复杂堆积体斜坡形成演化机制

斜坡的发展演化~

斜坡是构成地形的一个基本要素。在山岳、丘陵、高原以及一些基岩海滨地区，研究斜坡的发展演化，是研究地形发展的一个基本问题。按其形态，斜坡可分为断崖、凸坡、直坡和凹坡。每一斜坡的形成和发展，都与地质结构、构造运动以及风化、剥蚀和堆积作用相关联。在斜坡的形成和发展过程中，块体运动起着特别重要的作用。块体运动改造斜坡的上部，并由斜坡的上部提供碎屑物质，以供其它剥蚀堆积作用改造斜坡。
在构造上升运动地区，由于地势升高，使流水的侵蚀切割加剧，河谷的深度增大，块体运动发育，谷坡高而陡峭，大部分形成断崖和凸坡。在构造下降运动地区，由于地势降低，流水的堆积作用发育，斜坡大部分由凹坡和直坡构成。在构造运动相对稳定的地区，产生均衡的斜坡。均衡的斜坡是凸坡在上，凹坡在下，斜坡的中部是直坡。
由坚硬的岩层构成的斜坡，由于抗剥蚀能力强，形成断崖、凸坡或直坡。由松软岩石、多裂隙的岩石和松软堆积物构成的斜坡，多为凹坡。
每一斜坡地段的形态，都与特定的风化、剥蚀和堆积作用相关联。斜坡的上部，块体运动、蠕动使碎屑物质及破碎的基岩向斜坡下部运动，一般都形成凸坡。在斜坡的中部，一部分块体运动物质被洪流、表流等侵蚀和搬运至斜坡下部，在那里形成洪积扇和坡积裾等堆积地形；一部分块体运动继续进行，在斜坡下部形成倒石堆、地滑阶地等地形。这些作用的结果是：斜坡的中部，一般是直坡；斜坡的下部，一般是凹坡。均衡的斜坡是一种开放的自动控制的动力系统。各斜坡段之间的发展是互相联系的。一个斜坡段的平衡破坏，影响着其它斜坡段的发展。例如，掘土动物使斜坡的一段岩石变得疏松，流水侵蚀作用使松散物质快速向下扩散，于是该段斜坡局部变陡，增强了上部斜坡的块体运动和下部斜坡的堆积。斜坡恒常地变化，恒常地力图达到某种均衡状态，以适应运动的环境。
在不同的气候带内，各种风化、剥蚀和堆积作用的共生组合也不同，因此，斜坡的发展也带有各种气候带的特点。例如冰川地区的冰蚀作用形成陡峭的悬坡；冰积作用形成平缓的凹坡和凸坡；冰缘地区的冰融水形成的斜坡，基本上都是平缓的凹凸坡。在干旱地区的风蚀作用和重力作用形成凸坡；风积作用形成平缓的凹凸坡。在湿热地区流水的侵蚀作用形成凸坡、悬坡；流水堆积作用形成凹坡。
大部分斜坡形成于第四纪或晚新生代，一部分的形成时间可以早些。晚新生代和第四纪气候的迭次变化，也增加了斜坡发展的复杂性。
斜坡的发展和演化，常常可以毁坏工程建筑，中断交通，堵塞河流，威胁人畜安全。所以，研究它们的形成和发展过程，据以采取防止措施，具有非常大的实际意义。

岩土体的流（蠕）变试验结果表明，在恒定载荷（如重力）的持续作用下，其变形随时间增长而不断增加，并表现出如图4.1所示的三阶段演化的特征。大量滑坡实例的监测数据表明：在重力作用下，斜坡岩土体的变形演化曲线具有与岩土体蠕变曲线相类似的三阶段演化特征。具体为：
第Ⅰ阶段（AB段）：初始变形阶段。坡体变形初期，变形从“无”到“有”，坡体中出现明显的裂缝，变形曲线最初表现出相对较大的斜率，随着时间的延续，变形逐渐趋于正常状态，曲线斜率有所减缓，表现出减速变形的特征。因此该阶段常被称为初始变形阶段或减速变形阶段。
第Ⅱ阶段（BC段）：等速变形阶段。坡体变形一旦启动，在重力作用下，基本以等速发展的趋势继续变形。此阶段变形虽因不时受到外界因素的干扰和影响，变形曲线可能会有所波动，但总体趋势为一倾斜直线，平均应变速率基本保持不变，又称匀速变形阶段。
第Ⅲ阶段（CF段）：加速变形阶段。当坡体变形持续到一定时间后，变形速率就会逐渐增加，并随着时间的延续，变形速率增幅不断扩大，直至坡体整体失稳破坏之前，变形曲线近于陡立，切线角接近90°，这一阶段被称为加速变形阶段。斜坡的加速变形阶段对于滑坡的预测预报具有非常重要的意义，因此，为了滑坡预报的方便，研究者根据加速变形阶段曲线的特点，又将其细分为三个阶段：变形加速初始阶段（初加速，CD段），变形加速中期阶段，加速度基本为一恒定值（匀加速，DE段）和变形加速突增阶段，加速度不断增大（加加速，EF段），如图4.1所示。斜坡的演化一旦进入加加速变形阶段，预示着滑坡即将发生，应及时进行预警，启动防灾预案，并做好防灾救灾准备。

图4.1 斜坡变形的三阶段演化图示

大量的监测数据表明，上述斜坡变形演化的三阶段理论具有一定的普适性，是斜坡岩土体在重力作用下变形演化遵循的一个普遍规律。但值得说明的是，在实际的滑坡监测中，有些滑坡可能会在变形已经达到一定程度后才被纳入专业监测范围，监测数据所反映的主要是后半段的情况，一般只能得到等速变形阶段之后甚至是加速变形阶段之后的监测数据，不能形成一个如图4.1所示的完整的“三段式”变形监测曲线。
《中华人民共和国突发事件应对法》中明确规定，可以预警的自然灾害、事故灾难和公共卫生事件的预警级别，按照突发事件发生的紧急程度、发展势态和可能造成的危害程度分为一级、二级、三级和四级，分别用红色、橙色、黄色和蓝色标示。结合地质灾害四级预警机制，将加速变形阶段进一步细分为初加速、匀加速、加加速（临滑）三个亚阶段。按照上述划分，使滑坡的变形阶段与预警级别具有很好的对应关系。其中，滑坡的等速变形阶段对应于注意级预警（蓝色），初加速变形阶段对应于警示级预警（黄色），匀加速变形阶段对应于警戒级预警（橙色），而一旦进入临滑变形阶段，则应及时发布红色警报级预警。

在我国西部山区广泛发育和分布第四纪松散堆积物，它是典型的内外动力耦合作用的产物。这类松散堆积物为介于土、岩之间的过渡类型，以往接触与研究不多，尤其他是一套成因多样、组分复杂、结构无序、土石混杂堆积的特殊地质体，且其衍生地质灾害具有随机性、复发性和多发性的特点，受到了工程地质学、土力学、岩石力学等学科的广泛关注，已成为新颖的、特殊的重要研究对象 ( 刘衡秋等，2008) 。这种堆积体在虎跳峡峡谷左岸亦非常丰富，具有重要的工程意义，在研究其形成成因之前，先探讨这种复杂堆积体的区域类型和空间分布规律。

4. 1. 1 堆积体类型与分布规律

4. 1. 1. 1 堆积体类型

大型复杂松散堆积体成因多样，组分复杂。其成因类型主要包括滑坡堆积物、崩塌堆积物、残坡堆积物、冲洪积物、冰碛物等，但在很多情况下，以上各种堆积物都是若干种混杂在一起的，且在同一个地质时期形成的，因此很难将之区分开。在实际工程活动中，两种或两种以上的类型组合均无法很好地反映其结构、胶结程度、成灾性和环境效应的差异。因此，本文针对松散堆积物的分布和工程地质特性，按形成条件和性状将堆积体划分为三个基本类型: 即河谷型、盆地型和原面型 ( 表 4. 1. 1) 。

4. 1. 1. 2 河谷型堆积体发育分布规律

河谷型松散堆积体具有比其他两种堆积体类型更易成灾、环境效应影响大的特点，这也充分反映了河谷型松散堆积体的工程效应最为突出。河谷型松散堆积体的形成是河谷斜坡自然演化过程中的一种表生改造现象，其发育和分布与地区地壳隆升、断裂活动以及岩性组合有非常紧密的关系。

( 1) 地壳隆升与松散堆积体之间的关系

松散堆积体的发育与分布不是孤立的，在我国西南地区大江大河两岸都有分布，有其形成的区域规律，其根本原因在于: 西部地区受到印度洋板块和欧亚板块在喜马拉雅地区的强烈碰撞，地壳内动力驱动青藏高原快速隆升，同时推动高原附近的大江大河发育并强烈下切，河谷两岸产生强烈的表生改造并发育了大量的松散堆积物，为滑坡的形成提供了很好的物质基础。据不完全统计，长江三峡库区 90% 滑坡是松散堆积体产生滑动所致，藏西地区 67% 的滑坡是堆积体滑坡，金沙江虎跳峡河谷地区 70% 的滑坡为松散层滑坡( 赫建民，2004; 刘衡秋等，2006) 。这些地区几乎毫无例外都属于地形高差大、易遭受强烈侵蚀作用的区域，其中松散堆积物强烈发育。

表 4. 1. 1 大型复杂松散堆积体的基本类型表

此外，在虎跳峡地区野外实地调查中发现，峡谷区松散堆积体的发育程度无论在数量上、还是在规模上都大大高于峡谷上游的宽谷地区。虎跳峡谷最大切割深度达3500m，自晚更新世早期的9.30万年以来，地壳平均抬升速率约为2.25～3.09mm/a;宽谷段自8.09万年以来处于间歇式抬升状态，抬升幅度相对较小，历史平均抬升速率约为0.89mm/a;由于地壳隆升速率的差异，导致峡谷段与宽谷段松散堆积体发育规模和数量相差很大，峡谷内松散堆积体规模巨大(如两家人堆积体总方量约1.8×10⁸m³)，基本上沿河岸连续分布，宽谷段松散堆积体规模相对较小(最大几百个立方米)且零星分布;三峡库区大型松散堆积体(面积在0.5km²以上)基本上分布在峡谷区(瞿塘峡—巫峡段)，帕隆藏布江沿岸亦是如此，从而显示出松散堆积体的发育程度(包括规模和数量)与地壳隆升速率呈正相关，表现在:在地壳抬升速率越大的区域，在河流的作用下越容易形成高陡边坡，河流下蚀的侧向卸荷作用越强，越易引起岩土体中应力场的巨大改变，斜坡岩土体越容易产生弹塑性变形或碎裂变形。

(2)断裂活动与松散堆积体之间的关系

在实际调查中发现松散堆积体常沿断裂线状分布，它们空间位置上的对应性，正说明断裂活动对松散堆积体分布格局的控制作用。断裂错动是地壳内动力作用的结果，容易造成局部构造应力集中，在断裂带周围产生一定大小且不断变化的位移场和形变场。随着形变的不断积累，地质体内部将发生破裂，其连续性和完整性会遭到破坏。断裂的长期活动对于断裂带及其周围的地质体而言，是一个持续不断的动力源。因此，凡断裂所经过部位岩石一般都非常破碎，可为松散堆积体的形成提供大量的物源。如三峡库区巫山移民新城址、奉节宝塔坪和金沙江虎跳峡两家人等地段都遭受到强烈的断裂作用，导致岩体破碎，形成了大型复杂松散堆积体;而虎跳峡河段90%以上的堆积体发育在距离断裂500m的范围内(刘衡秋，2006)。

(3)岩性组合与松散堆积体之间的关系

松散堆积体主要发育在斜坡地带，尤其是上陡下缓的复式斜坡，最有利于松散堆积物的发育与分布。一般斜坡下部在25°以下，上部陡峭部分在38°以上，如川藏公路的波密地区、金沙江龙蟠地带以及两家人地段。这与构成斜坡的岩石类型有密切的关系，上硬下软的岩性组合是形成此类斜坡及发育大型松散堆积体的最佳条件(殷跃平等，2000;张加桂，2001)。一方面上部坚硬脆性岩石如灰岩或泥质灰岩受断裂错动的影响，地形陡峭，岩体也更容易碎裂化，不同成因类型的斜坡破坏方式均可形成大量的松散堆积物;另一方面下部岩性较弱的岩石在河流(侧蚀)作用下易形成宽缓的平台，且利于赋存大量外来物质。如金沙江两家人地段斜坡上部为上泥盆统大理岩，下部为片岩和千枚岩;三峡库区巫山新城址区松散堆积体斜坡和奉节县宝塔坪滑坡下软(T₂b²)上硬(T₂b³)的“易滑地层组合”，其中T₂b²为巴东组二段钙质泥岩，T₂b³为巴东组三段中厚层泥质灰岩、白云质灰岩。

4.1.2 典型堆积体斜坡形成机理剖析

4.1.2.1 两家人大型松散堆积体的成因机制

(1)基本地质背景

该堆积体位于虎跳峡两家人村附近金沙江河谷左岸，距规划中的上虎跳坝址下游约2km。此处河流流向为NNE向，河道狭窄，河谷呈不对称的“V”字形。右岸边坡较陡，地形坡度大于60°;左岸边坡上陡下缓，上部陡崖受断裂控制，坡度一般在70°以上，下部较缓，斜坡坡角平均约25°。左岸地势西高东低，东侧谷底金沙江水面高程1800m左右，后缘第一岸坡高程在3500m以上;两岸阶地极不发育，属典型的高山峡谷重力侵蚀地貌。

堆积体处在近SN走向玉龙-哈巴复背斜SW翼，其下伏基岩下段为时代不明的灰-灰白色含绢云片岩、云母石英片岩，夹深灰-黑灰色绢云片岩、绢云千枚岩，为一套复理式砂泥岩的中等区域变质岩(M)，岩体产状为NW350°∠45°;2100m高程以上为白色上泥盆统的大理岩(D₂)，垂向节理裂隙发育。大理岩与片岩之间呈断层接触，为虎跳石断裂，属压性断裂，断层总体产状为NE5°～10°∠65°。此处基岩斜坡地层结构属上硬下软的二元结构陡倾反倾类型。

本区属受季风影响的大陆性高原气候区，干湿季节分明，气温垂直变化显著。2000m以下为干热河谷区，年降水量小于700mm，汛期5～10月降水量占全年降水量的80%;海拔2000～3000m的中高山区气候温暖，雨季温湿多雨，旱季晴朗干燥;海拔3000m以上高山区气候寒冷，常有积雪和冰冻。地下水类型以玄武岩孔洞裂隙水为主，水分补给主要来自大气降雨和冰川融水。

(2)形态与物质组成

该堆积体两侧以两家人冲沟和水闸坝冲沟为界，分布在2000～2500m高程之间，最大高差近600m，平面形态为顺河谷方向延伸的条带状(图4.1.1)，总面积约0.69km²。堆积体为上下薄，中间厚，平均约80m左右，总方量约0.55×10⁸m³，堆积体下伏基岩(M)面坡度起伏大，呈上下陡、中部缓的形态(图4.1.2)。

图4.1.1 两家人松散堆积体平面示意图

图4.1.2 两家人松散堆积体Ⅰ-Ⅱˊ地质剖面图

堆积体由第四纪松散的或相对松散的岩土体构成，物质成分为碎石或碎块夹细粒土(图4.1.3)，并夹有零星的巨大块石，土石比一般为3∶7或4∶6。碎(块)石成分以灰岩为主，主要来源于后缘D₂坚硬结晶灰岩及大理岩地层。岩石呈微风化～中等风化状态，其直径大小不等，一般为0.1～1.0m，大者可达10m以上，细粒土主要以粘土为主。

图4.1.3 两家人松散堆积体的物质组成

(3)结构与变形特征

两家人堆积体内部结构已基本解体呈破碎岩块堆积状态，块石间有孔隙，或部分填充不密实，透水性强。在堆积体范围内零星出露有体积较大的岩石露头，在公路开挖而形成的剖面上观察均为堆积体中的巨大块石。这些块石的岩层产状变化较大，多数与下伏基岩产状不一致。地表流水侵蚀非常强烈，在堆积体表面发育有数条规模较大的冲沟(见图4.1.4)，一般呈“V”字型，沟宽10～40m，深10～30m。该堆积体结构松散无序，部分范围内隐约可见灰岩层的相对层序关系，说明其成因类型的复杂性。在垂向剖面上具有自下而上的层次性，即下部岩土体主要为巨大的碎裂块石组成，甚至保留了基岩的特征;上部岩土体主要为含碎块石的细粒土，表现形式为碎屑流;中间岩土体则介于两者之间，反映物质分布的非均一性(图4.1.2)。

据野外实地踏勘查证，两家人巨型堆积体后缘和表面未见明显拉张裂缝，民房墙体未见拉裂现象，中下部坡体未见鼓胀变形，只是在冲沟边缘可见局部滑动和崩塌迹象;堆积体前缘沿公路一线，由于公路开挖，导致边坡崩滑(图4.1.5);特别是在雨季，公路常因崩塌、滑坡而受阻，值得说明的是这类局部崩滑均因人类工程活动造成。堆积体结构松散，后期浅层滑坡改造频繁，曾于1992年7月雨后变形破坏产生滑坡，滑体内块石架空，坡陡临空条件好，水文地质条件相对复杂。在大暴雨、强震等外界因素作用下，引起堆积体下滑阻塞金沙江过水断面(夏金梧等，1997)。

(4)堆积体成因类型

两家人堆积体是在复杂而特殊的气候、地质和地貌条件下形成的。据野外详细调查和钻孔资料揭露，其主要表象如下:①在堆积体同基岩之间不存在类似滑坡的、连续的主滑带;②在剖面上具有自下而上由巨大块石-碎石-细粒土夹碎石的堆积层序;表层岩土体非常破碎，风化强烈，呈碎屑流运动形式，属于风化崩坡积堆积体;③堆积体局部范围可见灰岩层的相对层序关系，反映局部下滑的特点;④M片岩与D₂大理石化灰岩之间呈断层接触，受构造错动的影响，岩体破碎，易于发生重力崩塌、块体位移，松散堆积体内块石即是崩塌的产物，层理消失，块体排列杂乱;⑤在堆积体的前缘零星分布有河流相砂卵石。对于这种成因类型多解的特性，本文认为两家人大型松散堆积体不是单纯的滑移型，也不是纯粹的重力崩塌或崩坡积形成的堆积体，而是一种由崩塌堆积物、滑坡堆积物、风化坡积物和河流相沉积物混杂的复合地质体(刘衡秋等，2005)。

图4.1.4 堆积体内发育的冲沟图

图4.1.5 公路开挖造成的崩滑现象

(5)成因机制分析区域新构造运动强烈，以间歇式快速抬升为主要特征，从而造成河流下切和侧蚀作用交替增强，并成为河谷斜坡演化的重要动力。本段河谷斜坡下段由软弱岩层(包括片岩和虎跳石断裂带破碎灰岩)组成，在河流侧蚀作用下易形成宽缓的平台，为外来物质的赋存堆积提供有利的空间条件，同时河流冲刷作用会形成河流相砂卵石层，部分保存在堆

积体前缘底部，增加了堆积体成因类型的复杂性。堆积体后缘陡崖受楚波-白汉场断裂控制，在地壳快速抬升运动作用下，断裂活动加剧，使得断裂带附近岩体产生破裂，形成大量的节理或裂隙，导致岩体的强度和刚度降低，并且裂隙的产生和增多更有助于风化作用和被水软化，加速坡体的失稳破坏。由于斜坡上部灰岩属于中等～偏高模量和强度的岩体，其储能条件很好，在应力释放时回弹变形大而易产生变形与破裂。此外，断裂活动引起的垂直位移造成断裂带及其周围地形的高差悬殊，随着断裂的不断活动，坡体更陡(目前坡度在70°以上)，临空面更高(1000～1200m)，结果重力对坡体的作用加强，引起坡体变形破坏。在降水、地震等动力地质作用下，陡崖上破碎岩体易于发生重力崩塌或岩体倾倒滑移，从而为斜坡下部松散堆积体的

形成提供了大量的物质来源，经漫长的地质历史演化，形成大型复杂松散堆积体。两家人堆积体规模巨大，其形成过程是很漫长的，在这个过程中包括地壳抬升、河流侧蚀、断裂活动、地震、降水和风化作用等内、外动力作用都在不同程度地影响和控制堆积体的形成，其中，地壳抬升运动发挥着重要的影响，它在一定程度上影响着其他动力地质作用方式和强度，如地壳抬升促使断裂活动加剧，岩体结构面发育，从而有助于风化作用和水动力作用，并且当有地震发生时，岩体变形破坏效应更加明显。尽管每个动力作用所起的作用大小不一，但实质上该大型堆积体是内外动力耦合作用相互交替或并行作用的产物(刘衡秋等，2005)。综合基本环境条件和堆积体形成过程中存在的主要动力地质作用，本文认为两家人大型松散堆积体的形成基本上受控于三个基本条件，即地壳间歇式抬升与河流侧切，有利于形成向河谷方向的临空面;岩性软弱，在河流侧蚀作用下易形成宽缓的平台，为堆积体的形成提供有利的存储空间;后缘山体陡峻，岩体强度高，应力释放时回弹变形大，受断层活动的影响，岩体破碎，可提供大量物源，为堆积体的形成提供物质基础。其成因机制可概化为如图4.1.6所示。两家人堆积体在虎跳峡左岸具有代表性，研究其成因机制对于峡谷地带松散堆积体斜坡形成演化具有借鉴意义。

图4.1.6 两家人松散堆积体形成机制图

4.1.2.2 滑石板堆积体滑坡形成机制

(1)滑坡体的基本特征

滑石板滑坡位于下虎跳峡哈巴雪山大具乡一侧，距下虎跳拟选坝址下游不到2km，地理坐标为东经100°18″，北纬27°21″。滑坡体的平均宽度150m，轴线长约300m，厚度约30m，总方量约135×10⁴m³。该滑坡最近一次滑动是在1996年10月28日，滑坡体下滑300余米冲入金沙江，在河谷中形成一座天然堆石坝，造成堵江断流(图4.1.7)，部分滑坡碎屑体冲到金沙江对岸，爬高近100m(唐川等，1997)(图4.1.8)。

滑坡所在地地势西北高东南低，斜坡陡壁第一裂点高度在2500m左右，2000m以下为一坡度较缓的凹槽，滑坡体就堆积在此凹槽内(图4.1.9)。滑坡平面形态呈扫帚状，沿凹槽向上呈收缩之势;后缘高程约2000m，向河谷方向伸展至高程约为1650m处。滑坡体轴向S70°E，总体坡度24°左右(图4.1.10)，后缘陡壁可见滑坡的残留碎石和泥土。

滑坡体的物质成分以崩坡积成因的块石为骨架，内含(夹)大量碎石和少量泥土，土石比为3∶7或4∶6;碎石成分以灰岩为主，次为泥质灰岩。碎(块)石呈风化～中等风化状态，其直径大小从几毫米到数十厘米不等，一般为数厘米。滑坡体物质主要来源于后缘悬崖陡壁崩落的碎(块)石，因碎(块)石含量多，泥土比例小，坡体结构松散，胶结程度很低。受重力分选控制可见上细下粗的堆积韵律;土石混杂堆积体孔隙度大，透水性强而不均一。地表流水侵蚀非常强烈，在滑坡体表面发育有纵向冲沟，深度为数十厘米左右。

图4.1.7滑坡造成金沙江堵塞

图4.1.8 滑坡碎屑体冲到河谷对岸

图4.1.9 滑石板滑坡发育分布图

滑坡体两侧均可见基岩出露，分属两个不同时代的地层，它们构成滑坡体的侧向限制面。南侧为石炭系灰白色大理岩，产状为92°∠45°，岩体中裂隙发育，裂隙面为二组节理，其产状分别为70°～80°∠60°～75°、330°～340°∠70°～80°。北侧为二叠系灰色大理岩，走向与石炭系大理岩基本一致，倾角约20°。两套岩层之间呈断层接触，二叠系大理岩逆冲在石炭系大理岩之上，受断层挤压影响，岩体内褶曲发育并沿坡向上尖灭。滑床为斜坡堆积物与绿泥石片岩之界面(图4.1.11)。

(2)滑坡体形成机制分析

ⅰ)基础条件

在我国西南地区江河沿岸斜坡普遍存在着由崩坡积、风化卸荷、残坡积和冲洪积等复杂成因形成的第四纪松散堆积物，这类松散堆积物是介于土、岩之间的过渡介质类型，由于其力学强度低，稳定性差，成为“易滑体”(刘衡秋等，2010)。滑石板滑坡作为该地区崩坡积松散堆积体滑坡的典型代表，其形成的基础条件包括:

a.特殊的地形地貌为滑坡提供了有利的临空条件

新构造间歇式抬升运动，配合长期的、缓慢的河流冲刷作用下，形成区域左岸特殊的上陡、下缓的复式斜坡，一般下缓在25°以下，上陡在38°以上。这种特殊斜坡有利于崩坡积物的发育与分布，为松散堆积体滑坡的形成提供了有利的临空条件。

图4.1.10 滑石板松散堆积体滑坡平面示意图

图4.1.11 滑石板滑坡Ⅰ-Ⅱˊ地质剖面示意图

b.崩坡积物是形成滑坡的主要载体

后缘悬崖陡壁岩体受断层错动的影响，裂隙发育，风化强烈，在自重作用下容易崩落，堆积在下部缓坡地带。由于结构松散，堆积物本身稳定性就差，在达到一定厚度之后堆积体因自重作用具有足够的下滑力。因此，崩坡积物的堆积是滑坡的前提，大量的松散堆积体成为滑坡的主要载体。

c.软弱岩层构成滑坡的滑移控制面

软弱岩层是形成滑坡的不利内在条件。滑石板疏松堆积体的底板为岩性软弱的绿泥石片岩，该岩层遇水极易软化和泥化，透水性极差，加之倾向坡外，不利于松散堆积体的稳定。片岩与堆积体之间的接触面是浅部地下水的汇集与径流带，在降雨时斜坡体的水压力迅速增大，大大降低片岩的抗剪强度。绿泥石片岩构成本区的一个主要软弱结构面，易形成滑坡的控制性滑移面，这是导致斜坡失稳的一个重要因素。

d.断裂构造对堆积体形成的控制作用

滑石板斜坡地带发育有一逆断层F，二叠系大理岩逆冲在石炭系大理岩之上(图4.1.12)。该断层属研究区一级结构面，一方面对当地主要地貌单元的形成起决定作用，加之水流的冲刷作用，形成向河谷方向的临空面，较高的重力势能为岩体崩落创造了基本的运动条件。另一方面断层起碎化岩体的作用，岩石松动破碎，受自重作用向坡下方向源源不断提供大量的破碎岩石，堆积在下面的缓坡地带形成松散堆积层，为滑坡提供物源。断裂构造对该松散堆积体滑坡的形成起直接的控制作用，它的活动性决定了崩坡积松散堆积体变形破坏的形式和规模。

图4.1.12 堆积体上缘陡壁上发育的逆冲断层

ⅱ)堆积体滑动的内外动力作用分析

斜坡地带的第四系崩坡积物，由于其结构松散性而易于变形破坏;它对内、外动力作用(降雨、地震和人类工程活动等)非常敏感，易于受降雨形成的流水冲刷、侵蚀、入渗作用以及地震的影响而改变其稳定状态。

a.降雨对滑坡的触发作用

滑坡区的地形、地貌十分有利于地表水的汇流和下渗。崩坡积体结构松散，孔隙度大，大气降雨可直接渗入坡体。由于堆积体底板为透水性差的顺坡向层状绿泥石片岩，地下水难以下渗，只能在坡体中运动，形成上层积水，造成强大的动水压力及孔隙水压力，坡体与片岩之间界面的力学强度降低，抗滑力下降，促使坡体向下滑坡。滑坡前为长达5个月(6月初～10月初)的降雨期，据永壳气象站(海拔1920m)1996年9月20日至10月27日的降雨资料统计，总降雨量为165.2mm(图4.1.13)，降雨的诱发作用促使堆积体产生整体式滑动。因此，降雨是触发该滑坡发生的一个主要因素。

图4.1.13 1996.9.20～1996.10.26日降雨量统计图

b.地震对滑坡稳定性的影响

研究区最近的一次地震活动是1996年2月3日丽江M_S=7.0级地震，滑坡区距离震中大约25km，地震烈度Ⅷ度(韩新民等，1997)。受短暂突变的地震力反复冲击，此次地震对滑石板崩坡积堆积体结构的扰动还是很明显的，虽然没有明显导致堆积体滑动，但堆积体的稳定性会大大降低，整体处于临近斜坡失稳状态。

唐川等(1997)称滑石板滑坡为地震滞后型滑坡，但从降雨和地震的影响来看，滑坡前一个多月中，日最大降雨量为60.5mm(10月4日)，降雨强度并不是很大。因此，我们认为滑石板滑坡是降雨和地震双重作用而诱发产生的。地震动促使堆积体斜坡变形破坏，稳定性下降并临近失稳状态，雨季到来时，雨水沿孔隙渗入，堆积体附加荷载增大，并且水体使片岩软化，孔隙水压力迅速增大，造成堆积体整体式滑动。

(3)滑坡演化过程

根据滑石板堆积体滑坡的发育特征，该滑坡的形成经历了先堆积后滑动的过程。其演化的全过程是极其复杂的，但本质上是抗滑力F和下滑力F'矛盾的对立和统一过程(下滑力与抗滑力平衡破坏而导致滑坡)。因此，为了简化演化过程的概念模型，将该滑坡的形成演化过程分为三个阶段(图4.1.14)。

1)碎石体堆积阶段。滑石板悬崖陡壁崩落物质加荷于后缘堆积体，部分顺坡滚落堆积在下面滑坡地带，且厚度逐渐增大;由于崩坡积堆积体属土石混杂堆积，结构松散，本身就处于非稳定状态，因而堆积的厚度越大，其稳定性就越差;潜在滑移体的下滑力F'逐渐增大，但总体上是抗滑力F大于下滑力F'，其局部虽有一定的变形，但整体仍处于相对稳定状态。

2)自然休止状态。松散堆积体达到足够的厚度，整体处于失稳的临界平衡状态，对外界扰动作用非常敏感。此时抗滑力F基本上等于或略大于下滑力F'，潜在滑体以自然休止角38°～40°堆积在斜坡上。

3)显著滑动阶段。潜在滑动面的抗剪强度受不利因素(如强降雨等)的影响而下降，抗滑力就会降低，水压力等不利因素又增加下滑力。当整体抗滑力F小于下滑力F'后，堆积体从蠕变、潜移而发展到加速运动，而当位移发展、积累到一定程度时会导致整体滑动突然发生。下滑后的松散堆积体厚度变小，因自身组织的不断调整，下滑力急剧下降，此后抗滑力大于下滑力，斜坡体由不稳定转向稳定的逐渐变化过程中，进入新一轮崩落堆积阶段。经持续而又长期的堆积并达到足够的厚度或临界平衡状态后，在环境因素变化下又会产生类似上述的破坏失稳滑动。

图4.1.14 滑石板滑坡形成演化过程图

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