甘孜州某不稳定斜坡成因机制分析

罗 剑，陈子全，钟玉联

（成都理工大学环境与土木工程学院岩土工程系地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都610059）

0 前言

不稳定斜坡的前缘正对的是居民聚居区，人口密集，一旦不稳定斜坡失稳，将直接危害约268人生命财产安全，潜在直接经济损失约2 000万元。交通位置图如图1所示。

图1 交通位置图

1 地质环境条件

1.1 地层岩性

不稳定斜坡所处地貌主要为深切割高山及高山峡谷地貌和冰水堆积台地2种。工作区主要位于冰水堆积台地上。研究区主要出露地层见表1。

1.2 地质构造

康定地区位于鲜水河断裂南东段的雅拉河—康定断裂带上。城区几乎处于康定断裂的次级断层围限之中。地质构造因素的影响主要表现在这些断层的破碎带及断层的活动性对区内地质环境的影响。具体表现为地震、滑坡、崩塌、泥石流等地质灾害。研究区内无断层通过。

表1 研究区主要出露地层

1.3 新构造运动

研究区在喜山期以后，新构造运动强烈，其总的特点是地壳处于阶段性上升期，河流的深切和侧蚀作用加剧，使高原面遭到破坏，河流、沟谷多呈“V”字型。此外，项目区邻域内地热活动强烈，也是新构造运动的表现之一，是四川省的重要高热地区之一，温泉成群、成带出露。

1.4 地震

研究区处于鲜水河、龙门山及安宁河地震带交汇部位。其中鲜水河地震带是四川的一条主要地震带，3条地震带在康定—泸定县域范围内交汇呈一个“Y”字形。［1］

研究区附近地震活动频繁，据历史记载，自1 700年以后，沿鲜水河断裂带，发生5级地震以上有43次，其中较大的地震有：1786年6月1日泸定定磨西发生7.5级地震；1923年3月24日炉霍、道孚之间发生7.25级地震；1955年4月14日在康定折多塘发生7.5级地震，烈度为Ⅸ度；1973年2月6日炉霍发生7.9级地震。

2 不稳定斜坡基本特征

2.1 边界特征

不稳定斜坡为当地冰水台地斜坡的一部分，依据其地形特征、地表宏观变形情况及其发展变化可能影响的区域综合确定其边界范围，总体而言，该不稳定斜坡的边界特征比较明显（如图2）。

2.2 变形特征

据研究，该不稳定斜坡变形特征主要表现为右前部坡体层发生垮塌的变形区、斜坡前缘和后缘发育裂缝以及斜坡前缘既有挡土墙破坏等。变形区，平面形态呈半圆状，后缘及两侧边界以明显的下错陡坎为界，前缘即为不稳定斜坡左前缘，长25m，宽32m，平均厚度1.5m，体积约1 200m3，滑体由碎石土、含碎石粉质黏土组成，属于小型浅层土质滑坡。变形迹象主要以滑移、下错、垮塌为主要特征。据现场调查访问，由于滑坡前缘修建居民房对斜坡坡脚进行开挖，变形区分别于1997年和1998年发生过滑动变形，现已基本稳定（如图3）。裂缝L1发育于斜坡后缘环山旅游小道上，呈北东—南西向展布，高程2 571.33～2 574.57m，长18m，宽4cm，深约10cm（如图4）。

图2 不稳定斜坡全貌及边界特征图

图3 变形区全貌

图4 不稳定斜坡后缘裂缝L1

3 形成机制分析

3.1 影响因素

该不稳定斜坡发育于冰水堆积台地斜坡区，其形成及其稳定性受地形、地层岩性、地质构造、地震、降雨、人类工程活动等多种因素的影响。

3.1.1 地形

根据本次研究，在构造侵蚀剥蚀高中山这种大的地质背景条件的控制下，不稳定斜坡地形陡峻，坡度一般在30°以上，局部可达70°左右甚至为陡壁，在前期人工耕种、修筑梯田等人类工程经济活动的影响下，坡体折线型特征明显，这也在坡形的转折端形成了众多的应力集中区，使坡体易在这些部位失稳。同时，不稳定斜坡前缘具备良好的临空面，这为灾害体的进一步变形破坏提供了有利条件。因此，区内的地形为斜坡的变形、失稳奠定了基础。

3.1.2 地层岩性

根据研究资料，区内第四系土体主要为坡积的含砾石粉质黏土和冰水堆积的含块石碎石土，而含碎砾石粉质黏土物理力学性质差，属于易饱水软化的易滑土体。含碎砾石粉质黏土的母岩成分主要是灰岩，大量亲水矿物的存在致使该土体具有较强的吸水性，而含水量对其力学性质的影响十分明显，一般的，在干燥状态下，该土体具有较好的抗剪强度，但当其饱水时抗剪强度则大大降低并且极有可能成为斜坡失稳的潜在滑动带，因此，不稳定斜坡具备潜在失稳的物质基础。

3.1.3 地质构造

康定地区位于鲜水河断裂南东段的雅拉河——康定断裂带上，城区几乎处于康定断裂的次级断层围限之中，地质构造复杂，褶皱断裂发育。研究区位于鲜水河断裂带南西侧、子耳坡断裂带的东侧。在地质构造的作用下，区内形成了各种地形地貌，斜坡体易产生大量的卸荷结构面，岩土体变得破碎，这些都有利于斜坡朝失稳方向发展。

3.1.4 地震

地震的作用一方面是使斜坡结构受到破坏、土体松散，另一方面是为坡体失稳（包括滑移、崩塌等）提供动能。不稳定斜坡出现的裂缝、滑塌等坡体变形迹象主要是强烈地震作用的结果。可见，地震对土质斜坡的破坏作用是明显而直接的。在多数情况下，地震对斜坡的不利影响是比较有限的，但是，它却促使高陡斜坡在原有的地形、岩性条件下发展成为了不稳定斜坡，并使其进一步具备了朝失稳方向发展的基础条件。因此，作为一种外应力，地震是不稳定斜坡形成与失稳的诱发因素之一。

3.1.5 降雨

据康定气象站资料，研究区雨量充沛，暴雨强度大，多年平均降雨量803.4mm，；降水分配很不均匀，75%以上降雨量集中在6月—9月这4个月，且近几年来有增加之势。区内降雨频繁，地表水极易下渗进入斜坡体的松散土体中，这样既增大了土体重度又降低了土体的抗剪强度，促使坡体变形迹象不断向纵深及周边扩展，破坏了坡体原有的应力平衡状态，致使坡体一次次地调整内部应力，以最大程度地维持力系的平衡，当某些外部作用力不断增大或突然加剧时，该力超出了坡体能维持的极限平衡状态，或坡体来不及进行应力重调而使坡体失稳。因此，降雨是导致不稳定斜坡变形加剧或失稳的诱发因素之一。

3.1.6 人类工程经济活动

据调查访问，研究区主要为耕地，但由于康定城区的扩展受地形限制，只能贴坡建房，导致对斜坡前缘大量的开挖，但又未采取有效的防治工程，导致斜坡前缘出现临空面，使得斜坡趋于欠稳定—不稳定状态发展。因此，人类工程经济活动的改善和弱化有利于斜坡的稳定。［2］

综上所述，地形、地质构造、地层岩性是构成不稳定斜坡的基本条件，而降雨与地震是斜坡发生变形甚至失稳的最重要的诱发或触发因素。

3.2 形成机制

前已述及，该不稳定斜坡有着良好的临空条件、地形地貌条件和地层岩性条件。长期雨季的冲刷、浸泡导致坡体出现了不同程度的变形、破坏，土体松散，上覆局部土体沿土石分界面产生了一定程度的滑移，尤其是前缘土体产生滑移破坏或前缘土体崩塌滑移牵引后部土体失稳，坡体原有的应力平衡状态被打破。为了达到新的应力平衡状态，斜坡体内的应力正进行着缓慢的重调过程，坡体内的应力进一步向临空面及潜在滑带处集中，从而形成目前的不稳定斜坡。

坡体内潜在滑动面的存在以及高陡的坡面、松散的土体结构等为斜坡变形提供了物质条件和地形条件，若遇暴雨或连续强降雨、地震等情况，不稳定斜坡的主要破坏模式是逐渐向后发展的牵引式失稳破坏模式。根据地表宏观变形特征及稳定性分析结果知：不稳定斜坡在持续暴雨或强烈地震的作用下，上部的含碎砾石粉质黏土的抗剪强度进一步削弱，但整体失稳的可能性很小。与研究区附近很多坡体破坏模式类似，不稳定斜坡主要表现为浅表层土体的失稳，且失稳部位一般由前部向后部逐渐蔓延，最终导致整个坡体遭受破坏。因此，不稳定斜坡的破坏模式是由前缘部分陡坎开始逐渐向坡体后部发展的牵引式破坏模式。

不稳定斜坡受长期降雨的影响，斜坡区内出现了滑坡等多处变形破坏现象，形成了不稳定斜坡。在研究期间，其变形程度基本上未进一步加剧或出现新的变形破坏，因此，在目前的天然状况下，它们处于稳定—基本稳定状态。尽管如此，各不稳定斜坡的变形破坏仍然不可低估，在强降雨或连续降雨或强地震作用的影响下不稳定斜坡继续变形且处于基本稳定—欠稳定状态的可能性较大，从而导致局部失稳，以牵引式破坏模式逐渐向其后部发展。

4 结语

不稳定斜坡研究区内出露地层主要有坡积及滑坡堆积的含碎砾石粉质黏土、含块石碎石土和志留系大理岩等。导致不稳定斜坡变形的因素主要为良好的临空条件、松散的土体、陡峭的地形、降雨、地震等作用，其次是人类对坡体前缘高陡临空面不合理的开挖。目前，某不稳定斜坡各灾害体主要处于蠕动变形的初期，主要表现为局部坡体开裂、滑移、崩落等现象。在天然状态下，不稳定斜坡总体处于基本稳定—稳定状态；在自重加地震条件下，不稳定斜坡均处于基本稳定—欠稳定状态；在持续暴雨条件下，不稳定斜坡处于基本稳定—欠稳定状态，且中段和南段处于欠稳定状态，必须对不稳定斜坡进行治理。

［1］罗本全.震区某不稳定斜坡成因机制及稳定性评价［J］.中国水运：下半月，2010（1）：130－131.

［2］马平，石豫川.何家山滑坡成因机制分析及稳定性评价［J］.地质灾害与环境保护，1999（2）：210－211.

［3］范大军.茂县二里山不稳定斜坡的破坏模式分析与治理设计［J］.今日科苑，2010（2）：108.

［4］张瑛.四川荣县地质灾害调查评价与危险性区划研究［J］.山西建筑，2009（2）：96－97.

［5］张志刚.北川县某山坡潜在不稳定性分析［J］.水电与新能源，2010（1）：16－20.

［6］唐学.城口县松林坡不稳定斜坡变形特征与加固设计［J］.中国水运：下半月，2011（5）：169－170.

［7］余波，邓茂林，黄正文.茂县仁村组不稳定斜坡基本特征与成因机理研究［J］.山西水土保持科技，2011（3）：22－27.