年暴雨期四川盆地区岩质滑坡的发育特征
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发布时间：2022-05-16 18:34
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时间：2023-11-20 05:47
1981年7至9月，四川省遭受了特大暴雨的袭击，使全省18个地、市、州的90多个县区发生了约6万处滑坡，其中规模较大的达47000多处。特别是在盆地北部边缘山区和中部丘陵区分布尤为密集，它们中断了交通，破坏了灌溉渠系、耕地和山林，毁坏房屋74000余间，使6万人无家可归。滑坡数量之多，发生时间的集中和造成灾害的严重程度都是历史上所罕见的。
本文根据对龙泉山和川中丘陵区规模较大的40个滑坡的现场调研资料，对此次暴雨期间盆地区岩质滑坡的主要特征和防治措施进行了初步探讨。
1 调研地区暴雨特征和地质概况
1981年7至9三个月内，调研地区的暴雨有以下特点。
（1）暴雨出现的时间集中、强度大，三个月的降雨量绝大部分集中在几天内降落。第一次暴雨发生在7月13日左右，最大强度达262.7mm/d；第二次暴雨发生在8月15日左右，强度低于前者；第三次暴雨发生在9月2日左右，强度达278.9mm/d。
（2）暴雨分布的地区性差异显著。成都市龙泉山地区有两次暴雨过程，其中特大暴雨（＞200mm/d）出现于7月13日；遂宁有三次暴雨过程，但未出现特大暴雨，7月13日最大降雨强度达199.4mm/d；三台、射洪一带有两次暴雨过程，特大暴雨出现在9月2日。即使在龙泉山这一较小范围内亦有明显的差异，界牌公社7月13日出现特大暴雨，而平安公社则在7月12日和13日连续两天出现大暴雨。
暴雨的上述特点在本文稍后的讨论中具有十分重要的意义。
调研地区为侏罗系和自垩系陆相红色碎屑岩层分布区。龙泉山位于调研地区西侧，山脉呈北北东向延伸，为一箱状背斜构造，山脉的分水岭大致与背斜轴部重合，背斜核部出露中侏罗系沙溪庙组的紫红色砂岩夹泥岩和遂宁组的紫红色泥岩夹粉砂岩，背斜两翼出露上侏罗统蓬莱镇组的紫红色砂岩与泥岩互层的岩层和白垩系砖红色砂岩与泥岩互层的岩层。调研区的其余地区为丘陵区，分别出露有遂宁组、蓬莱镇组和白垩系的岩层，岩层产状平缓，倾角一般小于3°。除龙泉山背斜两翼与丘陵区平缓构造的衔接带有规模较大的逆断层外，其余部位未发现较大的断层，但层间错动迹象十分普遍，尤以砂岩与泥岩交界面处最显著。岩层中普遍发育有四组与层面近于正交的平面 x 裂隙，其产状分别为：N10°W、N80°E、N60°W、N40°E。
这一带坡形明显受地质结构控制。丘陵地区和背斜轴部地带岩层产状平缓，多为台阶状斜坡，砂岩或粉砂岩构成台坎，泥岩形成平台。背斜两翼岩层倾角大于20°的地带，顺倾向方向形成单面山斜坡，地形坡度角与岩层倾角近于一致；反倾向方向形成梯坎状陡坡，梯台往往由泥岩构成。
2 滑坡的形成机制与稳定分析
暴雨期间，几乎在各种地质结构和外形的斜坡中都不同程度地发生有滑坡，但其特征却因地质结构不同而异，概括起来可分为六类，即平推式滑移-拉裂型滑坡、滑移-压致拉裂型滑坡、塑性流动型滑坡（土爬）、滑移-拉裂型滑坡、滑移-弯曲型滑坡和滑塌。由于篇幅所限，这里着重讨论平推式滑移-拉裂型、滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型等三类危害性较大、分布较普遍的滑坡。
2.1 平推式滑移-拉裂型滑坡
2.1.1 形成机制与形成条件
这类滑坡的基本特点是滑动面近于水平，滑坡残体沿滑动方向大体可划分为四个部分，即滑块、陷落带、前缘鼓胀带和后缘崩滑带（图1）。滑块仍大致保持岩体的原始结构，可发育纵向和横向张裂隙，但岩层产状无明显变化。滑块前缘坡脚一带有时可见隆起鼓胀带，若坡前有覆盖层阻挡，可在覆盖层中造成隆起褶皱或逆掩断层。滑块后侧可倒滑或沿陡倾裂面发生后倾弯曲-拉裂变形乃至倾倒。滑块顶面高程与滑前位置相比无明显变化，两者连线的坡度与沿滑动方向岩层层面的视倾角相近，表明滑块是沿层面向外滑移未发生过明显的旋转。陷落带滑块后侧，是因滑块滑出时岩体被拉开陷落而成，有的尚保存深达十余米的由拉开裂缝形成的巷道。陷落带可充填滑块倒滑或倾倒和后缘下来的物质。
上述特征表明，滑坡起源于滑块沿十分平缓甚至微倾坡内的软弱面（或带）向坡外的滑动。而这种突发性的滑动主要是由后缘裂隙中空隙水压力的推动和滑移面处空隙水压力的顶托的联合作用所致，其演进过程大致可分为三个阶段（图2）。
2.1.1.1 变形阶段（图2中①②）
调查资料表明，凡发生这类滑坡的斜坡在滑动前均有过较明显的变形，且以塑流-拉裂变形为主。即处于坡脚附近的软弱岩层在上覆岩体重量的作用下要向坡外产生塑性流动，将坡体沿软弱带拉裂，而且这种拉裂隙由软弱带开始向上扩展渐与坡面上的拉裂隙衔接，这就为坡面水流深入坡体内部创造了条件。一般的降雨，由于裂隙排水，水位难于迅速抬高，因而不能造成强大的空隙水压力使滑块起动滑出，只可促进变形的发展。
2.1.1.2 滑块起动和制动阶段（图2中③）
当暴雨足以使后缘拉裂缝中充水高度达到临界高度hcr时，滑块即起动。岩层水平时hcr可按下式求得：
地壳浅表圈层与人类工程
式中：w为滑块的自重，l为滑动面长度，φ为滑动面的内摩擦角。
图1 平推式滑坡剖面图
滑块一旦起动，后缘裂隙拉开充水水柱也随之迅速降低，与此同时，空隙水的推力和滑移面处的顶托力也随之急剧减小，滑块遂因失去空隙水压力的作用而自行制动。所以这类滑坡自滑块起动到制动所经历的时间十分短暂，一般仅几秒至十几秒钟。
由于滑块坡脚处及其前缘的土层所承受的顶托力远远低于后侧。所以这一带实际上起着阻滑作用，因而往往被推压成隆起鼓胀或褶皱弯曲乃至逆冲断层，处于这一带的建筑物往往被拉裂、倒塌或掩埋（如红花滑坡）。
2.1.1.3 陷落带充填、滑体压密阶段（图2中④）
滑块停滑后，滑块后侧的倒滑、倾倒和后缘的崩滑等使陷落带被充填，滑体渐被压密而趋于稳定。
这类滑坡适宜发生在产状平缓的层状体斜坡中。通常滑块由砂岩或粉砂岩体组成，沿下伏泥岩接触面滑动。但值得注意的是，在遂宁组岩层中存在相反的情况，即滑块由泥岩组成，滑床为粉砂岩，这很可能与这种厚层块状富含钙质与石膏质的泥岩原生和构造裂隙发育、卸荷后反较粉砂岩夹层更富含水有关。
从地貌上看，较有利发生这类滑坡的部位是山脊、孤包和山嘴，这些部位岩体松弛，卸荷裂隙发育，往往经历过较长时期的变形，若三面临空则更有利于滑出。
2.1.2 稳定性评价
由于这类滑坡的发生主要起因于空隙水压力的作用，滑动以后后缘拉裂陷落。不仅透水性能显著增强，而且陷落带中间高两头低，有利于排水，因而在以后的暴雨期间，很难使空隙水压力高度再达到临界值，所以这类滑坡就其整体而言是稳定的。中江县的赖子龙古滑坡（图3）和遂宁县的横山老滑坡（1976年6月发生），在这次暴雨期均未出现整体滑移的迹象，便是有力的佐证。
图2 滑坡演化过程
在这类滑坡分布地区尚需注意以下问题：
（1）随着滑动面向坡外倾角的增大，其整体稳定性会逐渐降低，对降雨的反应也随之更为敏感。
（2）当陷落带被充填淤满后，在暴雨期间一旦这些充填土被饱和软化，便会产生塑性流动，加之空隙水压力的作用，可再次推动滑块整体滑动，中江县的邓家祠滑坡便是典型的一例。在9月2日暴雨期滑块受后侧坡残积土土爬的推动，缓慢地向侧滑移了2.2m，使渠道暗拱被压塌（图3）。
图3 邓家祠滑坡纵剖面图
（3）滑动残体的局部变化。如赖子龙滑坡，其残体在赖子龙一带仍有可能发生局部滑塌，残体后缘的倾倒也可引起局部崩塌，且滑体吸水使其前缘地下水溢出带土体软化而发生土爬。
2.2 滑移-压致拉裂型滑坡
2.2.1 形成条件和形成机制
这类滑坡的形成条件与前者相似，一般发生在岩层平缓的层状体斜坡中。滑坡在外形上呈现多个反坡台阶（图4A），滑体中岩层产状明显反倾，表明在下滑时发生过旋转，并解体为多个次一级的滑体，滑体下滑速度一般较快，并在较短时间（数分钟至数小时）内趋于稳定。
滑体中每一个被分割的滑块，其后缘都有一陡倾的圆弧形滑面（图4B），所以在推动滑体下滑的力中，滑体重力的分力仍占重要地位，暴雨引起的滑面软化及空隙水压力是滑坡发生的诱发因素。圆弧形滑动面是由滑移-压致拉裂累进性破坏发展而成，其演进过程大致可划分为三个阶段。
图4 滑移-压致拉裂型滑坡剖面
图5 滑移-压致拉裂型滑移演进图示
2.2.1.1 卸荷回弹滑移阶段（图5a）
在斜坡形成过程中，坡体向临空方向回弹滑移，并产生垂直于滑移面的拉裂隙。
2.2.1.2 压致拉裂面扩展阶段（图5b、c）
在坡体应力作用下，随着变形的发展，压致拉裂面不断自下而上扩展，形成陡倾的阶状面，坡体发生轻微转动，但整体尚处于稳定破裂阶段。
2.2.1.3 阶状面贯通阶段（图5d）
阶状面成为应力集中带，陡缓转角处的嵌合体逐个被剪断、压碎并扩容，坡体开始明显转动致使坡面隆起。后缘拉裂缝转为闭合，此时变形进入累进性破坏阶段，一旦嵌合体被全部剪断，在暴雨期迅速抬高的空隙水压力的参与下必将导致沿该贯通面发生滑坡。
根据以上分析可以认为，能在暴雨期间发生这类滑坡的斜坡，应该是那些滑移-压致拉裂变形已进展到相当程度（后缘阶状面贯通阶段）的斜坡，龙泉山的石碾滑坡10年前就发现山坡上有宽20cm长30m的裂缝，足以证明在滑坡发生之前斜坡已经历过显著的变形改造。
图6 武东滑坡纵剖面
2.2.2 稳定性评价
滑坡起动以后，随着地下水的流散，空隙水压力降低和滑体位能的减小，滑坡渐趋稳定。此时滑体的平均坡度虽已变得很平缓，但由于滑面呈陡倾的圆弧形，所以在以后的暴雨期，仍有可能发生局部甚至整体的滑动。如石碾滑坡，不考虑空隙水压力，其稳定系数F=1.48，滑体是稳定的；如果考虑到空隙水压力的顶托和水平推动，其F=0.87，即暴雨期仍将滑动。射洪县的武东滑坡（图6）和三台县的思茅垭滑坡在这次暴雨期的复活便是有力的佐证。所以在这类滑坡可能影响的范围内，应撤离建筑物和居民点。
2.3 滑移-弯曲型滑坡
2.3.1 形成条件和形成机制
这类滑坡主要发育在龙泉山背斜翼部岩层倾角大于20°的单面山斜坡中。
滑坡一般也可划分为滑块、后缘拉裂陷落带和前隆褶带（图7），其特征与平推式滑移-拉裂型滑坡十分接近，但前缘隆褶带较宽，褶皱强烈，往往在隆起丘的后侧有陷坑，滑坡起动后下滑速度较慢，持续时间较长，一般在半天以上，如顺河四队滑坡就持续24h之久，而滑移距离仅约8m。
当滑面平直坡脚处不临空时，前缘隆褶带多半发生在坡脚附近。也可发生在半坡中那些遭受冲沟冲刷、滑面埋深较浅的部位；当滑面呈勺形面时，在坡脚处滑面可以临空，隆褶带则发生在滑面由陡变缓处。
斜坡岩层褶皱的力学机制。可用欧拉理论来作分析（图8）。
设φ为滑动面的内摩擦角，则给予岩层能产生褶皱的临界荷载为：
地壳浅表圈层与人类工程
或
地壳浅表圈层与人类工程
按照欧拉理论：
地壳浅表圈层与人类工程
将（2）代入（1）式则可得到l：
地壳浅表圈层与人类工程
式中：γ为岩层的容重，E为岩层的弹性模量，其他符号如图8所示。
假定泥岩的弹性模量为5000kg／cm2，容重为2.5，算出拱背地滑坡岩层屈曲的临界应力为50.77kg／cm2。黑柏树林滑坡者为48.89kg／cm2。
在空隙水压力作用下，滑体起动时的下滑推力表达式为：
地壳浅表圈层与人类工程
据此算出拱背地滑坡起动时σ=5.15kg／cm2，黑柏树林滑坡起动时σ=6.27kg／cm2。它们比岩层屈曲所需的临界应力要小6～10倍。
图7 滑移-弯曲型滑坡纵剖面图
根据公式（3）计算了在该条件下岩层产生屈曲的临界长度，拱背地为260m，黑柏树林为294m，而两滑坡的实际长度分别为90m和110m，约比计算值小2.5～3倍。
上述分析可知，滑动时的下滑推力是不足以使岩层产生屈曲的，因而可以认为滑坡发生前该岩层已经历过滑移-弯曲变形（在黑柏树林滑坡的前缘曾发现过这种变形的迹象），在特大暴雨期间，由于滑面被软化，兼之空隙水压力的推动和顶托等因素的综合作用发展成滑坡。其演进过程大致可分为三个阶段（图9）。
图8 斜坡岩层褶皱的力学机制分析
2.3.1.1 蠕变——轻微弯曲阶段（图9a）
资料表明，这类滑坡多发生在倾向坡外的层状体斜坡中，软弱面的倾角大于该面的残余摩擦角。在斜坡应力的长期作用下，岩层产生蠕变，致使在坡脚附近产生隆起弯曲。
2.3.1.2 滑动——强烈弯曲阶段（图9b）
在强大的空隙水压力等触发因素的作用下，使岩层沿软弱面滑动，后缘拉裂；前缘产生强烈弯曲隆起，并出现剖面 x 型错动，其中缓倾角者逐渐发展成为滑移切出面，由于弯曲部位强烈扩容，坡面显著隆起，岩体滑动加剧，往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的“减载”，则更加促进了深部变形的发展。
图9 滑移-弯曲型滑坡演进图示
2.3.1.3 继续变形——滑出阶段（图9c）
由于变形的继续发展，使滑移面贯通而发展为滑坡。
对于勺形或“靠椅”形滑移面则与此不同。强烈弯曲部位发生于滑面转折处，且不需形成切出面而沿原软弱面滑动。
2.3.2 稳定性评价
这类滑坡一旦起动，随着前缘隆褶加剧，岩层被压碎，阻滑力也随之降低，整个斜坡的稳定性急剧恶化。但与此同时，由于裂隙的进一步发育，地下水迅速流散，空隙水压力迅速降低，下滑推力也随之急剧减小。所以有的滑体刚开始出现局部切出面，有的甚至仅出现前缘急剧隆褶而尚未出现切出面，便渐趋稳定。有的具勺形滑面的滑体，滑面也尚未贯通，下滑体前缘看不出明显的位移就停滑了。这些特征表明，在以后的暴雨期中仍有可能发生局部的变形甚至整体滑动。中江县9月3日发生的磨子湾滑坡便是这类滑坡复活的典型例子，使近600m长的一段渠道和300余间房子遭到破坏。因此，位于这类滑坡体上及其前缘的建筑物以撤离为宜。
3 暴雨期滑坡发生发展的某些规律及斜坡稳定性预测
3.1 某些基本规律
3.1.1 滑坡发生与暴雨特征的关系
（1）暴雨对滑坡发生的作用按其程度可分为两种情况：①起动型——滑体的滑动主要由暴雨引起，如平推式滑移-拉裂型滑坡；②诱发型——暴雨造成的空隙水压力和对滑面的软化只起诱发作用，滑动时滑体本身重量的下滑分力仍起重要作用，如滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型滑坡等。
（2）按滑坡对暴雨的敏感程度，此三类滑坡皆属于敏感型，它们对降雨的反应较迅速，只要达到滑坡所需的临界暴雨强度即发生滑动。
（3）关于临界暴雨强度。成都市龙泉山地区，暴雨期绝大部分滑坡发生在7月13日这一天，该日的暴雨强度为262.7mm／d，尽管7月12日有的地区出现强度为145.2mm／d的大暴雨，但却未出现滑坡；三台县的滑坡主要发生在9月2日这一天，该日的暴雨强度达278.9mm／d，7月13日该区的暴雨强度达160mm／d，未发生大量滑坡；7月13日遂宁县暴雨强度达199.4mm／d，基本上没有基岩滑坡发生，而荣昌县7月3日暴雨强度为253mm／d则发生滑坡33处。根据以上情况并参考国内外的有关资料，可将产生岩体滑坡的临界暴雨强度初步定为250mm／d。
3.1.2 滑坡形成与地质环境的关系
（1）发展成为滑动面的软弱结构面主要是红层中的泥岩与砂岩或粉砂岩的接触面。其上覆体裂隙发育，透水性强，有利于降雨下渗形成较高的空隙水压力。
（2）滑坡的类型明显受岩层产状所控制。龙泉山背斜轴部和中丘陵地区，岩层倾角小于10°，主要发育平推式滑移-拉裂型和滑移-压致拉裂型滑坡；龙泉山背斜两翼，岩层倾角大于20°的地带，主要发育滑移-弯曲型滑坡。
（3）不同类型滑坡的分布与地貌的关系。平推式滑移-拉裂型和滑移-压致拉裂型滑坡，一般都发育在山脊或分水岭一带的山嘴或者孤包等地；勺形滑动面的滑移-弯曲型滑坡，多见于沟谷附近，这与沟谷下切使软弱结构面共有临空条件有关；平滑面的滑移-弯曲型滑坡，后缘可起始于山脊，出口则临近于谷底。
3.1.3 滑坡形成与人工因素的关系
（1）傍山引水渠道多开挖在裂隙发育的风化岩层中，有的挖成后又未进行防渗处理，在暴雨期中坡面水流迅速聚集于渠道中，给地下水提供了丰富的补给水源，有的甚至壅满渠道造成一定的水头，而导致滑坡发生，如射洪县的白鹤庙、老虎嘴、狮子山、柴湾垭等几个渠道滑坡都是沿渠底拉开的。
（2）有些地方开采石料，在山坡岩层中留下很深的采石坑，暴雨期中大量的山水汇集于此，促进了滑坡的发生，如三台中医校滑坡即与此有关。
3.2 斜坡稳定性预测
经过1981年暴雨的大“清洗”，斜坡中大部分明显变形体均已发展为滑坡，隐患得以暴露，因此可以认为，在以后若干年内，如果不出现强度更大的暴雨就不会再发生如此普遍而大量的滑坡。但应注意以下几方面的问题。
（1）由于暴雨的分布有区域性和地区性的差别，因而那些1981年不曾出现强度超过250mm／d的特大暴雨的地方，在以后的特大暴雨期中仍有可能发生大量滑坡。
（2）1981年遭受过大于临界暴雨袭击的地区，发生变形而尚未发展成滑坡（如滑移-弯曲变形体）的部位，在以后的暴雨期可能会继续发展为滑坡，应进行监测。
（3）上述不同类型的滑坡，在以后暴雨期中，其稳定性表现亦各异，整治和预防工作应将滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型滑坡列为重点。
3.3 防治措施
为了改善滑坡的稳定条件，应填平后缘拉裂陷落带，修设排水系统，消除滑体上的积水坑，对引水渠道应采取有效的防渗措施，防止地表水下渗。对于滑移-弯曲型滑坡，除采取上述必要措施外，还应避免在强烈隆褶带进行大开挖，磨子湾滑坡在9月2日暴雨期之所以复活，与沿其隆褶带开挖渠道有一定的关系，如以轻型渡槽的方式从隆褶带前面的平台上通过，其稳定条件就不会遭到破坏。
此外，还应加强群众性的监测工作和气象预报（特别是强度大于250mm／d的特大暴雨的预报），以便防患于未然，减小滑坡灾害可能造成的损失。
