斜坡变形地质灾害

㈠ 地质灾害隐患点和不稳定斜坡的区别

地质灾害隐患点按危害程度和规模大小分为特大型、大型、中型、小版型地质灾害险情和地质灾权害灾情四级。而地质灾害危险区是指已经出现地质灾害迹象，明显可能发生地质灾害且将可能造成人员伤亡和经济损失的区域或者地段。

学术界对潜在不稳定斜坡还没有权威定义。可以理解为处于临界状态即将失稳的斜坡。不稳定斜坡与滑坡最大的区别在于：滑坡有明显的滑动面，不稳定斜坡则不一定有。

㈡ 斜坡变形破坏的防治原则及措施

1 ）消除、削弱或改变使斜坡稳定性降低的各种因素
这方面的措施可分为两类。一类是针对导致斜坡外形改变的因素而采取的措施。主要是保证斜坡不受地表水的冲刷或海、湖、水库水波浪的冲蚀。如修筑导流堤 ( 顺坝或丁坝 ) 、水下防波堤 ( 破浪堤 ) 等。另一类措施是针对改变斜坡岩体强度和应力状态的因素采取的。为了防止易风化的岩石表层由于风化而产生剥落可以在边坡筑成之后用灰浆抹面，或在坡面上用浆砌片石筑一层护墙。在护墙脚处一定要设排水措施，排除坡内积水。为了防止坠石，可在坡面上铺设钢丝网，或增设阻挡落石的铁链拦栅。对于胀缩性较强的土质斜坡，可在边坡面上种植草皮，使坡面土层保持一定的湿度．防止坡面开裂，减小降水沿裂缝渗入的可能性，避免土层性能恶化而发生土爬或滑坡。 调整坡面水流、排除斜坡内的地下水、截断进入坡内的地下水流，对于防止坡体软比、消除渗透变形作用、降低空隙水压力和动水压力，都是极为有效的。这些措施在滑坡区和可能产生滑坡的地区尤为重要。
为了不让外围地表水进入滑坡区，可沿滑坡边界修筑天沟 沟壁应不透水，否则反而起到向斜坡内输水的作用。在滑坡区内，为了减少降雨渗入，可在坡面修筑排水沟。在岩质斜坡中还可采用灰浆沟缝等措施。
排除地下水的措施很多，应根据斜坡地质结构特征和水文地质条件加以选择。通常在土质斜坡内修筑支撑盲沟能收到良好效果 。截断地下水流对于防止深层滑动或治理较大型的滑坡是很有效的，一般采用地下排水坑道 。斜坡若有含水层时，水平坑道设在含水层与隔水层之间效果较好。
（ 2 ）降低下滑力，提高斜坡抗滑能力
降低下滑力主要通过刷方减载。在刷方时必须正确设计刷方断面遵循 “ 砍头压脚 ” 的原则。特别注意不要在滑移 —— 弯曲变形体隆起部位刷方，否则可能加速深部变形的发展。提高滑体抗滑能力的措施很多。一种是直接修筑支、挡建筑物以支撑、抵挡不稳定岩体。支、挡建筑物的基础必须砌置在滑移面以下。岩质斜坡采用预应力锚杆或钢筋混凝土锚固桩杆加固，是一种很有效的措施。它可以增高结构面的抗滑能力，改善结构面上剪应力的分布状况．
显著降低沿之发生累进性破坏的可能性。锚杆的方向和设置深度应视斜坡的结构特征而定 。在大型的滑坡体中还可采用成排的抗滑桩或 ( 和 ) 预应力锚索格子 3 ）防御和绕避措施
在一些经常有剥落或崩落的斜坡区，可修筑一些防御性建筑物而不去治理它。如道路建设中的明硐、卸塌棚等。
在道路建设中遇到难于治理的大滑坡时，可以采用绕避或从滑动面以下开挖隧洞通过

㈢ 斜坡变形的三阶段演化规律

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。

㈣ 地质灾害危险区划分与评价

地质灾害危险性分区是在地质灾害易发区基础上进行的。地质灾害的易发性代表了地质灾害是否具备形成条件和发生地质灾害的难易程度。而地质灾害的危险性则包括了地质灾害的活动程度、威胁的范围、易发程度和诱发因素，是地质灾害形成的可能性。仍然采用信息量法进行计算。

一、地质灾害危险性评价指标体系

控制和影响地质灾害形成的地质条件很多，但归纳起来主包括两方面的条件，即地质灾害形成的基础条件和诱发条件。依此，可建立地质灾害危险性评价指标体系（图6-12）。

1.地质灾害活动程度

地质灾害活动程度主要是指地质灾害活动的历史。在本次地质灾害危险性评价中，主要考虑地质灾害活动的点密度和面密度，将其作为地质灾害危险性分区的依据。但地质灾害活动的历史只能说明地质灾害的过去，而未来地质灾害活动程度怎样，危险性大小主要取决于地质灾害的形成条件及诱发因素。

2.地质灾害形成条件

地质灾害形成条件包括主要控制因素和影响条件。本次地质灾害危险性区划评价中主要选取斜坡结构类型、工程地质岩组、水文地质条件、斜坡几何形态、断裂构造和人类活动等条件。

3.地质灾害威胁范围

地质灾害一旦发生，其可能影响的范围，即存在地质灾害危险的范围。本次确定的地质灾害威胁范围主要包括易发区本身斜坡地带，同时也包括沟谷底部及河流、水库内的一定范围。

图6-12 地质灾害危险性程度评价指标体系图

4.地质灾害诱发因素

诱发因素是指能够使地质环境系统向着地质灾害发生的方向演化或者导致地质灾害发生的内动力和外动力地质作用。本区诱发条件主要包括地震、降雨和人类工程活动。但由于本区地震活动相对较弱，而且能够代表地震活动程度的地震烈度和地震动峰值加速度在县域内区别不大，因此本次危险性评价中未考虑地震活动的影响因素。参与评价的主要诱发因素为降雨和人类工程活动。

二、地质灾害危险性分区

1.评价指标的量化

危险性评价采用信息量法进行计算，用1：50000地形图提取基础地理信息，从遥感影像中提取植被图层，利用降雨量等值线图提取降雨指标，人类工程活动主要从地形图和灵台县发展规划中提取，得到各种评价指标的图层，根据实际调查资料可以获得地质灾害的点密度和面密度，并将这些指标引入GIS操作系统中。

2.基于GIS的信息量分析模型迭加计算

采用基于GIS的信息量分析模型进行迭加计算，通过计算诸影响因素对斜坡变形破坏所提供的信息量值，作为区划定量指标，既能正确地反映地质灾害的基本规律，又简便、易行、实用，且便于推广应用。计算原理与过程如下：

信息预测的观点认为，滑坡与崩塌等地质灾害的产生与否与预测过程中所获取信息的数量和质量有关，是用信息量来衡量的，即：

图6-13 灵台县地质灾害危险性分区图

依据地质灾害危险性分区结果，充分考虑地质灾害防治规划工作的开展，综合灵台县地貌、岩土特征、地质构造、年降雨分布规律及人类活动程度等特点，将灵台县滑坡、崩塌、泥石流灾害危险程度划分为地质灾害高危险区、中危险区、低危险区和极低危险区，根据地质灾害分布、组合特征又进一步划分为16个亚区（表6-4）。

4.危险性分区评价

（1）地质灾害高危险区（Ⅰ）

灵台县地质灾害高危险区面积232.49km²，占总面积的11.35％。包括6个地质灾害高危险亚区，即黑河北岸梁原乡横渠—付家沟—官村—朱家湾—杜家沟—景家庄子地质灾害高危险亚区（Ⅰ₁）、黑河南岸梁原乡张家塬—温家庄—东门—朱家湾高地质灾害危险亚区（Ⅰ₂）、达溪河北岸沿线地质灾害高危险亚区（Ⅰ₃）、达溪河南岸中台镇—蒲窝乡—新开乡邵寨镇黄土梁峁丘陵地质灾害高危险亚区（Ⅰ₄）、邵寨镇黄土梁峁丘陵地质灾害高危险亚区（Ⅰ₅）和独店乡什字塬北部黄土梁峁丘陵地质灾害高危险亚区（Ⅰ₆）。本区所处地貌单元主要为黄土梁峁沟壑区及黄土丘陵区。岩性主要为第四系黄土和白垩系紫红色泥岩、砂岩、砂砾岩，地表黄土覆盖厚度较大，黄土大都向冲沟倾斜。局部地形坡度较大，区内工程地质条件差，岩土层的表层风化较严重，本区人类活动比较强烈，沟谷边坡人口比较密集，人类活动对环境的改造极为强烈，主要包括建房切坡、开挖窑洞、修路等，人为活动诱发滑坡、崩塌的可能性较大。本区植被稀疏，以农作物为主，不利于水土保持。丘陵区沟谷大多处于壮年期或幼年期，侵蚀作用比较强烈。在汛期遇暴雨和连阴雨天气容易形成滑坡、崩塌灾害。特殊的岩土条件和气象条件为地质灾害的形成提供了可能性。本区也是全县滑坡、崩塌地质灾害最严重的地区。

表6-4 地质灾害危险程度分区说明表

（2）地质灾害中危险区（Ⅱ）

灵台县地质灾害中危险区面积604.03km²，占总面积的44.12％，地质灾害为灾滑坡，崩塌、泥石流和不稳定斜坡。包括4个地质灾害中危险亚区，即黑河北岸梁原乡黄土梁峁丘陵地质灾害中危险亚区（Ⅱ₁），黑河南岸-什字塬以北黄土梁峁丘陵地质灾害中危险亚区（Ⅱ₂），什字塬以南-达溪河以北黄土梁峁丘陵地质灾害中危险亚区（Ⅱ₃），达溪河南岸中台镇蒲窝乡新开乡邵寨镇广大黄土梁峁丘陵地质灾害中危险亚区（Ⅱ₄）。本区岩性为第四系中上更新统黄土覆盖于白垩系砂砾岩、砂岩、泥岩基岩之上，厚度不等，在降水作用下容易沿黄土与基岩的接触面形成滑坡。区内人类工程活动相对较强，人口比较多。人类工程活动比较强烈主要表现是为各种目的而进行的切坡，加大了崩塌、滑坡的临空面。黄土层岩石风化破碎，节理裂隙发育，为灾害中易发区。丘陵区沟谷大多处于壮年期或幼年期，侵蚀作用比较强烈，沟坡多为阶状陡坡。在汛期容易形成滑坡、崩塌灾害。灾害点分布在村庄周围、公路沿线、河谷边坡地带。地质灾害一旦发生，危害较大。

（3）地质灾害低危险区（Ⅲ）

灵台县地质灾害低危险区面积912.48km²，占总面积的44.53％，地质灾害发育较少，危险性相对较小。包括6个地质灾害低危险亚区，即梁原乡王家沟黄土塬地质灾害低危险亚区（Ⅳ₁）、黑河宽阔河谷地质灾害低危险亚区（Ⅳ₂）、什字塬地质灾害低危险亚区（Ⅳ₃）、达溪河河谷地质灾害低危险亚区（Ⅳ₄）、邵寨镇黄土塬地质灾害低危险亚区（Ⅳ₅）、百里乡林场地质灾害低危险亚区（Ⅳ₆）。本区黄土塬区及黄土小台塬区和宽阔的河谷区工程地质条件很好，地形平坦，虽然人类工程活动较频繁但很少发生地质灾害，百里乡林场区植被茂密，人烟稀少，人类工程活动较少，人类工程活动弱，地质环境相对优越，为地质灾害低危险区。

㈤ 斜坡变形破坏的基本环境地质问题

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。

㈥ 现状评估不稳定斜坡是地质灾害吗

不属于地质灾害可以归类于危险地段。

㈦ 斜坡变形破坏的地质力学模式

根据对野外斜坡变形破坏的研究表明，不同的斜坡结构，其变形组合形式和过程各不相同，变形破裂的机制也差异较大。斜坡的坡形破坏与坡体结构特征相联系，构成了多种具有代表意义的斜坡变形破坏模式，并且各种破坏模式有它各自特有的斜坡变形破坏的演变过程和特点。各国的工程地质工作者通过对斜坡结构及其变形破坏过程和机制的研究，建立了多种斜坡变形破坏的地质模式，以指导科学研究和生产实践。我国的张倬元教授等所建立的斜坡变形破坏的地质力学模式，在国内具有一定的代表性。

7.3.1 蠕滑-拉裂（creep-sliding and fracturing）

该类型的滑坡多发生在中等坡度（40°以下）的土质斜坡或全、强风化岩质斜坡中。斜坡岩体在重力作用下发生向临空方向的剪切蠕变，变形体后缘发育自地表向深部发展的拉裂。坡体内不存在控制性滑面，滑面的具体位置主要受最大剪应力面分布控制，该面以上实际为一自地表向下递减的剪切蠕变带。对致密粘土边坡的研究表明，在未破坏之前，这种剪应变值可达2.5cm/m，即如果剪切蠕变带厚度为 Dm，则坡面位移量（ΔZ）可达其深度的0.25倍（图7.7）。随着蠕滑的进展，坡面下沉，拉裂面向深部扩展，往往达到潜在剪切面，造成剪切面上剪应力集中。地表水沿拉裂面渗入坡体，从而又促进蠕滑的发展，削弱剪切面的抗剪强度，最后岩土被剪断而导致滑坡。对均质土坡而言，其滑面形态多呈圆弧形。

图7.7 均质土坡中的蠕滑-拉裂

岩质斜坡中这类变形主要发生在反坡向的薄层状斜坡中，通过坡体中岩层弯曲，结构面错动，错动带根部岩层折断来形成滑面。故层状，尤其是薄层状岩体，当岩层倾向坡内时，有利于这种变形的形成和发展，并能清楚地表征这种变形的演变过程（图7.8）。

图7.8 倾向坡内的薄层岩体蠕滑-拉裂发展阶段图

7.3.2 滑移-压致拉裂（sliding and compression cracking）

这类变形主要发育在中等坡度、平缓层状岩体构成的斜坡中，软弱结构面倾向坡外。斜坡体因卸荷沿结构面向临空方向产生缓慢的蠕变性滑移时，在滑移面的锁固点或错列点附近因拉应力集中而生成与滑移面近于垂直的张开裂隙，张裂隙向上（个别情况向下）扩展，其方向则渐转向与坡体内与最大主应力方向趋于一致（图7.9）。这类变形与蠕滑-拉裂型滑坡的最大区别就在于：滑移和拉裂变形是由坡体内软弱面处自下而上发展起来的。

图7.9 自下而上发展的阶梯状滑移-压致拉裂面

滑移面附近拉裂面的扩展，使这一带常常成为地下水的活跃带，它是促进这类变形发展的主要因素。

7.3.3 滑移-拉裂（sliding and fracturing）

这种斜坡的破坏形式主要发生在中等坡度的层状斜坡或有两组结构面切割的块状斜坡中。当层状结构斜坡坡体中存在控制性软弱面且软弱面倾角大致与坡面平行或块状结构斜坡的复合软弱面的交线倾向坡外，且倾角不小于软弱面的实际残余摩擦角φ_r时，斜坡将以滑移-拉裂为其变形的主要形式。其滑移主要沿已有软弱面产生，如图7.10所示。

图7.10 受已有软弱面控制的蠕滑-拉裂变形

受已有软弱面控制的这类变形，其进程取决于作为滑移面的已有软弱面的产状与特性。当滑移面向临空方向倾角足以使上覆坡体的下滑力超过该面的实际抗剪阻力时，则在成坡过程中该面一经被揭露临空后，后缘拉裂面一出现即迅速滑落，蠕变过程极为短暂。一般情况下，当滑移控制面倾角大于20°时，可出现这种情况。当滑移面倾角近似等于其残余内摩擦角，且其抗剪强度已近于残余值时，变形可向滑动逐渐过渡，发展为使坡体逐渐解体的缓滑，坡体被解体为“迷宫式”的块体滑坡。总之，这类变形均以滑坡告终。

图7.11 受双滑面控制的四面体滑坡

块状斜坡中若有两组结构面相向切割岩体，构成岩体的分离体呈四面体或楔形体，其滑动破坏受结构面交线的控制。当结构面交线的倾角大于岩体的残余内摩擦角时，易于滑动（图7.11）。

7.3.4 弯曲-拉裂（bending and fracturing）

这类变形主要发育在由直立或陡倾坡内的层状岩体的陡坡中，且结构面走向与坡面走向夹角应小于30°。变形多半发生在斜坡前缘部分。陡倾的板状岩体，在自重产生的弯矩的作用下，由前缘开始向临空方向作悬臂梁弯曲，并逐渐向坡内发展，这种变形方式通常被称为倾倒（toppling）。弯曲的板梁之间或被拉裂、或互相错动，形成平行于走向的槽沟或反坡台阶。前倾的板梁弯曲最强烈的部位也往往被折裂（图7.12）。渗入裂缝中水的空隙水压力作用、水的楔入作用、高寒地区渗水反复冻融产生的膨胀力作用以及震动等，是促进这类变形发展的主要因素。

图7.12 弯曲-拉裂（厚层板梁）变形阶段图示

由于随板梁弯曲发展，作用于板梁的力矩也随之而增大，所以这类变形一旦发生，通常均显示累进性破坏特性。

薄而软的“板梁”，由于变形的角度可以很大，在最大弯折带通常形成倾向坡外的断断续续的拉裂面，或使原来垂直层面的近于水平的裂隙转为向坡外倾斜。在这种情况下继续的变形将主要受倾向坡外的裂隙面所控制，实质已转化为蠕滑-拉裂，最终发展为滑坡。

7.3.5 塑流-拉裂（bending flowing and fracturing）

这类变形是下伏软岩在上覆岩层压力下产生塑性流动并向临空方向挤出，导致上覆较坚硬的岩层拉裂、解体和不均匀沉陷。多见于以软弱层（带）为基座的软基座型斜坡中。风化作用以及地下水对软弱基座的软化或溶蚀、潜蚀作用，是促进这类变形的主要因素。

图7.13 塑流-拉裂发展为滑坡的过程示意图

在软弱基座产状近于水平的坡体中，通常可见图7.12所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始于软弱层的接触面。这是由于软岩的水平岩层的变形远远超过硬岩所致。坡体前缘可出现局部坠落、并发展为迷宫式块状滑坡。当上覆岩层也具有一定塑性时，被下伏呈塑流状的软岩载驮的岩层，可整体向临空方向滑移，并于其后缘某处产生拉裂造成陷落（sauckung），进一步发展为缓慢滑动的滑坡。其演变过程如图7.13所示。

软弱基座缓倾坡内的陡崖，这类变形表现为另一种形式。基座软弱层由于上覆岩层的强大压力而向临空方向缓慢挤出，使上覆岩层产生自坡面向坡内其位移值渐减的不均匀沉陷，因而使上覆硬岩被拉裂。拉裂缝首先出露于陡崖边缘附近，自上而下地发展。被拉裂缝分割出来的岩柱可以因基座软岩挤出的进一步发展而崩落。随软岩挤出的发展，拉裂缝出现部位由坡缘向坡的后侧转移。远离坡缘拉裂缝可以发育很深（据某些勘探资料，有的可深达200m以上）。被裂缝分割出的高大岩柱的下部岩石有可能被剪裂压碎。一旦这种现象发生，变形则向滑蠕-拉裂转化，最后发展为崩滑型滑坡或滑塌的可能。

7.3.6 滑移-弯曲（sliding and bending）

沿滑移面滑移的层状岩体，由于下部受阻，在顺滑移方向的压应力作用下发生纵弯曲（“褶皱”）变形。下部受阻的原因多因滑移面未有效临空，或滑移面下端虽已临空，但滑移面呈“靠椅”状，上部陡倾、下部转为近于水平，显著增大了滑移阻力。发育的条件是，可以沿其产生滑移的软弱面必须倾向坡外，且其倾角明显超过该面的残余摩擦角（一般大于20°）。尤以薄层状及柔性较强的碳酸盐类层状岩体中最为常见。

滑移面平直的滑移-弯曲变形演变全过程可用图7.14表示。

图7.14 雅砻江霸王山滑坡形成过程示意图

㈧ 　缓变型地质灾害在评估中的作用问题

地质灾害按其发生的时间过程，可分为突发型和缓变型两类。前者一般有滑坡、崩塌、泥石流和洪水冲蚀、岩溶塌陷、地震液化、黄土湿陷和潜蚀、瓦斯突出等。它们发生的时间过程一般较短暂，对工程设施和人民生命财产往往是灾变性的危害，所以人们对它们也较为重视。后者有地面沉降、地裂缝、风蚀沙埋、盐渍土的腐蚀和盐胀、膨胀土的胀缩灾害等。采空塌陷可能是缓变型的，也可能是突发型的，发生的条件和影响因素较复杂。它们发生的时间过程一般较长，可达数月、数年甚至数十年，对工程设施和人民生命财产的危害是累积叠加效应，所以往往被人们忽视。实际上，各种地质灾害都有较长时间的孕育过程。例如滑坡、崩塌发生前，斜坡体曾经历了相当长时间的应力作用和变形过程，一旦破坏应力达到甚至超过坡体强度极限时，就会发生破坏。而缓变型地质灾害虽无突发型地质灾害的突变效应，但它们的累积叠加效应也不能忽视。

地面沉降的发生、发展往往要经历数年甚至数十年的时间，但一旦累积沉降量过大或不均匀沉降时，由于土体的泊松效应和剪应力、拉应力作用，地面会产生裂缝（地裂缝），浅埋的管道工程也会承受附加应力而被剪断或拉断。在地面沉降严重的苏—锡—常地段布设输气管道工程，潜在的危险性相当大，应引起工程部门的关注。

煤矿区的采空地面塌陷一般是缓变型的，随着地下采空区面积和采空煤层厚度的增加，塌陷范围和塌陷深度不断扩大，形成移动盆地。至闭坑时移动盆地才停止发展。但一旦当环境条件发生变化，例如矿坑中充水较强时，移动盆地会活化，塌陷加剧。采空地面塌陷受诸多因素的影响，除地下采空区范围、深度和厚度等工程因素外，与采空区顶板强度、岩层产状和断裂、裂隙发育等地质因素关系密切。一般的情况是，地面塌陷区的范围较地下采空区要大。严重的地面塌陷可导致地裂缝丛生，原始地形面目全非。显然，它对输气管线工程有极大的危害性。所以，采空塌陷密集分布和压煤拟开采的线路经过地段，管线以绕避改线为宜。山西段的河东煤田和沁水煤田区，煤矿采坑可谓“星罗棋布”，工程部门应加强勘查，进一步查明采空塌陷的分布，并采取相应的对策和措施。

盐渍土的腐蚀和盐胀灾害以新疆段分布长度最大，属氯盐渍土和硫酸盐渍土。盐渍土的一般特点是：在地表附近含盐量最大，而地表以下2～3m深度处则明显减小。所以只要输气管线埋深在2～3m左右，盐渍土的危害可大为减小。此外，金属管道外壁的防腐蚀技术措施工程部门已有较成熟的经验。所以此灾种对输气工程的危险性总的来说是不大的。

㈨ 影响斜坡变形破坏的主要因素

斜坡变形和破坏的影响因素多种多样，有的改变斜坡的外形，有的改变斜坡的岩体结构特征和力学性质；其中有斜坡本身的原因，亦有外部环境条件变化所形成。某些突发事件对斜坡的变形破坏具有加剧作用，并且，斜坡的变形破坏往往是多种因素综合作用的结果。但对一个特定的滑坡而言，往往有起主导作用的因素。因此，抓住主导因素，对斜坡变形破坏防治措施的制定十分重要。

7.4.1 地形地貌

斜坡的外形对崩塌、滑坡的形成具重要的影响。一般随斜坡坡度的增加或斜坡高差加大，崩塌、滑坡、泥石流的活动加剧。并且，这些斜坡破坏现象还相互促进，相互转化。例如，泥石流物源区的崩塌和滑坡可为泥石流的发生提供丰富的物源；而泥石流的强烈活动可加剧斜坡外形改变，促进崩塌、滑坡的发生。某些斜坡在其破坏过程中又崩又滑，形成所谓的崩滑体。

山坡或陡坎的存在，使山体一面甚至三面临空。斜坡前缘临空，往往打破岩土体最基本的稳定平衡条件。因此，临空面的存在是崩塌和滑坡形成的先决条件。外力地质作用和人类的工程活动又在不断地改变斜坡的外形，也就在不断地改变斜坡的临空条件，同时又改变了岩土体内应力的分布。这种改变或有利于斜坡的稳定，或有利于崩、滑体的形成。

7.4.2 地质条件

地质条件是崩塌、滑坡、泥石流形成的内在因素，与岩性、地质构造密切相关，是金沙江电站库区岩性与泥石流的发育关系（参见图7.5）。图中显示软弱岩层发生泥石流的几率较坚硬岩层要高。

崩塌易于在坚硬、性脆、厚层-块状地层中产生。这些岩层往往形成陡坡，当岩体中发育有与斜坡走向平行的大倾角结构面时，则崩塌亦发生，软弱岩层中往往形成滑坡。

岩层的倾向与斜坡坡向相同时，岩体稳定性降低，反之，岩体的稳定性增高。汇水区有分布广泛，厚度大，结构松软且易于风化的岩层，是泥石流的良好物源。当地质构造复杂，节理裂隙、断层、劈理和片理等构造发育，新构造运动上升为主的地区，物理地质现象普遍发育。

7.4.3 水文、气象条件

水文条件对崩塌、滑坡、泥石流的影响主要表现为大气降水。在降雨量大而集中的地区，经常伴随着这些地质灾害的频繁活动，此外，堤坝溃决，河渠渗漏也是这些地质灾害发生的触发因素。气温的变化，经常改变岩石的结构和构造，促进岩石风化作用，降低岩石的力学性质。

7.4.3.1 水文、气象条件对崩塌、滑坡的影响

（1）直接对崩滑体施加空隙水压力，降低有效应力。

（2）在松散介质形成的滑坡体内，地下水流动将在滑坡体内形成渗透压力。

（3）改变岩土体的物理力学性质，恶化崩滑体的稳定条件。

（4）地表水对崩滑体的作用主要表现为地表水流对斜坡坡角的冲刷、掏蚀，以此改变斜坡外形，恶化崩塌、滑坡周围岩体的稳定条件。

7.4.3.2 水文、气象条件对泥石流的影响

水在泥石流的形成中的作用是明显的：

（1）水是泥石流的组成部分，又是搬运介质；泥石流的形成是与短时间内突发性的大量流水密切相关，如大暴雨、河、湖决口，强烈融雪等。

（2）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侧蚀掏挖作用产生滑坡、崩塌等，增加了物质来源。

（3）此外，在地表岩石物理、化学风化作用过程中，水既是进行风化作用的主体，又是风化作用的媒体，在风化作用强烈的地区，泥石流物源十分丰富。

7.4.4 地震

地震常成为崩塌、滑坡的诱发因素，此现象在山区十分普遍。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体承受地震惯性力，增加崩滑体的下坠力，促使崩塌、滑坡产生。

7.4.5 人为因素

人类活动对边坡稳定的影响包括：

（1）开挖爆破影响，施工中爆破震动造成的岩体松动破坏，其影响程度随炸药量的多少，爆炸距离的远近而异。

（2）人工水补给，由于大量施工用水，生活用水、农田用水等以及沟渠水流补给地下水，使地下水位升高，泥化软弱岩层引起斜坡变形。

（3）人工削坡设计不合理，使边坡坡脚掏空，或超过结构面天然坡角，或边坡上增加过大的荷载，以致斜坡失稳。