黑水河库区某古滑坡形成及复活机制

郭 健, 许 模, 赵 勇, 何绍明

(1.地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；2.中国水电顾问集团 成都勘测设计研究院，成都 610072)

黑水河库区某古滑坡形成及复活机制

郭 健1, 许 模1, 赵 勇1, 何绍明2

(1.地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059；2.中国水电顾问集团 成都勘测设计研究院，成都 610072)

以黑水河库区某坝前古滑坡堆积体为例，研究其形成原因以及复活变形的机制。在对滑坡进行了详细的调查后，结合区内地质构造、地貌形态、变形特征与堆积体物质构成，对滑坡的形成和复活机制进行了地质分析；分别采用离散元和有限元数值模拟的方法，对古滑坡的地质过程机制分析进行了验证。结果表明，古滑坡的形成机制可概括为岩体倾倒变形—滑面贯通—破坏堆积共3阶段；而古滑坡的复活主要受库水作用的控制。滑坡的变形特征和数值模拟分析都揭示古滑坡是以前缘局部解体、短距离下滑为特征。对滑坡的长期稳定性所作的定性判断表明，在库水持续变动的影响下，古滑坡被浸没的前缘堆积体将以多级解体、缓速下滑的方式产生牵引式的破坏。

古滑坡；机制分析；数值模型；水库蓄水；块碎石土

在中国西南地区的深切河谷地带，存在着大量堆积体。这些堆积体物质组成复杂，堆积物除了残积、坡积和冲洪积的地质成因外，还包括十分典型的古滑坡堆积成因。这些地区建成大型水电工程后，由于库区的淹没规模大，在快速蓄水与放水过程中可能诱发库区中一些古老滑坡复活；尤其是库区内近坝的古滑坡堆积体，它直接关系着大坝的安全及建设工程的正常运营[1]。这些古滑坡堆积体的地质结构较复杂，在现代人为扰动(如蓄水、切坡等)作用下，也导致斜坡的变形→破坏→堆积过程同样复杂多样[2]。因此，研究库区堆积体尤其是古滑坡堆积体的物质成分、形成过程、变形破坏机制、复活机理等在工程建设中受到高度重视[3]。本文即以黑水河库区某古滑坡堆积体为例，对其成因机制及复活机理进行研究。

岷江支流黑水河右岸某松散块碎石土堆积体，位于电站大坝上游约3 km，经调查分析确定为一个总体积达13.41×106m3的古滑坡堆积体。在库区蓄水之前滑坡长期处于稳定状态，但伴随着水库蓄水，古滑坡复活并在前缘产生明显的变形下错。古滑坡前缘复活形成的新滑动体的体积约4.50×106m3，一旦其失稳涌入水库，产生的涌浪将严重威胁到下游大坝和场镇的安全。为此，作者对古滑坡进行了详细的调查工作。随着对滑坡研究工作的深入，也发现了一些需要进一步分析的问题，包括古滑坡最初形成的过程和机制，以及在古滑坡的复活变形破坏过程中，地震作用和水库蓄水的影响哪个占据主导地位。带着这些问题，作者对古滑坡的成因机制及复活机理进行了研究。由于认识水平有限及研究对象较复杂，在对古滑坡认识不全面的地方，笔者十分愿意对相关问题进行商榷。

1 滑坡区概况

1.1 地质背景

黑水河流域为典型的深切河谷地貌，河谷狭窄，两岸地形陡峭，滑坡所在一侧的谷坡原始地形西高东低，平均坡度35°～50°。滑坡东侧紧邻一条形的基岩山脊，在海拔高度为2 150 m的山脊处目前已开挖出一平台并建有乡镇。

研究区内大部分地区基岩裸露，主要出露地层为马尔康地层分区中生界、古生界的变质岩、碎屑岩及碳酸盐岩(图1)。滑坡区内则有第四系覆盖层出露，包括风积黄土、残坡积土、崩坡积碎石土等，下伏基岩为上三叠统侏倭组(T3zh)变质砂岩夹碳质砂质千枚岩，以及中三叠统杂谷脑组(T2z)变质石英砂岩。

图1 区域地质图

研究区在构造上属东昆仑海西褶皱系的川西地槽区，位于秦岭东西向构造带、龙门山北东向构造带与马尔康北西向构造带间的三角地带，构成黑水褶皱束。滑坡位于西尔北西向挤压构造带的南翼，它由一系列北西向紧闭倒转线型褶皱及伴生压扭性断裂带组成，并被北东走向的西尔走滑断裂所错断。整个滑坡区域为反倾坡内的单斜构造，受区域性强烈构造作用，岩层变形强烈，产状起伏较大，总体为N58°～65°W/SW∠45°～62°。

1.2 古滑坡边界与形态

古滑坡两侧的边界较明显(图2)，在滑坡的北西侧，一条切割5～10 m深的狭长曲沟构成了古滑坡的上游侧边界；而在滑坡的南东侧，一条浅沟将变质砂岩构成的条形山脊与滑坡堆积体隔开，该浅沟构成了古滑坡下游侧的边界。在滑坡堆积体两侧边界外均出露基岩，且在靠近前缘部位有部分倾倒变形体。

图2 古滑坡边界地貌特征

因为许多滑坡变形破坏现象很难保留至今，这为确定古滑坡的后缘边界带来了难度。经过现场踏勘，在斜坡后部海拔高度为2 602～2 644 m处发现一明显的断落平台。虽然没有在平台后方残留的黄土覆盖层下面寻找到滑动的痕迹，但我们认为根据古滑体的几个地貌特征，仍然可判定这里为古滑坡后壁：一是古滑坡后部坡度整体较缓且坡面连续，只有这里出现了落距达40 m的断落平台，从滑坡地貌上它符合滑坡后壁的形态特征；二是断落平台在平面上呈弧形，并与两侧边界圈状闭合，构成典型的滑坡周界。

滑坡体在平面上总体呈“圈椅”状(图3)，表现为后缘和中部稍宽、前缘则逐步收敛的平面形态。滑坡堆积体沿河长约450 m，顺坡面长度约为1 057 m，总体积达13.41×106m3。

图3 滑坡形态与分区图

图4 滑坡纵Ⅱ-Ⅱ′剖面图

1.3 堆积体及滑动带(面)特征

1.3.1 堆积体物质结构特征

勘探成果显示，古滑坡堆积体主要物质可分为3层，包括最表层的黄土、浅埋层的碎石土和深埋层的块石土(图4)。堆积体表层为0.6 m厚的黄褐色黏土类物质，它是第四系的风积黄土，在古滑坡后部，厚度最大可达5 m。在黄土层下，是一层厚度不均的碎石土堆积层，其成分与坡上的残积土基本一致，且颗粒物质组成粗细混杂，为典型的坡积物。堆积体的第三层物质为块石土，作为古滑坡滑动堆积的物质，它也是堆积体最主要的组成部分。在块石土层的钻孔岩心中大量揭露出长度>20 cm的完整砂岩岩心，可见在基覆界面以上，存在着完整性较好的大型块石。这些块石的岩性与滑坡区内基岩的岩性一致，说明它就是弯曲岩层在倾倒破坏后堆积的产物。而在堆积体不同深度的大块石之间，夹杂着的碎石土或结构松散的细颗粒物质，是岩层向下多次弯曲折断的证据。

1.3.2 滑带特征

在滑坡体上一共布置了14个钻孔(图3)，所有钻孔都在基岩与堆积体的分界线上揭露出一层压实紧密的浅黄色滑带土。该滑带的埋藏深度在50～60 m，由角砾石及亚黏土组成，并沿着基覆界面发育。滑带的揭露，是我们确定古滑坡的最主要证据。另外，在钻孔中并未发现其他连续性较好的软弱层带，说明滑坡复活后也是沿着古滑面下滑的。

1.4 变形特征与规律

古滑坡的整体主滑方向为N40°E，是受到重力作用的控制向临空方向滑动。通过地表调查和测量分析，我们按照张拉裂缝的形态规模以及成因性质，把滑坡体分成了A区(复活变形区)和B区(蠕滑变形区)2个区(图5)。

图5 滑坡地表变形特征

A区即是古滑坡目前产生复活下滑的部分。根据不同的变形表现，还可以将A区分为3个亚区。A1区变形较微弱，除前缘3层规模不等的库岸再造体，并无其他长大裂缝。A2区整体上保持了原堆积结构特征，但在海拔高度为2 210 m处的反坡台坎L7，显示A2区在该处存在次级解体的现象。A3区内的变形迹象较密集，主要体现在中部纵横交织的拉张裂缝和前缘的库岸再造体。

A区新滑动体的后缘断壁呈不规则的“M”状形态，表现出A区不均匀、非等速下滑的特征。对3个区的后缘错落面进行测量，可知A2区滑动距离最长，垂向滑距达23.7 m；A3区次之，垂向滑距为11.6 m；而A1区的垂向滑距只有3.18 m。这种差异性的变形现象，反映出新滑动体存在次级解体的破坏特征。

B区主要有6条延伸较长的地表裂缝，从裂缝内生长的青苔，可见裂缝形成的时间已较久。据民访也可知B区并未有近期变形滑动的迹象。这些数量较少的老裂缝，往往发育在坡体陡缓交接的地方，是坡体表层长期蠕滑而累积的产物。这说明古滑坡中后部目前仍处于地表调整的过程，库水的波动并未影响到古滑坡的中后部，古滑坡没有整体复活。

2 古滑坡形成机制分析

2.1 滑坡形成因素分析

根据现场环境条件和调查所揭示的滑坡坡体结构，认为古滑坡是由倾倒变形发展形成的。下面列举了在古滑坡形成过程中起到关键作用的因素。

a.地层岩性。滑坡区基岩主要为浅变质细粒钙质石英砂岩，间夹薄层状砂质碳质千枚岩，软硬相间的岩层力学性质较差，在河流快速下切的过程中，陡立的岩层极易向临空方向发生弯曲、甚至折断。

b.地质构造。整个滑坡区域为单斜构造，岩层产状N58°～65°W/SW∠45°～62°，岩层走向与坡面近于平行且反倾坡内，这为岩层弯曲倾倒的发育提供了充分的条件。在滑坡上游边界外的基岩中，目前就正在发生着明显的弯曲倾倒变形(图6)。

图6 区内基岩变形特征

c.新构造运动。黑水河地区的新构造运动主要是晚更新世期间青藏高原的不断隆起，处于青藏高原东侧的川西北地区，因为高原的隆起，地形高差越来越大，越来越明显的差异性的升降运动加强了河流的下切作用。随着山体高度逐渐增大，在坡体的前缘形成了较大的陡坡，为滑坡的形成提供了临空条件[4]。

2.2 滑坡成因地质过程机制分析

根据现场调查所揭示的现象，分析了在古滑坡形成过程中起到关键作用的因素，将古滑坡的形成机制归纳为如下。

a.河流快速下切，坡体前缘坡度随之变陡，陡倾的板状杂谷脑组变质石英砂岩在自重弯矩作用下，在斜坡前缘开始往临空方向作悬臂梁弯曲。弯曲的板梁相互错动并伴随深部拉裂，岩层弯曲使拉裂面向深部扩展并向坡后推移，倾坡外的拉裂面逐渐在同一深度连成一个不连续面，整个古滑坡的滑面形成雏形。

b.河流不断的下切使临空的岩体失去支撑，板梁弯曲继续发展，使得板梁根趾压碎、折断，倾坡外的拉裂面完全贯通，导致坡体最终破坏，古滑坡形成。

c.受滑坡前缘收口的地形限制，倾倒体滑动受阻。滑带土中的角砾表明，折裂破碎带(滑带)中的块石没有发生滚动，而是处于平面摩擦状态，这使折裂破碎带(滑带)保持住了抗剪强度，滑坡在缓速滑动中不断进行应力调整，滑速逐渐减慢，在经过一段短距离滑动后，滑坡停止滑动并恢复稳定状态。

在整个古滑坡发展形成过程中，其变形破坏模式也在发生着变化。在弯曲拉裂过程中，随着连续滑移面的形成并转化为滑坡的滑动面，弯曲拉裂也就自然地转化为蠕滑拉裂。变形破坏模式的转化，是滑坡进入累进性破坏阶段和古滑坡最终形成的标志。

2.3 滑坡形成演化过程数值模拟

为了重塑古滑坡形成的过程，分析其成因机制，采用二维离线元软件UDEC模拟斜坡岩体倾倒变形的形成过程及其运动特征。

2.3.1 三维模型的建立

根据滑坡的地质资料，并结合区域的地形变化及滑坡边界条件，对原地形进行了反推，通过反推地形的主剖面建立计算模型(图7)，模型前缘以黑水河的河谷为界，模型后缘延伸至海拔高度2 700 m处。

2.3.2 计算参数选取

通过对现场取样进行力学试验并结合工程参数类比法，得到计算模型各介质的物理力学参数(表1)。

表1 计算参数取值表

图7 离散元计算模型

2.3.3 斜坡的变形过程模拟与分析

计算过程共迭代了30 000次，模拟还原了斜坡变形破坏的过程。在模拟初期，模型的破坏区主要集中在斜坡前缘，并伴随发育多条次级折断面；迭代到10 000时步时，层状岩体的倾倒变形特征已非常明显，随着破坏区的逐渐增大，次级折断面开始集中在同一深度发育，并逐渐向前缘方向贯通。计算到30 000时步时坡体整体破坏，表层折断的块石沿坡向下滚落，变形岩体主折断面呈阶梯状。模拟结果显示的后缘断壁和折裂破碎带能较好地与古滑坡后缘以及滑面形态吻合，表明模拟结果有效(图8)。

图8 迭代30 000时步时块体的变形特征

3 古滑坡复活机制分析

3.1 滑坡复活因素分析

古滑坡复活过程中，水库蓄水起到了关键作用，另外，地震也是其中一个因素。

a.水库蓄水。据记录，古滑坡复活下滑发生在蓄水后，为水位的海拔高度达到2 083 m的 2009年9月。水库蓄水引起古滑坡淹没部位岩体软化，水位波动产生的孔隙水压力以及动水压力作用等，最终导致岩土体失去与周围环境的平衡而发生古滑坡复活[5]。

b.地震作用。古滑坡体受2008年5月12日发生的汶川8.0级地震的影响，其整体稳定性仍保持完好；但突发的强烈震动引发的震松效应[6]，使原本充分固结的古滑坡堆积体松弛，为地下水作用提供了水力通道，加速了古滑坡在库水作用下的复活过程。

3.2 滑坡复活地质过程机制分析

通过滑坡复活因素分析，结合古滑坡的复活变形现象，可以把古滑坡的复活机制概括如下。

a.猛然抬升的地下水位，加剧了岩土体性质的弱化，在滑体内产生水压力(静水压力和动水压力)、浮托力，再次降低了古滑动面的抗剪强度，在渗流场变化较大的古滑坡前缘堆积体开始出现变形。坡面下沉，拉裂面向深处扩展，并最终达到潜在剪切面(即古滑面位置)，造成剪切面上剪应力集中，古滑坡体前缘失稳下滑而形成新的次级滑动体。

b.新滑动体表现出缓慢滑动的运动特征，坡体在变形过程中也不断进行着应力调整，当库水位稳定下来后，扮演关键角色的地下水也停止作用，新滑动体的滑动逐渐变缓并最终停止。需要指出的是，古滑坡在复活过程中也具有多重潜在滑面的特征，并在拉裂面下部的拉裂缝与其他潜在滑面连通后，形成了多重的次级滑动解体。

3.3 滑坡复活过程数值模拟

本节利用离散元迭代计算结束时的模型来进行有限元数值模拟，主要分析蓄水过程中古滑坡体内的地下水渗流变化以及相应的应力应变特征。

3.3.1 库水上升阶段滑坡渗流场分析

根据电站提供的蓄水信息记录，本文选取了库区2011年7月中旬到11月中旬水位的海拔高度数据，来分析库水上升阶段滑坡渗流场的变化。由图9可见，在7月份到11月份期间，库区水位持续上升，期间库水位经历一段骤升期后，又进入一个相对平稳期，周而复始，滑坡共经历5次大的水位骤升期。我们把5次骤升期的水位变幅统计入表2内，依此进行滑坡渗流场的变化特征分析。

图9 库区蓄水过程

图10展示了在库水位的5次骤升期间，坡体内的自由面瞬态变化规律。在水位骤升阶段1中，滑坡体内的渗流场变化相对平稳；而到了水位骤升的第二个阶段，滑坡体内的自由面明显抬升，此阶段库水位达到海拔高度2 084 m，恰好对应到古滑坡产生复活下滑的时候，说明水位抬升与古滑坡复活存在紧密联系；而接下来的三个水位骤升期，使坡体内的自由面继续抬升，由此产生的孔隙水压力以及动水压力作用，让复活体的下滑变形持续增大。

图10 滑坡体内自由面变化规律

3.3.2 库水上升阶段滑坡应力应变特征

古滑坡的复活变形是一个渐变的过程，是变形随着水位的升高而逐渐变大，也是一个从量变的积累到质变的复杂的力学过程。

根据有限元模型的计算结果，在库水位达到海拔高度2 080 m时，在古滑坡前缘已经形成了一个完整的塑性破坏区(图11)，它显示一个新的次级滑动面已经形成；水位继续上升，到达海拔高度2 084 m时，塑性区的范围没有再向坡上发展，此时坡体内的最大剪应变(图12)主要集中分布在已经贯通的塑性破坏区周围，显示堆积体开始沿着次级滑动面下滑，复活部分的滑体后缘海拔高度在2 400 m左右，正好与现场调查的结果一致；直到库水位稳定在海拔高度2 106 m，变形区的位移也停止变化，此时模型计算的系统不平衡力逐渐减小到可以忽略的量级，说明滑坡经历了复活变形之后，通过应力调整又恢复了基本稳定状态。

图11 塑性区分布特征

图12 最大剪应变分布特征

古滑坡在水库开始蓄水后的整体稳定性仍然较好，产生复活的部分仅限古滑坡前缘的堆积体，也并未形成高速长距离的滑动。通过综合分析，古滑坡堆积体一旦因水位反复变化产生失稳，更有可能以局部解体、缓慢下滑的方式产生牵引式的破坏。

4 结 论

经过对古滑坡的现场调查，我们掌握了滑坡的特征和性质，并通过编制相应的图件，对古滑坡的形成原因、复活机理有了基本认识，并得到如下结论：

a.软硬岩相间的地层岩性、陡倾坡外的岩层构造以及河流快速下切，是倾倒弯曲变形产生并最终形成古滑坡的主要影响因素。通过离散元数值模拟分析，古滑坡形成机制可以概括为：河流下切—岩体倾倒变形、滑面发展—贯通、整体破坏—堆积3个阶段。

b.库水位的陡然升高，是古滑坡复活的最主要控制因素，汶川地震的震松效应则为古滑坡的复活起到了促进作用。有限元数值模拟分析显示，古滑坡体前缘因库水作用造成失稳下滑，形成新的次级滑动体。新滑动体表现出缓慢滑动的运动特征，坡体在变形过程中也不断进行着应力调整，当库水位稳定下来后(外部营力不再变化)，新滑动体的滑动也逐步停止。

c.通过对古滑坡的地形地貌组合分析，古滑坡滑动长度大致40 m，复活的新滑动体经测量也仅滑动了20 m左右，都表现出短距离、慢速下滑的运动特征。结合数值模拟的库水变动下古滑坡变形运动表现，认为古滑坡堆积体在水位反复变化的情况下仍有可能继续滑动，但变形的范围集中在古滑坡前缘，且更有可能以多级解体、缓速下滑的方式产生牵引式的破坏。

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FormationandreactivationmechanismofanancientlandslideinHeishuireservoirofMinjiangRiver,China

GUO Jian1, XU Mo1, ZHAO Yong1, HE Shao-ming2

1.SrateKeyLaboratoryofGeo-hazardPreventionandGeo-environmentProtection,ChengduUniversityofTechnology,Chengdu610059,China;2.HydrochinaChengduEngineeringCorporation,Chengdu610072,China

Based on an ancient landslide in the Heishui reservoir, this paper studies the formation and reactivation mechanism of the landslide site. Through the detailed survey of the landslide and combined with the geologic structure, landform, deformation characteristics and the composition of the accumulated materials the formation and reactivation mechanism of the landslide are analyzed geologically. The discrete element analysis and finite element numerical analysis are used to certificate the conclusion of geological analysis. The result shows that formation mechanism of the landslide can be summarised into three stages, that is, the bend and fall of the rockmass, the cut-through of the slip surface and failure and deposit. The reactivation mechanism of the landslide is mainly controlled by the impoundment. The deformation characteristics and numerical model show that the deformation characteristics of the landslide are characterized by the local disintegration and short distance moving down of the front. A further qualitative judgement of the stability indicates, that the frontal part of the landslide will be failed under the water level fluctuant condition at a slow speed and by way of multistage-disintegrating.

ancient landslide; mechanism analysis; numerical mode; impoundment; gravelly soil

10.3969/j.issn.1671-9727.2013.06.12

1671-9727(2013)06-0721-08

P642.22

A

2013-03-26

地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室开放基金资助项目(SKLGP2012K032)

郭健(1984-),男,博士研究生,研究方向:地质工程、岩土工程, E-mail:jerry.guo@hotmail.com

许模(1963-),男,博士,教授,博士生导师,从事环境工程地质、工程水文地质、水资源开发与保护方面的教学与科研工作, E-mail:xm@cdut.edu.cn。