雅江缝合带角不弄巨型古滑坡发育特征及形成机制研究

2021-03-25杨德宏陈兴强常帅鹏

铁道标准设计 2021年3期

杨德宏，陈兴强，黄勇，常帅鹏

(1.中铁第一勘察设计院集团有限公司，西安 710043；2.陕西省铁道及地下交通工程重点实验室(中铁一院)，西安 710043)

1 概述

雅江缝合带是印度板块与欧亚板块相互碰撞的边界带[1]，位于冈底斯—念青唐古拉地块与喜马拉雅地块之间。该地区新构造活动异常强烈，造就了雅鲁藏布江缝合带周缘高山深切峡谷地貌，使得该地区发生了多次中强震、强震以及大地震[1]；喜马拉雅地块地区自1977年以来，共发生约13次5.0级以上地震[2]；迄今为止，中国发生的震级最大的地震—1950年8月15日Ms为8.6的墨脱地震，即发生在雅江缝合带东南侧约125 km处[3]。雅江缝合带及其周缘地区，地势急剧隆升抬起，形成了典型的“V”形高山峡谷地貌，地形高差极大，加之岩体破碎，地质灾害极发育[4]；滑坡灾害便是其中最常见的重力地质灾害之一。

对于研究区附近发生年代较近、且严重影响当地生产活动的滑坡，众多学者已进行了大量研究；例如，殷跃平(2000)[5]、柴贺军等(2001)[6]、吕杰堂等(2003)[7]、胡明鉴等(2009)[8]、邢爱国等(2010)[9]、王玉峰等(2018)[10-11]、刘广煜等(2019)[12]学者，针对林芝市波密县易贡乡的易贡高速远程巨型岩质滑坡进行了大量的研究；孔纪名等(2003)[13]、陈语等(2016)[14]、黄润秋等(2016)[15]学者，针对林芝市巴宜区鲁朗镇拉月村东侧川藏公路旁的拉月滑坡进行了研究；而针对研究区的古滑坡，由于年代久远、尚且稳定、地貌变化等原因，对其发育特征和形成机制研究较少。

笔者在藏东南雅江缝合带附近开展地质调查期间，发现了通麦镇南侧的通麦巨型古滑坡、东久曲左岸白木村巨型古滑坡、鲁朗河右岸的角不弄巨型古滑坡、色季拉山林芝巴弄沟左岸的米秋苏巨型古滑坡以及多处形成冰湖(堰塞湖)的古滑坡，笔者选取角不弄巨型古滑坡为调查对象进行研究，其发育于雅江缝合带蛇绿混杂岩地层中，滑体长度约3 700 m、平均宽度约2 000 m、平均厚度约160 m，滑体体积约1.18×109m3，最大水平滑动距离约2 910 m，滑坡后缘最高点与滑坡前缘高差约1 450 m，属于典型的高速远程巨型岩质滑坡。通过分析该滑坡发育特征和形成机制，为藏东南地区同类型巨型古滑坡形成机制提供参考，助力研究区防灾减灾工作。

2 区域地质背景

角不弄巨型古滑坡位于西藏自治区林芝市巴宜区鲁朗镇东北侧约4 km的鲁朗河右岸，背靠加拉白垒峰，面朝色季拉山(图1)。研究区所在的鲁朗河流域地形高差极大，属于高山深切峡谷区，海拔最高处在加拉白垒峰，高达7 294 m；海拔最低处在培龙贡支沟附近，低至2 000 m，高差达到5 294 m。角不弄滑坡以北的鲁朗河沟谷多呈深“V”字形，地势陡峻；该滑坡以南的鲁朗河呈“U”字形宽谷，宽度一般为500～2 500 m，局部地段较窄。

图1 角不弄巨型古滑坡全貌(无人机拍摄)

该古滑坡所在位置地层岩性主要为蛇绿混杂岩带，岩性以强糜棱岩化的变镁铁质岩、石英岩和白云母石英片岩、变超镁铁质岩石为主，夹有大理岩岩块，局部地段出露元古代南迦巴瓦岩群和念青唐古拉岩群的片岩、片麻岩。

研究区构造活跃。首先，在古滑坡南侧的人工采石场底部，冲积砂类土层、碎石类土层呈非水平或近水平状态，其倾斜角度最大值高达20°[16]；在古滑坡南侧约4 km范围内的扎西岗村和罗布村，通过探槽揭示了全新世地层错动的现象[17]；上述现象均显示研究区存在新构造活动现象。其次，雅江缝合带是侏罗纪以来Neotethys演化、印度板块向亚欧大陆碰撞-俯冲以及青藏高原隆升造山运动等综合作用下，形成的一条极为复杂的构造带，呈SW向的“U”字形展布，介于在南迦巴瓦岩群和冈底斯陆缘弧之间，上述构造特征导致研究区构造活动强烈[16]。研究区地震活动比较频繁且震级较高，该地8级以上地震复发的间隔约200年，为高度强震危险区[18]，反映了研究区及其周边地区构造运动强烈。

强烈的构造活动改变着研究区的微地貌，破坏了岩体完整性，降低了岩体的物理力学指标，在雨、雪、风、光等外因的风化侵蚀作用下，为滑坡、泥石流等重力地质灾害提供了丰富的物质来源；山高坡陡的地形条件，为重力地质灾害提供了充足的重力势能；在大震级地震、频繁强降雨、冻融交替、河流冲刷及人类活动等因素的综合作用下，研究区近年来发生了多次严重的重力地质灾害；例如，1983年至1985年该古滑坡东北侧约38 km的培龙贡支沟连续3年爆发大型至特大型泥石流[19-20]，2000年04月09日其东北侧约50 km的扎本隆沟发生易贡高速远程巨型岩质滑坡[5]，2018年10月17日该古滑坡东侧约12 km的色东普沟发生了特大型冰川泥石流[4]。

3 角不弄古滑坡发育特征

角不弄巨型古滑坡的范围介于北纬29°45′17.83″～29°47′25.56″、东经94°44′30.54″～94°48′14.28″之间；古滑坡后缘最高点海拔4 737 m，前缘最低点海拔约3 285 m，高达1 450 m的相对高差为其形成提供了非常有利的地形条件；鲁朗河从滑坡前缘流过，常年强烈的岸坡冲刷使古滑坡前缘形成了高约240 m、坡度约37°的高陡临空面，加速其形成；雅江缝合带主断裂F51和F53从滑坡下部穿过，而古滑坡整体滑动的方向(即滑坡轴)约为293°，其与F51和F53断裂的夹角分别为74°和58°(图2)。

图2 角不弄巨型古滑坡地理位置及发育特征

3.1 古滑坡平面形态特征

该古滑坡平面形态呈“长舌型”(图2)，根据其破坏、滑动、堆积特征，其物源区和堆积区叠加区域较多，未见明显的运动区，因此，笔者根据其破坏、滑动、堆积特征，在平面上将其分为物源区和堆积区。

3.1.1 物源区特征

物源区主体位于海拔3 285～4 670 m，根据滑坡轴线方向剖面形状、滑坡周缘地形特征，对古滑坡原始地貌进行了复原，其原始斜坡平均坡度约20°，前缘坡度约31°(图3)。

图3 角不弄巨型古滑坡A-A′工程地质剖面

物源区位于古老的南迦巴瓦岩群(An∈P)和念青唐古拉岩群(Pt2-3Nq)之间的一套中生代蛇绿混杂岩中(Mi)，岩体为绿片岩、石英片岩类、片麻岩等互层组成的混合岩，塑性变形强烈，节理裂隙发育，为一巨型岩质滑坡。古滑坡自原始斜坡山脊附近滑下，形成圈椅状地形(图4)，在滑坡南侧形成高达220 m的陡壁。

图4 物源区凹槽形负地形

物源区主体位于冬季雪线(海拔4 000 m)以上，植被覆盖率<50%，以少量低矮灌木为主，导致滑坡后缘、侧壁风化严重，在滑坡北侧侧壁出现了多处溜砂坡(岩屑坡)(图5)，表明侧壁正在进行严重的风化作用，且溜砂坡的产生发展具有一发不可休止的特点[4]，因此，推测滑坡侧壁甚至整个物源区经过较长时间的风化改造作用，将更加破碎、松动。

图5 古滑坡北侧侧壁溜砂坡(手指所示区域)

物源区滑床沿滑动方向较平顺，残留岩体较少，属于较典型的同一滑面。

3.1.2 堆积区特征

古滑坡堆积区主要位于鲁朗河河谷区，堆积区轴线最大长度约4 360 m，最大宽度约2 900 m，最大厚度约305 m。

古滑坡形成初期，堆积区堵塞鲁朗河形成堰塞湖，后经鲁朗河水流冲刷等侵蚀作用，在堆积区前缘切割出天然的泄流槽，演变成现今的鲁朗河河道[16]，将堆积区一分为二，主体位于鲁朗河右岸，其左岸仅有少量分布。

整个堆积区保留较完整，覆盖层较厚，且植被较茂密；通过在其前缘的国道G318沿线调查发现，堆积区主要由大型块石和碎石类土组成，块石直径主要为3～5 m，最大块石直径达数十米至百余米。

在堆积区前缘、鲁朗河右岸，由于坡度陡立且高度大，在鲁朗河的冲刷、剥蚀作用下，坡脚处于临空状态，根据现场调查结果，鲁朗河右岸的堆积区前缘已经存在多处次级滑塌，植被遭到破坏，堆积体坡面裸露(图6)，在降雨、地震等外动力地质作用下，次级滑坡的范围、规模可能扩大，从而堵塞鲁朗河，一方面影响国道G318的行车安全和道路畅通，另一方面可能淹没上游鲁朗镇的加油站、公路养护道班等基础设施。

图6 堆积区前缘次级滑坡

3.2 古滑坡运动学分析

1973年Adrian E.Scheidegger提出高速远程巨型岩质滑坡的运动速度的计算方法，即谢德格尔法[21]，目前，已经成为国际上较为通用的滑坡运动速度计算方法[22-23]，其计算公式如下

(1)

式中，V为计算位置滑体速度，m/s；g为重力加速度，m/s2；H为滑坡后缘最高点与滑体速度计算位置的垂直高差，m；L为滑坡后缘最高点与滑体速度计算位置的水平距离，m；f*为等效摩擦系数，即滑坡后缘最高点与滑体运动最远点连线的斜率。角不弄古滑坡后缘最高点与滑体运动最远点的水平距离Lmax=5 766 m、垂直高度Hmax=1 450 m，因此，等效摩擦系数f*=Hmax/Lmax=0.251 5。

根据古滑坡A-A′剖面(图3)，确定滑体活动沿途的水平滑动距离、垂直高度，利用谢德格尔公式，计算出该古滑坡剪出口(距其后缘最高点水平距离3 517 m)滑体下滑全过程的运动速度，绘制出其滑动距离与滑动速度的关系曲线(图7)。

图7 古滑坡剪出口滑体运动速度曲线

根据剪出口滑体运动速度计算结果可知，当原始斜坡失稳启动后，滑体下滑的速度在巨大的重力势能作用下快速增大，在剪出口的速度迅速达到81.9 m/s；由于重力势能转化为了动能，剪出口处的滑体速度进一步增大，最大速率约83.2 m/s；随着重力势能的减弱、河谷地形减缓、撞机对岸斜坡等因素的影响，滑体的速度开始降低，当滑体前缘与对岸斜坡进一步碰撞后，滑动速度迅速减小，且滑体前缘的运动形式由下降、水平运动变为爬升运动，直至其运动速度将为零。

由于滑体的运动速度受运动沿线地面粗糙度等综合因素的影响，谢德格尔法计算出的滑体运动速度存在误差，但其结果足以说明该古滑坡属于高速滑坡的运动特征。

4 角不弄古滑坡成因机制

角不弄古滑坡的形成原因总体概括为内在因素和外在诱因。其中，内在因素是该滑坡形成的主控因素。

4.1 内在(主控)因素

4.1.1 断裂构造发育

断裂构造与大型-特大型(巨型)滑坡灾害的发生关系密切[24-26]，其是控制滑坡形成与发展的基本因素[27]。

喜马拉雅东构造结(南迦巴瓦)，是印度大陆楔入、俯冲到欧亚大陆的前缘，强烈而持续的挤压应力作用导致该地区新生代以来发生多期强烈构造变形，最终形成现今的构造格架，以雅鲁藏布江缝合带为界，分割为冈底斯-念青唐古拉地块与喜马拉雅地块，而该古滑坡位于上述两个地块之间的雅江缝合带上，断裂构造极发育，滑坡区主要有2条断裂床，即F51和F53断裂(图2)，二者且均为区域性大断裂；断裂构造控制了滑坡区的地形地貌和水文地质特征，破坏了岩体完整性，为滑坡的发育提供了非常有利的条件。

4.1.2 地震频繁且震级高

巨型滑坡的形成与强震出现关系密切，一般是其失稳的触发条件[28-29]。研究区作为印度板块与欧亚大陆碰撞的前沿，南迦巴瓦构造结的持续向北东推挤，受到来自嘉黎断裂以北块体的阻碍，使得南迦巴瓦块体内部具有强烈的NE-SW向挤压变形，是造成该区域地震活动的主要原因。该地区震级>4.7级即为破坏性地震[30]，根据《中国历史强震目录》、《中国近代地震目录》等资料显示，自公元1331年以来，古滑坡所在的喜马拉雅地块地区，发生了约100次5.0级以上地震，4.7～4.9级地震若干，且1950年8月15日中国发生的震级最大的墨脱地震(Ms=8.6)，与其直线距离仅184 km；2017年11月08日06时34分，雅江缝合带上的色东普沟附近发生的6.9级米林地震，距离古滑坡的直线距离仅25 km(图8)。

图8 区域历史强震震中分布

根据现今该古滑坡后缘山顶地面凹凸不平的地表形态，与地震发生时对岩块的抛射作用所形成地表形态一致[31]；因此，判定角不弄巨型古滑坡是由于该区域频繁而密集的强震触发滑动。

4.1.3 活动断裂蠕滑

活动断裂的蠕滑作用会改变斜坡应力场的分布，从而影响斜坡稳定性，易发生滑坡的重力地质灾害，而滑坡又是断裂破裂动力学响应过程的“指示剂”，二者相辅相成[32-33]。

为了查明F51断裂的活动性，2018年谢超在古滑坡南侧的扎西岗村和罗布村开挖了2处探槽进行研究。罗布村的探槽揭示了2条断层，判定断层错动了全新世地层(图9)；扎西岗村的探槽揭示了1条逆冲断层，显示此处存在断层活动事件，断距约2 m，且根据李文巧的测年数据，其发生时间介于8 640～5 460 a[17](图10)。

图9 罗布村探槽剖面

图10 扎西岗村探槽剖面

笔者在古滑坡南侧的采石场内调查发现，已揭示的冲积地层非水平(或近水平)，整体西倾，证明了活动断裂的存在(图11)。

图11 古滑坡南侧采石场剖面

4.1.4 岩体结构破碎

发育的断裂构造、频繁的地震以及蠕滑的活动断裂，是原本完整的山体产生节理裂隙，随着后续地震持续发生，活动断裂的缓慢蠕滑，许多规模较小的节理裂隙不断扩展贯通，发展成长大节理裂隙，形成完成结构面，为滑坡的形成提供天然滑动面。

在形成的节理裂隙中，存在大量的张拉裂隙，随着新构造活动的持续，张拉裂隙发展至地表，雨水和冰雪融水沿张拉裂隙流入原始斜坡的各裂隙中，一方面加速了其风化作用，使其强度不断降低，另一方面，水的入渗起到了润滑作用，更加有利于滑坡的形成。

4.2 外在诱因

4.2.1 地形陡峻

地形条件是滑坡等重力地质灾害形成的重要内因和必要条件，其直接关系着滑坡的形成、运移、堆积，影响着其规模、特性等[34]。该古滑坡位于喜马拉雅山与念青唐古拉山系交界地带的高山深切峡谷区，沟谷密布，多悬崖绝壁；古滑坡后缘山脊线与前缘最低点高差高达1 450 m，为滑坡等重力地质灾害的形成提供了充足的重力势能。

4.2.2 物源区冻融交替

滑坡所在的藏东南地区，整体海拔较高，山顶常年被冰雪覆盖；随着季节的更迭，雪线位置也会随之变动；古滑坡后缘最高点海拔4 737 m，根据调查资料得知，滑坡区冬季雪线海拔约为4 000 m，夏季冰雪全部消融(图12)；因此，物源区大部分区域位于冰雪冻融区域。

图12 古滑坡不同季节雪线位置

物源区原始斜坡以岩体为主，其是冷热的不良导体，冰雪冻融交替环境下，温度发生变化，地表与岩体内受热不均，产生膨胀与收缩，长期的作用结果使岩石发生崩解、破碎；岩体中的水也不断冻融交替，冰冻时体积膨胀，如同楔子一般插入岩体内的裂隙，直到把岩石劈开、崩碎；因此，物源区冻融交替作用成为了滑坡启动的“催化剂”。

4.2.3 河流冲刷、下切

古滑坡位于鲁朗河右岸，而鲁朗河属于帕隆藏布江的支流，其穿行于高山深切峡谷区，平均水力梯度约为2.61%，天然高差约1 720 m；在这种水力坡降大、高差大的冲刷条件下，鲁朗河的侵蚀、切割能力较强；受印度洋暖湿气流影响，研究区的雨季较长且雨量较大，使其流量常年稳定在较高状态；因此，鲁朗河对其沿线的斜坡冲刷、侵蚀能力较强，在原始斜坡前缘形成临空面，增大了斜坡体的不稳定性，有利于滑坡的产生[35]。

5 角不弄古滑坡形成过程演化

角不弄古滑坡是在内动力地质作用和外动力地质作用的共同作用下形成，根据其形成过程，大致可以分为节理裂隙形成阶段、失稳启动阶段、高速滑动阶段、高速碰撞解体阶段、冲击消能夯实阶段共5个运动状态[36]。

5.1 原始斜坡岩体内节理裂隙形成阶段

原始斜坡的岩体初始状态考虑为一个整体，从如下3方面考虑其节理裂隙形成原因：(1)在地震震动、活动断裂蠕滑等外动力地质作用下，其内部产生了大量的节理裂隙；(2)雪线随季节交替而变化引起的冻融作用，使岩体表面由于热胀冷缩而崩解破碎，形成许多细小的节理裂隙；(3)原始斜坡坡脚由于河流冲刷、下切，形成天然临空面，斜坡岩体在重力牵引作用下，其内部及表面将产生许多节理裂隙；以上述原因为主的内、外动力地质作用，使原始斜坡岩体变得破碎。

5.2 原始斜坡岩体失稳启动阶段

当破坏性地震等触发因素出现时，原始坡体内的临界锁固段被剪断，在瞬间释放的重力势能作用下，失稳的坡体沿着贯通的滑动面以一定的初速度滑动，在巨大重力势能的持续作用下，滑体剪出口的运动速度迅速增大。

在这个过程中，由于滑动面凹凸不平，滑体表面将出现明显的张拉裂缝和错位变形等现象；滑坡后缘既有、规模较小的张拉裂缝迅速发育为长大裂缝，滑坡体与后缘山体分离，滑坡形成。

5.3 滑坡体高速滑动阶段

随着时间的推移，由于滑体高程不断降低，重力势能不断转化为其动能，其一直处于不断加速运动的高速度状态；当滑体前部抵达对岸斜坡后，由于碰撞减速作用，滑体前部的阻力将向其中后部传递，加速度随之减小，滑体速度增幅减弱，但仍处于加速滑动阶段；当加速度减小为零时，滑体速度达到峰值。

虽然此阶段滑体高速下滑，呈现一定的大变形现象，但其整体状态尚存，滑体内部块体间的空间接触关系变化不大，滑体整体仍然呈刚性块体运动。

5.4 滑坡体高速碰撞解体阶段

当滑坡前部与对岸斜坡开始碰撞后，整个滑体仍在加速下滑，速度持续增大，当滑体速度达到峰值后，由于受碰撞挤压、地面摩擦等因素影响，整个滑体的速度将减小。由于滑体后部块体持续强烈的推挤作用，滑体中前部的块体迅速解体，块体之间相互碰撞，不断改变各自的运动状态，表现为向上抛起、向下坠落等形式，整个滑体内部结构呈现出紊乱状态。

5.5 冲击消能夯实阶段

滑坡解体后的滑体物质是碎屑、水和空气的混合物，但仍具有很高的动能和势能，因此冲击破坏力极大；随着滑体中前部的物质在滑坡后部物质的冲击作用下不断夯实，动能和势能逐渐耗尽，直至滑体稳定堵塞鲁朗河形成堰塞湖；随着时间的推移，滑体逐渐在重力的作用下变得更加密实，堰塞湖内的湖水沿着现今鲁朗河的平面位置漫过滑体，随着水流的侵蚀、下切作用，滑体前缘逐渐形成了现在的河道；鲁朗镇所在的河谷区，也由于堰塞湖的沉积作用，由早期较窄的河谷变成现在较宽的河谷。