中国典型灾难性滑坡概况-第一章　.pdf

 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 Chapter 1 General Review of Catastrophic Landslides in China 1.1 概 述 20 世纪初中期以来，随着世界人口的不断增长、人类活动的空间范围逐渐扩展和工 程活动的规模不断加大，加之受到全球气候变化［如厄尔尼诺（El Nio） ］等因素的影 响，滑坡灾害发生的频率越来越高，所造成的经济损失和人员伤亡也不断加大［1～3］。到 目前为止，全球范围内凡是有人类居住和工程活动的山岭地区，几乎都有滑坡灾害发 生，已成为仅次于地震的第二大地质灾害［4, 5］。在欧洲，瑞典、挪威所在的斯堪的纳维 亚半岛地区（Scandinavia） ，占据法国东部、瑞士、奥地利及意大利北部的阿尔卑斯山 地区（Alps） ，纵贯意大利全境的亚平宁山区（Appenines）及英国大部都是滑坡灾害的 高发区［6～10］。处于美洲板块边缘、呈南北向断续分布的落基山脉（Rocky Mountains） 、 马德雷山脉（Madre）及安第斯山脉（Andes）在构成美洲大陆西部屏障的同时，也在 所经过的加拿大、美国西部、墨西哥、萨尔瓦多及智利等国家和地区孕育着全球最多 的滑坡灾害［3, 11］。位于西太平洋第一岛链上的日本、中国台湾以及青藏高原（Tibetan Plateau）南缘喜马拉雅地区（Himalayas）的尼泊尔及印度北部也是亚洲滑坡灾害的高 发区［12～14］。 我国是亚洲，乃至是世界上滑坡灾害最为严重的地区之一，特别是 20 世纪 80 年 代以来，随着经济的高速发展以及自然因素的影响，滑坡灾害呈逐年加重趋势。目前， 全国范围内除山东没有发现危害严重的滑坡灾害外，其余各地均有发生，其中以西部 地区（西南、西北）的云南、贵州、四川、重庆、西藏、湖北西部、湖南西部、陕 西、宁夏及甘肃等省区最为严重。据初步统计，全国至少有 400 多个市、县、区、镇， 10 000 多个村庄受到滑坡灾害的严重侵害，有迹可查的滑坡灾害点达到 41 万多处，总 面积 173.52104km2，占国土总面积的 18.10（截至 2000 年） ；1995 年以来，滑坡造 成的年均死亡人数已连续多年超过 1000 人。严重的滑坡灾害不仅给当地居民的生命财 产造成了极大损失，而且还摧毁工厂、矿山，并严重影响铁路、公路及水电站等重要 基础设施的安全运营［15～21］。 大型滑坡（Large-scale landslides）由于其巨大的势能， 往往在脱离母岩后形成高速、 远程以及崩→滑→流一体的复合地质灾害［22, 23］或地质灾害链，带来毁灭性破坏和重大 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 人员伤亡。因此，这类滑坡长期以来为各国学者所关注［16, 24～35］，如 1950 年 9 月瑞典 色尔特（Surte）滑坡［体积 400104m3，40 余栋房屋被毁，交通中断（Jacobson B., 1952； Caldenius C.，1966；Johnson A. M. 2. Assumed relief contour before sliding; 3. Assumed boundary of calcium breccia; 4. Sliding surface; 5. Fault; 6. Interface of Quaternary colluvium and base rock; 7. Structural subdivision of rock mass （① Layer-like broken block ; ② Thick layer structure; ③ Layer structure; ④ Layer-like fracture structure; ⑤ Fracture structure; ⑥ Breccia structure; ⑦ Layer-like limestone of Ordovician） ; 8. Silt and shale of Silurian; 9. Colluvium of Quaternary; 10. Intensely weathered zone  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 滑坡剪出后，由于其巨大的势能，经过高速了碎屑流、泥石流形成及高速径流等多个 阶段，并大量刮擦沿程土石，最终在堆积区停积的滑坡 - 泥石流堆积物接近 100104m3。 溪口滑坡的发生首先与该地区上硬下软的地质结构环境条件有关。由于过去地质 历史时期热泉出露而胶结强化的 F7断层角砾岩起到了承担、阻止上部坡体变形的锁固 段作用，这一部位存在显著应力集中。下部软弱基座的持续蠕变又使这种应力集中程 度逐渐提高。在长时间特大暴雨的持续作用下，软弱基座变形加剧、碳酸盐岩强风化 带重量骤增，锁固段最终失稳，导致高速滑坡 - 泥石流灾害的发生。 1.2.6 云南昭通头寨滑坡 1991 年 9 月 23 日 18 时 10 分，云南省昭通市东北约 30km 的盘河乡头寨沟村发生特 大山体滑坡。失稳坡体从斜坡中部 2300m 标高剪出后，高速滑入头寨沟，并迅速转变 为顺沟奔腾而下的土石流；其所到之处，摧枯拉朽，将头寨沟沟谷及沟口的村舍全部 掩埋。在与沟谷斜坡发生 3 次大规模高速撞击、改向后，其前缘在标高 1820m 的头寨 沟沟口停积下来，最终形成斜长 3000m、平均宽 130m、厚 10m，总方量约 400104m3 的滑坡-土石流堆积， 整个过程历时仅3分钟。 这一重大滑坡灾害事件共造成216人死亡， 掩埋牲畜 252 头，毁坏耕地 300 亩，直接经济损失 1200 万元［27, 45］（图 1.10） 。 图 1.10 头寨滑坡 - 土石流堆积 Fig. 1.10 Touzai landslide and debris fl ow 从局部构造上看，头寨滑坡位于北东向展布的盘河向斜北西翼，滑坡范围及附近 出露的岩性有上二叠系下段峨眉山玄武岩（P2β） 、上二叠系上段宣威组砂页岩（P2x） 和三叠系下统砂页岩（T1） ，头寨滑坡就发生于 P2β 中（图 1.11） 。 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 图 1.11 头寨滑坡纵剖面 Fig. 1.11 Geological profi le of Touzai Landslide 滑坡源区平面呈长方形，横向宽约 300，纵向（滑动方向）水平投影长约 400m， 纵断面呈近似的平行四边形，总方量约 900104m3。后缘断壁沿玄武岩层间滑动面发 育， 宏观上光滑平整、 产状 138 /∠48 ， 表面覆盖有一层厚 1m 左右的强风化玄武岩（滑 带） 。滑带呈土状、散粒状或碎块状。侧壁斜长 560m，大部被主滑体滑出后发生的次 级滑坡所占据，出露的断壁高度 3～10m，表现为土层 强风化玄武岩。滑床空间主体 被残余滑体和次级侧向滑坡占据。滑裂面纵断面可分为 3 段，第一段（AB）为层间滑 动面，其表面残留的滑带应是火山凝灰岩强风化的产物；第二段（BC）表面相对坚硬 光滑，产状 110 /∠38 ，属于岩体构造结构面；第三段（CD）为锁固段，玄武岩表面 粗糙、风化微弱，层状构造清晰、倾角 5 。 多方面因素的共同作用导致了头寨滑坡的发生。受到金沙江区域侵蚀基准面和盘 河局部侵蚀面的控制，头寨沟溯源侵蚀强烈，但在遇到强度相对较高的玄武岩后，侵 蚀受阻，便在沟头形成三面临空、高 400 余米、坡面倾角接近 40 的高陡斜坡，为滑坡 的发生创造了基础条件。同时，由于临空条件良好，玄武岩岩体卸荷演化强烈。良好 的导水和贮水条件，加上年均降雨量为 1100mm 的降雨，使得玄武岩体的化学风化十 分强烈，使得岩体质量进一步劣化，而使岩体在滑出剪出口之前就已经成为稳定性很 差的（准）松散介质。长期蠕变导致锁固段被剪断，形成高速灾难性滑坡。 1.2.7 西藏易贡滑坡 2000 年 4 月 9 日 20 时 05 分，西藏自治区波密县易贡乡扎木弄沟发生了震惊中 外的易贡滑坡。约 3000 万 m3的岩体从海拔 5000m 的山顶崩滑，落距约 1500m。崩 滑体强大的冲击力激发了扎木弄沟内沉积百年的碎屑物质，在短短的 2～3 分钟内， 沟内的块石碎屑物质瞬间形成高速滑坡并解体，旋即转化为超高速块石碎屑流，以锐 不可挡之势，扫荡谷口两侧山体，运移 8～10km 后沉积于易贡湖出口处，完全堵塞 了易贡藏布， 形成长达 4.6km， 前沿最宽达 3km， 高达 60～110m 的近喇叭状天然坝体， 总堆积方量约 3 亿 m3。此次崩塌滑坡总垂直落差达 3000m，水平最大运距约 8500m， 最大速度达 44m/s 以上。如此超高速运动，远距离运移，巨大的堆积方量及滑坡后留  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 下的一些独特的现象在中国乃至世界都是罕见的［33］。 根据灾害发生过程中不同部位物质运动及堆积特征，可将该崩塌滑坡划分为三个 大区（图 1.12） ，即崩塌区、滑坡区和堆积区。 图 1.12 易贡特大型山体崩塌滑坡剖面图 Fig. 1.12 Geological profi le of Yigong Landslide 崩塌区（Ⅰ）位于扎木弄沟沟谷源区，高程介于 4300～5500m，上、下高差 1200m。受两组相向倾斜的 NEE 向结构面切割，形成了体积约（0.3～0.4）108m3的 楔型崩塌体。根据滑坡发生过程，滑坡区（Ⅱ）又可分为瞬间高速滑坡区（Ⅱ-1）和高 速块石碎屑流流通区（Ⅱ-2）两个亚区。 易贡滑坡的堆积区具有明显的呈环带状分带的特征，具体为块石堆积带（Ⅰ） 分布于整个堆积区的中轴部地带，碎屑、砂及粉尘堆积带（Ⅱ）环绕中轴部块石堆积 带的两侧及前缘分布，再向外依次为铲削碎屑叠加堆积带（Ⅲ）和气浪波及影响带 （Ⅳ） 。在易贡滑坡堆积区的前部地带，见有大量锥状堆积体成群或成带地散布于地表， 构成一种十分独特的微地貌景观。在碎屑、砂及粉尘堆积带内侧缘及前缘地势相对低 洼、砂土丰富的地带，还可见到与地震砂土液化现象类似的喷水冒砂坑。在堆积区外 侧的波及影响带，可见 70～95 的树木被连根拔起，且多数依山体坡势就地卧倒， 定向排列，其倒地方向与气浪运动方向一致，众多树木被拦腰扭断或连根拔起，也有 少数被搬运或被气流抛掷数米乃至数百米远。更有甚者，多处见到直径 1m 粗的树木被 气浪撕成碎片。在此带的外边缘地带，无论是完好的树木，还是残桩，在其迎着运动 方向的一面普遍附着有一层厚约 0.5～1cm 的薄层溅泥，表明坡体物质在高速运动过程 中不断推动其前缘空气高速流动，产生高速运动的气浪。此外，高速运动的包含着固、 液、 气三相的碎屑物质， 在其运动和堆积过程中， 还显示出纵向“展平”和侧向“铺开” 的特征；在其前缘细碎物质堆积区内，可见总体表现为槽、垅沿垂直于运动方向相间 分布的波状地形，与风沙堆积中所常见到的波状地形十分相似。 易贡特大山体滑坡堵江事件整个过程包括崩塌→滑坡→碎屑流（泥石流） →堵江淹 没成湖→湖水溃决→洪水→河谷地形改造→河谷次生崩塌、滑坡，形成了一个非常完 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 整的地质灾害链。其发生的成因机制和具体过程为首先是当年较往常年份偏高的气 温导致冰雪超量融化，形成地表径流进入山体裂缝，从而诱发海拔 5000m 左右、方量 约 3000 万 m3的楔形岩体突然滑动崩落。骤然失稳的山体，在重力作用下直坠 3000 余 米，以其巨大的动能，冲击下部沟内沉积百年的松散碎屑物上，这种瞬间“超级强夯” 和高强度的挤压作用，使其在沟内基本处于饱水状态的碎屑物质中产生瞬间异常超孔 隙水压力，并由此而发生液化，抗剪强度骤然丧失，从而诱发出瞬间高速滑坡。我们 称这种高速滑坡发生机制为“强夯液化机制” 。受沟口约束，巨量滑移物质抛射冲出并 铲蚀两侧山体，进而转化为高速块石碎屑流，并将扎木弄沟下游参天古树摧毁，将沟 外两侧早期堆积物铲削他处，伴随的巨大气浪摧毁边缘森林。在抵达易贡藏布南部陡 坎时受到阻碍，部分越过陡坎形成垅后堆积，大部分堆积于易贡藏布沟谷，另一部分 则分道而行，分别沿易贡藏布上、下游侧旋、堆积，堵塞易贡河道，形成易贡堰塞湖， 从而酿成我国历史上规模罕见的崩塌滑坡地质灾害。 1.2.8 三峡库区千将坪滑坡［47～49］ 2003 年 7 月 13 日 0 时 20 分，位于三峡水库区的湖北省秭归县沙镇溪镇长江南岸 支流青干河左岸的千将坪村发生大规模滑坡；高 149～178m，长约 300m 的滑坡坝将青 干河完全切断（图 1.13） 。7 月 14 日， 滑坡坝上下游水位差达 3m。此后， 由于持续降雨， 青干河水位不断上涨，坡坝上下游水位落差最终增加到 12m。20 日 17 时，对滑坡坝实 施爆破后，断流 7 天的青干河开始通流。此次滑坡造成 14 人死亡，10 人失踪，346 间 房屋倒塌，毁坏农田 71.2hm2，金属硅厂、页岩砖厂等 4 家企业毁灭，宜昌至巴东的省 道被毁坏，广播、输电、国防光缆等基础设施均受到严重破坏，经济损失惨重。 图 1.13 千将坪滑坡 Fig. 1.13 Qianjiangping Landslide 滑坡范围内出露的地层为侏罗系千佛崖组，岩石类型主要有紫红色或黄绿色泥岩、 粉砂岩和砂岩 ； 滑体剖面自上而下依次由泥岩强风化形成的碎石土、泥质粉砂岩、泥岩、 粉砂岩（主体） 、黑色碎石土组成的 20～50cm 厚的滑带（原岩为炭质页岩）和构成 滑床的砂岩组成，产状 140 /∠26 ～31 ，与坡面产状基本一致。滑坡平面上呈比较  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 典型的圈椅状形态，后缘断壁高约 10m，海拔 430m；剪出口位于河床附近，海拔 110m 左右；后缘、前缘的最大宽度分别为 300m 和 800m，纵向最大长度约 1000m， 厚度 10～60m，平均 40m，总方量约 2400104m3；滑动方向 130 、垂直滑距大于 75m。滑坡启动后，由于不同滑块底面形态及相邻块体底面相对标高的差异，滑体迅速 解体，加之滑动受阻，滑体上出现一系列滑坡（反倾）平台和纵张裂缝，其中规模较 大的平台有三级，分别位于滑体后部、中部和前部，宽 5～10m，后部平台还曾大范围 积水；纵张拉裂缝走向 80 ～100 ，开度 20～20cm。 千将坪基岩顺层滑坡形态完整、特征突出，其发生机理也相对清晰。中生代砂泥岩 互层的薄层泥页岩或砂岩与泥岩的界面属于典型的脆弱地质界面，因此，以单斜形式产出 的顺层斜坡发生滑坡的潜势本身就是很大的。滑坡发生在三峡水库第 1 期蓄水后的 43 天， 青干河水水位从原来的 75m 被抬升到 135m，剪出口及前缘约 200m700m 面积的坡体浸 泡在河水中，导致水稳定性很差的前缘滑体及潜在滑面强度大幅度衰减，坡体的前缘支 撑逐渐消失。此外，当年 6 月 21 日至 7 月 11 日，当地持续降雨，总降雨量达 162.7mm， 雨水大量渗入滑体，使岩土软化，重度加大，导致滑体的自重增加，下滑趋势增大。因此， 特征斜坡岩体结构、水库蓄水浸泡坡脚及强降雨入渗共同促成了千将坪滑坡的发生。 1.2.9 四川宣汉天台乡滑坡 从 2004 年 9 月 3 日开始，四川宣汉县普降大到暴雨，3 日、4 日、5 日的降雨量 分别达到 15.9mm、122.6mm 和 257.0mm，强度之大前所未有。5 日 15 时，天台乡义 和村渠江支流前河岸坡上的南樊公路出现开裂，随后路边房屋开始垮塌坠入河中。此 后，斜坡前缘一直处于缓滑阶段，变形区范围由前向后逐渐发展扩大；晚 22 时～23 时 滑坡体前部的主滑块体启动冲入前河，后部滑块紧紧跟进接连开始滑动并逐步发展为 天台特大滑坡。此次滑坡灾害摧毁屋舍 1736 间，1255 人无家可归，公路交通中断，通 信线路受损。此外，由于滑体前部滑入前河，形成高 23m 的堆石坝，堵塞河道 1.2km， 导致前河断流 20 小时。河水形成的堰塞湖汇水达 20km，水位上涨 20～23m，库容约 6000104m3，上游 2 个乡镇被淹，造成 1 万多人无家可归（图 1.14） 。 失稳斜坡地形坡度 10 ～33 ，山顶高程 1100m 左右，前缘近河谷部分为 30～40m 的陡坎，前河河谷高程 356m，河谷宽 80～100m。由南向北发育的余家河、麻柳树、凉 水井及大河 4 条天然冲沟构成斜坡的天然排水沟，沟道纵比降 153‰～197‰。斜坡由侏 罗系中统遂宁组（J2sn）紫红色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩和紫灰色、青灰色细粒石英砂岩 组成， 总体产状 110 ～120 /∠5 ～10 ， 岩层与岸坡走向近于一致， 属顺层岸坡（图 1.15） 。 天台乡滑坡的滑裂面为泥岩、砂岩接触带，主滑方向 97 ～107 ，滑床为遂宁组底 部的青灰色细粒石英砂岩，岩质坚硬，风化较弱 ； 滑床倾角 8 ～10 ，横向起伏也不大 ； 滑带土为可塑～软塑状态的棕红色粉质黏土，厚度一般 20～30cm。后部滑体主要由紫 红色泥岩形成的碎裂岩体及块碎石夹粉质黏土组成，前部滑体则以粉质黏土为主。滑 坡平面上呈“圈椅”状，后缘高程 520～570m，后缘断壁高 10～30m。滑坡体纵向（东 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 西方向）长 350～1100m，横向（南北方向）宽 1100～1500m，滑体厚 15～35m，体积 约 2500104m3。前缘剪出口高程 380～424m，高于原河床 30～35m，基本沿岸边砂岩 陡崖顶部剪出。滑坡体上地表变形严重，房屋绝大部分已坍塌，地面上分布大量的张 裂缝，裂缝贯通长度 30～70m，裂缝可见深度达 2m，宽度 0.20～1.2m。多级滑块之间 形成下错滑壁陡坎，坎高 10～30m（图 1.14） 。 天台乡滑坡具有以下典型特征［34］①滑面倾角很缓，仅 7 ～10 （图 1.15） ；②厚 度不大，两侧 10～20m，中部 20～30m；③分块特征很明显；④变形和破裂过程（ “前 奏” ）较长（9 月 5 日 15 点～23 点） ，但下滑时间很短；⑤滑后原始地形坡度变化不大； 图 1.14 天台乡滑坡工程地质平面略图 Fig. 1.14 Plane map of Tiantai Landslide 图 1.15 天台乡滑坡工程地质剖面图 Fig. 1.15 Engineering Geological Profi le of Tiantai Landlside  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 ⑥运动方式特殊，虽然总体方向具有一致性，但各块的速度、方向差异性较别的滑坡 更为明显；⑦具有波浪式推进的特征。 高强度的降雨触是天台乡大型滑坡的触发因素，降水大量渗入坡体，对滑坡的形 成起到了顶托、楔裂和促动的作用。滑坡过程包括“地下水汇聚 - 顶托、挤入 - 楔裂、 溃裂 - 滑动”三个阶段。滑坡区基岩构造裂隙发育，利于降雨入渗；原始坡体上部为不 透水的泥岩层， 其结构具有一定的“水密”效应， 水主要在砂 - 泥岩界面和裂隙中流动。 高强度暴雨导致汇聚的地下水不能沿界面即时排除，从而在内部形成“承压水盆” ；厚 度不大的坡体被高水头压力“浮托” ， 产生“水垫效应” ， 使摩阻力急剧降低。与此同时， 地下水挤入裂隙，并在裂隙中形成高压水流，将坡体沿主要构造裂缝“楔裂” 、 “撕开” 。 当裂隙水压力达到一定程度时，坡体迅速溃裂、解体，封存的水压力陡然释放，从而 驱动坡体分块向下运动或在运动过程中解体，其原理相当于一个”多级平推式”滑坡。 1.2.10 四川丹巴滑坡 四川省甘孜藏族自治州丹巴县县城坐落在大金河右岸的狭窄河谷地带，海拔 1864m，城区规划面积为 2.5km2，城区人口约 1.1 万人，为全县政治、经济、文化中心， 也是甘孜州的重要出口通道（图 1.16） 。 图 1.16 丹巴滑坡 Fig. 1.16 Danba Landslide 2002 年 8 月，丹巴县城后侧高 200m、平均坡度 32 的高陡斜坡出现变形，2004 年 10 月起变形明显加剧。2005 年 1 月至 3 月，出现 4 次变形加速期，整体下滑迹象日 趋明显 -2 月 3 日日位移量由原来的 6mm 增大到 8mm；2 月 22 日，日均位移速率增至 17～33mm；3 月 8 日，主滑面日位移量达到了 18.53mm；3 月 14 日，斜坡变形再次加 速并发生局部崩滑， 前缘外推和鼓胀， 多处房屋被摧毁， 造成1066万元的经济损失。 此时， 斜坡累计变形量已达 70～80cm，最大处接近 1m，边界裂缝已基本贯通和圈闭，总方量 220104m3的丹巴滑坡最终形成。如果该滑坡再次发生远距离整体滑移，将直接危害到 中国典型灾难性滑坡 0 Catastrophic Landslides in China 县政府、县公安局及妇幼保健院等 10 多个 企事业单位，1071 间房屋，涉及人口 4620 人以上，资产上亿元，而如果滑体堵塞大 金河河道， 后果将更加不堪设想（图 1.16） 。 丹巴处于青藏高原东部，新构造运动 以强烈抬升为特点，大金河的强烈下切形 成了高差大、坡度陡的地形，为滑坡的发 育奠定了有利的地貌条件。区内多年平均 降水量平均 605.7mm，降雨集中，暴雨次 数少，雨强大。滑坡区基岩为志留系茂县群 第四岩组（）石榴石二云片岩及少量黑 云母变粒岩，盖层由古滑坡堆积层（） 、崩 坡积层（）和冰水堆积层（）组 成（图 1.17） 。地下水埋深较大，勘探钻 孔中未见稳定水位，滑坡区附近无地下水 出露。 由于滑坡尚未发生远距离滑移，钻孔 勘察未发现明显的滑带擦痕及镜面，也未 见地下水异常，仅部分钻孔及基岩面附近见到黏质砂土等细粒相物质增多的现象。根 据多方面的信息推断，滑坡前缘及中部滑带位于位于堆积层 - 基岩界面，后缘滑带则位 于堆积层中；滑面倾角 30 左右，与坡面倾角基本一致，滑体厚度 20～35m。滑坡表面 不同方向、不同规模的拉裂缝十分发育，总长超过 1500m。根据变形特征，整个滑坡 可划分为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ三个区（图 1.17） 。 Ⅰ区为滑坡主体，前缘宽约 200m，后缘宽约 150m，纵长 290m，地形坡度平均 在 30 以上，平面形态呈不规则状长方形，面积约 0.055km2，平均滑体厚 30m，体积 约 170104m3，主滑方向 353 。滑坡体前缘呈高 6～28m 的阶梯状陡斜坡，总体坡度 50 ～70 ，局部陡立，滑体强烈剪出，造成坡脚建设街房屋地面、墙体开裂，破坏严重。 滑坡体后部东低西高，地形总体较平缓，变形强烈，拉裂缝及错落台阶发育，裂缝基 本贯通形成两条不规则的弧形裂缝。 Ⅱ区位于滑坡后部左侧，主要受主滑体滑移牵引形成，面积约 6000m2，滑体主倾 方向 20 ，地形坡度 20 ～30 ，滑体厚度约 15～20m，方量约 15104m3。变形主要体 现在后缘及侧缘拉裂缝、前缘掉块滑塌，较Ⅰ区整体变形速率大且不稳定。Ⅲ区位于 滑坡右侧，前缘宽约 50m，后缘宽约 85m，纵长约 180m，面积 0.014km2，地形纵坡 30 ～45 ，滑体平均厚度 25m，总方量 35104m3。滑体主要由大块石土组成，滑床位 于基岩面。Ⅲ区左侧与Ⅰ区相连， 变形主要体现在后缘及侧缘拉裂缝， 宽一般 5～15cm， 错距 5～40cm，可见深一般 10～50cm。 图 1.17 丹巴滑坡工程地质略图 Fig. 1.17 Sketch map of Danba Landslide  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 丹巴滑坡初期整治采用了坡脚堆载反压、坡体预应力锚索加固和削方减载的综合 方案，其中堆载 7200m3，1300kN 预应力锚索 269 根（长 40～52m、锚固段长 8～10m） 、 削方 1800m3，加固效果显著。 丹巴滑坡属于古滑坡复活，而复活原因则是多方面的。首先，厚度较大的古滑坡堆积 叠置在相对稳定的变质岩高陡斜坡上，由于两种介质在物理、水理及力学行为方面的巨大 差异，堆积层本身就具有沿基岩面滑移的潜势，而人类活动则加速了古滑坡复活的进程。 1998 年以后，随着丹巴县城的发展，大量的房屋沿斜坡脚或倚坡而建，部分挖方削坡，增 大了斜坡前缘的临空面，引起边坡变形，2003 年边坡变形明显加剧。2004 年 3 月～2004 年 10 月，建设街大规模改建，削坡使原本就已陡峭的斜坡临空面进一步增大，造成坡脚 支撑力减弱， 导致斜坡向临空方向挤压， 产生蠕动变形， 从而古滑坡前缘一带形成剪切蠕滑。 1.3 中国大型滑坡发生机理 1.3.1 滑移 - 拉裂 - 剪断“三段”式机理 滑移 - 拉裂 - 剪断“三段式”模式是指边坡的变形破坏具有分三段发育的特征，即 下部沿近水平或缓倾坡外（内）结构面蠕滑、后缘拉裂、中部锁段剪断。这种模式最早 揭露于黄河龙峡水电站近坝库岸河段，以 其中的查纳、龙西等大型滑坡为代表（张 倬元、刘汉超，1982） ［50］ ，后来，在黄 河拉西瓦水电站、湖北盐池河磷矿等地又 有发现（黄润秋，1988 ； 李强，1993） ［51］ ， 是一种受坡脚近水平结构面控制边坡的经 典变形 - 破坏模式，也是我国大型高速滑 坡发生的一类主要机理模式。 可能产生这类变形破坏模式的边坡 往往具有以下的地质结构①坡体主体 由相对均质的脆性岩体或半成岩体构成， 但坡脚发育近水平或缓倾坡外的结构面； ②以坚硬岩体为主体，但夹有相对较薄 的软弱夹层构成的互层状边坡。 这类边坡的变形破坏机制主要表现在以下的阶段性过程①边坡形成过程中，由于 坡体整体的卸荷回弹变形，从而驱动边坡沿坡脚的缓倾结构面发生回弹错动性质的表生 改造，并在坡顶形成拉张应力区，出现后缘拉裂（图 1.15，处于高地应力区的这类边坡 更具发生此种变形的条件） 。②表生改造完成后，坡体在自重应力的长期持续作用和驱 动下，沿缓倾角结构面发生持续的蠕滑变形，并导致坡体后缘拉裂的向下扩展（图 1.3） ， 图 1.18 滑移 - 拉裂 - 剪断三段式模式 Fig. 1.18 Creeping-tension-shearing model 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 从而形成前缘的蠕滑段和后缘的拉裂段。显然，随着蠕滑段和拉裂段的发展，它们之间 的完整岩体就构成了边坡变形的“锁固段” ，坡体的稳定性将主要由锁固段来维系，锁固 段的应力也将随着蠕滑段和拉裂段的发展而逐渐的积累。③当后缘拉裂加深到某一深度 时， “锁固段”的应力积累将使这部分岩体进入累进性破坏阶段， 并最终剪断锁固段岩体， 发生突发的脆性破坏。由于这种突发的脆性破坏伴有很大的峰、残强度差，因此，边坡 岩体的位能将得以突发的释放，从而形成高速滑坡。 对这类机理的斜坡，稳定性主要是靠“锁固段”维系的，因此，其灾害防治的原 则是不能破坏锁固段，加固重点应是通过工程手段阻止后缘拉裂段的继续发展，或在 蠕滑段提供足够的抗剪力。 由这种变形破坏机制导致的滑坡其滑面形态大多呈“匙形”或铲形，可明显分为 三段前部的平缓段基本顺层或顺结构面发育，后部为陡倾切层段，倾角大于 60 ，两 者之间则为近弧形的切层段。 黄润秋等于 1991 年以黄河拉西瓦水电站Ⅱ号变形体为例，采用粘 - 弹 - 塑性有限 单元法研究论证了上述时效变形机制的发生过程，并提出了边坡沿坡脚软弱结构面发 生重力剪切蠕滑的条件，可表示为［51］ K ≥ Kc1C–tanϕlcot2α/1–C–tanϕlcot2α 式中，Kσ1/σ3；α为结构面法线与 σ1之夹角；ϕl为长期强度指标；Ctanϕl/sin2α。 张倬元、刘汉超等（1983） ［52］提出根据后缘拉裂的发育深度对该类边坡的失稳破 坏进行预报，并提出了边坡失稳的临界拉裂深度为 Hcr0.5763H–27.0992 黄润秋等（1991） ［51］提出考虑锁固段效应的边坡稳定性可采用下式来评价 KβKm 式中，K 为考虑锁固段效应后的边坡稳定性系数；Km为假定滑面贯通情形的边坡稳定 性系数；β 为锁固段破坏的超载系数，由物理模拟试验或数值模拟得出。 1.3.2 “挡墙溃屈”机理 前述的四川溪口滑坡和云南昭通头寨滑坡是这类机理的典型代表。这类边坡失稳 机理的基本特征是边坡整体结构较为松弛（如强、弱风化带） ，但在边坡下部或中下 部存在局部完整性和强度均很高的“刚性”地质体，后者在整个边坡中，实际上起到 了类似挡土墙的作用， 它承担和“挑住”了因上部坡体变形而传递下来的巨大“推力” ， 如同通常意义上的“锁固段”一样，起到了维系边坡整体稳定的关键作用［53］。随着边 坡变形的进一步发展， “锁固段”最终会因为应力的过量积累而产生突发性的脆性破坏， 形成高速滑坡。其概念模型如图 1.16 所示［54］ （1）斜坡物质组成表现为上硬、下软，中部存在局部高强度“锁固段” 。 （2）由于“锁固段”的刚度远远高于下部软弱基座的刚度，因此，它能向基座传递 的上部坡体的荷载是极为有限的，也就是说， “锁固段”尤如一座“挡土墙” ，它承担了  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 上部坡体沿潜在滑动面传递下来的大部分推力荷载，因此，锁固段是坡体的应力集中部 位。随着坡体形成后经历时间的延长，软弱基座在上部坡体的压缩作用下，将发生向临 空方向挤出的缓慢蠕变，致使应力向“锁固段”进一步转移，从而加剧其应力集中；当 集中应力超过锁固段岩体长期强度时，锁固段发生突发的脆性破坏，导致滑坡的发生。 采用粘弹塑性非线性有限单元法分析，对上述机理进行了数值模拟验证，结果 如下［55］ （1）坡体表面的位移表现出“两头大， 中间小”的特征，上部坡体坡面的时效变 形可达数厘米以上，而在中部锁固段处变 形很小，下部软弱基座中时效变形又可得 到自由的发展（图 1.19） 。这样的结果必 然导致上部坡体向下的变形被“锁固段” 所阻隔，不能自由向下传递； “锁固段”也 必将会因这种“挑住”上部坡体变形的作 用而逐渐积累应力和应变能。这就是上述 概念模型中提出的锁固段对变形的“锁闭效应” 。 （2）应力的积累与转移坡体不同部位最大及最小主应力随时间的变化曲线如 图 1.20 和图 1.21 所示。可见，锁固段内应力随时间虽偶有小的波动，但总体是呈稳 定增长的。软弱基座中应力随时间变基本上不发生积累；相反，在某一时间段后，应 力还发生松弛，应力水平随时间持续降低。值得注意的是，软弱基座应力的降低也正 好对应了锁固段应力的增高。这说明，松弛的应力转移到了锁固段中，从而导致锁固 段应力的进一步增高。这种在“概念模型”中提出的软弱基座与锁固段之间应力的相 互协调和作用机理得到了理论的证实。 图 1.20 最大主应力与时间的关系曲线 图 1.21 最小主应力与时间的关系曲线 Fig. 1.20 Relationship between the maximum Fig. 1.21 Relationship between the minimum principal stress σ1 and time principal stress and time 图 1.19 “挡墙溃屈”型滑坡机理的概念模图 Fig. 1.19 “Retaining wall”model 中国典型灾难性滑坡  Catastrophic Landslides in China 图 1.21 则表明，最小主应力在锁固段内随时间的延长总体呈降低趋势，且最 大主应力积累速度增高的时段恰好对应了最小主应力迅速降低的时段。显然，这 种最大主应力增大，而最小应力减小的应力调整方式对锁固段的稳定是极为不利 的。软弱基座中最小主应力随时间呈小幅度波动变化，总体趋势基本保持为相对 稳定状态。 上述对斜坡时效变形过程的模拟，充分验证了“概念模型”中所提出的坡体各部 份相互协调及“锁固段”变形破坏机理。 1.3.3 近水平地层的“平推式”滑坡机理 所谓“平推式滑坡”指的是在近水平或缓倾坡外地层中，由地下水的静水推力和 作用在潜在滑动面上的空隙水压力联合作用，而发生的顺层面推移 - 滑出的一类滑坡形 式［50, 56］。这类滑坡在我国西南地区和三峡库区的侏罗系、三叠系地层中广泛发育，规 模差异大，从 104～109m3量级不等，除了前述的四川宣汉滑坡外，典型的还有 1981 年 7 月四川盆地由于特大暴雨诱发的大量侏罗系红层滑坡、三峡库区万州老城区滑坡群、 四川西南部地区三叠系飞仙关组地层中的大型顺层滑坡、以及青海东部一系列湖相沉 积盆地中的大型滑坡等。如四川西南部美姑河柳洪电站附近发育的该类滑坡，其后缘 拉裂长达数公里（多期形成） ，规模在 109m3以上；青海贵德盆地边缘新第三纪半成岩 湖相地层中的阿什贡滑坡，规模也在亿方以上。 这类滑坡的典型特征是一般发育于近水平或缓倾坡外的砂、泥岩互层状地层，强 暴雨作用下诱发，滑面通常产生于砂、泥岩界面，泥岩之中，后缘表现出明显的张裂 塌落（陷）带，其宽度基本代表滑体的水平位移量。由于是顺层推出，所以，滑体一 般呈分块式解体，表现出多个次级滑面（或次级张裂带） ，中后部分裂的块体内部仍然 保留了较完整的原始地层结构。 平推式滑坡的产生，主要是由于上述特定类型的斜坡结构具有间歇裂隙充水承压 型水动力特征［图 1.22 左（a） ］ 。在特大暴雨条件下，岩体在裂隙中充水的静水压力和 沿滑移面空隙水扬压力的联合作用下，坡体就有可能被平推滑出。 其起动机制如图 1.23 所示。可以后缘拉裂缝 （假定垂直分布） 中充水临界高度 （hcr） 作为起动判据，在滑面缓倾外（或内）时，有 （1） 式中，W 为滑块单宽重量（t/m） ；α为滑移面顺滑动方向倾角（倾向坡外为正值，反之 为负） ；L 为滑块底面沿滑动方向长；φ为滑面摩擦角，不考虑内聚力 C；γW为水的容重。 当α0 时，上式可简化为 （2）  General Review of Catastrophic Landslides in China 第一章 中国典型灾难性滑坡概况 图 1.22 顺向层状体斜坡水动力学基本模型（据文献［50］ ） Fig. 1.22 Hydro-dynamics models of consequent slope［50］ 左包气带季节变动带水动力型 （a） 、 （b）间歇裂隙充水承压型（阴影曲线代表空隙水压力分布状况） ； （c）间歇下渗潜水型； （d）间歇潜水型．右层间含水层水动力型 （e）弱循环承压型； （f） 、 （g