汶川地震诱发罐滩滑坡形成机制初步分析

赵建军,巨能攀,李果,黄润秋

(成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059)

汶川地震诱发罐滩滑坡形成机制初步分析

赵建军,巨能攀,李果,黄润秋

(成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,成都 610059)

安县罐滩滑坡由汶川地震诱发形成,发育于存在软弱基座的反倾斜坡中,体积达468×104m3。罐滩滑坡由“5.12”汶川地震及当晚暴雨诱发形成,发生时间滞后地震8 h,是典型的地震后效型滑坡。滑坡位于龙门山前山断裂带上盘,自然斜坡走向与断裂带近平行,水平距离约400 m,前山断裂带的分支断裂从坡体下部通过,并形成底部泥岩和上部白云岩的分界线。调查和分析表明,下软上硬的坡体结构是滑坡产生的基础,强烈的地质构造活动背景是其产生的重要条件,强烈的地面震动和高强度暴雨是导致产生滑坡的根本因素。滑坡的形成机制和发展过程可以分为以下3个阶段:自然斜坡的压缩-倾倒变形、震后滑面贯通阶段、滑坡整体破坏阶段。滑坡体形成沿河长400 m,纵向长880 m,平面面积1.82 ×105m2的滑坡堆积体,堵塞雎水河形成罐滩堰塞湖。

汶川地震;罐滩滑坡;形成机制;反倾斜坡;压缩倾倒

1 引言

汶川地震诱发产生了16704处崩塌、滑坡地质灾害[1],形成88处堰塞湖[2]。这些地质灾害的发生多数伴随着强烈地震产生。安县雎水河段雎水镇-高川煤矿段存在两处反倾斜坡中发育的滑坡,其变形破坏均表现出滞后地震的特点。罐滩滑坡位于四川省安县雎水河右岸,下游距雎水镇约4 km。受“5.12”汶川地震及其后暴雨的影响,2008年5月12日22:00～23:00期间,斜坡发生整体变形破坏,滑坡体体积达468×104m3,堵塞雎水河形成“罐滩堰塞湖”,堰塞湖顺河长度135 m,横河宽度约250 m,湖水深度达50余米,蓄水量约145×104m3,回水约2 km。堰塞湖形成后严重威胁下游雎水镇的安全,该堰塞湖目前已被疏通,但在上游仍然形成较高的堰塞湖水位,堰塞湖上下游水位高差仍达18 m,堰塞湖治理工程在滑体前部开挖一宽约20 m的泄水槽,滑体前部形成高差约50 m的陡坎。

罐滩滑坡所在山体自然斜坡为逆向坡,具有明显的下软上硬的结构特征。通过对滑坡区工程地质条件和变形破坏特征的现场调查,研究该类斜坡在强震条件下的变形破坏机制,对评价该类斜坡稳定性具有重要意义。

2 工程地质条件

2.1 地形地貌

滑坡区地处龙门山向成都平原过渡地段,属龙门山山前中低山地貌单元。山体雄厚,山顶海拔1300 m左右,自然斜坡坡度一般大于35°,高差200～1000 m。河谷深切,河谷宽度100～300 m。滑坡发生部位位于雎水镇西南约4 km处,下游距团结水电站约100 m,上游距刘家沟水电站约300 m。

如图1所示,滑坡所处河段平直,走向近南北向,长度1.3 km,两岸岸坡陡峻,河谷呈V字形,河谷海拔高程约680 m。右岸坡度稍缓,坡度约40°,顶部高程约1300 m,山顶平台部位有居民及少量耕地,岸坡平直,自坡顶向下发育多条冲沟;左岸坡度稍陡约52°,顶部高程1100 m。

图1 区域地质平面图Fig.1 Regional geological p lanemap

2.2 地层岩性

滑坡发生前,斜坡上植被茂盛,地表分布厚约10 m的松散堆积体,堆积体呈现一定的分区特征,上部为厚约4～5 m的崩坡积、坡残积的块碎石,粒径20～30 cm;下部为4～5 m厚的冲洪积物,由卵石、圆砾石及土壤为主,胶结较好。

自然斜坡为下软上硬的反倾斜坡,上部基岩为T2j+l弱风化中厚层状白云岩及白云质灰岩,地层产状N 25°E/NW∠35°;下部为T1f+t薄层紫红色泥岩和泥质粉砂岩互层,岩体破碎,遇水易软化,地层产状N 34°E/NW∠57°。二者以断层F3-1为界。

2.3 地质构造

滑坡区位于汉旺场倒转复向斜的SE翼,大坪山背斜NW翼,滑坡前缘距龙门山前山断裂带垂直距离360 m左右。龙门山前山断裂带为汶川地震的发震断裂之一,地震破裂面沿雎水镇西侧至沸水一线延伸,在晓坝西侧仍可见地表微量破裂变形,地震破裂面最终消失于桑枣镇西侧一带(李渝生, 2008)。断裂带发生于二迭系、三迭系地层之间,总体产状N 45°E/NW∠70°。断裂破碎带宽度一般为5～20 m,平均厚度10 m。主要由片状构造岩及断层泥组成,断面上清晰可见地震擦痕侧伏角为SW∠75°发育有分支断裂。

滑坡体中下部发育龙门山前山断裂带的分支断裂F3-1,总体产状N 45°E/NW∠70°。断层下盘为T1f+t暗紫红色薄层泥岩和泥质粉砂岩,厚度200余米,主要发育一组结构面,与层面近直交陡倾坡外,产状N 12°E/SE∠82°。断层上盘为T2j+l浅灰、灰黄色中厚层白云岩及少量泥质灰岩,发育两组节理:Lx1,长大倾坡外节理,产状N2°W/NE∠66°; Lx2,与层面近直交节理,产状N25°E/SE∠36° (图2)。

图2 滑坡区工程地质剖面图Fig.2 Engineering geological p rofile

2.4 水文地质条件

自然斜坡地下水较为发育,主要为第四系松散堆积体中的孔隙水和白云岩中的裂隙水、岩溶裂隙水。滑坡体上白云岩块石表面溶蚀现象明显,碎石土中也可见钙质胶结,说明上部白云岩中岩溶裂隙水发育。坡体下部泥岩构成相对隔水层,岩层倾向坡内,在一定程度上有利于地下水的赋存,弱化泥岩的工程特性。

3 滑坡的基本特征

3.1 滑坡的发生过程

罐滩滑坡发生于2008年5月12日夜间,根据当地居民的描述,地震发生时雎水镇震感极为强烈,当天余震不断,当晚该地区降暴雨,晚上22:00左右,滑坡处出现巨大轰鸣声,其后一个小时不断有巨石滚落的“隆隆”声。第二天早上便发现该处滑坡已形成堰塞湖,淹没了上游的刘家沟电站。

3.2 滑坡的边界条件

滑坡呈典型的圈椅状地形,前缘沿河宽度约400 m,纵向长度约880 m,滑坡后壁坡度45°,中部坡度47°,前缘坡度65°,主滑方向99°,滑坡平面面积1.82×105m2。前缘高程708 m,后缘高程约1270 m,高差562 m。滑坡边界条件清晰,存在明显的下错,两侧边界沿原有冲沟延伸并在坡顶相交,形成明显的控制性边界,见图3。

图3 滑坡全貌及分区图Fig.3 Zoning photo of the landslide

滑坡后壁位于斜坡顶部,高程1250～1270 m,后壁陡坎坡度70°～90°,陡壁高度2～6 m,出露碎块石及块碎石土。局部基岩裸露,为灰白、灰黄色强-弱风化白云质灰岩及灰岩,层面产状N25°E/NW∠35°。

滑坡上下游边界均受原有冲沟控制:上游侧以原冲沟为界,该冲沟上游侧陡坎基本保留原有形态,沟壁较平直,走向286°,自滑坡前缘向后缘延伸至坡顶,坡度较陡,多处保留崩塌形成的陡壁,侧壁坡度一般大于60°,最大高度约20 m,主要出露强-弱风化浅灰色、土黄色碎裂结构白云岩。下游侧边界沿原有冲沟发育,冲沟内侧壁岩体与坡体后缘震后均多处发生崩塌,在靠近岸坡顶部部位形成一鼻梁状陡坎;地貌呈现上部陡坎、下部沟谷的地貌形态;侧壁走向变化较大:上部走向265°,倾角约46°,陡壁多见长大倾坡外结构面与岩层层面组合形成的台坎,倾坡外结构面产状N34°W/SW∠75°;陡壁下部走向286°,倾角普遍大于60°,局部近直立。

地震后,作为震后排险工作的一部分,滑坡前缘堵塞河道的部分坡体被开挖。目前,在滑坡前缘形成高约20～45 m的陡坎,沿河长约260 m。滑体前缘揭露的岩层呈现与基岩相同的层序,但其倾角发生明显变化,呈现向河谷方向倾倒的趋势(表1)。滑坡体前缘T1f+t与T2j+l的分界面与下游侧基岩中分界线平面上距离约50～60 m,高差约67 m,见图4。

图4 滑体前缘岩体结构图Fig.4 Rock mass of the front edge scarp of the landslide

3.3 滑坡分区特征

滑坡发生后,滑体与左岸崩塌堆积体共同堵塞河道,在河谷上方堆积成一前部略有鼓起的台地。根据现场调查,滑坡体物质呈现明显分区特性,可分为3个区(图3):

(1)Ⅰ区位于滑体上部下游侧高程900 m以上,堆积物平均粒径相对较小,以灰白色崩坡积块碎石及岩屑颗粒为主,直径大部分小于30 cm,有少量块石直径大于1 m,最大者约达2 m。

(2)Ⅱ区位于滑体上部上游侧高程900 m以上,地表以原有岸坡覆盖层物质为主,多呈灰黄、青灰色,块石直径大于50 cm的占1/3以上,多见钙质胶结程度较好的碎石团块,物质成分以粒径5～20 cm的碎块石及粉质粘土为主。

(3)Ⅲ区位于900 m高程以下,地形较上部平缓,前部略有隆起,地表仍可见植被及覆盖层物质,见大量崩塌块石,直径普遍大于40 cm,局部可见崩塌碎石形成的小规模碎屑流。

4 变形破坏机制分析

根据上述分析,罐滩滑坡自然斜坡为存在软弱基座的反倾斜坡,下部发育厚度200余米的软岩(薄层泥岩、泥质粉砂岩互层),上覆厚度700余米的硬质岩(白云岩及白云质灰岩)。上部白云岩中地下水较发育,易造成底部泥岩的软化。斜坡在自然历史上可能产生过压缩-倾倒变形。斜坡所处部位构造活动强烈,位于汉旺场倒转向斜SE翼,大坪山背斜NW翼,沿河下游700 m即为龙门山前山断裂带,走向与斜坡近平行,岩体极为破碎。汶川地震造成岩体内部岩体产生松动变形,结构面进一步贯通,再加上暴雨的影响,地表水沿地表裂缝及节理裂隙入渗,在结构面内部产生静水压力和动水压力,同时造成底部破碎泥岩的进一步软化。据此分析,罐滩滑坡的发展演化过程可以概括为以下3个阶段:

(1)自然斜坡产生压缩-倾倒变形(图5(a))

自然斜坡为具有软弱基座的反倾山脊,斜坡内地下水发育,自然历史上,在上覆岩体的自重应力长期作用下,下伏泥岩出现压缩变形,导致上部白云岩产生倾倒变形,并在坡体后缘产生一定程度的拉裂。裂缝的存在加上斜坡岩体破碎,有利于降雨入渗,弱化底部软岩的力学特性,可进一步加剧倾倒变形的发展。

(2)震后滑面贯通阶段(图5(b))

图5 滑坡发展过程Fig.5 Developing p rocess of the landslide

汶川地震及其余震造成斜坡岩土体松动,结构面进一步贯通,引起顶部拉裂的进一步扩展,斜坡中上部开始出现蠕滑变形,沿白云岩中产状为N2°W/NE∠66°的长大倾坡外结构面逐渐形成贯通的滑面,深度约3～7 m,向下深度逐渐增大;晚上的暴雨导致地表水沿张开的裂缝、裂隙渗入坡体内部,进一步弱化潜在滑面和底部泥岩的力学性能,导致滑面逐渐贯通至底部泥岩中,深度估计超过35 m。

(3)滑坡整体破坏阶段(图5(c))

随着蠕滑变形的发展,中上部白云岩中的局部锁固段被剪断形成贯通的滑面,滑面平均深度约35～40 m,剪出口靠近河床,高程约710 m。滑面贯通后,体积约468×104m3的滑坡体产生整体下滑,形成堰塞湖。随后,滑体后缘陡壁不断崩塌。

5 结论

(1)安县罐滩滑坡是基岩滑坡,其边界特征明显,具有典型的倾倒式滑坡特征,由“5.12”地震及暴雨诱发形成。

(2)罐滩滑坡位于汉旺倒转向斜与大坪山背斜之间,距龙门山前山断裂带仅700 m,地质构造条件极为复杂,岩体破碎,所处自然斜坡为反倾斜坡,中部发育倾坡内逆断层,断层下部为软岩(泥岩),上部为硬岩(白云岩)。

(3)滑面主要由白云岩中长大倾坡外结构面组成,由坡顶贯穿至坡脚。滑坡主体未完全解体,大部分堆积于靠近河床的坡脚部位。滑体前缘覆盖于河床上方,略有隆起,岩层基本保留了原来的层序,但倾角发生明显变化,表明该部位岩层发生了明显的倾倒。

(4)滑坡的形成过程可分为3个阶段:首先,在长期地质历史时期,自然斜坡反倾层状岩体产生压缩-倾倒变形,在坡体后缘形成了一定的拉裂;在“5.12”地震的影响下,斜坡中的结构面和后缘拉裂贯通形成控制性的滑动面;最后在降雨及余震影响下,滑面中部贯通最终产生滑动而形成堰塞湖。

[1]黄润秋,李为乐.汶川地震触发崩塌滑坡数量及其密度特征分析[J].地质灾害与环境保护,2009,20(3):1-7.

[2]祁生文,许强,刘春玲,等.汶川地震极重灾区地质背景及次生斜坡灾害空间发育规律[J].工程地质学报,2009,17(1):39-49.

[3]黄润秋,李为乐.“5.12”汶川大地震触发地质灾害的发育分布规律研究[J].岩石力学与工程学报,2008,27(12):2585-2592.

[4]黄润秋,裴向军,李天斌.汶川地震触发大光包巨型滑坡基本特征及形成机理分析[J].工程地质学报,2008,16(6):730-741.

[5]黄润秋,裴向军,张伟锋,等.再论大光包滑坡特征与形成机制[J].工程地质学报,2009,17(6):725-736.

[6]谭儒蛟,杨旭朝,胡瑞林.反倾岩体边坡变形机制与稳定性评价研究综述[J].岩土力学,2009,30(增2):479-523.

[7]殷跃平.汶川八级地震地质灾害研究[J].工程地质学报,2008, 16(4):433-444.

[8]黄润秋.汶川8.0级地震触发崩滑灾害机制及其地质力学模式[J].岩石力学与工程学报,2009,28(6):1239-1249.

FAILUREM ECHANISM ANALYSISOF GUANTAN LANDSL IDE INDUCED BY WENCHUAN EARTHQUAKE

ZHAO Jian-jun,JU Neng-pan,L IGuo,HUANG Run-qiu
(State Key Labo ratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection, Chengdu University of Technology,Chengdu 610059,China)

Guantan landslide,located on the right side of the Jushui River,at Jushui tow n,An xian county,Sichuan Province,is generated in the laminated structure slope dipping inward w ith soft rock at the bottom.It is located in the bedding slope dipping inwards w ith soft rock at the bottom.Its volume is up to 4.68 million m3.The landslide is induced by the Wenchuan Earthquake and the sto rm,and occurred 8 hours after the Wenchuan Earthquake.Guantan landslide is located on the upper p late of the Jiangyou-Guanxian Fault.The o rientation of the slope is parallel to the fault w ith a distance of 400 meters.A branch of the Jiangyou-Guanxian Fault goes through the slope at the lower part,w hich fo rm s the boundary of dolomite rocks in the upper part and themudstone in the lower part.Acco rding to the engineering geological survey and analysis,the landslide is controlled by three factors:1)the structure of the slope w ith soft rock in the bottom and hard rock in the upper part is the basis of landslide,2)strong tectonic movements form crushed rock mass in the slope,and 3)heavy earthquakemotion and storm induced themovement of the landslide.Themechanism and p rocessof the landslide can be divided into three stages as follow s:1)the stage of comp ression and topp ling of the slope befo re the Wenchuan Earthquake,2)the stage of sliding surface developing,and 3)the stage of integralmovement of the landslide.The sliding mass composed a deposit dam,400 meters long along river,880 meters along the slope,and w ith a plain area of 18.2 thousand m2.And the Guantan barrier lake is fo rmed because of the dam blocking the Jushui River.

Wenchuan earthquake;Guantan landslide;failure Mechanism;slope dipping inward;comp ression and topp ling

P315;P642.22

:A

1006-4362(2010)02-0092-05

赵建军(1980- ),男,博士,成都理工大学讲师,地质工程专业。

2010-03-26改回日期:2010-04-25

地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室自主研究课题资助(SKLGP2009Z013)