大型砾岩滑坡特征与成因机制分析

杨伟强，巨广宏,2，李树武,2，何晓东

(1. 中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司,西安 710065;2. 国家能源水电工程技术研发中心高边坡与地质灾害研究治理分中心,西安 710065)

0 前 言

伴随中国经济的高速增长，大型工程数量日益增多，在各类工程活动中也遇到了越来越多的边坡工程问题。砾岩边坡成岩时间相对较短，性质特殊，一般力学性质较差，且成分复杂，物理力学性质较为特殊，即与岩体内部物质组成及胶结程度紧密相关，同时受结构面控制[1]，其边坡的稳定性对工程建设影响极大。

由于砾岩性质特殊，其失稳经常不是由单一因素导致的，一般是在多种条件共同发生作用而致其滑动失稳[2]，如地形临空陡峭、岩体破碎、降雨、人类工程活动等作用对滑坡产生形成了有利条件[3-5]。本文以现场地质勘察取得的资料为基础，结合滑坡区所处的地质环境条件，查明滑坡的边界条件、范围、分区及破坏特征等基本特征，分析砾岩滑坡形成的影响因素和成因机制，为其稳定性评价及工程处理提供支撑。

1 滑坡基本特征

1.1 滑坡概况及边界条件

本文研究的砾岩滑坡位于青海省黄南州浪加河左岸，岸坡总体顺直，总体走向为NW300°，上游为原3号边坡，下游为原2号边坡。滑坡区属典型的侵蚀丹霞地貌，岸坡基岩总体裸露，岩性主要为白垩系河口组砾岩夹泥质夹层、薄层泥岩。砾岩以泥质胶结为主，具铁锰质胶结特性，为一套内陆湖相沉积地层。岩体节理不发育，岩体完整，但易风化，遇水易软化崩解，微风化砾岩饱和抗压强度低，属较软岩，软化系数低。

该砾岩滑坡于2019年5月12日发生大规模整体滑动，滑坡平面形态呈“长条形”总体上窄、下宽，最大宽度220 m，最小宽度155 m，平均宽度187 m。滑坡纵长最大长度415 m，平均纵长365 m。滑坡形态平面如图1所示。

图1 砾岩滑坡平面

滑坡堆积体厚度的空间变化较大，总体呈中间厚、前后缘薄，上游薄、下游厚的特征，钻孔揭示的滑体厚度最大达79.4 m，原河床基坑部位滑坡体堆积厚度20余米，后缘边界部位滑体厚度约10～20 m，滑坡平均厚约38 m。

滑体平均坡度35°～40°，呈前缘陡-后部缓的坡面形态，前缘2号边坡部位滑坡发生后前缘坡度较陡，整体约45°，局部最大坡度近60°～70°，滑坡全貌见图2。利用三维地质模型统计滑坡方量(见图3)，估算的滑坡体积约320万m3，滑坡属大型岩质滑坡，滑动后岩体破碎，孤石林立，对周边地区安全构成了较大的威胁。

图2 砾岩滑坡全貌及分区

图3 滑坡三维地质模型(正视)

该滑坡滑动破坏现象与边界特征非常明显，上游边界下部沿上游冲沟沟道、向上斜穿3号边坡，延伸至后缘高程2 800.00 m山脊附近；下游边界中下部以冲沟为界，上部以后缘平直、光滑的滑坡壁为界；滑坡前缘剪出口位于现代浪加河床基坑以下2～3 m、高程约2 600.00 m，前缘隆起最大高度达38 m；后缘滑坡破裂壁至山脊分水岭，最高高程2 800.00 m，后缘错坎高约20 m，滑坡前后缘高差约200 m。

1.2 滑坡分区特征

结合滑坡区的地形、滑坡边界、滑动过程中的解体、变形拉裂缝分布等特征，滑坡可分为主滑区(Ⅰ区)与牵引区(Ⅱ)，各区根据变形差异进一步进行亚区划分，滑坡分区见图1、2。

主滑区(Ⅰ区)整体位于滑坡中下部，主滑方向45°。根据主滑区变形特征、破坏解体程度及裂缝分布的特点等，主滑区进一步分为：原2号边坡部位的Ⅰ1、3号边坡的Ⅰ2亚区。

(1)Ⅰ1区位于主滑区下游侧2号边坡部位，整体为一山脊地貌，地形上缓下陡，前缘坡度可达60°～70°，坡体拉裂、陷落特征十分明显，Ⅰ1区后缘呈明显的拉陷槽(见图4)，与滑坡主滑方向近垂直。Ⅰ1区中前部坡体发育了大量裂缝、错台，坡体似层状结构明显，解体程度不高。发育裂缝类型有张拉裂缝、鼓胀裂缝以及剪切裂缝。区内部分拉裂缝延伸长，长的可达50 m，拉裂宽度大的可达0.5～1 m，可见深度大于15 m。

图4 Ⅰ区后缘拉陷变形(拉陷槽)

(2)Ⅰ区位于主滑区上侧3号边坡区域，滑坡体地形上缓下陡，整体坡度约30°，纵向长度210 m，上宽下窄，平均横向宽度80 m，滑体整体解体严重，地表破碎。

牵引区(Ⅱ区)位于滑坡后缘、主滑体Ⅰ区之上(见图5)，高程在2 730.00～2 800.00 m，平面上呈“月牙”形。主滑体后缘形成的拉陷区产生了良好的临空面，原2号边坡与3号边坡顶部之间的“鞍部”地形受前缘滑动牵引、以及两个山脊临空地形的控制，使后缘上下山脊之间的“鞍部”两侧坡体发生滑动。根据滑动方向的不同又可划分为Ⅱ1、Ⅱ2区。

图5 牵引变形区(Ⅱ区)形貌特征

Ⅱ1区位于2号边坡后缘山脊上游侧，滑坡后堆积物顺滑坡壁直接堆积于坡脚，后期在堆积物与滑坡壁接触面部位仍有拉裂变形现象。Ⅱ2区位于3号边坡后缘山脊下游侧，后缘滑坡壁下错高度0.5～2 m不等，并呈密集圈椅状多级台阶错动，后缘多处可见滑动擦痕。

为确定滑坡主滑面(带)的深度及特征，布置2条纵向及3条横向物探剖面及勘探剖面，布置了6个勘探钻孔，孔内进行了物探波速测试，综合确定滑坡的主滑面剖面特征见图6。

图6 主滑面地质纵剖面

2 形成影响因素分析

2.1 区域构造应力场

滑坡区地处我国西部，区内地应力和现代构造活动主要是由印度和欧亚两大陆板块相互碰撞、近SN向的挤压所决定的，构造应力总体上近S～N向。青藏高原主体部分的构造应力场最大主应力方向为NNE向[6]。结合区域及邻近区地震的震源机制解获得的工程区与邻近区域构造应力场最大主应力的方位分布如图7。

图7 工程区及邻近区域现今地应力状态

滑坡区域构造应力场最大主应力方向总体在NE30°～60°，方向与河谷呈大角度相交或近垂直，河流与最大主应力近于正交时，河床部位有利于应力的集中，对平缓层状岩体组成的宽谷区，侧向地应力较高，造成谷底剪切破裂、层间蠕滑，并在岸坡顺坡发育卸荷拉张带。

2.2 有利的地形临空条件

滑坡区为典型的宽阔河谷地貌，滑坡发生前，滑坡所处边坡的前缘为河谷，两侧为深切的冲沟，岸坡高差约200 m，天然岸坡上缓、下陡，前缘坡度约50°～70°，局部近直立，临空条件较好，为滑坡的发展提供了有利的地形条件(见图8)。

图8 滑坡区原始地形地貌

滑坡区早期形成典型的宽阔河谷地貌特征，这种地貌在形成过程中河谷的侵蚀、剥蚀造成的垂向及水平方向的卸荷，有利于河床以及岸坡岩体的变形。

2.3 砾岩岩性条件

滑坡区基岩主要为白垩系河口组砾岩夹泥质夹层。在地表及钻孔岩芯中均有发现薄层泥质夹层，为滑坡的形成奠定了内在的物质基础，是滑坡上游边界中上部的控制边界，岩体基本沿砾岩与薄层泥岩的界面或泥质夹层发生滑动。

2.4 地质构造条件

滑坡区砾岩岩体中裂隙不甚发育，有不同延伸长度的随机结构面发育(见图9)，这些结构面不仅为斜坡的卸荷拉裂提供了潜在的地质缺陷，而且一定延伸长度的长大结构面，也构成滑坡的失稳边界。滑坡下游侧壁基本受控于NE10°～20°SE∠60°～70°这组结构面，这组结构面延伸性好，构成了滑坡下游侧边界。上游侧边界总体追踪岩体中砾岩与泥岩接触面或泥质夹层、层面，产状NE50°～80°NW∠20°～40°，其总体倾向下游偏岸外，构成滑坡的失稳的上游侧边界。砾岩中还发育有NE23°～60°NW∠9°～25°组缓倾裂隙，这组结构面在左岸总体倾向坡外，尤其在低高程部位较发育，其与缓倾坡外的层面共同构成滑坡底部控制面。

图9 砾岩中发育的长大结构面

2.5 斜坡岩体卸荷拉裂

原斜坡的边坡岩体卸荷强烈，主要发育以下3组卸荷裂隙：

(1) NW354°SW∠85°，面平直稍粗糙，大部分闭合，局部张开1～3 mm，延伸长度大于10 m，沿该裂隙发育多条风化凹槽；

(2) NE20°NE∠9°，面平直粗糙，张开1～5 cm，延伸长度大于10 m；

(3) NW335°SW∠80°，面起伏粗糙，基本平行于岸坡，表部张开无填充，一般张开宽度为0.15 m，延伸长度大于20 m，最大可达现代河床高程，延伸长度可达40～50 m。

卸荷拉裂缝破坏了岩体的完整性，为大气降水直接进入坡体提供了良好的通道，图10为顺河向发育的卸荷拉裂缝情况。

图10 顺河向卸荷拉裂缝情况

滑坡所在边坡密集发育的陡倾卸荷拉裂、勘探揭示的河床高程及较深部位岩体破碎、泥质夹层较发育等现象，应与河谷演化过程中岩体卸荷变形有关，这些潜在的地质缺陷为斜坡的变形提供了基础。

2.6 超常降雨

滑坡发生前降水量分布如图11所示。 2018年7—9月这3个月的降雨分别为：135.7、220.7、103.1 mm，累积降雨量达459.5 mm，远高于该区历年的年平均降雨量416 mm；自2019年4月以来降雨也有所增加，其中4月份降雨量达20.5 mm，5月份上旬降雨量达30.7 mm，相比同期显著增大。

图11 滑坡发生前降雨分布

由于砾岩以泥质胶结为主，透水性较差，以弱透水为主，坡体下部发育泥质夹层为相对隔水层。渗入坡体内的水体不易于向河谷排泄，长期作用下，因砾岩与泥质夹层渗透性的差异，在缓慢渗流过程中不断软化砾岩与泥岩接触面或顺层的泥质夹层、致使抗剪强度逐渐降低；同时，封闭在裂隙中的水体形成的水压力对坡体变形也有加速作用；同时，在冬季水体结冰引起冻胀力，春夏季冰的融化，均对斜坡变形有促进作用。

2.7 人类工程活动

滑坡发生前，滑坡前缘坡体施工道路开挖改变了坡体形态，导致斜坡稳定性发生变化，改变坡体的平衡状态，一定程度影响整体稳定性[7]。

3 成因机制分析

滑坡岩性为厚层砾岩夹泥质夹层，上游侧边界追踪岩层面，下游侧受倾上游长大裂隙控制，并发育缓倾岸外的结构面，图12为由高向低的滑坡形成结构面条件空间立体图。滑坡的形成是特定的地形、岩性、构造条件下，坡体遭受长期降水作用，沿倾坡外的层面并追踪缓倾角结构面发生滑移、后缘坡体逐渐拉裂，滑面最终贯通形成滑移-拉裂型滑坡。其形成过程大致可以分为以下阶段：

(1) 初始变形阶段

斜坡形成初期，伴随着河流下蚀、大面积的卸荷，斜坡岩体发生浅表生改造，不仅形成与岸坡近平行的陡倾卸荷裂隙，而且砾岩与泥岩岩性差异导致的差异卸荷作用，使岩体沿层间弱面、夹层向临空方向发生滑移变形，且河床部位因垂直卸荷也形成一些缓倾结构面或沿层间发生松弛、拉裂等。斜坡后缘、前缘砾岩与泥岩接触面发生的松弛、张开，以及与岸坡近平行的陡倾卸荷裂隙有利于斜坡的变形，典型的滑移-拉裂变形破裂体如图13所示。

图12 滑坡形成结构面条件

图13 滑移-拉裂变形破裂体

(2) 斜坡沿潜在弱面滑移、坡体拉裂阶段

河谷斜坡形成后，滑坡所在边坡前缘斜坡较陡、临空条件好；滑坡区岩层总体倾向下游偏岸外、有利于沿岩层面发生顺层滑动。原始斜坡地形为中后部平缓、前缘陡，有利于地表水汇集、并沿陡倾角裂隙渗入坡体内。渗入坡体的地下水汇集于砾岩与泥岩接触面附近，软化泥岩或泥质夹层，在重力及水等作用下，坡体沿被软化层面、泥质夹层或追踪缓倾角结构面向前缘河谷临空方向发生滑移变形、坡体拉裂。滑坡附近边坡部位的结构面组合特征如图14所示。

图14 滑坡周边拉裂-滑移型坡体

(3) 滑面贯通、滑坡形成阶段

斜坡在多年降水、裂隙充水形成的水压力、冻胀等作用，施工振动尤其前缘道路的开挖、清坡等的扰动，斜坡的稳定性总体较差。2018年8月以来的超常规暴雨致大量地表水汇集于斜坡内，经冻融作用，未完全排泄到坡体外沟谷中，与早期坡体的水体联合作用，在卸荷裂隙中形成高的水头，在高水压力作用下，陡倾的裂面剪应力集中，变形进入累进性破坏阶段，坡体中后部突然启动、推挤前缘斜坡发生推移式破坏，最终陡倾裂面与平缓滑移面构成贯通性滑移面[8]、坡体整体破坏形成滑坡。斜坡前缘滑动后，后缘坡体临空变好，滑坡后缘Ⅱ区两侧山脊部位因前缘失去支撑相继发生滑动，滑坡的形成机制为滑移-拉裂型，滑动形式属于推移式滑坡[9]。

4 结 论

本文在查明砾岩滑坡基本特征的基础上，对其形成影响因素与成因机制进行分析研究，形成结论如下：

(1) 滑坡区地层主要为白垩系河口组厚层状砾岩夹泥质夹层，呈单斜构造，坡体总体为倾向下游的斜向坡。滑坡部位岩体风化、卸荷较强烈，砾岩中潜在的地质缺陷为斜坡的变形提供了基础。

(2) 砾岩中发育3组优势结构面对滑坡边界起控制作用，滑坡体上游侧边界总体追踪层面，下游侧受倾上游长大裂隙控制，深部底滑面追踪随机发育的泥质夹层及缓倾结构面。

(3) 滑坡的形成是特定的地形、岩性、构造条件下，坡体遭受超常降水作用，沿倾坡外的层面并追踪缓倾角结构面发生滑移、后缘坡体逐渐拉裂，滑面最终贯通形成滑移-拉裂型滑坡，其滑动形式属于推移式。