡的失稳机理分析

(1) 堆积区中的岩石都呈碎块-碎粉状，原岩结构不可辨，碎块石平均粒径为40～60 cm，局部出露直径超过1.5 m的块石。据地质资料，研究区受深层韧性剪切作用，使蛇纹岩碎裂成碎粉岩状，片麻岩体节理裂隙发育。岩体失稳后经过近2 km的运动和内部相互碰撞，会变得更加破碎，使原岩的结构在堆积体中难以分辨；但堆积区的岩性层序与滑源区层序一致，上部(西侧)为蛇纹岩，下部(东侧)为片麻岩，故白格滑坡为岩质滑坡。

(2) 斜坡失稳区呈纺锤形(见图3)，其上部蛇纹岩中滑坡后壁的平均坡度约为35°，后缘局部陡壁坡度可达60°左右；而下部剪出口内侧片麻岩中滑面的平均坡度约为25°。滑坡失稳后，下滑合力P向前(见图8)，主应力作用面近于垂直，破裂面与主应力作用面的夹角α=45°+φ/2(φ为岩体内摩擦角)，则破裂面倾角β=90°-α=45°-φ/2，φ值越大则β值越小，反之则β越大。由于软质蛇纹岩中的滑面倾角较大，而硬质片麻岩中的滑面倾角较小，从而在滑源区中部形成一个巨大的槽状区。

注：Px和Py分别为滑坡物质在运动方向上的水平推力和法向自重力，P为合力。图8 滑体运动铲刮作用细观机制Fig.8 Meso-mechanism of the entrainment effect during mass movement process

(3) 调查发现：① 堆积体东侧有涌浪回落时的反向冲刷痕迹；② 堰塞湖水体在堰塞体西侧的低洼区过流。此处蛇纹岩碎屑体质软，易受冲蚀，很快形成泄洪槽，槽壁因受洪水侧蚀、塌岸而逐渐后退，泄洪槽两侧坡体上无冲刷痕迹；③ 坡体上未见到二次涌浪拍打迹象。因此，“10·11”白格滑坡为一次性失稳破坏并冲击江面。

(4) 综上所述，斜坡上部破碎的蛇纹岩在岸坡卸荷及表生时效作用下，内部的裂隙渐进性地发展为贯通性裂缝(滑坡区20世纪50年代即有变形)，裂缝逐渐向下延展，受到下部硬质片麻岩的阻挡。在各种外部因素的影响下，片麻岩体最终被剪断，斜坡完全失稳，岩土体堵塞金沙江，形成白格堰塞湖。

(5) 岩体失稳后，斜坡下部的片麻岩被推挤到堆积体前部，停积时因受到挤压而隆起；蛇纹岩碎屑体在滑坡体后部受到滑坡体牵引而松散，地形相对低洼。

2.2 “10·11”白格滑坡数值模拟结果分析

为验证对“10·11”白格滑坡失稳机理的认识，对滑源区进行二维有限元数值模拟分析。表1为计算所采用的主要岩土体参数，图9所示为所建立的失稳前斜坡剖面模型，计算模型考虑区分强风化和新鲜岩体。

表1 白格滑坡主要物理力学参数

图9 “10·11”白格滑坡数值计算剖面Fig.9 Simulation section of “10·11” Baige landslide

结合历史遥感影像[19]、现场调查和数值计算结果，将“10·11”白格滑坡的失稳-停积过程描述如下：① 受构造深层韧性剪切作用，蛇纹岩碎裂成碎粉岩状。② 金沙江两岸岩体向临空面卸荷回弹变形，蛇纹岩体中形成卸荷裂隙。③ 裂隙逐渐沿软弱面成集束发展，在坡表形成宏观裂缝。坡内裂隙向下扩展，受到硬质片麻岩的阻碍。④ 片麻岩“锁固体”被剪断，变形体失稳。变形岩体在剪断“锁固体”时，破裂面发生偏转，在软硬岩接触部位形成一个巨型凹槽。⑤ 失稳岩土体停积在河谷中形成堰塞体。远滑源区侧片麻岩分布区因受到后部岩体的推挤而隆起，而堰塞体近滑源区侧蛇纹岩区则相对低洼。岩体高速撞击江面形成涌浪，冲刷对岸坡表壤土和植被，形成涌浪影响区。⑥ 堰塞湖水位逐渐抬升，从相对低洼的蛇纹岩区漫坝，水流侵蚀软质的蛇纹岩堆积体，形成贯通的泄洪槽。⑦ 变形体失稳后，后部岩体突然失去支撑，形成了新的变形体。11月3日，变形体失稳，再次堵塞金沙江。

数值模拟计算结果显示(见图10)，上部软质的蛇纹岩在重力作用下向斜坡下部蠕变，剪切面沿强弱风化界面向下延展。上部变形体遇到下部硬质岩阻挡后，主应力在软硬岩接触面附近发生应力集中。直到下部硬岩发生大变形，被剪出，如图10(c)所示，剪出口上部网格隆起，斜坡失稳，剪出口位移超过4 m。由计算结果可以看到，岩体失稳后滑移面在软硬岩接触带附近变缓，滑面上部倾角约为35°，下部滑面倾角降低为10°～20°左右，局部反倾，在滑源区下部形成一个凹槽。

数值模拟计算结果与前文白格滑坡失稳机理的认识相互印证。

图10 “10·11”白格滑坡滑源区位移有限元计算结果Fig.10 Contour cloud map of displacement with FEM of “10·11” Baige landslide source area

2.3 白格滑坡失稳后的动力特性分析

“10·11”白格滑坡从滑坡源区陡壁后缘至堆积体最前缘的水平距离为L=1 832 m，垂直高差H=773.6 m。则滑坡的远程运动特性参数，亦即崩落体的等价摩擦系数μ=H/L=0.422，远小于0.6(约等于tan32°，为国际公认的岩质材料摩擦系数经验值)，白格滑坡失稳后进行了远程运动。采用谢德格尔法[24]对滑坡体的运动速度进行估算，计算公式如式(1) 所示。

(1)

式中：v为估算崩滑体速度，m/s；g为重力加速度，取9.8 m/s2；H为崩塌后壁顶点至崩落体沿途计算点高差，m；L为崩塌后壁顶点至崩落体沿途计算点水平距离，m；μ为崩落体的等价摩擦系数，取μ=H/L。

利用滑坡主剖面(剖面线位置参见图2)计算白格滑坡体首次滑动的全程运动速度，结果曲线如图11所示。岩土体在脱离剪出口不远速度就达到38.7 m/s，此后随着斜坡高程的降低，岩土体的运动速度不断增大，在河谷底部速度达到峰值64.2 m/s。此后，岩土体受到江水和对岸山体的阻挡，在大约300 m距离内速度急剧降低，直至停积下来，形成堰塞坝。同理，“11·3”白格滑坡岩土体峰值运动速度为59.8 m/s。

图11 白格滑坡沿途运动速度分布Fig.11 Velocity profile of Baige landslide

3 影响“10·11”金沙江白格滑坡的主要因素

白格滑坡位于金沙江峡谷中，山区复杂的地质背景、长期的斜坡卸荷及表生改造作用和恶劣的气候条件对滑坡的形成起到了重要作用[25]。

3.1 滑坡区的构造及岩性条件

白格滑坡位于金沙江缝合带上，多次深水中基性火山喷发造成沿缝合带或旁侧派生断裂发生多次超镁铁质岩带状构造侵位，白格滑坡区的蛇纹岩体就是沿缝合带串珠状分布的超镁铁质岩带的一处。受金沙江缝合带深层韧性剪切作用，研究区蛇纹岩体碎裂成碎粉岩状，破碎的岩体结构降低了岩体强度及抗风化能力，为岩坡在重力作用下加速变形提供了基础条件。

此外，白格滑坡的特殊岩性组合也为其边坡变形破坏提供了条件。如图12所示，滑坡所在山体斜坡为岩质坡，中上部为蛇纹岩体，中下部为片麻岩体，蛇纹岩和片麻岩接触带位于高程3 300～3 400 m附近，软硬岩的组合使得交界面附近容易产生应力集中，而纺锤形失稳区厚度最大处正是位于蛇纹岩和片麻岩接触面附近，最大可达80余米。

注：1.奥陶系上统雄松群片麻岩组；2.华力西期金沙江超镁铁质岩带、蛇纹岩；3.滑坡堆积体；4.第四系覆盖层；5.角闪石斜长片麻岩；6.蛇纹岩；7.断层及代号；8.第一次堰塞坝泄洪通道。图12 金沙江白格滑坡剖面Fig.12 Longitudinal section of Baige landslide in Jinsha River

3.2 岩体卸荷及表生改造作用

随着金沙江河谷下切，两岸岩体向临空方向卸荷回弹变形，谷坡应力场产生新的调整，最小主应力向垂直谷坡方向偏转。这种表生改造作用使斜坡产生了两个不同应力状态的区域，一个是一向受压、一向受拉的拉-压应力组合区(此时，σ1+3σ3≥0)，位于近坡面一定深度范围；另一个是双向受压的压-压应力组合，位于拉-压应力组合区与应力增高区之间[26]。伴随这一过程，斜坡岩体产生一系列新的变形和破裂，以适应新的平衡状态。当卸荷引起的最小主应力变为拉应力，且超过岩体的抗拉强度时，岩体发生平行坡面的单向拉张破坏。这样，新的变形和破裂追踪斜坡陡倾角构造裂隙，逐渐形成倾向坡外的贯通性潜在滑移面。区内破碎的蛇纹岩体为潜在贯通性滑移面的形成提供了便利。

受青藏高原隆升的影响，藏中和藏南地区地震活动频繁。白格滑坡区背靠地震多发区，当压缩地震波向东传播达到金沙江西岸坡表面时，反射成拉伸波。当拉伸波的幅值大于压缩波的幅值，两种波叠加后就会在斜坡表面产生拉伸应力[27]。这种拉伸作用会促进斜坡岩体进一步变形破裂。

3.3 气候条件影响

滑坡区属大陆性季风高原型气候，温度、降水量等时空分布不均匀。白玉县境内3 600 m高程年均降水量671 mm，3 800 m高程年均降水量706 mm；县内年均陆地水分蒸发量为838.7 mm[28]。图13所示为白玉县绒盖乡仲学村雨量站1 a降水过程曲线(2017年9月至2018年10月)，当地进入冬季后(2017年11月至2018年3月)，雨量基本为零，4月以后逐渐开始增多，6～9月降雨量最多，单日最大降水量为22.7 mm(2018年9月9日)。至滑坡发生时，年累积降水量为657.3 mm，春季以来累积降水量(2018年4月1日至10月11日)为611.9 mm。滑坡前降水量远小于县年均蒸发量，降雨对滑坡形成的影响较小。

图13 白玉县绒盖乡仲学村雨量站降雨过程曲线Fig.13 Cumulative curve of rainfall station in Zhongxue Village of Ronggai Town，Baiyu County

白玉地区四季温差大。最冷月为1月，月均温度为-1.6℃，最低值可达-19.2℃；最热月为7月，月平均温度为15.8℃，最高温度可达39.4℃。图14是白玉地区月平均昼夜温差柱状图。区内昼夜温差大，其中10、11月和12月昼夜温差最大，可达19℃。这种骤冷骤热的气候，使得滑坡区岩体在冬季或夜晚温度下降时被冻胀，加重岩体的劣化，产生一系列基体裂隙，加速岩体的卸荷风化过程，造成斜坡岩体的抗剪强度快速降低。

图14 白玉地区月平均昼夜温差Fig.14 The average temperature differences between days and nights of Baiyu County

综上所述，“10·11”白格滑坡不是某一次地震或某一场降雨触发的，它是深切河谷斜坡岩体长期卸荷和表生时效作用的产物，但是历史地震和历史降雨等是其加速时效变形的重要因素。随着时间的推移，各种影响因素不断叠加，由量变转化为质变，使斜坡上部蛇纹岩变形体突破下部片麻岩的阻挡后快速下滑，形成滑坡-碎屑流，堵塞金沙江。

4 结 论

结合白格滑坡-堰塞体的实地调查及数值分析，对“10·11”白格滑坡首次滑动的失稳机理及影响因素进行了详细分析，得到以下结论：

(1) “10·11”白格滑坡为一次性失稳的岩质滑坡。斜坡上部破碎的蛇纹岩在岸坡卸荷及表生时效作用下，内部的裂隙渐进性地发展为贯通性裂缝，裂缝向下延展；在岩体自重和各种外部因素的联合作用下，裂缝突破下部硬质片麻岩的阻挡，使片麻岩体被剪断而产生一次性失稳下滑堵塞金沙江，最终形成白格堰塞湖。

(2) “10·11”白格滑坡不是一次地震或降雨触发的，它是深切河谷斜坡岩体长期卸荷和表生时效作用的产物，但是历史地震和历史降雨是其加速时效变形的重要影响因素。随着时间的推移，各种影响因素不断叠加，最终量变转化为质变造成斜坡岩体失稳。

(3) 经过初步计算，主应力在软硬岩接触面附近发生应力集中，下部硬岩发生大变形被剪出，剪出口位移超过4 m，斜坡最终失稳破坏。“10·11”白格滑坡失稳后岩土体的速度峰值达64.2 m/s，巨大的势能是岩土体能够进行远程运动和克服江水阻力完全堵江的重要因素。

致 谢

本文的研究工作尤其是资料获取方面包含了众多人员的心血，在此向他们表示衷心感谢。感谢四川省测绘地理信息局、四川省川核测绘地理信息有限公司等单位在基础数据收集方面提供的帮助。感谢四川省国土资源厅、四川省地质环境监测总站、甘孜州国土资源局、白玉县国土资源局、白玉县气象局相关领导的指导和大力支持。成都理工大学郭晨、任敬、冯泽涛、叶震等研究生参与了现场地质调查、无人机航拍以及室内数据的分析处理。在此，向以上部门、单位和个人一并表示感谢。