王家柱，葛 華，高延超，徐 偉，白永健，劉立勛

(1.中國地質(zhì)調(diào)查局成都地質(zhì)調(diào)查中心，四川 成都 610081； 2.四川省地礦局207地質(zhì)隊，四川 樂山 614000)

0 引言

紅層在我國西南、西北地區(qū)廣泛分布，由于其特殊的工程地質(zhì)性質(zhì)，紅層往往成為區(qū)域內(nèi)的典型的易滑地層[1]。四川境內(nèi)的紅層形成于中新生代漫長的地質(zhì)歷史時期，期間經(jīng)歷了三疊紀、侏羅紀、白堊紀和第三紀，主要集中在盆地內(nèi)及盆地邊緣區(qū)域，可劃分為盆中區(qū)、盆東區(qū)、盆北西南區(qū)以及攀西地區(qū)四大紅層區(qū)[2]。其中，盆中區(qū)紅層以侏羅系地層為主，基本為近水平巖層，典型滑坡如馮店垮梁子滑坡[3]。盆東區(qū)紅層主要為侏羅系與三疊系呈條帶狀交替分布，該區(qū)滑坡災(zāi)害發(fā)育，典型滑坡如宣漢縣天臺鄉(xiāng)滑坡[4]、馮店垮梁子滑坡[5]、達縣青寧鄉(xiāng)滑坡[6]；攀西地區(qū)紅層主要為白堊系和侏羅系地層，該區(qū)構(gòu)造作用強烈，產(chǎn)狀多變，巖體破碎，滑坡災(zāi)害數(shù)量眾多；盆北西南地區(qū)，褶皺強烈，斷裂發(fā)育，巖體破碎，加之地形條件差，使紅層軟巖的工程地質(zhì)條件更為復(fù)雜。

針對紅層滑坡形成演化與運動過程，許多專家、學者開展了大量研究工作。李保雄等[7]認為西北地區(qū)紅層軟巖滑坡變形機制與均質(zhì)體相似，滑坡一般經(jīng)歷蠕動變形、滑動、失穩(wěn)劇滑和固結(jié)壓密4 個階段；吳紅剛等[8]以龍穆爾溝DH6滑坡為例，將青海高原紅層滑坡的變形過程歸納為河谷下切、卸荷松弛、巖土強度衰減、水體作用、強度進一步衰減、最終整體滑移6個階段；劉義等[9]通過野外調(diào)查，利用Geo-Studio和FLAC3D軟件模擬，認為西寧盆地紅層滑坡中，順層軟弱夾層和水的存在是滑坡形成的決定性因素；程強等[10]通過對四川盆地近水平紅層公路建設(shè)中路塹邊坡開挖病害的調(diào)查分析，認為近水平紅層邊坡變形破壞主要經(jīng)歷開挖卸荷變形、陡傾節(jié)理發(fā)展擴大和變形破壞三個階段；易靖松等[11]、許強等[12]、范宣梅等[13]，將近水平紅層滑坡破壞模式總結(jié)為平推式滑坡，并提出了此類滑坡的滑動判據(jù)，唐然等[14]在此基礎(chǔ)上，利用地質(zhì)力學模型和物理模擬，推導(dǎo)了四川紅層區(qū)平推式滑坡運動距離的理論計算公式，并將其應(yīng)用于獅子山滑坡，取得了較好的效果；張濤等[15]通過對川東紅層區(qū)典型滑坡案例的調(diào)查研究，總結(jié)提出了川東緩傾順層巖質(zhì)滑坡的變形演化階段劃分理論，并提出不同演化階段的識別標志特征；張群等[16]利用物理模擬，對南江縣緩傾紅層土質(zhì)滑坡成因機制進行系統(tǒng)研究，認為界面效應(yīng)是導(dǎo)致滑坡沿基覆界面這一“光面”順層滑動的主要原因。

然而川南紅層區(qū)的滑坡研究較少，對滑坡形成演化過程以及運動特征認識不足，本文以位于川南地區(qū)的黃子樹滑坡為例，通過現(xiàn)場地質(zhì)調(diào)查、鉆孔勘探，查明了滑坡的發(fā)育特征，并利用二維離散元軟件UDEC進行數(shù)值模擬，分析滑坡變形破壞過程及其運動特征，為紅層滑坡隱患早期識別和災(zāi)害治理提供一定的參考價值。

1 滑坡發(fā)育特征

黃子樹滑坡位于川南紅層區(qū)馬邊縣，馬邊向斜與五指山背斜之間的單斜構(gòu)造區(qū)，第四紀以來，在喜山期新構(gòu)造運動的作用下，區(qū)域整體處于隆升中，地表水下切和溯源侵蝕強烈。

滑坡平面上呈舌形，堆積體斜長415～425 m，橫寬265～305 m，滑體厚度3.0～38.6 m，體積約2.864×106m3，主滑方向253°，為一大型緩傾順層巖質(zhì)滑坡(圖1)?；潞缶墳槠露?0°～37°的陡坡，前緣以白巖溝溝道為界，溝道斜坡為高差11～23 m陡坎(圖2a)，節(jié)理裂隙非常發(fā)育，前緣泥巖擠壓變形強烈，層理傾向與對岸傾向相反(圖2b)。滑坡左邊界為一巖質(zhì)陡崖，高差15～20 m不等，植被發(fā)育差。右側(cè)以自然沖溝為界，溝道平均坡降23°左右。

圖1 黃子樹滑坡工程地質(zhì)平面圖Fig.1 Engineering geologic plan of HZS Landslide

圖2 黃子樹滑坡發(fā)育特征圖Fig.2 Development characteristics of HZS Landslide

此外，滑坡右前緣溝谷對岸與平臺高度一致處發(fā)育有3～4 m的卵石層覆蓋于基巖面上(圖2c)，可以推測該滑坡在滑動過程中，主體保留了原巖層理結(jié)構(gòu)，前緣延伸至溝谷內(nèi)受到阻滑擠壓，并堵塞溝道而形成的卵石層。

根據(jù)勘察鉆孔揭示，滑坡在剖面上呈陡-緩-陡發(fā)育(圖3)，滑體物質(zhì)主要為崩坡積塊石土，是古滑坡體在風化剝蝕、降雨沖刷作用下二次搬運的產(chǎn)物，滑體中后部厚約3～4.1 m，中前部陡坡區(qū)約1.2 m。前緣ZK01鉆孔附近，發(fā)育有輕度解體的暗紫紅色碎裂巖體，基本保留原巖層理，節(jié)理裂隙較基巖更發(fā)育，厚度上呈上薄下厚的錐形。其下滑帶土呈上厚下薄的特點，主要為砂巖和泥巖碎石，ZK03鉆孔揭露了一段厚約10 cm鈣質(zhì)泥巖碎石土。

圖3 滑坡工程地質(zhì)剖面圖Fig.3 Engineering geologic profile of HZS Landslide

目前，滑坡體復(fù)活變形跡象明顯，主要發(fā)育有5條拉張裂縫(圖4)。L1裂縫發(fā)育于滑坡后緣，延伸方向150°～320°，寬度約0.7～1.4 m，深約0.6～1.0 m，延伸長度約85 m，據(jù)采訪調(diào)查，20世紀70年代初，裂縫深度大致有一人高度，之后逐漸被充填。L2裂縫發(fā)育在鉆孔ZK01附近，走向北西，寬度在1～6 cm，裂縫寬度和數(shù)量均逐年增加。L3和L4裂縫發(fā)育于滑坡中后部左側(cè)，延伸方向近南北向，寬約0.5～1 cm，裂縫寬度正逐年增加。L5裂縫發(fā)育于滑坡后緣右側(cè)，走向北西，平行發(fā)育數(shù)條，造成坡體上房屋嚴重拉裂。

圖4 典型裂縫發(fā)育特征圖Fig.4 The map of typical fracture development

2 滑坡形成機制

2.1 滑坡控滑因素

滑坡區(qū)基巖巖性主要為砂巖、粉砂巖和砂質(zhì)泥巖的不等厚互層地層，鉆孔揭露的滑坡堆積碎裂巖體中泥巖類巖芯完整程度低，多呈餅狀、塊狀，而砂巖類巖芯完整程度較高，多呈柱狀，說明二者力學性質(zhì)差異很大。

已有研究表明，單一砂巖構(gòu)成的巖體，一般穩(wěn)定性較好，造成滑坡與巖層內(nèi)軟弱夾層有關(guān)，為查明滑坡巖性組合關(guān)系和剪切破壞層巖性，在滑坡區(qū)對岸測繪了一條簡短剖面，剖面以滑坡區(qū)下伏厚大砂巖為標志層，因相距滑坡區(qū)僅幾十米，可直接對比，其巖性組合見圖5(a)。在深度約20～25 m處，出露了含鈣質(zhì)結(jié)核砂質(zhì)泥巖(④層)，這與滑坡體平均厚度23.58 m基本一致。同時在對滑坡體后緣陡坎的調(diào)查發(fā)現(xiàn)，陡坎出露基巖，巖性同樣為含鈣質(zhì)結(jié)核粉砂質(zhì)泥巖(圖5(b))，再與前緣ZK3鉆孔揭露的滑帶比對(圖5(c))，基本可以確定滑帶是由深度約20～25 m處的泥巖夾層組成。

降雨是邊坡失穩(wěn)的主要因素之一，降雨對斜坡的影響作用主要體現(xiàn)在兩個方面，其一是降雨入滲降低了巖體的強度，特別是對遇水易軟化的巖體和含有軟弱夾層的巖體，其二是降雨入滲形成的滲流場在巖體中形成水壓力，特別是裂隙發(fā)育的巖體內(nèi)形成的靜水壓力和動水壓力。

圖5 滑坡巖性特征圖Fig.5 The lithology characteristic of HZS landslide

根據(jù)馬邊縣氣象站資料，馬邊縣多年月平均降雨量最小6.1 mm，最大486.1 mm，降雨時間分布不均勻，每年4～10月降雨量占全年的90.3%，區(qū)內(nèi)最大日降雨量為205.2 mm(1960年7月20日)，三日最大降水量為225.0 mm(1960年7月19—21日)，最大1小時降雨量達67.6 mm(1972年和1982年)，最大10分鐘雨量達25.0 mm(1972年和1982年)。短時強降雨形成的地表徑流，會迅速滲入到坡體內(nèi)，軟化泥巖夾層，極大的降低巖土體的黏聚力和抗剪強度，加速坡體的變形破壞。

綜上所述，當滑坡體前緣河流下切切穿砂巖層以后，上覆巖層便沿軟弱的泥巖夾層向臨空方向發(fā)生緩慢剪切滑移，巖體的完整性受到破壞，同時也為大氣降水和地下水的入滲提供了良好的通道，坡體的穩(wěn)定性不斷降低。在短時強降雨或地震作用下，當某一時刻巖體內(nèi)剪切力大于了前緣巖體的抗剪強度，坡體便沿泥巖夾層快速下滑，形成滑移-拉裂式滑坡。

2.2 滑坡形成過程

綜合調(diào)查結(jié)果，可將黃子樹滑坡形成過程分為原始斜坡階段、蠕滑劣化階段、降雨激發(fā)階段、整體滑移階段(圖6)。

2.2.1原始斜坡階段

斜坡巖體為侏羅系沙溪廟組灰紫色長石石英砂巖、粉砂巖與砂泥巖不等厚互層，由于泥巖透水性差，強度低，遇水易軟化，巖體內(nèi)發(fā)育輕微塑性變形。在差異性蠕滑作用下，斜坡體頂部形成產(chǎn)狀陡傾節(jié)理(257°∠63°)。

2.2.2蠕滑劣化階段

在前緣河流下切切穿砂巖層的過程中，溝谷邊坡側(cè)向應(yīng)力消失，巖體內(nèi)部的能力得以釋放，產(chǎn)生向臨空方向的回彈變形，斜坡應(yīng)力也不斷調(diào)整以適應(yīng)新的溝谷形態(tài)，坡緣附近為拉應(yīng)力分布區(qū)，坡腳地帶為剪應(yīng)力集中區(qū)。無論是重力場還是構(gòu)造應(yīng)力場，坡體主應(yīng)力跡線越靠近臨空面，最大主應(yīng)力越接近平行于臨空面。同時，隨著溝谷下切，地下水位下降，坡體內(nèi)外形成一定的水力梯度，由坡體內(nèi)向坡體外滲流速度增加，在多種因素耦合作用下，上覆巖層開始沿泥巖夾層發(fā)生剪切蠕滑，形成多條貫通裂縫，在降雨作用下，泥巖夾層處于含水飽和-失水干燥多次交替循環(huán)狀態(tài)，強度逐漸降低，弱化作用顯著。長期蠕滑后，泥巖夾層逐步演化為滑帶，巖體質(zhì)量進一步劣化。

2.2.3整體滑移階段

馬邊縣降雨集中，短時強降雨使砂巖條塊在裂隙水作用下更加破碎，下滑力大大增加。同時，地下水位上升，承壓水沿泥巖夾層形成浮托力，加之后緣靜水壓力的共同作用，斜坡體滑帶基本貫通處于臨界狀態(tài)，當巖體內(nèi)部剪切力大于泥巖夾層的抗剪強度后，已被分割的上覆砂巖塊體便沿貫通的滑帶急劇下滑。

2.2.4碰撞堆積階段

滑坡啟動后，軟弱夾層完全泥化，基本不再保留原巖地層層序，上覆巖體在長距離滑移中，發(fā)生倒塌、解體，但基本保持原生結(jié)構(gòu)，滑坡后緣形成高陡滑壁，前緣劇烈碰撞堆積后，碎石、塊石及部分黏性土充填在巨型塊石之間，完全堵塞溝道。隨著水位不斷升高，堰塞壩體潰決，形成了如今前緣高陡的地形。

圖6 滑坡形成演化過程示意圖Fig.6 The formation and evolution process of HZS Landslide

3 滑坡運動特征

為進一步探索滑坡的運動特征，還原整個滑坡體變形破壞過程，研究滑坡體變形破壞模式，本文選用二維離散元軟件UDEC對其進行數(shù)值模擬研究。

3.1 數(shù)值模擬地質(zhì)模型

模型將巖體分為泥巖夾層以上和泥巖夾層以下兩個區(qū)。模型底邊寬1 133 m，左側(cè)邊界高212 m，右側(cè)邊界高69 m，在模型中共設(shè)置7個監(jiān)測點(G1-G7)，用以監(jiān)測滑坡在滑動時位移和速度的時程變化過程(圖7)。斜坡節(jié)理由陡傾節(jié)理和巖層面共同組成，如圖8所示。

圖7 滑坡恢復(fù)剖面圖Fig.7 Recovery profile of landslide

圖8 滑坡概化模型Fig.8 Generalized model of landslide

由于研究斜坡整體變形破壞特征，塊體之間的相對位移則可以忽略不計，因此整個模型選取剛性本構(gòu)模型以及Mohr-Coulomb 屈服準則，結(jié)構(gòu)面則選取庫侖滑動模型。本次計算僅考慮降雨誘發(fā)的情況，邊界條件為固定模型左右邊界的水平位移和底邊界豎向位移。

模型參數(shù)選取結(jié)果對計算結(jié)果影響較大，巖體的容重和內(nèi)摩擦角通過試驗獲得，體積模量與剪切模量可以通過彈性模量與泊松比計算得出。節(jié)理的力學特性指標，在沒有試驗依據(jù)的情況下，一般按照節(jié)理的性質(zhì)進行類比確定，表1和表2給出了斜坡在變形破壞時的主要計算參數(shù)。

表1 巖土體物理力學參數(shù)

3.2 計算結(jié)果分析

數(shù)值模擬計算結(jié)果可以將滑坡災(zāi)變運動過程總結(jié)為以下三個階段。

表2 巖體結(jié)構(gòu)面物理力學參數(shù)

圖9 蠕滑變形階段塊體變形及監(jiān)測點位移時程曲線圖Fig.9 Block deformation and displacement time history curve in creep deformation stage

3.2.1蠕滑劣化階段

當?shù)?0萬步時，位移矢量場偏轉(zhuǎn)至坡體前緣(圖9a)。此時，由于剪切變形，斜坡前緣巖體出現(xiàn)小規(guī)模蠕滑，中后部巖體完整性較好，未見明顯變形跡象(圖9b)。當?shù)?0萬步時，坡體的拉裂變形因阻尼運動基本趨于穩(wěn)定，模型收斂，此時滑體最大滑移11.14 m(圖9c)，坡腳處部分巖體已脫離母巖滑動至溝道內(nèi)，中后部開始出現(xiàn)細微的拉張裂縫(圖9d)。從水平方向的位移監(jiān)測點來看(圖9e)，監(jiān)測點在整個過程基本保持勻速滑動，在計算到120 s后，滑動速度變緩，并逐漸趨于平穩(wěn)，前緣G1監(jiān)測點變形量顯著大于其他監(jiān)測點，而深部的G6和G7監(jiān)測點均未出現(xiàn)位移跡象。因此，整個過程僅發(fā)育緩慢蠕滑變形，沒有整體滑動的跡象。

3.2.2整體滑移階段

降雨情況下，模型風化結(jié)構(gòu)面抗剪參數(shù)急劇降低，為了更清晰展現(xiàn)整體滑移階段的變形情況，現(xiàn)將坡體位移重置，并清除坡腳巖塊，計算結(jié)果如圖10所示。

計算10 s后，斜坡前緣坡腳處巖塊率先開始崩落，后緣產(chǎn)生拉裂縫，而斜坡中段并未出現(xiàn)明顯貫通裂縫，滑坡體表現(xiàn)為整體滑移(圖10a)；計算24 s后，前緣巖體變形增加，后緣裂縫進一步擴展，滑坡體中部開始解體(圖10b)，此時滑坡已基本形成，滑移變形量急劇增加。

圖10 整體滑移階段塊體變形特征圖Fig.10 Block deformation in overall slip stage

3.2.3碰撞堆積階段

繼續(xù)計算至80 s后，前緣巖體沿滑帶剪出，與對岸河床碰撞、堆積，出現(xiàn)架空、反翹現(xiàn)象(圖11a)；計算240 s后，前緣已完全堵塞溝道，能量迅速釋放，坡體變形減緩，滑坡進入自穩(wěn)堆積階段，由于前后緣運動速率差異，在坡體中部出現(xiàn)多級拉裂縫，并迅速被破壞巖體充填(圖11b)，滑體拉裂架空現(xiàn)象嚴重。隨后模型最大不平衡力趨于0，滑坡停止。

圖11 碰撞堆積階段塊體變形特征圖Fig.11 Block deformation in collision accumulation stage

通過滑坡位移時程曲線和速度時程曲線(圖12、圖13)可以看出，滑坡災(zāi)變過程經(jīng)歷了蠕滑劣化、整體滑移和碰撞堆積3個階段。計算至10 s時，位移曲線切角約30°，各監(jiān)測點位移相近，滑坡表現(xiàn)為等速變形，處于蠕滑劣化階段，最大位移值僅為8 m。10～80 s時，位移時程曲線切角約85°，滑坡啟動，處于整體滑移階段。此階段前緣G1監(jiān)測點位移量和速度均遠大于其它監(jiān)測點，位移量達85 m，速度為6.5 m/s，具有劇動啟程效應(yīng)，后緣G6-G7監(jiān)測點存在滯后效應(yīng)，位移峰值與速度峰值較中前緣均較晚。80 s以后，滑坡開始進入碰撞堆積階段，中前緣位移曲線趨于平緩，后緣由于滯后效應(yīng)，位移仍逐步增加，擠壓前緣巖體，此階段最大位移量出現(xiàn)在G3監(jiān)測點，達105 m。此外各監(jiān)測點速度在陡升至峰值后，呈“波浪式”逐級減緩，究其原因應(yīng)當與滑坡劇動啟程后，巖體內(nèi)強烈的碰撞、擠壓造成的擴容、彈射現(xiàn)象有關(guān)。

圖12 滑坡監(jiān)測點位移時程曲線Fig.12 Displacement time history curve of monitoring points

4 結(jié)論

結(jié)合二維離散元軟件UDEC，對川南紅層區(qū)黃子樹滑坡形成演化過程和運動特征進行了研究，得到以下結(jié)論：

(1)川南紅層區(qū)，褶皺強烈，斷裂發(fā)育，巖體破碎，尤其是川南地區(qū)紅層巖性復(fù)雜，侏羅系、白堊系、第三系均有出露，降雨作用下極易形成滑坡災(zāi)害。

(2)黃子樹滑坡平面呈舌形，體積約2.864×106m3，滑體物質(zhì)主要為崩坡積塊石土，是滑坡體在風化剝蝕、降雨沖刷作用下二次搬運的產(chǎn)物。目前，滑坡體復(fù)活變形跡象明顯，主要發(fā)育有5條拉張裂縫。

(3)滑坡在強降雨或地震作用下，沿坡體內(nèi)泥巖夾層發(fā)生滑動，綜合調(diào)查結(jié)果，可將黃子樹滑坡形成過程分為原始斜坡階段、蠕滑劣化階段、降雨激發(fā)階段、整體滑移階段。

(4)UDEC計算結(jié)果還原了滑坡的災(zāi)變運動過程，布設(shè)在滑坡不同部位監(jiān)測點的位移時程曲線和速度時程曲線表明，滑坡具有劇動啟程效應(yīng)和滯后效應(yīng)，運動過程中最大位移105 m，最大速度6.5 m/s。

(5)川南紅層區(qū)滑坡通常由強降雨或地震誘發(fā)，在變形初期，坡表變形跡象不明顯，主要形成陡傾結(jié)構(gòu)面；在蠕滑劣化階段，斜坡后緣出現(xiàn)深大拉陷槽，中部發(fā)育多級拉裂縫；滑坡啟動后，軟弱夾層完全泥化，基本不再保留原巖地層層序，但上覆巖體在長距離滑移中基本保持原生結(jié)構(gòu)。因此在災(zāi)害早期識別和調(diào)查中，應(yīng)加強對斜坡微地貌的調(diào)查，特別是后緣拉張破壞區(qū)，深大拉陷槽和拉裂縫是判斷潛在滑坡的關(guān)鍵。

圖13 滑坡監(jiān)測點速度時程曲線圖Fig.13 Velocity time history curve of monitoring points