1、堆积体工程地质特征
下咱日堆积体是坝址区体积最大的一个堆积体，由于紧靠坝址上游左岸，堆积体下游部分为电站进水口，研究下咱日堆积体的空间工程地质结构以及对其稳定性问题做出合理的分析判定，对于电站在施工及运营期间的安全性具有重要的意义。该堆积体分布高程从河边至高程 1920 m，面积约 1. 5 km2，估计方量约 9800 × 104m3。
下咱日堆积体分布于金沙江左岸上、下坝之间，根据堆积体的空间分布 ( 分布高程)及对工程的影响程度，大致以下咱日沟为界将堆积体分为Ⅰ、Ⅱ两个区 ( 图 6. 1. 1) 。Ⅰ区分布于上坝址左岸，下咱日沟西南侧，靠河边地形平缓且薄，地形较陡且厚度较大地段比正常蓄水位高约百余米，对枢纽建筑物影响较小; Ⅱ区分布于下咱日沟北侧，紧邻枢纽建筑物，其分布位置及高程不仅影响枢纽建筑物的布置，且水库蓄水后堆积体的稳定对大坝的安全具直接影响，因此，勘察的重点、研究的重点皆在堆积体Ⅱ区，本次研究工作的重点亦为Ⅱ ( 以下所述内容均针对Ⅱ区) 。
图 6. 1. 1 下咱日堆积体工程地质平面图
6. 1. 1 堆积体空间分布特征
6. 1. 1. 1 下咱日堆积体分布区地形特征
根据堆积体分布区 1∶2000 地形等高线图，为了能够更直观地分析堆积体的空间形态特征，我们建立了下咱日堆积体三维地形等高线云图 ( 图 6. 1. 2) 及坡度分布云图 ( 图6. 1. 3) 。从中可以清晰看出整个堆积体大约分布有两个较缓的台地，即: 高程 1540 ～1560 m 及高程 1610 m 以上，其地形坡比约为 10% ～ 32% 。其中高程 1560 ～ 1610 m 附近形成一陡坎，其地形坡比大约 95%。该陡坎上部为胶结较好的硬壳层，下部为具有较好层理状结构并且具有一般胶结的砾石层，由于两者强度上的差异在有些部位发育有 “洞穴”( 图 6. 1. 4) ，甚至在局部还伴有局部小范围的坍塌现象。
为了研究下咱日堆积体的分布区的地表水文地质特征及空间流域分布，在研究过程中对其地表形态进行分析，建立了堆积体分布区的空间流域分布图 ( 图 6. 1. 5) 。从图中可以看出，堆积体分布区主要地表径流排泄通道为下咱日沟，该沟在分析区内其流域面积约为 8. 85 ×105m2。其余由于常年的冲刷在堆积体表部 ( 尤其是下部台地) 处形成几条较大的冲沟，也成为堆积体分布区内的小范围的流域排泄通道 ( 图 6. 1. 5)
图 6. 1. 2 下咱日堆积体空间等高线分布
图 6. 1. 3 下咱日堆积体空间坡度分布
图 6. 1. 4 下咱日堆积体陡坎处分布的 “洞穴”
图 6. 1. 5 下咱日堆积体空间流域分布
图 6. 1. 6 显示了水库蓄水到正常设计水位高程 ( 1618 m) 时的堆积体的淹没情况，下部红色区域为水库淹没区，上部黄色区域为非淹没区。从图中可以看出，水库蓄水后堆积体的陡坎及以下部分将处于水下。
图 6. 1. 6 下咱日堆积体水库淹没分析
6. 1. 1. 2 堆积体三维空间结构及规模
为了探明堆积体的规模、成因及分布规律，中水顾问集团昆明勘察设计研究院针对堆积体共布置勘探钻孔 19 个、勘探平洞 6 个、竖井 2 个，同时开展部分物探工作。各勘探点及勘探剖面布置见图 6. 1. 1。根据现场钻孔资料，堆积体最大厚度可达 118 m。
为进一步研究下咱日堆积体的三维空间结构形态特征及其分布规模，以便为电站后期的设计及施工阶段提供可靠的依据，我们根据现场地面调查、地形图 ( 1∶2000) 、地质图 ( 1∶2000) 、已有的上述钻探及物探等资料建立了其相应的三维空间结构模型( 图 6. 1. 7、图 6. 1. 8) 。
从图中可以看出下咱日堆积体总体上像一个装满东西的 “勺子”，其中部厚度较大，基覆面 ( 基岩与堆积体接触界面，以下同) 中部下凹，呈 “勺”状或 “锅底”状。从纵向上看，堆积体的底界面在三维空间总体上呈现为倾向河谷，倾角也由 35°左右逐渐变为水平，甚至前缘靠江边部位出现反翘现象 ( 如Ⅲ、Ⅳ号剖面) ( 图 6. 1. 8) 。横向上，沿河谷方向，堆积体底界面总体上为倾向下游并在上、下游两端逐渐翘起，且具有堆积体的厚度上游相对较薄、下游相对较厚的趋势。
此外，从钻孔勘查资料表明在基覆面的某些部位仍然保存有磨圆度很好，岩性成分相当复杂、含有不少本地区没有的花岗岩类的卵砾石 ( 图 6. 1. 9) ，且大都已经呈现完全胶结或半胶结成岩状态，显然是金沙江自上游数百公里外搬运而来。因此，在堆积体形成之前的一段时间内该部位应为古金沙江的古河槽 ( 图 6. 1. 10) 。
图 6. 1. 7 下咱日堆积体三维空间结构
6. 1. 2 堆积体工程地质结构
根据现场工程地质调研及钻孔、平硐 209 等勘探资料，对下咱日堆积体主剖面 ( Ⅲ-Ⅲ剖面) 进行工程地质结构分区 ( 图 6. 1. 11) ，并建立了其相应的三维工程地质结构分区( 图 6. 1. 12) 。从上往下依次为:
6. 1. 2. 1 胶结、半胶结的砂、卵砾石层
该层位于堆积体的前部，其主要成分为具有层理状的胶结、半胶结的砂、卵砾石层，组成物质成分较杂，以灰岩、玄武岩居多，部分为花岗岩、砂岩等卵、砾石。具 PD209及 PD221 揭露该层部为一层厚度较薄的胶结硬壳层，局部分布有崩坡积层、河流相沉积的卵砾石层及较大的滚石物质 ( 滚石最大可视粒径可达 10 m) 。
图 6. 1. 8 下咱日堆积体三维形态特征
为进一步认识该层粒度分布特征，分别在 PD209 内分别选取了四个试样点进行了相应的粒度筛分试验 ( 图6. 1. 13) ，由于现场条件限制粒度筛分试样大小为20 cm ×20 cm ×20 cm，且粒径范围为大于 1 cm 的颗粒。从频率分布柱状图上可以看出在粒度分析范围内绝大部分粒度小于 1 cm，粒径 ＜1 cm 的颗粒最大可达 60%以上，平均含量约为 47. 2%。
通过钻孔及平洞揭露，该层内部夹有粉细砂层。但通过地表调查及勘探成果分析，该层内部的粉细砂层在空间上的分布呈透镜状 ( 图 6. 1. 14) ，分布不连续，其延展长度一般小于 5 m，且较为致密并呈半胶结状态，不具有成层性。从总体上不构成连续性的软弱界面，不会影响堆积体的稳定性。
6. 1. 2. 2 土石混合体层
该层为冰碛成因的土石混合体层，具泥质胶结或呈架空结构特征，其含石量大于40% ，现场平硐揭示，最大粒径可达 3 m 左右，组成物质绝大部分为灰岩、玄武岩。
图 6. 1. 9 钻孔揭露堆积体底界 ( 基覆面) 分布的卵砾石层
图 6. 1. 10 下咱日堆积体分布区古河槽及今河槽基岩面等高线 ( m) 图
根据平洞 209 揭露，该层土石混合体在内部细观结构上从坡体外部到内部大致可以划分为两个亚层 ( 图 6. 1. 15) : 具有泥质胶结的土石混合体层及具有架空结构的堆石体层。其内部块石粒径较大，具有一定的磨圆度。其中具泥质胶结的土石混合体层，块石构成的骨架内部空隙被粘土及粉土充填，填充成分较为致密，透水性较弱; 具有架空结构的堆石体内部大块体构成的骨架内部有粒径较小的块体填充，且块体内部排列紧密，呈高度压密状态，深部可见局部有少量泥质充填成分。但从整体上这两个亚层没有明显的界线，基本上呈逐渐过渡趋势。
为了明确下咱日堆积体内部分布的这两类岩土介质的粒度组成，为其抗剪强度研究提供依据，我们采用数字图像处理技术对 PD209 所揭露的这类岩土体进行了大面积粒度分析试验。
根据现场断面特征，选取土石阈值为2 cm，即: 粒径 ＜2 cm 的颗粒将被视为 “土体”成分。因此对图像所显示的粒径大于 2 cm 的颗粒进行统计，图 6. 1. 16 显示了两组图像颗粒提取过程。
图6.1.11 下咱日堆积体地质结构剖面图
图 6. 1. 12 下咱日堆积体三维工程地质结构分区
图 6. 1. 13 砂卵砾石层粒度分析成果
图 6. 1. 14 下咱日堆积体内部呈透镜状分布的粉细砂层
图 6. 1. 15 PD209 揭露的下咱日堆积体内部土石混和体层
图 6. 1. 16 基于数字图像处理技术对 PD209 内揭露冰水堆积层( 土石混合体) 进行粒度分析
根据上述方法，我们共对7组图像进行了相应的粒度分析，累计分析总面积约26m2，图6.1.17。从图中可知该土石混合体的含石量(粒径大于2cm的颗粒)分布范围为30%～70%之间，平均含石量约52%，根据水利部行业标准《土工试验规程》(SL237-1999)中的土的分类标准，该层岩土体应属于混合巨粒土—巨砾混合土范畴。从图6.1.16图像处理图上还可以看出该层土石混合体粒度分布及其不均匀。
图6.1.17 各粒度分析试验成果图
6.1.2.3 基岩
二叠系上统玄武质喷发岩(P2d)，其岩性主要为灰、灰黑及紫灰色的玄武岩、杏仁状玄武岩及火山角砾熔岩等，该层从上到下又可分为全风化、强风化、弱风化及新鲜基岩。根据钻孔揭露显示，除堆积体上部及Ⅲ号剖面揭露为全风化或强风化接触外，绝堆积体下伏基岩大部分为弱风化玄武岩体。基岩接触面处，根据钻孔揭露堆积体物质基本处于超固结或胶结、半胶结状态(图6.1.18)，接触较为紧密，不可能成为堆积体失稳的软弱界面。
2、滑坡除圈椅状还有其他什么形状？
滑坡除圈椅状还有马蹄状或百多级不正常的台坎，
滑坡是指山坡在河流冲刷、降雨、地震、人工切坡等因素影响下，土层或岩层整体或分散地顺斜度坡向下滑动的现象。滑坡也叫地滑，群众中还有“走山”、“垮山”或“山剥皮”等俗称。
当斜坡问上出现有圈椅状、马蹄状地形或多级不正常的台坎，其形状与周围斜坡明显不协调；斜坡上部存在洼地，下部坡脚较两侧更多地伸入河床；两条沟谷的源头在斜坡上部转向并汇合，上述地貌现象说明，这些地段可能曾经发生过滑坡。斜坡上有明答显的裂缝，裂缝在近期有加长、加宽现象；坡体上的房屋出现了开裂、倾斜；坡脚有泥土挤出、垮塌频繁，上述地貌现象可能是滑坡正在形成的依据。
滑坡主要表现为坡体后部版与母体脱离开的分界面露出在外面的部分，在平面上多呈圈椅状或其它形状权，其高度视滑动量与滑体大小而定，从数米至数百米不等。
3、岸坡变形破坏的基本类型与特征
根据实地考察和已有研究成果，可将南水北调西线一期工程区水库岸坡的变形破坏体分为3种类型：崩塌堆积体、滑坡堆积体、（潜在）不稳定边坡（基岩变形体）。2003年和2004年本课题组对一期工程区开展了现场调查，在5个库区发现岸坡变形破坏体32处，其中，崩塌堆积体16处，占总数量的50.0％；不稳定边坡9处，占总数量的28.1％；滑坡堆积体7处，占总数量的21.9％（图8-5、图8-6；表8-1、表8-2）。由此可见，库区内崩塌最为发育，（潜在）不稳定边坡次之，滑坡较少。
图8-5 工程区库区岸坡变形破坏类型
对每个库区而言，水库岸坡变形破坏的3种类型分布情况各不相同，表明在不同库区内，岸坡变形因为所在的局部地质环境不同而呈现出不同的破坏方式。在达曲的阿安-申达库区，崩塌体达到4处，占整个一期工程区崩塌总数的25％，占整个一期工程区变形边坡总数的12.5％，而滑坡、不稳定边坡较少；在泥曲的章达-仁达库区，崩塌体达到4处，占整个一期工程区崩塌总数的25％，占整个一期工程区变形边坡总数的12.5％，而滑坡、不稳定边坡仅为1处；在上杜柯库区、亚尔堂库区、克柯库区，崩塌数目减少，不稳定边坡增加。如在克柯库区，崩塌体有1处，而不稳定边坡达到2处。图8-6为各个库区变形边坡统计图，可直观地反映各个库区的岸坡变形破坏数量。
图8-6 工程区各库区岸坡变形破坏数量
表8-1 工程区库区岸坡变形破坏统计表
表8-2 工程区各库区岸坡变形破坏一览表
续表
续表
续表
一、崩塌
经过现场调查，在5个库区共发现岸坡变形破坏体数目32处，其中，崩塌堆积体16处，占总数量的50.0％。调查中发现，崩塌堆积体在碎石土岸坡及岩质岸坡中均有发生，但主要发生在碎裂（松散）岩质岸坡地段，在河流冲积物构成的岸坡，如由河流阶地堆积物、冰水堆积物等构成的岸坡中发生的崩塌较少。表8-3中统计表明，对于松散岩质岸坡，由于岩体结构破碎，基本处于强风化状态，导致岸坡在外界条件改变（如河流冲刷、工程作用等）时产生坡体局部崩塌。从崩塌堆积体与岸坡结构统计结果来看，碎裂结构岩质岸坡崩塌堆积体最为发育，其次为碎石土岸坡。
表8-3 崩塌堆积体发育与岸坡结构类型的关系
如图8-7所示崩塌点C03，位于达曲右岸，坡体为强风化松散坡积物，岩性为砂板岩组成，崩塌体长50m，宽20～30m，厚1.5m左右，主崩塌方向91°，倾角40°～45°，前缘为洪积扇，曾经阻塞河流。崩塌变形为分阶段变形，在外界条件改变时发生崩塌，由于河流冲刷作用发生二次变形，形成二级后缘拉裂临空面。崩塌点C14位于麻尔曲左岸，宽800m，高100m，岩性为砂岩，岩体为碎裂（散体）结构，风化破碎，坡脚切割而产生崩塌，局部产生切层滑坡，但以崩塌为主（图8-8）。
图8-7 库区典型的崩塌破坏（C03）（海拔：3605m；位置：N31°55.245’，E100°7.674’）
图8-8 库区典型的崩塌破坏（C14）（海拔：3490m；位置：N32°53.739’，E100°46.990’）
二、（潜在）不稳定边坡
工程区5个库区中，属于不稳定岸坡的基岩变形体9处，此类岸坡主要由潜在不稳定岸坡与倾倒变形体组成，发育于岩质岸坡，一般岩体结构较为破碎，变形体规模较大，特别是位于隧洞进出口及近坝处的变形体对工程安全构成威胁。
库区发育变形体的原因主要有两个方面：首先，库区地层岩性及其岩体结构类型决定了不稳定岸坡的形成，在区内主要为砂岩与砂板岩，多呈层状或碎裂结构，为该类岸坡的形成提供了内在的物质条件。调查表明，由于岩性或岩体结构的特征，使得不稳定岸坡具有了潜在的发育条件，在一定的岸坡结构条件下，常构成坡体变形破坏的滑移控制面或软弱基座；其次，外界条件改变促使了该类岸坡的发生，由于降雨、道路开挖、河流冲刷等原因，使岸坡的受力状态及岩体性质发生改变，一旦失去原有的平衡条件，该类岸坡就可能发生破坏。
分析表明，该类变形体的发育规模，主要取决于岸坡岩体中的软弱结构面及其力学性质，如果外界条件改变了岩体性质，这些岸坡就可能演化为滑坡或其他的破坏形式，特别是在碎裂结构岩体中，这种趋势更应该注意，对工程的施工、运行都将产生重要影响。对此类岸坡的研究主要集中于分布在近坝段及隧洞进出口的边坡稳定性评价方面，对道路两侧的不稳定岸坡的研究也是重要的。本项研究的不稳定岸坡主要针对库区岸坡，对进入库区的道路边坡没有涉及。
该类岸坡主要有两类：不稳定山体与倾倒变形体。对于不稳定山体，其潜在不稳定性是由山体本身的岩性及其岩体结构决定的，主要发育在碎裂（松散）岸坡及层状岸坡中。该类岸坡内在条件上已经基本具备了产生破坏的物质基础，并且已经出现了局部变形破坏，在外界条件下（如降雨、工程施工活动等）将会产生更大规模的破坏，如亚尔堂坝址左岸山体即为潜在不稳定山体（U05），该处河流近南北走向，左岸山体由砂岩、板岩（ NW10°∠80°）组成，山体坡度60°～80°，其中泥质板岩中片理发育，形成层间错动带，岩体结构破碎，呈层状结构，节理非常发育（走向NE30°），在该岸坡上发育20条挤压破碎带，间距2～3m（图8-9）。
图8-9 亚尔堂坝址左岸潜在不稳定山体（U05）（海拔：3427m；位置：N32°46.970’，E100°47.547’）
倾倒变形体主要发育在层状结构的山体中，一般具有反倾向特征，在重力作用下，层状岩体在某一部位发生变形，形成了不稳定山体，在河流冲刷作用下，进一步破坏平衡条件，倾倒变形继续加剧，在局部发生折断后引发岩体破坏。该类岸坡在库区内出现较多，如在阿柯河克柯坝址库区发育的倾倒变形体（U09），位于河流右岸，岩性为薄层状砂板岩，向河流产生倾倒，岩层下部倾角约70°，上部约50°，为典型的基岩变形体（图8-10）。
图8-10 阿柯河克柯坝址库区发育的倾倒变形体（U09）（海拔：3509m；位置：N32°59.348’，E101°21.966’）
三、滑坡
1.滑坡堆积体的分布及其发育规律
工程区内共有滑坡堆积体7个，由于工作深度及条件的限制，该数据可能不太符合库区滑坡数量的实际。但是，通过前期工作及现场调查发现，该区的滑坡并不是很多，岸坡变形破坏多表现为崩塌形式。
水库岸坡稳定性主要受岸坡结构、地貌特征、地震、降雨和库水的地质作用等因素控制。岸坡结构的控制作用主要表现在岩体结构面与临空面的关系对岸坡稳定性的影响：即(1)斜坡倾向与斜坡岩体潜在滑移结构面或交线倾向夹角（θ）的影响。一般随着θ的增大，滑坡和崩塌出现的几率逐渐减小，即不稳定岸坡在同向坡（θ：0°～30°）出现的频率最大，在反向坡（θ：120°～180°）出现的频率最小；(2)岸坡内结构面倾角（α）的影响。一般α为20°～50°时，滑坡和崩塌出现的频率最大，70°～90°时出现的频率最小；(3)岸坡坡度（β）的影响。一般β为30°～45°时，岸坡的稳定性最差。
地貌特征的控制作用主要表现在岸坡高度对岸坡稳定性的影响。从统计结果看，在350～600m高度区间内，崩塌和滑坡最为发育。地震是岸坡失稳的重要诱发因素，许多大型滑坡和崩塌都与地震活动密切相关。此外，降雨也是岸坡失稳的主要诱发因素之一。库水对岸坡的地质作用主要包括改变库岸外表形态的浪蚀作用，引起岸坡岩土物理力学性质发生变化的库水浸泡作用，引起岸坡地质体渗流场发生改变的库水渗透作用，以及库水的静水压力和浮托力作用等。其影响主要表现为3个方面：(1)水库蓄水，地下水位升高，使不稳定岩土体底部的潜在滑动面浸水软化或泥化，孔隙水压力增大，抗剪强度降低；(2)库水位壅高，原来为阻滑的前缘部分，受库水浮托，降低了阻滑力；(3)库水位迅速回落对库岸岩土体产生拖曳下滑力。所以，库水的作用加速了岸坡的变形、失稳以至破坏。
工程区内水库岸坡的变形破坏形式主要是崩塌和滑坡。据雅砻江、通天河两条河的岩坡调查和统计资料，岩体结构面与临空面的关系是影响岸坡稳定的主要因素。从统计结果看，在350～600m高度区间内，崩塌和滑坡最为发育。地震与岸坡失稳有较密切的关系，一般在坡度大于25°的斜坡，地震烈度在Ⅶ度以上时，岸坡的失稳破坏现象非常普遍。
2.滑坡的类型及其形成机制
通过对库区滑坡的实地调查和对滑坡体残余岩土结构及原岩岩体结构的分析，可以将库区滑坡分为以下3种类型：
（1）层状岩体岸坡的切层滑动
属于该类型的库区滑坡以麻尔曲亚尔堂库区的亚尔堂寺滑坡（L05）为代表。发生该类破坏的基本条件：岸坡为典型的层状结构岩质边坡，岩层倾角较陡，一般在35°以上，由于河流或冲沟切割使岸坡结构类型为反倾向坡，并形成临空面。
以亚尔堂寺滑坡为例，亚尔堂寺滑坡（图8-11）位于班玛县江日堂乡，麻尔曲西南（右）岸，亚尔堂寺的对面，岩层为砂板岩，产状较陡，呈层状结构，由于河流冲蚀引起基岩滑坡，主滑方向为NE40°、0°，滑坡体宽约200m，长约150m，厚约15m，在后缘形成弧形地貌，经过访问，该滑坡曾经堵塞河流。
（2）缓倾层状岩体岸坡的顺层滑动
属于该类型的库区滑坡以达曲右岸滑坡（L01）为代表，一般顺基岩层面滑动，倾角30°左右。该类岩层中具有软弱岩层，成为滑动软弱面。达曲右岸滑坡（L01）（图8-12）的上游为泥石流沟，滑坡体堆积于山坡的坡脚，现山坡已为滑床，坡体冲入河道，形成堆积平台，曾经阻塞河流，主滑方向为65°，长约100m，宽约60m，厚5～10m，滑床倾角30°～35°，后缘陡立，达到65°。
（3）崩坡积、冲积松散层顺下伏基岩面滑动（蠕滑）
属于该类型的库区滑坡在结构上具有特别的物质组成：坡体由崩坡积、冲积松散物组成，下伏为基岩。在外界条件改变时，坡积物沿基岩面产生蠕动变形，随后形成以基岩面为滑面的滑坡，其特点是变形的多阶段性，其破坏是逐渐的渐进式破坏。
鸭花姐滑坡（L07）（图8-13）位于阿坝县阿柯河西南岸，该滑坡发育于由板岩组成的边坡，上覆黄色崩坡积物，下伏板岩的产状为15°∠35°，滑动面为崩坡积物与下伏基岩的接触界面。
图8-11 亚尔堂寺滑坡（L05）（海拔：3561m：位置：N32°53’ 50.2”，E100°48’ 0.8”）
图8-12 达曲右岸滑坡（L01）（海拔：3625m；位置：N31°56.575’，E100°7.295’）
图8-13 鸭花姐滑坡（L07）海拔：3411m；位置：N32°57’ 58.3”，E101°34’ 49.4”
4、地震滑坡触发特征分析
根据上述特征，可以将汶川极震区地震滑坡初始启动的动力过程划分为四个阶段（图5-2）。
图5-2 汶川地震滑坡动力演化示意图Fig.5-2 Dynamic evolution of landslide e to earthquake trigger
一、初始斜坡
斜坡高度一般200～300m，最高可达600m，如青川东河口滑坡。斜坡上部坡度可达60°～80°以上，岩体卸荷，山体结构破碎，节理非常发育，特别是沿发震断裂带大多形成大型高速远程滑坡。从岩性上分析，由汶川至北川，再至青川，主要为寒武系至志留系片岩、千枚岩、砂页岩等，是滑坡崩塌多发岩层；在都江堰、汶川一带，花岗岩体经过长期强烈挤压，节理发育，是滑坡、崩塌、泥石流的多发地段，其中，巨石崩落造成了巨大威胁；在绵竹、什邡、安县、彭州等山区，厚—巨厚层碳酸盐岩被大型节理、断裂分离，形成了多处大型滑坡崩塌堰塞湖（照片5-9）。
照片5-9 安县雎水滑坡崩塌堰塞坝特征Photo 5-9 The Jushui rockslide and the dammed lake
二、地震抛掷
汶川地震烈度高达Ⅺ度，地震加速度大于lg，特别是在斜坡山体上部，地震加速度明显放大。据实地调查，滑坡附近震毁建筑物垂向震动非常明显，因此，应考虑竖向加速度作用。也就是，上部山体所遭受的地震力具抛物线特征，由竖向和水平地震力联合作用，即
汶川地震地质与滑坡灾害概论
其中：f—地震联合作用力，显然，地震力方向朝上；fh—地震水平力；fv—地震竖向力。
胡聿贤（2005）等开展过地震震动衰减规律和地震加速度饱和问题的研究，但是，对于以逆冲为主的龙门山地震断裂而言，用现有经验公式难以解释。例如，采用钱德拉（Chandra U.，1979）和巴蒂斯（Battis J.，1981）联解进行地震加速度、地震震级和震中距分析，即
汶川地震地质与滑坡灾害概论
其中：a—地震加速度（cm/s2）；M—地震震级；d—震中距（km）。
因此，若震中距d＜2km，M=8.0，那么，在汶川地震断裂上，地震加速度可达2.91g。这一推断缺乏实测数据进行修正，因为，上述公式主要依据于具走滑特性的圣安德烈斯断裂的烈度衰减规律。根据地震加速度台站记录，卧龙地震加速度为0.9g，紫坪埔大坝坝顶放大为2.0g，江油为0.6～0.7g，青川0.4g。中国地震局工程力学研究所在什邡八角镇记录到了汶川地震的地面加速度（Wang Zifa，2008），强震动持时大于25s，东西向最大地面水平加速度为0.55g，南北向最大地面水平加速度为0.59g，而竖向最大地面加速度为0.64g，反映出对于逆冲型地震来说，极震区的竖向地震力要大于水平向地震力（图5-3）。该测站距龙门山主发震断裂约8km，因此，估计在地震极震区，特别是映秀—北川一带，地震加速度可达1.5g，在斜坡上部，地震加速度应放大1.5倍以上。
图5-3 什邡八角镇汶川地震地面加速度记录（据Wang zifa，2008）Fig.5-3 Ground motion record of the wenchuan earthquake，bajiao Shifang（after Wang Zifa，2008）
大量实例表明，在汶川地震震中区，触发滑坡的地震竖向力作用是非常明显的。实际上，关于竖向地震力的问题，很早就受到关注，钱培风教授（1983，2002）通过大量调查提出了“传统认为水平地震力起主导作用的观点是错误的，实际上是竖向地震力起主导作用”的观点。当然，地震加速度的作用非常复杂，不能一概而论，它不仅取决于震级、震中距，还与地震断裂类型、传播方向、地形地貌、地质结构密切相关。梁庆国等对地震竖向力作用下的节理岩体失稳破坏亦进行了研究，提出“岩体地震动力破坏问题的认识应充分考虑垂直向地震动的重要影响”（2007）。许强等（2008）也提出了地震抛掷作用的见解。
Coller C.J.和Elnashai A.（1997，2001）研究了不同震级下，随着震中距的变化，竖向和水平地震加速度地震变化特征。总体上，随震级增大，竖向和水平地震加速度地震之比相应增加，即竖向加速度的作用愈加明显；当地震震级Ms＜7.5级时，水平地震加速度（Ha）大于竖向地震加速度（Va），但是，当地震震级Ms=7.5级时，若震中距小于10km，竖向地震加速度要高于水平地震加速度。根据图5-4的记录结果，汶川地震地面加速度似乎也满足这一规律。综合上述分析结果，在图5-4中增加了汶川8.0级地震时的变化曲线，在震中距小于10km的极震区，即龙门山主中央构造带汶川映秀—北川—青川300km的地震带上，竖向地震加速度应大于水平地震加速度。
必须指出，以往在滑坡稳定性分析评价以及防治工程中，大多仅考虑了地震水平力，未考虑地震竖向力的作用，在强震区滑坡稳定性分析中，应该作出必要的修正。
图5-4 竖向（Va）与水平地震地面加速度（Ha）随震中距之比（据Elnashai A.S.，1997修改）Fig.5-4 Ratio between Vertical and Horizontal acceleration Va/Hadepending on the epicenter distance（modified from Elnashai A.S.，1997）
由于现场实测强震加速度数据非常有限，给滑坡的地震动力分析带来很大困难。因此，在某些地段，仅能通过邻近建筑物的破坏形式推断地震时的动力作用特征。
照片5-10揭示了位于映秀震中区中央断裂带破裂面下盘20m（东侧）的六层在建建筑物的破坏特征，其中：
照片5-10a：反映汶川映秀震中龙门山断裂带地表逆冲破裂，高度约2m。在建的6层建筑物位于破裂带下盘（东侧）约20m。
照片5-10b：该六层建筑物受地震力作用，二层楼被毁，同时，上部四层楼整体向东平移0.5m，显示水平和竖向地震力的联合作用。
照片5-10c：该六层建筑物一层上部横梁被上部建筑物冲击开裂毁坏，显示垂向地震力作用强烈。
照片5-10d：距龙门山主中央断裂带约1km的映秀漩口中学学生五层宿舍建筑竖向“X”破裂面发育，第一层楼已被毁，显示震中区竖向力作用明显。
汶川地震地质与滑坡灾害概论
照片5-10 映秀震中区建筑物破坏特征Photo 5-10 Damaged structure features e to earthquake in the Yingxiu epicenter zone
三、撞击崩裂
上部山体被抛掷后，迅速下坠，并撞击下部基岩凸起或台阶，形成光圆的凸起或台缘。地震力主要为水平惯性力，而竖向力以重力为主导，联合作用力方向朝下。在撞击区，出现动摩擦，致使滑带土结构重组。
照片5-11显示了成都彭州白鹿镇山体在地震力作用下，上部崩滑体被分离母体抛掷，然后在台缘与下伏基岩发生撞击崩裂，转化为高速碎屑流。崩滑体纵长约20m，高50m，横宽约100m，体积约10×104m3，形成了长约200m的碎屑流堆积。
照片5-11 彭州白鹿镇上部崩滑体撞击后形成碎屑流Photo 5-11 The debris flow e to the upper rockmass avalanche crash，Bailu，Pengzhou
四、高速滑流
上部滑坡或崩塌体发生撞击后，崩解粉碎，发生3种效应：第一，形成高速气垫效应，滑坡体由较大块石和土构成，具有一定厚度，飞行行程可达1～3km；第二，形成碎屑流效应，粉碎的较细土石呈流动状态，特别是含水丰富时，形成长程流滑；第三，形成铲刮效应，巨大撞击力导致下部岩体崩裂，形成新滑坡、崩塌，但其厚度不大，滑床起伏不平。
5、岩土体类型及特征
按照成岩作用程度和岩、土颗粒间有无牢固连接，区内岩土介质可划分为岩体和土体两大类。按照建造类型、结构类型并结合强度，岩体又进一步划分为坚硬层状碎屑岩组和半坚硬层状碎屑岩组两个工程地质岩组；土体又进一步划分为砂砾石土、一般黏性土、新黄土、老黄土和红粘土（表2-4）。
表2-4 岩土体类型划分及特征表
一、土体
（一）砂砾石土
砂砾石土主要为粉砂、细砂、中砂、粗砂等，砾砂和卵砾石零星分布。砂土分选性、磨圆度均较好。潜水面以下呈饱和状态，但绝大部分高于潜水面，一般为湿—稍湿，密实，压缩系数小于0.1 MPa-1，属低压缩性土，个别地段和表层为中密、松散。对一般工程而言，中砂地基承载力较高，可作为天然地基；但粉砂、细砂地基承载力则偏低，通常不被采用（表2-5）。砂土分布于河谷区，地势开阔、低缓，一般不易产生地质灾害。
表2-5 砂土物理力学指标试验结果统计表
（二）一般黏性土
一般黏性土颗粒成分以粉粒（粒径0.05～0.001mm）为主，平均占60%以上，湿陷系数平均值介于0.018～0.036之间，具有轻-中等湿陷性；其允许承载力最大值为333kPa，最小值117kPa，平均值225kPa，一般满足多层民用建筑承载力要求，但对于重要构筑物，需作地基处理（表2-6）。
表2-6 一般黏性土物理学性质指标统计表
表7-2 黄土及红粘土物理学性质指标统计表
（三）新黄土（Qp3）
新黄土几乎覆盖全区，厚度一般10～20m，局部达30m。颗粒成分以粉粒为主，矿物成分主要为石英、长石，粘土矿物含量少。新黄土的原生结构为均质结构，结构疏松，大孔隙发育。在黄土湿度变迁收缩作用影响下，产生垂直节理，形成了柱状体块裂结构。在斜坡地带，受风化、卸荷或滑移变形作用，产生X形剪节理，局部形成楔形体块裂结构。天然状态下土体力学强度较高，但遇水后强度急剧降低，具崩解性和湿陷性。黄土湿陷，引起变形破坏，形成陷穴、落水洞等黄土喀斯特地貌，为降水汇集和快速入渗提供了通道，常导致崩塌、滑坡等地质灾害发生（表2-7）。
（四）老黄土（Qp2）
老黄土是构成区内黄土梁峁的主体部分，颗粒成分中黏粒含量明显高于新黄土，＜0.005mm粒级＞20%，夹数层古土壤及钙质结核层。老黄土垂直节理、构造节理、滑塌节理以及风化节理普遍发育，形成了典型的柱状体块裂结构和楔形体块裂结构。从黄土不稳定斜坡节理裂隙玫瑰花图（图2-16）可以看出，区内黄土节理产状较复杂，有4 组比较突出，它们的走向分别是：0°～10°、35°～45°、65°～75°、160°～170°，这些节理是导致黄土滑坡崩塌等地质灾害发生的潜在地质因素。构造节理多呈X形，黄土陷穴、洞穴、黄土桥等主要是沿此裂隙发育，亦影响着侵蚀沟谷的发生和发展方向。黄土滑坡上发育的节理面较为光滑，常沿滑坡体滑动方向发育，亦有内倾和垂直发育的。例如，在滑坡体剖面上可见到，由后缘到前部依次发育内倾、垂直和顺坡向的节理。黄土风化节理主要是由垂直节理和构造节理经风化作用张开、加宽和扩宽而形成；若因水冻结胀裂等作用而风化，则多呈柱状或碎块状；若因昼夜温差变化作用，则形成板片或不规则的扁平小块。黄土风化节理方位没有规律性，其密度由表面向土体深处较为快速地减小，坡体常有剥落、掉土现象，甚至发生崩塌灾害（表2-7）。黄土滑坡崩塌节理同基岩崩塌节理裂隙没有明显的发育相关关系（图2-16，图2-17），且基岩崩塌远没有黄土不稳定斜坡发生崩塌的频率高。
图2-16 黄土不稳定斜坡节理裂隙玫瑰花图
图2-17 基岩崩塌节理裂隙玫瑰花图
（五）红粘土（N2）
红粘土即新近纪上新世三趾马红粘土，在区内零星分布，与下伏侏罗系呈不整合接触，厚度变化较大，一般1～5m，少数地段厚达10m 以上。其颗粒组成以粉粒和黏粒为主，其中粉粒占44%～64%，黏粒占16%～36%，砂粒占20%～30%。天然状态下呈坚硬、硬塑状态。一般高于地下潜水位，含水量偏低，属于低压缩性土，渗透性差。天然状态下强度较高，遇水力学强度显著降低，由硬塑逐渐变为软塑甚至流塑状态，形成软弱结构面，导致斜坡体沿黄土与红粘土层接触面形成滑坡（表2-7）。
二、岩体
（一）坚硬层状碎屑岩组
岩性以砂岩为主，为侏罗纪及三叠纪碎屑岩，河湖相沉积，产状近水平，致密坚硬，属层状块裂结构，承载力高，工程地质性质良好。在边坡地带，垂直节理及风化节理发育，尤其是沿着走向为70°～80°、130°～135°、160°～165°的节理裂隙十分发育。节理裂隙的发展与扩张，形成斜坡危岩体，常引发崩塌灾害（表2-8）。
表2-8 砂岩物理力学指标统计表
（二）半坚硬层状碎屑岩组
岩性以泥岩和砂泥岩为主，并夹有页岩、油页岩等，为侏罗纪及三叠纪碎屑岩，河湖相沉积，质地软弱，抗剪强度较低，抗风化能力弱，遇水易软化，力学强度显著降低，工程地质性质相对较差，承载力也远低于砂岩。节理裂隙发育，构成水平层状块裂结构，岩体的强度和变形特征严格受到层面及节理面组合的控制。在边坡地带，岩体垂直节理、卸荷节理及风化节理发育，形成斜坡危岩体。泥岩与砂岩力学性质的较大差异，以及砂岩与泥岩差异风化的影响，由砂岩和泥岩构成的斜坡体易发生鼓胀、错断等形式的变形破坏。另外，泥岩透水性差，易形成相对隔水层，构成软弱结构面，诱发滑坡的发生（表2-9）。
表2-9 泥岩物理力学指标统计表
6、地震滑坡形成特征分析
汶川地震滑坡的滑床往往不具连续平整的滑面，上部滑体被地震力抛掷后与下部滑床边缘发生“撞击”是极震区滑坡的一大共性，其中，以下列五种类型滑坡、崩塌最为典型。
一、阶型滑坡
高位岩体被缓倾和陡立两组不连续面切割，在垂向和水平加速度作用下，被抛掷，并与台缘发生撞击，下伏基岩形成明显的向外缓倾的阶型台面。
在基岩平台上部堆积有上部滑体与基岩撞击后残留的松散堆积体，基岩表层和浅部被铲刮，形成次级滑动，下部形成滑坡-碎屑流堆积。平武县平通镇牛飞村的滑坡位于中央断裂带2km范围内，滑床具有典型的台阶型（照片5-1），台阶纵长约50m，横宽可达100m，向坡外缓倾。滑坡母岩为早寒武纪地层，主要由板岩构成，层状结构明显，易于形成缓倾平台。在台缘撞击后形成碎屑流，冲入江中阻塞河道形成堰塞湖。同时，碎屑流继续爬升到对岸约30m，形成气浪溅泥堆积，中断公路。
照片5-1 平武县平通镇牛飞村阶型滑坡Photo 5-1 The Niufeicun staircase-shaped landslide，Pingwu county
二、凸型滑坡
在垂向主导和水平地震加速度作用下，高位岩体被抛掷后与下伏基岩强烈撞击，散体后再次铲刮下部基岩表层，形成高速碎屑流或长程滑坡。新形成的滑床中部明显凸起。
都江堰龙池滑坡位于主中央断裂带范围内，滑床中部具有显著突起，突起面积占滑床总面积的60%以上，与传统的重力滑坡形成显著区别（照片5-2）。滑坡的母岩为震旦系花岗岩，在长期的内外动力作用下，岩体表层较为破碎，但是，风化差异大，深部难以形成统一的滑带。上部滑体与基岩撞击后，形成瀑布状碎屑流，堵塞河道形成堰塞湖，产生高速气浪冲毁数间房屋，并将一在山脚院坝的村民吹到了马路对面的一层房顶上。
三、勺型崩滑
追索原有潜在的滑床形成，滑床类似圈椅型，但崩滑坡体未形成典型的整体圆弧滑动。此种类型的崩滑体大多处于位置较高的陡倾斜坡上，母岩较为破碎，或为原有的老滑坡、崩塌体。因此，崩滑体高位剪出或崩落后形成长程高速碎屑流或崩塌。
照片5-2 都江堰龙池沙子坡凸型滑坡Photo 5-2 The Shazipo convex-shaped landslide，Dujiangyan city
在地震发生前，都江堰百花大桥崩滑体已形成崩塌。地震发生期间，崩滑体追踪原有的弱面形成。崩滑体宽约100m，高差约200m，形成长约300m的碎屑流（照片5-3）。
北川新中滑坡为古滑坡和危岩体的复合。据20世纪90年代初中国水文地质工程地质勘查院909队的调查资料，该区为乱石窖滑坡区。滑坡母岩为上泥盆统和下石炭统厚层灰岩构成，滑坡长650m，宽200m，平均厚度20m，最厚达40m，前后缘高差达300m，体积约240×104m3。滑坡具有崩塌特征，以块（巨）石为主，巨石单体体积可达1000m3，产生巨大冲击力，导致北川中学新区三层高的一排教学楼和邻近的建筑物被毁覆，近500人死亡（照片5-4）。在滑坡堆积体前缘，沿原主街道地面出现鼓胀，估计与地震构造形成的逆冲破裂和地面波动相关（图5-1）。
照片5-3 都江堰白花大桥勺型崩滑-碎屑流Photo 5-3 The concave rockfall-flow，Dujiangyan city
图5-1 北川县城新中滑坡剖面图Fig.5-1 Section map of the Xinzhong landslide on the Beichuan town
照片5-4 北川县城新中滑坡前后对比照片Photo 5-4 Comparison of the Xinzhong landslide before/after earthquake
四、座落型（振胀型）滑坡
在垂向和水平地震加速度作用下，滑坡从高位整体下座，后缘壁陡倾，呈现高速近程滑动特征，水平滑动距离不大，通常小于垂向错动距离，滑带不明显，剪出口位置低，冲击力小。滑坡具有振动膨胀解体的特征，堆积体超覆于前缘平缓地面（照片5-5）。
照片5-5 太洪村南滑坡后缘基岩被强烈振动呈方块状岩体Photo 5-5 Rockmass is cut into blocks e to strong vibration of earthquake
北川陈家坝滑坡纵长500m，横宽300m，厚度100m，体积约1500×104m3。滑坡从坡顶高位下座约100m，水平滑移约300m。由于滑坡具有整体膨胀振落的特征，向三面扩展。与北川县城城西滑坡相比，该滑坡势能相对较小，没有气垫效应，因此，对陈家坝镇未造成灭顶之灾（照片5-6）。
北川擂鼓镇南滑坡，纵长500m，横宽400m，厚度100m，体积约2000×104m3。滑坡从坡顶高位下座约100m，水平滑移约100m。由于滑坡具有整体膨胀振落的特征，向三面扩展。与北川县城城西滑坡相比，该滑坡势能相对较小，没有气垫效应，因此，对擂鼓镇未造成灭顶之灾（照片5-7）。
照片5-6 北川陈家坝座落型（振胀型）滑坡Photo 5-6 The Chenjiaba vibration-expanding landslide，Beichuan county
照片5-7 北川擂鼓镇座落型（振胀型）滑坡Photo 5-7 The Leiguzhen vibration-expanding landslide，Beichuan county
五、巨大滚石
部分监测数据表明，汶川地震产生的强震动持时可达20s，陡坡山顶的地面加速度放大效应非常明显，在山顶处的岩体放大的地震加速度估计可达2.0g，在北川、汶川、都江堰等触发了大量的巨大滚石，单体滚石体积可达1000m3，造成了公路沿线车辆损毁和难以防范的地质灾害（照片5-8）。
照片5-8a：北川县城巨大滚石灾害。形成多处巨大滚石带，从景家山100～200m高处顺坡冲入县城南城市主路，阻断了通往绵阳的公路，摧毁数十辆汽车、摩托车，毁坏了十多间房屋，造成数十人死亡。最大巨石体积可达1000m3，为古生代巨厚层灰岩。
照片5-8b：汶川映秀巨大滚石灾害。从斜坡上冲入居民区，导致多栋房屋被毁。体积可达200m3，为三叠系砂岩。
照片5-8c：都江堰龙池旅游区公路沿线巨大滚石灾害。从山顶200多米高处飞滚而下，摧毁多间房屋，阻挡道路。体积可达700m3，为震旦系花岗岩。
照片5-8d：都（江堰）-汶（川）公路沿线巨大滚石灾害。伴随崩塌、滑坡和碎屑流，沿线形成独立或带状飞石不断，造成灾害难以估计，对车辆、道路和民居带来灭顶之灾。
照片5-8e：安县安昌镇街道店铺巨大飞石灾害。体积约5m3层状块石从对面山坡抛掷而来，飞行水平距离约30m，高差50m。所幸未对民居带来灾难。
照片5-8f：北川擂鼓镇公路巨大飞石灾害。体积约20m3层状块石从对面山坡抛掷而来，飞行水平距离约20m，高差40m。所幸未对过往车辆带来灾难。
汶川地震地质与滑坡灾害概论
汶川地震地质与滑坡灾害概论
照片5-8 地震灾区巨大滚石灾害Photo 5-8 Huge rolling rockmass in the earthquake zone
7、边坡滑坡解释及特征
每一条高密度电法电阻率反演拟断面图上均清晰显示为上、下两部分，上部主要为低阻，等值线稀疏，为第四系黏土混碎石的反映；下部以高阻为主，阻值高，变化快，等值线稠密，为弱风化白云质灰岩。浅部低阻区偶有一些孤立高阻异常，反映了浅地表不均匀体，如滚石（最大直径达两米以上）、堆石、全风化碎石、沟坎、地裂缝、裂隙、疏松回填土石料等。如图2、图3所示。
图2 Ⅴ线高密度电法综合剖面图
图3 Ⅲ线高密度电法综合剖面图
通过分析，视电阻率等值线较密集带主要以100Ω·m的等值线为界，上部电阻率低而等值线稀疏，下部电阻率高而等值线密集，100Ω·m等值线附近即为基岩顶界面，这与钻孔资料完全吻合。
在现有的边坡滑坡体范围内（东以Ⅵ线为界，西到山脚Ⅰ线，北边大约在40/Ⅴ、50/Ⅳ、260/Ⅱ，南至100/Ⅴ、124/Ⅳ、320/Ⅱ），纵观各条剖面，除纵向Ⅲ线外，基岩面均为中间低两端高的趋势；也就是说，该滑坡体处在一山凹谷中，第四系软土层较厚。以Ⅵ线、Ⅴ线、Ⅳ线、Ⅱ线、Ⅰ线为序，边坡滑坡体基岩面标高依次迅速降低，坡度大于地表坡度。Ⅲ线中的基岩面也有同样的特点（图3），自坡上的小号点至坡脚的大号点，基岩面的倾度特征相当明显，尤其在波体下滑段的70/Ⅲ至140/Ⅲ号点处，基岩面坡度同样大于地表坡度，而以74/Ⅲ至96/Ⅲ号点间更陡。此外，基岩面呈台阶状，在70/Ⅲ、98/Ⅲ、120/Ⅲ存在较大、较宽的小平台。基岩顶面即为本滑坡体的滑动面，其形态如图4所示。
图4 滑动面立体示意图
由于边坡处于山凹低洼地带，上覆第四系软弱松散层较厚，基岩面沿山体等高线方向（南北方向）两边高中间低，沿山坡上高下低且倾角较地面坡度大。当高速公路施工时，将坡脚Ⅰ、Ⅱ线之间的土石开挖后，在重力作用下，上部软弱松散层沿坚硬的基岩面下滑，造成106/Ⅲ至140/Ⅲ号点间，也即60/Ⅳ至130/Ⅳ以西的地表土整体向坡脚滑动、坍塌，且仍在不断运移中，致使高速公路施工中断。随着下部的滑动、坍塌、位移，上部土体失去阻挡、支撑，形成欲下之势，一旦时机成熟，滑动在所难免。当雨季或雨水丰富时，地表水通过上部的松散层渗入地下，当达到基岩面时，水流无法再向下渗透或渗透力很低，只得沿基岩界面向低处流动、运移，久而久之，在水的浸泡和侵蚀下，上部松散层与基岩接触带变得更“软弱”，使上部松散层更加不稳。此段地势两边高中间低，处于山沟洼地，是地表水汇集之地。野外实地观察到多处滑坡裂隙，裂隙呈弧形状，最大水平裂距近1 m，垂向裂距也有40 cm（不包括Ⅳ以西的滑坡体和塌方），两株直径逾40 cm的大树也连根动摇、倾斜，说明滑坡已蓄势待发。
现场所见裂隙在图1至图3中均有标注，裂隙位置规律很强。高密度电法剖面显示，凡裂隙或裂缝处均存在基岩顶面台阶或平台。裂隙的出现说明土体滑动不均衡，裂隙两侧稳定性存在差异，而台阶或平台正是土体稳定性的分水岭。由于台阶或平台的存在，在松散层下滑时起挡隔作用，同时裂隙上侧的基岩面较平缓而下侧则相对陡峭，使得台阶上侧较下侧稳定，在下滑的张应力作用下就产生了裂隙或裂缝。进一步说明，高密度电法在探明滑坡体形成机理以及寻找滑坡体滑动面方面还是相当有效的。
8、滑坡的分类
目前滑坡的分类方案很多，各方案所侧重的分类原则不同。有的根据滑动面与层面的关系，有的根据滑坡的动力学特征，有的根据规模、深浅，有的根据岩土类型，有的根据斜坡结构，还有根据滑动面形状和滑坡时代等。由于这些分类方案各有优缺点，所以仍沿用至今。
(一)按滑动面与层面的关系分类
1.均质滑坡
又称无层滑坡，发生在同一岩性的岩体或土体中的滑坡，滑动面不受层面的控制，而是决定于斜坡的应力状态和岩土的抗剪强度，滑动面呈圆弧形或其他曲面(图3-3)。在黏土、黏性土和黄土等土体斜坡中较为常见。
图3-3 质滑坡(据李治平，2002)
图3-4 层滑坡(据孔思丽，2001)
2.顺层滑坡
这种滑坡一般沿着岩层层面或平行层面的裂隙面发生滑动，特别是有软弱岩层存在时，易成为滑动面。顺层滑坡是自然界分布较广的滑坡，而且规模较大(图3-4)。1963年10月9日发生在意大利的Vajont水库滑坡即为一大型顺层滑坡，滑动体积为2.6×108m3。该滑坡使当时世界上最大的双曲拱坝失效，并造成坝下游2600人丧生。
3.切层滑坡
滑移面切过岩层面而发生的滑坡称为切层滑坡。此类滑坡受结构面组合，裂隙和软弱夹层的控制。滑动面常呈圆柱状或对数螺旋曲线(图3-5)。
图3-5 层滑坡(据孔宪立，1997)
(二)按滑坡的动力学性质分类
这种分类法又称为巴普洛夫分类，可分为推动式滑坡、牵引式滑坡、混合式滑坡和平移式滑坡(图3-6)。
图3-6 坡的不同动力学类型(据巴普洛夫，1903)
1.推动式滑坡
这种滑坡主要是由于斜坡上部张开裂隙发育或因堆放重物施加荷载或在坡上部进行建筑等，引起上部失稳而推动下部滑动。
2.牵引式滑坡
这种滑坡首先是斜坡下部先滑动，然后逐渐向上扩展，引起由下而上的滑动，往往发生在坡脚掏空的斜坡，一级一级错落。例如，四川省云阳镇大桥沟内侧长江阶地沉积的黄褐色黏性土，由于东西两沟流水掏蚀坡脚，引起黏土滑动，由下至上逐渐形成五个滑动面和五个滑坡台阶(图3-7)。
3.混合式滑坡
这种滑坡一般是始滑部位上下结合，共同作用，这种类型较为常见。
4.平移式滑坡
这种滑坡的滑动面一般较平缓，始滑部位分布于滑动面的许多点，这些点同时移动，逐渐连接形成统一滑面。
图3-7 型牵引式滑坡示意图(重庆云阳大桥沟滑坡)(据李智毅，1990)
(三)按滑坡形成时间分类
1.新滑坡
近期发生的滑坡，一般易发生在处于河谷发育时期的沟谷中。滑坡形态特征明显，具活动性。
2.老滑坡
形成时间较久，滑坡堆积物掩覆在河漫滩之上的滑坡。滑坡形态特征较清晰，暂时稳定，但易复活。
3.古滑坡
形成时间久远，一般发生在河流接地侵蚀时期或稍后，滑坡前缘高程与河流侵蚀基准面相当。滑坡形态特征受到严重改造，但依稀可辨，一般较为稳定，不易复活。
(四)按组成滑坡的主要物质成分分类
1.堆积层滑坡
发生在各种松散堆积层中的滑坡称堆积层滑坡。其多出现在河谷缓坡地带或山麓的坡积及其他重力堆积层中。它的产生往往与地表水、地下水的直接参与有关。滑坡体一般多沿下伏的基岩顶面，或不同成因的堆积物的接触面，以及堆积层本身的松散层面滑动。滑坡体厚度一般为几米到几十米。
2.黄土滑坡
发生在黄土层中的滑坡称黄土滑坡。它的产生常与黄土固有的垂直裂隙及黄土的湿陷性有关，多见于河谷两岸高阶地的前缘斜坡上，常成群出现。其中有些滑坡的滑动速度很快，变形剧烈，破坏力极强。
3.黏土滑坡
发生在均质或非均质黏土层中的滑坡称黏土滑坡。黏土滑坡的滑动面呈圆弧形，滑动带呈软塑状。黏土的干湿效应明显，干缩时多张裂，遇水作用后呈软塑或流动状态，抗剪强度急剧降低，多发生在久雨或受水作用后。
4.基岩滑坡
发生在各种基岩岩层中的滑坡属基岩滑坡。它多沿岩层层面、裂隙面、断层面或其他构造软弱面滑动。岩层滑坡多发生在由砂岩、页岩、泥岩、泥灰岩以及片理化岩层(片岩、千枚岩等)组成的斜坡上。
(五)按滑动面深度分类
1.浅层滑坡
多指滑动面最大深度小于6m的滑坡。
2.中层滑坡
多指滑动面最大深度为6～20m的滑坡。
3.深层滑坡
多指滑动面最大深度为20～50m的滑坡。
4.超深层滑坡
指滑动面最大深度大于50m的滑坡。
(六)按滑坡体规模大小分类
按滑坡体规模大小，可分为:①小型滑坡，滑坡体<1×105m3;②中型滑坡，滑坡体介于1×105～1×106m3;③大型滑坡，滑坡体介于1×106～1×107m3;④巨型滑坡，滑坡体>1×107m3。
9、怎么判断滑坡地质灾害。从哪些方面考虑其特征？
识别滑坡
掌握滑坡的基本特征
1、必须有一定的滑坡边界和滑坡床（ 即滑动面、带） 以下的岩土体。"
2、 必须要改变原有山体斜坡（ 或边坡） 的地形地貌， 形成独特的“ 滑坡地貌”。"
3、 必须要破坏组成山体斜坡的岩土体的构造及其原始水文地质条件。形成有别于"
4、其外围坡体内部的岩土体结构和构造， 并改变地下水的渗流通道和排泄条件。
识别滑坡的标志
1、地形地物"
在山体斜坡地带， 滑坡区常形成圈椅状地形和槽谷状地形， 或造成斜坡上出现异常
的台坎及斜坡坡脚“ 侵占” 河床、耕地、房屋场地、道路边缘等现象。
在滑坡体上， 常有鼻状凸丘或多级平台。平台的高程和特征与外围河流阶地不同。
在滑坡体外两侧， 常形成沟谷， 常有双沟同源现象。可见到线形地物（ 如道路、耕
地边界等） 被错断位移的现象。
在滑坡体上， 常有积水洼地、地面裂缝、“ 醉汉林”、“ 马刀树” 和房屋开裂、倾斜、
沉陷、隆起、冒水等现象。
2、岩土体结构构造"
滑坡体范围内的岩土体常有扰乱、松动、挤压揉皱、受水浸润、擦痕等现象。基岩
的层位、产状和断层特征与外围不一致， 常见有被泥土、石屑充填或未被充填的张性裂
缝， 张扭性裂缝（ 两侧边缘） 及压性裂缝。土体趋向松散， 其层序正常或倒置， 倾向异
常， 普遍出现小型坍滑现象。
3、 水文地质"
滑坡区内含水层的原有状况（ 含水层位、水位、泉水流量等） 常被破坏， 致使滑坡
体特别是滑坡群成为复杂的水文地质综合体。在具有隔水作用的滑动面（ 带） 的前缘
（ 出露点） 常有成排、成群的泉水溢出。在滑体后缘的断壁上， 常有泉水出露或渗水现
象。有时， 在滑坡体两侧或前缘， 会形成特殊的“ 泥球” 现象。
4、 滑坡边界及滑坡床"
滑坡后缘断壁上带有顺层擦痕。滑坡前缘土体常被挤出或呈舌状凸起， 常伴有揉
皱、褶曲或断裂（ 非构造） 现象 在滑动的岩土体周边两侧， 常有沟或裂面（ 或张扭性"
羽状裂缝带）， 甚至线状地物被剪断等现象。
滑坡床常具塑性变形带。带内多由粘粒物质或粘粒夹磨光角砾组成。滑动面一般很
光滑。其上擦痕方向与滑动方向一致。应注意滑坡擦痕的这种单层性特征（ 即只有表面
一层才具有）， 据此可与构造成因的叠成性擦痕相区别。
上述的滑坡外貌及其内部结构构造标志应是滑坡作用的统一产物。其外貌常可反映
实质。然而， 经过长期的剥蚀破坏后， 滑坡外貌特征常遭到改变乃至消失。有时还伴有
其它成因的假象， 给调查研究工作造成了困难。