崔圣华 ，裴向军 ，黄润秋 ，张伟锋 ，梁玉飞

（1. 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；2. 中国科学院水利部成都山地灾害与环境研究所，四川 成都 610041）

2008年汶川地震（Ms8.0）是世界上最具灾害性的地震之一，其震源深度为19 km，震中位于四川成都西北约85 km的映秀镇[1]. 汶川地震有两条相距15～20 km且相互平行的地表破裂带[2]，沿破裂带约44 000 km2的椭圆区域中产生了大量滑坡[3]，包括112个大型滑坡（单体滑坡面积大于0.5 km2[4-5]，大光包滑坡是其中规模最大滑坡）. 关于汶川地震滑坡类型及分布已有大量研究[6-9]，并且提出了形成、运动机理，如断层引起的强烈地震动[10]、滑带层液化[11]和气垫效应[12]等，但仍有待研究问题，例如地震大型滑坡并非如常理所知的都集中于震中附近，在远离震中达50～100 km范围内仍有相当数量[13-14]，部分大型滑坡分布也不符合所谓的发震断裂“距离效应[15]”. 大光包滑坡就表现出该类特殊性（其与震中直线距离为85 km，与地表破裂带垂直距离为4.5 km），尤其是滑后暴露长1.8 km剪滑光面，最大高度850 m近直立断壁和1.5 km拉裂边界，引起了国内外持续争论和广泛研究[16-26].

黄润秋等研究了大光包滑坡楔形体失稳、高速滑动和“急刹车”运动堆积的滑坡形成机制[17]；殷跃平等[21]运用FLAC3D模拟大光包滑坡变形失稳特征；Zhang等[22]运用不连续变形分析（DDA）模拟了大光包滑坡运动过程；Yang等[24]通过试验获得滑带高速滑动的摩阻力参数，计算了大光包楔形滑体稳定性. 上述研究并不能完全回答大光包滑坡成因的特殊性，大光包滑坡区位于龙门山构造带，区内发育多条断层和构造背斜，致使地质背景复杂，已有研究表明其具有特殊地质背景和岩体结构特征[6].

调查表明，大光包山体发育三组优势结构面，两组陡倾结构面和一组缓倾结构面将坡体切割成楔形块体，不利于坡体稳定性[17]；Chigira 等[26]（2008 年）指出大光包山体震前已存在重力变形迹象，最新研究表明大光包滑坡滑带发育于一不连续地质带——层间错动带[27]，后缘拉裂陡壁也在震前受到断层切割[17]. 具有的不连续地质界面（带）背景导致大型滑坡已多见报道，如1991年台湾集集地震中九分二山滑坡（滑面为倾坡外的顺层不连续地质界面）[28-29]、2008年汶川地震中清平文家沟滑坡和安县老鹰岩滑坡等[8,30]. 虽然报道都指出了这类滑坡的地质成因，但鲜有对滑坡区节理、岩体结构和断层等不连续地质特征的系统调查和发育成因分析，以及不连续地质特征对斜坡地震失稳的作用研究.

1 大光包滑坡及地质背景

大光包滑坡位于龙门山构造带中段，该构造带属于青藏高原东部边缘，紧临四川盆地[31]. 大光包滑坡区自古生代以来沉积了巨厚的海相沉积序列，逆冲-推覆-滑脱-走滑是区内的构造特色，主要逆冲推覆构造，而每个推覆体又是由次级断片叠瓦而成，是多次构造错动的产物[32]（图1）. 大光包滑坡地处NE向延伸的大水闸背斜（图1中S1）NW翼.

图1 区域构造地质图Fig.1 Regional geological map

2008汶川地震中大光包山体沿N63°E方向突然失稳. 据亲历者回忆，滑坡启动时伴随着巨响[17]，表明其高速启动特征；失稳块体冲向黄洞子沟，并随后撞向对岸山体，受到阻挡后逆冲超覆，并同时挤入川林沟和白果林沟（图2）；前部受阻使得滑坡物质顺黄洞子沟两侧伸展（扩离），最大推移距离达1 km（位于下游侧）. 对滑坡前后DEM数据比对，大光包滑坡面积达7.1 km2（其中滑源区达3.7 km2），最大长度（Lmax）为 4.6 km，最大高差（Hmax）为 0.73 km，最大宽度为3.2 km，最大堆积深度约为600 m（图2）.

图2 震后大光包滑坡堆积厚度等值线图及原水系Fig.2 Deposit contour map of the DGB landslide

2 大光包滑坡不连续地质特征

2.1 滑坡断壁

根据滑坡断壁表面形态、长度及延伸方向可分为3段：南侧滑床、后缘断壁和北侧断壁（图3）. 其中，后缘断壁可分为陡立平整的主后缘断壁和粗糙多坎的次后缘断壁；北侧断壁可分为较平整的主北侧断壁和粗糙的次北侧断壁.

2.1.1 断层

断壁出露地层由老到新为震旦系水晶组（Zs），震旦系灯影组三段（Zd3），泥盆系磷矿层（Ds）、泥盆系沙窝组（Ds）、石炭系总长沟组（Cz）、二叠系梁山组（Pl）、二叠系阳新组（Py，1 段 Py1，2 段 Py2）、二叠系吴家坪组（Pw）、三叠系飞仙关组（Tf，1段 Tf1，2 段 Tf2）（图 3（b））.

大光包断壁处露4条断层，分别标记为F-a、F-b、F-c、F-d（图 3（b））.

图3 大光包滑坡破坏断壁Fig.3 Scarp of the DGB landslide

F-a：该断层出露于滑坡主后缘断壁及北侧断壁.由图4（f）可见，该断层逆冲使得上覆地层褶皱，形成背斜. 由图 4（b）、（g）、（h）可见，断层上部岩体极为碎裂，含泥质、碳质透镜体.

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F-b：该断层露头是滑坡后缘断壁和北侧断壁分界线. 由图4中（c）可见，该断层位移较小，由上盘地层的产状变化可确定该断层具有逆冲性质.

F-c：该断层呈“X”型，一支近于垂直的向下插入（F-c-1），为滑坡主后缘断壁与次后缘断壁分界线，另一支顺层发育于二叠系阳新组层间，向南延伸切穿石炭系. 由图 4（b）、（e）可见，该断层两侧岩体破碎，发育多个次级褶皱和顺层剪切带，属逆冲断层；

F-d：包括两条高角度小断层组成，见图4（a），其中一条具有张性特征（F-d-1），最大张开宽度达2 m；断层向SE延伸. 在次后缘边界下方有200 m高直立断面，断面未见擦痕和挤压迹象，断面底端与F-d-1相接，表明滑坡前该面为F-d-1断层的西侧断层面. 另一断层（F-d-2）断面南倾，在断壁南西角，地层因F-d切割形成楔形块体.2.1.2 岩体结构

图4 大光包破坏断壁的地质构造特征Fig.4 Geological structure of the scarp

调查中，作者沿滑坡断壁采集了91组岩体产状数据，产状测量时排出了因构造导致层位变动的产状数据，结果表明大光包滑坡岩体存在3组优势节理，产状（走向/倾向/倾角）分别为：J1（节理 1）：N58°E/SE/72°，J2（节理2）：N88°E/NE/31°，J3（节理3）：N10°W/NE/84°（图5）. J2与基岩产状基本一致，中倾J2与陡倾J1交切后形成向东的自由面，陡倾J3与坡向基本一致，与J1、J2交切后形成了向东临空的自由块体.

图5 大光包岩体节理、坡面及基岩产状赤平投影（下半球、等角度投影）Fig.5 Stereographic projection

由图6（a）（震旦系白云岩地层）可以看出，J1、J2、J3 3组结构面组合将地层切割成“棋盘状”岩石块体. 此处岩体结构面长为10～100 m、间距为5～10 m. 图6（b）属二叠系灰岩地层，岩体被三组节理切割而呈“棋盘状”结构. 图6（c）地层岩性为泥盆系灰岩，其断面上不仅表现出“阶梯状”形态特征（阶坎由缓倾J2和陡倾J3构成），且发育沿J2的剪切光面.

主北侧断壁上可见剪切光面和台坎，该光面普遍顺J1面剪切形成，面上分布有一薄层白色方解石物质（图 7（a）、（b））；台坎由顺滑向的 J1 面和与滑向约正交的陡倾J3面组成. 这两组节理的大量发育将岩体切割呈“片状”（图 7（c））. 图 7（d）显示了主后缘断壁上大量发育一组陡倾结构面（J3），使得岩体产生呈片状的拉张破坏. 在主后缘断壁上并未发现明显剪切破坏特征，次后缘断壁表面形态“粗糙”，呈拉裂面与剪切面交的“阶坎状”（图7（e））.拉裂面受J3控制而陡倾，剪滑面受中等倾角的J2控制. 在次后缘断壁下部，3组结构面大量发育，岩体呈现“棋盘状”结构，在J2与J3的组合控制下岩体形成“阶坎状”破裂面（图7（f））.

图6 大光包滑坡岩体结构特征Fig.6 Rock structure of the DGB landslide

图7 大光包滑坡边界破坏特征Fig.7 Fracture characteristics of the DGB landslide boundary

2.2 滑带

大光包滑坡滑面出露于滑坡南侧，顺层发育，平直光滑（图8（a））. 滑面上残留平均厚度达3 m的破碎带. 岩石学分析表明，该带岩性为白云岩，其形成经历了挤压破碎、热液填充等过程，岩体强度低，对该带岩体薄片分析[6]，结果表明该带至少经历6次构造活动[23]. 在滑坡次后缘断壁下，发现了该带露头，该层平均厚度为5 m，并呈明显构造分带特征（图 8（b）），由下而上分为：（1） 0.2～5.0 cm 的泥化带，呈黄褐色、处于稍湿软塑状态；（2） 3.0～45.0 cm的糜棱质带，呈灰白色，由岩屑和细砾组成，内部含少量白云石和泥质透镜体；（3） 角砾岩带和碎裂岩带，带内破劈理发育，普遍被钙质胶结，可见大量白云石透镜体；（4） 受断层影响的破裂岩带. 以上分析表明大光包滑坡滑带发育于大光包山体内一大型不连续地质带——层间错动带.

图8 大光包滑坡剪滑光面及其构造背景Fig.8 Sliding surface of the DGB landslide and geological setting

2.3 滑坡堆积体

图9 显示了大光包滑坡典型堆积特征，图10为整体堆积形态. 大光包滑坡启动后滑源区留下巨大凹槽（图 10（a）），随后侧离为 2大块体（B1和 B2），两块体间形成长约1 km，宽约500 m的侧离光面Ss2（图10（b））. 该光面产状与滑源区主滑动光面产状近于一致. B2内部沿侧离方向形成数条小型沟槽，推测受控于内部次级侧离面. B3是北侧坐滑形成的次级块体，基本保持了原状地层，岩体受3组优势节理切割呈“棋盘状”和“片状”（图9（a））. 正因B3的拉裂成因，次北侧断壁表面现出极为“粗糙”的断面形态. R1和R2为次级崩滑，由岩性上可辨别它们来自大光包山顶三叠系飞仙关. 其余堆积特征包括撞击后物质在惯性下前冲形成的碎屑流区（D）、与山体接触的撞击影响区（I）等（图 10（b））.另外，大光包滑坡堆积体表面存在大量扁平块石，表面平滑，可见擦痕、方解石薄膜或锈染，推测其碎裂受控于构造结构面（图 9（b）、（c）、（d））.

图9 大光包滑坡堆积的岩体结构特征Fig.9 Rock structure characteristics of the deposit area

3 大光包斜坡不连续地质特征的成因分析

如前所述，大光包滑坡位于大水闸背斜北西翼，表明大光包滑坡不连续地质特征处于该构造背斜环境中，并可推断区域主构造应力方向为NW-SE向.

在大水闸背斜形成初期，区内地层受到NWSE向推挤，分别产生与最大主应力平行和垂直的横、纵节理[33-34]（即 J1 与 J3）（图 11（a）），也伴随着与主应力斜交的斜节理的产生，但大光包滑坡区该节理未被大量发现. 随着构造演化，大水闸背斜逐渐形成，区内节理发育程度提高并逐渐向地层深部扩展，此时地层间相互滑脱，并伴随着平行于地层层面的节理产生，即J2（图11（b）），滑脱导致层与层间和地层内部产生错动（形成错动带），某些局部小断层也在这一时期形成. 将本文节理（结构面）产状与大水闸背斜区结构面产状进行对比，结果表明它们具有几乎相同的优势节理（即 J1、J2、J3）（图 11（c））[32]，图中：n为统计总数，1.3%—2.6%—3.9%—5.2%为等值线由外到内占比.

4 强震大光包滑坡失稳的工程地质意义

4.1 强地震动

汶川地震最大峰值加速度记录于震中以西18 km的武隆台站，分别为：957.7Gal（EW），652.9Gal（NS），948.1Gal（UD）；而距震中85 km外的大光包区内（大光包滑坡最近地震台站为相距约5 km清平站，故滑坡区采用该站地震记录）地震加速度达到：824.1Gal（东西向，EW），802.7Gal（南北向，NS），622.9Gal（垂直向，UD）. 由图12可以进一步看出，大光包区内地震加速度峰值比小于1.2；大光包山体在强震过程中不仅遭受强烈水平地震加速度，且遭受了几乎相同大小的垂向地震加速度；大光包区内形成单体滑坡面积大于0.5 km2的大型滑坡达6处[5]，大光包区内经历了强地震动.

该强地震动可能形成有两方面原因：（1） 映秀—北川断层并非连续通过大光包区，而是呈首尾斜列状[35]，可能使得该区应力集中，地震中伴随着较大能量释放；（2） Zhu等[36]分析表明当由山体斜坡（地质）结构决定的固有频率与地震频率相等时可能产生“共振效应”.

对汶川地震滑坡分布研究表明，砂岩、砂板岩、碳酸盐、岩浆岩等八大岩区滑坡高度集中[37]，有悖于常理的是滑坡主要发育于硬岩斜坡中，而硬岩通常被认为稳定性较好，其原因可能是汶川高频地震动与固有频率较高的硬岩斜坡产生“共振效应”. 对清平地震波谱分析表明：其主要频率分布在30 Hz范围内，且10～30 Hz仍占有相当比重（图13），区内地震动具有高频特征；而大光包山体斜坡岩体以硬脆性的碳酸盐岩为主[38]，具有较高固有频率，推测地震中可能存在“共振效应”，但仍需要进一步的研究确认.

图13 清平地震波频率谱Fig.13 Fourier spectrum of Qinping seismic recordings

大光包山体发育大量不连续地质界面，强震应力波可在各类结构面附近产生复杂的动应力分异效应，大光包滑坡滑带背景是构造层带，属山体内大型不连续地质带，形成了滑坡潜在边界. 应指出，前述大光包山体张开或被充填裂隙本身就是介质特性突变部位，也将产生反射波应力，促进岩体碎裂.

4.2 不连续地质界面组合

地质体内不连续地质界面（带）可能成为斜坡稳定性的控制因素[39-41]，大光包山体深埋厚层间错动带及多条断层，它们的有机组合形成了潜在的滑坡边界，加之前缘沟谷深切，为潜在边界破坏的提供了临空条件. 滑坡区J1、J2和J3有机组合将地层切割成块体（图14），J2促进底滑面形成，J1与J2贯通促进了拉裂和剪切破坏发生. 虽然区内结构面多被钙质胶结，但它们在强震中仍成为了薄弱面，如北侧断壁上发现的含方解石的剪切光面. 文献[17]将大光包滑坡分为2大区、7小区，虽然堆积地貌复杂[25]，但本文认为滑坡堆积过程一定程度受到了不连续地质特征控制.

不连续地质界面组合控制了区内地形地貌. 调查发现，大光包滑坡区4条区域断层与背斜轴线几乎平行，并且也与黄洞子沟西岸发育的多条水系平行，表明经历了与背斜形成相关的NW-SE向构造影响. 区域断层在以东区域交汇（图15），使得黄洞子沟以西构造活动更为强烈，依据地貌先兆可进行滑坡早期识别[26,42].

图14 大光包山体结构面组合特征Fig.14 Combined relationships of structure planes of DGB Mountain

图15 大光包区域断层组合特征Fig.15 Combined relationships of fault of the DGB landslide

4.3 地下水作用

调查表明地震前大光包山体地下水较为丰富.主沟黄洞子沟，枯水期流量约为0.3 m3/s，最大流量达60 m3/s. 位于滑坡体上的长石板沟为流水沟，沟头（高程约2 600 m）发育一口大泉，被当地人称为“大岩窝天井”，出水口被描述为有碗口粗细，长年不衰竭；大光包山脚段（高程约1 550 m）发育一口大泉，当地人称为“青蛙岩”，水量较大，长年不衰竭，汇入黄洞子沟. 可以肯定，层间错动带位于地下水位之下（图16）.

图16 大光包滑坡剖Fig.16 Longitudinal section and cross-section of the DGB landslide

在滑坡后缘滑带内开挖的平硐揭示了该带的良好导水特性，地下水从张性裂隙渗出（图17）. 强震促使大光包山体内部不连续地质界扩展贯通，尤其是J1和J3两组陡倾结构面，贯通后将成为垂向导水通道，由于J1倾向与坡向基本一致，饱水的J1结构面可形成向坡外的推力，不利于坡体稳定. 另外，缓倾的J2结构面与地下水连通后可形成浮托力降低结构面抗剪强度. 若地下水与大光包滑坡层间错动带连通，地下水进入因强震碎裂的错动带岩体而产生高孔压，可降低带内岩体有效应力，根据有效应力原理， τ′=(σ -P)tan φ ，其中：σ 为正应力；P为孔隙水压力；φ为裂隙面摩擦角，可降低抗剪强度.

图17 层间错动带渗水特征Fig.17 Permeability of the bedding fault

5 结 论

前人研究了大光包滑坡形态、运动和堆积特征，分析和探讨了强震大光包斜坡的动力响应及其对滑坡形成的触发作用；结合已有研究，本文对大光包滑坡滑源区、堆积区及周围区域地质特征进行了详细调查，揭示了大光包滑坡的不连续地质结构特征，并进一步探讨了该不连续地质特征在强震作用下对滑坡失稳的促进作用，提出了大光包山体斜坡不连续地质结构特征为强震滑坡形成提供了先决条件. 具体结论如下：

（1） 大光包山体斜坡处于（龙门山）逆冲断裂带内的（大水闸）背斜构造环境，受构造演化的区域断层、局部错动带及优势结构面等不连续地质界面的切割，使得大光包山体具有显著不连续地质特征.

（2） 强震过程大光包滑坡后缘和北侧边界、南侧滑带和堆积过程都表现出显著的不连续地质界面特征.

（3） 大光包滑坡构造地质特征的工程地质意义表现为：① 汶川地震中大光包区内受到强震作用，大光包山体不连续地质特征，尤其是层间错动带是斜坡失稳的潜在因素，② 大光包山体内不连续地质界面的有机组合对滑坡边界具有控制作用；③ 地下水伴随着强震过程不连续地质界面贯通可能促使了大光包滑坡快速启动.