来自科费尔斯(奥地利奥特兹山谷)和挪威南部的多种岩质边坡崩塌实例

1、来自科费尔斯（奥地利奥特兹山谷）和挪威南部的多种岩质边坡崩塌实例 摘要：这篇论文描述大型的厚重岩质边坡破坏后对随后的坡面稳定性的影响。三个来自奥地利阿尔卑斯山和挪威边坡破坏的例子证明了这些破坏增加了边坡进一步倒塌的概率。在奥地利的科费尔斯，一处规模为几立方千米的全新世岩质边坡破坏填满了奥特兹山谷。地质沉积物的形态表明了第一次破坏后还沿着悬崖顶部发生了至少一次的后续破坏，且大多数都可能是规模相似的滑动。第二次滑坡的碎片滑落并覆盖在旧的沉积物之上，形成了著名的科费尔斯摩擦砾岩。挪威西部的塔菲尤尔在过去的6000-8000年间在同一个山坡上发生了至少三处岩质边坡破坏，它们的规模都在1000万立方米以

2、上。最近的破坏发生在1934年，并引发了毁灭性的海啸。挪威的兰涅菲尔在50年里发生了5次体积大于50000立方米的大型破坏；其中的两次造成了相当大的毁害，由此发生的破坏性海啸还造成了大规模伤亡。科费尔斯和塔菲尤尔的滑坡的岩质边坡稳定性二维有限元模型显示了厚重的岩质边坡破坏产物：（a）不规则斜坡，其中部分斜坡和破坏之前一样陡或是比之前更陡，这代表着新区域的不稳定性；（b）软弱区域与缓慢的斜坡变形和破裂有关。艾斯维尔公司2005年出版。版权所有。关键词：岩崩；滑坡；重复发生；数值稳定性模拟1. 引言 岩崩是高速且具有毁灭性的，海姆在1932年定义体积在1000万以上的岩崩为高速远程滑坡。他们运动的

3、速度高达每小时几百公里（普拉夫克、埃里克森，1978），这可由松散岩屑的内摩擦角来进一步证明（32，苏，1975）。岩崩撞击到湖泊或海里可能引起破坏性海啸，且有高达几十米到几百米的巨浪（亨德朗和巴顿，1985；格里姆斯塔德、内斯达尔，1990）。虽然与其他滑坡类型（例如落石，泥石流）相比岩崩在空间和时间（阿贝莱，1974）上相对罕见，但是他们相当有破坏性，因此具有较高的潜在风险(普拉夫克、埃里克森，1978;埃文斯2002）。因此，重要的是了解能发生岩崩的山前部的特征以及了解它们再发生的时间。图1 奥地利和挪威的研究位置 一些岩崩是沿着斜坡集群（阿贝莱，1974；艾斯巴彻，1979；比利克拉等

4、，2006）发生的，由于它们构造和结构的历史或者岩性而使它们容易发生破坏（赫尔曼斯和施特雷克尔，1999；施特雷克尔和马雷特，1999；赫尔曼斯等，2006）。同一斜坡的重复破坏在世界各地都有记录（普拉夫克、埃里克森，1978；格里姆斯塔德、内斯达尔，1990；麦克萨弗内，2002；比利克拉等，2006），复发时间从几个小时（魏歇特等，1994）到几年（普拉夫克、埃里克森，1978；格里姆斯塔德、内斯达尔，1990），几千年甚至几万年（赫尔曼斯等，2001,2004）。 我们将介绍在奥地利阿尔卑斯山奥特兹山谷的科费尔斯以及挪威南部的塔菲尤尔和洛恩（图1）发生的复发性岩崩例子来以证明一个观点：沿

5、着谷坡的反复的岩质边坡破坏是常见的现象。在上个世纪的50年间洛恩发生了5次岩崩。20世纪在塔菲尤尔发生了一次岩崩，但从对海洋沉积物的研究可以推测之前也发生过多次。科费尔斯滑坡的沉积物很古老，被解释为单一的山前破坏的结果（霍伊博格，1966；普罗伊斯，1971；马施等，1985）。然而对沉积物和断裂带的重新解释表明了自上次破坏之后还有多次破坏和相当大的斜坡变形。新的解释是由以前公布的地震和沉积学的数据和岩崩运动的数值模拟而得的更好的依据做出的。我们对我们的假设做了测试，大型破坏性滑坡会减少而不是增加，边坡稳定性通过科费尔斯和塔菲尤尔的岩质边坡破坏的数值模拟分析。2. 背景条件2.1 科费尔斯滑坡

6、 皮希勒（1863）第一次描述了在乌姆豪森和朗根费尔德之间的奥特兹山谷的形态。他指出乌姆豪森流域朗根费尔德流域被一个区域的软弱片麻岩分隔，那里被沿着400米深的毛拉赫峡谷的奥特兹河分割。这个峡谷分离了在科费尔斯的一个阶地，从塔乌费博格到奈德泰高原对面的山谷坡（图2）。他进一步描述了科费尔斯阶地的阶梯形状。这个描述是根据滑坡堆积物而做出的对阶地的形态分析（艾里斯曼等，1977）。 科费尔德由于发现了内部有巨砾沉积物的轻石玻璃而出名，这都归因于火山活动（皮希勒，1863）（图2）。这一说法持续到了20世纪，当时沉积物是被归因于火山口的作用（彭克，1925）。由于缺乏奥特兹山谷发生火山作用的其他证据

7、，利希腾纳克（1929,1930）解释其为冰河期后的“地滑”产生的，玻璃是第三纪古老岩石加工形成的。差不多几十年后，苏斯（1937）和施图策（1937）提出是陨石冲击造成了山脊底部的倒塌以及形成了这些巨砾沉积和玻璃。这个解释在后来得到了地球化学数据的支持，表明了了玻璃中有类似陨石的成分（库拉特和里克特，1968,1972）和科尔费斯的浮石及片麻岩中的石英表明了有震动变质作用的影响（苏伦安，1988）。然而勒鲁和多克汉（1993），里昂斯等（1993）提出这些数据表明了是热作用而不是震动作用。图2 科费尔斯滑坡区域的等高线地形图，横剖面A-A用于边坡的稳定性数值分析陨石冲击假说仍存于一些科学文献

8、中（托尔曼、托尔曼，1994）。 普罗伊斯(1971,1974)首次提出了滑坡起源于科尔费斯沉积物和玻璃的形成机理是摩擦熔化的观点。艾里斯曼等（1977）估算了岩体移位产生的动能以及演示出滑坡自身滑动产生的高温对熔化岩石来说是必要的。他们把这种浮石称为“摩擦砾岩”。摩擦砾岩并不存在于滑坡沉积物的底部，但在离滑坡沉积物顶部几十厘米到几米出密集的存在。玻璃也在毛拉赫峡谷被奥特兹和切断侵蚀的滑坡堆积物中被发现（马施等，1985）（图2、3）。电子显微镜的观察表明玻璃的生成偏向于滑坡残积物完成熔化，其被命名为玻璃摩棱岩（马施等，1985）。玻璃摩棱岩的厚度（厚1mm到3cm）与摩擦砾岩不同且孔隙率小。

9、相似的玻璃摩棱岩也与喜马拉雅山的朗当滑坡有关联（马施等，1985）。滑坡中岩石熔化的异常现象被阿贝莱（1974）认为是科尔费斯沉积物的异常体积（2立方千米）造成的，成为了阿尔卑斯山最大的晶质岩滑坡。 艾里斯曼等（1977）介绍了滑坡的两阶段理论，这就解释了第二滑动面玻璃的产生（图2、3）。图3 一系列连续的关于只有一次破坏的不稳定岩体的假设：（A）坡度（B）位置（C）之后的切口他们提出，第二滑动面是在大部分的滑坡撞到奥特兹山谷东面山坡停下时形成的，上部分离且向上坡处移了2km。 最近的研究包括了地球物理方面的调查，精确地确定滑坡体积和早期滑坡的形态（布鲁克等，2001），滑坡运动的计算机模型（

10、索伦森、鲍尔，2003）。这两项研究都提出了一些见解，但都无法解释艾里斯曼等（1977）的模型。他们的模型无法解释岩体内部二次滑移面的形成，沿着这个材料后面到超过前面的滑动。由于它较低的摩擦力，滑坡额部将继续向前移动（索伦森、鲍尔，2003）。布鲁克等（2001）在毛拉赫峡谷发现了三个地震反射体，他们将其解释为：（1）完整的基岩，（2）毛拉赫峡谷的早期滑坡沉积物，以及（3）一个二次滑动面。最高的反射体高于海平面950-1000m，位于玻璃摩棱岩露头100米下。 此外，科尔费斯岩崩的沉积物做了同位素测定，发现了铍10和铝26（库比克等，1998），部分原因是它们独立含有放射性碳素。对塔乌费博格的

11、美术馆获得的木块进行研究，得出常见的碳14半衰期为8710150年，而磁谱仪测定的碳14半衰期为870555年（霍伊博格，1966）。相比之下，从毛拉赫峡谷两边滑坡堆积物中得到的铍10半衰期与山脊底部的主要滑动面中得到的相比要相差几千年。艾维-奥克斯等（1998）把这个不同归结于滑坡后期的侵蚀。2.1.1 新的形态学观察图4 科费尔斯山崩塌的山头和叶状的第二次沉积物区域（三角形区域） 毛拉赫峡谷西部的滑坡堆积物近乎于平坦，有一些洼地和隆起，它们有几十米的高度或深度，图5 图4的细节部分，展示了撞击形成的凹陷，表明了山底基岩滑坡后的变形方向趋近于西-西南方向并与滑坡的移动方向平行（图4）。更加西

12、边的是一个在阶地上的80米台阶，方向趋近于南-东南方向并与基岩平行，西南部属于科尔费斯的西南部分。该台阶形状呈叶状，在西-西南出大幅度终止而趋近于洼地和突起。图6 挪威西部塔菲尤尔和洛恩的位置（A）使用数值模拟得出的塔菲尤尔的滑动痕迹和轮廓，方框中岩崩沉积物的细部在图7显示（B）滑动源区和岩崩沉积物在洛恩的位置 塔乌费博格，在毛拉赫峡谷的东部，有圆丘状的表面且没有方向性的特点。在这个位置，出现了滑坡体的最大滑块（霍伊博格，1966；索伦森、鲍尔，2003）。在塔乌费博格，移位的河图7 （A）色彩较暗的地方为1934年海底的滑动位置。虚线为地震剖面并在B面板上展现。的位置是标记了1934年滑动沉

13、积物的外部界限，和的位置标记了两个旧岩崩（B）地震波反射剖面，展示了岩崩沉积物和细粒的海洋沉积物的关系中砾石和冰碛覆盖在滑坡堆积物之上（安普费尔，1939；索伦森、鲍尔，2003），这表明从奥特兹山谷和他的河床来的沉积物被滑坡侵蚀。 滑坡冠的形状像阶梯教室，从南边到北边趋于陡峭。坡度最陡的地方（50）位于斯查特尔（图2、4）。摩擦光滑的滑动面被保存在这个区域（苏斯，1937；艾维-奥克斯等，1998）。这部分基岩的变化与破裂方向一致，并包含两处与一堵100m高的墙相邻的向北突出的洼地（图5）。远端的洼地是直线形的，深度大约超过10m。250m的长度贯穿分隔墙（图5）。弯曲的近端洼地约500m长

14、，深数米，且离分隔墙不远于130m。它连接着分隔墙趋向南-东南和南-西南的部分（图5）。这两个洼地是基岩在不断变形的证据。2.2 塔菲尤尔岩崩 塔菲尤尔是挪威南部的斯托菲尤尔登最深的入口之一（图1、6）。1934年4月7日，150万立方米的岩石从峡湾的山墙上崩落（图6），并使下方的岩锥松动，掉入海中(卡尔德霍尔、科尔德昂，1936；布吉，1937）。滑坡造成的海啸最高达到了比海平面高62m的高度。地质图揭示出在峡湾上方的坡上有许多滑动痕迹，通过海洋学及地震调查，在峡湾底部发现了10块巨大的岩崩残留物（比利克拉等，2006）。2.2.1 岩崩沉积物 多波束条带测深法揭示了塔菲尤尔岩崩沉积物的形态

15、。特点包括有巨石锥，岩崩残留物边上的同轴突起，以及二次的质量流延伸到碰撞点（比利克拉等，2006）。在1394年滑动痕迹下方的海底出现了一个巨石锥和大规模的二次质量流（图7）。 图8 塔菲尤尔和洛恩的岩崩滑动痕迹 （A）塔菲尤尔，滑痕在海平面上800m （B）洛恩，陡坡的上部区域在湖面之上900m 地震反射的资料证明了岩崩沉积物是几个事件的产物，和不同时期的残积物裂片躺在另一处地方的顶部。在1934年的滑动痕迹下方至少有3种独立的岩崩沉积物被鉴别出来，且1934年的所占比例是最少的（图7）。比利克拉等（2006）解释说这些沉积物年份要小于8000年。2.2.2 岩崩的起源区域表1 洛恩历史上的

16、岩质边坡破坏和相关的海啸 塔菲尤尔的基岩是覆盖着长石-石英质云母的片麻岩(特维滕等，1998）。叶状结构适当的插入使得南部更陡峭。1934年的滑动面是从海平面到其上约800m的近乎垂直的岩石平面下的一个陡峭的斜坡（60），并跟随着叶状结构的方向（图6、图8A）。在黑云母的岩层中发现了疏松的角砾岩，软弱层在稳定条件中发挥了基础作用（巴拉森等，2004）。在1934年的破坏之前，一块高150m宽200m（体积150万立方米）的巨大的岩石因为断裂而从稳定的岩石中分离出来（图8A）。在1930到1933年之间断裂的宽度从几分米扩大到1m(布吉，1937；卡尔德霍尔、科尔德昂，1936；比耶鲁姆、乔斯塔

17、德，1968）以及并且变宽的速度还在进一步加快，直到1934年破坏发生。2.3 洛恩岩崩 挪威西部的洛恩在1905年和1936年发生了两次灾难性的岩崩（图1、图6，表1）。大量的岩石从兰涅菲尔山落下并撞入洛恩瓦奈湖中，引发的海啸在1905年造成了61人遇难，在1937年造成了73人遇难（图8B）。来源的岩石是含有区域角闪岩的片麻岩。接近垂直的山坡被一组延伸到山腰的断裂穿透，区域角闪岩控制着垂直节理下方的软弱面（比耶鲁姆、乔斯塔德，1968）。 1905年1月15日，一块体积大约有50000立方米的岩石从大概500米的高处掉落，与下方的岩堆发生碰撞。它使边坡开始滑动并使它的体积增加到35万立方米

18、。这个残骸撞击到湖中，图9 奥特兹山谷山体破坏区域的有限元网格造成了急速增高到41m的海啸。接下来的几个月发生了几次岩石掉落，在9月20日，兰涅菲尔山的部分发生破坏并引起了一次强力的海啸。1936年8月，在兰涅菲尔观察到了有许多小型的岩石掉落现象， 到了9月13日，一块体积大约有100万立方米的岩石从湖上方800m的兰涅菲尔山上部区域脱落（事件3）。这块岩石碎裂并掉入湖中并造成了最高达74m的海啸。这一事件紧随着一系列的小型岩石掉落现象发生。一个断裂在1936年的破裂面出现之后发展，但从1936年到1946年监控程序没有在斜坡上探测到任何的变化，斜坡顶部的部分新岩石发生破坏，同时发现了一条新断

19、裂，与通向1936年的破坏处的断裂平行。1950年6月22日，几十万立方米的岩石沿着这条断裂发生破坏。这个湖泊几乎填满了由于之前事件产生的岩崩沉积物，因此只发生了一次小型的海啸。这最后一次破坏打开了一处深层的断裂，这便为一系列新的破坏提供了潜在滑动面。3. 岩土力学模型 岩土力学模型已经成为了更好地了解边坡稳定性和岩崩运动的一个工具（例如：克罗斯塔等，2003；巴辛、凯尼亚，2004；埃博哈特等，2004）。我们制作了之前的应力变化和变形以及之后的破坏的模型来确定移走大块的岩石是否能有助于缓解滑坡的进一步扰动。我们使用了二维有限元模型对科费尔斯和塔菲尤尔的边坡破坏现象进行应力分析（图9-12）

20、。3.1 模型数据的输入 对科费尔斯的有限元分析是基于MATLAB的偏微分工具箱（迈斯沃克有限公司）。输入模型的数据来自于布鲁克等（2001），滑坡堆积物的体积已经用韩等人1986年提出的的孔隙率与体积弹性模量之间的关系估算了（表2）。布鲁克等(2001)减去了之前的破坏，用100m的等高线重构边坡的地形。现在的地形来自于带有20m等高线的比例尺为1:25000的地图。轮廓（见图2）的位置经分析后被选在破坏之后明显变形的山脊底部截面（图5）。布鲁克（2001）提出，三角形元的密度在假定的应力渐变区域增长。 从原始的地形及重力影响可以估算出初始应力状态。应力平衡状态被转移到这个地形上（以保持边坡

21、的原始形状）。模型无扰动的区域，在只有重力的影响下预期的法向力和切向力的比表2 用于模型的参数值比泊松比低了0.33。 每个三角形元中的这个比例都在最大动剪应力 和抗剪力之间，目的是在于利用摩尔-库仑准则定义临界区域。根据摩尔-库仑理论，材料的抗剪力为材料承受外加荷载且没有破坏时的最大剪应力。 。如果这个比例大于1，这个模型表示材料已破坏。如果比例小于1，则材料是稳定的。比例越高，材料破坏的可能性越大。 1980到1982年期间在通过塔菲尤尔的崩塌易发区下面的前寒武纪片麻岩的5360m的隧道（赫古拉公路隧道）做了原岩应力测定。这些数据，连同实验室测试结果和霍克-布劳恩破坏准则（霍克等，2002

22、）一起，为赫古拉岩石边坡的分析提供了数据（潘西、尼尔森，2005），表2。这个分析使用了双相2-D有限元模型（Rocscience, 19982001)，并显示在图11中。3.2 分析结果3.2.1 科费尔斯临界区域的分布 布鲁克（2001）建立的模型中，科费尔斯地区临界区域的空间分布与冰川消失之后的最大剪应力分布相似。我们的结果显示，在发生滑坡之前，与谷底接壤的陡峭岩质边坡是一个自然应力集中点。同样的，大多数滑坡后景观的临界区是在岩质边坡与滑坡沉积物之间的过渡时期出现的。滑坡之后的动剪应力和抗剪力的倾斜角和斜率减小，表明了这个边坡变得更稳定。图10 临界区域的有限元模型，按照摩尔-库伦准则的

23、山底基岩最大动剪力和抗剪力的比率 （A）滑坡前 （B）现在图11 赫古拉边坡的形态和有限元模型网格，表示了（A）滑坡前的形态（B）1934年滑动后的形态3.2.2 塔菲尤尔地区的位移 1934年由于主滑动造成的卸荷引起了相当大规模的位移，由于岩层卸荷而造成的最大总位移和水平位移分别为21cm和6cm（图12）。模型显示边坡中部的滑距基本在5到21cm之间变化。图12 1934年滑动后赫古拉边坡的位移距离 （A）水平位移 （B）总位移这个距离在朝向边坡顶部的地方减少，在高地的边缘处只有3-4cm。因此变形在中部特别突出，相对于前一个滑痕的下部来说。4. 讨论 科费尔斯里巨大的边坡崩塌成为辩论的题

24、目已经有150年，它的成因有着几种不同的假说（火山作用说，陨石撞击说，冰川削深作用说）。艾里斯曼等（1977）解释说破坏和玻璃的形成都是最简单的，玻璃是在上部区域的滑块滑动穿过下方是在第二滑动面形成的。然而，塔乌费博格顶部存在的河中砾石（阿姆普费尔，1939；索伦森、鲍尔，2003），使这个假说出现反对意见。如果滑坡中下部撞击到奥特兹山谷东面山坡时上下部滑块分离，砾石就不会受到侵蚀并被运送到塔乌费博格顶部。另外，科费尔斯滑坡的运动模型也解释不了滑坡的这种表现（索伦森、鲍尔，2003）。同样的，其他岩崩的运动模型也解释不了第二滑动面（克罗斯塔等，2003）。 奥特兹河在滑坡体中切割出一个很深的峡

25、谷，但是起始面被保存在塔乌费博格顶部和滑坡沉积物的南部边缘。在后面的区域，一片滑坡残骸的裂片切开了西-西北方的显著下陷和突起。一块相似的裂片也正好存在于科费尔斯西南部。我们推断这些沉积物并不是由于一个简单事件的结果产生的，而是两个或更多的山脊基底破坏产生的。由于滑坡沉积物的侵蚀，历史事件细节的重现变得不太可能。然而，图2中产生了一个暂定的假设。首次事件包含了先后沿着山脊基底南部的10亿立方米的岩块破坏。第二次事件，或者后续的事件，在南部扇区包含着体积为1000万立方米的岩块以及北部的1亿到10亿立方米岩块。这个模型解释了沉积物顶部保存的形态破坏，也解释了塔乌费博格顶部河中砾石的存在。按照这个模

26、型，在首次事件中，砾石从山谷上被刮下来。它也同在第二次滑坡的基底滑动面底部的熔化岩石一样在玻璃中占一定的比例。这个年轻的表面也暴露了光滑破裂面的年龄（艾维-奥克斯等，1998）与模型一致。这个面已经被苏斯（1937）解释为一开始的山脊基底崩塌之后形成的滑动面。最后，多个滑坡模型也解释了诺斯拉克卡佩勒的钻孔的地层层序，这表明了朗根费尔德盆地有两个世代的蓄水活动（图2，阿姆普费尔，1939）。在挪威南部的塔菲尤尔和洛恩，毫无疑问有着多种岩质边坡的自然破坏。 世界各地有许多岩质边坡以多种形式破坏的例子。例如普拉夫克、埃里克森（1978）在1970年瓦斯卡兰山崩塌沉积物（秘鲁布兰卡山脉）下面发现了岩崩

27、沉积物的裂片，并解释其为史前破坏的沉积物。马修斯、麦克塔格特（1978）在1965年加拿大不列颠哥伦比亚省西南部的霍普岩滑沉积物外面发现了史前的岩崩沉积物。赫尔曼斯等（2001,2004）在干旱的阿根廷西北部研究了多种岩崩现象。叶状地貌和宇宙射线产生的的同位素年龄被用来给不同的以几千到几万年为单位的滑坡间隔期下定义。新西兰南阿尔卑斯山脉库克山的两个岩崩间隔为118年，而弗莱彻山附近的两个岩崩间隔只有88天（麦克萨弗尼，2002）。1991年瑞士阿尔卑斯山脉的兰达岩滑，包括了3000万立方米的基岩，只隔了3周就发生了（艾伯哈特等，2002）。台湾的Tsao-Ling山在1862到1979年之间发生了四次数百万立方米的大规模岩滑。它们之中的三个发生在同一个边坡上。 从岩体力学的观点来看，不稳定山坡要保持稳定，关键是只要坡度不能被滑坡所减少。岩质边坡破坏经常在比原始的边坡陡峭的边坡上引起边坡分段现象。在科费尔斯，滑坡后的全部边坡都没有发生崩塌之前陡峭，但一个不利的抵抗力驱动比例保留