1滑坡地理位置
青石滑坡位于三峡库区巫山县抱龙镇青石村八、九社神女溪右岸。距下游神女溪与长江交汇口2.1km,距巫山县城水平距离11km。滑坡区交通不便,靠水路班船和后山碎石路通往巫山县城(图1)。滑坡位于亚热带季风气候区,雨量丰沛、四季分明。年平均降雨量为mm;降雨多集中在5~9月,平均占全年降雨量的67.2%。
2、滑坡区地质构造
滑坡区构造上受神女峰背斜和官渡–神女溪向斜影响,总体位于官渡–神女溪向斜的东南翼。官渡–神女溪向斜是一紧闭褶皱,其核部宽度较窄,轴线变化较快。其轴线大致走向75°,在青石口处轴线出露,最高至m高程左右,在距离滑坡1km处轴线入神女溪后,从青石滑坡体通过。因此,滑坡体下游侧的基岩为顺层发育﹐至前缘基岩近水平;滑坡体上游侧的上部基岩为顺层发育,前缘底边界岩层向南东倾斜。
地层以三叠系下统嘉陵江组和大冶组灰岩为主，岩性由新到老为:三叠系嘉陵江组四段(T,j)灰色夹肉红色致密灰岩白云岩、盐溶角砾岩;三叠系嘉陵江组三段(T,j)灰色夹肉红色厚层致密泥质夹白云岩灰岩及灰岩;三叠系嘉陵江组二段(T,j3)盐溶角砾状灰岩，局部含石膏;三叠系嘉陵江组一段(T,j)灰色中厚层泥质灰岩、灰岩白云岩夹红色页岩;三叠系大冶组四段(T,d)灰色厚层灰岩夹薄层灰泥灰岩;三叠系大冶组三段(T,d)薄层灰泥灰岩、灰岩夹泥质页岩、泥灰岩。
3、滑坡区地形地貌条件
青石滑坡区域处于不对称“V”形深切河谷的神女溪下游区域。滑坡平面呈不规则箕形,平均宽度约m,地形上南高北低,两侧高中间低,呈现明显圈椅状地貌3。滑坡后缘为一陡立悬崖,岩壁坡度80°左右,高差70~m。悬崖下发育有一近东西向负地形槽谷,槽谷往东连接一大型冲沟,往西缓变为斜坡地带。槽谷高程为~m,宽30m左右。滑坡区m高程以下为中前部居民集聚区域,地形坡度在20°左右,地貌上为凸起的“大肚子”。滑坡区前缘坡脚地形坡度为50°~60°,呈舌状向北凸出,垮塌后局部坡度减低至35°~40°。据重庆地质队水下地形图测量,神女溪河底高程为.00~.86m。
从野外调查﹑探槽揭露和重庆地质队的钻探揭露来看,滑坡体物质大致可分为黏土含碎石土和碎石土。黏土含碎石土主要分布在后缘的负地形槽谷中及滑坡表面局部区域,碎石含量不等。碎石土中的碎石有3种岩性和结构:①以灰岩块为特征的碎石土;2以岩溶角砾岩为碎石的碎石土;3碎裂岩或假基岩。
第1种碎石土发育在坡体东侧表层,填充黏土,有钙质弱胶结,黏土含量为10%~25%。碎石有大有小,在m高程的滑坡西侧碎石较小,平均为2cmx1cmx4cm;在m高程处房屋开挖形成的斜坡断面上,显示的碎石尺寸大者达12cmx15cmx18cm。第﹖种碎石土中的岩溶角砾岩有2个可能来源，一个是原岩嘉陵江二段的岩溶角砾岩原地堆积,另外一个来源可能为后期岩溶胶结形成。岩溶角砾岩主要分布在斜坡的西侧;碎裂岩主要分布在槽谷北侧的小山包和滑坡深部,一般呈架空结构。槽谷北侧小山包的碎裂岩具有较好的成层性(完整性),产状为5°~25°L25°~40。滑坡体上游侧及前缘拉裂开后,可见滑坡体内部的碎裂岩也具有一定的成层性(完整性)，产状为°°。
根据重庆地质队的钻探资料﹐滑坡体的厚度在67.80~.52m之间。滑带为塑状黏土夹粉砂状碎石颗粒及碎块石的破碎带形式呈现,组成较复杂,多为含黏土的粗颗粒﹑磨圆度较好的碎石。滑带沿着下伏基岩界面发育,形成折线型滑面(带)。
滑坡区地下水类型主要为松散岩类孔隙水,接受大气降水和地表水补给。滑体物质由块石土堆积组成,厚度大,块石粒径大,又具架空结构,因此透水性较好。区域内河谷地形切割强烈,地表径流条件好,因此滑坡区富水条件差,地下水贫乏。下伏嘉陵江组碳酸盐岩岩溶现象较发育﹐地下水主要通过岩溶洼地和落水洞接受降水补给,沿溶洞、暗河等岩溶管道径流,以泉的形式出露﹐排泄到神女溪河中。
由于滑坡区域范围内三叠系下统嘉陵江组厚层灰岩﹑角砾状灰岩、泥质灰岩、白云质灰岩大面积出露﹐滑坡后缘山顶溶洞、漏斗、洼地、落水洞发育﹐后缘山崖宽大溶隙垂直发育,裂缝也多沿岩溶孔洞发育(见图2)。在滑坡区内岩溶现象也非常多,滑坡下游侧前缘有巨大的岩溶塌陷坑(见图3),直径约80m,深约40m;上游侧的盐溶角砾陡崖也有可能是岩溶塌陷形成。在滑坡坡体内,由于地下水的作用,松散碎石土呈钙质弱胶结,在较多的拉裂缝中可见深部块石也有岩溶钙化等现象。
总体来看,滑坡东侧与基岩接触﹐西侧以冲沟凹槽地形为界,后缘以陡崖为界,前缘插入神女溪中,具体界线可根据周边出现的大小裂缝进行圈定。该滑坡平均纵长约m,滑坡主滑方向30°,平均厚度约80m(见图4),分布面积49.5万m,体积约万m3,属特大型岩质崩滑堆积体,透水性好,岩溶发育,赋水条件差。
4、滑坡体变形情况
青石滑坡在三峡库区蓄水后出现变形,并出现了几次较大的变形期。
(1)~年,为局部变形。据当地居民反映,未蓄水前(年左右),后缘出现过小型裂缝和塌陷。
(2)年,为整体变形。三峡库区蓄水至m期间,滑坡后缘槽区出现拉裂缝,宽1~2cm,长约m。形成3个塌陷坑,直径0.7~1.8m,深约0.7m。滑坡前缘发生约m3的小型滑塌。
(3)年蓄水后,变形加剧。库区水位达m时,前缘掉块现象加剧,变形明显,发生滑塌[2﹐崩滑方量约1.5万m3。滑坡前缘m高程左右(滑坡强变形区后缘)出现一条长约m、宽约1.5m、下错1.0m的拉裂缝,可见深度1~4m,主要延伸方向°。东侧出现25°方向的剪切裂缝。蓄水至m左右时,滑坡强变形区后缘拉裂缝最宽达3.5m,错距达4.2m。前缘滑塌总方量达10万m3。
(4)年,变形减缓。滑坡后缘发现9条拉裂缝,分布于滑坡后缘鞍部槽谷内。滑坡东侧边界发现贯通性剪切裂缝,走向25°,延伸约m,张开宽5~15cm,深约3m,下挫5~35cm,沿基岩陡坎出露,呈羽状发育。
(5)年,变形减缓。滑坡后缘槽谷东侧新发现一处塌陷土坑,呈圆形,直径40cm,深度不详。滑坡西侧高程m处,发现近弧状裂隙土坎,走向°~°。
从裂缝的分布来看,裂缝有2个密集发育区域,一为滑坡的周缘,另一个为滑坡的前缘。滑坡的后缘裂缝为张性,两侧的裂缝多为剪性,滑坡前缘裂缝多为张性。除前缘外,在滑坡体内部较少出现裂隙(见图5，6)。
4、滑坡变形分区
根据裂缝发展情况﹑变形情况和滑坡体结构,可以将滑坡体划分为强变形区、中等变形区和弱变形区(见图7)。
(1)塌岸区。为神女溪岸边滑坡前缘变形垮塌﹑滑塌最明显的区域。该区后缘高程为~m,呈锯齿形，宽m,长m,分布面积约2.2万m2,体积约15万m3。目前该区地形坡度35°~40°,局部约50°。从垮塌破碎的断面上看,主要构成物质为中薄层灰岩泥灰岩组成的碎裂岩,成层性好。
(2)强变形区。为滑坡内紧靠塌岸区的陡坡地段,以大型贯通性拉裂缝为界限。该区平面呈蚌壳状，平均宽度约m,平均纵长约m,后缘高程为~m,强变形区滑动方向26°,平均厚度70m,分布面积10.8万m2,体积约万m。从拉裂缝的断面上看,主要构成物质为中厚层灰岩组成的碎裂岩，成层性好。该侧滑坡为顺向坡,背斜核部从河底通过，基岩产状上陡下缓。
(3)弱变形区。分布于滑坡的西侧,地貌上为小冲沟与大冲沟的挟持条块。该区域临河岸坡出露完整的基岩没有塌岸现象发生,表层覆盖物质为碎石土,碎石为胶结很好的岩溶角砾,该区域分布面积5.2万m2。由于底部基岩倾向南东,对滑体物质向北滑动有阻滑作用,该岸坡结构有利于滑坡稳定,因此该区域变形现象较少,为弱变形区。
(4)一般变形区。滑坡的其他区域均为一般变形区。根据地貌上的特点可分为2个小的子区域,即A区和B区,A区和B区以中间的冲沟为界限,该冲沟深约3m,且呈陡立状。A区的另一边界为基岩与第四系的接触部分,也呈长条状,该区域分布面积5.3万m2。B区的东西侧边界均为冲沟或凹槽地形,表层覆盖为碎石土4。该区域面积最大,为滑坡的主体部分,面积约26.1万m2。
5、青石滑坡形成破坏机理
滑坡的形成机理分析是滑坡的发展趋势判断和稳定性分析的先决条件,具有至关重要的作用[5。青石滑坡的形成机理可分为老堆积体的形成机理和现今的变形破坏模式。
5.1老堆积体形成机理
根据滑坡周围的地形地貌、地层岩性和滑坡微地貌特征,经过详细分析研究,判断该老堆积体的形成可能有⒉种模式:顺层滑坡形成和岩溶坐落塌陷形成。
(1)顺层滑坡形成老堆积体。滑坡区构造作用强烈,层面及垂直裂隙发育,前缘河流冲刷侵蚀形成的“V”字沟谷高陡临空,神女溪河底出露泥灰岩,上覆岩体受下伏“软弱层面”控制,当上覆岩体的下滑力超过该岩面的实际抗剪阻力时,后缘相对薄弱部位出现拉裂槽,坡体中前缘隆起,造成滑坡阻滑段大量裂隙的发育﹐并形成表层岩体松动。在地下水和地表水的作用下,阻滑段力学强度逐渐降低,滑带逐渐贯通,斜坡岩体沿下伏相对软弱面向坡前临空方向滑移,并使滑移体拉裂解体。
重庆市地质灾害防治工程勘查设计院认为:滑坡后壁和右侧岩壁上有明显擦痕、附着有次棱角状至磨圆度较好的碎块石与钙质胶结物﹐钻探揭露滑体存在厚度约十余米的破碎带呈粉砂状夹具磨圆度的块石，以及后缘的负地形(拉裂槽位置)。这些均为老滑坡滑移的佐证(见图8)。
(2)岩溶坐落塌陷形成老堆积体。从地层岩性组成上来看,滑坡区地表为白云质灰岩、白云岩和盐溶角砾岩,是岩溶易发生的岩性;下伏为灰泥灰岩、泥页岩,属于隔水层和岩溶底板。因此,岩溶发育深度可从地表发育至T,j泥灰岩泥页岩底板”。
从构造上来看,滑坡前缘正好是向斜核部,为储水构造,为地下水汇集形成了极好的条件。地表水流从垂直裂隙渗漏入坡体,沿着倾斜的隔水层向斜坡下方流动,至前缘神女溪排泄﹐从而形成了垂直裂隙渗漏通道和顺层面的渗漏通道。
从地貌上来看,神女溪右侧岸坡滑坡区及周围形成了近半圆形的负地形,类似大型塌陷坑。现今,后缘负地形处仍出现大量土质塌陷坑。
因此,该区域斜坡在地表水和地下水的不断侵袭下,可能形成了后缘垂直入渗和坡体内大量顺层面的岩溶管道。由于管道埋深大(近80m),上覆岩体自重极大。支撑上覆岩体的是管道间的岩体﹐主要为嘉陵江组二段的盐溶角砾岩,地下水侵蚀后,强度大大降低。当上覆岩体自重超过管道间的岩体抗压强度时，管道间岩体压裂破坏,上覆岩土体发生坐滑塌落。由于管道的空间有限,造成坐落的距离有限,因此形成了大量成层性较好的假基岩,但也发育了大量裂隙,且呈架空结构。
岩溶坐落形成老堆积体也可形成后缘的擦痕和后缘的负地形,同时,钻孔中出现的黏土、细沙和具磨圆度的块石等是地下水通过岩溶通道的产物。这些岩溶通道沉积物质形成了现今滑坡滑带的雏形。年遥感影像与现今地貌对比中出现的沟口塌陷,也说明这种岩溶坐落仍在发生。
5.2现今青石滑坡变形破坏模式
不论是岩质滑坡还是岩溶坐落发生后,大量架空结构的松散岩土体堆积于顺层的坡体上,在自重作用和坡脚的破坏情况下,会不断发生结构和应力的调整。在这一过程中,地下水进一步地把细颗粒的物质带到隔水层附近,重力的下滑分力又不断地碾压这些细颗粒物质,逐渐构成了滑带的雏形。由于松散体堆积于顺层岸坡上,这种结构上的不稳定形成了推力式的下滑﹐该类型裂缝最明显最先发展的是后缘裂隙,因此才出现未蓄水前的后缘裂隙。
三峡水库蓄水以后,加速了这一过程。滑坡区自然条件发生显著变化,水位抬升造成河流侵蚀基准面和地下水位升高,使临水部分陡峭斜坡松散堆积体发生塌岸,临河岸坡逐渐塌滑导致滑坡前缘临空卸荷,破坏了其原有的平衡状态。在自重等作用下应力重分布,诱发、带动后部老崩滑堆积体拉张变形、形成裂缝，形成牵引式滑移破坏。在这一阶段,牵引过程是前缘塌岸破坏引发的斜坡整体结构调整,具体体现为早期青石滑坡大型裂缝从时间上和空间上均是不断出现新裂缝朝后缘发展,出现的裂缝宽度、长度从前缘往后缘递减。该阶段滑坡变形是以典型的牵引模式为主。
滑坡体受牵引作用进一步加剧、侧缘产生剪切裂缝,当下滑力超过抗滑力时,滑移面逐渐形成、贯通,整体滑坡处于不稳定状态,滑坡变形将转换为前缘受牵引作用,整体受推力作用的模式。从目前来看,新近的一些变形破坏现象出现在前缘和后缘,正是由于滑坡前缘受牵引作用影响,整体受推力影响的结果。
综上所述,该老堆积体的变形模式在蓄水前以重力推移式为主,蓄水后先以牵引式为主,慢慢转换为前缘受牵引作用影响、整体受推移作用影响的变形方式。根据这一模式,青石滑坡前缘稳定性控制着整体稳定性,而前缘的稳定性又强烈地受蓄水影响。