工程地质学报  2018, Vol. 26 Issue (1): 193-206   (9106KB)    
茂县新磨特大滑坡-碎屑流的发育特征与运移机理
曾庆利①②, 魏荣强①②, 薛鑫宇, 周元泽①②, 尹前锋    
① 中国科学院计算地球动力学重点实验室 北京 100049;
② 中国科学院大学 地球科学学院 北京 100049
摘要:2017年6月24日茂县叠溪镇新磨村发生体积近800×104 m3的灾难性特大型滑坡-碎屑流灾害。通过现场调查、遥感解译和资料分析,本文对灾害发育的地质环境条件,崩滑危岩体及运移堆积特征,降雨及地震对崩滑的触发作用等进行了研究,探讨了影响碎屑流运动性的主要效应及其致灾机理,并评价了类似灾害的监测预警新方法。研究认为:(1)新磨村位于1933年叠溪MS7.5地震前已经存在的大型老滑坡堆积体上,多次历史强震和历年降雨循环使滑源区砂板岩坡体表层卸荷带失稳剥离,内部岩体完整性和强度进一步损伤劣化,滑源区在2003年之前已经发育了多条宽大裂缝,并存在显著滑前变形前兆,新磨滑坡本质上是一次后地震机制的灾难性高速岩质滑坡-碎屑流。(2)新磨基岩顺层滑坡体积约150×104 m3,但有约600×104 m3沟道老崩坡积体被刮铲、裹携。滑坡体高位撞击使老堆积体内“土拱效应”快速丧失并获得加速,“刮铲-裹携效应”促进了滑坡-碎屑流的流动性和扩散性,但大规模的裹携也限制了碎屑流运移得更远。这种冲击加载-刮铲裹携的破坏机制与1986年新滩滑坡、2000年易贡滑坡和2004年贵州纳雍左营滑坡等类似。(3)滑坡-碎屑流产生的地震信号分析可再现整个滑坡、冲击、运移、停积等全过程,震前InSAR形变资料分析则揭示了显著的变形前兆,两者结合应是未来这类超视距崩滑-碎屑流灾害早期识别、评价和预警的新方法。(4)鉴于滑后新磨流域仍然存在大量新老裂缝及其切割而成的危险块体,建议立即开展详细的灾害调查、风险评价和监测预警工作,避免类似灾害重复发生。
关键词滑坡-碎屑流    冲击加载效应    裹携效应    InSAR变形监测    崩滑地震信号    同震及震后滑坡    1933年叠溪MS7.5地震    
CHARACTERISTICS AND RUNOUT MECHANISM OF SUPER-LARGE XINMO ROCK AVALANCHE-DEBRIS FLOW IN DIEXI, SICHUAN PROVINCE
ZENG Qingli①②, WEI Rongqiang①②, XUE Xinyu, ZHOU Yuanze①②, YIN Qianfeng    
① Key Laboratory of Computational Geodynamics, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049;
② College of Earth Sciences, University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049
Abstract: On June 24, 2017 a super-large catastrophic rock avalanche-debris flow of 800×104 m3 took place at Xinmo village, Maoxian county of Sichuan Province. Based on the field investigation, remote sensing interpretation and data analysis, the paper studies the geo-environmental conditions of the rock avalanche, the characteristics of failure, movement and deposition, and the triggering actions of rainfall and earthquakes. The main effects on mobility of rock debris and the hazardous mechanism are discussed. The new technology and method of monitoring and warning for such geohazards are evaluated. It is believed as follows. (1)Xinmo village is located in the deposit of an old large landslide before the 1933 Diexi MS 7.5 earthquake. The multiple strong historic-prehistoric earthquakes and the annual rainfall not only made the surface unloaded belt of Triassic slate slope spelled, but also damaged and weakened the rockmass integrity and strength. There have developed large tensional fissures in the ridge slope before year 2003 and existed remarkable emplacement portent before failure. Therefore, the event is essentially a post-earthquake, high speed rock avalanche-debris flow. (2)The rock avalanche is about 150×104 m3 but scratched and entrained a total of 600×104 m3 old colluviums. The huge impact on the old colluviums made the inner soil arching effect suddenly lost. The effect of entrainment of the old colluviums greatly increased their mobility and diffusion but the large entrained colluviums conversely made the whole mass not flowing further. Such a failure mechanism of impact-loading and entrainment is similar to the former landslides in Xintan, Yigong and Nayong. (3)The seismic signals generated by rock avalanche clearly display the process of collapsing, impacting, moving and depositing. The emplacement monitoring of multi-temporal InSAR data clearly displayed the displacement precursor on the slope. The combination of two technologies is a promising new method of early identification, evaluation and warning of similar landslide of ultra-sight and in difficult geo-environment. Finally, with regard to the old and new fissures and their separated blocks, it is suggested to immediately make detailed investigation, risk assessment and monitoring-warning so as to avoid similar disasters.
Key words: Rock avalanche    Impact-loading effect    Debris-entrainment effect    Emplacement monitoring by InSAR    Avalanche seismic signal    Co-seismic and post-seismic landslides    1933 Diexi MS7.5 earthquake    

0 引言

2017年6月24日晨5时38分55秒,四川省阿坝藏族自治州茂县叠溪镇新磨村新村组发生特大滑坡灾害,富贵山下新村组64户被埋,10人死亡,73人失踪,约2 km河道被堵塞,1.2 km道路被掩埋。针对这次特大滑坡灾害成因,有专家认为虽与汶川地震无直接关系但不完全排除地震的影响,也有专家认为与持续降雨有关,但地震所造成的地表结构疏松是滑坡的主要潜在因素,同时强调了此类灾害监测预警的难度(地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室,2017李晨阳等,2017)。然而,6月上旬强降雨期间和2008年汶川地震时为什么都没有发生崩滑?降雨与地震在本次滑坡灾害中的作用如何?基岩滑坡破坏为何会演化成远距离、强扩散、大规模的土石混合碎屑流?如何开展类似灾害的监测预警?这些与新磨滑坡灾害有关的问题依然需要进一步深入研究。

叠溪地区位于1713年MS7、1933年MS7.5两次强震的震中以及青藏高原与四川盆地之间的地形陡变带,历史上同震及震后机制的崩塌滑坡非常发育,如1933年的叠溪MS7.5强震就造成了大量的崩塌滑坡及堰塞湖(常隆庆,1938)。岷江上游的滑坡多沿断裂分布,仅汶川—茂汶段岸坡就集中了80%的崩塌滑坡(乔建平,1994);叠溪地震区的这些崩塌滑坡可分为顺向岩质滑坡失稳机制型、岩质风化卸荷带崩塌型、高陡岩质边坡的碎屑流型和深覆盖层孔隙水压力激增型等4种斜坡失稳类型(许向宁等,2005)。根据降雨、坡形、震级等与滑坡面积间的对应关系研究,岷江上游的滑坡绝大部分由地震触发,而降雨触发的可能性很小(李艳豪等,2015)。上述研究成果对新磨滑坡-碎屑流的研究提供了宝贵的参考。

本文通过崩滑现场调查、遥感影像解译及资料分析,结合崩滑孕育的地质环境条件,研究了这次特大型滑坡-碎屑流的特征,诱发因素、灾害过程和致灾机理,并从滑坡-碎屑流地震信号和InSAR形变监测的新视角来认识今后这类灾害监测预警技术和方法的发展方向。本研究可对我国西南高山峡谷地区的地质灾害风险评价与管理提供重要参考。

1 滑坡-碎屑流形成条件
1.1 地形地貌条件

研究区地处青藏高原与四川盆地之间的地形陡变带,发育新生代以来强烈抬升的南北向岷山隆起(最高峰雪宝顶海拔5 588 m)(图 1)。岷山隆起以西为丘状松潘高原,地表切割微弱,并保留了两级夷平面;以东地形切割强烈并快速向四川盆地过渡,在不到50 km范围内急剧上升3 000多米。岷江上游河谷近南北走向,宽谷、峡谷交替分布(赵小麟等,1994)。

图 1 青藏高原东缘活动构造图(改自张岳桥等,2016) Fig. 1 Active tectonic map of eastern Tibetan Plateau(modified after Zhang et al., 2016)

岷江干流较场段为深切的箱形峡谷,山高谷深,坡陡水急,两岸岭谷相对高差约1 500~2 200 m,属高原边缘深切割山地(杨逸畴等,1985)。河谷两岸古崩塌滑坡地貌极为发育。如1933年叠溪MS7.5地震在岷江干流形成银屏崖、大桥及叠溪等3处大型滑坡堰塞坝,大、小海子两处堰塞湖,西侧一级支流松坪沟(新磨“6 · 24”滑坡-碎屑流所属流域)形成公棚海子等多处崩滑堰塞湖(图 2常隆庆,1938)。

图 2 叠溪地形地貌及新磨滑坡位置图(图像来自Google Earth-2003年8月18日) Fig. 2 Geomorphology of Diexi and Position of Xinmo avalanches(image from Google Earth 2003)

遥感解译及调查显示(图 3),新磨流域呈不规则“长舌”形,面积约3.1 km2,后缘山脊线海拔3 800~3 900 m,松坪沟海拔2 280~2 290 m,相对高差达1620 m。新磨主沟呈弧形展布,长约3.2 km,上陡下缓,平均沟道坡降52%。上部为砂板岩裸露基岩区,中部为老崩坡积体,下部为老滑坡堆积体,属典型滑后地貌。在EW向次级山脊西端,多次老崩滑留下了一系列走向与山脊近平行的“剥离状”陡壁。

图 3 新磨滑坡工程地质简图 Fig. 3 The engineering geological sketch map of Xinmo rock avalanches 运移区ab线以下使用全站仪测量,ab线以上因安全问题未能测绘,但通过提取Google Earth高程数据,利用测绘软件绘制出上部地形,然后与下部地形进行叠合,进而绘出滑坡区地形图;并结合无人机调查获得滑源区及部分运移区边界、裂缝等要素

1.2 地层岩性及地质构造条件

研究区构造上处于NWW向松潘—甘孜褶皱带、近EW向西秦岭构造带与NE向龙门山断摺带的三角交汇部位,发育一系列紧密线状弧形同斜倒转褶皱(图 1王兰生等,2005)。区内基岩主要出露三叠系杂谷脑组地层的砂板岩及千枚岩。松坪沟地区砂板岩地层倒转,产状190°~200°∠50°~55°,发育两组节理裂隙。第四系地层主要为岷江及其支流两岸的崩滑体、堰塞坝、堰塞湖积物及河流阶地等,如岷江东岸长9.5 km的叠溪台地、西岸长3.2 km的龙池台地以及距今30.8ka前的叠溪古堰塞湖及湖相层(王小群等,2013图 2)。

研究区主要活动断裂构造为岷山隆起的东界—岷江断裂、西界—虎牙断裂及松坪沟断裂(图 1)。(1)岷江断裂是区域性大断裂,始于川甘交界弓噶岭,向SSE经川主寺、镇江关、叠溪较场至茂县牧畜铺,大致沿岷江河谷呈近SN向分布,全长约200 km,表现为断裂破碎带且局部可观察到断层崖,以及断层切割岷江第四纪阶地(钱洪等,1999)。(2)虎牙断裂带全长约60 km,走向NNW,主断裂倾向W,属具有左旋走滑分量的逆冲断层;涪江河谷西侧发育一系列线性展布滑坡体受虎牙断裂控制(赵小麟等,1994)。(3)松坪沟断层走向N52°~55°W,始于墨石寨,经松坪乡向SE延伸至叠溪台地的观音崖,大致沿松坪沟断续分布;松坪沟内发育大量的基岩山崩及滑坡,部分断层被地震崩塌体所掩盖(唐荣昌等,1983黄祖智等,2002)。

1.3 新构造及地震活动性

叠溪地处中国南北地震带中段的主要地震活动区,主要控震构造是以左旋走滑为主兼具逆冲分量的岷江活动断裂带(钱洪等,1999)。自1216年有地震记录以来(数据来自中国地震信息网),叠溪及邻区共发育MS7以上地震6次,MS6.0~6.9地震16次,MS5.0~5.9级地震72次。其中,震中位于叠溪的强震就有两次,即1713年MS7.0地震和1933年MS7.5地震,是距新磨滑坡最近的历史强震(位于Ⅹ度极震区内)。1976年8月间的松潘—平武3次强震(两次MS7.2级和一次MS6.7级)的震中距离叠溪80 km,2008年MW7.8级汶川地震的震中距离叠溪仅50 km,新磨崩滑区分别位于Ⅵ级和Ⅷ级烈度区(图 1)。2017年8月8日毗邻的九寨沟MS7地震(33.2N,103.82E)的控震构造为虎牙断裂,新磨滑坡邻近Ⅵ度区(中国地震局,2017)。

此外,叠溪还发育距今约30.8ka的大型古堰塞湖,湖相地层中出现火焰状层理、地层不整合、滑落块体、液化泥砾、水塑性褶皱等震积成因的构造和断层(王兰生等,2005王小群等,2013)。在羌阳村湖相层中识别出至少4次古地震事件(安卫平等,2008);在沙湾村湖相剖面识别出晚更新世晚期距今20~26 ka期间的6次古地震事件(Wang et al., 2011);在叠溪较场、松坪沟口等地还观察到展布范围仅限于松软湖相层中的正断层事件(张岳桥等,2016)。这说明叠溪是一个强震复发区和高烈度地震区。

1.4 气候与降水条件

叠溪所处的川西北高原,属典型的高原大陆性气候,受东南季风、西南季风及太平洋副热带高压控制,垂直气候显著,干湿季节分明,5~10月为雨季,降雨量占全年总雨量的80% ~90%。茂县和松潘多年平均降雨量分别为730 mm和493 mm,叠溪镇年均降雨量800 mm。

2 灾害基本特征与过程
2.1 滑坡-碎屑流基本特征及分区

根据灾前2003年Google Earth高分辨率卫星影像,灾后无人机影像以及地面调查测绘,得到滑坡区工程地质简图及剖面图(图 3图 4;ab线以上因安全问题未能实测,精确地形底图及滑坡要素仍需详细实测),可将滑坡-碎屑流分为3个区:滑源区、刮铲-运移区及滑覆-堆积区。

图 4 新磨滑坡—碎屑流工程地质剖面简图(剖面线位置见图 3) Fig. 4 Longitudinal geological sketch profile of Xinmo rock avalanche(see index in Fig. 3)

2.1.1 崩塌源区

滑源区曾一度被误认为是新磨村后缘海拔约3 900 m的SN走向山脊,但实际上位于其北侧海拔约3 400 m、近EW走向的陡倾坡体上(图 3~ 图 5)。

图 5 新磨滑坡前坡体裂缝分布及危岩块体(影像来自2003年8月8日Google Earth) Fig. 5 Fissure and their separated instable blocks before sliding(image from Google Earth of August 18, 2003)

在2003年Google Earth卫星影像上,清晰识别出富贵山南侧坡体上的4条基岩裂缝(图 5),滑后陡壁上的旧泥痕也说明裂缝久已形成。其中,f1裂缝规模最大,顺坡延伸至基岩坡体的中下部,约175 m长;f2裂缝与f1裂缝近平行展布,相距约80 m,顺坡延伸约125 m,但裂缝张开度较f1大,并与一条分支裂缝斜交相连;f3裂缝规模较小,顺坡延伸约80 m,与f2裂缝相距约220 m。这3条裂缝均向北穿过山脊,延伸进入背面斜坡(f2裂缝最为明显)。同时背面斜坡上断续发育一条与山脊线近平行展布的、相距约40 m的裂缝(f4),虽被林木遮盖,仍可隐约识别。

因此,至少在2003年8月前,由f2和f3裂缝、砂板岩面理以及2组节理面(J1和J2)等不连续面所构成的板状危岩体A块体已经形成(图 5)。A块EW向长约220 m,顺坡SN向斜长约125~80 m,厚均40 m,体积约90×104 m3。将新磨“6 · 24”滑源区范围与A块范围进行比较,发现基岩滑坡体剪出口下延至老崩坡积体与基岩坡体的交线附近,滑体实际斜长210~130 m,滑源区实际体积约150×104 m3,比A块体要大一些。

2.1.2 刮铲-运移区

基岩坡体失稳崩滑后,高速滑落至沟内老崩坡积体上并解体成碎屑流(图 3图 6)。受沟坡阻挡,滑塌-碎屑流转变运动方向,由原崩滑下落的195°转为顺沟道的235°。滑塌-碎屑流强力撞击和冲击老崩坡积体,刮铲和裹携着老崩坡积体一起向沟下快速运动。沟底被侵蚀成一个长约850 m、底宽约110 m,顶宽约370 m,东侧缓西侧较陡、均高约20 m的不规则梯形沟槽(M→N点,约410×104 m3),沟槽底部及东侧壁揭露出基岩,西侧壁为残留松散体。从沟槽底部由窄变宽点(N点)至陡坎后缘(O点),崩塌碎屑流刮铲范围扩大,并发生第二次转向(由235°转为215°)。这部分被刮铲的老崩坡积体前缘宽约470 m,后缘宽约370 m,纵向长约480 m,深度上也约20 m逐渐变薄至陡坎基岩面,体积约190×104 m3

图 6 新磨滑坡-碎屑流过程的茂县台站三分量地震信号低通滤波 < 0.5 Hz后的解释 Fig. 6 Interpretation of 3-component seismic signals generated by rock avalanche(low-pass filter, < 0.5 Hz)

因此,从滑坡体坠落点(M点)向下至断层陡坎(O点),表现为滑坡体对沟道内老崩坡积体的冲击和刮铲,形成一个“喇叭形”或者倒“漏斗形”切割沟槽,即约600×104 m3的老崩坡积体被150×104 m3基岩滑坡体刮铲和裹携。刮铲-运移区的沟槽内,从M点至O点,遗存了部分基岩滑坡解体后形成的块碎石,与两侧崩坡积体对比明显(图 8)。

图 8 新磨“6 · 24”滑坡-碎屑流全景解译及堆积分区 Fig. 8 Bird view of Xinmo avalanche-debris flow and deposit zonation 6a底图照片源自四川在线; M.撞击区,N.沟槽宽收窄,O.陡坎后缘; A,B,C,D块同图 3图 7; 6b滑坡堆积区右/W侧的老崩坡积体滑后形成的土石混合区; 6c滑坡堆积区左/E侧的基岩块碎石区; 6d滑坡堆积区E、W两侧块石体积统计百分比直方图,其中E侧统计3处地点,W侧2处,位置见图 3

图 7 新磨流域裂缝及危险块体 Fig. 7 The fissures and the separated unstable blocks in Xinmo catchment

2.1.3 滑覆-堆积区

刮铲-运移区末端的基岩陡坎80~100 m高,坡角40°~50°,陡坎下方为滑覆-堆积区,同时也是老滑坡堆积区(图 3图 8)。滑坡-碎屑流经过陡坎加速后,直接覆压在老滑坡堆积体及新磨村,部分碎屑流越过松坪沟、混入河水并高速上爬至南岸坡脚(高约20~30 m)。受陡立岩壁阻滞,碎屑流前缘动能转化为冲量,形成溅泥气浪,泥浆溅射最高达95 m。

受陡坎上方碎屑流以“喇叭口”形向下铺展的影响,碎屑流体覆盖范围相当宽广,前缘宽度达1 150 m,总面积可达0.79 km2。堆积区中部为新鲜大块碎石集中分布,而两侧为风化块碎石的土石混合区(图 3图 8)。现场对救援开挖露头的测量表明,整个堆积体扩散铺展较均匀,松坪沟北侧较厚而南侧较薄,东侧较厚而西侧较薄,西侧土石混合区局部可见老堆积体上裸露的草皮,总体堆积区均厚约10 m,体积为790×104 m3

调查发现,碎屑流堆积体在空间分布上存在以下特点(图 8):(1)沟道内被刮铲裹挟的老崩坡积体所形成的碎屑流在东西两侧及前部均有分布,基岩滑坡块碎石流仅分布在中东部。(2)老崩坡积体的碎屑流呈土石混合,块石风化程度较高,粒径较小,呈次棱角状(图 6b);基岩块碎石流中块石新鲜,粒径较大,棱角状(图 6c图 6d)。(3)开挖露头显示,新鲜块碎石似乎“漂浮”在老崩坡积体的“土石混合体”之上,后者可能类似“泥石流铺床效应”,并驮运崩塌块碎石高速运动。碎屑堆积的垂直及横向分异,可能是老崩坡积体与基岩在失稳顺序和运移机制上差异的体现。

2.2 崩滑-碎屑流过程

四川地震台网有33个台站清楚记录到这次持续116s的滑坡—碎屑流事件,得到详细的时间和位置信息(中国地震局,2017)。这里结合茂县台地震信号对灾害过程进行分析。

三分量波形分析表明(图 6):(1)在5时38分55秒发生A块体的基岩滑坡(150×104 m3),并下滑撞击至沟道老崩坡积体上,持续时间(8~18 s)约10 s。(2)滑坡解体并刮铲老崩坡积体,组成小型碎屑流,在M→O点沟道运动,时长约27 s的小型混合碎屑流(18~45 s)。(3)这时可能已有块碎石,或者老崩坡积体失稳滑动至基岩陡坎处(45~58 s),持续约13 s。(4)从第58 s开始,发生大规模老崩坡积体与基岩块碎石混合的碎屑流,从80~100 m高的基岩陡坎下滑,撞击老滑坡堆积体,至第88 s止,混合碎屑流主体(750×104 m3)均已运动至陡坎下方;其速度估计为V=2 010m/(50~80s)=40.2~25.1m · s-1。(5)从第89~114 s,混合碎屑流运动至松坪沟,因碎屑流与河水撞击并混合,激荡成为泥流,其速度估计为V=2 530m/105s=22.2 m ·s-1。(6)至第124 s时,部分碎屑泥流运动至至南岸山脚爬升20~30 m,前缘因陡崖而受阻,在岩壁上形成高达90余米的溅泥气浪痕迹,主要过程结束。

根据前述碎屑流堆积的空间分布差异,老崩坡积体受基岩滑坡撞击加载扰动而失稳滑动,其下滑时间可能在第45 s至第58 s就已经开始,可能比基岩块碎石流主体早,提前在老滑坡堆积体上扩散。同时,在碎屑流经过陡坎后显现出水平向能量明显大于垂直向,说明下滑时发生侧向扩散,碎屑流被进一步摊薄。

3 地震与降雨对危岩体破坏的作用

崩滑流地质灾害通常认为是内、外动力地质作用相互作用的结果,强震、降雨等是滑坡主要诱发因素(张倬元等,1993)。如,1982年重庆云阳、忠县因暴雨触发全区数万处滑坡(孙广忠等,1988);2008年汶川MW7.9级地震在龙门山断裂带两侧诱发滑坡超过10万处,面积高达710~760 km2,其中不乏大光包、东河口、唐家山等10多个体积超过千万方的大型和巨型滑坡(黄润秋等,2008殷跃平,2009许冲等,2013)。新磨滑坡-碎屑流灾害发生后,地震和降雨因素成为普遍讨论的热点问题,本文分析如下。

3.1 多期次地震损伤累积

1933年叠溪MS7.5地震后,中国西部科学院地质研究所常隆庆主任即于当年10月首赴灾区调查,所著《四川叠溪地震调查记》详细记载了松坪沟的震灾情况。“叠溪之上,大桥西侧,有松坪沟”,“在水磨沟下之溪谷,皆为岩石堵塞,成一深堰。其高约及五十公尺,水蓄其中,倒浸四五里之远”,“肋骨山”和“白腊寨”震时“随山崩倒”(常隆庆,1938)。所指“深堰”即为“公棚海子”,而“肋骨山”可能为现今“富贵山”的谐音,“白腊寨”则为新磨北侧相邻沟谷口村落(目前沟口仍有崩塌-碎屑流堆积体及堰塞而成的下白腊寨海子)。松坪沟左岸新磨村所在滑坡堆积体及两河口海子在常隆庆教授的论文中并未提及(从专业角度看,常教授不可能忽略面积约0.96 km2、体积超过亿方且堰塞松坪沟的新滑坡堆积)。这说明新磨村老滑坡堆积体并非1933年叠溪地震同期形成的,而是更早的滑坡。这与钱洪等(1999)许向宁等(2005)将新磨村老滑坡解释为1933年叠溪同震滑坡不同。

虽然新磨村老滑坡不是1933年叠溪MS7.5地震同期形成的,但当时新磨村后缘山体还是发生了小型崩滑。庄本学先生于1934年从叠溪台地向松坪沟方向拍摄的1张黑白照片中反映了这次小型同震崩滑(洪时中等,2011图 9)。照片中清晰可见两河口交汇处的山体震后面貌,新磨村后缘呈亮白色条带,与银屏崖、松坪沟口等同震崩塌点相同,说明当时发生过小型崩塌。

图 9 1933年叠溪地震时新磨崩滑及银屏崖崩塌解译 Fig. 9 Picture taken during 1933 Diexi earthquake suggesting small avalanche in Xinmo village and Yinpinya cliff a. 洪时中等(2011)文章中照片;b. Google Earth

显然,本次滑坡前富贵山斜坡经历了长期的浅表生改造。1933年叠溪(Ⅹ度区)、1976年松潘—平武(Ⅵ度区)、2008年汶川(Ⅷ度区)等多期次强烈地震进一步加快了坡体变形破坏的进程。这些地震不但使坡体表层的强烈卸荷带、风化层及残坡积层发生崩滑破坏(如1933年叠溪MS7.5地震时小型浅表崩滑剥离),而且使深层岩体内的破裂面扩展和弱面错位逐步累计和叠加,斜坡岩体完整性降低,而最终导致斜坡失稳(如本次大规模基岩崩滑)。这种靠近发震断层强地震烈度区、由强烈垂向震动所导致的错动面碎裂化和扩容化在大光包同震滑坡中得到揭示(黄润秋等,2016)。在后发型地震滑坡机制中,地震作用只是导致地质条件劣化(李天池,1979)。

3.2 降雨及地下水的作用

新磨崩滑的最终失稳可能是降雨及地下水作用所引起的。图 10显示了“6 · 24”新磨滑坡发生前60 d的降雨数据。其中,日降雨量大于25 mm的有2 d(5.10及6.13)。在滑前的6月3日~18日存在一个集中降雨期,雨日为11 d,累计雨量约97 mm。滑前10 d、5 d、24 h的累计降雨量分别为11.4 mm、9.0 mm、6.7 mm。长时间降雨顺后缘裂缝(残留后壁泥痕指示裂缝张开已久)进入坡体内部而成为孔隙水,久雨持续入渗坡体致使孔隙水压力逐渐增大,有效强度减小,当差应力超过岩层锁固段的强度时,崩滑破坏就发生了。之所以在降雨期没有发生崩滑,是因为孔隙水压还没有达到临界值,有一定的滞后效应。

图 10 滑前60 d叠溪镇降雨数据(来自四川地震局) Fig. 10 Rainfall data of Diexi town 60 days before Xinmo avalanche(data from Sichuan Meteorological Bureau)

降雨对坡体变形的累积和加速作用还可通过变形监测结果得到反映。新磨崩滑发生前的卫星雷达变形监测数据(来自意大利TRE-ALTAMIRA公司)显示,崩滑区为大位移点的丛集区,滑前数月坡体已经存在显著的地表位移前兆(图 11)。2015和2016年度的位移-时间曲线表明,每年雨季(5~10月)变形速率明显大于旱季(11~4月),说明变形速率受降雨影响很大。从2017年5月起,位移-时间曲线开始变陡,变形速率急剧增加,至崩滑发生前位移增加了40 mm,表现为加速跳跃式增长;这与5月起的降雨增加及6月上旬的长时间集中降雨具有明显相关性。

图 11 新磨村区域山体变形卫星雷达监测及崩滑区累计变形曲线 Fig. 11 Deformation monitoring points by InSAR and the accumulated curve of Xinmo rock avalanche 2014年10月~2017年6月24日共45景雷达数据,编辑自TRE—ALTAMIRA公司网站下载

基于以上诱发因素的分析,可见斜坡的失稳破坏是一个长期渐进演化的过程。多期次强震和历年降雨都会相互促进坡体内滑动面上抗滑阻滑结构体的碎裂和损伤,降低结构体的强度。当这种损伤和弱化累积到一定程度,量变触发质变,即使是没有降雨、地震,坡体也会在自重应力作用下发生崩滑失稳破坏。

4 讨论

新磨基岩崩滑体约150×104 m3,但所形成的崩滑-碎屑流的体积却达790×104 m3,水平运移距离达2450 m,显示出极强的流动性。对新磨滑坡-碎屑流的运移机制与致灾机理讨论如下。

4.1 冲击加载失稳效应

如前所述,新磨曾经发生过基岩滑坡,受新磨村北两侧山体斜交所形成沟谷地貌的限制,使沟谷内形成上部“窄且长”、下部“宽且短”的“喇叭形”堆积体(图 3)。顶部为老滑坡滑面的裸露基岩,上部为主要由滑后残留块碎石组成的、黏粒含量少而透水性极强的崩积物,中部发育顺基岩层面的陡坎,陡坎之上基岩面变缓而堆积了黏粒含量较高、较密实、稳定性较好的崩坡积体。这部分崩坡积体对上部堆积体形成支撑,类似于新滩斜坡中部的姜家坡存在的“支撑土拱”(王兰生等,1988)。

“6 · 24”新磨基岩滑坡体质心距离沟底约150 m高,当体积150×104 m3的滑坡体从50°陡坡滑下,高位重力势能转化为动能,强烈撞击沟底老崩坡积体,自身同时也解体碎屑化。这种撞击或冲击,类似于一种岩土工程中的“强夯效应”,强大冲击力瞬间加载在堆积层上,致使堆积层中存在的“土拱效应”和“阻滑锁固”瞬间失效,堆积体失稳破坏,崩滑体刮铲并裹携着老崩坡积体一起向坡下高速滑移。

4.2 裹挟放大效应

沿程裹携相对松散和含水量较高的下垫面物质,如崩坡积、残坡积、冲洪积、冰碛物等,是许多高速滑坡的重要特征(Hungr et al., 2004)。当运动方向上的坡角快速减小时,崩滑体的前锋就类似一把犁耙一样把下垫面物质给搅动和裹携起来。裹携物质不但使碎屑流体积增大、运动特点改变,也相应地影响着碎屑流的运动性和扩大了受灾范围(McDougall et al., 2005)。崩滑-碎屑流的这种裹携效应在国内外多个高速远程滑坡中均有体现,Hungr et al.(2004)提出“裹携率-Entrainment Rate-ER”来定量描述裹携过程,如下式:

$ ER = {V_{en}}/{V_{fr}} = {V_{en}}/\left[ {{V_i}\left({1 + {F_f}} \right)} \right] $

其中,Ven为裹携物质的体积;Vfr为崩塌体碎裂后的体积;Vi为崩塌体的体积;Ff为基岩碎裂的体积膨胀率,通常取0.25。

Hungr et al.(2004)同时也列举了世界各地一些崩滑的裹携率,如1939年瑞士Fidaz滑坡的ER=2.2,1953年挪威Modalen滑坡的ER=8.2,1962年秘鲁Nevados Huascaran北峰崩塌的ER=2.8,1987年智利Cerro Rabicano岩质滑坡的ER=1.0,1999年加拿大Nomash河滑坡的ER=0.96。另外,香港1990年青山滑坡的源区失稳体积只有400 m3,但通过沿程裹携,最终体积达到了20 000 m3,扩大了50倍(King,1996)。

新磨“6 · 24”滑坡-碎屑流中,当滑坡体刮铲、裹携着沟道内崩坡积体向坡下运移中,崩坡积体内的细粒及黏粒物质充填在崩塌体块碎石中,这不但降低了碎块石粒间摩擦,而且降低了碎屑流与下垫面间的摩擦阻力,有利于崩滑-碎屑流维持高速运动和远距离运移。前述老崩坡积体主要由砂板岩块碎石及其风化而成的细粒物质组成,属典型的土石混合体。本次事件中,被刮铲和裹携的老松散堆积体的体积为600×104 m3,远大于崩滑体自身的体积(150×104 m3),其裹携率ER=3.2,灾害因高裹携率而被放大。

然而,该崩滑-碎屑流的等值摩擦系数H/L=0.55(质心水平运移距离L约1 920 m,质心垂直落差H约1 050 m),小于国际公认的岩质材料摩擦系数的经验值0.6(tan32°,Legros,2002),属远程滑坡,但是该值又大于高速远程滑坡的一般值0.33。同时,该滑坡-碎屑流的视摩擦系数Hmax/Lmax=0.45(最大水平运移距离Lmax约2 450 m,垂直落差Hmax约1 110 m),根据Nicoletti et al.(1991)对滑坡地貌、能耗的分类,新磨崩滑-碎屑流属于低能耗而强流动性的基岩崩滑-碎屑流,其视摩擦系数应当更小些。两者间的不一致的原因可能与崩塌体下滑过程中因撞击、刮铲并裹挟了大量老崩塌堆积体,而消耗了重力势能转化而来的动能。因此,松散堆积体的刮铲与裹携虽然极大地增加了碎屑流的规模,并在一定程度上因老堆积体内细粒物质的加入而增加其流动性,但是,终因被裹携一起运动的堆积体体积过大而导致其总体流动性降低,视摩擦系数高于经验统计值。

4.3 致灾机理分析

滑坡体的冲击和重力加载造成堆积体内“土拱效应”快速丧失而滑动,并以刮铲、裹携的方式带动远大于自身体积的老崩坡积体共同运动,是新磨滑坡-碎屑流高速远程运移、大规模,进而造成严重人员伤亡的两个关键。徐卫亚等(1992)称这种类型的滑坡为冲击及重力加载型滑坡,陈泽富等(2006)称之为崩塌式滑坡。前人对此类滑坡灾害的研究虽不多,但也有若干实例,如2004年贵州纳雍岩脚寨滑坡中体积9000 m3的厚层灰岩及砂岩发生高位坠落式崩塌,而形成最大滑距约510 m滑坡碎屑流(陈泽富等,2006刘传正等,2004);1985年三峡新滩滑坡整体滑动是广家崖崩塌体加载在高程750 m以上的崩坡积体上、并使姜家坡坡体内以“支撑拱”形式存在的滑动面“锁固段”溃屈破坏(王兰生,1988阳吉宝,1994程谦恭等,2004);2000年易贡滑坡中滑源区高位崩滑体强力冲击并裹挟扎木弄沟内堆积百年的崩坡积体,而形成高速块碎石碎屑流(裹携率ER=8,Xu et al., 2012)。而加拿大1903年Flank滑坡中大部分人员伤亡并非由于崩塌基岩的冲击或掩埋,而是因为崩塌体高速撞击、加载在河流冲积物上,造成侧向扩散的泥土把房屋撞击坍塌所导致的(Hungr et al., 2004)。因此,新磨滑坡-碎屑流的致灾机理可总结为,高位陡倾岩质斜坡在地震和降雨等长期作用下发生顺层失稳滑动,滑坡体高速冲击加载在沟道崩坡积体上,使之瞬间溃屈破坏,并刮铲、裹携带动数倍于自身体积的老崩坡积体共同高速运动,扇形铺展扩散而压埋几乎整个老滑坡堆积体上的新磨村。

4.4 对类似崩滑灾害监测预警的启示

新磨特大滑坡—碎屑流事件造成了严重的人员伤亡和生命财产损失,关键在于未能及时发现坡体上的张拉裂缝及获得变形监测数据。如何发现超视距危岩体或者潜在滑坡体并加以监测,以便实施针对性风险管控,是未来整个防灾减灾工作的重点和关键。

近年来,随着地震台网的加密、更灵敏的三分量地震仪的应用,以及地震学与工程地质之间的学科交叉,越来越多的学者试图通过崩滑地震信号反演来认识其运动学、动力学过程(Dammeier et al., 2011Allstadt,2013Manconi et al., 2016)。地震信号的远程监测可确保观测的完整性和连续性,并弥补现场监测及观测的不足。块体间及块体与滑动边界的碰撞所生成的短周期信号,可用来进行谱分析和定性描述;崩塌体对地球表面的加载和卸载所生成的长周期信号,可用来反演计算滑坡走时等相关函数。相较于传统监测手段,崩滑地震信号具有远程非接触、全天候、完整连续、实时监测等优势(Chen et al., 2013)。

合成孔径雷达干涉测量(InSAR,Synthetic Aperture Radar Interferometry)是指利用同一地区获取的SAR数据中的相位信息进行干涉处理,根据雷达参数反演地形及地表形变信息的空间大地测量技术(Massonnet et al., 1993)。多时相永久散射点干涉测量PS-InSAR和多时相小基线集干涉测量SBAS-InSAR是目前研究性应用(如地表沉降、断裂活动、火山、斜坡地质灾害观测等)最成功的两种方法。InSAR变形监测具有观测精度高(最高可达mm级)、覆盖范围广(一景可达3 600 km2)、变形监测值密度大(大于3点km-2)及适宜在环境恶劣地区工作等优势(Metternicht et al., 2005Zhao et al., 2012)。通过多时相InSAR干涉图像分析,获取一定时间段内的坡体变形数据,可对滑坡隐患进行早期识别。一旦确定了潜在危岩体位置,就可以利用高精度遥感影像、无人机航拍等手段进行针对性的坡体稳定性调查、分析和评价,制定具体的监测预警方案和风险管控措施。

通过处理和解译邻近地震台站所记录的崩滑地震信号来获取崩滑-碎屑流的运动学和动力学特性,通过区域多时相InSAR变形监测来提前识别潜在失稳坡体等2项新技术方法,给我们提供了针对类似崩滑减灾防灾的新启示。

5 新磨滑坡发展趋势及防治建议

调查及详细遥感解译发现,本次滑坡后新磨区域将面临更加严峻崩塌、滑坡、泥石流灾害风险。一方面是因为运移区遗存的松散体可能会在雨季失稳而转化为泥石流,另一方面是多处长大新老裂缝及大规模高位危岩体发育(图 5图 7)。(1) 图 5裂缝f3东侧存在一个向S临空突出的危岩体(B块体,体积约5×104 m3),后缘裂缝虽已发育,但在本次滑坡中尚未滑动(图 7),可能与B块体下部受到堆积体的侧向加载支撑有关;(2)本次滑坡后,图 5裂缝f1与f2之间的C块体也未滑动,仅仅是表面松散物质及植被剥离掉了(图 7),C块体按顺坡斜长175~125 m,厚40 m,横向长80 m计算,体积48×104 m3;(3) 图 8中C块体以西坡体(D块体,图 4),坡顶山脊上也识别出了横向裂缝,其西侧为板状老滑坡微地貌,潜在危岩体体积与本次滑坡相当(~ 150×104 m3);(4) 图 7中滑源区裸露基岩下方、滑坡刮铲运移区西侧的松散崩坡积体中,受滑坡剪切牵引及侧向卸载的影响,发育一条长近千米的纵向大裂缝,其顶部、中部、侧缘均已下错,构成另一土质滑坡变形体(E块体,含3个次级块体,总体积约135×104 m3);(5) 图 7中无人机照片显示,E块体西侧斜坡上至少存在一纵二横3条斜交老裂缝,纵向裂缝向北延伸>400 m,横向裂缝可能顺层面延伸,这部分区域的危岩体(F块)规模大,估计超过1 000×104 m3

显然,这些新、老裂缝及其切割形成的潜在失稳块体(B块-F块),可能受降雨及地震而单独失稳,也可能因某关键块体失稳而引发全面失稳,特别是F块体滑动方向下还有两河口村等居民区。因此,建议立即开展新磨流域灾害详细调查,查明裂缝及危岩体的空间分布及联系,开展稳定性评价和灾害风险评估,同时建立位移(含InSAR)、降雨、微震等多物理量监测预警系统,必要时对潜在受灾区居民实施异地搬迁安置。

6 结论

本文通过现场调查,遥感解译,资料分析,得出以下结论。

(1) 新磨滑坡-碎屑流灾害源自降雨诱发的后地震高位顺层滑坡。约150×104 m3基岩坡体失稳下滑,刮铲裹挟了近600×104 m3的沟道老崩坡积体,最终形成790×104 m3的堆积体。基岩滑坡水平运移距离2.45 km,垂直落差1110 m。整个滑坡-碎屑流持时116s,平均运动速度约23 m · s-1

(2) 滑源区坡体在1933年叠溪MS7.5地震时曾经发生过小型浅层崩滑,2003年前拉裂缝已经形成。降雨和前期多次强震促进了坡体结构损伤和劣化。坡体形变InSAR监测曲线说明其能有效识别早期滑坡或者潜在滑坡,滑坡-碎屑流产生的地震信号是一个分析其全过程信息的有效工具。

(3) 滑坡体高速冲击、刮铲下方老崩坡积物,并裹挟着一起向坡下运移,在老滑坡堆积体上呈扇形扩散并覆盖了位于其上的新磨村,碎屑流前缘越过松坪沟并爬升,在岩壁处受阻后形成超前溅泥气浪。展示了一个典型的岩质崩滑-碎屑流-堰塞湖及公路水毁的地质灾害链过程。其中,高位崩塌体冲击加载致“土拱失稳”效应及老崩坡积体“裹携”效应放大了碎屑流覆盖范围和灾害损失。

(4) 新磨流域还存在多处高位大规模危险块体,建议立即开展灾害详查评价,实施多物理量监测预警。

致谢 非常感谢审稿专家对文章初稿提出的建设性意见,感谢滑坡现场救援及管理人员的帮助与协调。
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