岷江河谷深層傾倒形成演化特征及堵江災害鏈效應

蒙明輝， 崔圣華， 張文， 劉康林， 楊學之,2， 覃亮,2， 蔣濤

(1.四川省華地建設工程有限責任公司， 成都 610081； 2.四川省地質災害防治工程技術研究中心， 成都 610081；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， 成都 610059； 4.中國地質科學院探礦工藝研究所， 成都 611734)

龍門山強震山區在經歷多次地震后，誘發了大量地質災害，其數量、規模、類型及造成的損失舉世罕見[1-2]。岷江河谷地處龍門山強震區，特殊的深切峽谷地貌使得災害往往發育高位且具有鏈式效應[3]，如茂縣新磨村滑坡。同時，深切的峽谷也為反傾巖層的傾倒變形提供了良好的發育條件。

反傾斜坡因層狀巖體傾倒引起斜坡變形的研究已較為系統，胡振輝等[4]基于不同地貌類型的邊坡傾倒變形體數量、面積、體積與厚度分析對邊坡傾倒變形的貢獻率；Liu等[5]以二古溪斜坡為例，分析了在變質巖中深層傾倒變形的形成機制；Adhikary等[6]、Leandro等[7]對巖石邊坡的彎曲傾倒破壞機理進行了研究；邢一飛等[8]結合典型實例，模擬了開挖后邊坡傾倒變形機制及演化過程，并優化了現有防治措施；寧奕冰等[9]以瀾滄江上游某深層傾倒體為研究對象，采用物理模擬和數值模擬，揭示了該類深層傾倒體在河流下切及水庫蓄水作用下的失穩機制及演化過程；黃達等[10]基于離心模型試驗，研究了坡角、傾角對邊坡穩定及破壞模式的影響，進一步分析了反傾邊坡變形機理；鄭達等[11]基于離心模型試驗分析了邊坡傾倒變形彎折帶的演化發育過程與特征。

上述學者從傾倒變形的機理、傾倒邊坡的演化和穩定性方面均有大量研究。但傾倒變形體的折斷帶完全風化成“土”且轉化成滑帶的案例相對較少。

現在對茂縣梯子槽傾倒采用地質測繪、InSAR、鉆探、物探、井探等手段進行現場勘查的基礎上，對其特征、成因機制做初步探討。同時，針對傾倒可能造成的災害鏈效應，采用水利上的潰壩洪水模型，分析預測潰壩洪水對下游造成的風險，為短時間內制定合理可行的應急處置方案提供有力的技術支撐。

1 梯子槽深層傾倒概況

區域構造上屬于龍門山中央推覆構造帶，地殼抬升強烈，地震頻發，研究區周邊發生Ms4.7級以上地震達60余次[11]，其中1933年疊溪7.5級地震、1976年松潘7.2級地震和2008年汶川8.0級地震影響較大(圖1)。

圖1 區域位置和歷史地震Fig.1 Regional location and historical earthquakes

圖2 梯子槽傾倒全貌Fig.2 Overall view of Tizicao landslide

傾倒區屬于高山峽谷地貌(圖2)，兩岸谷坡陡峻，分水嶺高程3 700～3 900 m，谷底高程約1 730 m，相對高程約2 000 m。梯子槽傾倒位于岷江右岸谷坡下部，傾倒前緣底部為基巖陡崖，坡度約70°，臨空條件極好，傾倒區整體平均坡度約30°，傾倒頂部為緩坡平臺，坡度20°～25°。坡表沖溝發育，據鉆孔揭露，地下水活動微弱。

梯子槽傾倒平面形態呈不規則的四邊形，后緣至滑動形成的深大拉張裂縫后側陡壁；前緣剪出口位于海拔2 000 m左右，坡度由陡變緩的地形轉折部位；北側至大槽溝附近，南側至老熊洞溝。

根據調查確定的傾倒周界，傾倒區平均縱向長度540 m，平均寬度約560 m，傾倒區平面面積30.78×104m2，據鉆孔和探井揭露情況統計，傾倒平均厚度(含滑帶)45.1 m，據此計算該傾倒總方量為1 388.2×104m3，其規模分級為特大型。

2 研究方法

為查清梯子槽傾倒的地質環境條件、結構特征、變形歷史、成因機制及災害鏈，采用了多種研究方法(圖3)。

圖3 研究方法示意圖Fig.3 Schematic diagram of research methods

2.1 地質調查

收集了研究區相關的歷史地震研究報告，基于ArcGIS軟件利用1∶10 000地形圖生成傾倒滑動前的數字高程模型(digital elevation model，DEM)，充分收集利用了研究區區域地質資料，獲取了研究區地質構造、地層巖性等基本地質資料。共完成鉆探23個孔1 256.7 m(圖4)，井探4口132.3 m，槽探4條85.6 m3，同時結合電鏡掃描等手段，充分查明了傾倒地質結構特征。

2.2 變形調查

利用無人機航拍1.4 km2并進行數據處理獲得了高分辨率的傾倒滑后DEM模型，結合地面調查，查明了傾倒變形跡象分布位置；利用2013年9月—2016年7月四期期差分干涉探測變形(interferometric synthetic aperture radar，InSAR)，得到了傾倒歷史變形過程。

圖4 傾倒區各鉆孔傾倒結構統計柱狀圖Fig.4 Statistical histogram of landslide structure of each borehole in the landslide area

2.3 災害鏈分析

基于數值模擬分析，分析了傾倒穩定性狀態并結合數值計算，獲取了傾倒堵江的體積。利用成熟的數學模型謝任之公式研究計算了潰口流量，基于一維圣維南方程預測了潰決洪水下游演進過程和風險。

3 結果

3.1 傾倒地質結構特征

3.1.1 變形體特征

梯子槽傾倒由表層松散土體和下部碎裂巖塊組成。松散土體主要為粉質黏土夾碎塊石，厚度3～10 m，碎塊石以千枚巖為主，碎塊石(質量分數)占40%～50%，塊度大小不均勻，一般2～15 cm，局部見直徑30～50 cm的轉石，以棱角狀或次棱角狀為主，無明顯分選性和磨圓度特征。碎裂巖塊分布于整個傾倒區，厚度10～50 m不等(圖5)。

據勘查，梯子槽傾倒平均厚度為45.1 m，厚度的空間變化較大(圖6)。總體上傾倒中部厚度較大，后緣和前緣相對較薄，南側C區中前部較厚，后緣較薄的特點，B區中后部較厚，前緣較薄，可見傾倒厚度的變化較大。

圖5 ZK12變形體碎裂特征Fig.5 Fragmentation characteristics of ZK12 deformed body

圖6 傾倒厚度等值線圖Fig.6 Contour map of landslide thickness

圖7 ZK05滑動帶特征Fig.7 Characteristics of ZK05 sliding zone

3.1.2 滑動帶特征

根據鉆孔和探井，滑帶土主要為灰色或黃褐色粉質黏土夾角礫、碎塊石(圖7)。粉質黏土多呈硬塑狀，稍濕-濕，密實；角礫、碎塊石成分以千枚巖為主，直徑多為2～20 mm，以棱角狀和次棱角狀為主。滑帶土厚度2～5 m，局部厚度較大，ZK05滑帶達到10.3 m?；瑤林谐Ｒ婄R面與擦痕等現象(圖8)，電鏡掃描(SEM)同樣顯示滑帶土具有明顯的擦痕(圖9)。

圖8 傾倒后緣探槽揭露滑帶鏡面與擦痕Fig.8 The sliding belt mirror surface and scratches are exposed by dumping the trailing edge

圖9 電鏡掃描揭示滑帶擦痕Fig.9 Scanning electron microscope reveals slip band scratches detection groove

由滑面等高線圖(圖10)可知，滑動面傾向與坡向總體一致，但滑面略呈寬闊的槽狀負地形，因此各區滑動方向有所不同，雖總體都是向東滑動，但A、B區滑動方向略向南偏，C區則略向北偏，這也是B區在前緣存在擠壓，造成B1分區鼓脹解體變形區的重要原因。

3.1.3 基床特征

圖10 滑動帶等高線圖Fig.10 Contour map of sliding zone

梯子槽傾倒滑床為泥盆系危關群上組(Dwg2)炭質千枚巖(圖11)，滑床基巖風化程度總體上較傾倒碎裂巖體低，為中風化-弱風化巖體，巖芯以長柱狀為主，探井揭露滑床基巖總體完整(圖12)。

圖11 鉆孔揭露滑床千枚巖Fig.11 Drilling exposed phyllite of sliding bed

3.2 傾倒變形破壞特征

3.2.1 地表變形破壞

總體上傾倒區北側變形量大于南側，主要受傾倒區地形和滑面形態的控制。根據傾倒變形破壞強度、變形現狀及趨勢、成因的初步判斷和分區邊界特征，將傾倒區劃分為北側滑動變形區(A區)、中部變形區(B區)和南側影響區(C區)等三個分區(圖13)，各區特征如表1。

圖13 梯子槽傾倒變形跡象及變形分區圖Fig.13 Deformation signs and deformation zoning map of Ti Zicao landslide

(1)北側滑動變形區(A區)。傾倒區北側地形陡峻，前緣呈陡巖地貌，臨空條件好，滑面形態總體平直，僅前緣稍緩，非常有利于傾倒的復活剪出，因而變形強烈。當滑動巖土體在重力推動下滑動，在前緣剪出后，直接以塌落方式掉落至陡巖下方，并牽引后緣出現LF01、LF02等弧形拉張裂縫，呈現目前A1分區的變形破壞特征；由于傾倒本身的滑移破壞，加之A1分區的塌落變形后，傾倒前緣失去支撐，牽引后緣強烈的拉裂沉陷變形加劇，從而發育了LF07和LF04等裂縫，構成A2變形分區；同時，由于A區的強烈滑動，與北側壁巖體的摩擦，因而在北側傾倒邊界附近發育LF11的一系列羽狀剪切裂縫，構成A3變形分區(圖14)。

圖12 探井揭露滑床千枚巖Fig.12 Phyllite of sliding bed exposed by exploration well

(2)中部變形區(B區)。傾倒區中部地形總體上也較陡峻，但前緣發育相對較長的緩坡臺地或寬緩山脊，滑動面呈弧形，前緣抗滑體分布相對較長，傾倒穩定性好于北側，變形相對較弱，形成了傾倒B區。由于傾倒的整體滑移，其中部和后緣出現LF03、LF05、LF06、LF07等一系列拉張裂縫及沿裂縫的下坐變形，形成B2分區；隨著坡體中部和后緣的拉裂沉陷，前緣抗力體段受阻發生隆起，加之各區的差異滑動及滑動方向的不同造成B區前緣擠壓和應力集中，縱向和橫向兩個方向的擠壓隆起，導致該區出現表面的張裂解體現象，形成B1分區(圖15)。

圖14 A區配套變形特征Fig.14 Matching deformation characteristics of zone A

(3)南側影響區(C區)。傾倒區南側前緣抗滑體分布最長，傾倒穩定性最好，僅在A、B區滑動影響下出現一些變形跡象。由于傾倒的整體滑移，其中部和后緣出現LF07、LF08拉張裂縫及沿裂縫的下坐變形，形成C2分區；隨坡體中部和后緣的拉裂沉陷，前緣抗力段受阻發生隆起，加之差異滑動和九道拐溝局部地形臨空面控制，發育LF09和LF10兩條縱張裂縫，形成C1分區(圖16)。

3.2.2 內部變形破壞

1)地層傾倒跡象

通過調查發現巖體的傾倒變形跡象有兩處，分別位于傾倒后緣及滑塌槽頂部出露巖體中。從圖17、圖18中可以看到，傾倒巖體發生了較為明顯的傾倒彎曲跡象，表現為下部巖層陡立，上部巖層傾角有所變緩。

巖體傾倒變形主要受巖體結構控制，由于變形體整體為反傾上游斜向坡，巖性為千枚巖，性質軟弱，且為薄層狀結構，剛度小，故易導致巖體在重力作用下向上游方向發生傾倒彎曲。

圖15 B區配套變形特征Fig.15 Matching deformation characteristics of zone B

圖16 C區配套變形特征Fig.16 Matching deformation characteristics of Zone C

圖17 前緣巖體傾倒變形跡象Fig.17 Evidence of toppling deformation of front rock mass

表1 梯子槽傾倒區分區特征統計表Table 1 Statistics of zoning characteristics of Tizicao landslide area

2)巖層方位與角度變化

在對傾倒周邊20個巖性出露點調查發現(表2、圖19)，梯子槽傾倒范圍內基巖為泥盆系危關群上組(Dwg2)灰色千枚巖與灰色薄層石英巖互層，坡型為反傾上游斜向坡，巖層產狀由低高程向高高程逐漸變緩，由前緣沿河側的195°∠71°轉變為后緣的213°∠37°(圖20)。

圖19 梯子槽傾倒周邊巖層產狀分布圖Fig.19 Occurrence distribution of rock strata around Ti Zicao

根據對梯子槽傾倒各處產狀調查結果可知，由低高程至高高程，傾向逐漸由190°轉變為215°，傾角逐漸由75°轉變為40°，甚至在坡體后緣傾角轉變為35°，斜坡上游側大槽溝地形較陡，坡向約40°，說明斜坡巖體存在傾倒變形。

圖18 后緣巖體傾倒變形跡象Fig.18 Evidence of toppling deformation of trailing edge rock mass

在對梯子槽傾倒進行勘探時共布設了23個鉆孔，鉆孔深度35～68 m不等，均揭露了傾倒(上部粉質黏土夾碎塊石，下部碎裂巖塊)、滑帶和滑床，完整顯示了梯子槽坡體結構中的巖層傾角變化規律：以ZK01為例，隨著鉆孔深度增加，巖層傾角從23°逐漸整大到71°(圖21)。

3.3 傾倒形成演化機制

3.3.1 地表變形演化歷史

據現場調查訪問，傾倒變形始于2013年，主要表現為中前部坡體和房屋的開裂下錯；2014年9月傾倒前緣中部始出現垮塌，逐漸形成寬約60 m，高約200 m的塌落槽，堆積體進入岷江成為雍塞體，與此同時，傾倒后緣開始出現裂縫；2015年8—9月，傾倒變形明顯加劇，裂縫數量隨之增多、裂縫加寬、增長；2016年和2017年雨季，傾倒變形繼續發展，至2017年7月，傾倒后緣、前緣局部下錯已達10余米，前緣剪出口附近塌落體部位不斷發生垮塌和落石。

表2 巖層產狀調查點統計表Table 2 Statistical table of survey points of rock stratum occurrence

根據2013年9月—2016年7月差分干涉探測變形(InSAR)成果圖(圖22)，傾倒后緣和前緣干涉條紋呈現黃-紫色調，與周邊區域的淺藍色調區別明顯，表明傾倒后緣及前緣在該時間內存在較為明顯的變形，與現場調查訪問的結果一致。

圖20 各調查點巖層產狀特征Fig.20 Occurrence characteristics of rock strata at each survey point

圖21 鉆孔巖心巖層傾角變化Fig.21 Variation of rock dip angle of borehole core

3.3.2 傾倒演化過程機制

梯子槽傾倒歷經了從岷江的河谷下切、邊坡巖體發生卸荷現象到巖體傾倒彎折變形折斷的漫長的地質動力發展過程，這種河谷的地質改造作用與發育的薄層狀軟質千枚巖、重力作用和良好的臨空條件有關，其變形發展階段可概況為五個階段(圖23)。

(1)河谷下切、卸荷回彈，巖體初始變形階段：岷江河谷下切，反傾坡外的層狀千枚巖受到卸荷回彈及重力雙重作用下產生彎矩，開始向臨空面發生由表及里得初始傾倒變形跡象。

圖22 2013年9月—2016年7月差分干涉結果Fig.22 Results of differential interference from September 2013 to July 2016

圖23 梯子槽傾倒演化過程Fig.23 Evolution process of Tizicao landslide

(2)河谷繼續下切，巖體傾倒-層內拉張發展階段：當河谷繼續下切，變形累積，傾倒變形的變形位移進一步加大，巖體底部的軟弱部開始產生向坡外的剪切位移并最終起主導作用，巖體將會發生拉張破壞。

(3)巖體傾倒變形出現折斷面階段：巖體內部出現宏觀傾倒彎曲變形，當彎曲段彎矩大于巖體的極限抗彎強度時，巖體將會被折斷，逐步形成斷續的折斷面。同時，受軟弱帶剪切力的影響，巖體向坡外剪切位移增大，導致折斷面逐漸連續貫通。

(4)傾倒變形繼續發展出現折斷帶階段：巖體傾倒和剪切變形進一步發展，沿著最大的彎折面逐步形成的折斷帶，折斷帶受剪切力作用下，巖體異常破碎。

(5)折斷帶風化成“土”-底部滑移階段：折斷帶上部巖體在傾倒變形過程中出現眾多裂隙，降水及地下水沿裂隙和巖層面可直達折斷帶，造成折斷帶風化加劇形成目前粉質黏土夾角礫的梯子槽傾倒的滑帶。且傾倒地處強震山區，多次受諸如疊溪地震、汶川地震、九寨溝地震的損傷疊加，以“滑移-拉裂”的形式在變形破壞，即目前狀態下的梯子槽傾倒。

3.4 傾倒體失穩-堵江災害鏈分析

3.4.1 堵江體積

疊溪—茂縣一帶多為高山峽谷地貌，岷江在該段河谷狹窄，一般僅150～300 m，兩岸的傾倒易堵塞河道，形成堰塞湖，歷史上岷江多次發生傾倒、泥石流等地質災害堵塞河道情況，造成重大損失[12]。

河谷寬度、河水流量，對傾倒堵江的成生有控制作用，它取決于河床條件、河水流量、傾倒入江體積[13]。采用堵江最小土石方方法評價梯子槽傾倒堵江可能性，估算梯子槽變形體堵江的最小方量的公式為

(1)

式(1)中：Vmin為完全堵江所需最小土石方量，m3；Hr為河水深度,m，取25 m；Br為河床寬度,m，取235 m；φs為堵江巖土體飽水狀態下的內摩擦角(取30°)。

據此可估算梯子槽變形體所處河道完全堵江需要的最小土石方Vmin=90.1×104m3，前緣LF02下方A1區變形最大，安全系數(factor of safety，FOS)小于0.9(圖24)，其估算體積約130×104m3，即前緣A1區下滑就可能造成岷江堰塞。由于該傾倒物質以碎石土為主，力學強度低，滲透性較強，形成的堰塞壩自身穩定和抗滲能力較差，易潰壩引起次生災害。

圖24 自重狀態下傾倒安全系數分區圖Fig.24 Zoning diagram of dumping safety factor under self weight

若梯子槽傾倒堵塞河道形成天然壩體，在岷江水流的沖刷及侵蝕下潰壩，將對下游的安全造成極大的威脅。分析堰塞湖的潰決過程，是降低潰壩洪水對下游區域災害損失的有效途徑，可為下游危險區域人員撤離以及制定應急處理措施提供較為科學合理的依據。基于此，取最不利狀態，即傾倒A區和B區傾倒全部進入岷江形成堰塞壩瞬時全潰進行災害鏈演進及風險分析。根據計算分析，下滑方量為478.7×104m3，形成堰塞壩高度22.1 m，回水長度1 227 m，堰塞體庫容271.3×104m3。

堰塞湖潰決洪水災害鏈演進及風險分析主要包括：①潰口流量計算；②潰決洪水下游演進過程預測；③下游洪水淹沒風險分析[14-16]。

3.4.2 潰決洪水災害鏈演進

1)潰口流量計算

潰口流量的大小與潰壩前上下游水深和壩址斷面形狀及尺寸有關。采用謝任之公式計算潰口流量，即

(2)

式(2)中：qm為潰口最大流量，m3/s；λ為流量參數；B0為潰口頂寬度，m；H0為發生潰壩時壩前水深，m；g為重力加速度,m/s2。

采用四次拋物線法對潰口壩址流量過程線計算。瞬時全潰時，堰塞壩潰口頂寬度162.3 m，起潰水位1 752.7 m，得到潰口流量為8 824.1 m3/s，其過程曲線如圖25所示。

圖25 瞬時全潰潰口流量過程Fig.25 Instantaneous total burst flow process

2)潰決洪水下游演進過程預測

潰決洪水下游演進過程一般采取對一維圣維南方程進行差分求解來進行模擬，即

(3)

式(3)中：A為過水斷面面積，m2；Q為斷面流量，m3/s；q為旁側流量，m2/s；h為斷面水深，m；t、x為距離和時間；R為水力半徑，m；C為謝才系數。

選取堰塞壩下游重要鄉鎮及人類聚居區9個特征斷面分析洪水演進及沿途淹沒情況如下(圖26、圖27)：潰壩發生后河道下游出現明顯的洪水波且隨時間向下游演進，受干流和黑水河支流影響，洪水波波峰被削弱但不會隨時間將至零點。潰壩后5.4 min洪水傳至兩河口，最大水位為1 662.88 m，洪峰流量3 567.57 m3/s，水位抬升9.17 m；潰壩后41 min洪水傳至寧江堡，最大水位為1 612.39 m，洪峰流量2 086.78 m3/s，水位抬升6.59 m；潰壩后101 min洪水傳至茂縣縣城，最大水位為1 565.09 m，洪峰流量1 791.88 m3/s，水位僅抬升2.09 m(表3)。

3.4.3 下游洪水淹沒風險預測

下游洪水淹沒風險分析是傾倒災害鏈效應研究的重要步驟，對評估可能造成的社會、經濟損失，制定人員避險方案，指導下游群眾安全撤離等具有指導作用。

圖26 各特征斷面水位歷時過程Fig.26 Water level duration process of each characteristic section

圖27 各特征斷面流量歷時過程Fig.27 Flow duration process of each characteristic section

表3 潰決洪水下游演進過程特征參數預測Table 3 Prediction of characteristic parameters of downstream routing process of outburst flood

基于此，根據潰決洪水下游演進過程預測成果，提取河道各典型斷面的最高水位，利用GIS(geographic information science)及遙感技術疊加數字高程模型，分析獲取了洪水淹沒范圍(圖28)。為指導地方政府有序撤離群眾，按洪水位與國道和居民區的距離h，將下游區域劃分為三個區域：危險區(h≤0 m)、警戒區(0

通過洪水淹沒風險分析(圖29)，潰壩洪水將對下游鄉鎮及G213線產生較大影響。洪水將會淹沒金龍潭水電站、兩河口、飛虹鄉以及溝口鎮，淹沒及影響G213國道20.2 km，總危害資產4.5億元。隨著洪水向下游演進，影響逐步減弱，在茂縣城區段，雖然存在較大流速帶，但潰壩洪水水位淹沒范圍較小，不會對茂縣城區造成影響?；诖藙澐质箨P—溝口鎮為危險區、溝口鎮—渭門鎮為警戒區、渭門鎮—茂縣縣城警示區。

圖28 下游洪水淹沒風險預測圖Fig.28 Downstream flood inundation risk prediction diagram

圖29 下游洪水淹沒剖面分析圖Fig.29 Analysis of downstream flood inundation profile

4 結論

在對梯子槽高位特大型傾倒采取地質測繪、鉆探、數值模擬、室內試驗等手段的基礎上，查清了傾倒基本特征，分析了傾倒的成因機制，預測了傾倒災害鏈風險，得到如下主要結構。

(1)梯子槽傾倒為高位特大型傾倒，傾倒坡體結構復雜，變形跡象明顯，坡體上裂縫隨處可見，后緣貫通裂縫可見擦痕。

(2)傾倒經歷了五個變形階段，主要是反傾層狀巖體傾倒折斷，折斷帶風化成“土”，在后期降雨及地震作用下發生失穩破壞。

(3)傾倒一旦失穩將堵塞岷江造成災害鏈，據潰壩洪水災害鏈演進預測分析，將石大關—溝口鎮劃為危險區、溝口鎮—渭門鎮劃為警戒區、渭門鎮—茂縣縣城劃為警示區。