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

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。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，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图1奥地利和挪威的研究位置都有记录（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，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。陨石冲击假说仍存于一些科学文献中（托尔曼、托尔曼，1994）。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。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）。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（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。对塔乌费博格的美术馆获得的木块进行研究，得出常见的碳14半衰期为8710±150年，而磁谱仪测定的碳14半衰期为8705±55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）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。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，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。Ⅰ的位置是标记了1934年滑动沉积物的外部界限，Ⅱ和Ⅲ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多波束条带测深法揭示了塔菲尤尔岩崩沉积物的形态。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、乔斯塔德，1968）以及并且变宽的速度表1洛恩历史上的岩质边坡破坏和相关的海啸还在进一步加快，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