4.2.1 宽谷龙蟠斜坡大型反倾变形岩体概况
金沙江宽谷河段上起龙蟠，下至硕多岗河口，全长约14km。在龙蟠右岸发育一规模达6.5×107m3的反倾向变形岩体斜坡(如图4.2.1)。它上游距著名的长江第一湾———石鼓大拐弯下游约26km，下游距离世界最大的峡谷景观区———虎跳峡仅18km。该地河流流向为NW350°，枯水季节水位为1807m，水面宽164m，水流平稳，主流线略偏右岸。沿岸有狭长的Ⅱ级阶地分布，阶面高程1830m左右。地形坡度28°～30°，山体拔河高600～800m，上游有星仁冲沟深切，下游有老虎箐沟切割，坡体异常向河谷临空方向宽缘凸出，第四系崩坡积覆盖层较厚，地表鲜见基岩裸露。斜坡岩体主要为反倾互层状砂质板岩、砂岩和千板岩，岩体破碎松动变形迹象明显。关于该套变形岩体的成因机制，学术界有“古滑坡”和“倾倒变形”两种截然不同的观点。
图4.2.1龙蟠斜坡全貌
4.2.2 斜坡孕育的复杂地质环境
4.2.2.1 隐伏断裂构造及其应力形变作用
宽谷河段深大断裂以NNW～SN走向为主(图4.2.2)，近区自西向东展布有金沙江断裂(F6)、小羊场-五头上断裂(F5)、冲江河断裂(F4)、白汉场断裂(F3)、哈巴雪山-西龙断裂(F2)、两家人-蛇板古跨断裂(F1)、玉龙雪山西南断裂(F7)、大具-丽江断裂(F8)等区域性断裂。其中与龙蟠斜坡关系最为密切的是白汉场断裂(F3)与冲江河断裂(F4)。
通过地球物理探测与工程地质信息的综合解译分析，揭示了宽谷河段的隐伏构造格局(参见图4.2.2中虚线标记):冲江河断裂(F4)从宽谷坝址河床中心钻孔ZK7附近位置通过，往南经仁和附近延伸至松园大桥东;白汉场断裂(F3)(或其分支)在坝址区北部自上海西北经龙蟠右岸2300m高程位置切过，再由新尚而往南延伸。F3与F4近平行切过金沙江宽谷右岸，在松园桥南被NW向断裂F10切错。冲江河断裂与白汉场断裂构成了宽谷河段“对冲型”逆断构造，在上新世末至早更新世初期以来冲江河断裂发生逆断走滑和白汉场断裂的正断左旋并伴随断块的垂直升降活动，逐步形成宽谷断陷谷地，其后还控制了宽谷河段河谷地质结构的形成与河流演化(谭儒蛟等，2007)。
挽近期以来区域地应力场(主压应力场)方向经过由近EW向，到NW-SE向，再到NNW向的演化。
4.2.2.2 河床深厚覆盖层成因及软基效应
宽谷河段的河床发育深厚非单一成因的覆盖层，为洪积、坡积、崩积以及静水环境沉积形成的混杂堆积物，具有如图4.2.3和表4.2.1所示的河床覆盖层典型柱状剖面。从表4.2.1可见，河床覆盖层中在典型的河流相沉积层之下是一套具期次性、代表不同地质环境作用的古湖相堆积物(谭儒蛟等，2008)。
充填于宽谷断陷谷地底部的沉积物主要为棱角、次棱角状的碎块石与黄褐色粘土的混杂堆积，碎块石岩性主要为玄武岩、板岩，次为砂岩、灰岩。从物源来看，主要为来自于周围岸坡的碎屑物，应对应于气候寒冷潮湿的玉龙冰期(冰期时代划分依据赵希涛等(1999，2007)的观点，即玉龙冰期(0.7～0.6MaB.P.)、干海子冰期(0.53～0.45MaB.P.)、大间冰期与丽江冰期(0.31～0.13MaB.P.)，其成因类型为伴随着玉龙山抬升作用的冰缘冻融泥流堆积，而不是来自玉龙山西麓的冰碛砾岩。
图4.2.2 宽谷段断裂构造展布格局
中更新世中期本区气候变暖，进入一个间冰期，红土化作用发育，山体抬升速率减缓，龙蟠谷地积水成湖，形成以黄褐色粉土和含泥质粉砂为典型层的静水环境下的湖相沉积，厚度10m左右。这些说明值玉龙冰期之后的干海子冰期时代的冰川未达到龙蟠古湖。置于上述地层之上的则是深厚的灰褐色砂质粘土夹灰岩、玄武岩、板岩、辉绿岩等成分的块碎石，块碎石呈棱角状，偶夹厚度不大的粉细砂层，成因类型应为重力型崩坡积和冲洪积混杂堆积物。在大间冰期伴随着青藏高原的强烈隆升，本区可能开始了活跃的新构造上升运动时期，谷地仍相对继续断陷，山体切割强烈，赵希涛等(1999，2007)通过对玉龙山西麓冰碛残迹及其胶结物的ESR测年研究表明，仁和、中义、新联等支流均形成于该时期，河床沉积物的成因类型与这一结论基本吻合。再往上是一套厚近10m的典型河湖相地层即灰绿色淤泥质碎石土，夹板岩、玄武岩碎屑，则说明当时处于一个新构造活动相对稳定的时期。但是从河床古湖相沉积物中未找到龙蟠古湖消失及该段现代金沙江贯通于距今35～40万a(中国电力公司中南勘测设计研究院，2003)的直接证据。
图4.2.3 典型湖相沉积物断面
表4.2.1 河床覆盖层典型柱状剖面简表
河床覆盖层中最新地层是现代金沙江的冲积层，河谷两岸受地形地貌的影响阶地堆积物保存甚少，仅仁河南可见较完整的Ⅰ-Ⅳ级阶地(图4.2.4)，阶地拔河标高分别为3～15m、15～25m、30～45m及45～60m。已有阶地测年的资料，Ⅳ-Ⅰ级阶地的形成年代分别为距今8.80±0.53万a、6.20±0.31万a、1.39±0.11万a及0.64±0.12万a(国家电力公司中南勘测设计研究院，1999)，反映了晚更新世早期以来，本区又经历了山体的间歇性抬升运动，伴随着现代金沙江的河流下切作用形成了多级阶地。
图4.2.4 金沙江仁河南阶地地质剖面图
现代金沙江的河流冲积层与下伏的古湖相地层共同构成了宽谷河段深厚的河床覆盖层，构成了龙蟠斜坡的软弱基座，而且其形成过程与龙蟠右岸反倾岩体的变形过程是一致相关的。
4.2.3 龙蟠斜坡地质结构及变形特征
4.2.3.1 地层岩性
斜坡岩体主要为三叠系薄—中厚层状砂质—粉砂质板岩，砂岩和薄层绢云母片岩，呈反倾叠合韵律交互层状，局部穿插灰绿色辉绿岩侵入岩脉和透镜体状结晶灰岩条带(图4.2.5)。岩层走向与坡面近于一致，总体产状为350°～15°∠30°～75°。地表为第四系崩坡积层，成分为风化粘土夹碎石，厚度5～40m不等。坡体前缘分布古湖相沉积层，由底往上可以划分为冰缘冻融泥流堆积物、含泥质的灰绿色细砂和黄褐色粉土层、重力型崩坡积和冲洪积加积物、灰绿色淤泥质碎石土层。主要为洪积、崩坡积以及静水环境沉积形成的混杂堆积物，厚度170m左右，其上为卵砾石和中、粉细砂构成的现代河流相冲积层。
4.2.3.2 结构构造特征
斜坡体内小断层、层间错动和节理裂隙极其发育，根据中国电力公司中南勘测设计研究院提供的地质勘察资料，进行了节理裂隙及其断层统计分析。
(1)根据1#平硐节理裂隙素描原始资料，统计分析结果见图4.2.6。
节理等密线图显示节理优势方位为:
1)倾向SW245°左右，倾角70°～80°;
2)倾向NE5°左右，倾角60°～70°;
3)倾向NE75°～85°，倾角70°左右。
(2)1#平硐主硐108m，支硐196m，全长304m。中南院共统计了断层67条，断层平均间距为4.5m。断层统计结果(如图4.2.7)显示:断层的优势方位是倾向NE54°～SE105°，倾角较缓，23°～50°。倾向SW260°方向的断层较少，倾角较陡，在75°左右。
图4.2.5 龙蟠斜坡工程地质剖面示意图
图4.2.6 1#平硐岩体节理等密线图
4.2.3.3 岩体变形特征
从地形上看，坡体向河谷方向宽缘突出，形成“鼓肚”地貌，南北两侧有冲沟切割并呈双沟同源之势，两侧地形坡度与周围岸坡在地貌上极不协调，在2100m高程左右的斜坡后缘出现零星台地，从而形成似“古滑坡”地貌。
经勘探表明，坡体近岸和中部岩体破碎松动，且范围极大，从1#平硐看，水平深度达220余米，从4#，15#钻孔看，垂直深度近200m。岩体总体保持原有层序，但岩层产状变化较大，倾向为N12°W～N73°E，倾角由坡体深部至浅部逐渐变缓，深部岩层倾角为60°～70°，浅部倾角变缓为10°～40°，在坡体后缘出现平卧岩层。此外，坡体内小断层、层间错动和泥化夹层等十分发育(图4.2.8)，经1#勘探平硐统计，此类软弱结构面平均间距约为5m/条，优势方向倾向坡内，倾角23°～50°不等。岩体中拉张裂隙发育，图4.2.9所示为1#平硐54m硬质砂岩中的拉裂缝，宽20～40cm，深度大于5m。此外，第四系崩坡积覆盖层沿着与下覆岩体的接触界面发育有顺坡向滑移擦痕(图4.2.10)，但滑移面延展性小，仅为崩坡积物的局部错动滑移。经平硐、钻孔、坑槽探以及CSAMT(V6A)探测，坡体中未见顺坡向贯通性滑移界面或软弱带。
图4.2.7 1#平硐断层等密线图
图4.2.8 层间泥化夹层图
图4.2.9 1#硐拉张裂缝
图4.2.10 坡积层中的局部滑移面
4.2.4 龙蟠斜坡变形演化的地质力学机制
龙蟠斜坡变形岩体的范围为高程2100m以下，南北两侧分别以星仁沟和岩羊村北冲沟为界，南北向延伸距离近一千米。如前文所述，岩体的变形特征在斜坡不同部位具明显分异性，近岸岩体呈垂直深度200余米的深层破碎，以压致拉裂变形为主，而后部岩层则表现为弯曲–蠕变变形(图4.2.11)。在分析区域地质环境效应和剖析岩体变形特征的基础上，提出如下斜坡变形的地质力学机制(谭儒蛟等，2005)(图4.2.12)。
图4.2.11 龙蟠右岸斜坡变形模式示意图
1)斜坡处在NNE向的中甸-龙蟠-乔后断裂带，在早更新世时期断裂发生左旋走滑并伴随发生垂直升降活动，这时期受断裂逆冲构造挤压作用斜坡前部岩体呈深层破碎状态，4#和15#钻孔至200m左右岩芯采取率近10%左右，多为岩块碎屑。同时强烈的地壳上升活动，导致了强烈侵蚀作用的发生和大量粗碎屑物的快速堆积，形成了斜坡前缘的早更新世河湖相堆积。因近EW向压应力场的作用，斜坡岩体产生了走向为NW和NE的两组共轭节理，其中NW向节理陡倾，倾角70°～80°不等，NE向节理为缓倾节理，倾角20°～25°。
2)晚更新世以来随着区域构造压应力主方向转为NNW向，在坡体内产生与岩层走向近于垂直的拉张应力，近岸硬质砂岩层沿倾向SW的节理面拉裂，结构松弛变形，斜坡前部经构造挤压破碎的岩体进一步松动解体，硬质砂岩中形成了系列陡倾的拉张裂缝。斜坡后部(中上部)互韵律层状反倾地层，岩层走向与斜坡大致平行，岩层倾角30°～40°左右，层间泥化夹层等软弱结构面十分发育，构成了岩层弯曲变形的岩体结构条件。地壳抬升和谷地断陷的共同作用不仅导致了岩体的应力松弛和张应力的产生，使岩层节理显化，而且为后部岩层的弯曲变形提供了空间。在重力等荷载作用下，泥化夹层和千枚岩等软弱层受压缩，层间蠕变错动，进而岩层产生向坡外的弯曲变形。弯曲-蠕变的表征为斜坡向河谷方向宽缘突出，造成与周边地形不协调的“鼓肚”地貌，坡体内由深部往外，岩层倾角逐渐变缓、裂隙张开和浅部出现平卧岩层。
3)斜坡岩体的后期变形主要受坡脚深厚覆盖层的控制。坡脚处由古湖相堆积层和现代金沙江的冲积物组成的深厚覆盖层构成了斜坡天然的柔性支座结构，由于斜坡应力场的重分布，坡脚应力集中程度较高，而深厚覆盖层强度低，易发生压缩变形，致使坡内岩体发生局部的错滑、扩容及蠕动变形，从而斜坡表现为以岩体的自适应性结构调整和追踪顺坡向缓倾弱面结构的累进性破坏，但尚未形成连续贯通性的剪切带，斜坡后缘地表未见拉裂缝等变形迹象。
图4.2.12 龙蟠斜坡变形的地质力学模式