新疆塔县地震触发顺向坡失稳破坏机理研究

陈 钱，吴和秋，张 明，杨 龙，吕文韬

(1.中国地质大学(武汉) 工程学院，武汉 430074；2.浙江省工程物探勘察设计院有限公司，浙江 杭州 310005)

新疆塔什库尔干塔吉克自治县(简称塔县)所处的叶城—乌恰地区，位于我国的最西部，由于印度洋板块的挤压作用，是现今内陆新构造运动最活跃、变形最强烈的大陆地块之一。该区域活动断层发育，主要有5条规模较大的活动断层(公格尔断裂、盖孜断层、主帕米尔断裂、肯别尔特断裂和卡拉吉勒正断层)穿过。由于该区域位于天山山脉和昆仑山之间，加上塔什库尔干河和盖孜河的切割作用，强烈的新构造运动变形造就了高差达数千米的地表起伏度，且由于河谷所在区域构造运动强烈、断裂发育，再加上寒冻风化作用和人类工程活动的影响，河谷内岩体破碎。因此，地震以及由地震触发的滑坡、崩塌是该地区主要的地质灾害。

塔什库尔干河发源于我国新疆维吾尔自治区与阿富汗交界处的克克吐鲁克，流经新疆塔县、阿克陶县境内，于阿克陶县塔尔乡东部的两河口汇入叶尔羌河。该河流由于青藏高原的隆升而不断下切，形成了两岸陡峭的河谷岸坡，在其流经塔县的区域，左岸分布有大量的大型岩质滑坡，考虑到塔县的地震基本烈度为Ⅸ度，且地震频发，可以推断这些岩质滑坡为历史上一次或者多次强震触发。在塔什库尔干河沿岸建有水电站，当滑坡发生时，会摧毁水电站，对人民的生命和财产安全构成威胁，因此研究塔县地震触发岩质滑坡的机理具有重要的意义。

众多学者对地震触发岩质滑坡的机理进行了大量研究。如贾俊以四川安县某一岩质滑坡为例，通过二维离散元数值模拟，得出强地震力长持时作用是边坡产生崩滑破坏的主控因素；朱冬等以青川窝前滑坡为例，通过数值模拟，得出地震力对层面强度具有弱化效应，从而导致斜坡失稳形成滑坡；江婷等对顺层岩质边坡在地震作用下的响应规律进行了研究，给出了顺层岩质边坡滑移面位置的确定方法以及边坡失稳的判定方法；吴德成等运用FLAC有限元软件对澜沧江某边坡的稳定性进行了分析，结果表明随着地震作用的持续，边坡将会在坡肩与坡脚之间形成一个贯通的弧形破裂面，最终坡脚将发生剪切破坏，坡肩附近则易发生拉裂破坏；Bray等、Leshchinsky等、黄显贵等、陆少云等采用拟静力法研究了地震对边坡稳定性的影响。然而，很少有学者对新疆地区地震触发岩质滑坡的机理进行研究，姚远等虽然研究了阿克陶地区地震对地质灾害的影响，认为地震能导致滑坡的发生，但并未对地震是如何触发滑坡的机理进行深入研究；王兆云对伊犁喀什河盆地东部滑坡群的成因机理进行了分析，认为滑坡群的形成是地震和雨水共同作用的结果，但未对地震力的作用进行具体分析；尹光华等通过对尼勒克地震滑坡进行统计分析，结果发现滑坡规模和分布密度与地震烈度成正比,滑坡规模和分布密度具有由震中向外变小、变稀的特点，但未对地震触发滑坡的破坏过程进行分析。

综上所述，目前学者们对地震触发岩质滑坡机理的研究虽然较多，但主要集中在我国四川、青海等地，而针对新疆塔县的研究却很少，不能很好地对该地区的滑坡进行预测和稳定性分析。鉴于此，本文以塔县某一典型顺向岩质滑坡为例，采用离散元数值软件模拟了滑坡在不同地震力作用下的响应，用来展示滑坡从稳定到逐渐失稳破坏的过程，进而揭示其启动破坏机理，为塔县以及其他地震高烈度区岩质滑坡的稳定性评价提供依据。

1 研究区地质背景

新疆塔县及其邻区1989—1998年间发生6级以上地震共计35次。根据《中国地震动参数区划图》(GB 18306—2001)，工作区内地震动峰值加速度由西部昆仑山腹地的0

.

40

g

，向东逐渐过渡为0

.

30

g

、0

.

20

g

、0

.

10

g

，至沙漠区为0

.

05

g

，分别对应地震基本烈度Ⅸ度区、Ⅷ度区、Ⅶ度区、Ⅵ度区。塔县地区地震动峰值加速度在0.20～0.40

g

之间，属于Ⅷ～Ⅸ度地震烈度区。

在对塔县境内所有地震触发岩质滑坡进行详细调查的基础上，发现区内地震导致滑坡发生的模式主要为强震触发大型顺向岩质滑坡。这类地震触发大型顺向岩质滑坡主要沿塔什库尔干河左岸分布(见图1)，塔什库尔干河由于青藏高原的隆升而不断下切，形成了两岸陡峭的河谷岸坡，河谷高程分布在2 000～4 000 m之间，坡顶面与坡脚之间的垂直落差高达数百米甚至上千米，岸坡的坡度在30°～90°之间，多在40°～80°之间。另外，这些岸坡的分布均位于塔什库尔干河切割所形成的凸岸地段，三面临空，这些条件均为这些滑坡的发生提供了良好的地形条件，它们的分布主要符合下述3种特征：

图1 地震触发的大型顺向岩质滑坡沿塔什库尔干河左岸分布遥感图Fig.1 Remote sensing image of earthquake-triggered large bedding rock landslides along the left bank of Tashkurgan River

(1) 滑坡为河流切割形成的陡峭且三面临空的岸坡，坡度一般在40°以上，坡高一般在100 m以上，最高达到2 000 m。

(2) 坡体受平行于坡面的一组节理切割为顺向坡。

(3) 坡体中或者附近有断层出露。

由地震触发的典型沿塔什库尔干河左岸发育的大型顺向岩质滑坡，见图2至图4。其中，图2为本次研究的顺向岩质滑坡1，该滑坡所在河谷高程分布在2 800～2 900 m之间，坡顶面与坡脚之间的垂直落差高达500多米，滑坡的坡度为60°左右，坡体受3组结构面切割；该滑坡分布于塔什库尔干河切割所形成的凸岸地段，三面临空(见图1)，这些条件符合塔什库尔干河左岸滑坡分布的3个特征，具有一定的代表性和典型性；该滑坡主要由花岗岩和花岗岩为母岩的构造岩、片麻岩等变质岩组成(见图5)，岩体内发育有3组节理：第一组节理产状为170°～200°∠45°～80°，间距为0.8～2 m；第二组节理产状为260° ～330°∠30°～50°，间距为0.8～1.2 m；第三组节理产状为20°～85°∠30°～80°，间距为0.8～1.2 m。其中，第一组节理为坡体结构的控制性节理，滑坡沿这一组节理滑动破坏(见图6)，另两组节理切割坡体，使坡体破碎、稳定性降低，但不控制坡体的滑动形式。

图2 地震触发的沿塔什库尔干河左岸分布的地震触发的顺向岩质滑坡1Fig.2 Earthquake triggered bedding rock landslide 1 along the left bank of Tashkurgan river

图3 地震触发的沿塔什库尔干河左岸分布的地震触发的顺向岩质滑坡2Fig.3 Earthquake triggered bedding rock landslide 2 along the left bank of Tashkurgan river

图4 地震触发的沿塔什库尔干河左岸分布的地震触发的顺向岩质滑坡3Fig.4 Earthquake triggered bedding rock landslide 3 along the left bank of Tashkurgan river

图5 研究区片麻岩Fig.5 Landslide gneiss in the study area

图6 研究区滑坡剖面图Fig.6 Landslide profile in the study area

此外,该滑坡地处寒旱地区，每年的降雨量为68.1 mm，没有大规模的集中降雨；融雪的速度较慢，其融水的深度也有限，因此降雨和融雪的作用有限。考虑到塔县地震的基本烈度为Ⅸ度，可以推断该顺向岩质滑坡为历史上一次或者多次强震触发。

2 滑坡失稳破坏的数值模拟

本文采用离散元数值软件3DEC，通过拟静力法模拟滑坡在不同加速度地震力作用下的变形与破坏过程，来揭示研究区地震触发顺向岩质滑坡的机理，为该类滑坡的研究提供理论支撑。

2.1 数值模型建立

以如图7所示的地震触发顺向岩质滑坡为地质模型，建立离散元数值模型。先从遥感影像上提取了该滑坡区的现地形数据，为了研究原始滑坡的变形破坏机理，参照滑坡及周围地形恢复了滑坡发生前的原始地形，并提取数据用于数值建模。

图7 地震触发的顺向岩质滑坡示意图Fig.7 Geological model diagram of earthquake-triggered bedding rock landslide

本次研究利用3DEC软件能够很好地建立岩体中结构面的优点，在数值模型中建立3组节理，建立好的三维滑坡数值模型共划分块体4 644个，单元696 353个；另外，在原始滑坡中轴线上布设4个监测点，以监测滑坡不同部位的变形情况，见图8。

图8 3DEC三维滑坡数值模型和监测点布设位置Fig.8 3DEC 3D landslide numerical model and monitoring point location

上述数值模型的底面和两侧均选取固定边界，通过约束位移来控制这些边界的变形，而坡表选择为自由边界。

2.2 参数选取

本次数值模拟计算中，采用摩尔库伦(Mohr-Coulomb)本构模型计算岩体力学行为，节理面采用库伦接触滑移模型(Coulomb-Slip)。通过相关岩石力学、物理力学试验，获取计算中岩体和结构面的物理力学参数，见表1。

表1 岩体和结构面参数取值Table 1 Parameters of rock mass and structural plane

2.3 计算工况

为了研究岩质滑坡在地震作用下的变形破坏机理和运动过程，并结合当地地震烈度值，本次模拟设置了4种计算工况，不同地震烈度对应的加速度参照《中国地震烈度表》(GB/T 17742—2008)。具体计算工况如下：

工况1：天然状态；

工况2：地震水平加速度为2.5 m/s，相当于Ⅷ级地震烈度的均值加速度；

工况3：地震水平加速度为3.54 m/s，相当于Ⅸ级地震烈度的最小加速度；

工况4：地震水平加速度为7.07 m/s，相当于Ⅸ级地震烈度的最大加速度。

通过数值模拟获取不同工况下岩质滑坡最大不平衡力曲线、滑坡位移云图以及监测点位移曲线，来观察滑坡的平衡状态以及变形破坏过程，进而对滑坡的失稳破坏机理进行研究。

2.4 数值模拟计算结果与分析

2.4.1 工况1

天然状态下岩质滑坡位移云图及最大不平衡力曲线、滑坡纵剖面位移云图和4个监测点位移曲线，见图9。

图9 工况1下岩质滑坡位移云图和监测点位移曲线Fig.9 Cloud chart of rock landslide displacement and curves of monitoring point displacement under working condition 1

由图9可见，天然状态下，该岩质滑坡的最大不平衡力最终趋于0，且监测点位移最终趋于定值，意味着整个滑坡趋于稳定；滑坡整体变形量较小，最大位移发生在坡肩附近，约为19 cm；由于受到节理面的切割作用以及三面临空的影响，滑坡凸向河谷的三面均有变形迹象；此外，由滑坡纵剖面位移云图和监测点位移曲线可知，滑坡变形形式主要是坡表轻微变形和沿结构面错动[见图9(b)红色区域]。总体来说，该岩质滑坡仅在斜坡表面发生一些轻微变形，整体稳定性好。

2.4.2 工况2

加速度为2.5 m/s的地震力作用下(即工况2下)岩质滑坡位移云图及最大不平衡力曲线、斜坡纵剖面位移云图和4个监测点位移曲线，见图10。

图10 工况2下岩质滑坡位移云图和监测点位移曲线Fig.10 Cloud chart of rock landslide displacement and curves of monitoring point displacement under working condition 2

由图10可见，在加速度为2.5 m/s的地震作用下，该岩质滑坡的最大不平衡力逐渐趋于0，且监测点位移最终趋于定值，意味着整个滑坡趋于稳定；相对于工况1，该岩质滑坡整体变形量有所增加，最大位移仍然出现在坡肩附近，约为48 cm，三面变形迹象仍然存在；此外，由滑坡纵剖面位移云图和监测点位移曲线可知，滑坡变形形式仍然为坡表轻微变形和沿结构面错动[见图10(b)红色区域]。总体来说，该岩质滑坡仅在表面发生一些轻微变形，整体稳定性较好。

2.4.3 工况3

在加速度为3.45 m/s的地震力作用下(即工况3下)岩质滑坡位移云图及最大不平衡力曲线、滑坡纵剖面位移云图和4个监测点位移曲线，见图11。

图11 工况3下岩质滑坡位移云图和监测点位移曲线Fig.11 Cloud chart of rock landslide displacement and curves of monitoring point displacement under working condition 3

由图11可见，在加速度为3.45 m/s的地震作用下，该岩质滑坡的最大不平衡力逐渐趋于0，且监测点位移最终趋于定值，意味着整个滑坡趋于稳定；该岩质滑坡整体变形量较工况2有所增加，最大位移仍然出现在坡肩附近，约为1 m，变形位移已经较大，位移仍然集中在坡肩表面，变形形式仍然为坡表轻微变形和沿结构面错动[见图11(b)红色区域]。由于滑坡下部坡脚处变形较小，因此该岩质滑坡无整体贯通性破坏。

2.4.4 工况4

在加速度为7.07 m/s的地震力作用下(即工况4下)岩质滑坡的失稳破坏和运动过程，见图12。

由图12可见：在地震力作用下，当时步为1 000步时，该岩质滑坡发生较大变形，最大位移仍然出现在坡肩附近，为2.93 m[见图12(a)]，且滑坡下部坡脚处也产生较大位移，达到1.95 m，说明斜坡的贯通滑动面已经形成，而该岩质滑坡的最大不平衡力增加，说明滑体有下滑的趋势[图12(b)]；当时步为15 000步时，从图12(e)可以看出红色位移曲线在到达最大值后开始下降，表明部分滑体爬升到对岸最高位置并开始回落，滑坡体趋于平稳，该岩质滑坡的最大不平衡力下降并趋于零[见图12(c)、(d)]。由以上计算所得滑坡位移云图和纵剖面位移云图可知，由于受结构面切割导致岩体较为破碎，在加速度为7.07 m/s的地震作用下该岩质滑坡发生整体破坏失稳，最终堆积在河谷，其堆积情况与现场调查结果基本一致，证明数值模拟结果较为可靠。此外，由监测点位移曲线可以看出，滑坡坡脚部位监测点变形最大，运动速度最快，滑移至对岸并爬升一定的高度后，受到对岸坡体的阻挡作用开始发生回落，其余3个监测点在重力和地震力作用下逐渐向河谷运动堆积[见图12(e)]。

图12 工况4下不同时步时岩质滑坡位移云图和监测点位移曲线Fig.12 Cloud chart of rock landslide displacement and curves of monitoring point displacement under working condition 4

3 滑坡失稳破坏机理讨论

上述工况1、2、3的模拟结果显示：当没有地震或地震作用较小时，坡体不会发生失稳破坏，但会产生一定的变形量，该变形量主要发生在坡表的坡肩附近，且由坡肩向坡脚逐渐减小、由坡表向坡内逐渐减小；随着地震强度的增加，坡体变形量逐渐增大，但坡脚处仍未发生变形，没有贯通破坏面形成，坡体依然稳定；由于结构面的切割作用，坡体成块状破碎，随着地震强度的增加，块状破碎愈发明显，坡表块体接触部位的变形量远大于坡内变形量，块体间有错动的趋势，坡体内有沿着结构面形成贯通面的趋势。工况4的模拟结果显示：当地震强度超过某一临界值时，坡脚处开始有变形产生，块体间的错动更加强烈，坡体内沿着结构面与坡脚处形成贯通面，坡体发生失稳破坏。滑坡的破坏方式为：拉张—压裂—滑移破坏。在地震力作用初期，滑坡首先在坡体后缘处沿着结构面出现拉张破坏，产生多处裂隙，随着地震力的持续作用，变形进入累进性破坏阶段，裂隙逐渐延伸至坡内，滑坡岩体随变形发展而松动，滑坡岩体在自重和地震荷载的作用下挤压剪切坡脚，形成应力集中，最终在坡脚发生压裂破坏，并与坡体内裂隙相互贯通形成滑动面，导致滑坡的滑移破坏，临空面附近的块体还在重力和往复地震荷载的作用下发生崩落现象。

通过上述4种工况模拟结果的比较可以发现，塔县地区岩质滑坡的稳定性主要受地震和结构面的影响。当岩质滑坡中存在结构面时，坡体岩体切割破碎，岩体间连结力减小，即使在地震力很小的条件下，滑坡并未发生失稳破坏，但坡体中块体分割处仍有相互错动的趋势，坡体依然有变形产生，坡体内有沿结构面贯通的趋势，且随着地震力的增加，这种沿结构面贯通的趋势愈明显，当地震力达到某一临界值时，坡体内部便沿着结构面形成与坡脚贯通的滑动面，坡体发生失稳破坏，形成滑坡，其破坏方式为拉张—压裂—滑移破坏。

4 结 论

本文以新疆塔县某一典型地震触发的顺向岩质滑坡为研究对象，利用数值模拟方法对此类岩质滑坡的失稳破坏机理进行了研究，得到以下结论：

(1) 塔县地区的岩质滑坡稳定性主要受地震和结构面的影响。岩质滑坡失稳破坏机理为在地震力作用下，滑坡岩体与坡向平行的结构面发生剪切错动，并最终形成贯通性破坏面，从而发生整体破坏，滑坡的破坏方式为拉张—压裂—滑移破坏。该结论对地震高烈度区受平行于坡面的一组节理切割且三面临空的岩质滑坡的稳定性评价具有一定的参考价值。

(2) 数值模拟结果显示：天然状态下和在加速度分别为2.5 m/s、3.45 m/s和7.07 m/s的地震力作用下，滑坡稳定性随地震加速度的增大而逐渐变弱，滑坡变形破坏的临界加速度在3.45～7.07 m/s之间，而临界地震烈度为IX度。

(3) 当地震加速度为7.07 m/s时，滑坡失稳破坏，其堆积物最终越过河谷并爬上对岸岸坡，并最终在对岸岸坡的阻挡下停止运动，堆积下来。数值模拟所得滑坡堆积物的堆积形态与现场堆积形态基本一致，说明本次数值模拟的结果是可信的。