0 引言

受青藏高原第四纪以来持续隆升、新构造运动和末次冰期暖湿气候等影响，金沙江流域深切成谷，形成高山峡谷地貌。河谷两侧斜坡发生卸荷改造，岩体结构遭到破坏，稳定性差，暴雨与河(库)水升降等因素直接诱发滑坡产生，并且在后期演化中经历总体趋稳和局部失稳的过程。特殊的深切河谷应力场、破碎的岩土体结构、高地应力、高地震烈度等是大型滑坡发生的重要影响因素^[1-3]。金沙江发育于青藏高原东南缘，山高谷深、降雨集中且强度大、岩体软弱破碎，加上近年来流域内水电站、公路、铁路、城镇等重大工程的建设，诱发了大量的滑坡、崩塌、泥石流等地质灾害。区内地质灾害具有类型多、成因机制复杂、突发性强、变形破坏发展趋势难以预测、失稳后破坏性大等特点^[4-6]。

深切河谷大型滑坡形成机制是近年来地学界研究热点。许多学者从河谷演化，高边坡形成，岩体深部卸荷、拉裂、风化等改造，河流水位升降等不同角度采用不同方法研究了滑坡形成机制。青藏高原在末次冰期晚期(40~30 ka B.P.)出现了暖湿气候事件，急剧气温变化增强了河谷侵蚀和卸载能力，强烈的地震活动又触发了河谷大型滑坡失稳及堵江。暖湿气候与新构造运动在时空上的耦合共同塑造了川西高原深切河谷系统特殊的地质生态环境及其演变^[7]。河谷在下切形成过程中，随着谷坡侧向应力的解除，岩体发生卸荷回弹变形，谷坡应力场产生相应的调整，谷坡经历表生改造、时效变形和失稳破坏阶段形成大型滑坡^[8]。岩体卸荷松弛现象在河谷谷底浅表层普遍存在，谷底形成过程中岩体经历了应力集中、岩体变形破坏、表层岩体卸荷松弛、次生裂隙发育、长期水岩相互作用，形成了现今谷底弱风化和弱卸荷带^[9]；同时河谷坡肩带受降雨及河(库)水升降作用产生力学弱化、物理弱化、化学弱化、局部应力集中、浸泡-风干循环作用累积损伤。河谷两侧斜坡经历原生软岩、剪切错动带、软弱蠕滑夹层、滑带贯通等变形产生大规模滑坡^[10]。

但以上研究对老滑坡形成及复活演化全过程系统分析较少。本文以金沙江百胜滑坡为例，尝试对河谷演化、谷坡形成、岩体卸荷松弛、层间软弱带形成、降雨和库水位升降诱发等演化过程进行系统研究，对深切河谷滑坡形成和复活机制进行分析总结，以期为降雨-水位升降型深切河谷斜坡稳定性机制分析及工程治理提供参考。

1 滑坡概况 1.1 地质背景

滑坡区位于金沙江溪洛渡段右岸河谷地带，区域大地构造属川滇南北向构造与新华夏系沉降过渡地带。新构造运动强烈，以大面积间歇性抬升为主，有夷平面和多级剥蚀台地分布。区内受马边地震带影响，历史上多次发生Ms≥6级强震，地震烈度Ⅵ度。气候属青藏高原亚湿润气候，干湿季节交替明显，年平均降水量为470 mm，最大年降水量为828.8 mm，日最大降水量为151.7 mm。地下水主要为松散孔隙水和基岩裂隙水。

1.2 老滑坡形态特征

滑坡平面形态呈圈椅状，边界明显，纵向(南北方向)长1 050~1 130 m，横向宽370~600 m(图 1)，高程580~990 m，前后缘高差410 m。滑体主滑方向NW20°，厚10~77 m，体积约2.76×10⁷ m³，为一巨型顺层滑坡。主滑剖面从后缘至前缘为“陡—缓—陡”阶梯型，滑体平均坡度21°。根据滑坡变形破坏特征，将滑坡划分为后部弱变形老滑坡和前缘强变形次级滑坡。

老滑坡前缘为水电站库区，后缘以陡坎为界，两侧以深切冲沟为界。滑坡体变形迹象具有明显分级和分区性，发育三级连续台阶地，每级之间由陡坡分隔(图 2)。Ⅰ级滑体位于滑坡后部，主滑方向NW36°，高程930~990 m，纵向长305~345 m，横向宽520~600 m，厚55~77 m，坡度12°~16°，滑坡壁高16~28 m，近直立，断续发育。Ⅱ级滑体位于滑坡中部，主滑方向NW24°，高程800~930 m，滑体纵向长185 m，横向宽560 m，厚52~64 m，坡度15°~19°。其前缘掩覆在Ⅲ级滑体后缘，切层剪出后反翘，倾角12°~18°，与下伏基岩倾角相近(图 3)。Ⅲ级滑体位于滑坡前缘，已产生失稳破坏。各级滑体物质主要为第四系崩滑堆积物，其在剖面上具有自下而上的层次性和由后缘向前缘厚度递减的变化。从地表至基岩的滑体物质依次为：1)块碎石土。为后缘陡坡崩塌堆积体，母岩为灰岩、玄武岩，粒径5~12 cm，架空现象明显。2)碎石土。为老滑坡堆积体，碎石多为泥页岩，粒径2~10 cm，级配差，分选性差，架空现象明显。3)层状块石土。岩质滑体未发生明显解体，块石多为泥页岩，岩体破碎。4)基岩。后缘及中部基岩为志留系龙马溪组薄层状泥页岩，岩体节理裂隙发育；前缘基岩为奥陶系巧家组厚层灰岩，岩体完整。

1.3 复活次级滑坡物质结构特征

复活次级滑坡平面形态呈舌形，主滑方向NE20°，滑体高程为580~830 m，斜向长530 m，横向宽290 m，厚16~49 m，体积约3.5×10⁶ m³(图 2)。滑坡体分为三级，每级之间由错落陡坎和拉张裂缝分隔，由反倾台地组成。滑坡体上多处房屋均被破坏。滑坡壁上缓下陡，高10~25 m，坡度30°~65°。复活滑动后形成凹槽和反倾台地，反倾台地宽3~18 m，坡度8°~16°。右侧陡坡坡高10~30 m，坡度20°~65°，在降雨冲刷作用下形成多条坡面冲沟，冲沟深0.5~1.0 m；左侧陡坡高20~40 m，陡坡上覆第四系松散堆积体，稳定性差，形成坡面碎屑流，坡脚泥页岩基岩出露。

复活次级滑坡体主要为老滑坡堆积碎块石土和老滑坡未完全解体的玄武岩、泥页岩及灰岩块体。滑坡后壁玄武岩基岩出露，风化卸荷作用强烈，岩体结构破碎；滑坡壁右侧局部发育钙质胶结层，厚2~15 cm，陡倾坡外，坚硬，形成良好的隔水层，胶结层下为碎石土，结构松散。复活次级滑坡体上部覆盖厚1~3 m碎石土，中部为厚3~5 m泥页岩块碎石土，下部出露中厚层状灰岩，产状104°∠16°。滑体浅表层为泥页岩碎石土，结构松散；深部为老滑坡未解体堆积体，仍保持明显的层理。滑带埋深16~49 m，厚0.2~0.3 m，滑带土主要为泥页岩泥化软弱夹层角砾土，结构松散，可见摩擦痕迹，揉皱现象明显。

2 滑坡形成复活演化过程 2.1 金沙江河谷演化过程

金沙江溪洛渡段河谷是在夷平面形成以后发育的，并先后经历了宽谷期(2.600~0.585 Ma)和峡谷期(0.585~0.500 Ma前)两大演化阶段。滑坡长400~1 100 m)，此段侵蚀平台(高程510~560 m)发育于第Ⅳ级剥蚀面之下的峡谷岸坡带(高程形成时期为中更新世晚期至晚更新世早期(图 4)。沟谷形态狭窄、纵坡降大，为深切“V”型沟谷，下切深30~50 m，受金沙江河(库)水不断侵蚀在岸坡演化形成大型滑坡^[12-13]。

2.2 老滑坡形成演化过程

深切河谷大型滑坡的形成是多种因素耦合作用的结果，包括地形地貌、河谷演化、河谷应力场、岩体结构、新构造运动、地震等。依据滑坡演化过程和成因机制，可划分为原始斜坡、岩体卸荷劣化、挤压塑性流变、降雨诱发失稳和堆积体解体压密蠕滑等5个阶段。

2.2.1 原始斜坡

斜坡上部薄层状泥岩、页岩为软岩，强度低且遇水易软化，塑性变形显著；下部中厚层状灰岩为硬岩，强度高且脆性变形明显。在地应力作用下，差异性蠕变致使上部软岩形成陡倾节理。地表水沿节理下渗形成水头压力，产生扩容效应，在软岩与硬岩接触面产生差异变形，形成顺层裂缝。陡倾节理和顺层裂缝构成岩体内软弱结构面雏形^[14]。据调查，斜坡发育两组优势节理：1)陡倾坡外85°~120°∠45°~60°；2)顺层缓倾坡外83°~95°∠15°~20°。在长期地质作用下，斜坡后缘出现陡倾节理—拉裂缝—拉陷槽的演化过程，坡肩带逐步形成应力集中区(图 5a)。

2.2.2 岩体卸荷劣化

河谷形成过程中，谷坡受河(库)水侵蚀，侧向应力解除，应力状态发生变化，应力量值从内部至表部逐渐降低，在浅表部出现应力降低区，甚至出现拉应力区^[8]。随着河谷不断下切，斜坡浅表部岩体中的最大主应力方向逐渐转变为平行斜坡面，在岩体中发育一组与斜坡面平行的陡倾结构面(83°~95°∠45°~60°)。在斜坡岩体自重应力、最大主应力共同作用下，斜坡浅表部出现新的拉张裂隙，拉张裂隙逐渐剪断裂隙之间的锁固段，并向深部岩体中延伸、扩展、汇合、贯通。岩体结构发生裂解劣化，软弱结构面初步形成(图 5b)。

2.2.3 挤压塑性流变

斜坡岩体劣化后，后缘拉陷槽和拉裂缝在降雨和地下水位升降作用下，滑坡体上部泥岩、页岩经历饱水—失水多次交替循环发生软化、泥化，使抗剪强度降低。卸荷拉裂缝在重力作用下产生应力集中，与泥页岩层面追踪组合，形成层间剪切带。部分泥页岩软化、泥化为土，在长期蠕变状态下，层间剪切带逐渐演化为滑带，形成层间软弱夹层。斜坡下部灰岩为硬岩且透水性差，致使软弱夹层在上覆岩体重力和层间滞水作用下发生挤压塑流变形，导致上覆岩体发生拉裂、位错变形破坏。这一过程中软弱夹层和上覆岩体仍保留原岩地层层序，仅局部产状发生变化(图 5c)。

2.2.4 降雨诱发失稳

在强降雨作用下，已错位并被分割的上部滑体沿下部已完全泥化贯通的软弱夹层发生快速滑移、倒塌、解体直至失稳破坏。软弱夹层完全泥化形成滑动带。上部滑体发生远距离滑移，在滑移过程中伴随倒塌、解体，后缘拉陷槽形成高陡滑坡壁。滑动过程中，滑体各部分存在速度差，导致滑体在薄弱部位产生断裂，形成多级台阶地(图 5d)。

2.2.5 堆积体解体压密蠕滑

如前所述，经历过快速滑移变形的滑坡体块石叠置架空结构明显，利于地下水入渗、径流、潜蚀，岩石风化加速，块石在滑移变形的同时发生再解体和压密变形。随着时间的延续，岩块逐步解体为碎石或块石，大量碎石“挤入”到滑带土中，改善滑带土强度，使滑床抗滑力增大，滑坡趋于稳定。巨型岩块逐步解体为碎石、块石及粉砂土充填在巨型块体之间，使巨型块体压密变形^[15]。由于此阶段主要表现为滑坡体物质结构细观演化过程，故未做示意图展示。

2.3 次级滑坡复活演化过程

2014年4月老滑坡前缘发生失稳破坏，摧毁滑体上多栋房屋，地表产生大量的拉张裂缝和滑动破坏。受库区水位升降、坡体灌溉沟渠水、房屋加载等人类工程活动影响，滑坡将产生进一步变形破坏。滑坡复活过程可分为以下2个阶段。

2.3.1 滑坡加剧变形

老滑坡堆积体前缘受河(库)水侵蚀和人类工程活动作用形成高陡临空面，产生蠕滑变形。滑床基岩上部为泥页岩、下部为灰岩，因泥页岩易软化、泥化，灰岩岩体透水性差，从而构成上软下硬的岩体结构和隔水界面。在库区水位升降作用下，斜坡前缘软硬岩体接触面形成软弱夹层，演化为潜在滑带。松散的老滑坡堆积体在降雨、灌溉水入渗和房屋加载等作用下沿软弱夹层发生蠕滑变形。

2.3.2 库水位升降诱发复活

水库蓄水后滑坡坡脚被浸没，受浸泡的泥岩、页岩潜在滑带被软化、泥化，抗滑力降低。同时近大坝库水位频繁升降，滑坡前缘(阻滑段)受水浮托力和坡体内外地下水落差形成的动水压力作用，抗滑力减小，稳定性降低，岸坡失稳破坏，岸坡后移，诱发老滑坡大规模复活^[16]。

3 滑坡复活力学模式稳定性评价 3.1 地质力学模型

根据滑坡体地下水补给和运移条件将力学作用模式分为潜水含水层模式、承压含水层模式、潜水和承压含水层混合模式。百胜次级滑坡体自上而下可分3层，即上覆玄武岩碎块石土(强透水层)、中部薄层状泥岩页岩(半渗透层)和下伏中厚层状灰岩(隔水层)，属于潜水含水层模式。此模式假定滑面以上的岩土体为渗透土体(强透水层)，而滑面以下的岩土体为隔水层(弱透水层)，进行地下水力学作用分析滑坡启动力学机制。潜水含水层引起地下水产生静水压力和渗透压力(动水压力)，在静水和动水压力作用下滑块体启动，开始往下滑动。因裂缝分布和贯通特征具有随机性，且地下水渗流场复杂，为简化计算将滑体视为刚体。对滑坡体进行条块水力学模式分析(图 6)，条块的抗滑力(F₁)和下滑力(F₂)可分别表示为：

其中，

式中：W为条块的重度；α为条块滑面倾角；ρ_nat、ρ_sat、ρ_w分别为岩土体的天然密度、饱水密度、地下水密度；φ和c分别为滑带土的内摩擦角和黏聚力；L为条块的滑面长度；V₁、V₂分别为条块水位面以上和以下岩土体的体积；H₁、H₂分别为条块的条间水头；g为重力加速度。

则此条块水力学模式模式下的稳定性系数K表达式为

将式(1)—(3)代入式(4)中可得滑坡稳定性系数。

滑坡体考虑静水压力、动水压力、浮托力、库水位升降引起的渗透力、滑带土饱水软化等多种效应下的水力学作用类型，将滑坡受力模型进行简化^[14](图 7)。作用在滑体上的力有：滑体自重G、后缘拉裂缝静水压力P₁、结构面拖曳力D、滑面扬压力P₂和动水压力T，此外张裂隙充水高度为H₃。此模式下的安全稳定系数K表达为

地质力学模型分析表明，在河谷斜坡演化过程中，原生岩体结构存在缺陷，岩体在地质营力作用下产生卸荷拉裂变形，产生大量的裂缝，进一步破坏岩体整体结构。加之在上覆玄武岩碎块石土(强透水层)、中部薄层状泥岩页岩(半渗透层)和下伏中厚层状灰岩(隔水层)构成的潜水含水层模式下，降雨和库水升降等作用进一步弱化、泥化岩体结构，岩体内部应力分布产生明显变化。综上所述，斜坡体是在原生岩体结构缺陷、卸荷拉裂、水弱化和泥化等多种耦合作用下由稳态逐步演化至失稳。

根据勘察资料及实验数据，结合现场调查，综合给出滑坡各岩土体的物理力学参数(表 1)。

3.2 稳定性评价

百胜老滑坡自形成后发生了多次滑移，并经历了地质年代的长期改造。目前，老滑坡中后部Ⅰ级、Ⅱ级滑体基本稳定；次级滑坡产生剧烈滑动后滑坡体仍在蠕滑变形，受库区水位涨落、暴雨等不利因素作用，次级滑坡有进一步产生较大规模滑动的可能。

根据规范^[17]要求，安全稳定系数1≤ K＜1.25时滑坡处于基本稳定状态，K＜1.00时滑坡失稳破坏。基于复活次级滑坡力学机制简化模型计算结果表明：次级滑坡在正常蓄水位(600 m)滑坡在天然工况下K =1.12，滑坡处于基本稳定状态；在暴雨和水位骤降(库水位从600 m降至540 m)工况下K=0.98，滑坡失稳破坏。

4 结论

1) 百胜滑坡为金沙江深切河谷演化过程中形成的巨型滑坡或坐落体，体积约2.76×10⁷ m³，此类巨型滑坡在西南地区大江大河深切河谷区较发育，滑坡在形成演化及复活过程中存在多级多期次滑动，一般滑坡体前缘在降雨和河(库)水升降等作用下易复活。

2) 滑坡体主要为第四系崩滑堆积物，在剖面上具有自上而下的层次性。物质成因从地表至基岩依次为崩滑堆积体、松散老滑坡堆积体、未解体老滑坡堆积体、基岩。滑坡体块碎石母岩依次为玄武岩(硬岩)、泥页岩(软岩)和灰岩(硬岩)，三者相互构成软弱相间斜坡结构。

3) 滑坡形成及复活演化过程可分为原始斜坡、岩体卸荷劣化、挤压塑性流变、降雨诱发失稳破坏、堆积体解体压密蠕滑、滑坡加剧变形、库水升降诱发局部复活7个阶段。形成机制可简化为原始斜坡(上软下硬岩体结构)→卸荷变形(卸荷拉裂缝和卸荷带形成)→蠕变弱化(软弱夹层软化、泥化形成贯通滑面)→外动力诱发(降雨和水位升降)。

4) 地质力学模型分析表明河谷斜坡卸荷变形和库位升降对岩体结构破坏和岩体强度弱化作用显著。尤其是卸荷拉裂后的斜坡，在水的弱化作用与蠕变效应后，岩体结构应力分布产生明显变化。斜坡体是在原生岩体结构缺陷、卸荷拉裂、水弱化和泥化等多种耦合作用下由稳态逐步演化至失稳。