下层为软岩情况下的表层松散堆积体分析

黄明容

(成都理工大学环境与土木工程学院，成都 610059)

0 引言

2008年四川汶川地震是中国产生的损失最为严重的一次地质灾害。经相关灾害排查显示，四川省受灾范围最广，包括滑坡点3 314处、崩塌2 394处、泥石流619处、不稳定斜坡1 656处、其他地质灾害77处。(如图1)[1]

图1 地质灾害隐患统计图

然而，以高速远程滑坡(Yin，et al.在2011年从防灾角度上将高速远程滑坡定义为滑坡剪出后移动距离超过500 m并且移动速度超过20 m/s的滑坡)的危害性为滑坡中最为严重的。如2017年6月24日，发生于四川省茂县叠溪镇的滑坡，使83人死亡，该滑坡后缘高程为3 450 m，前缘高程2 250 m，水平方向距离2 800 m。滑源区岩性为中厚层和薄—中厚层状变质石英砂岩夹千枚岩(软岩)、板岩(软岩)。国内研究者对该处滑坡进行了滑前多期研究分析，如分别于2005年、2013年、2017年拍摄的遥感影像图(图2(b)所示)，得出在山脊顶部滑源区以100°∠70°、350°∠40°发育两组结构面为主要优势，可以初步观察得出该三期影像近似日字形(图2)[2]。从遥感影像可以得出，随着时间的推移，该框选区域山体表面越来越松散，为产生高速远程滑坡提供了有利的区域地质条件，另外，茂县降雨丰富，雨水入渗到该区域裂隙中，当表层松散堆积物底部摩擦力小于向下滑动启动力时，表层松散堆积物开始沿着滑动面有微小滑动，此时雨水起润滑作用，进而促使松散堆积物在重力作用下朝临空方向一定角度长距离且大速度滑移。许强认为该处滑坡为高速远程滑坡—碎屑流，其依据是滑坡从小垮塌到主滑体滑动及最终滑体停止移动整个过程仅仅使用了120 s(主滑体滑动用60 s)，移动距离2.6 km，最大速度高达74.6 m/s[3]。茂县新磨发滑坡的现场如图3～4所示，该图显示在坡度相对较陡的滑坡滑面处出现新鲜基岩裸露(滑坡后缘)，而在滑坡的前缘出现了大量不规则的松散堆积物。

土体抗剪力对剪切带内大位移后的再活化滑坡及初次失稳滑坡的反应起基础控制作用[4]，准确确定滑坡抗剪切力这个参数对于工程干预和预测滑坡运动是很重要的[5]。土壤的抗剪切力取决于颗粒组成成分和形状[6]。在四川盆地和三峡地区常见的滑坡类型中，破坏往往发生于软弱泥岩层内，风化破碎，通过运动而变得柔和剪切应变和孔隙水通过发育良好的垂直裂缝系统渗透。本文以四川省茂县新磨滑坡为例，充分结合当地的地质环境、水文地质、遥感解译信息，运用环剪实验过程中试样破坏前后的痕迹及其相关数据和理论解释，并结合现场破坏实际情况，大胆地假设了该高速远程滑坡破坏机理及破坏成因。

(a)滑坡全貌分区

(b)滑前多期遥感影像对比图2 茂县新磨滑坡特征分区及多期遥感影像对比 [2]

1 碎屑流研究理论

Buss和Heim认为瑞士Elm碎屑流—滑坡分为崩落阶段、跳跃阶段、激流3个阶段；Heim认为Elm滑坡与泥石流和液体中颗粒流体运动过程类似，颗粒与颗粒产生碎屑流力。滑坡能滑行这么长距离是由于颗粒间存在孔隙和其他流体，使得碎屑流在流动过程中的有效应力降低、底部摩擦系数减小。日本的sassa教授等提出了底部超孔隙水压力模型，认为当碎屑流在冲击层、淤泥层流动时，会卷刮流动面上的物质，在摩擦底部产生饱和淤泥层，淤泥层受到其上部碎屑流力的作用，渗透系数较小(这个过程可以看成固结不排水剪切)，故在淤泥层内会出现超孔隙水压力，使得碎屑流施加给底部剪切面内的有效应力降低，摩擦系数减小而长距离运动。该模型的优点是在某种合理的条件下能很好地解释碎屑流的高速远程效应，且在现场找出相关证据证明(局限性在于不是每个高速远程滑坡碎屑流流经之处都产生淤泥或冰川)。本文将以底部摩擦系数及超孔隙水压力模型定性解释该滑坡的形成过程。

图3 茂县新磨滑坡后缘

图4 茂县新磨滑坡前缘堆积体

2 分析

Wei Hu等人对重庆武隆鸡尾山的取样进行了高速摩擦实验，得出了竖向位移、土体内摩擦系数和孔隙水压力随剪切位移及剪切速率的变化过程，如图5所示[7]。第1阶段，当剪切速率在小幅度范围内增加时(图5中从开始实验至线1)，土体内摩擦系数趋于稳定状态，微小的剪切速率使土体颗粒产生紧密接触，颗粒与颗粒间孔隙变小，饱和的试样会有水排出，出现负孔压，该阶段竖向位移减小，有效应力增加，可以应用有效应力原理解释。第2阶段，当剪切速率达到一定值后，土体内摩擦系数开始以逆时针较大角度减小，到了土体一定极限时以逆时针较缓角度减小，最终趋向平稳，此时，孔隙水压力基本在第1阶段负方向增加的那个值保持稳定，而竖向位移则呈现上升趋势，这样的现象可以解释为土体之间打破了原来的平衡，微粒之间开始重新排列寻找适应该剪切速率之间的新平衡。第3阶段，当剪切速率在线2之后无论增加多大，内摩擦系数及孔隙水压力基本保持不变，而竖向位移则以波浪的形状开始减小，土体已经达到新的平衡且此时的土体基本趋于稳定状态。

图5 Wei Hu等重庆武隆鸡尾山滑坡样[7]

四川新磨滑坡产生的原因一方面是该地区地质因素(内因)，包括地层岩性(石英砂岩夹板状泥岩、千枚岩)、斜坡坡度、地质构造、地质结构等；另一方面是该地区常年降雨量丰富且在2008年汶川大地震打破了其一定范围内的斜坡原有的稳定状态，致使大多数原粘接较好的岩层表面出现大小不均的裂缝(为雨水入渗经过最表层砂岩过滤之后浸润该地中的千枚岩、板岩形成良好的滑动面提供有力条件)，岩层表面堆积一定高度的松散堆积体。结合图4～5分析及图2～3、6所示，运用相似理论，可以将新磨滑坡的滑坡过程解释为：第1阶段又称滑坡初期，该阶段在2008年汶川地震以来，经过近9 a的降雨入渗，导致边坡累积性质变，底部软岩吸水程度到达饱和状态或即将饱和状态，此时底部摩擦大幅度减小，雨水起到了润滑作用及加大了土体向下的力，使岩层表面松散堆积体开始以很慢的速率沿软弱滑动面滑动(土体底部摩擦系数状态稳定，下滑力等于或小于滑动力)，此时孔隙水压力再以缓慢的速率朝负方向增加，颗粒之间得到了很好的接触(该过程也可称为快速固结排水、土体减缩或压实)。第2阶段又称快速滑动阶段(裹合滚动阶段)，该阶段滑动是由于较陡处的松散堆积物及不同大小形状的危岩体受重力作用往下滚动，打破了处于平稳阶段的松散堆积物的平衡，使被打破平稳的松散堆积物在运动过程中速率快速增加且滚动方量也越来越大，在裹合滚动阶段伴随着颗粒破碎过程。第3阶段为松散堆积物分选及重新寻找新的平衡阶段，松散堆积物在运动过程中特别细小的颗粒与底部软岩受上部正运动状态的大颗粒松散堆积物挤压而使接触更加紧密，此时在运动过程中的滑动面并不是软岩，而是松散堆积物，具体滑动面视软岩以上上覆松散堆积物运动情况、运动速率而定，从照片3可以看出该滑坡最后稳定时，滑坡前缘位置处堆积大方量的松散堆积物，相对体积较大且磨圆程度较好的岩石滚动距离较远。

图6 茂县新磨滑坡现场滑带及其底部快速摩擦迹象 [2]

3 结语

本文以四川新磨高速远程滑坡为例，从遥感解译及现场照片对该滑坡发生前后的照片进行了对比分析，结合相关的理论、相关研究人员做的高速摩擦的实验结论，运用类比方法及发生滑坡后的现场痕迹对该滑坡的滑动成因及滑动过程进行定性分析。得出以下结论：

1)一般降雨是触发滑坡的重要因素，滑坡发生的持续时间和运动形式主要受降雨量的控制。该滑坡受地表径流控制，地表径流供水增加了松散物的质量，同时也增加了松散物内部孔隙水压力。松散物的渗透能力和集水区坡度的陡度、形状和粗糙度决定了雨水囤积量的峰值且在松散堆积物中产生了大量流动压力。

2)底部软岩受表面雨水入渗而使其表面摩擦系数降低，稳定性大幅度减小。滑坡在起始滑动到最后稳定过程中，该过程可以称为松散物分选、磨圆过程。为后期进行室内物理模拟高速远程滑坡破坏模式及相关的量化提供参考。后期进行室内物理模拟时需考虑模型尺寸效应。