斜坡变形破坏的空间分布特征及环境效应

斜坡变形破坏与内外动力作用的单因相关分析~

斜坡变形破坏是在一定的地质动力或营力的作用下进行的，没有动力地质作用不可能产生斜坡变形破坏，也没有哪一次斜坡变形破坏不是在地质动力的作用下产生的，内、外动力地质作用是推动斜坡演变的主导因素。在虎跳峡地区工程地质调查中发现，该区主要的动力地质作用包括地壳隆升、断裂活动、地震活动、河流动力作用、降雨和风化作用等，这些内、外动力作用引起斜坡变形破坏机制和过程各不相同。以下分别阐述斜坡变形破坏与上述各种动力作用的对应关系。
3.3.1 与地壳隆升的关系
地壳隆升对斜坡演变的影响，很早即为地貌学家和工程地质学家所认识与接受，但对于其间的详细研究，则开展得不多。作者在对虎跳峡河段斜坡灾害的分析研究过程中，注意到了区域性地壳隆升对斜坡变形破坏的强烈控制作用。
(1)区域性地壳隆升与高陡边坡的形成
高陡边坡的存在是斜坡灾害发生的必要条件之一。有关研究表明(金德镰等，1983):不同的斜坡条件基本上对应于不同的斜坡变形破坏类型，泥石流发生的最佳坡度条件是小于20°，20°～45°的坡度条件则是发生滑坡灾害的最佳坡度，再陡的边坡则更可能发生崩塌和坠石等灾种。据前文统计表明，斜坡变形破坏体主要发育在坡角θ为10°～50°的范围内，其中崩塌主要发育在θ为35°～50°的岸坡内，θ为25°～40°则是滑坡发育的相对密集区。
虎跳峡河段高陡边坡的形成，是地壳隆升运动控制下流水动力作用的结果。晚更新世(18×104aBP)以来，河谷地区地壳隆升速率具有明显的分段性，从而产生河谷地貌的差异性，这种差异突出地表现在岸坡坡度的变化上，从而产生不同程度的斜坡变形破坏特征(表3.3.1)。从表中可以看出，下落鱼村以上宽谷河段地壳隆升速率在0.25～0.35mm/a之间，岸坡坡度相对较缓，一般在10°～50°之间，变形破坏体类型主要以滑坡为主，占滑坡总数89%，平均线密度为0.14个/km，平均线模数为59.5×104m3/km;下落鱼村以下河段地壳隆升速率在0.35～1.0mm/a之间，岸坡坡度较陡，一般在40°～80°之间，变形破坏体类型以崩塌为主，占崩塌体总数的57%，平均线密度为0.55个/km，平均线模数为424.04×104m3/km，其中右岸坡度在65°以上，变形破坏体极不发育，只零星分布有小规模的崩塌体，发育规模在1000m3以下(图3.3.1)。
表3.3.1 不同抬升速率区斜坡坡度变化及斜坡变形破坏特征对比表



图3.3.1 虎跳峡峡谷右岸发育的小规模崩塌体

根据地壳隆升运动和流水动力作用的关系，地壳抬升速率越大，相应的河流下切速度越快，从而形成斜坡的坡度越大，坡体势能增大，斜坡的不稳定性程度增高。
(2)隆升背景下的斜坡改造与演变
在地壳隆升运动过程中，岩土体一方面不断升高并在流水作用下逐渐形成高陡边坡，从而有利于斜坡变形破坏体的发育，同时促使岩土体表面卸荷产生表生改造。虎跳峡地区区域性分布的夷平面、剥蚀面和多级阶地的层状地貌，表明河谷斜坡岩体经历过一系列强烈的浅表生改造，这一改造过程与河谷地貌演化密切相关。在地壳隆升时，区域性剥蚀夷平面的形成和河流下切侵蚀演化过程或侧向扩展过程中，处于河谷斜坡浅表部的岩土体也必然会受剥蚀侵蚀作用，因卸荷作用引起环境应力场改变而发生结构松动甚至形成表生结构(或构造)，进而影响斜坡岩土体的稳定性，甚至产生变形与破坏。
地壳隆升背景下地面卸荷可分为侧向卸荷与垂直卸荷两种形式。侧向卸荷条件下的表生构造主要是坡顶前缘的斜坡裂隙和岩土体残余应力释放引起张性结构面形成(图3.3.2)，在这种情况下，平行坡面的最大主应力几乎不起作用，坡体容易产生近坡面的变形破坏(申旭辉，1996)。虎跳峡龙蟠右岸硬质砂岩中平行坡面的陡倾裂隙发育，由于结构面的不抗拉特性，坡体易产生沿结构面的拉裂，形成卸荷裂隙(图3.3.3)，该裂隙宽20～40cm，深度大于5m，为龙蟠斜坡变形创造了有利的结构条件。在虎跳峡上峡谷下落鱼20#平洞调查中，我们也观察到此种类型的卸荷拉张裂隙，发育深度较浅(最深70m)，反映了河谷强烈下切过程中的侧向扩展或侧向卸荷改造特征。

图3.3.2 侧向卸荷时表生构造发育模式(据申旭辉，1996)

垂向卸荷的表生构造发育模式较为复杂多样，王兰生等(1991)采用相似材料地质力学模拟了层状岩体在垂向卸荷时表生构造的发育模式。根据模拟结果，层状岩土体在垂向卸荷到一定程度时，将首先表现为岩土体的卸荷隆起和岩土体内部的层间错动，这种过程的进一步发展则可能形成一些表生构造如逆断层等，表生构造形成后如果遭到河流切割，先期形成的表生构造很可能成为坡体失稳的潜在结构面从而改变斜坡的稳定性(图3.3.4)。根据虎跳峡地区构造动力背景，挽近期的应力值较高(约25MPa)，从3000m高程夷平面到现今河床，本区经受了1200m以上的剥蚀卸荷，因此，总体上本区的垂向卸荷作用较强。
在地壳隆升过程中，虎跳峡河谷地带地壳演化先后经历了夷平、剥蚀和河流切割的作用。从地面卸荷作用方式来看，早期区域性夷平和剥蚀过程中主要为垂向卸荷，后期河流深切过程中主要为向河谷方向的侧向卸荷，这表明该地区河谷岩体既受早期的垂向卸荷改造(浅生改造)，也受后期河谷下切的侧向卸荷改造(表生改造)。
(3)地壳抬升速率与斜坡变形破坏
浅(表)生改造的实质是剥蚀卸荷引起应力场改变而发生，地壳抬升速率或幅度越大，在河流动力作用下越容易形成高陡边坡，河流下蚀引起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，斜坡岩土体也越易产生弹塑性变形或碎裂变形。虎跳峡地区地壳运动表现为隆升，金沙江不同地段河谷隆升速率具有明显的差异，这种差异引起的斜坡变形破坏程度如何?具有什么样的规律性?为揭示这些问题，作者收集了研究区不同位置Ⅳ阶地的抬升幅度，并换算成年平均抬升速率，然后采用克里格法(Kriging method)进行网格化处理，并绘制出河谷区抬升速率等直线图，最后与斜坡变形破坏体的点信息进行空间映射分析(图3.3.5)。图中可以明显地识别出地壳隆升速率由高到低的区域变化趋势，其中河谷抬升速率的高值区与斜坡变形破坏体的密集分布区重叠(如虎跳峡谷一带)，变形破坏体数量占研究区总数的35.4%，抬升速率低的地段斜坡变形破坏程度相对较低(如三仙姑一带)，变形破坏体数量仅占总数的6.2%。

图3.3.3 侧向卸荷作用下岩体中发育的拉张裂隙

为了进一步分析地壳抬升速率与斜坡变形破坏体的发育频度和规模之间的关系，对地壳抬升速率与斜坡变形破坏密度及模数进行了统计对比(图3.3.6)。研究表明，斜坡变形破坏密度和模数与地壳抬升速率的递增趋势基本吻合，格子村至石鼓一带地壳抬升速率(0.2～0.25mm/a)较低，相应的河谷岸坡变形破坏体发育程度不高，变形破坏密度和模数分别为0.1个/km和100×104m3/km;当抬升速率＞0.35mm/a时，斜坡变形破坏密度和模数均显著增大，如虎跳峡谷区平均抬升速率为0.35～1mm/a，斜坡变形破坏密度和模数分别达到0.55个/km和420×104m3/km，这个量值可作为地壳抬升速率快慢程度的分级判据。综合分析认为，地壳抬升速率控制斜坡变形破坏体的发育程度，抬升速率越大，河流下切速率越快，从而引起河谷侧向卸荷作用越强，斜坡越容易产生失稳破坏，并且在抬升速率高的区域斜坡变形破坏体的密度和规模均随之增大。此外，在地壳隆升过程中，峡谷比宽谷更易引起河谷应力场的分异和调整，其改造程度往往大于宽谷，相应的河谷斜坡变形破坏程度更明显，峡谷区斜坡变形破坏平均线密度和线模数分别是宽谷区的4倍和14倍。

图3.3.4垂向卸荷时表生构造发育模式(据王兰生等，1991)

3.3.2 与断裂活动的关系
断裂活动与斜坡变形破坏关系的研究，一直是斜坡系统演化研究中的重要内容之一。在斜坡变形破坏体发育过程中，断裂活动是一个非常重要的影响因子，其对斜坡变形破坏体的形成演化和区域分布具有明显的控制作用。
(1)断裂活动对斜坡变形的影响
断裂错动是地壳内动力作用的一种表现形式，它能在断裂周围产生一定大小且不断变化的位移场和形变场(赵健，1992)。由于地质环境变迁，断裂位移场和形变场将不断变化与积累，无疑对断裂周围地质体的变形破坏产生一定的影响，具体表现在:①断裂活动使地质体内产生破裂，形成节理或裂隙，地质体的完整性遭到破坏，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，加速坡体的破坏速度;②断裂活动引起的垂直位移造成断裂带及其周围地形的高低悬殊，河流沿断裂带发育，下切冲刷明显，切割较深，形成坡体及临空面;随着断裂的不断活动，坡体更陡，临空面更高，结果重力对坡体的作用加强，引起坡体变形和破坏;③断裂活动能导致地下水运动发生变化，水力坡度加大，地下水的冲刷能力提高，造成坡体的稳定性显著降低。
虎跳峡地区断裂构造发育，河谷岸坡岩体受断层活动的影响非常明显，特别是在上虎跳—中虎跳一带，断层活动造成岩体破碎，崩坡、滚石时有发生。图3.3.7为虎跳峡谷左岸虎跳石断裂错动引起灰岩层中发育三组节理裂隙，节理产状分别为173°∠38°，183°∠70°和273°∠70°。受风化作用的影响，岩体更加破碎，在重力或地表水冲刷作用下，碎裂岩石沿坡往下崩落，从而为两家人大型堆积体的形成提供大量的物质来源。图3.3.8为上峡谷右岸F6断裂错动造成大理岩破碎而产生的岩体崩落现象。

图3.3.5 斜坡变形破坏体与地壳抬升速率映射分析图等直线上标注的数字代表平均隆升速率值mm/a


图3.3.6 虎跳峡河段地壳隆升速率与变形破坏体的发育特征对照图


图3.3.7 断裂错动引起灰岩中裂隙发育


图3.3.8 断裂切割岩体产生的岩石崩落

(2)断裂缓冲距离与斜坡变形破坏体
在调查虎跳峡地区断裂的活动迹象时，发现断裂活动最突出的特征是陡崖成带出现，与其相伴生的是各种规模的崩塌、滑坡和岩土体错落现象。在区域上，滑坡、崩塌等斜坡变形破坏现象具有成带性，特别是沿楚波-白汉场断裂和中甸-乔后断裂带非常明显，发生在上述两断裂上的崩滑体占本区斜坡变形破坏体总数的31%。从斜坡变形破坏体空间分布来看，其受控于确定的活动断裂或构造体系，从而形成带状或链状斜坡灾害发育带。
断裂活动对斜坡变形破坏的影响是多方位的，并且具有一定的“距离效应”，即愈接近断裂，岩土体受断裂的影响愈明显;为此，采用断裂缓冲距离(Lan et al.，2004)(off-fault distance)这一概念来分析距离断裂不同范围内斜坡变形破坏的响应。本书统计了研究区斜坡变形破坏体与相距最近的活动断裂的距离，分别进行距离为0～500m、500～2000m、2000～3000m和≥3000m的缓冲区分析(图3.3.9)，并与斜坡变形破坏体发生频率之间的关系进行统计分析(图3.3.10)。研究表明，本区斜坡变形破坏体的发生频率随断层缓冲距离的增大而呈现降低的趋势，符合距离衰减的基本规律(即距离断裂越近，断裂位错能量越大，地质体受影响的程度越高;反之，地质体受断裂影响的程度越低)。其中在断裂缓冲距离为500m范围内，变形破坏体的发育频率最大，可占总数的57%，这个距离可作为研究区活动断裂的槛值距离，重要工程设施应尽可能避开这一范围。

图3.3.9 虎跳峡河谷地区断裂缓冲分析


图3.3.10 断层缓冲距离与斜坡变形破坏体发生频率对照图

3.3.3 与地震的关系
地震诱发斜坡灾害的作用机制包括引起地形变化、滑动面形成和老滑动面复活、震动增加土体下滑力、破坏土体结构而减少粘结力、引起地下水位变化、促使土体软化和液化等。在世界上许多中国，地震是引起斜坡灾害的主要动力，地震时产生的强大地震波破坏了地表结构的稳定性，加速山地环境向恶性循环发展。
虎跳峡地区属于中甸-大理地震区的丽江地震带，地震引起的斜坡变形破坏现象也十分丰富。虎跳峡峡谷两岸山高坡陡，岩块临空面陡立，节理、劈理和裂隙发育，在地震作用下容易产生局部、浅表的小型滑坡、崩塌和滚石现象，特别是近期发生的强震在峡谷两岸都触发了大量的斜坡灾害。以1996年2月3日丽江地震(震中离虎跳峡谷约25km)为例，此次地震诱发了大中型滑坡30处、中小型崩塌420处，其中陡峻的虎跳峡峡谷岸坡是崩塌落石密集发育带，高陡岸坡多在50～70°，地震诱发崩塌部位主要发生在山脊或山腰地带，这种现象是地震波所产生的水平分力沿岸坡向上递增的结果，并且有核桃园、本地湾、坟子坪、下落鱼村、拉咱古、滑石板等新滑坡发生(唐川等，1997)(图3.3.11);此外，地裂缝也是本次地震地面破坏地主要形式之一，虽然还没有导致明显的山体滑动，但雨季到来时，雨水沿裂隙渗入，使岩土体软化，加之孔隙水压力迅速增大，斜坡极易产生较大的滑动，使地震灾害进一步扩大。最典型的实例是发生在雨季后10月28日8时8分的滑石板滑坡。滑坡位于长江上游著名的虎跳峡哈巴雪山大具乡一侧，滑坡体长约300m，宽150m，厚30m以上。该滑坡突然下滑300m，冲入金沙江，造成堵江断流达40多分钟。滑坡运动过程激起百米高的尘灰，笼罩住整个大具坝子(约3km2)，部分滑坡碎屑体滑冲至金沙江对岸，爬高约100m，并产生超前气浪，折断树木、毁坏庄稼。

图3.3.11 丽江地震崩塌滑坡灾害分布图

就具体某一次地震来说，地震烈度、震级、震中距等与斜坡变形破坏体的发生频率关系密切，因而这些地震动参数可作为岩土边坡一次地震中崩滑灾害的判别要素。但是，从区域斜坡变形破坏发育频率或发生概率的角度来看，地震基本烈度是衡量地震破坏程度的一种宏观标准，在讨论震害总体分布特征时，首先就需要对其地震烈度分布特征进行讨论，不同地震基本烈度范围内，斜坡变形破坏体发育程度也不一样。经统计分析，研究区地震基本烈度与斜坡变形破密度之间存在良好的正相关系(图3.3.12)，在Ⅶ～Ⅸ度区基本烈度愈高的地段斜坡变形破坏密度愈大，这说明在高烈度区斜坡发生变形破坏的概率相对较大。

图3.3.12 地震基本烈度与斜坡变形破坏密度

3.3.4 与降雨的关系
本区地处亚热带，但由于NNW向展布的横断山脉对来自印度洋的暖湿气流的阻隔作用，造成金沙江中上游河谷处于干热状态，即所谓的“干热河谷”，形成了特有的气温高、降雨少的气候环境。根据研究区附近部分观测站以及某些特定地点的降雨量数据，采用内插算法可得到本区河谷地带年平均降雨量的空间分布。
降雨是一个变化的、不确定的外动力条件，但是它是自然影响因素中最经常发生的，其作用对河谷斜坡稳定性的影响非常活跃。雨水不仅形成地表径流侵蚀斜坡而改变斜坡形态，还渗入地下增大岩土体容重，大大降低了岩土体的抗剪强度;地下水位升高而产生的动静水压力增大斜坡载荷，斜坡下滑力增大，暴雨和长时间的小雨均可诱发斜坡失稳破坏。例如，研究区滑石板(亦称大塘子)松散堆积体滑坡即为降雨诱发型滑坡的典型实例。在一般情况下，“大雨大滑、小雨小滑”和“雨量愈大的地区滑坡愈发育”的观点正说明了滑坡的发生与降雨量的大小存在正比例关系(丁继新等，2004)。从虎跳峡河段斜坡变形破坏体与区域多年平均降雨量映射分布图(见图3.3.13)可以看出，亦呈现出类似的特点，即年平均降雨量越大的地方，斜坡变形破坏体发育程度越高。比如，其宗-三仙姑河谷年平均降雨量较低，大约在700mm左右，对应的是，该河谷段斜坡变形破坏程度比较低，崩塌、滑坡零星分布;而以龙蟠为中心的降雨集中带(降雨量等直线分布密集)，年平均降雨量基本上在750mm以上，斜坡变形破坏程度较高，几个巨大型(＞1000×104m3)的滑坡和变形体(如冷都滑坡体、龙蟠变形体等)都分布在此河段。

图3.3.13 斜坡变形破坏体与多年平均降雨量映射分布图

斜坡变形破坏体的发育除了受降雨因素的影响外，还受其他内、外动力地质作用的影响。因此，尽管研究区斜坡变形破坏体总体上呈现出随降雨量的增大，其发育程度(包括数量、规模或位移量)越高的区域规律，但局部地区也存在一些异常特征。如，在三仙姑上游就出现了几个极大规模(大于1000×104m3)的滑坡堆积体(如士林下村滑坡，0.7×108m3，吉皆乐村滑坡，0.8×108m3)。所以在分析斜坡演变机制时要具体情况具体分析，兼并考虑其他动力作用的影响。
3.3.5 与河流动力作用的关系
在地壳上升区河谷斜坡形成的过程当中，河流动力起着重要的作用，河流不仅是排泄地表水、搬运固体物质的通道，而且河流动力作用冲刷岩石，形成河床、河谷，使岸坡增高，自然释放地应力，同时控制着斜坡的变形与破坏方式(张年学等，1993)。图3.3.14是地壳上升区河流动力作用与岸坡动力分带示意图，映射了河流动力与岸坡动力的作用空间，并再现了河谷斜坡形成的一般过程。从图中可以看出，河流动力直接作用形成的空间，占了河谷空间中相当大一部分，表明它是河谷斜坡演变的重要动力之一。由于河流下切，河谷斜坡的风化、剥蚀和重力变形破坏才能连续不断地进行，反映了河流动力作用在斜坡形成演变中的重要作用。

图3.3.14 河流动力作用与岸坡动力分带示意图(据张年学等，1993)

如果不考虑环境条件(如岩性、构造和气候等)的影响，仅从动力学的观点来看，河流动力作用的强弱与其能量的大小成正相关，能量越大，河流动力作用强度越强，反之，河流动力作用强度则越小。根据物理公式Q=mgΔh，可知河流势能的大小与河流的落差Δh成正比，说明河流动力作用的强弱与河流的落差有着本质的内在联系。然而，对于具有相同落差的河流来说，如果河流的长度不一致，则河流动力作用的效应是不相同的。因此，为了综合概化河流落差和长度的影响，本文采用河床纵比降这一指标来表征河流动力作用的强度特性，并对斜坡变形破坏体与河床纵比降的相关性进行了映射分析(表3.3.2)。研究表明，随着河床纵比降增大，斜坡变形破坏体发育频率有所增加，其中在河床纵比降最大的虎跳峡地段，斜坡变形破坏体最发育，可占总数的35.38%，三仙姑-石鼓段河床纵比降最小，斜坡变形破坏体相对不发育，仅占总数的6.15%。当河床纵比降＞0.78%时，其中发育的斜坡变形破坏体可占总数的85%，说明斜坡变形破坏体多发育在河谷陡峻地段。事实上，纵比降大的地段，河床底部处于强烈下切状态，并导致河谷与岸坡间重力势能增大，于是较高的重力势差为河谷斜坡变形破坏创造了基本运动条件。
表3.3.2 斜坡变形破坏体与河床纵比降映射成果


总的来说，河流动力作用的影响是长期的、缓慢的，不易直接观察出它的作用。研究表明，某一河谷斜坡通常要经过上万年的时间才发生作用(张年学等，1993)，这似乎是不明显、不起眼的、不重要也不引人注意的作用，常为人们忽略，但通过上述分析看到，河流动力作用也是研究区河谷斜坡改造演化的主要动力，因此，在进行斜坡变形破坏的动力成因机制分析时必须考虑河流动力作用的影响和制约作用。
3.3.6 与风化作用的关系
暴露于地壳浅表层的岩石，在太阳辐射、大气、水和生物等自然营力作用下而逐渐受到风化，表现为机械崩解或化学分解。岩体遭受风化后，其完整性被不同程度地破坏，岩体中原有裂隙被扩大，产生新的风化裂隙，使完整岩体变为破碎结构岩体，甚至散体结构土体。岩石矿物成分也会产生变化，产生新的矿物如粘土矿物等，改变了岩体的性质，力学强度明显降低，加上其他各种动力因素的相互影响和共同作用，斜坡变形破坏程度明显增加。
风化速度主要取决于岩石抗风化能力，而岩石抗风化能力与气候、地形、岩性、结构构造关系极为密切。其中，气候的影响主要包括气温和降雨两个方面，气温的高低对于岩石的机械破坏程度、各种化学反应的速度以及生物界新陈代谢速度都有重大影响，尤其是高海拔地区的阳光暴晒将会对岩体产生较大的破坏;而降雨量的多少关系到水在风化作用中的活跃程度，降雨越多，它对岩体的破坏作用就越强。地形的影响主要包括地形的起伏程度、地势高度和山坡朝向，地形起伏大的山区，各种风化产物易于被各种外部营力带走，难于停留于原地，因而基岩裸露，物理风化作用强烈，表现为山坡上岩体风化程度大于河谷区岩体风化程度;地势高度和山坡朝向则通过气候变化而影响岩石的风化程度。岩性对岩石风化速度的影响是显著的，一般而言，软质岩石比次硬质、硬质岩石风化速率要快得多。
表3.3.3为研究区各查勘点不同岩性的岩体风化特征，可以看出岩体风化程度随岩性差异而显示明显不均一性。强风化岩体一般顺千枚岩呈带状分布，而石英片岩则表现为弱风化;绢云片岩、绿片岩化玄武岩易风化呈片状剥落(图3.3.15)，受地表水冲刷易形成凹槽;厚层结晶灰岩抗风化能力较强，地表基本无强风化，薄层结晶灰岩抗风化能力较弱，强风化深度可达20～50m，岩石风化破坏形成大量松散堆积物(图3.3.16)，从另一个侧面也反映了岩体风化受结构构造特征的影响，薄层状岩石风化速率远大于中厚层状岩石，如其宗坝址平硐PD5薄层灰岩及PD6厚层灰岩弱风化深度分别为62m和16m，两者相差近4倍。总体而言，研究区岩石抗风化能力依次为灰岩＞玄武岩＞石英片岩＞绢云片岩、板岩＞千枚岩＞泥岩，相应的由千枚岩、板岩和片岩组成的斜坡内崩塌、滑坡最发育，占总数的96%，灰岩斜坡内发育的崩塌、滑坡只占4%左右，说明岩石风化作用对斜坡稳定性的影响是比较显著的。
由前述单因相关分析可知，地壳抬升、断裂活动、地震、降雨、河流动力作用和风化作用等内、外动力作用与本区河谷斜坡变形破坏体的发育分布均具有一定的相关关系，只是各动力作用对斜坡失稳破坏的作用机制各不相同，它们或是通过改变岩土体中的应力状态分布，或是通过改变岩土体的力学性能，或者通过改变岩土体的结构特性来影响斜坡岩(土)体的稳定性状况。内、外动力作用控制着斜坡变形破坏的空间发育分布，基本上呈现出动力作用强度越大的区域，斜坡变形破坏体的发育频率、密度或规模越大;反之，则越小。然而，由于各种动力地质作用空间组合的复杂性和分异性，造成斜坡变形破坏体发育的空间差异。
表3.3.3 虎跳峡河段各查勘点岩体风化特征表



图3.3.15 滑石板附近片岩风化剥落


图3.3.16 虎跳峡灰岩风化形成的松散堆积物

7.2.1 斜坡类型及我国的基本地势特征
斜坡分类的方案有许多，其目的是为了对斜坡的物质组成和坡体结构有一个清晰的认识，以便预测斜坡的稳定性并对可能出现的斜坡变形和破坏形式做出正确的判断。
7.2.1.1 斜坡分类
常见的斜坡分类的方案有以下几种。
7.2.1.1.1 按组成斜坡的岩性分类
（1）土质斜坡：由各类松散土组成。
（2）岩质斜坡：由基岩组成。
7.2.1.1.2 按岩层组合关系分类
（1）层状结构斜坡：由含多组结构面的层状岩层构成的斜坡。按层次多少分为：①单层结构斜坡，由一种均一的岩性构成；②双层结构斜坡，由两层不同的岩性构成；③多层结构斜坡，由多层不同的岩性构成。
（2）块状结构斜坡：由两组以上结构面的岩体构成的斜坡，且结构的间距较大。
（3）网状结构斜坡：由多组以上且比较密集的结构面的岩体构成的斜坡。
7.2.1.1.3 按岩层倾向与坡向的关系分类
（1）顺向斜坡：岩层走向与坡向平行，倾向与坡向一致。
（2）反向斜坡：岩层走向与坡向平行，倾向与坡向相反。
（3）斜向斜坡：岩层走向与坡向相交。
（4）直立斜坡：岩层产状直立，走向与坡向垂直。
7.2.1.1.4 按斜坡成因分类
（1）剥蚀斜坡：主要由于地壳上升，外力对岩体表面产生剥蚀作用而成。地壳上升速度不同，斜坡的形状亦异；如直线形斜坡说明上升运动与剥蚀作用均等；凹形斜坡表示上升运动小于剥蚀作用；凸形斜坡表示上升运动大于剥蚀作用。
（2）堆积斜坡：岩石风化剥蚀后，碎屑物质堆积在山麓而成。
（3）侵蚀斜坡：受地表水侵蚀而成，可分岸蚀和沟蚀两种。
（4）滑塌斜坡：自然斜坡被破坏，产生滑动、崩塌而成的斜坡。
（5）人工斜坡：自然斜坡受到人为作用或人工开挖、堆积等而成的斜坡。
7.2.1.1.5 按斜坡的坡度分
（1）微坡：坡角小于15°的斜坡。
（2）中坡：坡角在15°～25°之间的斜坡。
（3）陡坡：坡角在25°～70°之间的斜坡。
（4）垂直坡：坡角大于70°。
7.2.1.2 中国的基本地势及其特点
中国的基本地势及其特点在第一章中有较详细的介绍，这里只作概括性的简介。中国的基本地势特点是西高东低，构成了以青藏高原为核心的巨大斜坡，自西向东逐级下降与太平洋盆地相连接。这个倾斜面由西至东构成三个明显的阶梯地形组成，它是多次构造活动后的产物。每个阶梯都有自己独特的自然环境和社会环境。这些特性便决定了我国自然灾害分布特性。
第一阶梯面积约230×104km2，平均海拔4 000m以上，号称世界屋脊，对世界气候的变化有较大影响，故又有地球第三极之称。高原大部地区年平均气温-5℃，平均有4个月刮8级以上大风，大气中的含氧量只及海平面的一半，紫外线照射极为强烈，草木稀少，四季风沙六月飞雪是其特点。高山深谷并列，雪峰连绵。高原上除南缘及东南缘属湿润，亚湿润区外，其余绝大部分地区属高原干旱半干旱气候区，年均降雨量不足300mm。冬季长达半年，最低气温在-40C°以下。
第二阶梯位于中国中部，呈“丫”字型，面积约为470×104km2，平均海拔高度1 000～2 000m，有广阔的高原与巨大的盆地相间分布。东侧以大兴安岭，太行山及云贵高原东缘的巫山、雪峰山、大明山等山脉为界。除抬升的山地外，主要由广阔的高原如内蒙古高原、黄土高原、云贵高原和大型沉降盆地构成。西北为干旱和半干旱区，多沙漠和戈壁，年降雨量小于400mm，个别地区年降水量小于25mm，河流多为季节性河流。其余地区湿润多雨。太平洋东南季风、印度洋西南季风及来自西伯利亚的气团伸入内陆后受山地阻障作用明显，各地自然灾害类型和严重程度均有较大的地域性差异。
第三阶梯是第二阶梯与大陆架连接地带，陆地面积约为260×104km2，平均海拔高度小于500m。该阶梯上丘陵和平原交错分布，大片低山丘陵的海拔高度多低于500m，在部分中高山脉中有少数山峰可达2 000m。
由上述的地势特点，决定了我国崩塌、滑坡和泥石流的分布特点（图7.2）。
7.2.2 崩塌的形成及其对地质环境的影响
崩塌（avalanching）是陡峭的斜坡岩体因陡倾节理裂隙切割，或在其他因素的影响下，根部岩石被压碎或折断，岩石块体在重力作用下，脱离母体，突然向山下崩落的自然地质过程。崩塌发生后，崩落岩体在向山下翻滚跳跃运动过程中相互碰撞、解体，最终在坡脚堆积形成锥形堆积体叫倒石锥（talus）。规模巨大的山体崩塌称山崩（land fall）。而个别岩石崩落称为落石（rock fall）。
7.2.2.1 崩塌的形成条件
7.2.2.1.1 地貌条件
崩塌多产生在陡峻的斜坡地段，一般坡度大于55°，高度大于30m以上。坡面多不平整，上陡下缓。
7.2.2.1.2 岩性条件
当岩体中各种软弱结构面的组合位置处于下列最不利的情况时，易发生崩塌：
（1）当岩层倾向山坡、倾角大于45°而小于自然斜坡坡度时；
（2）当岩层发育有多组节理，且一组节理倾向山坡、倾角为25°～65°时；
（3）当二组与山坡走向斜交的节理（X型节理），组成倾向坡脚的楔形体时；
（4）当节理面呈弧形弯曲的光滑面或山坡上方不远有断层破碎带存在时；
（5）在岩浆岩侵入接触带附近的破碎带或变质岩中片理片麻构造发育的地段，风化后形成软弱结构面，容易导致崩塌的产生。

图7.2 中国（陆上）滑坡发育区划略图

7.2.2.1.3 其他条件
如昼夜温差、季节温度变化，促使岩石风化；地表水的冲刷、溶解和软化裂隙充填物形成软弱面，或水的渗透增加水压力；强烈地震以及人类工程活动中的爆破、边坡开挖过高过陡，破坏了山体平衡，都会促使崩塌的发生。
7.2.2.2 崩塌对地质环境的影响
崩塌的产生，常具突发性特点，并造成巨大的灾害，如毁坏良田、摧毁房屋建筑、阻断交通、堰塞河道等，造成自然景观的破坏及巨大的财产损失和人员伤亡。表7.1为国内外部分崩塌落石灾害实例。
表7.1 国内外部分崩塌落石灾害实例



图7.3 塔子山危岩剖面示意图

某些陡崖地段，因斜坡卸荷回弹致使山体开裂，形成危岩体。如四川省南部县塔子山危岩体（图7.3），位于该县城区嘉陵江边。近年来，危岩体变形加剧，多次发生小规模崩塌落石，威胁山下城区七个单位，其中包括全县惟一的自来水厂，严重影响居民的正常生活，制约着当地旧城改造和经济发展。
高山冰雪是特殊的斜坡堆积物，是构成斜坡的组成部分。雪崩所造成的灾害环境影响也相当显著，如1962年1月10日，秘鲁赫斯卡兰山悬挂的冰川前缘坠落，发生了巨大的冰体崩塌，冲出4 000m，摧毁了沿途的一切。以美丽富饶著称的这个山谷小镇被毁平，4 000人丧生，大批耕地被毁。邻近的永盖村，由于有镇后小山阻挡，才幸免于难。再如1996年2月3日，云南丽江大地震引起大规模雪崩，使昔日洁白的山体露出灰色的大理岩，破坏了美丽的自然景观。
7.2.3 滑坡的形成及其对地质环境的影响
斜坡岩土体在重力作用下沿贯通破坏面或破坏带以一定的加速度向下滑动，这一地质作用过程称为滑坡（Landslide），滑坡滑动的剪切破坏面（带）称滑动面，下滑的那部分岩（土）体称滑坡体。滑动面以下未动坡体称滑床。
与崩塌相比，滑坡通常是较深层的破坏，滑动面可深入坡体内部，甚至深入到坡脚以下。滑坡可以在坚硬的岩体中发生，也能在软弱岩体或松散土体中产生。
滑坡的运动速度一般较崩塌的运动速度缓慢。滑动初期，其运动受滑床形态特征的制约，运动方式也以整体下滑为主。但在其下滑过程中，滑坡体总要发生不同程度的变形和解体，造成特殊的结构和外貌特征。其具体状况不仅与滑动面的形状有关，而且与斜坡原有结构特征、破坏前的变形基本组合形式、表生改造程度以及下滑速度等因素有关。
滑坡的破坏作用与崩塌类似，所不同的是滑坡以推掩方式造成破坏。
7.2.3.1 滑坡要素
为正确地识别滑坡，确定滑坡的存在与否，需要掌握滑坡的基本要素和形态特征。一个发育完善而较典型的滑坡通常由滑坡体、滑动面、滑床、滑坡后壁、滑坡台阶、滑坡鼓丘、滑坡舌、滑坡裂缝等基本要素组成。如图7.4所示。

图7.4 滑坡基本要素及形态特征

7.2.3.1.1 滑坡体
指滑动的那一部分岩土体。滑坡体表面起伏不平，裂隙纵横，有时见积水洼地，地面可见马刀树和醉汉林。滑坡体大小不等，大者体积可达x×107乃至x×108m3，小者仅有十几至几十立方米。
7.2.3.1.2 滑动面和滑床
滑坡体沿着某一软弱结构面滑动，该面称为滑动面。滑动面下部滑动体滑动时所依附的不动体称为滑床。滑动面在均质粘性土和软质岩体中近于弧形，在层状岩体中多呈直线或折线形，但多数是由直线和弧形复合而成，其后部多为弧形，前部多为直线形。由于滑坡体滑动摩擦的缘故，滑动面常常是光滑的，有擦痕。滑动面往往是潮湿的，前缘常有泉线状出露。
7.2.3.1.3 滑坡后壁
滑坡发生后，滑坡体的后缘斜坡未动部分形成的陡壁，称为滑坡后壁。有时可在新的滑坡后壁上找到擦痕，擦痕的方向即表示滑动的方向。滑坡后壁及其左右部分呈弧形向前延伸的“圈椅”状地形，称为滑坡环谷。
7.2.3.1.4 滑坡台阶
滑坡体滑动后所形成的阶梯状地面称为滑坡台阶，它是由滑坡体各段岩土体滑动速度的差异所造成的。
7.2.3.1.5 滑坡鼓丘
滑坡体在向前滑动时，如果前缘受阻，而形成隆起状的小丘，称为滑坡鼓丘。
7.2.3.1.6 滑坡舌
滑坡体的前部伸出的部分形如舌状，称为滑坡舌。
7.2.3.1.7 滑坡裂缝
滑坡体滑动时，由于滑坡体各部分移动的速度不等，在滑坡体内部及表面所形成的裂隙系统称为滑坡裂缝。根据受力情况的不同，滑坡裂缝可分为四种：
（1）拉张裂缝：是在滑坡将要发生滑动时，由于拉力作用在滑坡体后部产生的一些与滑坡壁方向大致平行的弧形张开裂缝。
（2）剪切裂缝：是滑坡体两侧与相邻的不动岩土体相对位移时发生剪切作用而形成与滑动方向大致平行的裂缝，呈雁行排列。
（3）鼓张裂缝：滑坡体在下滑过程中，如果受阻或上部滑动较下部滑动快，滑坡下部便向上鼓起并开裂而成的裂缝，其方向垂直于滑动方向。
（4）扇形张裂缝：是滑坡体在下滑时，滑坡舌向两侧扩展而形成的放射状的张开裂缝。
7.2.3.1.8 滑坡轴
又称主滑线，为滑坡体滑动速度最快的纵向线。它代表整个滑坡的滑动方向，一般位于推力最大、滑床凹槽最深（滑坡体最厚）的纵断面上，在平面上可以是直线或曲线。
较老的滑坡，由于风化、水流的冲刷、坡积物的覆盖等，原来的构造形态特征往往遭到破坏，或者被掩盖起来以致不易观察。但是在一般情况下，必须尽可能地观察和研究滑坡的基本要素和形态特征，这将有助于确定滑坡的性质和发展状况，从而整治滑坡。
7.2.3.2 滑坡分类
滑坡分类的方法很多，不同的学者从不同的角度对滑坡进行分类，根据我国的工程实践，滑坡分类见表7.2。
7.2.3.3 滑坡的形成条件
为了防止滑坡产生，或对已有滑坡进行恰当的治理，必须分析滑坡发生的条件。
7.2.3.3.1 斜坡的外形
如高度、坡度、横断面的形状等，直接影响滑坡的形成。显然，斜坡的外形不同，其内部的应力状态也不同。一旦改变斜坡的外形也为风化作用、水的作用等提供了特定的条件。
表7.2 滑坡分类表


从斜坡的局部地段可以看出，下陡中缓上陡的斜坡和上部呈马蹄形状地形且汇水面积较大的斜坡，无论是在坡积层中还是沿着基岩面均容易发生滑坡。斜坡愈陡，高度愈大，以及当斜坡中上部突起而下部凹进，且坡脚无抗滑地形时，滑坡容易产生。
7.2.3.3.2 斜坡的岩土组成
自然界的斜坡是由各种岩土组成。由于岩土成分的不同，对于风化作用、水的作用等的反映便有显著的差别。根据岩土体在剪切作用下的破坏变形特征，可将组成斜坡岩土分为两种主要类型：一种是硬质岩层，如坚硬致密的块状石灰岩、花岗岩、石英岩等，它们的抗剪强度大，可以经受很大的剪切力而不变形，且抗风化能力较强。所以由这些岩石组成的斜坡较少发生滑坡。只有当岩层内有软弱结构面或软岩夹层，而且倾角小于坡角，倾向与坡向一致时，才容易形成滑坡。另一种是软质岩层和土层，如页岩、泥岩和千枚岩，以及各种成因的第四纪堆积物如成都粘土和黄土，它们的抗剪强度低，遇水易起物理、化学作用，容易风化，在剪力作用下易于变形，故容易形成滑坡（表7.3）。
表7.3 我国主要易滑地层及其与滑坡分布的关系


7.2.3.3.3 斜坡岩土体的结构
岩土体结构是影响斜坡稳定性的主要因素。滑坡的发生总是与结构面及结构体有关。所以滑坡的形成发展常受到岩体结构的控制。这主要取决于结构面的物理力学性质及遇水后的变化情况、空间组合及其与斜坡的组合关系。软弱结构面的倾向与斜坡坡向一致且倾角小于坡角时，容易产生滑坡。堆积层与基岩的接触面，裂隙密集带或断层破碎带，由于抗剪强度低，渗水条件好，常成为危险的软弱结构面，这是产生滑坡极为有利的条件。
7.2.3.3.4 水的作用
水是引起滑坡发生的一种活跃因素。各种水渗入斜坡，充填于岩土孔隙或裂隙中，形成含水层：一方面可增加岩土的重度，加大岩土体的下滑力；一方面可将岩土浸润、软化、膨胀、崩解，以致降低岩土的内聚力，削弱抗剪强度，使滑动面上的抗滑力减小。大气降水，尤其是长时间下雨和冰雪消融，水大量渗入地下，甚至在不透水层上形成暂时的含水层。对滑坡的产生十分有利，故有“大雨大滑，小雨小滑，不雨不滑”之说。地表水既有渗入地下降低岩土体强度的作用，又有冲刷淘空坡脚使斜坡下部失去支撑而下滑的作用。地表水还能冲刷坡体使斜坡产生沟槽，给斜坡稳定性增加不利因素。当有地下水渗入斜坡或其水位变化时，还会产生动水压力和静水压力，使滑坡体下滑力增加，抗滑力减少，从而促使滑坡的产生。
7.2.3.3.5 地震的影响
主要是强震诱发滑坡发生，此现象在山区非常普遍。地震首先将斜坡岩土体的结构破坏，使可液化地层液化，从而降低斜坡岩土体的抗剪强度；同时地震波在岩土体中传递使岩土承受地震惯性力，增加滑坡体的下滑力，促使滑坡的产生。
7.2.3.3.6 人为因素
包括下列几个方面
（1）在兴建土建工程时，由于切坡不当，斜坡的支撑被破坏，或者在斜坡上方任意堆填土石方、兴建工程、增加荷载，都会破坏原来斜坡的稳定条件，情况严重的可产生滑坡。
（2）人为地破坏表层覆盖物，增强地表水下渗作用，或破坏自然排水系统，或排水设备布置不当，泄水断面大小不合理而引起排水不畅、漫溢乱流，使坡体水量增加。
（3）人为地在斜坡地带渗水，如引水灌溉、排水管道漏水等，使水渗入斜坡而使滑动的因素增加。
7.2.3.4 滑坡对地质环境的影响
滑坡在其发生、发展过程中，所造成的灾害是多种多样的。滑坡活动所形成的地势较为平坦，往往容易吸引人们加以利用。其形成的松散土石，容易被地表水流搬运，是造成江河水流浑浊的重要物源。
7.2.3.4.1 滑坡活动
正在活动的滑坡对人类的危害十分严重，它可破坏地表、毁坏农田，掩埋和阻断公路、铁路和航运交通，摧毁村庄房屋和其他地面建筑物，破坏矿山建设以及人员伤亡。并且明显改变地表形态，造成工程建设的困难。毁损森林，破坏植被。我国每年因滑坡所造成的损失就达数十亿元人民币。
7.2.3.4.2 老滑坡
老滑坡由于其运动过程中的惯性和其停止活动后的长期固结作用，其稳定性略强于极限平衡状态。若保持其稳定条件，老滑坡多能维持长期稳定。一旦其稳定条件被破坏，老滑坡可以重新复活。特别是滑坡的坡脚对扰动特别敏感，是引起老滑坡复活的重要部位。由于老滑坡的表面形态在长期的地质作用过程中遭受了严重破坏，往往难以识别。因而在人们的工程活动中促使滑坡重新复活的事例屡见不鲜。
7.2.3.4.3 滑坡堵江
大江大河两岸是滑坡密集发育的地带，由于山高坡陡，往往形成滑坡的高速运动，使滑坡物质进入河谷，造成天然堆石坝，堵塞河流，形成天然的湖泊，称为堰塞湖。堰塞湖的形成，湖内水位高涨，淹没农田、村镇，并且形成新的自然环境。当堰塞湖溃决时，湖内积水狂泻，对下游岸边的所有工程设施、建筑物形成毁灭性的破坏，并且造成生命和财产的巨大损失。不仅如此，高速运动的水流对下游两岸的山体强烈冲刷，可以诱发更多的地质灾害，并对斜坡环境造成强烈破坏。
岷江上游叠溪在1933年8月25日发生7.5级地震，在岷江上游及支流形成多个滑坡形成的天然堆石坝，并迅速形成多个海子。其中叠溪海子坝高160多米，坝顶超过岸上游的大海子坝和小海子坝，江水灌注各海子后使上述三个海子连成一片。10月9日4.5级余震致使岷江支流松平沟内的合棚、白腊寨海子决口，洪水入注大、小海子，造成叠溪坝溃决，堰塞湖内的江水倾泻而下，沿江村镇、关堡、房屋和城墙等建筑均被一扫而光，农田淤埋，人、蓄淹毙入水者无一幸免。又如2000年4月9日，西藏自治区波密县易贡乡扎木弄沟源区发生巨大山体崩滑，在重力作用下，强大的冲击力激发了沟内沉浸百年的碎屑物质，在短暂的2～3min里，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，以锐不可当之势，扫荡谷口两侧山体，倾泻于易贡湖出口处，完全堵塞了易贡藏布河，形成了长达4.6km，前沿最宽达3km，高达60～100多米的近喇叭状天然坝体，堆积方量约3×108m3，再次形成了易贡堰塞湖。本次灾害造成了约8km2的森林瞬间化为乌有，易贡、八盖两乡及易贡茶场等4 000余人受灾。著名的易贡茶厂近1 333 340m2茶园受淹，造成直接经济损失1.3×108元以上（不包括毁坏的森林）。6月10日19时，被特大山体崩塌滑坡堆积体堵塞了62d的易贡湖水，冲毁了人工导流明渠，流速达9.5m/s，流量达2 940m3/s。6月11日2时50分，易贡湖下游（约23km）最大桥梁——通麦大桥，水位升至52.07m，涨幅达41.77m，高出桥面32m，最大流量达12 000m3/s之巨，是雅鲁藏布江年平均流量的26倍，狂泻的洪水，造成下游的易贡藏布、帕隆藏布、雅鲁藏布江水位猛涨，沿线公路、光缆通信设施严重破坏，各种桥梁悉数被冲毁，因指挥部组织得力，未造成一人伤亡。洪水过后，两岸山体崩塌、滑坡不断，斜坡环境破坏十分严重。
我国为多山的国家，也是滑坡灾害频繁发生的国家。滑坡地质灾害的研究和整治对保护我们的生活环境，防灾、减灾的意义十分重大。
7.2.4 泥石流的形成及其对环境的影响
泥石流（mud flow）简称泥流，是山区特有的一种自然地质现象，它是斜坡上风化物质或松散堆积物被降雨、融雪、冰川融化形成的水流携带大量的泥沙、石块等固体物质沿山坡沟谷流动形成的特殊洪流。泥石流爆发突然、历时短暂，具有强大的破坏力。
7.2.4.1 泥石流的形成条件
典型的泥石流域从上游至下游可分三个区，即泥石流的形成区、流通区和堆积区。形成区一般为上游源头一带地势开阔的环形谷坡。斜坡上裸露的岩石在外力地质作用下形成许多岩石碎块，它们为泥石流的形成提供了丰富的物源。雨季来临，开阔的斜坡具有较大的汇水面积，降雨形成的片流在向山沟中汇集过程中将山坡上的岩石碎块携带至沟中，发育成洪流。流通区一般为狭长沟谷，纵比降较大。洪流在流通区流速加大，携带搬运能力成倍增加，洪流在高速流动中将沟谷中的土石携带走，形成泥石流。堆积区一般为沟谷的出口，地势开阔，纵坡降较小，山区泥石流在此流速减缓，将其携带的固体颗粒逐渐堆积，形成扇状泥石流堆积物，淤塞沟谷和河道。
由上所述，可知泥石流的形成主要受地形、地质和气象条件等因素的影响。
7.2.4.1.1 地形条件
（1）山高沟深，地势陡峻，沟床纵坡大，流域的形状便于水流的汇集。
（2）上游形成区地形多为三面环山一面出口的瓢状或漏斗状，地形比较开阔，周围山高坡陡，山体破碎，植被生长不良。这样的地形有利于水和碎屑物质的集中。
（3）中游流通区地形多为狭窄陡深的峡谷，谷床纵坡大，使泥石流得以迅猛直泄。
（4）下游堆积区地形为开阔平坦的山前平原或河谷阶地，使碎屑物质有堆积的场所。
7.2.4.1.2 地质条件
（1）地质构造复杂，断层褶皱发育，新构造活动强烈，地震烈度较高的地区，一般有利于泥石流的形成。由于这些因素导致地表岩层破碎、滑坡、崩塌、错落等不良地质现象发育，为泥石流的形成提供了丰富的固体物质来源。
（2）结构疏松软弱、易于风化、节理发育的岩层，或软硬相间成层的岩层，易遭受破坏，碎屑物质来源丰富（图7.5）。
7.2.4.1.3 水文气象条件
（1）水是泥石流组成部分，又是搬运介质的基本动力。泥石流的形成是与短时间内突然性的大量流水密切相关。突发性大量流水如大暴雨、冰川、积雪强烈消融、湖或水库等突然溃决等。
（2）水浸润饱和山坡松散物质，使其摩擦阻力减小，滑动力增大，以及水流对松散物质的侧蚀掏挖作用产生滑坡、崩塌等，增加了物质来源。
7.2.4.1.4 其他条件

图7.5 向家坝库区泥石流与地层的关系

如人为地滥伐山林，造成山坡水土流失；开山采矿、采石弃渣堆石等。往往提供大量物质来源。
7.2.4.2 泥石流的分类
7.2.4.2.1 根据流域特征分类
（1）标准型泥石流流域，流域呈扇形，能明显地分出形成区、流通区和堆积区（图7.6）。沟床下切作用强烈，滑坡、崩塌发育，松散物质多，主沟坡度大，地表径流集中，泥石流的规模和破坏力较大。
（2）河谷型泥石流流域，流域呈狭长形，形成区分散而显得不明显，松散物质主要来自中游地段，泥石流沿沟谷有堆积也有冲刷搬运，形成逐次搬运的“再生式泥石流”。

图7.6 泥石流流域示意图

（3）山坡型泥石流流域，流域面积一般小于1km2，呈漏斗状，流通区不明显，形成区直接与堆积区相连，堆积作用迅速。由于汇水面积不大，水源一般不充沛，多形成重度大、规模小的泥石流。
7.2.4.2.2 根据物质特征分类
（1）按物质组成分，可分为：①泥流，以粘性土为主，砂粒、石块少量，粘度大，呈稠泥状；②泥石流，由大量的粘性土和粒径不等砂粒、石块组成；③水石流，以大小不等石块、砂粒为主，粘性土含量较少。
（2）按物质状态分，可分为：①粘性泥石流；含大量粘性土的泥石流或泥流，粘性大，固体物质占40%～60%，最高达80%，粘性泥石流中的水不是搬运介质，而仅仅是泥石流中的组成物质，泥石流的稠度大，石块悬浮，爆发突然，持续时间短，破坏力大，堆积物在堆积区不散流，停积后石块堆积呈“舌状”或“岗状”；②稀性泥石流，水为主要成分，粘性土含量少，固体物质占10%～40%，有很大分散性，水为搬运介质，石块以滚动或跃移方式前进，有强烈的下切作用，堆积物在堆积区呈扇状散流，停积后似“石海”；
（3）按《岩土工程勘察规范》的分类，根据泥石流爆发频率划分为高频率泥石流沟谷和低频率泥石流沟谷，又根据破坏严重程度划分为三个亚类，如表7.4。
表7.4 泥石流工程分类


7.2.4.3 泥石流对地质环境的影响
泥石流是松散土石和水的混合体在重力作用下沿沟道或坡面流动的现象，多发生于山区。其发生具有突发性的特点，常冲毁和掩埋农田、村庄，摧毁交通、水利、国防、矿山和旅游设施。由于其常伴生崩滑、滑坡和洪水发生，其危害程度往往比单一的滑坡、崩塌和洪水更为严重，造成巨大的生命和财产损失。
我国为泥石流多发的国家之一，泥石流常具沿断裂成带分布或沿江河支流分布特点。川西地区的泥石流分布见表7.5。
表7.5 川西地区泥石流的发育分布特征


在泥石流多发地区，其危害不可忽视。如1891年，西昌城郊东河爆发泥石流，冲毁街道五条，1 000余人丧生。二郎山隧道西口的和平沟滑坡曾于1997年7月3日和8月15日两度爆发泥石流，致使隧道施工的压风机房及部分施工机械被埋，严重影响隧道施工工期。

3.2.1 斜坡变形破坏体的发育状况

斜坡的变形与破坏是指岩土体在自重以及其他动力地质作用下产生位移的一种失稳破坏形式，河谷岸坡的变形与破坏属于现今河谷地貌演化的范畴。根据虎跳峡地区1∶5万TM区域遥感图像(99°30'～100°30'E，26°40'～27°30'N)与河谷航空摄影照片不良地质现象的解译成果(成都理工学院工程地质研究所，1996)及现场实地调查，揭示虎跳峡河段斜坡变形与破坏主要表现为变形体(包括基岩变形体和松散堆积体)、滑坡体和崩塌体三种类型，其空间分布见图3.2.1。

图3.1.2 地球内外动力地质作用旋回图

虎跳峡河段位于滇西北玉龙县与中甸县交界的金沙江中上游河段，上自其宗，下至虎跳峡下峡口大具止，全长约174km。该河段斜坡变形破坏体较为发育，在长约174km的金沙江河谷地带共发现斜坡变形破坏体65个，总体积为4.04×10⁸m³，平均线密度D为0.19个/km，线模数E为116.18×10⁴m³/km。在变形破坏体之中，滑坡体28个(其中70%为堆积体滑坡)，累计体积为1.91×10⁸m³，分别占总数量和总体积的43.1%和47.32%;崩塌体33个，累计体积为0.61×10⁸m³，分别占总数量和总体积的50.7%和15.09%;变形体4处，累计体积为1.52×10⁸m³，分别占总数量和总体积的6.2%和37.59%(表3.2.1)。

表3.2.1 虎跳峡河段滑坡、崩塌和变形体统计表

图3.2.1 虎跳峡河段斜坡变形破坏体空间分布图

从表中可以看出，该河段斜坡变形破坏体类型在数量上以崩塌体最为发育，滑坡体次之;在规模上则以滑坡体为主，其次为变形体。

为了便于讨论，按规模大小将斜坡变形破坏体划分为四个等级，即巨型、大型、中型和小型(表3.2.2)。其中，巨型滑坡有两个(如士林下村滑坡和吉皆乐滑坡)，巨型变形体3个(如龙蟠变形体、两家人变形体和核桃园变形体)，大型、中型和小型变形破坏体分别为23、27和9个，它们的平均线密度分别为0.014个/km，0.069个/km，0.075个/km和0.026个/km，线模数分别为85.92×10⁴m³/km，24.59×10⁴m³/km，5.6×10⁴m³/km和0.07×10⁴m³/km。

进一步分析表明(图3.2.2)，本区斜坡变形破坏体在数量上以大中型为主，并大致呈对称正态分布;规模上则以巨型、大型最为发育，并且由小型到巨型体积百分比呈递增的趋势。由此可见，无论是数量或是规模，虎跳峡河段内以大中型斜坡变形破坏体最为活跃。

表3.2.2 虎跳峡河段滑坡、崩塌和变形体规模分级统计表

注:表中代号D和E分别代表斜坡变形破坏的平均线密度和平均线模数。

3.2.2 斜坡变形破坏体发育分布的区段性

图3.2.3和表3.2.3表明了虎跳峡河段不同区段斜坡变形破坏体的发育分布状况。从中可以看出，研究区下游河段斜坡的变形破坏程度比上游河段要高，尤以虎跳峡峡谷段最为发育。斜坡变形破坏体在金沙江河谷两岸均有发育，其中河谷左岸发育变形破坏体36个，累计体积为2.69×10⁸m³，其平均线密度和线模数分别为0.21个/km和154.59×10⁴m³/km，右岸发育变形破坏体29个，累计体积为1.36×10⁸m³，其平均线密度和线模数分别为0.17个/km和78.25×10⁴m³/km。上述数据显示本河段左、右两岸斜坡变形破坏密度基本相近，但左岸变形破坏体的发育规模明显大于右岸。从河谷分段情况来看，斜坡变形破坏体的发育分布有着明显的差异性，这种差异性主要表现在斜坡变形体、滑坡体和崩塌体的发育规模、分布密度等均各具特点。

图3.2.2 变形破坏体个数与体积统计直方图

图3.2.3 虎跳峡河段变形破坏体发育分布状况图

表3.2.3 各河段斜坡变形破坏体发育分布统计表

注:表中代号N、V和E分别代表变形破坏体的数量、体积和变形破坏模数。

(1)其宗-三仙姑河段

该河段斜坡变形破坏体以滑坡及崩塌为主，变形体不甚发育。滑坡体发育规模不等，大者在1000×10⁴m³以上，如士林下村滑坡和吉皆乐滑坡，体积分别为0.7×10⁸m³和0.8×10⁸m³，小规模的则在几百个立方米以下;崩塌堆积主要分布河流左岸，多以中、小规模散布于山麓坡脚地带。该河段内的滑坡、崩塌堆积体发育程度相对较低，累计体积约为1.6×10⁸m³，其平均线密度和线模数分别为0.098个/km和91.12×10⁴m³/km。

(2)三仙姑-石鼓河段

此段河谷斜坡变形破坏程度低，是各河段中最不发育的区段，总体积仅为208×10⁴m³，其平均线密度和线模数分别为0.118个/km和6.11×10⁴m³/km。滑坡和崩塌以较小规模散布于山麓坡脚地带。

(3)石鼓-上峡谷口河段

斜坡变形破坏体类型以滑坡及崩塌为主，变形体零星分布。滑坡堆积体主要分布于石鼓-两家村区段的河谷右岸，发育规模以体积小于500×10⁴m³为主;崩塌堆积体规模中等，一般小于30×10⁴m³;此区段内发育有两个规模很大的变形体(龙蟠变形体和拉咱古变形体，其体积分别为2400×10⁴m³和300×10⁴m³)。该河段斜坡变形破坏程度中等，累计体积约为0.56×10⁸m³，其平均线密度和线模数分别为0.25个/km和63.82×10⁴m³/km。

(4)虎跳峡谷段

斜坡变形破坏类型以崩塌为主，滑坡与变形体不甚发育。主要崩塌堆积体基本上分布在下落鱼-上峡谷口及核桃园-大具盆地两个区段的河谷左岸，规模上以大型堆积为主;滑坡体规模中等，主要分布在东环线公路一侧。此外，该段河谷中虎跳左岸一带松散堆积物非常发育，堆积在斜坡下部缓坡地带，形成大型松散堆积体(如两家人松散堆积体和核桃园松散堆积体，局部有变形，本文也称之为变形体)。从研究区斜坡变形与破坏发育程度的总体情况来看，虎跳峡峡谷段内斜坡变形破坏程度明显高于其他河段，其平均线密度和线模数分别为0.55个/km和424.04×10⁴m³/km。

3.2.3 斜坡变形破坏的环境效应

从地质环境条件来看，金沙江虎跳峡河段斜坡变形破坏体的群带性发生明显受地层岩性、河谷地貌、斜坡地质结构和地质构造等多种因素的控制，故在河谷不同区段表现出分布特征上的差异。

(1)与地层岩性的关系

地层岩性决定了斜坡岩土体遭受破坏有无可提供的物质条件。研究结果表明，一定地区的斜坡变形与破坏发生于一定的地层层位中。表3.2.4和图3.2.4揭示了虎跳峡河段滑坡、崩塌与斜坡岩(土)体地层岩性之间的对应关系，据此可明显地看出，板岩、片岩或千枚岩岸坡及板岩、片岩与白云岩(灰岩)互层岸坡等两类半坚硬地层组合的岸坡内崩、滑体最为发育，其崩、滑体体积分别占全区的37.21%和58.93%。这显然与这两类岩体以相对弱的层间连接及相对较为发育的各类结构面为主导因素的岩体结构有关。与此形成较大反差的是，由灰岩(白云岩)及玄武岩等坚硬块状岩体构成的河谷岸坡，滑坡、崩塌明显不甚发育，其体积仅占1.96%和1.90%。

表3.2.4 河谷崩、滑堆积体分布与地层岩性的关系

大量的斜坡变形破坏工程实践表明，软硬相间的岩性组合地区崩塌、滑坡易于发生。由于岩质均一性差，软弱层易受风化，潜伏有不稳定因素，且在陡峻地形配置下，斜坡岩体易于失稳崩落。如位于虎跳峡谷内的玉龙-哈巴复式背斜核部及两翼出露的时代不明的片岩夹绢云千枚岩，上覆上泥盆统大理岩，组成了上硬下软的地层结构，在长约为15km的峡谷段(两家人村－下峡谷口)，发现崩塌、滑坡14处。尤其是活动性断裂附近，断崖耸立，山体高大，节理交割，岩体完整性差，故崩塌、滑坡发育，规模较大。如规模上千万方的两家人松散堆积体(变形体)成因类型主要以崩塌、滑坡堆积物为主(刘衡秋等，2006)。

图3.2.4 河谷崩、滑堆积体体积与地层岩性的统计关系直方图

(2)与斜坡地质结构的关系

斜坡地质结构是地层产状与河谷地貌的综合体现，岩层产状与斜坡走向组合而成的斜坡地质结构对崩塌、滑坡和变形体的分布起着选择性的作用。现场地质调查表明，金沙江河谷斜坡地质结构总体上分为走向谷(地层走向与斜坡走向夹角小于15°)、斜向谷(地层走向与斜坡走向夹角为15°～75°)及横向谷(地层走向与斜坡走向夹角大于75°)等三大类，其中，走向谷崩塌、滑坡最为发育，其堆积体体积占全区总数的80%以上，横向谷崩塌、滑坡相对最不发育，堆积体体积仅占全区总数的1.85%左右(表3.2.5和图3.2.5)。

表3.2.5 河谷崩、滑堆积体分布与斜坡地质结构的关系

进一步的分析表明，金沙江流向与地层走向多变，临空面相对发育，有利于顺向走向坡(地层倾向坡外)中滑坡、崩塌形成(如石鼓以上河段);反向走向坡(地层倾向坡内)虽为逆向坡，其分布常与构造活动带相伴，断崖陡立，崩塌十分发育(如虎跳峡谷左岸);顺向斜向坡(地层走向倾向坡外)地层断裂比较发育，不少地层呈断块状出露，岩体结构面发育，岩体完整性差，滑坡、崩塌相对发育(如石鼓-上峡谷口段)。在不同斜坡地质结构的河谷地带，崩塌、滑坡的体积百分比从大到小的顺序依次是:反向走向坡、顺向走向坡、顺向斜向坡、反向斜向坡和横向坡。

图3.2.5 河谷崩、滑体与斜坡地质结构的统计关系直方图

(3)与构造形变的关系

从地质构造与斜坡变形破坏的关系来看，地质构造控制了崩塌、滑坡的发育规模和空间分布。研究区斜坡发生崩塌、滑坡破坏的构造部位主要集中在新构造活动相对强烈上升区、活动断裂两侧、褶皱轴部及其转折部位。

本区新构造运动强烈，地壳隆起的幅度和速率都较大。新构造运动加大了地形高差，河流切割迅速，多形成峡谷地貌，为斜坡变形破坏提供了有利的临空面;并且强烈的新构造运动不断地改变斜坡和山体表层应力状态，在重力作用下，导致斜坡稳定性降低。从区域地壳变形速率来看，本区整体为上升区，但各区段仍存在明显的差异。自晚更新世(Q₃)早期的9.3万年以来，虎跳峡谷地壳平均隆升速率约2.2mm/a，宽谷段(以石鼓一带为例)平均隆升速率约0.56mm/a，与此形成鲜明对比的是，峡谷段和宽谷河段的斜坡变形破坏密度和模数分别为0.55个/km和424.04×10⁴m³/km、0.27个/km和59.5×10⁴m³/km，说明在新构造运动相对强烈的上升区，斜坡变形破坏体的发育分布更为显著。

单个滑坡、崩塌和变形体的具体分布部位往往受控于一条或几条断裂构造，因为在断裂构造带附近，岩体中节理裂隙发育，风化强烈，岩石破碎，常伴有较强烈的地下水活动，为斜坡变形破坏提供了有利的地质构造环境，滑坡、崩塌等往往成带、成群分布。南北向构造带为本区的骨干构造，大规模的活动断裂带特别是白汉场断裂和中甸－乔后断裂是斜坡失稳破坏集中分布的地区，表现为不同时代的崩塌、滑坡和变形体沿上述两断裂延伸方向上呈线性分布(图3.2.6)。据统计，发生在白汉场断裂和中甸－乔后断裂附近的滑坡、崩塌和变形体占本区斜坡变形破坏体总数的31%。

(4)与地形条件的关系

研究表明，地形条件是河谷斜坡变形破坏的一个重要环境因素，其中斜坡坡度(θ)和坡高(H)是反映地形条件的基本参数。

图3.2.6 斜坡变形破坏体沿断裂分布图

斜坡坡度往往改变了斜坡体内部应力分布，随着坡度变陡，将出现与坡面或坡底面平行的拉裂面，而在坡缘附近，坡面的径向应力和坡顶面的切向应力转为拉应力，并形成一张力带，这些部位的坡体容易被拉裂并形成与坡面近于平行的拉裂缝(张倬元，1994)。崩塌和滑坡在虎跳峡河段可以说是一对“孪生兄弟”，其形成条件和发育规律极其相似，只是在坡度的选择上各有侧重。据调查统计，研究区崩塌与滑坡主要发育在坡度为10°～50°范围内(图3.2.7)，其中崩塌主要发生在坡度为35°～50°之间，θ=35°可作为本区发生崩塌的坡角下限值。虎跳峡峡谷区斜坡坡度大，崩塌现象较为普遍，作为奇异风景点的虎跳石即为崩塌的结果。当坡度θ＞50°时，主要以小规模分散的方式产生剥落，事实上虎跳石崩塌堆积体也正是多次崩塌堆积的产物，该堆积体分布于高程1950m以下，顺河方向长约1km，厚度3～10m。图中还显示出θ为25°～40°是滑坡发育的相对密集区，且以中型滑坡居多，θ为10°～20°则以中～大型滑坡为主，当θ＞45°时，一般很少见滑坡发育，故可将θ=45°作为本区发生滑坡的坡角上限值。

斜坡变形破坏与坡高关系也较密切。随着斜坡高度增加，坡体中最小主应力明显降低，形成一最大剪应力增高带，促使斜坡发生变形和破坏。研究区斜坡变形破坏体主要发育在坡高(H)为100～800m的范围内，且坡高与变形破坏体体积的对数值有良好的线性关系，其关系式可表达为

H=190(lnV－5)(H＜600)

式中:H为坡高;V为变形破坏体体积。

图3.2.7 崩、滑体体积(V)与坡角(θ)相关散点图()

3.2.4 斜坡变形破坏相对活动期的分析

虎跳峡地区地壳在新构造运动期呈阶段性隆升，河谷相应的呈阶段性下切。因此，相关的地质作用包括滑坡作用在挽近河谷发育过程中也表现出一定的阶段性。地壳抬升、河谷下切阶段，河谷岸坡的坡度增大，坡体势能聚集，引起斜坡的不稳定性程度增加，滑坡呈高发育阶段。在本区由于缺少滑坡的测年资料，不能确定滑坡形成时的绝对年龄，因此无法从年代测定的角度来把握虎跳峡地区滑坡活动的规律性。不过，通过考察虎跳峡谷上游宽谷段滑坡的前缘高程(图3.2.8)，从滑坡与阶地的空间接触关系可估算本区滑坡发育的活跃期，这是因为滑坡的前缘高程不会低于其后形成的阶地高程，虽然现阶段可以在不同高程斜坡上产生滑坡，但较大规模的滑坡，其前缘高程通常都在河床的高程附近，并且数值模拟、模拟试验都证明在坡脚部位是剪应力最集中部位。

图3.2.8 虎跳峡地区滑坡前缘高程分布图

如图3.2.8所示，研究区滑坡的前缘高程主要分布在Ⅱ级阶地和Ⅲ级阶地之间，约占滑坡总数的47%，说明地史期的滑坡发育具有一定的阶段性;进一步的地质调查结果表明，上峡谷口以上宽谷段各类规模不等的滑坡堆积体前缘均不同程度地被第三级阶地所改造(图3.2.9和图3.2.10)，可以表明在金沙江河谷Ⅲ级阶地形成以前的晚更新世早期，河谷表生地质作用极为活跃，沿河谷岸坡及沟口发育一系列较大规模的崩滑体。全新世以来，河谷表生地质作用不明显，基本上无较大规模的斜坡变形破坏体产生，仅在下切速率较快的虎跳峡谷段内，发育有中等规模的崩塌体。

图3.2.9 峡谷口西公路边T3阶地砂砾层不整合于滑坡松散堆积物之上(镜头向北西)

图3.2.10 三家村T2阶地砂砾层中发育的重力滑动形成的铲式滑动面(镜头向北)

大型滑坡的后缘高程与前缘高程的高差一般为100～400m，最大高差达560m;虎跳峡河段滑坡主要发育在河谷剥蚀面(谷肩)以下的斜坡地带，滑坡后缘高程主要分布在2000～2400m范围内(图3.2.11)。这显然与河流切割深度有关，通常是后缘高程越高，势能越大，相对来说滑动的可能性也越大。

图3.2.11 虎跳峡河段崩塌、滑坡后缘高程分布图

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