丹巴县莫洛村滑坡的地质成因与稳定评价

陈 菲，邓建辉，高明忠，王俤剀，蒙玉林，黄润太

（1. 西南交通大学 土木工程学院，成都 610031；2. 四川大学 水力学与山区河流开发保护国家重点实验室，成都 610065；

3. 中国水电顾问集团成都勘测设计研究院，成都 610072）

1 引 言

莫洛村滑坡位于大渡河猴子岩水库库尾，是著名的丹巴古碉的集中分布区之一，其稳定性不论是对藏碉群保护，还是对水库蓄水位的选择均十分重要。

本文首先简介了滑坡的区域地质环境条件，其次基于地质勘察和现场调查资料，分析了梭坡堆积体的地质成因，以及莫洛村滑坡的形成与演变机制，最后采用三维强度折减法和二维极限平衡法预测了不同蓄水位与水库运行方案对其稳定性的影响，建议了可行的工程治理措施。

2 区域地质环境条件

丹巴县位于大雪山东麓，地处我国第1 阶梯向第2 阶梯过渡地带，属于典型高山峡谷地貌。境内地形复杂，侵蚀剥蚀地貌发育。在丹巴县梭坡乡政府驻地下游侧，大渡河河谷相对开阔，岸坡舒缓，两岸各发育有一巨型堆积体，即左岸的梭坡堆积体和右岸的普角顶堆积体，初步估算体积均超过30 000× 104m3。堆积体上、下游河谷均为V 型峡谷，四周高山环抱，高程约3 400～4 400 m（见图1）。

图1 研究区地形地质图 Fig.1 Geographical and geological map of the research area

区域出露的地层主要为志留系茂县群第4 岩组(Smx4)，是海相碎屑岩、泥质岩和碳酸盐的变质组合岩。Smx4 大致可分为3 层，岩性以二云母石英片岩为主，其次为千枚岩、大理岩、石英岩和变粒岩等。3 层中，上、下两层中等偏硬以上岩层较多，形成了研究区的上、下游峡谷，中层二云母石英片岩、千枚岩等中软岩较多、硬岩较少而薄，形成了研究区基岩。两个堆积体是区域的主要第四系松散地层，是丹巴县古碉群的重要分布区，也是滑坡的分布区，包括左岸的查农滑坡、莫洛村滑坡、四道口滑坡和右岸的宋达滑坡等（见图2）。

研究区位于金汤弧西翼NW向褶皱束的东方红复向斜北东翼，岩层总倾向为SW，倾角为20～40°。但在梭坡堆积体一带，受其他构造影响，岩层倾向NW～W。札科断裂是研究区的主要断裂，由多条逆断层组成，倾向为NE，倾角为60～80°，总宽约120～150 m，断距大于500 m，长度超过21 km。研究区地震活动水平较低，主要地震影响来自周边活动断裂带，场区烈度为Ⅶ度，50 年超越概率10%的基岩水平峰值加速度为141 cm/s2[1]。

研究区气候属于高原气候区的高原南缘湿润大区，大渡河谷年均气温为14.3℃，高山区则气温低寒，霜冻较长。气候主要受西南季风与东南季风控制，夏季降雨较多，5～9 月多年平均降雨量占82.4%，秋冬、春降雨较少，10 月至次年4 月只占17.6%。多年平均降雨总量为593.9 mm。该区高山多且高，降水量随高度增加而增大，实际年平均降雨量为700～800 mm。

图2 梭坡堆积体前缘滑坡分布图 Fig.2 Distributions of landslides at the toe of Suopo deposit

3 梭坡堆积体的地质成因

梭坡堆积体边坡总体走向为S30°E，与下部基岩走向交角约26°，近顺向坡。其后缘高程约3 300 m，前缘延伸至大渡河河谷，高程约1 840 m。平面长度约3 000 m，横向宽度约1 150 m，厚度约70～ 95 m，最厚达110 m (PZK15)，总方量近30 000× 104m3。在高程2 100 m 以下平均坡度约20°，发育一些长度为60～150 m、宽度为20～50 m、坡度为8～15°的小型平台。前缘成扇状，中部向河中突出。高程2 100 m 以上坡度逐渐变缓，2 200～3 300 m平均坡度约16°，发育多个较大平台，宽度一般为100～ 200 m，个别可达800 m，坡度为6～10°。各平台间的斜坡一般在15～30°。

自前缘至后缘，堆积体上分布着4 个村庄，分别为莫洛村（高程为2 100 m 以下），左比村（高程2 100～2 500 m），巴锁村（高程为2 500～2 700 m）和来依村（高程为2 700 m 以上）。

堆积体主要成分为块碎石土，大致可分4 层，从基岩向上，1、3 层为块石夹土，块石约占50～70%，2、4 层为土夹块石，土占50～70%。地表块石主要分布在高程2 300 m 以下，块石直径大小不等，最大可达20 余米。大块石以变粒岩为主，偶尔可见溶蚀大理岩，小块石则主要为风化残余的二云母石英片岩。土为二云母石英片岩的风化土壤，云母含量较高。

堆积体孔隙潜水与下部基岩局部裂隙水是主要的地下水类型。地下水主要靠1 条冲沟（双源沟）和2 条人工引水沟补给。双源沟位于堆积体中部偏上游侧，发源于堆积体后缘，常年有流水。2 条人工引水沟分别为左比村水沟和巴锁村水沟，高程约2 500 m 和2 700 m，均开挖于20 世纪80 年代初，水源来自堆积体左侧的四道沟。3 条水沟的分枝渠系分布十分繁杂，遍布堆积体中、下部的各个部位。除雨季外，大渡河边沟口部位难见流水。

堆积体的地质成因目前尚存争论[1－3]，文献[2]认为，是滑坡堆积成因。根据现场调查资料，作者认为，属于冰碛堆积与冰水沉积。理由如下：(1) 堆积体不存在滑坡地形地貌特征；(2) 堆积体的物质与结构冰碛堆积与冰水沉积特征显著。如缓坡上的长径大于20 m 的巨砾、磨蚀的变粒岩块石、溶蚀强烈的大理岩块石、杂乱的块石结构与堆积体中后缘的冰碛黄土（图3(a)～(d)）等。文献[2]的论据之一就是古雪线高程约3 000 m，冰川活动不可能达到1 860 m 高程。作者认为，雪线高程与冰川前缘到达高程不是同一概念，即使在现代，海螺沟冰川的前缘高程也达到2 800 m 左右。邻近的丹巴水文站揭露的小型冰碛湖是历史时期冰川前缘曾经到达大渡河河谷高程（1 856 m）的最有力证据（图3(e)）。

4 莫洛村滑坡的形成与演变

莫洛村滑坡的地貌特征不显著，边界也不甚清晰。仅仅从三维DEM 图上大致可以辨认其圈椅状地形（见图4）。滑坡上游侧以双源沟与查农滑坡交界，下游侧为四道沟滑坡，前临大渡河，后靠2 200 m台地（见图2）。滑坡沿河宽约600 m，长约1km，厚度约70～95 m，右侧较厚，左侧较薄，面积约0.62 km2，总方量约为4 000×104m3。

图3 堆积体冰川成因的证据 Fig.3 Evidences of glaciations for Suopo deposit

图4 滑坡区地形三维DEM 图与滑坡边界 Fig.4 Digital elevation model (DEM) and boundary of Moluocun landslide

滑坡的后缘高程与堆积体中、下部的裂缝高程基本吻合。后缘裂缝始于2004 年，高程在2 175～ 2 250 m 之间，目前已形成一横向的贯穿裂缝。在 2 250 m 高程以上亦存在零星的裂缝，裂缝出现的最大高程为2 278 m。该高程也与古碉的倾斜情况较为吻合。梭坡乡的古碉大多修建于明清时期，目前尚保留100 余座。从调查情况来看，位于高程 2 250 m 以下古碉整体倾斜明显（见图5(a)～(c)），而以上的其他古碉要么由于结构原因局部倾斜（见图5(d)），要么没有倾斜（见图5(e)）。前缘高程为1 900 m 附近亦出现多条张拉裂缝。

图5 堆积体上不同高程的古碉变形特征 Fig.5 Deformation characteristics of watchtowers at different elevations

自然的演变是缓慢的，近年的大量引水无疑是导致滑坡形成的主要原因。自1983 年实行联产承包责任制以来，当地居民在坡体上种植了大量果树，并开凿了自四道沟至滑坡体的2 条水沟。由于采用粗放的流灌方式，致使大量引水渗入坡体，抬升地下水位。前缘水池附近地面（高程为2 050 m）原本干燥，目前四季均有地下水渗出。由于水位抬升，当地居民陆续迁出位于高程1 900 m 的祖坟。

从勘探孔揭露的情况看，滑带基本上为堆积体与基岩的交界面，滑动面倾角约为20°，大致为一直线，与坡面基本平行，但前缘变缓，并延伸至现代河床下（见图6）。滑坡前缘河边钻孔HZK4 揭示，在孔深44.51 m 以上为滑坡堆积形成的块碎石土，以下为河床冰缘泥石流堆积物，并在孔深48.16 m处见到木屑，已炭化。C14 同位素测年结果为 3 300±250 a[3]。

结合C14 测年结果和古碉修建年代，大致可以作出如下推论：(1) 堆积体前缘、高程为2 250 m 以下的变形历史悠久，其上限时间约在3 300 年前。该滑坡早期为一变形体[4]；(2) 变形加速是2004 年以后的事，具体表现为高程2 250 m 和1 900 m 上下的裂缝，堆积体前缘变形体逐步演变形成莫洛村滑坡。

堆积体变形与滑坡形成过程推演如下：第四纪最后一期冰川期间，梭坡被冰川覆盖。冰川退却后，由于坡体较缓，堆积了大量冰碛堆积物，同时冰水作用在其表面沉积了一层冰碛黄土，形成梭坡堆积体。堆积体早期处于相对稳定状态，但雨季地下水位较高，其前缘（即现莫洛村滑坡体）存在缓慢的蠕变。大约在3300 年前，滑坡体前缘开始挤压大渡河河床覆盖层。覆盖层的阻挡作用一方面减缓了滑坡体的变形速度；另一方面也改变了滑坡体的变形特征，滑坡体前缘开始鼓胀，中后缘由于横向裂缝的生成，解体为一系列断块，由于后侧断块的推挤作用使前侧断块出现倾倒变形趋势。滑坡体的这一变形特征可用图7 表示，图中的古碉编号与图5 一致。

图6 纵剖面地质图 Fig.6 Longitudinal profile of Moluocun landslide

图7 莫洛村滑坡的变形特征示意图（修改自文献[5]） Fig.7 Schematic view of deformation characteristics of Moluocun slide (revised from reference 5)

5 莫洛村滑坡蓄水后的稳定性预测

采用二维极限平衡法和三维强度折减法分别进行分析。二维极限平衡法的计算剖面见图6，使用摩根斯顿－普赖斯（M-P）方法；三维强度折减法采用FLAC3D。

三维强度折减法的平面计算范围为803.6 m× 1 700 m（见图2），X 轴正向为S29ºE，范围0～ 803.6 m；y 轴正向为N61ºE，范围为0～1 700 m；z轴为垂直向，坐标与海拔高程相同，范围自高程 1 230 m 至地表。计算模型参见图8，共划分节点30 327 个，六面体和四面体单元27 205 个。边界条件均为位移边界条件，即在x =0 m 和x = 803.6 m边界上施加x 向位移约束；在y =0 m 和y = 1 700 m边界上施加y 向位移约束；在z = 1 230.0 m 边界上施加z 向位移约束。模拟方法与文献[6－9]相同。计算分两步进行，第1 步计算滑床、滑体和滑带在重力作用下的弹性变形和应力，作为初始状态；第2 步将弹性变形清0，将滑带的材料属性改为弹塑性，模拟变形和破坏发展过程。滑带使用理想弹塑性本构模型，三维实体单元，Mohr-Coulomb 屈服准则；滑体和滑床使用线弹性模型。每次强度折减计算时，收敛准则采用滑动面塑性区完全贯通准则。地震模拟使用拟静力法。

计算考虑了3 种主要的地质材料，即滑体、滑带和滑床（基岩）。主要计算参数取自前期研究成果报告[1]，如表1 所示。堆积体的渗透系数根据表2的钻孔水位反演确定，河床部位渗透系数为8.0× 10-5m/s，其他部位2.5×10-5m/s，属于中等透水。

图8 计算模型 Fig.8 Calculation model

计算过程与结果见图9(其中RF 为折减系数)和表3。猴子岩可研阶段，水库正常水位包括1 842 m和1 852 m 两种备选方案，水库运行也存在多种备选方案。限于篇幅，本文仅列出运行期水位骤升、骤降条件下的最小安全系数（见表3），并与天然河道水位、稳态渗流和不考虑地下水条件下的安全系数对比分析。可以看出，(1) 无水、无地震状态下，二维极限平衡法和三维强度折减法的安全系数分别为1.443 和1.490，滑坡的三维效应不显著；(2) 在天然河道、无地震状态下，二维和三维安全系数分别为1.048 和1.070，分别降低27.4%和28.2%。高地下水位是影响滑坡稳定的最重要因素；(3) 在天然河道、有地震状态下，滑坡体的二维安全系数仅为1.001，接近极限状态；（4） 不论是1 842 m 还是1 852 m 水位方案，水库蓄水与运行对滑坡稳定的影响均很小；(5) 滑坡体的中、后缘较早就进入塑性状态，滑坡体前缘，特别是河床部位的抗滑作用明显（见图9）；(6) 不论是现状，还是水库蓄水后滑坡的安全系数不能满足规范要求[10]。

图9 滑带塑性区发展过程（深色部分为弹性区） Fig.9 Distribution of plastic zones for slide belt(the dark areas are in elastic state)

表1 计算参数表 Table 1 Calculation parameters

表2 钻孔地下水位 Table 2 Water levels in boreholes

表3 水库运行条件下莫洛村滑坡的稳定性 Table 3 The stability of Moluocun landslide during reservoir operation

6 结 论

（1）梭坡堆积体是冰川作用形成的，整体稳定性良好，但前缘存在局部解体现象，包括查农滑坡、四道口滑坡和莫洛村滑坡。

（2）莫洛村滑坡是堆积体前缘（高程为2 200 m以下）长期蠕变形成的。目前变形加速的主要原因是1983 年以来开凿引水沟导致堆积体地下水位上升。

（3）莫洛村滑坡目前处于临界稳定状态，采用二维极限平衡法和三维强度折减法，安全系数分别为1.048 和1.07；考虑地震影响的安全系数为1.001。安全系数不满足规范的最小安全系数要求。计算结论与滑坡体稳定的宏观调查结论一致。

（4）不论是1 842 m 还是1 852 m 水位方案，水库蓄水与运行对滑坡的稳定的影响均很小。

（5）高地下水位是影响滑坡稳定的最主要因 素，建议采取必要措施降低滑坡体的地下水位。

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