反傾巨厚層狀巖體地震滑坡特征分析

2011-01-27 01:11:36卡毛措陳冉升吳瑋江

地震工程學報 2011年1期

卡毛措，陳冉升，吳瑋江，劉高

（1.蘭州大學土木工程與力學學院，甘肅蘭州 730000；2. 甘肅省科學院地質災害研究所，甘肅蘭州 730000)

0 前言

地震滑坡是一種常見的地震次生災害[1-2]，屬動力滑坡。它既可以伴隨地震同時產生，也可以在地震后一定時間發生(地震滯后滑坡)[1-2]。2008年5月12日發生的汶川大地震強度大，震源淺，破壞力強，波及面廣，產生了大量的崩塌，滑坡等地質災害[3-5]。據不完全統計，此次地震誘發滑坡15 000多處[6]。甘肅隴南市也是此次地震的重災區，其災情僅次于四川，寨子崖滑坡就是其中之一。該滑坡使坡下民房悉數被毀，而且新建居民點仍位于滑坡正下方，受到滑坡威脅。不常見的是，寨子崖滑坡發生在巨厚反傾向層狀巖體斜坡上。

由于近年來地震多、相應的地震滑坡也多，地震滑坡的特征和機制等已有較多研究[1-6]。一般反傾向層狀巖體斜坡以崩塌和彎曲變形為主要破壞方式，其中滑坡發育較少[7-9]，對此研究也甚少。因此，本文結合實例研究反傾巨厚層狀巖體地震滑坡特征、形成條件和影響因素、機理及演化機制。

1 滑坡區工程地質環境

研究區所處地質構造環境十分復雜。在大地構造上，該區地處武都“山字型”構造的弧頂部位[10]，總體屬于白龍江復背斜北翼。既是西秦嶺緯向構造帶和南北構造帶交匯部位，又是地殼深部構造和地表構造不一致所構成的“立交橋”的交叉部位[11-12]；既是秦嶺造山帶的組成部分，又是青藏高原的東部邊緣[10]。區內新構造運動十分活躍，屬于地震多發區，為Ⅷ度地震烈度區[10]。

滑坡區出露地層主要有志留系、石炭系和第四系。寨子崖滑坡位于白龍江復背斜北翼，總體為單斜構造，巖層產狀 110°～130°∠50°～70°（圖 1）。斜坡上部和下部為巨厚層灰巖；中部為薄層灰巖夾千枚巖或薄層灰巖與千枚巖互層。巖體風化較輕，僅在表層小范圍內呈弱風化。

圖1 寨子崖山坡工程地質剖面圖（1-1）Fig.1 Engineering geological profile of Zhaiziya(1-1).

寨子崖滑坡發育于隴南市武都以北8 km的白龍江支流北峪河左岸寨子崖山頂部（圖2、圖3），崖頂的拔河高程超過200 m。斜坡上部出露基巖，坡度大于 65°，局部近直立，下部為較厚坡積物質覆蓋，乃上部陡立基巖崩塌堆積所致，坡度相對較緩(約 25°～40°)。坡向為 231°。

圖2 寨子崖滑坡的影像Fig.2 Topographic image of Zhaiziya landslide.

圖3 滑坡區工程地質平面圖Fig.3 Engineering geological plane of the landslide area.

2 滑坡特征

2.1 基本特征

同絕大多數地震滑坡一樣，寨子崖滑坡具有典型地震滑坡的地形特征[3]，發育于拔河高程200多米的崖頂。

根據現場地質調查和物探成果（圖4），該滑坡規模不大，厚度約7 m，縱向斜長約36 m，橫向寬17 m，體積約4 300 m3（圖3）。

圖4 滑坡區面波解譯圖Fig.4 Surface wave interpretation of landslide area.

2.2 裂縫與陷落帶

經整個斜坡所有裂縫的現場調查發現，此斜坡內發育的裂縫與重力滑坡產生的裂縫有所不同。重力滑坡形成裂縫有較好的規律性，且其面較平直。此斜坡發育的裂縫無明顯分布規律，尤其滑坡頂部平臺發育的裂縫雜亂無章、多呈折線型展布，部分相互搭接（圖5），向上游和下游兩側擴展，向下延伸至底部控制面。在側面上裂縫分布不僅沒有規律，且呈鋸齒狀（圖6），其面新鮮，未見擦痕。頂部拉張裂縫寬20～30 cm，最寬者約1 m；裂縫下錯10～20 cm，平臺中部形成明顯低于前部和后部的陷落帶（圖6、圖7）。

圖5 滑坡平臺裂縫分布圖Fig.5 Cracks distribution on the landslide platform.

圖6 滑坡側面裂縫展布圖Fig.6 Side cracks distribution on the landslide.

圖7 后緣拉裂陷落帶Fig.7 Fall zone in the back edge crack.

2.3 滑面

在現場從滑坡側面可見滑面形狀和滑動帶充填物質的特征。滑面形狀不規則，呈鋸齒狀，且局部架空，張開10～15 cm（圖8(a)），局部上下兩壁相互接觸，接觸帶呈破碎現象。滑動帶內充填粒徑各異的巖塊。滑坡前部出口處局部有巖塊壓碎現象。滑面在滑坡前緣略往前錯出并微微上翹。滑坡前緣可見從坡體上壓碎脫落的巖塊（圖8(b)），部分脫落巖塊已滾到坡腳，滑坡前緣巖塊和砸毀民房的巖塊均是性質相同的灰巖。

圖8 滑坡體滑面特征Fig.8 Characteristics of slip surface.

3 滑坡成因機制

3.1 形成條件和影響因素

如前所述，滑坡區不發育斷裂，卸荷裂隙也很少發育。滑坡體巖性為巨厚層狀灰巖，巖層傾向坡內(巖層產狀為110°～130°∠50°～70°，坡向為231°)，此滑坡為反傾巨厚層狀巖質滑坡。

滑坡區結構面發育較少，在斜坡體內主要發育4組結構面（表1），其中灰巖層面組結構面（①組）相對較為發育，其次為與斜坡臨空面近于平行的裂隙（②、③組，②組為傾向坡外的陡傾裂隙，其中包括滑坡的后緣切割面），坡體內緩傾結構面不甚發育，局部見緩傾坡內的結構面（④組）。整個斜坡體內不發育同現存滑坡底滑面產狀相近的結構面。

表1 結構面分組

坡內結構面發育較少，加之不發育傾向坡外的緩傾結構面（表1），不具備形成重力滑坡所需的基本條件。滑坡所在位置很高，斜坡很陡、近于直立，倘若存在形成重力滑坡的條件，此滑坡應早已產生，而不是在汶川地震時產生，因此重力不是產生滑坡的原因。為了進一步證明此滑坡不具備形成重力滑坡的條件，在此對滑坡進行了穩定性計算。在計算過程中簡化了滑面特征，假設滑坡在地震之前已有統一滑面（平直光滑），且以最后一條后緣拉裂為滑坡后壁。設置滑面參數C=0 kPa，φ=20°，根據試驗，滑坡體容重取值γ=26.7 kN/m3。采用工程上常用的剛體極限平衡法（以Bishop、Janbu、geo/Morgenstern為主）對滑坡的穩定性進行了計算（表2）。結果顯示，在假設了最不利于滑坡穩定的情況下，滑坡在重力作用下處于穩定狀態。

表2 天然狀況下滑坡穩定計算結果

由于滑坡所處位置，河流沖刷的影響到達不了滑坡區，因而河流沖刷也不是滑坡產生的原因。

滑坡位于相對高差200多米的山頂，滑面形狀不規則呈鋸齒狀，局部架空，且滑坡帶內接觸處巖體和滑坡前緣巖體壓碎等所有特征表明滑坡是在地震力的拋和拉的作用下形成的。滑坡區的地震烈度在汶川8.0級地震烈度分布中為Ⅷ度，汶川地震時武都地震臺記載的峰值加速度豎向為108.6 cm/s2，水平為184.69 cm/s2（圖9），豎向和水平地震力在傳播中有多個峰值。與上述計算條件相同的情況下，對滑坡加載地震力進行了穩定性計算（表3），結果表明僅加載水平地震力時滑坡仍然穩定，只有同時加載水平和豎向雙向地震力才會失穩。這就說明地震是此滑坡形成的原因，與此同時也表明傳統的僅考慮水平地震力來分析地震滑坡穩定性的方法是不合理的，只有同時考慮雙向地震力的作用來分析地震滑坡的穩定性才是正確的。

表3 地震力作用下滑坡穩定計算結果

圖9 武都臺記錄的汶川地震峰值加速度Fig.9 Peak ground acceleration recorded by Wudu seismic station in Wenchuan earthquake.

3.2 形成過程

最初坡內僅發育巖層層面,后期在地殼隆升和北峪河下切作用下坡內產生卸荷裂隙。在汶川地震中滑坡區處于烈度Ⅷ度區，其豎向和水平地震力的峰值加速度均較大，為產生地震滑坡提供了有利條件。地震對滑坡形成的影響，主要通過坡體的波動振蕩產生，坡體波動振蕩在斜坡土體內部形成了不同類型的附加應力，從而在各種裂隙和不連續面的尖端附近產生了應力集中現象，引起了不連續面的不斷擴展，以致貫通，形成了潛在滑面，為滑坡的滑動準備好了條件[13]。

通過機理分析得知，此滑坡形成過程中豎向地震力起著重要作用。巖層傾向坡內，發育與斜坡臨空面近于平行的卸荷裂隙。巖體是不抗拉材料，在豎向地震力作用下層狀巖體被拉斷（滑面呈鋸齒狀），并被向上拋起產生了形狀不規則的滑面（圖10）；同時水平地震力向前推動滑坡體，之后在地震力消失的瞬間滑坡體重新回到滑床上。滑坡體在反復震動的作用下被拋起并向前推動，隨后在下落過程中逐漸解體，坡內形成雜亂無章的裂隙。由于向前錯動，在滑坡體下落時滑面兩壁不再吻合，從而導致局部滑面架空，局部接觸處巖體破碎；滑坡體向前移動，后緣拉裂加寬加深，帶內物質向下位移，最終形成了滑坡平臺頂部陷落帶（圖6、圖7）。滑坡體在地震力消失的瞬間回到滑床時滑面兩壁間形成壓碎現象，產生了巖塊，充填于滑帶內，而前緣錯出的部分壓碎產生的巖塊則失穩向下滾動。穩定性計算結果和特征分析均表明地震滑坡的形成過程中，豎向地震力的作用同樣重要，有時豎向地震力的作用更大，豎向和水平地震力共同作用時對滑坡產生的貢獻是最大的。