川中垮梁子滑坡結構特征與成因分析

唐 然，范宣梅

(1.成都大學建筑與土木工程學院，四川 成都 610106；2.非飽和土力學特性及工程技術 四川省高校工程研究中心(成都大學)，四川 成都 610106； 3.成都理工大學地質災害防治與地質環境保護國家重點實驗室，四川 成都 610059)

平推式滑坡在四川盆地紅層地區廣泛分布，主要指滑面傾角小于10°的平面滑動巖質滑坡。張倬元等[1]首先提出巖體陡傾結構面中充水的靜水壓力和滑面揚壓力是此類滑坡產生的主要驅動力。此后眾多學者對不同的滑坡案例從變形破壞機制、成因機理、關鍵層位的物理力學性質和水理性質以及地貌演化等方面對平推式滑坡開展了研究[2-18]，取得了大量有益的成果。平推式滑坡的成因機理可歸納為：①一般具有巖層傾角近水平的軟硬互層的巖體結構；②坡體內部含陡傾張性節理裂隙易于滲水；③下臥層中含泥質類軟巖、泥化夾層或層間剪切帶等軟弱夾層作為相對隔水層，在與地下水長期作用下形成滑帶；④具有良好的臨空條件。

垮梁子滑坡是平推式滑坡中的典型案例，是川中地區唯一的特大型巖質平推式滑坡，引起了許多學者的關注。如吉隨旺等[19]研究認為軟硬巖層的差異應變是垮梁子滑坡形成的關鍵因素；翟國軍[20]詳細查明了垮梁子滑坡的發育特征，發現了降雨和地下水對該滑坡日常蠕變特性的影響規律；郭曉光等[21]將多級平推式滑坡變形模式分為牽引后退式和推動前進式，認為垮梁子滑坡屬于后者；陳思嬌[22]通過滑帶土環剪蠕變試驗對垮梁子滑坡日常蠕滑速率和變形機理進行了研究；張玲玲等[23]通過對孔內加水加鹽前后相應的電位檢測，分析計算得到垮梁子滑坡坡體內地下水的優勢流向；呂紅賓[24]認為垮梁子滑坡坡體內地下水流主要受控于區內構造裂隙發育而成的近于豎向的優勢流動通道(集中流模式)；冉佳鑫[25]通過分析垮梁子滑坡多年的降雨、位移、地下水水位監測數據，建立了GMD預警預報模型；Xu等[26]通過長期多源監測數據分析了垮梁子滑坡地下水水位對降雨時間的響應和滑坡穩定性變化；Ling等[27]利用高密度電阻率成像法結合鉆孔、監測資料,查明了垮梁子滑坡地下水循環運移的特征。

以上研究成果驗證了降雨和地下水不僅是平推式滑坡的誘發因素，而且對滑坡尤其是滑帶形成演化的影響是必不可少的。因此，平推式滑坡大規模滑動前必定具有良好透水性的坡體結構，某些結構面是控制滑坡形成演化的核心，故分析平移式滑坡坡體的結構特征并探究其成因就顯得尤為重要。

1 垮梁子滑坡概況

垮梁子滑坡位于四川省德陽市中江縣馮店鎮，距離成都約80 km，處于川中地區倉山背斜北西翼，在滑坡周圍30 km范圍內沒有大斷裂分布。該滑坡發育的地層為侏羅系蓬萊鎮組上段(J3p2)，巖層產狀為340°～330°∠2°～5°，屬于典型的近水平巖層，巖性為泥巖與砂巖、粉砂巖互層，其中厚層和巨厚層砂巖占63%以上。

垮梁子滑坡前、后緣高差約為110 m，滑坡寬約為1 100 m，縱長為360～390 m，滑體平均厚度為50 m，最大厚度大于90 m，面積約為0.51 km2，體積約為2 550×104m3。垮梁子滑坡首次發生大規模滑坡在1949年汛期，變形主要發生在滑坡Ⅰ區，滑坡前緣形成帶狀分布的多個溜滑體、小型滑塌、濕地及泉點，后部形成3條拉陷槽地貌。1981年汛期垮梁子滑坡再次發生平推式滑動，滑坡I區北部變形最為劇烈，形成了滑坡Ⅱ區和滑坡Ⅲ區，滑坡前緣分布帶狀隆起和多處鼓丘。垮梁子滑坡發育特征平面和工程地質剖面圖，見圖1。

圖1 垮梁子滑坡發育特征平面圖和工程地質剖面圖Fig.1 Development characteristics plan and engineering geology section of Kualiangzi landslide

2 節理發育特征與構造變形特征

2. 1 節理調查統計

通過調查統計垮梁子滑坡及周邊區域巖體內節理的發育特征，其統計結果見表1、圖2和圖3。其中，圖2(a)～(f)為陡傾節理發育特征；圖2(g)為剖面節理發育特征。

由圖2可知：垮梁子滑坡及周邊區域巖體內主要發育2組優勢共軛節理，對應兩期不同方向的構造擠壓作用(見表1)，其中第一組共軛節理為NNW-NS走向(J1)及NWW走向(J2)，大量剖面露頭顯示兩者相互交切形成共軛節理組[見圖3(a)、(c)];第二組共軛節理為NE走向(J3)及NW走向(J4)[見圖3(b)]，低角度剖面節理傾向均為NNW-SSE向[見圖3(e)～(g)]。

表1 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內發育的共軛剪節理產狀特征

圖2 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內節理發育特征統計Fig.2 Statistical analysis of joint characteristics in rock mass of Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)節理調查點D1～D4；(b)節理調查點D5～D6；(c)節理調查點D7；(d)節理調查點D8～D9；(e)節理調查點D10～D17；(f)節理調查點D1～D17；(g)剖面節理統計；(h)節理調查點分布圖

圖3 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內節理發育特征Fig.3 Joints photos of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)第一組共軛節理；(b)第二組共軛節理；(c)張節理；(d)穿層張節理；(e)厚層砂巖內低角度剖面節理；(f)、(g)厚層泥巖內共軛剖面節理

其中，第一組節理中的J1節理普遍具正斷張性，一般開度為5～15 cm，沿走向延伸長度普遍大于5 m，沿傾向穿層特征較明顯[見圖3(d)]，其形態多為樹枝狀或多級分叉狀，節理面粗糙不平，基本都具有劈理、片理的特征，且夾薄片、透鏡體，充填母巖礫石顆粒夾松散—中密黏粒，地下水活動時間越長黏粒含量越高，其特征詳見圖4。

圖4 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內J1張節理發育特征Fig.4 J1 open joints characteristics of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(b)、(c)為某人工開挖洞室頂面張節理

2. 2 構造變形特征

川中地區屬于剛性基底，盆緣構造帶對其產生的影響相對川西和川中地區更小，構造變形也較為輕微，巖層產狀多為0°～5°，調查中發現的構造變形破裂現象對古應力場的恢復有一定的指示作用。

2.2.1 第一期構造變形特征

D7節理調查點處發現了一處斷裂(見圖5)，附近出露的厚層砂巖內節理特征與第一組共軛節理相符。從上盤砂巖斷層面具有的反階步特征以及砂巖層內鄰近斷層面的裂隙與斷層面相交銳角的指示方向判斷該斷層面為逆沖斷裂。該處斷裂面產狀為315°～325°∠20°～22°，指示第一期構造作用為NW-SE向擠壓，主應力方向與第一組共軛節理走向計算最大主應力方向基本一致。破裂帶上盤為巨厚層粉砂巖，下盤為紫紅色鈣質泥巖，破碎帶可見紫紅色泥巖角礫、碎石與灰白色粉砂巖巖屑混合物膠結而成角礫巖[見圖5(b)、(c)]，判斷其為第一期構造運動形成。

圖5 逆沖斷裂指示NW-SE向擠壓Fig.5 Thrust fault indicating NW-SE tectonic compression

2.2.2 第二期構造變形特征

多處構造變形(見圖6)顯示為同期構造成因，指示第二期構造作用為NNW-SSE向擠壓，主應力方向與第二組共軛節理走向計算最大主應力方向基本一致。

圖6 指示NNW-SSE向構造擠壓作用的構造變形Fig.6 Tectonic deformation indicating NNW-SSE tectonic compression

D1節理調查點逆沖斷裂如圖6(a)所示，可見明顯的巖層沿破裂面的錯動現象，主破裂面產狀為351°∠67°，上盤可見強風化的粉砂巖與強風化泥巖的分界面，從下盤附近出露的泥巖判斷破裂面錯動距離約為2 m，破裂面內為泥粉質充填，膠結程度較低，形成時間應晚于D7節理調查點逆沖斷裂。該破裂面附近出露的第二組共軛節理[見圖3(b)]顯示兩者為同期構造形成。D6節理調查點出露小向斜構造[見圖6(b)]，伴有層間剪切破碎變形帶，北側可測巖層產狀偏轉為173°∠21°，南側巖層產狀為355°∠19°。D13節理調查點出露朝SSE向逆沖的階梯狀破裂面[見圖6(c)]，下盤為中層粉砂巖及薄層泥巖互層，上盤為厚層鈣質砂巖，破裂面產狀為352°∠33°。

從節理特征及地表構造形跡初步判斷，垮梁子滑坡及周邊區域巖體內前后兩期節理分期與配套，見表2。

表2 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內節理分期與配套

3 區域構造應力場演化

四川盆地是陸殼內擠壓應力作用下形成的沉積盆地，自印支期以來，盆地持續受到邊緣構造帶階段性地向盆地內部的擠壓作用，盆地的主要構造形跡加強或定型于喜馬拉雅期，因此分析喜馬拉雅期構造應力場和構造形跡的演化可進一步論證構造期次。

研究區地處川西及川中構造區交界附近，區域構造應力場及構造形跡演化如圖7所示。區域內主要的褶皺分屬不同的構造系，形成時期有所區別，其中背斜A1～A8和向斜S1～S7屬于川中EW向構造系，背斜A9～A12和向斜S8～S11屬于川西NE向構造系。

3. 1 第一期構造

相關研究發現，喜馬拉雅中期(漸新世—中新世)四川盆地受近NW-SE向的壓應力作用[28-29]，NE向構造系應在此期間形成[見圖7(a)]。垮梁子滑坡區歸屬的倉山背斜[見圖7(a)中A6]西段軸部走向為NE向，推測形成于本階段。喜馬拉雅中期應為研究區經歷的第一期構造。

3. 2 第二期構造

喜馬拉雅中晚期(上新世期間)川中地區以NS向構造擠壓為主[28-29]，形成川中EW走向構造系，如圖7(b)所示。垮梁子滑坡區歸屬的倉山背斜東段軸部走向為近EW向，推測形成于本階段，最終其軸跡為向NNW凸出的復合構造。垮梁子滑坡區處在兩期構造應力場疊加部位，主應力方向為NNW，第二組共軛節理(J3、J4)在這個時期形成，同時將J1剪性結構面改造為張性結構面[見圖7(d)]。

圖7 研究區域構造應力場及構造形跡演化示意圖Fig.7 Regional tectonic stress field and tectonic trace evolution of the study area(a)喜馬拉雅中期(一期)區域構造應力場；(b)喜馬拉雅中晚期(二期)區域構造應力場；(c)四川盆地邊界及分區；(d)共軛節理的形成及改造1.逆沖斷層；2.隱伏斷層；3.背斜；4.背斜編號；5.向斜；6.向斜編號；7.未形成的構造形跡；8.滑坡點位；9.一期構造主應力方向；10.二期構造主應力方向；11.構造分區界線；A1.老君庵背斜；A2.八角背斜；A3.金華鎮背斜；A4.南充背斜；A5.建中背斜；A6.倉山背斜；A7.蓬萊鎮背斜；A8.攔江背斜；A9.簡陽背斜；A10.龍泉寺背斜；A11.陽化場背斜；A12.人和場背斜；S1.玉皇廟向斜；S2.金孔向斜；S3.金家場向斜；S4.西山向斜；S5.元興場向斜；S6.河邊場向斜；S7.蟠龍河向斜；S8.胡家場向斜；S9.飛龍寺向斜；S10.中天場向斜；S11.中和場向斜

3. 3 新構造應力場

第二期構造后區域上經歷了新構造運動，大量學者通過研究認為，新構造運動總體上控制和影響了現今地形、地貌的形成和發展，地表水系展布特征能反映出區域新構造應力場[30]，有學者利用水系展布反演新構造應力場[31-32]，取得了良好的效果。本文采用基于GIS技術改進的反演法[33]，選取垮梁子滑坡及周邊區域水系[見圖8(a)]，采用GIS技術擬合得到每條河流展布方向讀取實際長度[見圖8(b)]，并統計不同角度范圍內的累計長度得到水系展布玫瑰花圖，進而得出兩個優勢方向為350°～360°和310°～320°[見圖8(c)]，兩者銳角平分線方向對應主壓應力方向，因此垮梁子滑坡及周邊區域新構造應力場主壓應力方向為330°～340°，與第二期構造主應力方向相比產生了少量逆時針轉動，仍然與J1節理小角度相交，保持了原有節理的力學性質。

圖8 垮梁子滑坡及周邊區域新構造應力場反演Fig.8 Inversion of neotectonic stress field in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)垮梁子滑坡及周邊區域水系展布；(b)擬合以后水系展布；(c)水系展布玫瑰花圖及主應力方向

4 滑坡結構特征模擬分析

調查和鉆探結果顯示，J1節理的張性特點在斜坡內部也普遍存在，結構面上附著的鈣膜[見圖9(a)～(c)、(f)～(i)]和深部膠結物[見圖9(d)、(e)]說明地下水開始活躍的時間遠遠早于垮梁子滑坡大規模滑動的時間。

圖9 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內張節理地下水活動痕跡Fig.9 Groundwater activity traces of the open joint of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)、(b)拉陷槽內崩落塊石上附著鈣膜；(c) 鉆孔揭露滑體深部結構面附著鈣膜；(d)、(e)鉆孔揭露滑體深部膠結物；(f)、(g)滑坡后山結構面內充填物含鈣質結核；(h)、(i)滑坡后山結構面附著鈣膜

J1節理走向與垮梁子滑坡拉陷槽總體走向相符，同時拉陷槽后壁的主要結構面均為J1組節理。因此，暴雨作用下滑坡產生平推式滑動時，這組導水張節理又成為產生靜水壓力的儲水裂縫。J1節理是在歷史地質構造作用下奠定了張性特征，在后期斜坡的形成過程中，隨著應力的釋放，J1節理還會受到一定的改造作用。

為了模擬新構造運動中內、外動力地質作用下斜坡形成卸荷過程對節理的改造作用，以垮梁子滑坡所在的條形山脊作為模擬對象，采用三維離散元方法建立了數值模型，如圖10所示。從地質體原始形態開始分4步下切，直至初步形成現今地貌形態，整個下切過程對模型南北邊界施加NNW方向水平構造應力，東西邊界設為變形約束邊界。數值模型模擬的條形山脊NS方向長為2.5 km，EW向長為1.6 km，構造應力設為水平，方向為340°，構造應力大小參考相關文獻[34]對威遠、安岳地區構造應力場的數值模擬結果取10 MPa。數值模型中巖土材料的物理力學參數取值，見表3[22]。

圖10 垮梁子滑坡數值模型建立Fig.10 Numerical modeling process for Kualiangzi landslide(a)模型邊界與橫剖面；(b)數值模型初始形態與斜坡形態

表3 數值模型中巖土材料的物理力學參數取值[22]

利用數值模型模擬得到斜坡形成后的變形破壞特征，見圖11。

圖11 數值模擬斜坡形成后的變形破壞特征Fig.11 Numerical simulation of deformation and failure characteristics after slope formation(a)、(b)、(c)斜坡山脊表面裂縫；(d)、(e)斜坡內部裂縫

由圖11可知：斜坡形成后在條形山脊頂部出現大量追蹤NNW走向的張裂縫，裂縫圈閉形態大致為向東突出的弧形，對應滑坡拉陷槽Ⅰ后側壁；南側靠沖溝部位出現剪切裂縫，裂縫兩側塊體可見明顯的剪切位錯變形，對應滑坡左側邊界及受剪切作用產生的滑塌區[見圖11(a)～(c)]，分布范圍與垮梁子滑坡邊界大致相同；地表變形破壞多集中在垮梁子滑坡Ⅰ區，說明滑坡Ⅰ區比滑坡Ⅱ區具備更良好的垂直優勢滲透通道，印證了現實中滑坡Ⅰ區比滑坡Ⅱ區更早產生平推式滑動的緣由；從模型1-1′剖面[見圖11(d)、(e)]來看，在山脊深部形成了一條垂向的裂隙帶，組成垂向滲透網絡通道，說明斜坡在形成初期其結構就已具備一定的滲水條件。

5 結 論

(1) 垮梁子滑坡及周邊區域巖體內共發育2組共軛節理，分別在一期構造NW-SE向擠壓和二期構造NNW-SSE向擠壓作用下形成。其中，NNW-NS走向的J1組節理呈顯著的張性特點，該組張節理是坡體結構中主要的導水結構面，在坡體內部廣泛分布，具有地下水長期活動的痕跡，且該組結構面在滑坡形成演化過程中起到了重要作用。

(2) 通過分析區域構造應力場演化后認為，是歷史地質構造作用奠定了J1組節理張性的特征。J1組節理形成于喜馬拉雅中期(一期構造)，在喜馬拉雅中晚期(二期構造)被改造成為了張節理，新構造運動期間保持了其張性節理的性質。

(3) 數值模擬結果顯示：在新構造應力場和河谷下切的內、外動力聯合作用下，斜坡表面形成大量的裂縫，其分布范圍與滑坡邊界大致相近；斜坡山脊部位產生大量追蹤NNW走向的張裂縫，并向下延伸直至下伏的軟弱泥巖層，組成一條垂向的地下水滲透網絡，說明拉陷槽發育在山脊部位并形成如此大規模的滑坡具有一定的必然性，且斜坡在形成初期，坡體結構就已具有較好的滲透性。