甘肃通渭“9·14”常河滑坡成因机理

王浩杰，孙 萍，韩 帅，张 帅，李晓斌，王 涛，辛 鹏，郭 强

(1.中国地质科学院地质力学研究所，北京 100081；2.新构造运动与地质灾害重点实验室，北京 100081；3.中国地质大学(北京)工程技术学院，北京 100083；4.西安理工大学 岩土工程研究所，陕西 西安 710048)

1 “9·14”常河滑坡概况

2019年9月14日11时，甘肃省定西市通渭县常家河镇小庄村发生山体滑坡(下文简称为 “9·14”常河滑坡)，致使X087县道23 km+400 m—24 km+400 m处部分地面出现裂缝、大面积蠕滑，常河前进砖瓦厂工人宿舍后墙坍塌，阳坡大桥垮塌等。经初步核查统计，滑坡灾害共造成通渭县1个乡镇2个村17个村民小组688户2 975人受灾，造成农业、水利、供电、通讯、道路、桥梁等直接经济损失2 347.2万元，未造成人员伤亡[1]。滑坡体长约560 m，宽约800 m，平均厚度约20 m，体积约774×104m3(图1)。现场调研表明，该滑坡是在原有历史地震滑坡基础上，中下部堆积体在降雨作用下发生复活而形成。滑体主要沿原有滑坡堆积体中既有滑动面或岩土体软弱结构面蠕滑，滑坡体上产生了密集的拉张裂缝和剪切裂缝，裂缝长10～200 m，宽0.2～5.0 m。滑体经过长时间的蠕滑运动至苦水河河谷底部，最终受到对面河谷阶地阻挡才逐渐停止运动，堆积体堵塞河道约1 km。

图1 滑坡范围及特征Fig.1 Location map and aerial photos of the landslide(a)地理位置；(b)航拍影像图；(c)滑坡后壁；(d)滑体表面阶梯状陡坎；(e)砖厂损毁；(f)(g)道路破坏；(h)桥梁垮塌；(i)前缘堆积体

2 区域地质背景

“9·14”常河滑坡位于通渭县西南(图1(a))，该区域多年平均降水量为401.2 mm，主要集中在6—9月份，占全年降水量的70%左右，且多以连续降雨的形式出现。连续降雨是诱发大型黄土滑坡灾害的主要因素[2-4]，滑坡多发期一般在7—9月份。研究区属陇中黄土高原丘陵沟壑区[5]，地势西北高、东南低，海拔1 400～1 900 m。根据成因和形态特征可将区内地貌分为构造剥蚀黄土低山丘陵区和侵蚀堆积河谷区两个地貌单元。其中构造剥蚀黄土低山丘陵区主要分布在苦水河和常家河两侧，河谷下切和溯源侵蚀强烈，植被稀少，水土流失严重，是滑坡最发育的区域(图2(a))。侵蚀堆积河谷区呈条带状分布于苦水河和常家河河谷底部，河谷内主要发育I级阶地和河漫滩。受地震、河流侵蚀及降雨等因素的综合影响，大量滑坡体堆积于河谷区，使河谷形成波状起伏的地貌形态(图2(b))。研究区主要出露新近系和第四系地层[6-7](图2(c))。新近系地层主要以浅黄褐色、浅棕红色粉砂质泥岩和砂质泥岩为主，零星出露于侵蚀河谷下部，产状近于水平。第四系更新统黄土广泛覆盖于新近系泥岩和河流阶地之上。根据试验结果(表1)，原状黄土天然含水率为8.3%～9.6%，液限范围为29.7%～32.1%，塑性指数为7.2%～10.2%，依据土的工程分类标准定名为低液限黏土(CL)；湿陷系数为0.03～0.04，具有中等湿陷性。相比原状黄土，滑带土的天然含水量和渗透系数明显较高，不具湿陷性。第四系全新统冲、洪积层分布于苦水河和常家河河谷及一级阶地，主要为砂土和砾类土。

表1 黄土物性性质试验结果

研究区位于海原断裂带西南部，区内发育沿北西方向延伸的义陇大断裂、牛营—尖岗断裂以及申家山—峡门断裂[7-9](图3)。第四纪以来广泛分布的黄土和河谷堆积体，反映新构造运动在通渭县活动强烈。1718年、1920年的两次大地震诱发的滑坡规模巨大，在区内东南部李店、常河一带留下大面积滑坡形迹，这些规模巨大的滑坡体对当今及未来地质灾害活动仍有强烈影响[5-6, 10-11]。

图3 通渭地区断裂展布图Fig.3 Topographic map showing the distribution of structures in Tongwei area

3 滑坡变形破坏特征

通过对滑坡区进行详细现场调查发现，该滑坡山顶滑源区最高点高程约1 620 m，河床高程约1 500 m，滑坡高差120 m，最大滑动距离约60 m(图4)。根据无人机航拍影像图判断，滑体的西部位移量明显大于东部，滑坡体西侧公路错断距离约50 m，东侧公路上有数条NE向贯通裂缝，延伸长达50 m以上。为便于描述，现将滑坡区分为上部(I)、中部(II)和下部(III)三部分进行滑坡变形破坏特征分析。

图4 滑坡整体特征Fig.4 Image showing the overall characteristics of the landslide(a)滑坡平面图；(b)主滑方向纵剖面图

3.1 滑体上部(I)

滑坡体滑动后在后缘拉裂形成高6～18 m、坡度80°～90°的高陡后壁，后壁呈“圈椅状”。滑坡后缘有两级滑坡平台(图5(a))，两平台之间为次级滑动面，滑动面陡立，延伸规模较大，其后壁擦痕清晰(图5(c))。在滑坡后壁以北60 m范围内有数条近南北向的拉张裂缝和拉陷槽，局部有溜滑现象(图5(b))。靠西侧的一条裂缝宽2～7 cm，裂缝延伸长达80 m。沿滑坡边界周围有大量落水洞发育，洞径一般1～2 m，深3～7 m(图5(a)和(i))，这些落水洞对滑坡边界具有控制作用。在滑坡后壁西北侧有一条宽约3 m的河流，河流连接两条大型冲沟(图5(d)和(e))，这条河流为控制滑坡后缘边界起到了关键作用。

图5 滑坡上部变形破坏特征Fig.5 Photos showing deformation characteristics of the landslide (upper part) (a)滑坡上部航拍图；(b)滑坡后缘拉张裂缝；(c)滑坡后壁；(d)滑坡后缘地下暗河；(e)滑体冲沟；(f)滑体表面阶梯状陡坎；(g)砖厂变形破坏特征；(h)道路损毁；(i)滑坡侧壁落水洞

滑体上部表面形态主要表现为“阶梯状”(图5(f))，土体松散、潮湿，多呈散乱粉状，脚踩陷足。农田完全被毁，且表面裂缝十分发育，裂缝宽0.5～3.0 m，裂缝深度多超过2 m。砖瓦厂地表水泥路面因遭受拉张和剪切作用也遭到严重破坏，建筑物出现垮塌和严重沉陷现象(图5(g))。相比滑坡南侧壁，北侧壁的变形相对较小，道路主要出现拉裂破坏，路面最大错断深度约1.5 m(图5(h))。

3.2 滑体中部(II)

根据现场调查和测绘，横穿滑体中部的公路被剪切错断，其中滑坡南侧壁处公路被错断约50 m(图6(a)和(b))，北侧壁处公路被错断1.5～2.0 m，滑体正中部公路未被错断，但发生了较大的开裂变形(图6(d))，裂缝宽0.2～1.0 m，长1～10 m，深度0.2～0.8 m。在滑坡南侧壁一冲沟处发现有泥岩块体出露，出露产状较杂乱，说明其原为历史地震滑坡的堆积物(图6(c))。在公路东侧一冲沟上部发现长约50 m、宽约6 m的积水洼地(图6(e))，根据当地居民描述，该积水洼地并非本次滑坡造成。历次降雨后，坡体冲沟水流及公路排水渠内水流均汇集在积水池内用于临时灌溉。经调查，积水池周边岩土体结构破碎，利于水分渗漏，这也是本次滑坡发生的诱发因素之一。滑体中部的表面形态也以“阶梯状”为主，土体松散、破碎(图6(f))，表面拉张裂缝相比滑体上部较少。总体上滑体中部的变形破坏程度较上部弱。

图6 滑坡中部变形破坏特征Fig.6 Photos showing deformation characteristics of the landslide (middle part) (a)滑坡中部航拍图；(b)(d)道路损毁；(c)冲沟内泥岩出露；(e)积水洼地；(f)滑体表面阶梯状陡坎

3.3 滑体下部(III)

作为滑坡的主要堆积区，滑体下部的变形破坏特征非常明显，主要表现为公路的剪切破坏、阳坡大桥的损毁及大量次级陡坎的发育。滑坡滑动后将南侧壁公路错断50～60 m，滑体上的岩土体极为破碎，基本呈散块状(图7(a)和(b))。常河镇阳坡大桥跨径约32 m，滑坡堆积体基本将大桥主体结构全部压埋(图7(c))，受对面河流侵蚀岸坡的阻挡而堆积在苦水河主河道中，导致河流上游形成堰塞湖。调查发现滑体侧壁周围及滑坡下部平台落水洞极为发育，洞径一般1～4 m，深2～6 m(图7(a)和(d))，这些落水洞为滑坡下部的滑动变形提供了优势渗水通道。在滑坡体前缘发生了多次滑动，造成前缘滑坡平台横向裂缝和陡坎十分发育(图7(e))，在后期降雨作用下，这部分滑体最容易进一步发生变形复活。

图7 滑坡下部变形破坏特征Fig.7 Photos showing deformation characteristics of the landslide (lower part) (a)滑坡下部航拍图；(b)道路被错断；(c)桥梁受挤压垮塌；(d)南侧壁边界处落水洞；(e)滑坡前缘

4 滑坡失稳机理

4.1 滑坡启动机制

为进一步研究松散地震滑坡堆积体在降雨条件下的启动机制，建立了滑坡的二维数值分析模型；基于GDEM数值软件，对坡体在降雨条件下的渗流响应和启动机理进行模拟分析。模型底部设为不透水边界，上部设为自由渗流面。为提高计算效率，适当简化模拟过程，结合滑动前降雨特征，本次模拟36 h降雨过程，前12 h为连续降雨，累计降雨量为100 mm，后24 h为降雨间歇期。由于降雨主要是通过裂缝、落水洞等集中通道入渗的，所以本次通过增大土体的渗透系数来实现对此过程的简化模拟。地质模型及监测点布置如图8(a)所示。根据取样测试分析结果，岩土体的物理力学参数取值见表2。模拟结果如图9所示。

表2 岩土体物理力学参数

天然条件下，受地形影响，坡脚出现应力集中，位移量最大，其次为坡体上部(图8(b))。降雨条件下坡体位移量大幅度增加(图8(c))，坡脚最大位移量12～14 cm，坡体上部最大位移量3～5 cm，坡体后缘和坡体下部位移量较小(图9(c))。滑体破坏类型主要为剪切塑性破坏，局部为拉张破坏，其中坡脚和坡体上部破坏面积最大(图8(d))。随着降雨的持续，坡脚滑带塑性剪应变增长速度较快，而坡体中下部滑带塑性剪应变最小，说明坡体中下部为相对锁固段(图9(b))。

图8 天然及降雨条件下滑体水平位移云图及塑性区分布图Fig.8 X-displacement and plastic zone of sliding body under natural conditions and rainfall conditions(a)监测点布置图；(b)天然条件下位移云图；(c)降雨条件下位移云图；(d)降雨条件下塑性区分布图

孔隙水压力变化曲线(图9(a))表明，随着降雨的持续，土体饱和度不断增加，堆积体厚度较小的滑体中上部最先达到饱和，降雨入渗产生的地下水不断集聚于渗透差异明显的滑体和泥岩界面，孔隙水压力不断增加，浮托力增强。由于坡脚具备排泄条件，孔隙水压力增幅较小，但受地形条件影响，坡脚处稳定性最先开始降低。滑体后部由于堆积体较厚，孔隙水压力开始增长的时间较长。随着潜在滑带发生持续的剪切错动变形，孔隙水压力也不断波动。当潜在滑带逐步达到饱和状态后，附近不断增加的浮托力将致使整个滑体稳定性不断降低，加之界面处岩土体吸水后力学性质的不断劣化，最终导致堆积体整体失稳。

图9 监测点(M1—M6位置见图8(a))孔隙水压力(a)、塑性剪应变(b)和水平位移(c)变化曲线 Fig.9 Monitoring (M1-M6 location shown in Fig.8 (a)) curves of pore water pressure(a), plastic shear strain (b) andX-displacement (c) of monitor points(a)孔隙水压力；(b)塑性剪应变；(c)水平位移

通过数值模拟结果分析并结合野外地质调查，推断该滑坡为受地形及地下水作用控制明显的牵引-推移式复合滑坡，即堆积体在坡脚牵引和坡体上部推移共同作用下发生整体失稳；其失稳过程可分为三个阶段:坡脚失稳阶段，中上部失稳阶段和整体失稳阶段。

4.2 滑坡失稳演化过程

关于降雨滑坡的失稳演化过程，很多学者已从不同角度进行了研究，并且取得了一些成果[12-14]。根据本次滑坡的地质环境条件、诱发因素和变形破坏特征，基于详细的野外调查，从时间尺度上可将其形成演化过程划分为5个阶段:原始斜坡阶段、地震诱发阶段、蠕变弱化阶段、降雨激发阶段和滑坡失稳阶段(图10)。

图10 常河滑坡失稳演化模式Fig.10 Failure process of Changhe landslide

4.2.1 原始斜坡阶段

根据对周围完整斜坡的测量，斜坡整体坡度平均约16°，坡顶坡度约12°，坡脚受河流侵蚀作用强烈，坡度最大可达35°，为滑坡的发生提供了良好的临空条件。原始斜坡以新近纪棕红色泥岩为基底，上覆马兰黄土。由于泥岩为软岩，其强度低且遇水软化，在地应力作用下容易发生长期蠕变；马兰黄土因沉积时间较短，孔隙及垂直节理十分发育，具有强烈的水敏性和动力易损性。因此“黄土+泥岩”的二元结构为滑坡的发生提供了良好的结构基础和地层岩性条件。

4.2.2 地震诱发阶段

滑源区地震背景十分复杂，根据《中国地震动参数区划图》(GB18306—2015)，滑源区基本地震动峰值加速度为0.2g，地震动加速度反应谱特征周期为0.45 s。据前人研究成果[15-16]，1718年通渭7.5级地震和1920年海原8.5级地震共同诱发了该滑坡的前期滑动(图11)，滑体对浅部泥岩有强烈扰动(图6(c))。由于地震动峰值加速度PGA放大效应随高程增加而增加，滑体上部拉裂变形现象明显，拉陷槽及拉裂缝发育(图10(a))。此外，地震作用下坡体形成超孔隙致使孔隙水压力急剧上升，不断挤压滑体节理裂隙而使其扩展。

4.2.3 蠕变弱化阶段

地震滑坡堆积体形成以后，受历年雨季的影响，坡体落水洞逐渐形成，滑带泥岩经历含水饱和-失水干燥多次交替循环，在干湿循环作用下其强度逐渐降低，弱化效应显著。利用滑源区周边泥岩试样在不同含水率条件下的蠕变试验结果(0.2 MPa，0.4 MPa，0.6 MPa和0.8 MPa 4级压力)，通过叠加原理处理试验数据得到分级加载曲线(图12)。试样在荷载加载初期的变形较大，十几个小时就能完成变形的80%；随着应力水平的增加，蠕变趋于停止的时间逐渐增加；随着含水率的增大，试样的变形增大，蠕变越明显。当含水率达到饱和时，泥岩在较高应力水平下，出现加速蠕变阶段；含水率对该地区泥岩的长期蠕变影响较敏感。因此，原有滑带处泥岩在长期蠕变状态下结构连接发生破坏，其力学强度逐渐减弱，形成层间剪切带(图10(b))，致使滑坡长期处于加速变形阶段，拉裂缝和落水洞不断被扩展、延长和加深，逐步促进其与滑带及地下水连通。

图12 不同含水率条件下泥岩蠕变试验成果(σ3=800 kPa)Fig.12 Rheologic curves of mudstone specimens under different moisture contents (σ3=800 kPa)

4.2.4 降雨激发阶段

持续降雨是该滑坡发生的直接诱发因素。据当地气象资料，2019年9月累计降雨量105.2 mm，9月9日至14日期间连续降雨量81.9 mm，最大日降雨量43.2 mm，最大小时降雨量10.5 mm(图13(a))。滑坡发生当天累计降雨量15.6 mm，最大小时降雨量2.8 mm(图13(b))。滑坡发生前5 d的连续降雨使斜坡土体处于高含水状态。根据直剪试验和压缩试验，原状黄土在饱和状态下的黏聚力降低50%～60%，内摩擦角降低10%～17%；滑带土在饱和状态下的黏聚力降低37%～41%，内摩擦角降低10%～14%；饱和状态下原状土和滑带土的压缩模量最大减小了28.37 MPa(表3)，所以连续降雨致使滑带和斜坡土体饱和后强度大幅度降低。由于降雨沿黄土孔隙、节理等通道入渗深度十分有限，所以降雨对本次滑坡的激发作用主要是通过裂缝和落水洞等渗透通道集中影响的。一方面降雨使得破裂的滑体在裂隙水压作用下更加分裂，饱水状态下增加下滑力，雨水沿裂缝、落水洞等集中通道快速下渗致使滑带界面处出现泥化、软化现象，滑带的完整性以及力学强度大幅度降低；另一方面由于明显的渗透差异现象，降雨入渗产生的地下水不断集聚于渗透差异明显的滑带界面处，并出现滞水现象，致使滑带处孔隙水压力不断增加，浮托力和渗透压力逐渐增大(图10(c))。

图13 研究区日降雨量和小时降雨量Fig.13 Daily and hourly precipitation in the study area(a)20190801—20190923日降雨量；(b)20190909—20190914小时降雨量

表3 天然和饱和状态下黄土强度试验结果

4.2.5 滑坡失稳阶段

由于前缘河流的侵蚀作用及优势临空面条件，前缘碎裂岩土体最先加速蠕滑、破裂滑动；然后中上部堆积体在不断增大的水压力及滑动剪切带力学性质劣化的共同作用下失稳蠕滑，并对中下部堆积体产生推移；随后中下部堆积体在渗透力、水压力、前部牵引和后部推移共同作用下滑带贯通，最终导致堆积体整体失稳。

综上所述，在不利的地质环境条件下，斜坡在历史强震诱发下发生初次滑动，坡体震裂变形；后期频繁的中小地震和降雨的长期活动对原本脆弱的堆积体产生持续扰动和累积变形，促进了落水洞和裂缝的形成与扩张；最终在持续降雨条件下，雨水沿集中通道下渗，潜在滑带孔隙水压力和渗透力增加，并在地下水作用下逐步发生软化和泥化，致使堆积体整体失稳滑动。

5 讨 论

在我国西北黄土梁峁区，降雨诱发的黄土滑坡是最为常见的一种地质灾害，其主要类型有浅层黄土层内滑坡，黄土-泥岩(红层)接触面滑坡及老黄土滑坡复活等。

许多研究表明降雨直接入渗的影响深度是有限的[4,14]，但在长期降雨入渗作用下也会诱发多数小规模的浅层黄土滑坡。该类滑坡是降雨直接入渗到黄土表层，使表层黄土软化、增重及基质吸力减小而诱发，多发生在30°～50°的黄土斜坡上(图14(a)和(b))。该类滑坡厚度薄，一般3～5 m，规模一般几百至数万方，但数量众多，多成片分布。

图14 西北黄土区降雨诱发黄土滑坡类型Fig.14 Types of rainfall-induced loess landslides in the loess region of northwestern China(a)(b)浅层黄土层内滑坡；(c)黄土-泥岩(红层)接触面滑坡；(d)老滑坡复活

而降雨诱发的大型或巨型黄土滑坡，如黄土-泥岩(红层)接触面滑坡(图14(c))和老黄土滑坡复活(图14(d))，一般是集中降雨或持续降雨通过集中渗水通道流入地下而诱发的，具有一定的时间滞后效应。黄土中垂直节理发育，斜坡边缘的卸荷回弹使节理局部张开，成为地表水下渗的优势通道，最后裂缝贯通，形成错台，以至滑动。在甘肃地区，第四系黄土下部一般出露新近系上新统泥岩或红层软岩，为相对隔水层，沿黄土集中通道下渗的地下水被阻隔，一方面地下水位上升，降低了潜在滑动面上的有效应力，另一方面黄土-泥岩界面或既有软弱滑动层面遇水极易发生软化、泥化，有效内摩擦角极低，共同促使滑坡的发生。本次常河滑坡即为持续降雨诱发的老滑坡复活。该类复活滑坡的共同特点是具有相对隔水的泥岩或基岩底面，滑坡向前蠕变使后部滑体首先拉裂，后缘常有串珠状落水洞，地表水大量灌入，最终导致滑坡的发生。

6 结 论

降雨诱发地震滑坡复活是我国西北黄土地区潜在危险性最大的滑坡类型之一，本文以2019年9月14日甘肃通渭县常河镇发生的该类典型滑坡为实例，通过实地调查、室内试验及数值分析等手段，对滑坡的变形破坏特征和失稳演化机制进行探讨和分析，取得如下认识:

(1)该滑坡的失稳演化过程和灾变机制可以概括为原始斜坡(黄土、泥岩二元层状结构)-地震触发(滑坡堆积体、坡体震裂损伤)-蠕变弱化(层间剪切带、裂缝和落水洞扩展)-降雨激发(滑带软化、泥化，水压力作用)-失稳滑动(滑面贯通)。

(2)斜坡体是在震裂、蠕变、软化、水动力等多种条件下按照一定的时间先后顺序由稳态逐步演化至失稳。由于坡体被震裂破碎，后期的蠕变和降雨作用加速了裂缝的延伸与扩张；室内试验结果也表明水对岩土体强度的削弱效果十分明显，同时降雨后滑带界面处孔隙水压力和渗透力的增加也急剧加速了失稳进程。

(3)滑坡后缘和前缘变形剧烈，中部变形相对稍弱，其失稳过程经历了三个阶段:坡脚失稳阶段，中上部失稳阶段和整体失稳阶段。推断该滑坡为受地形及地下水作用控制的牵引-推移式复合滑坡。

(4)由于长期的蠕变和雨水的渗透冲蚀，坡体上的落水洞和地下暗河十分发育，且是控制本次滑坡边界的关键因素。