陕西翠华山

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1.陕西翠华山地质公园概况

陕西翠华山地质公园位于西安市南郊约30km，秦岭山系终南山北麓，太乙河流域内，南为终南山山脊，北为渭河第四纪黄土沉积阶地，以地震山崩地质遗迹为主体。翠华山是在强震作用下发生山崩，形成了许多崩塌堆积地貌，最有代表性的有高大的悬崖———崩塌壁，规模巨大的山崩堆积体———石海，堰塞湖———水湫池，因其崩塌堆积地貌的规模之大和保存之完整，而有“山崩地貌奇观”的美称(李昭淑等，2007)。2001年3月6日，翠华山成为经国土资源部首批的11个国家地质公园之一，现正和秦岭造山带终南山系中其他几个重要的地质遗迹点一起申报世界地质公园。

2.翠华山山崩地质遗迹景观

翠华山在大地构造上为北秦岭加里东褶皱带，是秦岭地区构造运动最为剧烈，岩浆活动最为发育，变质作用最为显著的地区。燕山期的多期次岩浆活动对该区已变质的岩石产生重熔和混合交代作用，形成多种混合岩(吴成基等，2001)。翠华山山体主要由混合黑云母二长花岗岩与花岗质混合岩构成。因地震引起山崩，山崩地质遗迹布在5.2km2范围内，其山崩总体量达3×109m3，单个崩石体积普遍达n×103m3～n×104m3(n=1～9)。主要崩塌地质遗迹景观有由山崩临空面(残峰断壁或崩塌壁)、堰塞湖和崩塌石海3大部分组成，集中分布在秦岭北坡太乙峪沟谷中的水湫池、甘湫池和大坪3处(图4-48)。

1)崩塌壁:崩塌壁是潜在崩塌体和母岩间的分界面，也是潜在崩塌体向下崩塌位移后的陡崖，在分界面上常有滑动擦痕。崩塌壁沿一组与沟谷走向基本平息的节理面发育，其倾角＞80°(吴成基等，2001;李昭淑等，2007)。崩塌壁的相对高差200～300m(图4-49)，犹如斧劈刀削，为崩塌体受地震力作用后，垂直陷落的距离。崩塌壁悬崖屹立在石海之上，非常壮观。

2)堰塞湖:受崩塌体影响形成的堰塞湖有3处，分别为水湫池、甘湫池和大坪3个堰塞湖。主要是崩塌体受地震力的作用，在十八盘沿着结构面大量崩积物填入太乙河谷，形成200m高的堆石坝，使得太乙河瞬时间被崩积物大坝截流，积水形成堰塞湖。3个堰塞湖中最为著名的称为水湫池(天池)(图4-50)，位于翠华峰东侧，湖为不规则长方形，长约600m、宽90～300m，平均水深7m，最深11m，库容约300×104m3，是秦岭北坡唯一现存的天然山地湖泊。甘湫池位于终南山北侧甘湫峰下的太乙峪河源头附近，距水湫池3km多，面积20hm2，由于人为排水造地，湖水已干涸，故名甘湫池;大坪位于太峪正岔沟谷中，由于石沙不断堆积，湖盆已被填平，地势较为平坦，故名大坪(吴成基等，2001)。

3)崩塌石海:崩塌石海以甘湫峰和翠华峰附近最为壮观、典型。甘湫峰处山崩规模最大，崩塌体积达1.7×109m3;翠华峰下的天池西侧和北侧分布着面积约1.5km2的崩塌堆石，总体积1.3×109m3。此两处单个崩石体积巨大，一般都在n×103m3～n×104m3，且数量众多，宛如石头的海洋，颇为壮观(图4-51)。天池以北，崩塌石块堆积形成陡倾的高差达150m的堰塞堆石坝;天池以西，巨石互相叠置、堆砌、支撑，形成诸多的石体艺术造型景观(图4-52)及狭缝(图4-53)、洞穴(图4-54)，经吴成基等(2001)考察统计有洞穴60余处，较著名的有风洞、冰洞、蝙蝠洞等。

图4-48 翠华山山崩地质遗迹景观分布(据吴成基等，2001)

图4-49 崩塌壁(基岩临空面)(照片来源:中国秦岭终南山地质公园综合考察报告)

图4-50 堰塞湖(水湫池)(照片来源:中国秦岭终南山地质公园综合考察报告)

图4-51 崩塌石海(照片来源:中国秦岭终南山地质公园综合考察报告)

3.成因简析

根据前人的研究，翠华山山崩地质遗迹的形成受多种因素的影响。

(1)地质构造

翠华山距秦岭山前大断裂直线距离仅4km，该断裂目前仍在活动。除秦岭北坡大断裂外，区内还有两条主要断裂，即杏林坡断裂和甘湫池盘下断裂。在这些断裂的活动影响下，使岩石中产生了大量的构造节理，特别是走向近南北向，倾角分别为70°～80°和30°～40°的两组节理对崩塌形成具有重要影响。受构造运动影响，发育有多组方向断裂和节理的翠华山岩体被分割的支离破碎，形成了南北长约600m，东西宽200～300m的不稳定岩体块。

图4-52 崩塌残峰(照片来源:中国秦岭终南山地质公园综合考察报告)

图4-53 崩塌峡谷(照片来源:中国秦岭终南山地质公园综合考察报告)

中国典型地质景观成因及全球对比

(2)地貌

受构造运动影响，翠华山不断隆升，而太乙河急剧下切，形成了V形峡谷，河谷相对高度大，谷坡陡峻，破坏了不稳定岩块的原有应力均衡，加大了岩块的下滑力，为岩崩创造了条件。

(3)岩性

前已粗略提到，翠华山山体为花岗岩和混合岩构成。该处花岗岩属翠华山岩体，年龄为422Ma，与围岩呈混合交代的渐变关系，为S型花岗岩。整个翠华山岩体的岩性组合为灰-浅肉红色混合黑云母二长花岗岩和花岗岩混合岩，遍布出现各种具不同构造的混合岩类。这类岩石性质坚硬，在外力作用下，极易发生脆性变形，发育成裂隙，为岩崩提供物质基础。

(4)地震

地震是形成翠华山山体岩崩的动力，或可以说地震的发生是翠华山山崩的触发器。翠华山不稳定的岩块在地震的冲击下震动，发生变形位移甚至滑崩，而且还有可能破坏山体岩基形成新的裂隙。最早记载的与山崩有关的地震是周幽王二年(公元前780年)的地震，“幽王二年，西周三川皆震……是岁也，三川竭，岐山崩”(见《国语》卷一·《周语》)。之后发生在西安和附近地区的5级以上的破坏性地震对翠华山山崩的发展都有影响(吴成基等，2001)。不稳定的岩块在这些地震冲击力的影响下沿着陡直破裂面与结构面快速崩落滑动，形成200多m高的崩塌壁，堆积约1.5亿m3的崩积物，部分崩积物填堵太乙河谷，形成堰塞湖大坝，部分崩积物堆积在崩塌壁前，形成山崩石海地貌。

滑坡的成因机制

崩塌的形成与岩性、构造、地形、气候等条件有关。

1.岩性条件

崩塌多发生在厚层坚硬岩体中。石灰岩、砂岩、石英岩等厚层硬脆性岩石易形成高陡斜坡，其前缘由于卸荷裂隙的发育，形成陡而深的张裂缝，并与其他结构面组合，逐渐发展贯通，在触发因素作用下发生崩塌(图3-1)。由缓倾角软硬相间岩层组合而成的陡坡，软弱岩层易风化剥蚀而内凹，坚硬岩层抗风化能力强而凸出，失去支撑的部分常发生崩塌(图3-2)。

图3-1 坚硬岩层高陡斜坡卸荷裂隙导致崩塌实例

图3-2 软硬岩层互层陡坡崩塌实例

某些土质斜坡，如高陡且垂直裂隙发育的黄土斜坡，也常常发生崩塌。

2.构造条件

构造和非构造成因的岩石裂隙与崩塌的形成关系密切。要形成崩塌，岩体中须发育两组或两组以上陡倾裂隙，与坡面平行的一组演化为张裂隙。裂隙的切割密度对崩塌块体的大小起控制作用。坡体岩石被稀疏但贯通性较好的裂隙切割时，常能形成较大规模的崩塌，具有更大的危险性;岩石裂隙密集而极度破碎时，仅能形成小岩块，在坡脚形成倒石堆。

3.地形条件

崩塌的形成与地形直接相关。地形强烈切割的山区，高陡斜坡分布区和深开挖的基坑、矿坑中易发生崩塌。发生崩塌的地形坡度一般大于45°，大部分分布于大于60°的斜坡上。地形切割愈强烈，高差愈大，形成崩塌的可能性和能量也就愈大。

4.气候条件

气候对崩塌形成也起到一定的促进作用。干旱、半干旱气候区，由于物理风化强烈，导致岩石机械破碎而发生崩塌。季节性冻结区，由于斜坡岩石中裂隙水的冻胀作用，亦可导致崩塌的发生。

在上述条件制约下，若短时有裂隙水静水压力、地震或人工爆破等触发因素的作用，会突然发生崩塌。尤其是强烈的地震，可引起大规模崩塌，以致酿成严重灾祸。

岗嘎逆冲推覆构造

1.滑坡的力学原理

由于坡地的岩性、构造不同，滑动面的性质也不同，但绝大多数滑动面近似圆弧面。滑坡体的运动是沿圆弧面转动，因此可以用力矩平衡理论来分析(图4-4)。

图4-4 滑坡力学图

设滑坡体以O为圆心，以R为半径，沿AB面向下滑动。从O点向下作垂线OO'将滑坡体分为左右两部分。左侧部分的重心为O2，重力为P2，滑动力矩为P2·a。右侧重心为O1，重力为P1，抗滑力矩为P1·b;f为AB面上的平均抗滑阻力，所产生的抗滑力矩为f·AB·R。滑坡体的极限平衡状态方程式为

地质灾害调查与评价

当P2·a＞P1·b+f·AB·R时，滑坡体开始滑动，由于下滑过程中P2和a逐渐减小，P1和b逐渐增大，达到新的平衡时停止滑动。若滑坡体借惯性滑得很远，会产生P2·a＜P1·b+f·AB·R的情况，此时滑坡体稳定，不再滑动。

2.滑动面(带)与斜坡稳定性的关系

滑动面(带)是滑坡形成演化的关键要素。滑动面(带)的埋深在很大程度上决定了滑坡体的规模，其形状直接控制着滑坡体的稳定状态，是滑坡研究、勘测、稳定性分析、灾害预测预报以及工程处理的重要对象或依据。

典型的滑坡滑动面由陡倾的拉张段(后段)、缓倾的滑移段(中段)和平缓以至反翘的阻滑段(前段)三部分组成，在剖面上状似船底形。受各种因素的影响，滑动面的总体真实形态可表现为直线形、折线形、圈椅形、阶梯形等形状。

直线形滑动面主要形成于具有单一结构面的坡体中，即多形成于层状岩体(包括层状火山岩)内或堆积层下伏基岩面和堆积层内的沉积间断面上。其特点是地层倾角小于坡面倾角，前缘在坡脚附近及以上位置剪出，后缘与上方斜坡面相交，呈一倾斜的平面。直线形滑动面不存在前缘反翘抗滑段，故稳定性差、危害大。

折线或阶梯形滑面多发生在滑动面坡角大于岩层倾角的斜坡地带，滑动面由节理或层理等软弱结构面组成，在纵剖面上呈阶梯状折线。

圈椅形滑动面的中部顺层段一般不发育，前缘段的长短取决于滑坡规模和所处岩层结构面的发育程度，对滑坡的稳定起着重要作用。

船底形滑动面滑坡多发育在土质边坡，其后缘较陡，倾角大多在60°以上。在蠕变阶段，滑坡后缘首先出现弧状拉张裂隙，是滑坡预报的重要依据。中部滑面一般比较平缓，倾角多小于20°，但长度占整个滑动面的一半以上，是滑坡的主滑段。前缘平缓甚至反倾，形成抗滑段。当主滑体滑至滑动面前缘时，大多数滑坡已趋于稳定。

3.滑坡的发育阶段

滑坡的发育是一个缓慢而长期的变化过程。通常将滑坡的发育过程划分为3个阶段，即滑前变形阶段、滑动破坏阶段、滑后压密稳定阶段。研究滑坡发育过程对于认识滑坡和正确地选择防治措施都有重要的意义。

(1)滑前变形阶段

可细分为蠕动变形阶段、等速变形阶段、加速变形阶段和临滑阶段。

蠕动变形阶段后缘产生断续的不规则的拉裂缝，但无明显的错落、下沉;两侧、中部和前缘无明显的变形形迹。

等速变形阶段各弧形拉张裂缝端部可能互相交错，开始出现错落下沉;两侧出现间断的羽状裂缝，滑坡体局部出现隆起、沉陷。

加速变形阶段不连续剪切滑移面迅速扩展，剪断剪切滑移面间的岩土“固锁段”，逐渐形成贯通性剪切滑移面。后缘弧形拉张裂缝趋于连接，加大加深，滑坡体错落下沉;两侧羽状裂缝加强，出现顺两侧壁方向的剪张裂缝，并与后缘弧形裂缝趋于连通，呈现整体滑移边界;前缘出现轻微鼓胀。

临滑阶段后缘弧形拉张裂缝贯通，形成弧形拉裂圈，并与两侧剪张裂缝连接，呈现整体滑移边界，滑体出现明显错落下沉，后缘壁明显;前缘鼓胀，并出现鼓胀裂缝或放射状裂缝;前端滑床挤压褶皱，并有挤压裂缝，或岩层倾角变陡，或挤压破碎等现象。

从蠕动变形阶段→等速变形阶段→加速变形阶段→临滑阶段，经历的时间有长有短，长者可达数年之久，短者仅数月或几天时间。

(2)滑动破坏阶段

滑动破坏阶段是指滑动面贯通后，滑坡开始作整体向下滑动的阶段。此时滑坡后缘迅速下陷，滑坡壁明显出露;有时滑体分裂成数块，并在坡面上形成阶梯状地形。滑坡体上的树林倾斜形成“醉汉林”，水管、渠道等被剪断，各种建筑物严重变形以致倒塌。随着滑坡体向前滑动，滑坡体向前伸出形成滑坡舌，并使前方的道路、建筑物遭受破坏或被掩埋。发育在河谷岸坡的滑坡，或者堵塞河流，或者迫使河流弯曲转向。

(3)滑后压密稳定阶段

滑坡体在滑动过程中具有一定的动能，可以滑到很远的地方。但在滑动面摩擦阻力的作用下，滑坡体最终要停止下来。滑动停止后，除形成特殊的滑坡地形外，滑坡岩土体结构和水文地质条件等都发生了一系列变化。

在重力作用下，滑坡体上的松散岩土体逐渐压密，地表裂缝被充填，滑动面(带)附近的岩土强度由于压密，固结程度提高，整个滑坡的稳定性也有所提高。当滑坡坡面变缓、滑坡前缘无渗水、滑坡表面植被重新生长的时候，说明滑坡已基本稳定。滑坡的压密稳定阶段可能持续几年甚至更长的时间。

实际上，滑坡的滑动过程是非常复杂的，并不完全遵循上述三个发展阶段。如黄土或粘性土滑坡一般没有蠕动变形阶段，在强大震动力的作用下可突然发生滑坡灾害。

这是一个具逆冲推覆作用多层次、多阶段发生的地区，由各推覆体相互叠压、堆垛构筑而成，依据内部大型逆冲断层的活动时限、推覆体的物质组成和变形特征的分带性，沿由SW向NE的逆冲推覆方向划分为布拉柯-措交玛、加多措-岗嘎和马社达-鄂果等3个逆冲推覆体系。

1.马社达-鄂果逆冲推覆体系

该体系位于岗嘎逆冲推覆构造的北东缘或东缘，平面上显示向NE凸出的弧形。它由滑脱面、推覆片体及外缘飞来峰等组成。

滑脱断层为岗嘎逆冲推覆构造的主滑脱面，是结合带与义敦岛弧及弧前单元的分界面。在地表浅部主要为向SW（或W）缓倾，倾角一般10°～35°，由于倾角平缓，在平面上呈波状弯曲。断层力学性质以压性为主兼扭性，压扭性特征在整个断层带上都表现明显，断层带中发育同主断面近于平行的挤压透镜体及水平展布的条带状断层擦痕，断层上、下盘均具牵引褶曲和羽状小断裂。从沿断层NE盘的岩层向NW推移分析，断层具反扭性特征。

原地系统，滑脱面之下的岩层为中—晚三叠世的蛇绿混杂岩建造，古生代外来岩块的“泥砾混杂”建造以及少量老第三纪的磨拉石建造等。靠近滑脱面，岩石均产生强烈的挤压变形。

推覆体主要由上三叠统图姆沟组的碳酸盐岩、陆缘碎屑岩、火山沉积地层，老第三系热鲁组（Er）砂砾岩地层及少量燕山期花岗岩组成。推覆体的组成在区域延伸带上有一定变化，尤以推覆体NW段和中段的灰岩不仅与滑脱断层的走向大体一致，而且延伸十分连续，其条带状的影像和地貌特征在航卫片上清晰可见。

飞来峰由上三叠统图姆沟组的角砾状灰岩、砂泥质灰岩及生物碎屑灰岩组成，其内部多处可见因风化剥蚀形成的形态各异的构造窗，显露出下伏原地系统的蛇绿混杂建造岩石。

2.加多措-岗嘎逆冲推覆体系

同马达社-鄂果逆冲推覆体系大致平行，总体上呈SE尖窄、NW较宽的楔形。由逆冲断层、推覆片体及褶皱等组成。

逆冲断层，该断层SW盘上冲时由于受到NE盘灰岩、花岗岩等刚性岩石的阻挡，断层在剖面上呈倒勾状，浅部断面普遍向NE（或E）陡倾，倾角达62°～71°，深部断面向SW缓倾。断层两侧岩层均强劈理化及石香肠化，并发育密集的、系统倒转的次级褶皱。取自马海一带的样品用ESR测年为39.2 Ma（勾永东，2001）。

推覆体及褶皱，推覆体主要由上三叠统喇嘛垭组的陆缘碎屑岩、碳酸盐岩及少量火山岩地层，下第三系（Er）砂砾岩地层和印支晚期的加多措花岗岩等组成，以陆缘碎屑岩为主。地层的系统倒转表明，该推覆体在推覆过程中受到其东部片体的阻挡，已经强烈翻转变位，属一冲断型岩片。

3.布拉柯-措交玛逆冲推覆体系

其NW段被雀儿山滑覆构造局部压盖。它由逆冲断层、推覆体等组成。

逆冲断层，其断层断面总体向S倾，并随位置不同而发生变化，倾角时陡时缓，一般为20°～35°，平面上波状弯曲。断层上盘中常见波状褶曲及小型冲断，下盘地层受逆冲作用影响产生倒转和平卧褶皱。

推覆体包括上三叠统火山岩、火山-沉积岩和措交玛、阿吉森等印支、燕山期花岗岩。

总之，岗嘎逆冲推覆构造是在义敦岛弧燕山期碰撞造山作用基础上，在喜马拉雅早期，区域性的拉张使区内形成的拉分断陷盆地并接受磨拉石沉积。在此之后，由于印度板块的进一步向北漂移，区域挤压应力增强，使甘孜—理塘一带地壳再次沿前述俯冲带下插，义敦岛弧区则向NE逆冲，强烈的推覆作用开始发生，其时间约为中新世。最初的滑脱面继承了特提斯洋壳的俯冲界面。由于逆冲推覆作用的不断发展，推覆体不断东移，直到与结合带NE的巨大复理石扇体相抵触。为消耗由SW向NE不间断发生的水平挤压力，使区内的第三纪盆地等自由空间受到大幅压缩，同时使这一巨大的推覆体内部由NE向SW逐次发生破裂，形成逆冲断层和断块内部地层的进一步褶皱、倒转，并在以后展式扩展和向NE推覆叠置（勾永东，2001）。

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