年暴雨期间四川盆地岩质滑坡发育特征
本文根据对川中丘陵区龙泉山40处大型滑坡的实地调查资料，对此次暴雨期间盆地地区岩质滑坡的主要特征及防治措施进行了初步探讨。
1调查区暴雨特征及地质调查
1981 7月至9月三个月期间，研究区暴雨有以下特征。
(1)暴雨发生时间集中，强度大，三个月的降雨量大部分在几天之内落下。第一次暴雨发生在7月13日，最大强度262.7mm/d；第二次暴雨发生在8月15日，强度低于前一次。第三次暴雨发生在9月2日前后，强度为278.9 mm/d。
(2)暴雨分布的区域差异显著。成都龙泉山地区出现了两次暴雨，其中特大暴雨(> 200 mm/d)出现在7月13日。遂宁出现了三次暴雨，但没有出现特大暴雨。最大降雨强度达到199.4mm/d；/七月d 13。三台、射洪出现两次暴雨，9月2日出现特大暴雨。即使是龙泉山的小区域，也有明显的差异。界牌公社7月13出现暴雨，平安公社7月12、6月13连续两天出现暴雨。
暴雨的上述特征在本文后面的讨论中具有重要意义。
勘察区为侏罗系和自恰尔系陆相红色碎屑岩分布区。龙泉山位于调查区西侧，山脉为箱形背斜构造。山脉的分水岭大致与背斜的轴线重合。背斜核部出露中侏罗统沙溪庙组紫色砂岩夹泥岩，遂宁组紫色泥岩夹粉砂岩，背斜两翼出露上侏罗统蓬莱镇组紫色砂岩、泥岩与白垩系砖红色砂岩、泥岩互层。勘察区其余为丘陵区，分别出露遂宁组、蓬莱镇组和白垩系地层。地层产状平缓，倾角一般小于3°。除连接龙泉山背斜两翼与丘陵区平缓构造的大型逆断层外，其他部位未发现大断层，但层间错动迹象十分普遍，特别是在砂岩与泥岩的界面处。有四组与层面近垂直的X面裂缝，产状分别为n 10° W、N80°E、N60°W和N40°E。
该区的边坡形状明显受地质构造控制。丘陵地区和背斜轴部岩层产状平缓，多为阶梯状斜坡。砂岩或粉砂岩形成台地，泥岩形成台地。在背斜两翼地层倾角大于20°的区域，沿倾向形成单侧山体斜坡，地形坡角与地层倾角几乎相同；反方向形成台阶状陡坡，台阶往往由泥岩组成。
2滑坡形成机理及稳定性分析
暴雨期间，几乎所有不同地质结构和形状的边坡都会发生滑坡，但由于地质结构不同，其特征也不同，可归纳为六大类，即滑裂型滑坡、滑压致裂型滑坡、塑性流动型滑坡(土体蠕变)、滑裂型滑坡、滑弯型滑坡和滑坡。由于篇幅所限，本文主要讨论了三种危害较大、分布较广的滑坡，即滑裂型、滑压致裂型和滑弯型。
2.1平推滑裂滑坡
2.1.1的形成机制和条件
这类滑坡的基本特征是滑动面近水平，滑坡残留物沿滑动方向大致可分为四部分，即滑块、沉降带、前缘隆起带和后缘滑坡带(图1)。滑块仍保持着岩体原有的结构，并能发展出纵向和横向的张裂缝，但岩体的产状无明显变化。有时可以在滑块前缘的坡脚看到隆起和凸起区域。如果边坡被覆盖层阻挡，覆盖层中会产生隆起、褶皱或逆掩断层。滑块的背面会沿着陡峭的裂面向后滑动或向后弯曲，甚至会掉下来。与滑动前的位置相比，滑块顶面高程无明显变化，两者连线的斜率与岩层沿滑动方向的视倾角相近，表明滑块沿地层向外滑动，无明显旋转。塌陷区的滑块后侧是滑块滑出时岩体被拉塌造成的，拉裂形成的一些隧道至今还保存到十几米的深度。沉降区可能充满向后滑动或倾倒并从后缘落下的物质。
上述特征表明，滑坡起源于滑体沿非常平缓甚至微倾斜的斜坡中的软弱面(或带)向坡外侧滑动。这种突然滑动主要是由后缘裂隙中间隙水压力的推动和滑动面间隙水压力的顶起共同作用引起的，其演化过程大致可分为三个阶段(图2)。
2.1.1.1变形阶段(图2中① ②)
调查资料表明，所有发生这种滑坡的边坡在滑动前都有明显的变形，且以塑性流动-拉伸变形为主。即坡脚附近的软岩在上覆岩体自重的作用下，会在坡外产生塑性流动，使边坡沿软弱带产生裂隙，这种张裂隙从软弱带向上扩展，逐渐与坡体上的张裂隙相连，为坡水渗入边坡创造了条件。在一般降雨中，由于裂隙排水，水位很难迅速上升，因此不能引起强烈的间隙水压力使滑体开始滑出，只能促进变形的发展。
2.1.1.2滑块启动和制动阶段(图2中的③)
当暴雨足以使后缘拉伸裂纹内的充水高度达到临界高度hcr时，滑块就会启动。当岩层水平时，hcr可根据以下公式获得:
表层地壳与人体工程学
其中:W为滑块重量，L为滑动面长度，φ为滑动面内摩擦角。
图1水平推滑坡剖面图
滑块一旦启动，后缘裂缝被拉开后的充水水柱也会迅速减小。同时，滑面处的间隙水推力和顶力也会急剧减小，滑块会因为失去间隙水压力而自行制动。所以这种滑坡从滑体开始到刹车的时间很短，一般只有几秒到十几秒。
因为滑坡坡脚及其前缘的土层顶力远低于后侧。所以这一带实际上起着抗滑作用，所以经常被推成隆起、膨胀、褶皱弯曲甚至逆冲断层，这一带的建筑物经常被拉开、坍塌或掩埋(如红花滑坡)。
2.1.1.3沉降带充填和滑体压实阶段(图2中④)
滑块停止滑动后，滑块后侧向后滑动并倾倒，后缘塌陷滑动，使沉陷区填满，滑块逐渐压实并趋于稳定。
这种滑坡适用于平缓发生的层状边坡。通常滑体由砂岩或粉砂岩组成，沿下伏泥岩界面滑动。但值得注意的是，遂宁组地层中存在相反的情况，即滑块由泥岩组成，滑层为粉砂岩，这很可能与富含钙质和石膏的厚块状泥岩在卸荷后原生裂隙和构造裂隙发育，比粉砂岩夹层富水性有关。
从地貌上看，这类滑坡最有利的地方是山脊、孤包和山嘴，这些地方岩体松弛，卸荷裂隙发育，往往经过较长时期的变形，三面空则更有利于滑出。
2.1.2稳定性评估
因为这种滑坡的发生主要是由于间隙水压力的作用，滑动后后缘开裂塌陷。不仅透水性明显增强，而且沉陷区中间高两端低，有利于排水。因此，在后期的暴雨过程中，很难使孔隙水压力的高度再次达到临界值，所以这类滑坡整体上是稳定的。中江县的赖子龙古滑坡(图3)和绥宁县的横山古滑坡(发生在6月，1976)在这次暴雨期间没有整体滑动的迹象，就是有力的证据。
图2滑坡演化过程
在这类滑坡分布区应注意以下问题:
(1)随着滑面离坡倾角的增大，其整体稳定性会逐渐降低，对降雨的响应也变得更加敏感。
(2)沉降带内填充淤泥时，一旦填土在暴雨过程中饱和软化，就会产生塑性流动，在间隙水压力的作用下，可以推动滑块再次滑动。中江县邓家祠滑坡就是一个典型的例子。9月2日暴雨期间，滑块被仰坡上攀爬的残积土推着，慢慢向一侧滑动2.2m，导致渠道暗拱坍塌(图3)。
图3邓家祠滑坡纵剖面图
(3)滑动残差的局部变化。例如，在莱芜龙滑坡中，残留体在莱芜龙地区仍可能发生局部崩塌，残留体后缘的倾倒也可能造成局部崩塌，滑体在其前缘吸收水分使地下水溢出区的土体软化，导致土体蠕变。
2.2滑压诱发的拉伸滑坡
2.2.1形成条件和机理
这种滑坡的形成条件与前者相似，一般发生在地层平缓的层状边坡中。滑坡外观呈现多个反坡台阶(图4A)，滑体内岩层产状明显倒转，表明其在滑动过程中发生了旋转，解体成多个次级滑体，滑体滑动速度普遍较快，并在短时间内(数分钟至数小时)趋于稳定。
滑动体中的每个分割的滑块在其后缘都有一个陡峭的圆形滑动面(图4B)，因此滑动体的重力分量在推动滑动体向下的力中仍然起着重要作用，滑动面的软化和暴雨引起的间隙水压力是滑坡的诱发因素。圆形滑动面是由滑移压力引起的拉伸裂纹渐进破坏而发展起来的，其演化过程大致可分为三个阶段。
图4滑压诱发的拉伸滑坡剖面图
图5滑移压力引起的拉伸裂纹滑移演化图
2.2.1.1卸载反弹滑动阶段(图5a)
在边坡形成过程中，坡体反弹并向机场方向滑动，产生垂直于滑动面的拉伸裂纹。
2.2.1.2压缩引起的拉伸断口扩展阶段(图5b和c)
在边坡的应力作用下，随着变形的发展，压致张裂面自下而上不断扩展，形成陡峭的台阶面，边坡略有旋转，但整个边坡仍处于稳定破裂阶段。
2.2.1.3台阶平面渗透阶段(图5d)
台阶面成为应力集中区，陡坡和缓坡拐角处的嵌合体被逐一切割、碾压、扩大，边坡开始明显旋转，导致边坡隆起。当后缘拉伸裂纹闭合时，变形进入渐进破坏阶段。一旦嵌合体被完全切割，在暴雨期间迅速上升的间隙水压力的参与下，沿贯通面不可避免地会发生滑坡。
根据以上分析，可以认为暴雨期间可能发生这种滑坡的边坡，应该是那些滑压诱发的张裂变形已经进行到相当程度(后缘台阶面被穿透)的边坡。龙泉山石碾滑坡在10年前发现了一条宽20cm、长30m的裂缝，足以证明该边坡在滑坡发生前曾发生过明显的变形改造。
图6乌东滑坡纵剖面图
稳定性评估
滑坡开始后，随着地下水的弥散、孔隙水压力的降低和滑位能的降低，滑坡逐渐趋于稳定。此时滑体的平均坡度已经变得很平缓，但由于滑面呈陡峭的弧形，在暴雨后期仍有局部甚至整体滑动的可能。比如稳定系数F=1.48，不考虑孔隙水压力，滑体稳定；如果考虑间隙水压力的顶托和水平推动，其F=0.87，即暴雨期间仍会滑动。这次暴雨期间射洪县乌东滑坡(图6)和三台县四毛崖滑坡的复活就是有力的证据。因此，在这种滑坡可能影响的范围内，应疏散建筑物和居民区。
2.3滑弯滑坡
2.3.1形成条件和机理
这种滑坡主要发育在龙泉山背斜翼部地层倾角大于20°的单面山坡上。
滑坡一般还可分为滑动块体、后缘裂谷沉降带和前隆起褶皱带(图7)，其特征与平推滑动裂谷型滑坡非常接近。而前缘隆起褶皱带较宽，褶皱强烈，隆起丘背侧往往有凹坑。滑坡开始后，滑动速度慢，持续时间长，一般半天以上。比如顺河四队滑坡持续24小时，滑动距离只有8米左右。
当滑动面平直，坡脚不空时，前缘隆起带多发生在坡脚附近。也可发生在半坡被冲沟冲刷，滑动面较浅的部位；当滑面为勺形时，滑面在坡脚处可为空，滑面由陡变缓的地方出现褶皱带。
边坡岩石褶皱的力学机制。欧拉理论可用于分析(图8)。
设φ为滑动面的内摩擦角，则岩层产生褶皱的临界荷载为:
表层地壳与人体工程学
或者
表层地壳与人体工程学
根据欧拉的理论:
表层地壳与人体工程学
将(2)代入(1)可以得到l:
表层地壳与人体工程学
式中:γ为岩层的容重，e为岩层的弹性模量，其他符号见图8。
假设泥岩的弹性模量为5000 kg/cm2，容重为2.5，则拱背滑坡的岩石失稳临界应力为50.77kg/cm2。黑白林滑坡率为48.89公斤/平方厘米。
在间隙水压力作用下，滑体启动时滑动推力的表达式为:
表层地壳与人体工程学
据此计算出拱背滑坡开始时σ = 5.15 kg/cm2，黑柏林滑坡开始时σ = 6.27 kg/cm2。它们比岩石屈曲所需的临界应力小6 ~ 10倍。
图7滑弯滑坡纵剖面图
根据公式(3)计算出该条件下岩石失稳的临界长度，拱背处为260m，黑柏林处为294m，而两处滑坡的实际长度分别为90m和110m，比计算值小2.5 ~ 3倍左右。
从以上分析可以看出，滑动时的滑动推力不足以使岩层发生屈曲，因此可以认为滑坡前岩层已经发生了滑动-弯曲变形(黑柏林滑坡前缘已发现这种变形的迹象)，暴雨期间由于滑动面的软化、间隙水压力的推动和顶进等因素的综合作用，发展成为滑坡。其演变过程大致可分为三个阶段(图9)。
图8边坡岩石褶皱的力学机制分析
2.3.1.1蠕变-轻微弯曲阶段(图9a)
资料表明，这种滑坡多发生在倾斜边坡外的层状边坡中，软弱面的倾角大于该面的残余摩擦角。在边坡应力的长期作用下，岩层发生蠕变，在坡脚附近产生隆起和弯曲。
2.3.1.2滑动-强烈弯曲阶段(图9b)
在强孔隙水压力等触发因素的作用下，岩层沿软弱面滑动，后缘开裂；前缘发生强烈的弯曲隆起，出现X形断面位错。其中，缓倾角的逐渐发展为滑动切面。由于弯曲部分强烈膨胀，坡面明显隆起，岩体滑动加剧，经常发生局部崩落或滑动。坡脚附近的这种“减载”进一步促进了深部变形的发展。
图9滑弯滑坡演化图
2.3.1.3连续变形-滑出阶段(图9c)
由于变形的不断发展，滑面贯穿并发展成为滑坡。
对于勺形或“扶手椅”形滑动面，情况有所不同。强弯曲部分发生在滑动面的转折处，沿原弱面滑动，不形成切面。
稳定性评估
这种滑坡一旦开始，随着前缘褶皱的加剧，岩层被压碎，抗滑力也随之降低，整个边坡的稳定性急剧恶化。但与此同时，由于裂缝的进一步发展，地下水迅速分散，孔隙水压力迅速下降，滑动推力也急剧减小。所以有的滑体刚开始出现局部切面，有的甚至只有尖锐的前缘褶皱而没有切面，然后逐渐稳定。一些具有勺形滑动面的滑动体尚未被穿透，当滑动体的前缘看不到明显位移时，滑动停止。这些特征表明，暴雨后期仍可能发生局部变形甚至整体滑动。9月3日发生在中江县的磨子湾滑坡就是这种滑坡复活的典型例子，它摧毁了近600米长的河道和300多间房屋。因此，建议疏散位于这种滑坡及其前缘的建筑物。
3暴雨期滑坡发生发展的一些规律及边坡稳定性预测
3.1一些基本定律
3.1.1滑坡与暴雨特征的关系
(1)暴雨对滑坡的影响按其程度可分为两种情况:①启动型——滑坡体的滑动主要是由暴雨引起的，如滑拉型滑坡；②诱发型——暴雨引起的间隙水压力仅诱发滑面软化，滑体本身的滑动分量在滑动过程中仍起重要作用，如滑压诱发开裂、滑弯滑坡等。
(2)从滑坡对暴雨的敏感性来看，这三种类型的滑坡都是敏感的，对降雨的响应很快，只要达到滑坡所需的临界暴雨强度就会发生滑动。
(3)关于临界暴雨强度。在成都龙泉山地区，大部分滑坡发生在7月13日，当时暴雨强度为262.7 mm/d，虽然在7月12日局部地区出现了强度为145.2mm/d/d的暴雨，但没有发生滑坡。三台县山体滑坡主要发生在9月2日，暴雨强度达到278.9 mm/d，7月13日，该地区暴雨强度达到160mm/d/d，无大量山体滑坡。13年7月3日，绥宁县暴雨强度达到199.4mm/d/d，基本没有发生基岩滑坡，而7月3日荣昌县暴雨强度为253 mm/d，发生滑坡33处。根据以上情况并参考国内外相关资料，岩体滑坡的临界暴雨强度可初步定为250 mm/d。
3.1.2滑坡形成与地质环境的关系
(1)发育成滑动面的软弱结构面主要是红层中泥岩与砂岩或粉砂岩的接触面。上覆岩层裂隙发育，透水性强，有利于降雨入渗下形成较高的孔隙水压力。
(2)滑坡类型明显受岩层产状控制。龙泉山背斜轴部和中部丘陵区，岩层倾角小于10，滑坡类型主要为滑裂和滑压致裂。在龙泉山背斜两翼，地层倾角大于20°的地方，主要发育滑弯滑坡。
(3)不同类型滑坡的分布与地貌的关系。滑裂型滑坡和滑压致裂型滑坡一般发育在山嘴或沿山脊或分水岭的孤立包中；沟谷附近常出现勺形滑动面的滑弯型滑坡，这与沟谷下切使软弱结构面露天有关。表面光滑的滑弯滑坡，后缘可以从山脊开始，出口靠近底部。
3.1.3滑坡形成与人为因素的关系
(1)沿山引水渠道多开挖在裂隙发育的风化岩石中，部分未进行防渗处理。暴雨期间，坡面水迅速汇集在沟道内，为地下水提供了丰富的水源，有的甚至以一定水头灌满沟道，造成滑坡。比如射洪县的白鹤庙、老虎嘴、狮子山、柴湾垭的滑坡都是沿着沟底的。
(2)有些地方开采石料，在山坡岩石中留下深深的采石场，暴雨时大量景观聚集于此，促进了滑坡的发生，如三台中医学校滑坡。
3.2边坡稳定性预测
经过1981年的暴雨，边坡上明显的变形体大部分已经发展为滑坡，隐患已经暴露。因此，可以认为，在未来几年内，如果没有更强烈的暴雨，不会再发生如此普遍和大量的滑坡。但是，要注意以下几个方面。
(1)由于暴雨分布的区域性差异，在1981年暴雨强度超过250 mm/d的那些地方，仍有可能出现大量的滑坡。
(2)在1981年遭受暴雨袭击的地区，尚未发展为滑坡的变形部位(如滑弯变形体)在未来暴雨期可能继续发展为滑坡，应进行监测。
(3)上述不同类型的滑坡在未来暴雨期的稳定性会有所不同，治理和防治工作应重点关注滑压诱发的张裂和滑弯滑坡。
3.3预防和控制措施
为了改善滑坡的稳定条件，应填平后缘裂陷带，修复排水系统，消除滑体上的积水坑，并对引水渠道采取有效的防渗措施，防止地表水下渗。对于滑弯型滑坡，除采取上述必要措施外，还应避免在强褶皱带进行大开挖。磨子湾滑坡在9月2日暴雨期的复活与沿其褶皱带开挖沟道有一定关系。如果以轻型渡槽的形式通过褶皱带前的地台，其稳定条件不会被破坏。
此外，应加强群测群防和气象预报(特别是强度大于250 mm/d的暴雨预报)，防患于未然，减少滑坡灾害可能造成的损失。