唐 然，范宣梅

(1.成都大学建筑与土木工程学院，四川 成都 610106；2.非饱和土力学特性及工程技术 四川省高校工程研究中心(成都大学)，四川 成都 610106； 3.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，四川 成都 610059)

平推式滑坡在四川盆地红层地区广泛分布，主要指滑面倾角小于10°的平面滑动岩质滑坡。张倬元等[1]首先提出岩体陡倾结构面中充水的静水压力和滑面扬压力是此类滑坡产生的主要驱动力。此后众多学者对不同的滑坡案例从变形破坏机制、成因机理、关键层位的物理力学性质和水理性质以及地貌演化等方面对平推式滑坡开展了研究[2-18]，取得了大量有益的成果。平推式滑坡的成因机理可归纳为：①一般具有岩层倾角近水平的软硬互层的岩体结构；②坡体内部含陡倾张性节理裂隙易于渗水；③下卧层中含泥质类软岩、泥化夹层或层间剪切带等软弱夹层作为相对隔水层，在与地下水长期作用下形成滑带；④具有良好的临空条件。

垮梁子滑坡是平推式滑坡中的典型案例，是川中地区唯一的特大型岩质平推式滑坡，引起了许多学者的关注。如吉随旺等[19]研究认为软硬岩层的差异应变是垮梁子滑坡形成的关键因素；翟国军[20]详细查明了垮梁子滑坡的发育特征，发现了降雨和地下水对该滑坡日常蠕变特性的影响规律；郭晓光等[21]将多级平推式滑坡变形模式分为牵引后退式和推动前进式，认为垮梁子滑坡属于后者；陈思娇[22]通过滑带土环剪蠕变试验对垮梁子滑坡日常蠕滑速率和变形机理进行了研究；张玲玲等[23]通过对孔内加水加盐前后相应的电位检测，分析计算得到垮梁子滑坡坡体内地下水的优势流向；吕红宾[24]认为垮梁子滑坡坡体内地下水流主要受控于区内构造裂隙发育而成的近于竖向的优势流动通道(集中流模式)；冉佳鑫[25]通过分析垮梁子滑坡多年的降雨、位移、地下水水位监测数据，建立了GMD预警预报模型；Xu等[26]通过长期多源监测数据分析了垮梁子滑坡地下水水位对降雨时间的响应和滑坡稳定性变化；Ling等[27]利用高密度电阻率成像法结合钻孔、监测资料,查明了垮梁子滑坡地下水循环运移的特征。

以上研究成果验证了降雨和地下水不仅是平推式滑坡的诱发因素，而且对滑坡尤其是滑带形成演化的影响是必不可少的。因此，平推式滑坡大规模滑动前必定具有良好透水性的坡体结构，某些结构面是控制滑坡形成演化的核心，故分析平移式滑坡坡体的结构特征并探究其成因就显得尤为重要。

1 垮梁子滑坡概况

垮梁子滑坡位于四川省德阳市中江县冯店镇，距离成都约80 km，处于川中地区仓山背斜北西翼，在滑坡周围30 km范围内没有大断裂分布。该滑坡发育的地层为侏罗系蓬莱镇组上段(J3p2)，岩层产状为340°～330°∠2°～5°，属于典型的近水平岩层，岩性为泥岩与砂岩、粉砂岩互层，其中厚层和巨厚层砂岩占63%以上。

垮梁子滑坡前、后缘高差约为110 m，滑坡宽约为1 100 m，纵长为360～390 m，滑体平均厚度为50 m，最大厚度大于90 m，面积约为0.51 km2，体积约为2 550×104m3。垮梁子滑坡首次发生大规模滑坡在1949年汛期，变形主要发生在滑坡Ⅰ区，滑坡前缘形成带状分布的多个溜滑体、小型滑塌、湿地及泉点，后部形成3条拉陷槽地貌。1981年汛期垮梁子滑坡再次发生平推式滑动，滑坡I区北部变形最为剧烈，形成了滑坡Ⅱ区和滑坡Ⅲ区，滑坡前缘分布带状隆起和多处鼓丘。垮梁子滑坡发育特征平面和工程地质剖面图，见图1。

图1 垮梁子滑坡发育特征平面图和工程地质剖面图Fig.1 Development characteristics plan and engineering geology section of Kualiangzi landslide

2 节理发育特征与构造变形特征

2. 1 节理调查统计

通过调查统计垮梁子滑坡及周边区域岩体内节理的发育特征，其统计结果见表1、图2和图3。其中，图2(a)～(f)为陡倾节理发育特征；图2(g)为剖面节理发育特征。

由图2可知：垮梁子滑坡及周边区域岩体内主要发育2组优势共轭节理，对应两期不同方向的构造挤压作用(见表1)，其中第一组共轭节理为NNW-NS走向(J1)及NWW走向(J2)，大量剖面露头显示两者相互交切形成共轭节理组[见图3(a)、(c)];第二组共轭节理为NE走向(J3)及NW走向(J4)[见图3(b)]，低角度剖面节理倾向均为NNW-SSE向[见图3(e)～(g)]。

表1 垮梁子滑坡及周边区域岩体内发育的共轭剪节理产状特征

图2 垮梁子滑坡及周边区域岩体内节理发育特征统计Fig.2 Statistical analysis of joint characteristics in rock mass of Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)节理调查点D1～D4；(b)节理调查点D5～D6；(c)节理调查点D7；(d)节理调查点D8～D9；(e)节理调查点D10～D17；(f)节理调查点D1～D17；(g)剖面节理统计；(h)节理调查点分布图

图3 垮梁子滑坡及周边区域岩体内节理发育特征Fig.3 Joints photos of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)第一组共轭节理；(b)第二组共轭节理；(c)张节理；(d)穿层张节理；(e)厚层砂岩内低角度剖面节理；(f)、(g)厚层泥岩内共轭剖面节理

其中，第一组节理中的J1节理普遍具正断张性，一般开度为5～15 cm，沿走向延伸长度普遍大于5 m，沿倾向穿层特征较明显[见图3(d)]，其形态多为树枝状或多级分叉状，节理面粗糙不平，基本都具有劈理、片理的特征，且夹薄片、透镜体，充填母岩砾石颗粒夹松散—中密黏粒，地下水活动时间越长黏粒含量越高，其特征详见图4。

图4 垮梁子滑坡及周边区域岩体内J1张节理发育特征Fig.4 J1 open joints characteristics of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(b)、(c)为某人工开挖洞室顶面张节理

2. 2 构造变形特征

川中地区属于刚性基底，盆缘构造带对其产生的影响相对川西和川中地区更小，构造变形也较为轻微，岩层产状多为0°～5°，调查中发现的构造变形破裂现象对古应力场的恢复有一定的指示作用。

2.2.1 第一期构造变形特征

D7节理调查点处发现了一处断裂(见图5)，附近出露的厚层砂岩内节理特征与第一组共轭节理相符。从上盘砂岩断层面具有的反阶步特征以及砂岩层内邻近断层面的裂隙与断层面相交锐角的指示方向判断该断层面为逆冲断裂。该处断裂面产状为315°～325°∠20°～22°，指示第一期构造作用为NW-SE向挤压，主应力方向与第一组共轭节理走向计算最大主应力方向基本一致。破裂带上盘为巨厚层粉砂岩，下盘为紫红色钙质泥岩，破碎带可见紫红色泥岩角砾、碎石与灰白色粉砂岩岩屑混合物胶结而成角砾岩[见图5(b)、(c)]，判断其为第一期构造运动形成。

图5 逆冲断裂指示NW-SE向挤压Fig.5 Thrust fault indicating NW-SE tectonic compression

2.2.2 第二期构造变形特征

多处构造变形(见图6)显示为同期构造成因，指示第二期构造作用为NNW-SSE向挤压，主应力方向与第二组共轭节理走向计算最大主应力方向基本一致。

图6 指示NNW-SSE向构造挤压作用的构造变形Fig.6 Tectonic deformation indicating NNW-SSE tectonic compression

D1节理调查点逆冲断裂如图6(a)所示，可见明显的岩层沿破裂面的错动现象，主破裂面产状为351°∠67°，上盘可见强风化的粉砂岩与强风化泥岩的分界面，从下盘附近出露的泥岩判断破裂面错动距离约为2 m，破裂面内为泥粉质充填，胶结程度较低，形成时间应晚于D7节理调查点逆冲断裂。该破裂面附近出露的第二组共轭节理[见图3(b)]显示两者为同期构造形成。D6节理调查点出露小向斜构造[见图6(b)]，伴有层间剪切破碎变形带，北侧可测岩层产状偏转为173°∠21°，南侧岩层产状为355°∠19°。D13节理调查点出露朝SSE向逆冲的阶梯状破裂面[见图6(c)]，下盘为中层粉砂岩及薄层泥岩互层，上盘为厚层钙质砂岩，破裂面产状为352°∠33°。

从节理特征及地表构造形迹初步判断，垮梁子滑坡及周边区域岩体内前后两期节理分期与配套，见表2。

表2 垮梁子滑坡及周边区域岩体内节理分期与配套

3 区域构造应力场演化

四川盆地是陆壳内挤压应力作用下形成的沉积盆地，自印支期以来，盆地持续受到边缘构造带阶段性地向盆地内部的挤压作用，盆地的主要构造形迹加强或定型于喜马拉雅期，因此分析喜马拉雅期构造应力场和构造形迹的演化可进一步论证构造期次。

研究区地处川西及川中构造区交界附近，区域构造应力场及构造形迹演化如图7所示。区域内主要的褶皱分属不同的构造系，形成时期有所区别，其中背斜A1～A8和向斜S1～S7属于川中EW向构造系，背斜A9～A12和向斜S8～S11属于川西NE向构造系。

3. 1 第一期构造

相关研究发现，喜马拉雅中期(渐新世—中新世)四川盆地受近NW-SE向的压应力作用[28-29]，NE向构造系应在此期间形成[见图7(a)]。垮梁子滑坡区归属的仓山背斜[见图7(a)中A6]西段轴部走向为NE向，推测形成于本阶段。喜马拉雅中期应为研究区经历的第一期构造。

3. 2 第二期构造

喜马拉雅中晚期(上新世期间)川中地区以NS向构造挤压为主[28-29]，形成川中EW走向构造系，如图7(b)所示。垮梁子滑坡区归属的仓山背斜东段轴部走向为近EW向，推测形成于本阶段，最终其轴迹为向NNW凸出的复合构造。垮梁子滑坡区处在两期构造应力场叠加部位，主应力方向为NNW，第二组共轭节理(J3、J4)在这个时期形成，同时将J1剪性结构面改造为张性结构面[见图7(d)]。

图7 研究区域构造应力场及构造形迹演化示意图Fig.7 Regional tectonic stress field and tectonic trace evolution of the study area(a)喜马拉雅中期(一期)区域构造应力场；(b)喜马拉雅中晚期(二期)区域构造应力场；(c)四川盆地边界及分区；(d)共轭节理的形成及改造1.逆冲断层；2.隐伏断层；3.背斜；4.背斜编号；5.向斜；6.向斜编号；7.未形成的构造形迹；8.滑坡点位；9.一期构造主应力方向；10.二期构造主应力方向；11.构造分区界线；A1.老君庵背斜；A2.八角背斜；A3.金华镇背斜；A4.南充背斜；A5.建中背斜；A6.仓山背斜；A7.蓬莱镇背斜；A8.拦江背斜；A9.简阳背斜；A10.龙泉寺背斜；A11.阳化场背斜；A12.人和场背斜；S1.玉皇庙向斜；S2.金孔向斜；S3.金家场向斜；S4.西山向斜；S5.元兴场向斜；S6.河边场向斜；S7.蟠龙河向斜；S8.胡家场向斜；S9.飞龙寺向斜；S10.中天场向斜；S11.中和场向斜

3. 3 新构造应力场

第二期构造后区域上经历了新构造运动，大量学者通过研究认为，新构造运动总体上控制和影响了现今地形、地貌的形成和发展，地表水系展布特征能反映出区域新构造应力场[30]，有学者利用水系展布反演新构造应力场[31-32]，取得了良好的效果。本文采用基于GIS技术改进的反演法[33]，选取垮梁子滑坡及周边区域水系[见图8(a)]，采用GIS技术拟合得到每条河流展布方向读取实际长度[见图8(b)]，并统计不同角度范围内的累计长度得到水系展布玫瑰花图，进而得出两个优势方向为350°～360°和310°～320°[见图8(c)]，两者锐角平分线方向对应主压应力方向，因此垮梁子滑坡及周边区域新构造应力场主压应力方向为330°～340°，与第二期构造主应力方向相比产生了少量逆时针转动，仍然与J1节理小角度相交，保持了原有节理的力学性质。

图8 垮梁子滑坡及周边区域新构造应力场反演Fig.8 Inversion of neotectonic stress field in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)垮梁子滑坡及周边区域水系展布；(b)拟合以后水系展布；(c)水系展布玫瑰花图及主应力方向

4 滑坡结构特征模拟分析

调查和钻探结果显示，J1节理的张性特点在斜坡内部也普遍存在，结构面上附着的钙膜[见图9(a)～(c)、(f)～(i)]和深部胶结物[见图9(d)、(e)]说明地下水开始活跃的时间远远早于垮梁子滑坡大规模滑动的时间。

图9 垮梁子滑坡及周边区域岩体内张节理地下水活动痕迹Fig.9 Groundwater activity traces of the open joint of rock mass in Kualiangzi landslide and its surrounding area(a)、(b)拉陷槽内崩落块石上附着钙膜；(c) 钻孔揭露滑体深部结构面附着钙膜；(d)、(e)钻孔揭露滑体深部胶结物；(f)、(g)滑坡后山结构面内充填物含钙质结核；(h)、(i)滑坡后山结构面附着钙膜

J1节理走向与垮梁子滑坡拉陷槽总体走向相符，同时拉陷槽后壁的主要结构面均为J1组节理。因此，暴雨作用下滑坡产生平推式滑动时，这组导水张节理又成为产生静水压力的储水裂缝。J1节理是在历史地质构造作用下奠定了张性特征，在后期斜坡的形成过程中，随着应力的释放，J1节理还会受到一定的改造作用。

为了模拟新构造运动中内、外动力地质作用下斜坡形成卸荷过程对节理的改造作用，以垮梁子滑坡所在的条形山脊作为模拟对象，采用三维离散元方法建立了数值模型，如图10所示。从地质体原始形态开始分4步下切，直至初步形成现今地貌形态，整个下切过程对模型南北边界施加NNW方向水平构造应力，东西边界设为变形约束边界。数值模型模拟的条形山脊NS方向长为2.5 km，EW向长为1.6 km，构造应力设为水平，方向为340°，构造应力大小参考相关文献[34]对威远、安岳地区构造应力场的数值模拟结果取10 MPa。数值模型中岩土材料的物理力学参数取值，见表3[22]。

图10 垮梁子滑坡数值模型建立Fig.10 Numerical modeling process for Kualiangzi landslide(a)模型边界与横剖面；(b)数值模型初始形态与斜坡形态

表3 数值模型中岩土材料的物理力学参数取值[22]

利用数值模型模拟得到斜坡形成后的变形破坏特征，见图11。

图11 数值模拟斜坡形成后的变形破坏特征Fig.11 Numerical simulation of deformation and failure characteristics after slope formation(a)、(b)、(c)斜坡山脊表面裂缝；(d)、(e)斜坡内部裂缝

由图11可知：斜坡形成后在条形山脊顶部出现大量追踪NNW走向的张裂缝，裂缝圈闭形态大致为向东突出的弧形，对应滑坡拉陷槽Ⅰ后侧壁；南侧靠冲沟部位出现剪切裂缝，裂缝两侧块体可见明显的剪切位错变形，对应滑坡左侧边界及受剪切作用产生的滑塌区[见图11(a)～(c)]，分布范围与垮梁子滑坡边界大致相同；地表变形破坏多集中在垮梁子滑坡Ⅰ区，说明滑坡Ⅰ区比滑坡Ⅱ区具备更良好的垂直优势渗透通道，印证了现实中滑坡Ⅰ区比滑坡Ⅱ区更早产生平推式滑动的缘由；从模型1-1′剖面[见图11(d)、(e)]来看，在山脊深部形成了一条垂向的裂隙带，组成垂向渗透网络通道，说明斜坡在形成初期其结构就已具备一定的渗水条件。

5 结 论

(1) 垮梁子滑坡及周边区域岩体内共发育2组共轭节理，分别在一期构造NW-SE向挤压和二期构造NNW-SSE向挤压作用下形成。其中，NNW-NS走向的J1组节理呈显著的张性特点，该组张节理是坡体结构中主要的导水结构面，在坡体内部广泛分布，具有地下水长期活动的痕迹，且该组结构面在滑坡形成演化过程中起到了重要作用。

(2) 通过分析区域构造应力场演化后认为，是历史地质构造作用奠定了J1组节理张性的特征。J1组节理形成于喜马拉雅中期(一期构造)，在喜马拉雅中晚期(二期构造)被改造成为了张节理，新构造运动期间保持了其张性节理的性质。

(3) 数值模拟结果显示：在新构造应力场和河谷下切的内、外动力联合作用下，斜坡表面形成大量的裂缝，其分布范围与滑坡边界大致相近；斜坡山脊部位产生大量追踪NNW走向的张裂缝，并向下延伸直至下伏的软弱泥岩层，组成一条垂向的地下水渗透网络，说明拉陷槽发育在山脊部位并形成如此大规模的滑坡具有一定的必然性，且斜坡在形成初期，坡体结构就已具有较好的渗透性。