引用本文
常祖峰, 常昊, 杨盛用, 陈刚, 李鉴林. 红石岩与甘家寨特大型地震崩滑体特征及其成因[J]. 地震地质, 2017,39(5): 1030-1047.
CHANG Zu-feng, CHANG Hao, YANG Sheng-yong, CHEN Gang, LI Jian-lin. CHARACTERISTICS AND FORMATION MECHANISM OF LARGE ROCK AVALANCHES TRIGGERED BY THE LUDIAN MS6. 5 EARTHQUAKE AT HONGSHIYAN AND GANJIAZHAI [J]. SEISMOLOGY AND GEOLOGY, 2017,39(5): 1030-1047.  
DOI:10.3969/j.issn.0253-4967.2017.05.012
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红石岩与甘家寨特大型地震崩滑体特征及其成因
常祖峰1, 常昊1, 杨盛用2, 陈刚1, 李鉴林1
1 云南省地震局, 昆明 650041
2 黄河水利职业技术学院, 开封 475004

〔作者简介〕 常祖峰, 男, 1966年生, 1987年北京大学地震地质专业毕业, 1999年于北京大学获构造地质专业硕士学位, 正高级工程师, 主要从事活动构造和灾害地质研究, 电话: 0871-63373589, E-mail:zufch@163.com。

收稿日期: 2016-10-11
基金项目: 国家自然科学基金(41472204)与云南省地震局青年科研基金(2010010212)共同资助
摘要

2014年云南鲁甸 MS6.5地震触发了大量滑坡和崩塌, 其中规模最大的是红石岩和甘家寨, 二者体积均超过1,000×104m3。基于震后科考, 对这2个崩滑体特征和成因进行了分析。结果表明: 震区位于凉山次级活动块体的前缘部位, 地震活动频繁, 平均6a就有1次5级以上地震发生。频繁而强烈的地震活动, 对浅层岩体造成累积的破坏效应, 极大地降低了斜坡的力学强度, 这是红石岩、 甘家寨等崩滑体发生的基础条件。红石岩特大型崩滑体, 其形成与巨大的地形高差、 陡峭的地形坡度、 软弱地层和节理、 裂隙的发育有着内在的密切联系。其形成主要经历了3个过程: 第1阶段, 在强震动情况下, 顺河节理、 卸荷裂隙以及横河向节理进一步张裂、 贯通, 在垂向上分割出不同的块体; 第2阶段, 岩体沿层间节理进一步发展, 切割垂直方向的块体, 形成纵横立体交叉的岩石块体; 第3阶段, 前2个阶段形成的岩体失去稳定, 向坡下倾倒、 坍塌, 并沿软弱地层滑面下滑、 倾倒, 堵塞河道形成堰塞湖。甘家寨特大型滑坡, 则为大型凹坡中下部发生的风化层滑坡, 其形成过程大致为: 首先, 在地震力和重力的双重作用下, 四周土层向凹坡中轴的下部运动、 聚集, 因下部松散土层含水量和容重最大, 其所遭受的地震惯性力最大, 最先产生塑性破坏而挤压膨胀变形; 第2阶段, 因坡度较陡, 随着斜坡下部挤压塑性变形区进一步扩大, 在斜坡中部某个部位产生拉张区, 当超过风化层抗拉强度时产生破坏, 滑坡体顺势快速滑出。这2个特大型滑坡代表了鲁甸地震滑坡的2种主要类型, 其成因及其形成机制对该地区的地震滑坡灾害具有一定的普遍意义。

关键词: 鲁甸 MS6.5地震; 凉山次级活动块体; 累积破坏效应; 崩滑体; 凹坡地形
中图分类号:P315.2 文献标志码:A 文章编号:0253-4967(2017)05-1030-18
CHARACTERISTICS AND FORMATION MECHANISM OF LARGE ROCK AVALANCHES TRIGGERED BY THE LUDIAN MS6. 5 EARTHQUAKE AT HONGSHIYAN AND GANJIAZHAI
CHANG Zu-feng1, CHANG Hao1, YANG Sheng-yong2, CHEN Gang1, LI Jian-lin1
1 Earthquake Administration of Yunnan Province, Kunming 650041, China
2 Yellow River Conservancy Technical Institute, Kaifeng 475004, China
Abstract

The 3 August 2014 Ludian, Yunnan MS6.5 earthquake has spawned more than 1, 000 landslides which are from several tens to several millions and over ten millions of cubic meters in volumes. Among them, the Hongshiya and Ganjiazai landslides are the biggest two with volumes over 1,000×104m3. The Hongshiya and Ganjiazai landslides are two typical landslides, the former belongs to tremendous rock avalanche, and the latter belongs to unconsolidated werthering deposit landslide developed in concave mountain slope. Based on field investigations, causes and formation mechanism of the two landslides are discussed in this study. The neotectonic movement in the area maintains sustainable uplifting violently all the time since Cenozoic. The landform process accompanied with the regional tectonic uplifting is the violent downward erosion along the Jinshajiang River and its tributary, forming landforms of high mountains and canyons, deeply cut valleys, with great height difference. The regional seismo-tectonics situation suggests that: Ludian earthquake region is situated on the southern frontier boundary of Daliangshan secondary active block, and is seismically the strongest active area with one earthquake of magnitude greater than M5.0 occurring every 6 years. Frequent and strong seismicity produces accumulated effects on the ground rock to gradually lower the mechanical strength of slopes and their stability, which is the basis condition to generate large-scale collapse and landslide at Hongshiyan and Ganjiazhai. The occurring of Hongshiyan special large rock avalanche is associated with the large terrain height difference, steep slope, soft interlayer structure and unloading fissures and high-angle joints. The formation mechanism of Hongshiyan rock avalanche may have three stages as follows: Stage 1, when P wave arriving, under the situation of free surface, rocks shake violently, the pre-existent joints(in red)parallel to and normal to the river and unloading cracks are opened and connected. Stage 2, on the basis of the first stage, when S wave arriving, the ground movement aggravates. Joints(in green)along beds develop further, resulting in rock masses intersecting each other. Stage 3, rock masses lose stability, sliding downward, collapsing, and moving over a short distance along the sliding surface to the inside of the valley, blocking the river to form the dammed lake. The special large landslide at Ganjiazhai is a weathering layer landslide occurring in the middle-lower of a large concave slope. Its formation process may have two stages as follows: Firstly, under strong ground shaking and gravity, the ground rock-soil body around moves and assembles to the lower of the central axis of the large concave slope, which suffers the largest earthquake inertia force and firstly yields plastic damage to generate compression-expansion deformation, because of the largest water content and volume-weight within the loose soil of it. Secondly, in view of the steep slope, along with the compression, the plastic deformation area enlarges further in the lower of slope, giving rise to a tensional stress area along the middle of the slope. As soon as the tensional stress exceeds the tensile strength of the weathering layer, a tensional fracture will occur and the landslide rolls away immediately making use of momentum. This two large landslides are the basic typical ones triggered by the MS6.5 Ludian earthquake, and their causes and mechanism have a certain popular implication for the landslides occurring in this earthquake region.

Keyword: the MS6.5 Ludian earthquake; the Liangshan secondary active block; accumulated destruction effects; avalanche; the concave slopes
0 引言

2014年8月3日云南鲁甸发生MS6.5地震, 震中位置27.10° N, 103.33° E, 震源深度12km, 极震区烈度达Ⅸ 度。地震共造成617人死亡、 112人失踪、 3, 143人受伤, 直接经济损失236亿元(皇甫岗等, 2015)。震后云南省地震局组织科研人员进行了详细的野外调查, 获得了宝贵的第一手资料。在Ⅶ ~Ⅸ 度烈度范围内出现了1, 000余处滑坡、 崩塌(许冲等, 2014; 皇甫岗等, 2015; 田颖颖等, 2015), 体积数十m3至数百万m3乃至上千万m3。其中, 规模最大的为红石岩崩滑体和甘家寨滑坡, 其体积均超过1, 000× 104m3。 这2个崩滑体基本上代表了鲁甸地震滑坡的2种不同的典型类型, 前者为巨型岩质崩滑体, 后者则为凹坡松散层滑坡。据统计, 鲁甸地震滑坡、 崩塌造成134人死亡, 失踪的112人全部为滑坡、 崩塌掩埋所致, 滑坡、 崩塌所致的死亡及失踪人数占地震死亡、 失踪总人数的34%(皇甫岗等, 2015), 且造成交通中断。

虽然地震触发崩塌、 滑坡在中国西南地区较为常见, 但1次中强地震触发如此巨大规模的边坡失稳现象并不多见, 造成的人员伤亡情况也极为罕见, 其危害甚至超过了M7.0以上地震(许冲等, 2014)。值得注意的是, 2012年9月7日彝良M5.6、 M5.7双震, 造成81人死亡、 832人受伤, 地震触发滑坡、 崩塌等地质灾害448处(殷志强等, 2013; 张杰等, 2014), 其中规模最大的镇河村滑坡, 造成19人遇难。由此可见, 鲁甸、 彝良地区具有 “ 小震大灾” 的共同特征, 中强地震即可造成普遍而严重的滑坡、 崩塌, 也意味着该地区地震滑坡具有明显的高发性和内在规律性。震后不同研究者对该地区地震滑坡的分布特征及其成因进行了归纳、 分析, 获得了地形地貌、 地震烈度、 震中距等因素对斜坡稳定性影响的宏观认识。但这些研究可能受汶川地震触发滑坡特征认识的影响(殷跃平, 2008; 许强等, 2008; 黄润秋等, 2008, 2014), 更多地关注发震构造与滑坡间的关系、 乃至断层上盘效应等问题, 而对滑坡、 崩塌体的几何形态、 岩性组成、 岩体力学结构缺乏深入细致的分析。而只有开展典型的个体滑坡的形成机理分析, 才能真正了解某一地区地震触发边坡失稳的内在成生规律及其控制因素。

无论是哪种因素触发的滑坡(崩塌), 尤其是大型滑坡崩塌, 均与斜坡地形、 岩体结构、 岩性组成等条件密切相关。2008年汶川地震触发了上百个规模巨大的滑坡, 经研究认为, 除了地震动作用之外, 特殊的地质、 地貌条件对特大型滑坡的形成具有非常重要的影响作用(黄润秋等, 2009; 许强等, 2010; Qi et al., 2011; Chen et al., 2012)。巨大的地形高差, 是发生大面积地震滑坡的基础条件。鲁甸地震触发滑坡(崩塌)也主要沿地形陡峻的牛栏江干流及其支流河谷展布(周庆等, 2015)。更为细致的研究表明, 岩体结构对边坡变形破坏的影响更为明显(孙玉科等, 1983; 孙崇绍等, 1997)。某一地区的某种地质灾害的频繁发生, 与该地区岩性分布、 区域地质构造及演化历史关系密切, 如频繁发生滑坡、 泥石流灾害的甘南舟曲地区, 除与地壳和断裂强烈活动有关外, 还与广布的易于风化的千枚岩、 片岩、 泥岩等岩性密切相关(杜国梁等, 2016)。所以, 地震滑坡的发生, 还有着明显的区域性特征(Keefer, 1994; Strecker et al., 1999; Khazai et al., 2004; 祁生文等, 2004)。

本文据野外科考结果, 在分析鲁甸震区区域构造、 动力学背景以及地震活动特征的基础上, 重点对红石岩、 甘家寨这2个典型的特大型崩滑体的地形条件、 岩体结构及其形成机理进行分析探讨, 以期对该地区地震地质灾害的发生规律、 滑坡崩塌灾害的早期识别与防治提供一定的参考。

1 区域构造与地球动力学背景

青藏高原是现今非常活跃的巨大地块。随着印度板块向N推挤的持续, 高原物质存在着挤压隆起和向周边挤出的运动(Molnar et al., 1975; Armijo et al., 1986; England et al., 1986, 1997; 马宗晋等, 2001), 远程边缘效应也逐步显著, 最终导致羌塘块体、 巴颜喀拉块体和川滇菱形块体向E和SE挤出逃逸(阚荣举等, 1977; 张培震等, 2003a, b)。现代GPS观测结果表明: 经过川滇块体边界(鲜水河-小江断裂带)和巴颜喀拉块体边界(龙门山断裂带)后, 这种向E和SE向运动图像仍在延续。由于块体变形响应, 在川滇块体东侧形成了凉山次级活动块体(闻学泽等, 2013; 常祖峰等, 2014)。其东边界NNW向马边-盐津断裂带表现出左旋走滑兼逆冲的晚第四纪活动特征; 该块体西边界为近SN-NNW向鲜水河-安宁河-则木河-小江断裂带, 该断裂带以左旋走滑为主, 历史上发生多次强震。凉山次级块体内部还发育大凉山断裂带, 研究表明该断裂带上有9次7级以上古地震事件发生(宋方敏等, 2002)。新生代以来, 大凉山块体的构造活动不仅表现为大凉山等断裂的活动, 还表现为轴向近SN的褶皱缩短(陈长云等, 2008)。

图1 区域地震构造与动力学背景
F1安宁河断裂; F2则木河断裂; F3汤朗-易门断裂; F4小江断裂; F5大凉山断裂; F6马边-盐津断裂; F7莲峰断裂; F8华蓥山断裂; F9昭通-鲁甸断裂带; F10翻身村断裂; F11者海-石门坎断裂Fig. 1 Regional seismotectonic and dynamic setting.

鲁甸震区, 地处凉山次级活动块体南缘的昭通-莲峰断裂带内(闻学泽等, 2013; 常祖峰等, 2014), 由莲峰(F7)、 昭通-鲁甸(F9)2条NE向断裂组成(图1)。该断裂带是在古生代与四川盆地的华蓥山断裂带同期发育, 中生代进一步发展的以挤压逆冲为主的区域性大断裂。震中附近的昭通-鲁甸断裂带, 主要由3条斜列的昭通-鲁甸、 洒渔河和龙树次级断裂组成, 走向与褶皱轴向基本一致, 倾向相反(图1)。研究表明, 这些断裂在晚第四纪有明显的活动特征, 运动性质以挤压逆冲为主兼有右旋走滑分量(常祖峰等, 2014)。从现今地球动力学背景看, 昭通-鲁甸断裂带位于凉山次级活动块体SE向运动的前缘部位(图1), 独特的构造部位和复杂的断裂结构使之成为凉山次级活动块体构造变形的主要承载体, 吸收、 调节块体SE向挤压运动变形和地壳应变, 并构成了凉山次级活动块体的南部边界(常祖峰等, 2014)。龙门山断裂与其类似, 因受到巴颜喀拉山块体NEE向运动的影响, 主要表现为逆冲兼右旋走滑运动, 并构成巴颜喀拉块体的东部边界。它们都是青藏高原向周边挤出引起的远程边缘效应的结果。因此, 从这种角度上说, 昭通-鲁甸断裂带之于凉山次级块体, 正如龙门山断裂带之于巴颜喀拉块体(常祖峰等, 2014)。

活动断裂是块体间相互运动调整的枢纽, 也是地震频繁发生的地带。由于受到凉山次级活动块体和川滇活动块体运动的影响(图1), 鲜水河-小江断裂带、 马边-盐津断裂、 昭通-鲁甸断裂带等边界断裂活动强烈, 导致区域内地震活动频繁, 地震强度大, 频度高。据统计, 鲁甸震区周围150km范围内, 历史上曾发生6次7级以上地震, 即公元814年西昌7级地震、 1216年马湖7级地震、 1536年西昌 7$\frac{1}{2}$级地震、 1733年东川 7$\frac{3}{4}$级地震、 1850年西昌-普格 7$\frac{1}{2}$级地震和1974年大关7.1级地震(图1)。此外, 该区域共计发生6.0~6.9级地震14次, 5~5.9级地震66次(云南省地震局, 1988; 国家地震局震害防御司, 1995; 云南省地方志编纂委员会, 1999)。鲁甸地震所在的昭通-鲁甸断裂带, 历史上也发生过多次中强地震。自1885年至2014年鲁甸MS6.5地震发生的130a间, 昭通-鲁甸断裂带上共计发生5级以上地震22次(表1), 平均每隔6a就会发生1次中强地震。在历次地震中都会发生大规模的崩塌、 滑坡, 造成严重的地表破坏。譬如, 1974年大关7.1级地震, 海口-马颈子一段发生大规模滑坡, 长300m, 宽200m, 厚50m, 体积300× 104m3, 滑坡体高速滑动后冲顶到河流对岸, 并爬升至河床以上30m, 阻塞河流形成大型堰塞湖(国家地震局震害防御司, 1995)。1948年昭通彝良 5$\frac{3}{4}$级地震中, 石门坎、 猴子岩被震垮, 阻塞道路长达1.6km。1917年大关吉利铺 6$\frac{3}{4}$级地震, 在大关河峡谷地带形成连片的大规模坍塌、 滑坡, 行走在峡谷中的500多名滇军官兵悉数被埋。这些地震活动, 充分表明现代地壳运动的极度活跃, 同时也揭示了昭通-鲁甸等断裂带的强烈活动。频繁而强烈的地震活动, 给该地区地表浅层岩体造成了累积的破坏效应, 极大地降低了斜坡的力学强度, 使得该地区地表岩体节理、 裂隙发育, 变得更为破碎和易于风化(Chang et al., 2016)。

表1 昭通-鲁甸断裂带历史地震一览表 Table1 The general table of historical earthquakes along Zhaotong-Ludian fault zone

区域地貌上, 该地区属于云贵高原向四川盆地倾斜过渡地带, 新生代以来该地区一直处于构造隆升状态, 新构造运动强烈。与区域构造隆升相伴而生的地貌过程, 是金沙江及其支流强烈的下蚀作用, 形成了高山峡谷相间、 河谷深切、 高差巨大的地貌景观。区域内, 山地海拔一般在2, 500~3, 000m, 河谷海拔一般在1, 000m至数百m, 最高点药山海拔4, 041.6m, 最低点金阳县金沙江河谷海拔459m, 最大落差达3, 540m。金沙江支流牛栏江流域, 地形切割深度达1, 200~3, 300m, 沿江两岸形成陡立的嶂谷和隘谷地貌。境内山高谷深、 地形陡峻, 滑坡、 崩塌、 滚石等下坡运动普遍发育。活动如此强烈的区域地震地质背景, 是该地区地震滑坡频发的关键原因所在。

2 红石岩特大型崩滑体主要特征及其成因
2.1 红石岩特大型崩滑体概况

红石岩崩滑体, 位于鲁甸县李家山村和巧家县红石岩村交界的牛栏江干流上(27.035° N, 103.397° E), 体积1× 107~1.2× 107m3, 崩滑体堵塞河道形成2.6× 108m3的堰塞湖, 使水位上涨了至少30m, 水面面积为正常水位的3倍, 是四川唐家山堰塞湖的4倍。堰塞湖淹没江边村、 王家坡等数个村庄和红石岩水电站取水坝和厂房, 对上、 下游的居民区及沿河水电站工程造成严重威胁。

图2 红石岩崩塌滑坡体全貌Fig. 2 The avalanche induced by the 2014 Ludian earthquake on the right bank of the Niulanjiang River.

图3 红石岩堰塞体的平面分布图Fig. 3 Planar distribution of the seismic dam on the Niulanjiang River at Hongshiyan.

2.2 崩滑体及堰塞体基本特征

红石岩崩滑体所在的牛栏江河段呈近EW向, 滑体滑动方向为190° ~195° 。该崩滑体与左岸古滑坡部分崩塌一起, 阻断牛栏江形成大型堰塞体(图2, 3)。据野外调查及工程地质测绘, 该堰塞体的平面分布如图3所示。因受V型河谷的限制, 红石岩堰塞体顺河流方向呈长条状分布, 平面投影上坝体最长1, 000m, 宽270m, 坝体顶部顺河向平均宽度约262m, 横河向平均长度300m, 投影面积8× 104m2。整体上, 堰塞体顶部右岸高, 左岸低, 右岸最高点为1, 349m。堰塞体迎水面最低高程点1, 222m, 坡度较陡, 平均坡比约1:2.5; 下游最低点高程为1, 091.7m, 下游面平均坡比约1:5.5。1, 222m高程顶宽约17m, 顺河向底宽约910m; 沿1, 222m高程坝轴线长度约307m。体坝顶高程约1, 216m, 坝底高程1, 100m, 坝体高约120m。堰塞体为快速倾倒崩滑, 以碎块石为主, 块径50cm以上的约占50%, 块径2~50cm以上的约占35%, 块径2cm以下的约占15%。碎块石成分均主要为弱、 微风化、 新鲜白云质灰岩、 白云岩。

2.3 地形地貌

该河段属构造剥蚀、 溶蚀为主的中高山狭谷区, 基岩多裸露, 两岸斜坡陡峻, 山体与河谷地形高差巨大, 达800~1, 000m。左岸原地形坡度为35° ~50° , 右岸原地形坡度50° ~60° , 局部为70° 以上的陡崖。红石岩滑坡崩塌处斜坡垂直高度800m。

2.4 工程地质条件与岩体结构

该滑坡发生在上硬下软的岩质斜坡上。斜坡上部为下二叠统厚层至块状灰岩夹少量白云质; 中部为滑坡体组成物质的主体, 为中泥盆统灰色泥质白云岩及泥岩、 白云质砂岩; 下部为中奥陶统灰岩、 白云岩夹页岩、 泥岩(图4)。岩层产状30° /NW∠10° ~30° 。

图 4 红石岩崩滑体剖面图
①奥陶系下统白云岩、 灰岩(O1); ②奥陶系中统砂岩夹页岩、 泥岩(O2); ③泥盆系中统白云岩、灰岩夹泥页岩(D2); ④二叠系下统灰岩、 白云岩; ⑤第四系坡积物(Q)Fig. 4 Cross section of the avalanche at Hongshiyan.

斜坡节理、 裂隙发育。坡体上部普遍发育陡倾角卸荷裂隙, 裂隙面较平整, 张开宽度一般1~2cm, 大部分无充填, 部分被钙质或泥沙质充填。岩体发育3组节理, 即横河向陡倾节理(Ⅰ )、 顺河向陡节理(Ⅱ )及层间节理(Ⅲ ), 节理I产状为N30° W/NE∠80° , 节理Ⅱ 产状为EW/S∠80° ~83° , 节理Ⅲ 产状为N20° ~60° E/NW∠10° ~30° (表2)。陡倾的横河向节理(Ⅰ )和顺河向节理(Ⅱ )将岩体切割成豆腐块状的碎裂小块体, 在缓倾的层面节理(Ⅲ )的基础上, 几组节理面组合起来使得斜坡变成了1个不稳定块体。红石岩崩滑体存在的多组节理面和上硬下软的岩体结构有利于崩塌的形成。这些软弱夹层, 在地震动作用下产生强烈的塑性变形, 从而为上部岩体崩裂、 变形提供了较大的变形空间并促使上部岩石结构变形破坏。野外调查证实, 这套泥岩、 泥页岩夹层就是此次地震滑坡的主要滑动面(图5)。

表2 岩体节理特征 Table2 Features of rock joints in the landslide body at Hongshiyan

图 5 红石岩崩滑体岩体结构Fig. 5 Rock structure that unleashed rock avalanches at Hongshiyan.

图6 红石岩崩滑体形成机制示意图Fig. 6 Schematic diagram showing assumed forming process of rock avalanche at Hongshiyan.

2.5 红石岩崩滑体的形成机制

在对红石岩崩滑体的地质、 地貌、 岩性等条件分析的基础上, 本文对该崩滑体的形成机制进行了研究, 认为该崩滑体的形成主要经历了3个阶段:

第1阶段, 在P波到达时, 岩体强烈震动, 在临空面存在的条件下岩体内先存的顺河向节理、 卸荷裂隙(红色线条)以及横河向节理进一步张裂、 贯通(图6a), 在垂向上分割出不同的块体。

第2阶段, 在S波到达后, 地面水平运动加剧。在第1阶段的基础上, 岩体沿层间节理(绿色线条)进一步发展, 切割垂直方向的块体, 形成纵横立体交叉的岩石块体(图6b)。

图 7 地震动作用下缓倾角地层变形机制
a 层间相对位移情况, b 层面滑移及其变形结果; S1、 S2、 S3 为层状块体的水平位移, 且有: S1> S2> S3Fig. 7 Deformation mechanism of low-angle rock layer under earthquake action.

具体的形成机理为: 在强烈的地震动情况下, 斜坡整体产生往复运动, 自下而上, 位移和加速度逐渐增加, 斜坡顶部最大, 即地形地震动放大效应(Meunier et al., 2007)。对于地震惯性引起的缓倾角反倾地层的水平向位移(或加速度抑或地震惯性力), 可将其分解为沿层面向外的位移和向下的位移(图7a)。因斜坡上部位移大而下部位移小, 层间将会发生相对运动, 最终导致上部岩块相对于下部岩块的逐级滑移、 脱出, 并伴随着层面之间的滑移运动, 层间的接触面(层理)逐步裂解、 延展(图7b)。在第1阶段高倾角的节理、 裂隙张裂、 贯通的情况下, 来自坡内的水平约束逐渐降低, 这种层间相对滑移更容易发生。且地层倾角越小, 将越有利于此过程的发生。若水平地震惯性力足够大, 就会出现汶川地震中大光包地震崩滑体那样的凌空飞出的状况(黄润秋等, 2009)。

第3阶段, 前2个阶段形成的岩石块体逐渐碎裂并失去稳定, 向坡下倾倒坍塌, 并沿软弱地层构成的滑面下滑倾倒在沟谷中。该阶段是快速的运动, 也是块体间相互碰撞、 碎裂的过程, 最后形成大小不一的块体和粉末状堆积体, 进而堰塞体与左岸的古滑坡崩塌体一起堵塞河道而成堰塞湖(图6c)。

事实上, 第1与第2阶段相互交叉, 几乎难以区分。只是由于地震时斜坡顶部张应力较大, P波到达较早, 第1阶段稍微超前于第2阶段, 但第2阶段发展过程中, 始终穿插了垂直裂缝的张裂作用。

3 甘家寨特大型滑坡主要特征及其成因
3.1 滑坡体概况与基本特征

甘家寨大滑坡位于牛栏江支流沙坝河右岸(27.066° N, 103.381° E), 为1个特大型松散层滑坡。我们见到一位亲身经历此次滑坡的幸存者(杨振香, 女, 52岁, 甘家寨人)。据她讲, 滑坡几乎发生在地震的同时。地震产生的大地震颤刚过, 她突然察觉到院内的地面向上鼓胀、 裂开, 伴随着隆隆声响。整个村子的房子在倒塌, 土体翻滚着迅速下滑, 人和房子被挟裹在其中, 眼看着自己的丈夫、 公婆和妹妹被吞噬在土体中。另一位姓沙的亲历者告诉我们: 地震时他正在滑坡体上游干农活, 地震来时, 他拼命地向开阔地跑, 同时瞥见山体在滑动, 鞋子被上面的落石打掉了1只。两位幸存者说的基本一致, 滑坡发生在地震发生后的几分钟之内, 且滑动速度很快, 人来不及反应就被冲走掩埋了。

甘家寨滑坡, 长约700m, 宽300~400m, 高30~60m, 体积1, 000× 104m3(陈兴长等, 2015), 属于特大型滑坡。滑坡体掩埋房屋32户, 造成3人死亡、 55人失踪, 滑坡前缘被掩埋的公路上等待通过的车辆及失踪人数不详(王宇等, 2016)。滑坡发生后与沙坝河左岸滑坡一起掩埋公路和河床, 阻断沙坝河形成堰塞湖。

图8 甘家寨滑坡体
a 滑坡体远景及地貌; b 滑坡体近景及岩性组成; c 滑坡体整体形态(底图据Google Earth, 滑坡为公路部门处理加固后); d 滑坡后壁; e 滑坡右壁; f 滑坡左壁; g 滑坡物质Fig. 8 The landslide induced by the 2014 Ludian earthquake at Ganjiazhai.

3.2 地形地貌

滑坡发生处, 沙坝河河谷高程1, 210m, 山顶高程2, 000m, 垂直高差790m。滑坡发生在大型凹坡(面积约700× 1, 200m2)的中下部(图8a-c), 斜坡上部坡度50° 左右, 下部坡度20° 左右, 呈上陡下缓的弧形。主体滑动方向160° , 与发生滑坡的冲沟方向基本一致, 滑动距离50~100m。滑坡体具有长距离滑动特征, 形成多台阶状堆积体(图8c)。滑坡后壁近直立, 高20~25m(图8d)。左、 右壁较为平直, 坡度40° ~60° (图8e, f)。在震前滑坡体前缘(斜坡的底部)有高15~20m的人工公路边坡。

3.3 工程地质条件与岩体结构

甘家寨滑坡物质由松散土层组成, 上部物质为具有明显层理的坡积砾石和黏土层, 厚2m左右, 下部为灰色、 深灰色的全-强风化层, 钙质胶结, 厚20~40m(图8g)。滑坡位于二叠系峨眉山组玄武岩与下伏二叠系茅口组灰岩地层之间的不整合接触面上(图8b)。因岩性差别, 在不整合面附近岩石差异风化强烈, 其中, 峨眉山组玄武岩全-强风化层可见厚度30~50m, 茅口组灰岩全-强风化层厚度20~30m, 风化层中富含红黏土。峨眉山组玄武岩发育3组构造节理, 产状分别为90° /N∠85° 、 20° /NW∠55° 和10° /SE∠50° , 可见长度10~50m。灰岩中发育3组节理, 产状分别为300° /SW∠80° 、 30° /NW∠65° 和0° /W∠75° , 可见长度10~30m。灰岩地层产状350° /NE∠15° 。

滑坡处于大型凹坡地带, 地表水汇水面积大, 流水作用强, 有利于风化, 在低洼处形成较厚的囊状风化层(图9a); 在纵剖面上, 由上而下风化层厚度逐渐加大, 下部风化层厚度最大, 且含水量高、 容重大(图9b)。这些风化层因是钙质胶结, 在自然状态下是基本稳定的, 为此才能够保持较大的地形坡度。

图 9 甘家寨滑坡剖面
a 横剖面; b 纵剖面Fig. 9 Cross section of the landslide at Ganjiazhai.

图 10 龙头山强震台地震记录
红色: EW分量; 蓝色: SN 分量; 紫色: 垂直分量Fig. 10 Peak ground accelerations recorded by the Longtoushan seismic station.

3.4 甘家寨滑坡的形成机制

对甘家寨滑坡而言, 影响其稳定性的控制因素主要有: 1)地形坡度大, 是发生地震触发滑坡的有利地形条件。2)位于二叠系峨眉山组玄武岩与茅口组灰岩之间的不整合面上, 差异风化强烈; 同时又处于大型凹坡地带, 地表水汇水面积大, 流水作用强, 在低洼处形成较厚的钙质胶结的风化层, 且富含易于触变的红黏土。3)多组构造节理破坏了岩体结构, 加速了风化进程。4)强烈的地震动作用, 是滑坡发生的主要触发因素。虽然, 鲁甸6.5级地震属于中强地震, 但距离震中4.4km的龙头山强震台却记录到了很高的加速度值, 其SN向、 EW向和垂向三分量值分别达到948.5cm/s2、 704.9cm/s2和503.8cm/s2(图10)。震后, 通过钻孔揭露, 台址地基主要由洪积相砾石夹黏土组成, 厚26m, 出现如此大的加速度记录, 主要与该洪积层的地震动放大作用有关。甘家寨滑坡场地由含黏土的砾石层和风化碎石土组成, 与龙头山强震台的工程地质条件类似, 且厚度相当, 因此, 表层松散土层会产生较大的地震动放大作用。5)公路旁人工边坡的影响。

地震惯性力与重力是2种最重要的作用力。在水平面上看, 凹坡地带向内收敛的特殊弧形地形, 使得所有的惯性力向凹形斜坡的中部集中, 中部成为地震惯性力作用的集中部位。斜坡上的松散堆积物自上而下逐渐变厚, 下部是土体容重和厚度最大的部分, 因此其遭受的地震惯性力最大。地震作用使斜坡土体整体向下运动, 土粒和孔隙水急剧向下部聚集。在上述2种力的作用下, 表层土体产生较大的塑性变形和触变, 受上陡、 下缓的地形制约, 斜坡下部缓坡地带将会受到挤压而产生膨胀变形, 而在陡峻的斜坡中部则表现为拉张性质。因坡体表面富含透水性较弱的红黏土, 地震瞬间增大的荷载造成较高的超静孔隙水压力, 使岩土体进一步裂解, 并对滑动起到润滑作用。

分析认为, 其滑坡的形成过程主要可分为2个阶段:

第1阶段, 在地震力和重力的双重作用下, 四周地表土层向凹坡中轴部的下部运动、 聚集, 因斜坡下部松散土层本身含水量和容重最大, 因而其所遭受的地震惯性力最大。富含红黏土的松散土层, 因其塑性较大和红黏土易于蠕变的特性, 使其最先产生塑性变形破坏而产生挤压膨胀变形(图11a)。

图11 甘家寨滑坡形成机制Fig. 11 Formation mechanism of the landslide at Ganjiazhai.

第2阶段, 随着挤压塑性变形区进一步扩大, 因斜坡较陡, 在斜坡的中部某个部位产生应力拉张区, 当其超过斜坡上部钙质胶结风化层的抗拉强度时, 斜坡表层风化层即产生拉裂破坏。随着斜坡上无数小的滑动面逐步贯通, 滑坡体旋即顺势快速滑出(图11b)。

此次地震中, 在红石岩堰塞湖库区发生的王家坡大型松散层滑坡, 体积228× 104m3, 其地形条件与甘家寨非常类似, 也是发生在上陡下缓的凹坡的中下部, 其形成机制与之相同。此外, 震区许多中-小型松散层滑坡, 大多是在凹坡地带发育。因此, 这一形成机制具有一定的普遍性意义。

需要指出的是, 无论是红石岩特大型崩滑体或是甘家寨特大型滑坡体, 其成因均与陡峻的地形坡度、 巨大的地形高差和特殊的岩土体结构密切相关。而这些局部的工程地质和地形条件的形成, 主要受制于该地区强烈的地壳隆升运动、 构造的长期活动以及频繁的地震活动, 后者对地表岩体造成了累积的破坏效应, 极大地降低了斜坡的力学强度, 加剧了地表节理、 裂隙发育, 使得该地区岩石更为破碎和易于风化, 使山体处于亚稳定状态。

4 结论

根据以上分析, 鲁甸6.5级中强地震触发红石岩和甘家寨特大型崩塌滑坡体主要有以下成因和形成机理:

(1)该地区位于凉山次级活动块体SE向运动的前缘部位, 新构造运动强烈, 地震活动频繁。频繁而强烈的地震活动, 对地表岩体造成了累积的破坏效应, 极大地降低了斜坡的力学强度。红石岩、 甘家寨等崩滑的发生, 不仅与深切割地形、 地质条件密切相关, 更与长期而强烈的地壳运动、 频繁的地震活动有着内在的因果关系。

(2)红石岩特大型崩滑体, 发生在硬质脆性基岩陡坡上部, 其发生与巨大的地形高差、 陡峭的地形坡度、 软弱地层和节理、 裂隙的发育有着成因联系。其形成主要经历了3个过程:

第1阶段, 在强烈震动情况下, 岩体内的顺河向节理、 卸荷裂隙以及横河向节理进一步张裂、 贯通, 在垂向上分割出不同的块体; 第2阶段, 在第1阶段的基础上, 岩体沿层间节理进一步发展, 切割垂直方向的块体, 形成纵横立体交叉的岩石块体; 第3阶段, 前2个阶段形成的岩石块体失去稳定, 向坡下倾倒、 坍塌, 并沿软弱地层构成的滑面下滑倾倒在沟谷中, 最后形成堰塞体堵塞河道。

(3)甘家寨特大型滑坡, 为大型凹坡中下部发生的风化层滑坡。分析认为, 其形成过程可分为2个阶段:

第1阶段, 在地震力和重力的双重作用下, 四周地表土层向凹坡中轴部的下部运动、 聚集, 因斜坡下部松散土层含水量和容重最大, 其所遭受的地震惯性力最大。富含红黏土的松散土层, 因其塑性较大和红黏土易于蠕变的特性, 使其最先产生塑性变形破坏而产生挤压膨胀变形。第2阶段, 随着挤压塑性变形区进一步扩大, 在斜坡的中部产生应力拉张区, 当其超过风化层的抗拉强度时, 斜坡表层风化层即产生拉裂破坏。随着斜坡上无数小的滑动面逐步贯通, 滑坡体旋即顺势快速滑出。

The authors have declared that no competing interests exist.

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