Simulation analysis of landslide disaster movement process in Xigeda Formation, Luding County, Sichuan Province
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摘要:
四川泸定昔格达组以半成岩为主，工程地质特性复杂，在高陡斜坡中常发生浅层蠕滑变形，在强降雨作用下失稳后可转化为泥石流。本文以四川省泸定县海子坪环环村滑坡为例，基于遥感解译、地面调查、数值模拟等方法，对滑坡发育特征、潜在失稳模式和滑坡-泥石流运动过程进行分析。结果表明，环环村滑坡主要发育于昔格达组内，以深度3~5 m的浅层变形为主，整体处于蠕滑变形阶段。滑坡平面上分为强变形区（A区）和弱变形区（B区），体积分别约为5.5×104 m3、5.8×104 m3，在不同降雨条件下，存在仅有A区下滑和A区牵引B区一起下滑并转化为沟道泥石流2种致灾模式。当仅有A区失稳下滑时，最远运动距离可达1325 m，最大堆积厚度为5.2 m，最大运动速度41.6 m/s，滑坡破坏沟口居民区及道路。当A区和B区同时失稳下滑时，最远运动距离可达1345 m，最大堆积厚度为7.7 m，最大运动速度为44.3 m/s，滑体最远能够冲至河流对岸，形成高约3 m的滑坡坝。研究结果对于深化浅层滑坡-泥石流远程致灾效应的认识和防灾减灾具有一定的指导意义。
Abstract:The Xigeda Formation developing in Luding County, Sichuan Province, is mainly composed of semi-diagenetic rocks, which has complex engineering geology properties.Shallow creep deformation of the Xigeda Formation often occurs in the slope with high and steep terrain.It can transform into debris flow after destabilization under the action of heavy rainfall.In this paper, the Huanhuancun landslide in Haiziping developing in the Xigeda Formation was selected as a study case.Based on remote sensing interpretation, field investigation and numerical simulations, we analyzed and calculated the development characteristics of landslides, potential instability modes and the process of landslide-debris flow movement.This study has shown that the Huanhuancun landslide is mainly developed in the Xigeda Formation, mainly in the shallow deformation with a depth of 3~5 m, and is in the creep deformation stage as a whole.The landslide in plane can be divided into strong deformation zone(A) and weak deformation zone(B) with the volume of approximately 5.5×104m3 and 5.8×104m3.Under different rainfall conditions, there are only two forming patterns of disasters: zone A sliding and zone A pulling zone B sliding together and transforming into gully debris flow.When only the zone A slides downslope, the longest movement distance can reach 1325 m, the maximum thickness of deposits is 5.2 m, the maximum velocity is 41.6 m/s, and the sliding body will damage the residential areas and roads.When the zone A and B slides together, the maximum movement distance can reach 1345 m, the maximum thickness of deposits is 7.7 m, the maximum velocity is 44.3 m/s, and the sliding body can rush as far as the other side of the river, forming a landslide dam with a height of about 3 m.The research results have certain guiding significance for deepening the understanding of remote disaster effect of shallow landslide-debris flow and disaster prevention and mitigation.
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Keywords:
- Xigeda Formation /
- soil landslide /
- landslide-debris flow /
- Massflow /
- risk assessment
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中国昔格达组主要呈断续条带状、片状分布于大渡河、金沙江、雅砻江等河谷区域(刘慧军等，2004；吴焕恒，2010；铁永波等，2022；阳清青等，2023)，主要由粘土、粉砂质粘土、粉砂组成，是一套形成于上新世中晚期的半成岩地层。有学者根据工程特性将其称为沉积型硬土-软岩(蒋复初等，1999；张永双等，2000)。该地层具有极强的水敏感性，当含水率超过敏感界线时，力学性质陡然下降，易发生变形破坏(黄绍槟等，2005；周平等，2020)。李后强等(1997)通过研究攀西地区昔格达组滑坡特征，提出昔格达组斜坡易滑角度为28°~30°；Zhu et al.(2011)对喇嘛溪沿线17处浅层滑坡进行了调查研究，认为昔格达组饱水是滑坡发生的主要原因。昔格达组不良的工程地质特性，为地质灾害提供了良好的孕生条件。例如，成昆铁路在施工时遇到昔格达组拱顶沉降、围岩变形、边坡滑塌等问题(丁文富等，2017；王志杰等，2017)；发育于该地层中的四川省米易县林场滑坡，导致成昆铁路长约860 m的线路严重变形，造成行车中断及严重的经济损失(孟祥磊，2015)。有关昔格达组的研究已取得丰硕的成果，多侧重于工程地质特性及滑坡变形破坏机理，而对昔格达组滑坡运动特征研究较少。
国内外学者采用多种数值模拟软件开展滑坡运动过程与危险性评价。如刘春等(2017, 2019)基于能量守恒定律，利用离散元颗粒接触模型建立了MatDEM软件，为滑坡运动过程研究提供了一种新方法；Poisel et al.(2008)利用PFC3D软件对秘鲁滑坡的运动过程进行了研究，验证了该软件模拟结果的准确性；Roslan et al.(2020)通过分析认为，UDEC软件可以模拟岩石从断裂到抛掷的过程，是研究边坡稳定性的重要方法；吴瑞安等(2018)分析了不同降雨条件下的滑坡失稳概率，并通过DAN3D数值软件对古滑坡复活后的运动过程进行了研究。此外，Ouyang et al.(2013)基于深度连续积分理论，建立了Massflow数值软件，并应用于深圳光明新区滑坡、茂县新磨村滑坡、金沙江白格滑坡等(Ouyang et al.，2017；Scaringi et al.，2018；Fan et al.，2020)，该软件在滑坡运动过程、危险性评价、风险评估等方面均取得良好的效果。相较于其他软件，Massflow具有运算速度快、效率高、支持二次开发等优点，被广泛应用于山地灾害的全过程动力演化研究。
在开展川西地区地质灾害调查工作时，笔者发现四川泸定海子坪昔格达组内滑坡灾害发育，饱水状态时容易形成浅层溜滑、泥石流，并可能发生远程致灾效应。本文选取海子坪环环村滑坡为研究对象，结合遥感解译、野外地质调查等方法，在查明滑坡空间结构特征和潜在失稳模式的基础上，采用Massflow数值模拟软件对其运动过程进行分析，并评价其危险性，以期对类似可能远程致灾的滑坡科学防控提供参考。
1. 地质背景
海子坪位于四川省泸定县，受龙门山断裂带、鲜水河断裂带和大渡河断裂带控制，形成了典型的高山峡谷地貌(邓建辉等，2007；郭长宝等，2021；梁馨月等，2021；秦宇龙等，2021)。受亚热带季风气候及青藏高原冷空气影响，泸定县年平均气温为15.4℃，年平均降雨量约为1080 mm，最大日降雨量72.3 mm，降雨多集中于5—10月，占全年的90%以上(何军，2009；杨智勇等，2011)。受河谷深切影响，海子坪昔格达组出露厚度逾400 m，为中国西南地区昔格达组厚度最大的剖面之一(图 1)。其自上而下可分为3段：上段厚约116 m，为粉砂、粉砂质粘土、粘土互层；中段厚约206 m，为厚层状中细砂、中砂、中粗砂，局部含透镜体及细粒层；下段厚约89 m，为薄层状粉砂质粘土与粉砂互层(吴焕恒，2010；施云云，2020)。海子坪环环村出露的昔格达组主要为浅黄色粉砂与浅灰色粘土互层(图 2-a)，强降雨作用下饱水的昔格达组常见小规模浅层溜滑和坡面泥石流(图 2-b)。昔格达组具有吸水软化、脱水崩解等特点，在含水率较高时极易形成滑坡和滑坡-泥石流灾害，如四川泸定县兴隆镇群发性滑坡-泥石流、干海子滑坡、汉源县喇嘛溪沟多处浅层滑坡-泥石流灾害、攀西地区昔格达组滑坡与泥石流灾害等(刘恒一，1987；张永治，1995；柴春阳，2008；李文杰等，2016)。不同条件下昔格达组抗剪强度差别较大，干燥条件下内摩擦角最高可达45°，粘聚力达105 kPa，但饱和条件下内摩擦角为6°~26°，粘聚力为16~40.3 kPa(周云金等，2000；文丽娜等，2005；周罕等，2014)。此外，钟成等(2012)通过原位试验与室内试验测得，昔格达组粉砂渗透系数为1.04×10-4~5.01×10-4 cm/s，粘土渗透系数为1.7×10-5~5.29×10-5 cm/s。
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图 1 四川泸定县海子坪工程地质平面图Figure 1. Engineering geological plan of Haiziping area in Luding County, Sichuan Province![]()
图 2 四川泸定海子坪昔格达组特征a—海子坪昔格达组(镜向160°)；b—昔格达组饱水后浅层溜滑(镜向80°)Figure 2. Characteristics of the Xigeda Formation in Haiziping, Luding County, Sichuan Province2. 环环村滑坡发育特征
2.1 滑坡基本特征
环环村滑坡位于泸定县海子坪环环村马桑林沟上游汇水区，距下游沟口居民区水平距离约1150 m。马桑林沟为季节性冲沟，沟道最高点高程约为2550 m，沟口高程约为1570 m，平均纵坡降约为42.5‰，两侧斜坡坡度为30°~50°(图 3)，从沟口冲洪积物的堆积特征分析可知，历史上曾多次发生小型泥石流灾害。
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图 3 四川泸定环环村滑坡平面图与发育特征a—环环村滑坡平面图；b—环环村滑坡遥感影像(据Google Earth)；c—强变形区发育特征(镜向150°)；d—弱变形区发育特征(镜向350°)。δ2—闪长岩；Qpgl—冰水堆积物；Qhpal—冲洪积物；NQx—昔格达组；γo2—斜长花岗岩Figure 3. Plan and development characteristics of the Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province环环村滑坡在平面上呈圈椅状，后缘以环环村公路为界，高程约2060 m，前缘剪出口高程约1990 m，平均坡度约30°，剪出口高出马桑林沟下游沟口约420 m。滑坡向马桑林沟道方向滑动，主滑方向约为280°(图 3-a)。滑坡在平面上可分为2个亚区(图 3-b~d)，两者以冲沟为界，左侧强变形区(A区)平均纵长约140 m，平均横宽约130 m，滑体平均厚度约3 m，体积约5.5×104 m3；右侧弱变形区(B区)平均纵长约125 m，平均横宽约155 m，滑体平均厚度约3 m，体积约5.8×104 m3。
环环村滑坡主要发育于昔格达组内，滑体物质为厚8~30 cm的薄层、中厚层状浅黄色粉砂与厚1~3 cm的薄层状浅灰色粘土互层(图 4)，地层倾角为15°~30°，属于昔格达组易滑倾角(李后强，1997；Hürlimann et al.，2014)。下伏基岩为晋宁期斜长花岗岩。据调查统计，海子坪地区昔格达组滑坡深度多在5 m以内，由于该区昔格达组浅表部节理发育，越往深部，岩土体完整性越好，一定埋深处的浅灰色粘土结构较致密，能起到相对隔水作用。
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图 4 四川泸定环环村滑坡地质剖面Figure 4. Geological profile of Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province2.2 滑坡分区特征与变形破坏模式
现场访问和调查发现，环环村滑坡的强变形区(A区)于2020年7月发生过滑动，滑动区域纵长约130 m，水平滑动距离约3 m，造成滑坡后缘公路错断，最大垂直错距约2.2 m(图 5-a)，居民门前道路破坏(图 5-b)，地表可见长85~90 m、宽15~30 cm的拉张裂缝(图 5-c)。该滑坡上目前已安装裂缝计、位移计等监测仪器，但未采取工程治理措施。在降雨条件下，裂缝附近易发生局部汇水，并成为地表水优势入渗通道，加速雨水集中下渗，可能引发滑坡进一步变形破坏。相对A区而言，弱变形区(B区)变形程度较小，地面以小型拉张裂隙为主，环环村公路上可见多处由坡体变形引起的拉张裂缝，裂缝长4~5 m，宽2~5 cm(图 5-d)。
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图 5 四川泸定环环村滑坡破坏特征a—错断的公路(镜向80°)；b—居民院子下错陡坎(镜向240°)；c—滑坡后缘拉张裂缝(镜向260°)；d—环环村公路变形破坏(镜向240°)Figure 5. Damage characteristics of the Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province环环村滑坡发育于凹型汇水区斜坡地带，目前正处于蠕滑变形阶段。昔格达组节理和微裂隙发育，雨水可沿节理或微裂隙入渗。该地层中粉土与粘土富含的粘土矿物亲水性强，遇水具有膨胀性，滑体重度随雨水入渗增大，土体抗剪强度降低，浅表层岩土体易滑动(黄绍槟等，2005)。在强降雨条件下，地形高差和下部沟道可以为滑坡运动提供有利的势能条件和良好通道，近饱水状态的昔格达组一旦发生滑坡，极可能沿沟道向下滑动解体，并形成滑坡-泥石流灾害(刘恒一，1987；李树德等，1988；张永治，1995；彭建兵等，2020)。这类地质灾害通常具有突发性强、历时短、运动速度快、链式成灾等特点(王士革，1999；Iverson et al.，2016；Nishiguchi et al.，2022)，往往能够形成远程致灾效应。
根据滑坡空间结构和变形破坏特征分析，环环村滑坡主要存在2种潜在破坏失稳模式：强变形区(A区)局部失稳：在强降雨条件下，A区失稳并转化为泥石流；强变形区(A区)和弱变形区(B区)同时失稳：若A区失稳破坏，B区受到的侧向约束力减小，可能受牵引而发生渐进破坏并转化为泥石流。
3. 滑坡灾害运动过程模拟
在野外地质调查和滑坡潜在失稳模式分析的基础上，采用Massflow数值软件对滑坡不同工况下的滑坡运动过程进行分析。工况一仅为A区失稳下滑并形成泥石流，工况二为A区与B区同时失稳下滑并形成泥石流。
3.1 Massflow软件原理与技术流程
Massflow软件是采用基于深度积分的连续介质力学原理及改进的MacCormack-TVD有限差分法，满足质量守恒方程及动量守恒方程(公式1~3)，同时考虑地形地貌的数值模拟软件，具有精度高、计算速度快等优点(Ouyang et al.，2013，2015)，可以有效计算滑坡、泥石流、堰塞坝溃决等山地灾害的动力演化过程(图 6)。
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图 6 滑坡运动过程数值模拟技术流程图Figure 6. Numerical simulation flow chart of landslide movement process∂h∂t+∂hu∂x+∂hv∂y=0 (1) ∂hu∂t+∂(hu2+kapgh2/2)∂x+∂huv∂y=−kapgh∂zb∂x−(τzx)bρ (2) ∂hv∂t+∂huv∂x+∂(hv2+kapgh2/2)∂x+∂huv∂y=−kapgh∂zb∂x−(τzy)bρ (3) 式中，ρ为流体密度(kg/m3)；h为流体高度(m)；t为时间(s)；u、v为分别为x方向和y方向上的流体速度(m/s)；kap为土压力系数；g为重力加速度(m/s2)；(τzx)b、(τzy)b分别为底部zx方向和zy方向的剪应力(Pa)。
3.2 参数选取
Massflow软件提供了Coulomb、Manning、Voellmy等不同的基底摩擦模型用于模拟崩滑流灾害运动过程(周琪等，2019；殷邦民，2020)。Coulomb模型主要适用于滑坡及碎屑流，Manning模型主要适用于洪水溃坝等(金文祥，2019)，Voellmy模型主要适用于泥流或泥石流。结合上述分析，本文采用Voellmy模型对环环村滑坡-泥石流运动过程进行模拟分析，计算公式如下：
\tau_{\mathrm{b}}=\sigma \mathtt{μ}+\frac{\rho g v^2}{\xi} (4) 式中，τb为底部剪切应力(kPa)；σ为正应力(kPa)；μ为摩擦系数；ρ为泥石流容重(kg/m3)；ξ为湍流系数(m/s2)。结合前人研究成果(Buser et al.，1980；黄绍槟等，2005；段学良等，2019；林喜珊，2020；熊坤勇等，2020)和室内岩土体测试结果，选取了本次数值模拟所需的相关参数(表 1)。
表 1 数值模拟参数取值Table 1. Numerical simulation parameter values岩土类型 含水率(w)/% 泥石流容重(ρ)/(kg·m-3) 摩擦系数(μ) 湍流系数(ξ)/(m·s-2) 粉质粘土 26 2020 0.1 1000 3.3 运动速度与运动阶段分析
可按时间间隔将Massflow软件模拟得到的结果输出为ASCII格式文件，并导入ArcGIS软件进行可视化，即可获得不同时刻下堆积体的速度变化情况(图 7、图 8)。在数值模拟计算过程中，通过在不同位置布置监测点可以实现滑坡运动监测，但具体网格点的监测难以反映滑坡运动过程中的实际情况。周琪等(2019)提出了基于网格速度贡献值的滑坡整体速度计算公式(公式5)，用于判断滑坡运动情况。
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图 7 工况一不同时刻运动速度变化Figure 7. Variation of motion speed at different time of condition 1![]()
图 8 工况二不同时刻运动速度变化Figure 8. Variation of motion speed at different time of condition 2v_a=\sum\limits_{i=1}^n \frac{\bar{\mu}_i V_i^{\prime}}{V}=\sum\limits_{i=1}^n \frac{\overline{\mu_i} \iint s_i d h}{\iint s_i d s d h} (5) 式中，va为第i秒对应的滑坡整体速度(m/s)；μi为第i秒对应的网格平均速度(m/s)；V'i、V表示第i秒对应坡体的体积与滑坡总体积；si为第i秒对应的网格面积(m2)；h为滑坡在网格上方的堆积厚度(m)。
在数值模拟计算过程中，利用Massflow软件按5 s间隔输出ASCII格式的x、y方向的速度。通过ArcGIS软件将ASCII数据转化为栅格数据，利用栅格计算器，结合公式v=SquareRoot(Square(ui)+Square(vi))获得合速度，并通过空间分析工具获得平均速度。根据公式(5)得出滑坡的整体速度(图 9)，可知2种工况下滑坡-泥石流整体运动时间约85 s。
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图 9 不同时刻监测点速度变化情况a—工况一监测点速度变化；b—工况二监测点速度变化Figure 9. Velocity changes of monitoring points at different time环环村滑坡失稳破坏特征和数值模拟监测数据分析表明，2种工况下滑坡转化为泥石流运动过程相似，大致可分为3个阶段：失稳滑动阶段、滑动解体阶段、减速堆积阶段(陈晓清，2006；张明等，2010)。0~10 s为滑坡失稳滑动阶段，降雨沿节理、裂隙入渗，粘土矿物吸水具有膨胀性，使孔隙度减小，产生超孔隙水压力，土体抗剪强度降低或消失，产生部分液化，滑坡失稳启动，滑坡前缘剪出口与堆积区较大的高差使重力势能迅速转化为动能，运动速度迅速增加；10~25 s为滑动解体阶段，滑坡启动后沿沟道滑动过程中逐渐解体转化为泥石流，并在此过程中达到最大速度；25~85 s为减速堆积阶段，泥石流流至地形较缓区域逐渐减速，最终堆积于木角沟内。滑坡减速堆积阶段用时占比大，显示滑坡-泥石流灾害链较强的突发性。
仅A区失稳下滑时，滑坡最大速度出现于监测点A2、A3之间，为41.6 m/s，整体速度最大为14.8 m/s，当滑坡运动到沟口居民区时速度约为26 m/s；A区与B区共同下滑时，最大速度出现于监测点B2、B3之间，为44.3 m/s，整体速度最大为17.5 m/s，当滑坡体运动到沟口居民区时，速度约为35 m/s。
3.4 滑动运动距离与堆积范围分析
环环村滑坡下方为马桑林沟主沟，沟道狭窄，滑坡堆积体沿沟道运动时受地形和滑体体积影响，不同时刻的滑体厚度和面积有所区别(图 10、图 11)。
当仅A区失稳下滑时，滑坡-泥石流运动抵达沟口居民区用时约30 s，运动过程中最大厚度位于堆积区监测点A4处，厚约5.2 m，最远运动距离为1325 m，最终堆积面积约为3.4×104 m2(图 10)。当A区与B区同时失稳时，滑坡转化而成的泥石流到达沟口居民区用时约26 s，最大厚度位于堆积区监测点B1下方，厚约9.5 m，堆积区最大堆积厚度为7.7 m，最远运动距离为1345 m，最终堆积面积约为4.5×104 m2(图 11)。滑坡运动到沟口时速度较大，会对马桑林沟口与木角沟交汇处附近的房屋及道路造成破坏；工况一堆积范围较小，不会造成堵河，工况二可能会堵河，形成高度约3 m的堰塞坝，但长时间堵塞并回水淹没上游的可能性不大。
结合滑坡运动过程模拟与危险性分析，提出以下几点治理措施：①对滑坡变形区，及时充填已出现的地表裂缝，防止形成降雨入渗优势通道；②在坡表修建截排水渠，减少雨水沿坡面侵蚀和入渗；③开展相应工程勘察，在沟道内适当设置拦挡坝，有效消减洪峰，并修建排导槽，减小对下游建筑和道路造成损害。
4. 结论
(1) 四川省泸定县环环村滑坡为昔格达组发育的浅层滑坡，位于汇水斜坡地带，滑体平均厚度3~5 m，局部已经发生明显滑动，目前整体处于蠕滑变形阶段，存在进一步失稳下滑的可能。
(2) 滑坡平面上可以分为强变形区(A区)和弱变形区(B区)，A区体积约5.5×104 m3，B区体积约5.8×104 m3，在不同降雨条件下，存在仅有A区下滑和A区牵引B区一起下滑并转化为沟道泥石流2种成灾模式。
(3) 仅A区失稳下滑时，最远运动距离为1325 m，最大堆积厚度为5.2 m，最大运动速度41.6 m/s，滑坡到达沟口居民区时速度为26 m/s，沟口堆积面积为3.4×104 m2，可直接危害沟口居民点和道路。
(4) 当A区与B区同时失稳下滑时，最远运动距离为1345 m，最大堆积厚度为7.7 m，最大运动速度44.3 m/s，沟口堆积面积为4.5×104 m2，滑坡会对沟口处居民区及道路造成破坏，并形成高达3 m的滑坡坝，但长时间堵河可能性较小。
致谢: 中国地质科学院地质力学研究所杨志华、钟宁副研究员，博士研究生张献兵、李彩虹参与部分野外调查工作，西藏大学吴鹏程硕士参与部分数据处理工作，审稿专家提出了宝贵意见和建议，在此一并表示感谢。 -
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图 1 四川泸定县海子坪工程地质平面图
Figure 1. Engineering geological plan of Haiziping area in Luding County, Sichuan Province
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图 2 四川泸定海子坪昔格达组特征
a—海子坪昔格达组(镜向160°)；b—昔格达组饱水后浅层溜滑(镜向80°)
Figure 2. Characteristics of the Xigeda Formation in Haiziping, Luding County, Sichuan Province
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图 3 四川泸定环环村滑坡平面图与发育特征
a—环环村滑坡平面图；b—环环村滑坡遥感影像(据Google Earth)；c—强变形区发育特征(镜向150°)；d—弱变形区发育特征(镜向350°)。δ2—闪长岩；Qpgl—冰水堆积物；Qhpal—冲洪积物；NQx—昔格达组；γo2—斜长花岗岩
Figure 3. Plan and development characteristics of the Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province
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图 4 四川泸定环环村滑坡地质剖面
Figure 4. Geological profile of Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province
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图 5 四川泸定环环村滑坡破坏特征
a—错断的公路(镜向80°)；b—居民院子下错陡坎(镜向240°)；c—滑坡后缘拉张裂缝(镜向260°)；d—环环村公路变形破坏(镜向240°)
Figure 5. Damage characteristics of the Huanhuancun landslide in Luding County, Sichuan Province
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图 6 滑坡运动过程数值模拟技术流程图
Figure 6. Numerical simulation flow chart of landslide movement process
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图 7 工况一不同时刻运动速度变化
Figure 7. Variation of motion speed at different time of condition 1
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图 8 工况二不同时刻运动速度变化
Figure 8. Variation of motion speed at different time of condition 2
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图 9 不同时刻监测点速度变化情况
a—工况一监测点速度变化；b—工况二监测点速度变化
Figure 9. Velocity changes of monitoring points at different time
表 1 数值模拟参数取值
Table 1 Numerical simulation parameter values
岩土类型 含水率(w)/% 泥石流容重(ρ)/(kg·m-3) 摩擦系数(μ) 湍流系数(ξ)/(m·s-2) 粉质粘土 26 2020 0.1 1000 
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