巖溶及水動力對雞尾山滑坡影響作用研究*

易連興 李 瑜

(中國地質科學院巖溶地質研究所/自然資源部、 廣西巖溶動力學重點實驗室， 桂林 541004， 中國)

0 引 言

我國西南巖溶山區是世界上最大的連片裸露巖溶區(袁道先等， 2002)，地質環境脆弱，群死群傷的災難性特大巖溶滑坡頻發。對于碎屑巖或第四系等非巖溶區，已建立了一套相對比較成熟的滑坡理論和研究方法，在滑坡成因和機理(周家文等， 2019； 白潔， 2020； 雷鳴宇等， 2021)、滑坡區水動力場特征分析(蘭恒星， 2003)、降水與滑坡災害關系(徐輝等， 2019)、穩定性評價(王如賓等， 2016)等方面開展了眾多研究并取得了豐富的成果； 當前，一些學者也利用現有理論和方法開展巖溶石山地區滑坡研究(林峰等， 2015)，把巖溶石山滑坡概化為一個均質體在軟弱夾層面上滑動。基于巖溶山區具有巖溶管道-裂隙-孔隙多重巖溶含水介質及高度非均質的特殊性，國內外已有的滑坡理論、評價方法和技術已滿足不了當前防災減災的需要，迫切需要開展巖溶山區特大滑坡失穩機理和新型成災模式理論研究； 如何科學闡明巖溶地質結構發育特征與孕災過程，揭示人類工程擾動與山體災變互饋機理，建立特大滑坡防控理論成為防災減災亟待突破的重大前沿科學問題和巨大挑戰(李濱等， 2016)。

2009年6月5日下午15時許，重慶市武隆縣鐵礦鄉雞尾山山體發生一次特大型巖質滑坡，滑體總方量達500×104m3，滑坡堆積體分布長達2150m，造成72人死亡(許強等， 2009)，滑坡能量相當于ML2.7地震(王同軍等， 2015)，為一個重大地質災害。鑒于武隆“6·5”雞尾山山體崩塌災害事件重大，得到政府、社會極大關注，同時，這次滑坡事件的引發原因或成因機理，科學解答這些問題得到工程地質界極大重視； 迄今，從滑坡成因和機理(劉傳正， 2010； 殷躍平， 2010； 馮振等， 2012； 李曉等， 2020)、滑坡運動過程(張龍等， 2012； 高楊等， 2013，2016； 許強等， 2018)和模擬(王靈敏等， 2012； 馮振等， 2013； 鄒宗興等， 2014； 鄧茂林等， 2016)、堆積物分布(李世佳等， 2012)、次生災害(舒金揚， 2009； 張樹軍， 2010)等相關內容開展一系列研究。總體認為滑坡體重力長期作用、巖層中軟弱夾層、采礦形成的采空區、裂縫等要素是雞尾山滑坡重要影響因素。

軟弱夾層在雞尾山滑坡中扮演了重要角色，不少學者專門對軟弱夾層進行了研究。以軟弱夾層為條件的前提下，王靈敏(2012)建立了近程飛行階段運動方程及其運動特征，鄒宗興等(2014)提出了滑坡啟動彈沖速度為1.26m·s-1，巖質滑坡啟動彈沖極限速度范圍為2.6～4.4m·s-1； 朱賽楠等(2018)討論了大型層狀基巖滑坡軟弱夾層演化特征和發育規律； 葛云峰等(2014)討論了滑動面剛度和內摩擦角、節理力學等參數對滑坡穩定性影響，認為軟弱夾層抗剪強度的降低是雞尾山滑坡發生的主要原因； 鄧茂林等(2013， 2014)研究了滑帶軟巖微觀結構與流變特性； 王正波等(2017)開展了酸雨對滑帶軟巖物理力學性質的影響。總之，把雞尾山滑坡歸并為軟弱夾層控制下大型層狀巖質滑坡的發育發展與失穩，其滑坡啟動、高速運動過程中相關參數均受控于軟弱夾層。

垂直裂縫在滑坡中也扮演了重要作用——把滑體與山體分離，并使滑體成為獨立塊體，盡管沒有專門文章討論該問題，但大部分文獻中都有陳述，目前劃分為滑坡后緣近南北方向T0裂縫和南部北西方向T1裂縫等兩組裂縫，有擴張裂縫，拉裂縫，拉張裂縫等成因學說(李曉等， 2020)。

雞尾山滑坡失穩模式為我國西南巖溶石山地區一種獨特的大型巖質斜坡失穩模式，顯然，巖溶是一個繞不開的問題，但上述所有研究討論巖溶少，或只有只言片語。本文通過野外地質調查，巖石測試、綜合分析等，從巖溶角度，討論了垂直裂縫、滑動面與巖溶作用關系，提出一些新的認識，對“6·5”雞尾山滑坡災害危巖體的形成、發生滑坡等成因分析研判有一定實際意義。

1 自然條件

1.1 地形地貌

雞尾山山體呈南西高北東低，具有明顯單斜山體特征，地形坡角20°～35°，陡崖發育，陡崖高度50m至150m； 最高點標高1442m，最低點鐵匠溝標高1000m，相對高差442m，屬中山地貌。

雞尾山東西兩側為深切溝谷，滑坡一側鐵匠溝主要沿近北方向發育，后轉為NE25°方向，西側牧羊溝源頭段溝槽沿325°發育，后轉為NE25°方向。

雞尾山頂部地形總體南高北低，從地形線可以明顯看出山頂沒有封閉型洼地發育，山頂發育一條沖溝，沖溝走向NE35°轉NE18°。

1.2 地 層

雞尾山滑坡區地層產狀為340°∠21°～35°，地層傾角從山頂到山腳有逐漸增大的趨勢(圖1)，出露地層主要有：

圖1 雞尾山滑坡區全貌(鏡頭朝向320°)

二疊系下統茅口組(P1m)為灰白色厚層狀微晶灰巖，該層位于滑坡體上部，是雞尾山滑坡的主要物質來源。

二疊系下統棲霞組(P1q)為深灰色、灰色中厚層狀含燧石條帶或燧石結核灰巖，夾泥質灰巖和炭質、鈣質頁巖。該層可劃分為上、中、下三段：上段厚約20m，中段厚約40m，上段與中段均為深灰色灰巖，中厚層狀； 下段為灰色灰巖。上段和中段之間有一薄層泥(質)灰巖，該夾層強度低，當前認為雞尾山滑坡正是沿該軟弱夾層滑動，形成滑坡。

二疊系下統梁山組(P1l)：厚度10～15m，主要巖性為灰色、灰黑色黏土質頁巖、炭質泥巖、鋁土巖、黏土巖夾鐵礦層。中部鐵礦層厚0.96～1.35m，平均厚1.12m，是共和鐵礦的采礦層位。P1l位于滑坡區陡崖下相對平緩的坡腳斜坡地帶。

梁山組(P1l)下伏地層為志留系中統韓家店組(S2h)頁巖、砂質頁巖，與滑坡關聯性小。

1.3 構 造

區域構造主要以近SN向和NE向展布為主，雞尾山滑坡區位于趙家壩背斜北西翼，白馬向斜的東側(圖2)，為單斜構造，滑坡區斷層不發育，未見巖層錯斷等現象。

圖2 構造綱要圖

野外調查測量結果，在一個長10m、 寬6m斜坡面(局部如圖3)，主要發育3組裂隙，第1組，近SN走向，發育5條，裂隙規模相對大，貫通性較好，是控制鐵匠溝兩側陡崖發育的主要結構面。第2組，走向NE35°～45°，發育5條，裂隙規模相對小； 第3組，走向NW280°～300°，發育兩條，該組裂隙發育長， 也有較好貫通性，但規模相對比第1組要小很多。3組裂隙均表現為垂直狀發育為主。

圖3 典型裂隙分布(鏡頭朝向170°)

1.4 水文地質

滑坡區，從上至下分為巖溶地下水和基巖裂隙水兩個系統，巖溶含水巖組由茅口組(P1m)、棲霞組(P1q)組成，基巖裂隙含水巖組由梁山組(P1l)、韓家店組(S2h)構成。大氣降水為雞尾山地區的地下水補給源； 大部分降水在斜坡上以坡面流形式向兩側以及向北溝谷中匯集，并最終排出區外，部分降水在雞尾山山頂以分散面狀垂直入滲方式補給巖溶地下水，由于山頂封閉或半封閉型洼地不發育，以點狀灌入方式集中補給不明顯。接收大氣降水入滲補給后，巖溶地下水主要沿北、北西方向徑流排泄，東側鐵匠溝沒有巖溶泉點發育，西側沖溝右岸發育有一個巖溶泉(WJ03)，枯季流量1～2L·s-1。

巖溶地下水除向北、北西方向徑流外，部分巖溶地下水沿垂直裂隙補給到下伏碎屑巖含水層中，水化學測試結果反映出這部分垂直下滲補給量小。在滑坡體東西兩側碎屑巖區發育有WJ01、WJ02泉點，流量0.1～1.5L·s-1，泉水的Ca2+含量小于15.0mg·L-1，礦化度變化范圍33.11～61.01mg·L-1，表現為典型的碎屑巖區地下水特征，說明沒有大量巖溶地下水補給，否則，其Ca2+含量、礦化度將會比較大(表1)。

表1 2019年7月和12月地下水礦化度特征

滑坡區地形地貌、地質、水文地質條件見圖4。

2 滑坡體與巖溶作用關系研究

區域上，水文網、構造以及地層巖性(含順層發育)是巖溶發育的3大主因，這3大因素也是雞尾山滑坡區巖溶發育的主要控制因素。滑坡區茅口組(P1m)、棲霞組(P1q)灰巖地層總體厚度大，巖性純，溶洞、消水洞、溶縫和溶槽等強發育，其中南北向溶縫和溶槽(圖5)最發育。雞尾山滑坡與本區巖溶強發育及其影響作用密切相關。

圖5 近南北向的溶縫(鏡頭朝向180°)

2.1 垂向結構面與垂直巖溶控制關系分析

一般認為，雞尾山滑坡體沿兩組節理裂隙發育，滑體后緣T0大裂縫(走向NE9°)沿近南北向節理裂隙發育，滑體南側T1裂縫(走向NW285°)沿北西向裂隙發育。T0大裂縫北端，也就是相關文獻中闡述的關鍵塊體前沿與山體間的裂縫段，已經改變方向，沿第3組北東向裂隙發育，這里稱為T2裂縫(走向NE38°，圖4)。因此，滑坡體垂直結構面細分沿3個方向發育，基本與圖3所示的3組節理裂隙發育方向一致，主裂隙方向控制滑體主結構面，次級裂隙發育方向控制滑坡體的南、北端垂直裂面。

圖4 雞尾山滑坡區水文地質簡圖

南側T1垂直裂面分為上、下兩個部分，下部為新鮮巖石面，表明下部裂縫在本次巖層變形及滑動期間才形成。除南側T1垂直裂縫下部外，T1裂縫上部、T0和T2裂縫全部垂直巖壁面上均覆蓋著泥質鈣質膠結物，沒有新鮮巖石(圖6)。這些膠結物是地下水對巖層進行巖溶作用過程中的產物； 大部分膠結物為早期形成，也有由于巖溶繼承性作用，當代(含滑坡期最近幾年)才形成的，可以肯定全部膠結物不是本次滑坡期間才形成。一些學者對垂直巖壁面上的膠結物進行了年齡測定，T0 裂縫膠結物形成年代在2.6～5.3 萬年前，T1 裂縫上的膠結物形成年代為4.1～13.9 萬年前(許強等， 2018)，考慮膠結物的膠結、溶蝕侵蝕、再膠結等作用，作者不能具體確認裂縫形成年代，或那個裂縫早形成或晚形成，但至少可以得出這些裂縫是在數萬年前就已經存在。從地質與構造以及邏輯上推斷，這些裂隙應該為雞尾山當地構造或大型斷裂的同期產物。

圖6 滑體巖壁(左，鏡頭朝向180°)和南端巖壁(右)

因此，雞尾山滑坡體垂直裂隙成因主要是隨構造形成，經后期營造或疊加本次擾動兩者作用后形成大型裂縫。這些垂直裂隙(縫)，為地下水活動創造有利條件，地面調查可見的近南北向溶縫溶溝寬度就有數十厘米至數米寬(圖5)，為雞尾山頂部最常見的垂直巖溶形態，這些垂直溶縫溶溝把巖層切割成獨立塊體，為雞尾山巖層失穩滑坡創造基礎條件。

2.2 滑動面與順層巖溶關系分析

2.2.1 軟弱夾層與滑動面

雞尾山滑帶附近巖性以灰巖為主，在不同地段有差異(表2)。

表2 巖石樣品化學組分含量表

根據實地調查，單層巖層厚度組合有3種，第1種，相近厚度組合，實地測量1.75m厚巖石共有7層，單層厚20～30cm，這種區域的巖性以純灰巖為主，未見有泥質灰巖夾層，巖樣Jws08、Jws09、Jws10取自該類巖層，CaO含量高，大于44.12%，該類巖層組主要分布于茅口組(P1m)下部； 第2種，重復以厚層、中厚層、中至薄層韻律形式組合，實地測量單層厚分別為85cm、50cm、30cm、12cm， Jws01-Jws04巖樣就代表從厚-薄層灰巖巖樣，CaO含量也很高，大于43.35%，該類巖層間偶見1～10cm厚黑色泥質灰巖(圖7)，其泥質灰巖層不穩定，常有間斷，該類巖層組主要分布于茅口組(P1m)底部、棲霞組(P1q)上部； 第3種，中厚-薄層組合，該類巖層組巖性為灰巖，主要分布于棲霞組(P1q)中下部。

圖7 厚層灰巖及夾層

在棲霞組(P1q)上、中部分界面，分布有總厚度為30～45cm的黑色薄層泥灰巖，巖樣Jws-05樣取自該夾層，CaO含量較低，為13.52%，這層夾層也是當前文獻研究較多的關鍵層，從滑坡機理、滑體運動等研究都以該層為重點。在公路邊坡旁順軟弱夾層建有混凝土攔水墻，部分巖溶地下水下滲到軟弱夾層面后，受軟弱夾層弱導水性影響，地下水順軟弱層滲出，使公路邊坡巖石面常年保持濕潤狀態。軟弱夾層下伏為一套標志性巖層——中厚層瘤狀灰巖，瘤狀灰巖總厚9～12m(圖1、圖8)，其中圖1中指向的短白線段就是圖8中的混凝土擋墻。

圖8 軟弱夾層(鏡頭朝向190°)及下伏瘤狀灰巖

通過上述詳細野外調查和巖石化學分析，可以說明，雞尾山滑帶附近存在一層泥質灰巖軟弱夾層，該層上覆及下伏數十米范圍內未發現有一定厚度且厚度穩定的其他軟弱夾層。

在滑下來的堆積體中，多處可見下伏于軟弱夾層的瘤狀灰巖大型塊石(圖9)，這表明雞尾山滑坡的滑動面不是完全位于泥灰巖軟弱夾層上，至少局部已經越過泥灰巖軟弱夾層、進入或越過瘤狀灰巖，從圖1中的瘤狀灰巖分布也可以推斷滑體的中、后部滑動面越過了軟弱夾層，后部滑動面越過了瘤狀灰巖。這樣就引出問題，雞尾山滑動面成因是什么。

圖9 大型瘤狀灰巖塊石(鏡頭朝向280°)

2.2.2 順層巖溶作用分析

一般而言，由于巖層間巖性存在一定的差異或成巖期間就存在一定的層間縫隙，這些層間縫隙是地下水徑流通道，在長期地下水作用下，容易形成順層巖溶，因此，順層巖溶是巖溶發育主要特征之一。雞尾山地區，地層傾向北西，與地下水徑流方向基本相同，給地下水按層間縫隙運動提供了更適宜路徑。

在滑坡山體一側，沿軟弱層面形成裂隙滲水(圖8)，就是其典型代表。在雞尾山西側深切峽谷公路邊的新鮮巖石地段，可見層間溶洞強發育(圖10)，這里應該指出，不僅在巖性差異大的軟弱巖層面上的灰巖地層巖溶強發育，同樣在巖性相近灰巖巖層之間巖溶也強發育。

圖10 順層巖溶強發育(鏡頭朝向80°)

2.2.3 巖層間膠結差異作用分析

雞尾山地區巖層間局部膠結差。地表殘留巖層面如圖4，也是巖石沿層面滑落后保留下來的巖層面。在雞尾山西側公路邊新鮮巖石，該段長約800m，巖石高30～80m，人為開采或自然塌落后，巖石均沿層面劈裂塌落(圖11)。在雞尾山滑坡區全貌照片圖1中右上角發育一個洞穴，洞口段明顯可見巖石是沿層面塌落(圖12)，這種沿層面塌落現象在世界最大洞穴美國肯塔基州中部的猛犸洞(Mammoth Cave)更具典型(圖13)。盡管形成沿巖層面塌落有多種成因，但與層間膠結差以及后來的溶蝕侵蝕作用密切有關。

圖11 巖石層面(鏡頭朝向350°)

圖12 垮塌性洞口(鏡頭朝向300°)

圖13 猛犸洞平整洞頂面

雞尾山順層巖溶強發育、局部層間膠結差，以及軟弱夾層等山體不穩定因素，為形成雞尾山重力作用下滑體滑動面的主要控制因素。基于工作時間及實地勘察條件，這里不能完全排除滑動面全部越過軟弱夾層。

2.3 巖溶地下水對滑坡孕災及觸發作用分析

滑坡區總體處于巖溶地下水系統的上游，裸露巖溶區接受大氣降水入滲補給后，開始以垂直下滲為主，下滲過程中地下水逐步轉為近水平向北或北西方向徑流排泄，由于匯水面積小，且灰巖地層位于高出地面幾十米以上部位，因此，灰巖地層里面沒有常年性巖溶水水位，但在暴雨強補給后，如2009年6月29日日降水量達95.6mm(圖14)，

可使局部灰巖地層中充滿地下水，短期內保持有水位，從而形成地下水水動力。這種暴雨后的短期地下水及水動力對上面論述的垂直巖溶以及水平或順層巖溶的發育起到關鍵作用，也就是說，地下水對滑坡垂直裂縫和滑動面的形成、以及整個孕災過程起到重要作用。

武隆縣鐵礦鄉氣象站于2009年4月23日開始有自動雨量觀測記錄，該時間剛好在雞尾山滑坡發生前，所記錄的降水量對滑坡分析具有重要作用。從有雨量記錄4月23日至6月5日滑坡發生前期間，最大日降水量為2009年5月19日的27.5mm，其中4月23日～4月30日降水量合計為33.6mm，整個5月、6月份降水量分別為115.7mm、288.5mm。在5月20日至6月5日滑坡前半個多月時間里，合計降水量僅為36.6mm，最大日降水量為17.0mm，而滑坡前5d即6月1日～6月5日合計降水量僅為5.1mm(圖14，表3)。

表3 滑坡發生前日降水量表

圖14 滑坡前后日降水量圖

降水資料表明，從滑坡前數日至50多日前的降水量都比較小。由于降水量小，巖溶地下水接收的補給量也小，在滑坡體后緣不可能形成臨時高水頭地下水水動力場，因此，雞尾山滑坡觸發機制與降水以及地下水水動力作用不存在必然關聯性。

3 討 論

3.1 巖溶對滑坡影響作用問題

雞尾山滑坡地質災害很早就得到了相關部門重視，并開展了調查和地質災害隱患排查工作，沿雞尾山陡崖圈定了面積約1.0×104m2，體積約20×104m3的危巖帶(圖4)，并推測該危巖帶具有產生崩塌可能； 就一般場地工程地質條件而言，上述劃分及評價是正確的。雞尾山滑坡區未能劃入重點區的主要原因，作者認為主要由于西南巖溶石山地區復雜性——構造和順巖層控制下的垂直巖溶和順層巖溶對滑坡巨大潛在影響和控制作用。

除本文作者提出的一些觀點與大家共同討論外，這些觀點或存在支撐依據不是完全充分的可能，本文另一個目的：僅以此引出巖溶石山地區地質災害中的巖溶作用是必須考慮的一個科學問題。

3.2 不足之處和深入研究問題

本文在前期水文地質區測報告基礎上開展1︰5000巖溶水文地質調查，其中沒有上到山頂滑坡面進行實地詳查，是通過詳細調查滑坡體延伸到公路邊的地層產狀和巖性特征，推側出瘤狀灰巖分布，如圖1中的虛線部分； 另外，由于沒有開展水文地質鉆探和地下水監測，文章僅依據降水量結合作者在西南石山地區野外工作經驗推測滑坡發生前的巖溶水動力場特征； 這些為本文不足之處，今后將深入開展有關方面研究工作。

4 結 論

雞尾山滑坡體存在T0、T1、T2等3組垂直結構面，除南側T1裂縫下部為本次滑坡體活動形成的拉裂縫外，T1裂縫上部、T0和T2裂縫為所處區域3組構造裂隙經過長期溶蝕侵蝕而形成。雞尾山滑坡滑動面并不完全在軟弱夾層中，至少部分滑動面已經越過軟弱夾層、瘤狀灰巖地層； 該滑動面主要由軟弱夾層、順層強巖溶、以及層間弱膠結等條件所控制； 當軟弱夾層、順層強巖溶、層間弱膠結等三者集中位于一個相對平面時，則形成一個弱結構面，盡管該弱結構面不能像垂直裂縫一樣把滑體與山體完全分開，但在上覆滑體重力作用下，弱結構面巖石比其他部位巖石更容易變形破壞，更容易具備形成滑動面條件。總之，垂直裂縫、水平滑動面為長期巖溶作用下的結果，也是構成本次滑動塊體主要形成原因。

巖溶地下水對滑坡體垂直裂縫和滑動面的形成、發育、擴大，以及整個孕災過程起到重要作用，但雞尾山滑坡觸發機制與降水以及地下水水動力作用不存在必然關聯性。