望霞大斜坡地質災害鏈形成過程分析

陳小婷，黃波林

（1.成都理工大學 地質災害與環境保護重點實驗室，成都 610059；2.武漢地質礦產研究所，武漢 430223）

斜坡失穩地質災害是斜坡地貌在短期內發生了劇烈變化的表現形式，其地貌災變過程表現為滑坡、崩塌［1］。從地貌過程的角度來看，山區河谷斜坡的現狀只是山地河谷斜坡形成發展中的一個階段，是河谷兩岸斜坡不斷后退，坡體物質從突變再蠕變的坡體過程；其將來形態應該向發展較完備、相對均衡的斜坡形態靠攏［2］。利用山區河谷斜坡這一地貌發展過程來演繹將來，結合地質理論與地貌過程理論，可以準確定位斜坡未來的發展趨勢，較準確地把握地質災害的發展趨勢及其長期穩定性。

望霞大斜坡位于重慶市巫山縣巫峽北岸，距巫山新縣城8km，該坡體上現居住約550人，為地質災害發育密集區。地質災害不僅威脅坡體上的居民，而且由于該段水面狹窄，其涌浪造成的危害也不容忽視。本文將立足于工程地質理論，結合地貌過程分析方法，對望霞大斜坡地質災害穩定性進行分析。

1 望霞大斜坡概況

望霞大斜坡東以橫石溪為界，西以大型沖溝為界，最高點高程為1300 m。構造上該斜坡位于橫石溪背斜的核部（圖1），坡體出露最老地層為志留系羅惹坪組，兩翼由泥盆系－三疊系組成。該背斜頂部產狀較平緩，一般幾度至十幾度，向兩翼變陡至60°～70°。軸面直立，軸向N70°E，為一直立開闊的箱式褶皺。背斜東部長江邊發育NE向逆沖斷層，受其影響該處背斜南東翼地層直立或倒轉。背斜核部為馬腳里－向家灣一線［3］。

斜坡坡體由志留系紗帽組（S2s）砂巖粉砂巖、泥盆系云臺觀組（D2y）石英巖、石炭系大埔組（C2d）白云巖、二疊系棲霞組（P2q）瘤狀灰、二疊系茅口組（P2m）瘤狀灰巖、二疊系孤峰組（P2g）泥巖硅質巖、二疊系吳家坪組（P3w）結核條帶灰巖組成（圖1）。

利用HT225回彈儀，在野外實測各高程各巖性的力學強度，表明高陡斜坡坡頂至坡腳，軟硬巖組相間出現，即S2s（軟）→D2y、C2d、P2q、P2m（硬）→P2g（軟）→P3w（硬）。在S2s和D2y這兩組層內，也是軟硬巖組相間出現（圖2）。需要指出的是由于坡體中部主要由厚層的白云巖、灰巖組成，從廖家坪后山到廟雞子厚度約550m。下部坡體為軟（S2s）→硬（D2y砂巖）→軟（D2y泥質粉砂巖）→硬（C2d白云巖）、上部山體為軟（P2g、煤層）→硬（P3w灰巖）。因此，整個坡體來看，斜坡的地質結構為軟硬相間模式，但是由于中部厚約550m灰巖的出現，該斜坡的地質結構模式實際上可分割開來，上部受煤層控制，下部受泥巖夾層控制。

受巖性控制，硬巖形成陡峻的山崖，軟巖或堆積物為較緩的坡地。斜坡總體地貌為典型的層狀背斜地貌，有如斜切的“洋蔥”。

圖1 斜坡工程地質圖

圖2 巖性回彈測試值與高程的關系

2 地質災害發育及鏈式機理

巫山縣志［4］記載:漢和帝永元十三年（101），巫山崩。晉太元二年（377）又崩，崩塌之日，水逆流百余里，涌起數丈高。1979年10月、1980年9月，望霞發生兩次崩塌性滑坡，直接威脅仙女峰電站和長江航道。1984年望霞獅子掛銀牌右側出現危巖體，巖體長15m，寬20m，高40m，下滑約5m。1999年7月下旬，桐心村危巖體出現嚴重變形。2007年5月12日，徐家坡后山落石砸中民房一間。因此，歷史上該區域就是地質災害多發區。

從高程分布上來看（圖1），高程400m以下，坡體上從西北至東南依次發育三個滑坡，大山滑坡、向家灣滑坡、水泥廠滑坡（80萬m3）。高程400～600 m，坡體上從西北至東南依次發育有糞洞子、核桃梁子、廖家坪危巖體群。高程900～1000 m，發育有馬腳里東、馬腳里西危巖體群。高程1000 ～1250 m，發育有桐心村、獅子掛銀牌等危巖體群。這些危巖體大致分布在橫石溪背斜的軸線兩側，而核部附近的危巖體發育最密集。

望霞大斜坡密集發育崩塌（危巖體）和滑坡是由于其地質結構的特殊性決定的。經過詳細調查研究表明，危巖體變形的誘發因素有兩種:采礦誘發和軟弱層風化（圖3）。高程1100 ～1250 m的危巖體均屬于采礦誘發型。危巖體由二疊系孤峰組（P2g）和二疊系吳家坪組（P3w）組成，坡體內有吳家坪組底部K2煤層被人工開采。在該斜坡上發育有塌陷和巖體開裂兩種類型的變形現象。塌陷坑大量發育在平緩的坡腳和坡頂處，新舊塌陷坑均有發育。1.5km的陡崖沿線裂隙極發育，形成了眾多危巖體。這些塌陷坑及巖體開裂區與采空區有較好的對應關系，根據工程地質類比法［2－10］，崖下挖煤采空誘發的地面變形占主導地位。在獅子掛銀牌危巖體的右側崖底發現年代不祥的裂隙（圖4），產狀83°∠80°，稍有起伏，上至山頂，深不見底，通過燧石條帶對比發現，巖體下沉31 cm，向西56.5cm，向南20cm，其相對運動方向為250°［5］。

軟弱層風化形成的危巖體包括有馬腳里兩側的危巖體、廖家坪危巖體及核桃梁子危巖體。危巖體結構模式上部為硬質巖石（灰巖、砂巖或白云巖），下部為厚度不等的軟巖（泥巖、粉砂巖、泥灰巖或頁巖等）。由于軟巖的風化速度快，使軟巖后退形成巖腔（圖5）。隨著硬巖底部巖腔的形成以及坡體應力的重分布及集中作用，其上覆呈懸臂狀的硬巖發生拉裂等變形破壞［6］（圖6）。但是，危巖崩塌形成以后，并不是危巖這種地質災害的終止，如果持續發展，將會產生更大或其它的地質災害。著名的新灘滑坡、茅坪滑坡，從嚴格意義上來講，應該是由于崩塌加載沖擊失穩、多期復活繼承性的推擠型堆積層滑坡［4］。新灘滑坡從其潛伏發育階段（1964年以前）至滑坡破壞階段（1985年6月9日至12日凌晨），由于崩塌堆積物和沖擊的反復作用，經歷了大約21a以上的時間。而2009年6月5日武隆雞尾山崩塌初始總量約為150萬m3，垮塌后滑體順著巖層高速往下斜沖，在巨大的推力作用下形成了大約有600多米長的巨大的滑坡體。國土資源部專家根據航拍資料測算，重慶武隆山體滑塌約有1200 萬m3。一種地質災害的發生伴生其它的地質災害或在滯后過程中成為新的地質災害的致災環，那就形成了地質災害鏈［7－8］。

圖3 采礦區山體開裂

圖4 危巖體根部裂隙近照

圖5 石英砂巖下伏粉砂巖風化凹腔

圖6 石英砂巖危巖體

而從剖面上來看（圖7），望霞大斜坡存在這種向家灣滑坡體為馬腳里兩側危巖體及桐心村附近危巖體崩塌落石的運動通道和堆積地，滑坡體上的塊石從巨型的塊石到碎石均有分布，最大的塊石高約3m，總體上滑體碎石含量約70%。水泥廠滑坡體為廖家坪危巖體崩塌落石的運動通道和堆積地，滑體上的塊石從巨型塊石到碎石均有分布，最大的塊石高約2 m，總體碎石含量超過80%，在滑體中后部基本就是崩塌碎石堆積物，基本無黏土填充。大山滑坡體為核桃梁子危巖體崩塌落石的運動通道和堆積處，滑體上的塊石以小型碎石為主，總體碎石含量約40%，土體以殘坡積紅色黏土為主。

圖7 A－A′工程地質剖面圖［9］

從望霞大斜坡上的滑坡組成物質可知，由于崩塌的發生，碎石和巖塊在坡體上部逐漸積累，在崩坡堆積物不斷增加的荷重、地下水等共同作用下，在相當長的時期中漸漸發展成滑坡。據歷史記載，望霞斜坡發生過多次大型崩塌滑坡，1979年是向家灣滑坡最近的一次。因此，望霞大斜坡存在著明顯的崩塌－滑坡地質災害鏈。

望霞大斜坡上的這種崩塌－滑坡地質災害鏈與新灘滑坡及茅坪滑坡的鏈式機理極其相似，其滑坡的活動性與后緣側緣的崩塌加載息息相關。這一災害鏈在時間上有先后，在空間上彼此相依，在成因上相互聯系、互為因果，呈連鎖反應依次出現。其特點是前一種災害作為后一種災害的激發因素依次出現，屬于時空地質災害鏈的范疇［7］。

3 望霞地質災害鏈的地貌演化過程

三峽地區自燕山運動結束以來，間歇性抬升明顯，巫峽段發育有鄂西期、山原期和三峽期夷平面或階地。鄂西期夷平面高程1300 ～1600 m，主要分布于橫石溪背斜頂部，由臺原型峰叢洼地組成。山原期夷平面高程800～1200 m，與鄂西期夷平面常以陡坡陡崖形式過渡，形成時間為上新世末－早更新世。河流階地形成于三峽期，剝夷面高程在800m以下［3］。

當長江河床下切到橫石溪背斜二疊紀孤峰組（P2g）的頁巖、煤層以下時，在卸荷作用等條件下，上覆的吳家坪組燧石條帶灰巖發生崩塌，形成陡崖。這形成了現今吳家坪組陡崖壁的雛形。當長江河床下切至高程800m左右時，在橫石溪核部切穿了梁山組泥巖及煤層，上覆的棲霞組與茅口組灰巖發生一系列崩塌，這形成了橫石溪背斜核部缺口的雛形。由于長江的長期侵蝕沖刷，大量的崩塌堆積物被河流帶走。在三峽期，河流逐步切穿了志留系的紗帽組，形成了現今地貌的雛形。

坡體經過一系列重力作用后，從高而陡的極不穩定坡逐漸演化成低而緩的不穩定坡，由垂向運動為主體的崩塌逐漸轉變為以水平運動為主體的滑坡。就坡體的演化過程來說，平行下降、平行后退可能交替出現。平行下降說的特點是坡體在演化過程中，早期以崩塌破壞為主，后期以滑坡為主；在間冰期溫暖、降雨量充沛的氣候條件下坡體多為此演化規律。平行后退說的特點是坡體在演化過程中，崩塌、滑坡在坡體演化過程中一直相伴生，在冰期干旱、降雨量稀少的氣候條件下坡體多為此演化規律［9］。

以地貌過程角度來分析，由于背斜核部軟巖為最先切穿的對象，背斜核部節理發育，因此斜坡的破壞多從核部開始。整體斜坡地貌突變演化的進程應是從核部開始崩塌，然后兩翼，隨著河流的下切，逐步崩塌形成了斜坡兩側緣為喇叭形陡崖。由于望霞斜坡上部受煤層控制，下部受泥巖夾層控制，因此崩塌形成了硬巖階梯形斜坡地貌。河流切穿紗帽組后，由于紗帽組泥巖透水性差，易風化，形成了緩坡。崩塌體堆積于緩坡上，在崩塌塊石不斷增加的荷重、沖擊力、地下水等共同作用下，漸漸發展成大型深部滑坡，這造成核部部分斜坡為凹形地貌。

4 望霞大斜坡穩定性的地貌過程分析

從望霞大斜坡地貌演化過程來看，其變形改造一方面與河流下切密切相關，另一方面與自身的地質結構相關。而后者在第四紀以后起著主導作用。進入人類社會后，人類工程活動誘發或加劇了斜坡的改造過程。坡體上的煤層該層位煤礦自20世紀50年代開始開采，至20世紀80年代后由于崩塌事件不斷發生，該層位煤礦停止開采。90年代又開始進行煤礦開采，現今該斜坡上共有3個開采巷道，預計還將開采20a。三峽水庫蓄水后，庫區水位冬季保持在175 m，夏季保持145m，在庫區兩岸形成高30m的水位季節性消落帶，消落帶周期性處于水下和水上，河流水動力條件改變，庫岸巖土體斜坡依存受到不同程度的改變，可能誘導局部斜坡失穩，影響庫岸地貌過程［10］。

因此望霞大斜坡的現今地貌過程受自身的地質結構影響外，還受采礦及水庫蓄水的影響。望霞斜坡上部巖體受煤線的影響，不采礦也會產生不均勻沉降而傾倒。人類采礦后，桐心村心村危巖體變形較大，加快了危巖體的這一變形過程。圖8為采礦區上覆山體2007年的監測數據，這些數據顯示山體出現明顯沉降－掀斜現象。由于煤層頂部大面積的平鋪下沉造成了頂板的脫層現象（圖9），即從層面處拉裂開，同時由于下沉變形向上傳遞，造成山體向坡外運動傾斜，并在變形塊體里側邊緣張應力集中部位產生拉張裂隙形成開裂，于是形成了上部坡體受垂直裂隙控制，下部坡體受水平層面及煤層控制的變形形式。這種采煤引起的沉陷－掀斜變形現象是以后端采空區邊界為支點的懸臂梁力學機制變形形式［5］。

圖8 2007年桐心村危巖體監測曲線

圖9 危巖體巖層脫層現象

高程在400～600m附近的危巖體主要受地質結構中的軟巖控制，軟巖的破壞主要是風化剝蝕后上覆硬巖傾倒破壞［11］。根據三峽工程生態與環境監測信息管理中心發布的蓄水對自然環境的影響信息，三峽水庫蓄水后平均溫度、濕度、降雨量均有所增加。自然地理環境的變化改變了原有的風化剝蝕節奏；對加速軟巖的破壞起著積極作用。

低于400m斜坡下部受蓄水影響，塌岸、滑坡等庫岸再造現象也較明顯（圖10－11），加速了滑坡的變形過程。根據工程地質類比法可知，向家灣滑坡、水泥廠滑坡應和茅坪滑坡、新灘滑坡類似，當后緣物質崩塌加載或沖擊后，滑坡就會變形；累積加載沖擊使得下滑力大于抗滑力，滑坡就會發生大的變形或滑動。而水庫的周期性蓄水使得坡角巖土體力學性質下降，降低了滑坡整體抗滑力，使得滑坡更易達到變形或滑動的臨界點，滑坡的力學模式也由原來單純的加載推力式演化為后緣加載推力、前緣牽引的滑坡方式［10］。

圖10 2007年5月18日廖家坪斜坡（庫水位135m）

因此從整體上來看，望霞大斜坡的地貌過程會加速進行，其方向是朝著更加穩定的斜坡形態發展。

圖11 2008年12月9日廖家坪斜坡（庫水位172m）

斜坡的坡形直接反映了在內外營力作用下坡體演變的歷史過程；不同坡形所反映著內外營力的均衡差異。理想成熟的坡形（Willliam Morris Davis，1907）為坡腳凹、坡體直線、坡頂凸的凹－直－凸型坡形。而望霞坡形屬于上升速度大于侵蝕速率的不成熟坡形，其坡形（圖12）屬于典型的侵蝕地貌［2］。這種不成熟的坡形由于構造、侵蝕、地層巖性、水動力條件、巖土體運動等因素必然向成熟坡形發展。故而從長期來看，望霞大斜坡極大地存在被改造的可能性，與成熟坡形相比較來分析，差異主要存在于突出的危巖體處。因此該斜坡直接的長期地質災害問題是危巖體崩塌，間接的地質災害問題是由于崩塌堆積以及沖擊而產生的鏈式滑坡，其長期穩定性較差，不適合居住。

地貌過程分析了斜坡其演繹過程，它分析了長期穩定性問題。而從短期來看，部分庫岸再造強烈，但其影響危害有限。危巖體變形不一，以桐心村危巖體變形最為強烈。另外桐心村危巖體勢能最大（高差達1000 m），其下方向家灣滑坡也可能在它失穩的沖擊及堆積下失穩，這一崩塌－滑坡鏈式地質災害產生的涌浪將產生巨大危害。

圖12 斜坡順河坡形變化1－8為斜坡自東向西不同位置的236°方向剖面坡形

5 結論與建議

（1）經過地質災害調查，望霞大斜坡存在崩塌－滑坡的地質災害鏈，滑坡活動性與崩塌事件息息相關。

（2）從望霞大斜坡地貌過程來看，其變形改造一方面與河流下切密切相關，另一方面與自身的地質結構相關，而后者在第四紀以后起著主導作用。

（3）望霞大斜坡的現今地貌過程受采礦及水庫蓄水的影響，其進程會加速。

（4）通過坡形對比發現，望霞大斜坡存在的直接地質災害問題是危巖體崩塌，間接地質災害問題是因崩塌而產生的滑坡。因此其長期穩定性較差，建議該斜坡區域進行生態移民。

（5）短期來看，值得關注的是桐心村危巖體，其穩定性較差，造成的后果較為嚴重，建議對其進行工程治理，并加強向家灣滑坡后緣其他危巖體的監測。

致謝:本文在形成思路及成文過程中，得到中國地質大學李長安教授、武漢地質礦產研究所黃長生博士后、金維群教授級高級工程師及常宏高級工程師的啟發、指導及幫助，野外工作得到了劉廣寧、董好剛等同志的幫助，一并致謝。

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