1、地下水与滑坡
实践经验表明，80%以上的滑坡与地下水活动有关。这个问题已经引起人们的重视。有一些人进行了地下水诱发滑坡的阀值统计研究，谢守益在他的硕士论文中对长江三峡地区几个典型滑坡降雨诱发的阀值统计研究结果为：
（1）鸡扒子滑坡属于暴雨诱发型：Q0＝280mm，T0＝2d；
（2）黄腊石滑坡属于久雨诱发型：T0＝36d，I0＝12.5mm/d；
（3）新滩滑坡（姜家坡滑坡）属于久雨型，T0＝29d，I0＝15mm/d。
这个结果表明，降雨对滑坡的诱发作用是复杂的，笼统讲滑坡与降雨有关，是不够确切的。这可能与地质体结构和岩体以及地形特征有关。从理论上来讲，实际上是降水、入渗、排泄、储存关系，也就是说，大气降水的一部分由地面排走，一部分入渗地下。入渗地下部分，一部分渗流流走，一部分储存在地质体内，使地质体内的地下水位逐步升高。当地下水位升高到一定高度时，地质体就失去稳定性，而诱发成滑坡。这个关系是十分复杂的，这里有许多难确定因素，如降雨后有多少从地面流走，有多少渗入地下，这里有一个入渗系数，很难确定；入渗到地下形成的地下水又有多少渗流掉，留在地质体内的有多少，这部分地下水需要多长时间才能上升到地质体失稳的高度，这是很难确定的。示意性地可以用下式表示降水时地下水位上升高度H：
地质工程学原理
式中：ξ为入渗系数；W 为降水强度；K 为地质体渗透系数；I 为地下水的水力梯度；T为降水时间。
当H超过地质体稳定性允许的极限水位时，就要产生滑坡。
为了防止滑坡发生，可采取地面排水和地下疏干措施，如果疏干的水量能等于入渗的水量，则地质体内就不会由于大气降水形成地下水位逐渐升高。这一点是很难办到的，难是难在大气降水很难预报准确，入渗系数很难确定，地质体的渗透系数很难确定。
2、系统运动的混沌性与滑坡可预报性
一、引言
根据NDS吸引子概念［26］，我们可以把长期的滑坡观测时间序列作为滑坡演化动力学模型的解来重建滑坡系统动力学，从系统运动轨道的发散速率确定可预报时间尺度。用这种方法，能够避开准确描述滑坡演化动力学方程和求解的难题。
二、理论基础
1.可预报性的测度
把滑坡演化过程看作一个非线性动力学系统（NDS）。滑坡NDS包括n个相互关联的分量xi，i=1，2，…，n。对一个具体系统，这些分量可能包含描述构造、岩性和水文等条件的不同因素或变量。设滑坡孕育动力系统有如下形式：
非线性岩土力学基础
动力系统的时间演化，由n 个变量（x1，x2，…，xn）构成的n 维相空间轨道x（t）=［x1（t），x2（t），…，xn（t）］描述。如果滑坡动力系统是混沌的，那么它应该满足［27］：①存在非整的吸引子维数；②至少它的最大 Lyapunov 指数大于零。
初始时刻t0的状态用相空间上的一点x0=［x1（t0），x2（t0），…，xn（t0）］表示，而x0+δx表示另一个状态，δx表示小偏差。δx在相空间上的时间演化受下列线性微分方程组控制，即
非线性岩土力学基础
式中，Aij是式（4-5）右端Jacobi 矩阵的元素，它的表达式为：
非线性岩土力学基础
Jacobi 矩阵的特征值在一段长时间内的平均值，可依其大小排列为：
L1≥ L2≥…≥ Ln （4-7）
式中，
非线性岩土力学基础
式（4-7）称为Lyapunov指数谱。如果时间相对长，式（4-8）可重写为如下表达式：
δxi=eLitδxi（0），（i=1，2，…，n） （4-9）
由式（4-9）可知，Lyapunov指数实际上给出了在相空间中，系统状态误差沿特征向量方向的指数增长率。如果状态误差随时间不断增长，那么该系统的长期行为是不可预报的，反之是可预报的，所以通过Lyapunov指数可度量系统的可预报性。
在三维相空间中，定常吸引子、周期吸引子、拟周期吸引子和混沌吸引子的三个Lya-punov指数符号（Wolf et al.，1985［27］）分别为：（-，-，-），（0，-，-），（0，0，-）和（+，0，-）。可见只有混沌吸引子至少有L1＞0，这是它与其他吸引子不同的标志，用它可以判断系统是否处于混沌状态。
所有正的Lyapunov指数之和为：
非线性岩土力学基础
称为Kolmogorov熵［28］，表征一个物理系统的信息平均产生率。1/h表示系统的状态误差增长一倍需要的时间，称为系统的平均可预报时间尺度。显然，这个量对滑坡预报研究很有价值。
2.可预报时间尺度的计算方法
对大多数滑坡系统，其动力学方程的具体表达式至今难以写出，所以直接计算h比较困难。然而，从NDS理论知道，从单一动力学变量的时间序列中，可提取其他动力学变量的信息。应用时序数据重建相空间的方法［29］，可方便地计算h的下限——二阶Renyi熵h2。
在m维空间中的两个点可定义为：
xm（ti）=［x（ti），x（ti+Δt），…，x（ti+（m-1）Δt）］ （4-11）
xm（tj）=［x（tj），x（tj+Δt），…，x（tj+（m-1）Δt）］ （4-12）
式中，Δt为时间间隔，且 ti-tj＞Δt。记这一点对的距离为rij，对给定的阈值r，rij＜r的点对在序列的总时间点数N中共有：
非线性岩土力学基础
式中，θ为 Heaviside函数，即
非线性岩土力学基础
标准化的关联函数为：
非线性岩土力学基础
当N足够大和r很小时，应用如下标度率［29］：
Cm（r）≈rd2e-mh2Δt （4-16）
来计算：
非线性岩土力学基础
非线性岩土力学基础
式中，d2和h2分别为吸引子的关联维数和二阶Renyi熵；k为正整数。若随相空间维数m的升高，d2趋于一个极限值，则由时间序列描述的系统存在一个吸引子，刚达到极限值的d2是该吸引子的维数，相应的m值是描述系统动力学行为所需的最少状态变量个数。若随m增大，d2也增大或呈随机变化，则表明所讨论的系统是一个非确定性的随机系统，具有完全不可预报性。
计算维数d2时，可能出现以下几种情况：
1）d2=m。这种情况对应于噪声序列，具有完全不可预报性。
2）d2=1或d2=2。这种情况表明时间序列是一种周期或准周期振荡序列，具有完全可预报性。
3）d2＞2或d2不为整数。这表明时间序列具有混沌性，必须考虑满足某种精度要求的可预报时间尺度。
因为h2比h容易得到，而且一些实例说明h2是h的很好估计［28］，故可把
T=1/h2 （4-19）
作为可预报时间尺度。由NDS理论知道，d2越大，系统的混沌程度越强。
三、实例分析
1.龙西新滑坡
黄河龙羊峡龙西新滑坡发生于1986年1月25日。这是一个体积为150 × 104m3的平面滑动型滑坡。滑坡体由第四纪黏土和砂土组成，滑前位移时序观测数据如图4-10所示。
图4-10 龙羊峡龙西新滑坡位移观测序列［17］
图4-11 龙西新滑坡logCm（r）-logr关系图
根据上述方法，对图4-10的数据进行处理。具有等时间间隔（15天）的数据个数N=72。当m=2～6且Δt=3时，logCm（r）-logr的关系图如图4-11所示。根据曲线线性段斜率，可计算d2，然后考察d2随m的增加是否趋于极限，就可以确定吸引子属性和其维数。
由图4-12可知，当m=3时，分维值达到极限值d2=2.63。这说明，龙西新滑坡的演化已处于一个混沌吸引子上。这意味着描述该滑坡的动力学行为至少需要3个独立的状态变量，即建模时至少需要3个不同的观测序列。
图4-12 龙西新滑坡关联维数d2与相空间维数m关系
由于龙西新滑坡存在混沌吸引子，因此可确定它的平均可预报时间尺度。当m从3增加到5时，h2的变化范围为0.22～0.32，其平均值为0.27，可确定该滑坡的平均可预报时间尺度为T=15/0.27≈56 days。这说明在1986.1～1986.2.26之间可进行确定性预测，预测误差的增长量将小于一倍；在此时间范围外，预测误差将变得很大，确定性的预测已没有实际意义。
此外，改变Δt值再计算h2，发现h2变化不大，即Δt对h2影响不大，这表明确定的龙西新滑坡可预报时间尺度可信。
2.新滩滑坡
1985年6月12日凌晨，在湖北省秭归县新滩镇一带，发生了总方量达2000万m3的新滩滑坡，该滑坡为沿基岩接触面滑动的松散堆积体滑坡。在坡体中部A3观测点的实测位移-时间曲线如图4-13所示，该曲线随时间呈增长趋势。
同理，应用如上分析方法，可计算得到新滩滑坡的关联维数与可预报时间尺度分别为1.662与5.2月（如图4-14和4-15所示）。这也说明新滩滑坡的演化行为是混沌的，但其混沌程度比龙西新滑坡要弱。
图4-13 新滩滑坡A3测点在1979.4.1～1985.1.1间的位移观测序列［17］
图4-14 新滩滑坡lnCm（r）-lnr关系图
图4-15 新滩滑坡关联维数d2与相空间维数m关系图
四、滑坡长期预报、中期预报与临滑预报的可行性分析
在力学中我们已经讨论了许多确定性系统，例如，根据牛顿力学，利用一组确定性方程和初始条件能够预测天体的运动，这是一种确定性预测。基于这种成功的鼓舞，多数人认为：只要能获得足够多的观测信息，从原理上说任何预测都能做到确定性的。然而当系统稍微复杂时，预测问题不是如此简单。Nussbaum（Turcotte，1997［11］）用两个滑块组成的模型模拟了地震过程，模拟结果表明：尽管模型的控制方程是确定性的，但在给定的某些参数条件下，会出现块体的随机运动。这证实了简单的确定性系统也能产生随机行为——混沌。显然，系统的物理规律不总是确定性的，随机现象也有其物理基础。对复杂的滑坡系统，如果它的动力学行为是完全确定性的，那么任何滑坡都能被准确预测，但事实绝非如此。例如，包括湖北盐池河山崩与甘肃洒勒山滑坡在内的许多滑坡都没有提前预报，即使滑坡后的验证预测也不能达到较高的精度，这都说明了某些滑坡具有内在随机性（混沌）。混沌发生时，应该限制可预报时间尺度，一旦超过了该尺度，混沌对滑坡预测有显著影响。换句话说，确定性预测不能没有任何时间限制地进行，应该具有一定的可预报时间尺度。
1.长期预报
长期预报指从滑坡演化的线性阶段（减速蠕变）开始后预测滑坡发生时间。从NDS理论知道，当系统远离失稳态时，滑坡系统大多处于无序状态，混沌对滑坡未来的演化影响很大，即系统的长期行为不能被准确预测。
2.中期预报
中期预报指从滑坡演化的非线性阶段（等速蠕变）开始后预测滑坡发生时间。在此阶段，混沌的影响开始明显增长，在可预报时间尺度范围内，可以进行确定性预测。如果滑坡发生在此时间尺度范围内，预测误差可能较小，否则将会很大。总之，中期预报具有很强的不确定性。
3.临滑预报
临滑预报指当滑坡体处于极不稳定状态（加速蠕变）时，开始预测滑坡发生时间。在此阶段，早期在滑坡演化中存在的随机和难以察觉的内部因素及触发因素等变得更明显了，容易被观测到。我们能够把它们作为初始条件的一部分来推断即将发生的滑坡。NDS理论、岩石破坏试验与地震数据分析［30］都说明，岩体失稳过程是一降维、有序过程，因此可以推断，失稳前滑坡系统的有序度将增加、混沌性将减弱。再者，由于预测时间范围较短，混沌的影响可以忽略，因此，临滑预报能够相对准确地作出。例如，新滩滑坡的成功预报就是根据临滑前的前兆破坏现象作出的。
我们认为，确定性预测与非确定预测的结合将是滑坡预报研究的一个新特点，加强中期预报研究、重点突破临滑预报问题，将是目前和将来的主要研究课题。
3、我国地质环境调查概况
我国水文地质调查始于新中国成立之前。少数地质学家曾在局部地区进行过地下水的调查研究，但是由于缺乏水文地质队伍，未能对全国地下水资源进行系统的调查。新中国成立后，为满足我国国民经济建设对水资源的需求，结合国民经济规划，从20世纪50年代中期起，我国开始有计划地在全国开展区域水文地质普查［10，11］。1957年编制了1∶300万《中国水文地质分区图》和《中国区域水文地质概论》，1958年编制了1∶400万中国潜水区划图。自1955年至1996年，历经40余年的时间，完成了全国1∶20万为主的区域水文地质普查工作。初步统计共完成调查面积954.9万Km2(不含港、澳、台)，其中1∶20万611.51万Km2，1∶50万173.26万Km2。在区域水文地质普查工作的基础上，编制了《中华人民共和国水文地质图集》，包括全国性图组、地区性图组和分省图组三部分，并附有详细的说明书。这项基础性、战略性调查，不仅极大地提高了我国区域水文地质研究程度，填补了大面积水文地质空白，而且为国民经济建设和社会发展提供了系统、完整的水文地质基础资料，直到今天仍然发挥着不可替代的重要作用。20世纪80年代初，原地质矿产部组织开展了第一轮全国地下水资源评价工作，历时3年，于1984年底提出了评价成果:即全国地下水天然资源量每年为8717亿m3，可开采资源量每年为2940亿m3。在开展地下水资源评价工作的同时，还开展了一些专题研究，如四川、湖南等省对红层裂隙水的研究，中国玄武岩裂隙孔洞水的研究，黄土地下水的研究，以及北方岩溶水的研究等，取得了丰硕的成果。这些研究成果为国家水资源规划、管理和开发利用提供了重要的科学依据。
环境地质调查发端于水文地质和工程地质调查。20世纪50年代，包括水电站、铁路、桥梁、矿山等在内的国家大型工程建设促进了工程地质学的迅猛发展。20世纪60年代至70年代，由于自然资源的过度开发和污染物质的随意排放，出现了水资源短缺、地下水污染、地面沉降等环境地质问题。例如，天津、宁波、苏州、无锡、常州等地区相继发生了地面沉降现象。大规模煤田、金属矿山的开发(例如广东仁化凡口铅锌矿、湖南斗笠山煤矿等矿山)，由于矿山疏干排水，降低地下水位，破坏了岩溶化含水层的岩体力学平衡状态，或者由于增大了水力坡度，使洞穴、溶隙及上覆土层被潜蚀冲刷，导致地面塌陷。铁路沿线，特别是山区铁路沿线受夏季暴雨袭击，致使一些铁路路基遭受崩塌、滑坡、泥石流的灾害侵袭而暂停运营。20世纪70年代后期，人们开始重视环境地质研究，把水文地质、工程地质、环境地质联系起来，统称为水工环地质［12］。
我国地质灾害研究工作一直是围绕着重大工程和重大建设需要而展开的。20世纪50～60年代，重点开展了西南及西北交通干线和三峡等水利枢纽的地质灾害调查以及上海地面沉降的勘查工作。20世纪70年代，上海地面沉降研究在预测和防治方面取得突破性进展，树立了我国地面沉降控制典范。进入20世纪80年代以后我国地质灾害研究得到了空前的发展，对海城地震、新滩滑坡、元阳滑坡等进行了成功预报、对东川和宁南泥石流和天津市地面沉降实施了有效控制。20世纪90年代开展了“地震、地质灾害及城市减灾重大技术方法研究”等一批国家和省部级重点科技攻关项目的研究工作，1991年出版了《中国地质灾害类型图》(1∶500万)，1992年出版了《中国地质环境图系》，1996年出版了《中国分省地质灾害图集》(1∶60万～1∶500万)。
4、三峡水库蓄水后秭归县几个典型滑坡的变形及监测
彭轩明1 张业明1 鄢道平1 金维群1 汪发武2 霍志涛1 陈小婷1
(1宜昌地质矿产研究所，湖北省宜昌市港窑路37号，443003;
2日本京都大学防灾研究所）
【摘要】自三峡大坝蓄水以来，三峡库区秭归县境内的青干河和香溪河流域及其入长江水口部位，岸坡变形和失稳现象明显加剧。本文简要介绍了千将坪、树坪、白家包和黄阳畔等四个滑坡的基本特征和变形现象，认为构造形成的层间剪切带是千将坪滑坡发生的主要内在控制因素。采用大地测量和钻孔测斜等多种方法对白家包和黄阳畔滑坡的地表和深部变形状况进行不连续观测；与日本京都大学防灾研究所合作，采用伸缩计对树坪和白家包滑坡进行连续观测，据监测结果分析，这些滑坡目前均处于蠕动变形状态。
【关键词】三峡库区 秭归县 滑坡 变形监测
1 前言
三峡库区秭归县是我国地质灾害最为严重的地区之一。自三峡水库一期蓄水以来，秭归县境内的青干河流域发生了千将坪滑坡，长江干流的树坪及香溪河入长江水口部位的岸坡变形和失稳现象明显加剧，八字门、白家包、黄阳畔等大型滑坡有重新复活的现象（图1）。在中国地质调查局“香溪河流域岸坡调查评价”项目的实施过程中，对香溪河流域白家包和黄阳畔等大型滑坡进行了工程地质调查、工程钻探和监测（大地变形测量和钻孔测斜）等大量工作，基本查明了滑坡的组成、结构、地表变形状况，初步了掌握了滑坡的变形演变趋势。当千将坪滑坡发生时，及时对滑坡现场进行了细致的调查，从而获取了有关该大型顺层高速滑坡滑动后山体破坏现象的第一手资料[1]，并协助当地政府制定了抗灾救灾预案。在树坪滑坡出现严重变形的紧急情况下，又立即对滑坡的变形状况进行了调查和分析，并选择关键变形部位安装了两台伸缩仪，对其变形情况进行监测[1]。鉴于秭归县已经出现的严重的地质灾害现象，为了准确把握这些滑坡的变形动态，科学揭示降雨和水位变动与滑坡变形之间的内在关系，及时开展滑坡的预测和预报，我们与日本京都大学等单位联合向日本砂防—滑坡技术研究中心申请了“水位变动对滑坡的影响机理及滑坡预报方法”项目。此项合作的实质性成果之一就是在树坪和白家包分别已经安装了11台和5台由日方提供的伸缩仪。本文仅作为上述工作的初步总结。
2 千将坪滑坡及其滑动变形现象
千将坪滑坡发生于2003年7月13日12时20分，是三峡库区自新滩滑坡后发生的最大滑坡。该滑坡地处青干河左（北）岸，与沙镇溪镇隔河对峙，距三峡工程坝址约56km（图1）。构造上，滑坡区位于秭归向斜南端向西弧形转折端与百福来—流来观背斜向东倾伏的过渡地段。主要出露三叠系沙镇溪组碎屑岩，岩层稳定延伸，倾向南东，倾角较缓，滑坡所在岸坡为顺向坡。滑体平面形态呈舌状（图2），长1200m，宽1000m，总体上薄下厚，平均厚度约20m，面积约1.20km2，体积约2400万m3。后缘呈圈椅状外形，顶部高程450m，边界位于370～420m高程线之间；前缘没入青干河，高程102m，前后缘高差348m；北东和南西两侧出现陡立的剪切滑壁，走向分别为30°和330°。滑体地形总体上陡下缓，存在多级陡坎，坡角自上而下从35°变化至15°。滑体物质由两部分组成，上部为残坡积粘土夹碎石，下部为沙镇溪组泥质粉砂岩，上、下两层平均厚度分别为5m和10m。该滑坡属于基岩顺层滑坡，滑动面与地层层面产状一致，倾向南东，倾角28°。据对岸陡坡上残存的水渍痕迹估算，滑坡产生的涌浪高达30m以上。
图1 三峡库区秭归县典型滑坡分布图
图2 千将坪滑坡形貌图片
由于滑坡的南西侧临空，因此，受滑坡强烈影响的牵引区主要出现在北东侧山体中。对北东侧牵引区的调查表明，裂隙相对集中分布在剪切滑壁外侧100m范围内，自上往下，裂隙出现的频度和向外延伸的范围都呈逐渐增加趋势，如在高程分别为360m、300m和210m处，频度依次为0.2条/m、0.3条/m和0.5条/m；外延宽度依次为70m、120m和300m；经统计，裂隙方向有290°～295°、265°～285°和310°等三组。走向290°～295°裂隙组最为发育，平面呈雁列状展布，延伸长度5～50m，张开度在2～70cm之间，最大可见深度大于2m，最大水平和垂直位移分别为2.5m和2m。这三组裂隙均显示张扭性特点。
滑动面表面平滑，产状稳定。其上广泛分布灰白色方解石脉体和近水平构造擦痕，与滑坡有关的擦痕有两组，一组倾伏方向为160°，另一组为140°，后者相对稍晚，切割或覆盖了前者的印迹。根据调查，160°方向的擦痕分布局限，而140°方向的擦痕在暴露的滑动面上均可见及。因此可见，千将坪滑坡是沿袭构造形成的顺层剪切带发生的，滑体在启动后先朝着160°的方向，之后再沿140°方向快速整体向下滑动。在滑体内部，新生裂缝为张性，主要出现在滑体的前部，呈锯齿状，走向北东（25°～45°），倾角近直立，延伸长度30～250m，缝宽一般为1m左右，最宽可达2.5m，最大可见缝深度大于2.5m。部分裂缝两侧的岩土体，具有较大的垂向落差，最大可达3.5m，并在纵向上形成阶梯状地形。被快速剪出的部分在受到对岸坚硬岩壁的阻挡后，形成了高出水面5m多的岩土体鼓丘堆，岩体因撞击反冲而出现层理反倾现象。在滑体北东侧，形成宽80～100m的牵引带，发育290°～295°、265°～285°和310°等三组张扭性裂缝，其中走向290～295。裂隙最为发育，平面呈雁列状展布，延伸长度5～50m，张开度在2～70cm之间，最大可见深度大于2m，最大水平和垂直位移分别为2.5m和2m。
初步认为，不良的地质结构特别是层间剪切带的存在，是滑坡发生的主要内在原因，三峡水库的蓄水和强降雨是促发滑坡的两个重要诱因。
3 树坪滑坡伸缩计监测
树坪滑坡位于长江右岸秭归县沙镇溪，为一古崩滑堆积体。2004年1月15日，滑坡开始发生变形，在滑坡的中部和侧缘形成粗大裂缝，前缘江水一直出现混浊现象。滑坡形态为明显的圈椅状，分布高程为65～500m，纵长800m，横宽700～900m，滑体前缘突入长江，剪出口高程约65～68m。滑体厚40～70m，体积约2600万m3。滑坡体形态总体呈下陡上缓斜坡，坡度22°～35°。自下而上分布有四级缓坡平台，高程为95～105m、150～200m、225～240m、300～350m。其中二、四两级平台规模较大，第四级平台是典型的滑坡后缘平台。滑体物质：主要为三迭系巴东组
棕红色砂质泥岩、泥质粉砂岩及灰褐色泥灰岩等的崩滑破坏产物，滑床为巴东组
基岩，岩层倾向山里。滑床西高东低，即滑槽方向斜向下游。
2004年4月，在树坪滑坡上安装两台滑坡位移伸缩计，2004年8月沿滑动方向再安装了11台伸缩计（图3）。4月以来2台伸缩计的监测结果见图4,8月以来10台伸缩计的监测结果见图4、图5。
图3 树坪滑坡伸缩计安装位置图
图4 4～9月伸缩计观测结果
图5 滑坡前缘和后缘伸缩计观测结果
据图4,4月至9月间，滑坡体中上部最大水平位移为280mm，且自6月份以来滑动速度有加剧趋势，侧缘呈现先压后张特点，最大压缩量为100mm。从图5、图6分析，8月份以来，滑坡体后缘拉伸，中部变化幅度总体较小，前缘压缩。该滑坡表现出的前压后张特点与地表裂缝的观测结果（图7）相吻合。
图6 滑坡中部伸缩计观测结果
图7 裂缝观测结果
4 白家包滑坡变形监测
白家包滑坡位处香溪河右岸，为一深层土质滑坡。滑坡呈舌形，纵向长约700m，前缘横向宽约500m，中上部宽约260m，最厚约86m，平均厚约58m，总面积25.2万m2，总体积1461.6万m3。滑坡后缘呈圈椅状，后缘高程约270m，前缘直抵香溪河。2003年6月22日，在其南侧边界出现走向280°的微小裂缝，7月17日北侧出现走向220°的裂缝。7月17日至7月21日连降暴雨，雨后白家包滑坡变形加剧，7月24日在滑坡后缘边界部位出现3条较大的裂缝，走向220°的裂缝宽在20cm以上，垂直错距25cm，延伸约40m,2条走向180°的裂缝延伸约30m。7月26日～7月30日，滑体后缘裂缝继续下错形成台阶，并出现270°～280°的纵向裂缝。滑坡体上的房屋均不同程度出现了裂缝，横穿滑坡中部的公路也因严重的变形破坏而一度影响通行。在该滑坡上，部署了大地形变测量、孔内测斜和伸缩仪等3种设备，对其地表和深部变形情况进行监测（图8），本文介绍了前两种方法的初步成果。
4.1 大地形变监测
在白家包滑坡体上共布置了9个监测点，其中2个为控制点（B、B′）,7个为监测点（A1～A7）（图8），采用GDM600型全站仪进行变形监测。监测从2003年6月2日开始，并将2003年6月2日的监测值作为后期监测的参考值。
图8 白家包滑坡监测设备部署图
各监测墩的结果见表1、图9。位移—时间曲线显示，在2003年6月2日到11月29日间，后缘监测点 A1、A3变形明显，A1变化最大，往NE54°33′方向变化，最大位移大于240mm，平均变化速率为4.0～5.0mm/d,A3相对位移及变化速率均小于A1，往57°32′方向变化。中部、前缘测点最大位移在120mm。中后部 Al～A5的高程具有明显下降，而前缘 A6、A7的高程明显上升。这些数据表明，滑坡后缘拉张，前缘的土体因挤压而向上隆起。
4.2 深部位移监测
数据采集采用CX-03D型钻孔测斜仪。从图10可以看出，中部监测孔ZK1位移监测的位移—深度关系曲线为“r”型[2]，位移在28.5m处增加迅速，推测此深度处存在有滑动面。布置在后缘的监测孔ZK3，由于变形剧烈，在深约11m处测斜管被剪断，这说明在滑坡后缘11m左右存在滑动面（带）。此外，根据监测数据，滑动面以上位移较大，而下部位移较小，变形速率有逐渐减小的趋势，2003年下半年为0.400mm/d左右，2004年为0.200mm/d左右，变形速率明显减小。
表1 白家包滑坡地表监测点高程变化值
图9 滑坡地表监测点相对位移—时间曲线
图10 白家包滑坡钻孔测斜仪东西、南北向累积位移一深度曲线图
5 黄阳畔滑坡及深部变形监测
该滑坡位于长江左岸归州镇万古寺村二组，在地貌上呈近东西向舌形凹地。前缘高程170m，后缘高程290m，前缘没入香溪河，长约500m，宽约230m，厚度约12m，总面积约为11.5万m2，总体积约为1400万m3。从图6、图7分析，测斜孔ZK8、ZK9的监测曲线基本上是直线或轻微的“钟摆状”，且摆动幅度不大，属于在量测综合误差影响范围之内，表明滑坡上部未发生明显的变化。发生明显变化的是钻孔ZK11，在深度12～14m左右存在明显的滑动面或者变形部位，下部位移较小，说明滑坡在监测时段内以浅层整体滑移为主（图11）。从时间上看，滑坡总的变形速率有减小的趋势。
6 结论与讨论
（1）在千将坪大型顺层岩质滑坡所在的斜坡中，由构造作用形成的顺层剪切带构成了对其稳定性产生潜在威胁的最不利的构造边界条件，也是导致滑坡发生的主导内在控制因素。滑体沿袭顺层剪切带向下发生大规模滑动，滑面产状稳定，主滑方向指向140°，在滑坡启动时，滑体曾向160°方向作短距离滑移。三峡水库蓄水和强降雨可能是触发滑坡发生的主要动因。
图11 黄阳畔滑坡监测设备部署图
（2）在树坪、白家包和黄阳畔滑坡的监测中，大地形变测量、钻孔测斜和伸缩计等3种方法所得的结果具有较好的一致和对应性。监测结果表明，树坪、白家包和黄阳畔滑坡均处于蠕动变形状态，变形速率有减小之趋势，其中，黄阳畔滑坡变形相对较弱，树坪和白家包滑坡以后缘部位最为明显，二者均显示后缘拉张、前缘挤压特点。
（3）钻孔测斜虽然在滑坡的深部监测中发挥了重要作用，但对于变形幅度较大的滑坡而言，一旦钻孔因变形而破坏，必将影响监测质量，甚至会导致此孔深部监测工作的终结。
参考文献
[1]Yeming Zhang,Xuanming Peng,Fawu Wang et al..Current status and challenge of landslide monitoring in Three-gorge reservoir area,China.Proceedings of the symposium on application of real-time information in disaster management,2004:165～170
[2]靳晓光，李晓红，王兰生等.滑坡深部位移曲线特征及稳定性判识[J].山地学报，2000,（5）
5、滑坡和崩塌监测
一、监测项目
滑坡和崩塌的监测项目包括地表变形、地下变形以及影响滑坡产生和判别滑坡发生的一些相关因素，包括地下水动态、地声、岩土体含水率、岩石压力、人类活动、宏观地质现象和气象等(表7-1)。
表7-1 滑坡崩塌监测要素及技术方法
二、监测频率
滑坡和崩塌自动化监测一般每天1次，必要时(如强降雨期间)可加密。
滑坡和崩塌人工监测一般每月2～3次，必要时(如强降雨期间)可加密。
三、监测成果应用案例
1985年6月12日凌晨3时45分至4时20分发生的新滩滑坡是成功根据监测数据预测滑坡灾害的典型案例。新滩滑坡位于湖北省秭归县，处于长江三峡之西陵峡上段兵书宝剑峡出口处，因多次岩崩而形成险滩。湖北省西陵峡岩崩调查工作处从1970年成立以来，科技人员一直坚持在高山峡谷现场进行多方面的考察调研工作；1977～1982年7月在工作区内布设了4条视(水)准线，计12个变形点；1983年后，在监测结果和现场调查资料中均发现异常，随即向上级报告了险情。至1985年6月11日，当现场调查和位移监测资料十分有力地说明大滑动即将来临，临滑前兆非常明显时，岩崩调查工作处立即向湖北省科委和长江流域规划办公室发出了险情告急。仅隔11h，便发生了震惊中外的大滑坡。由于预报及时，撤离措施果断有效，新滩镇475户居民1371人无一人伤亡，将一场毁灭性的地质灾害带来的经济损失和人员伤亡减小到了最低程度。
6、影响滑坡的因素有哪些
浅谈滑坡成因及防治措施
一、概述
斜坡上的部分岩体和土体在自然或人为因素的影响下沿某个滑动面发生剪切破坏向下运动的现象称为滑坡。滑动面可以是受剪应力最大的贯通性剪切破坏面或带，也可以是岩体中已有的软弱结构面。规模大的滑坡一般是缓慢的、长期的往下滑动，有些滑坡滑动速度也很快，其过程分为蠕动变形和滑动破坏阶段，但也有一些滑坡表现为急剧的滑动，下滑速度从每秒几米到几十米不等。滑坡多发生在山地的山坡、丘陵地区的斜坡、岸边、路堤或基坑等地带。滑坡对工程建设的危害很大，轻则影响施工，重则破坏建筑；由于滑坡，常使交通中断，影响公路的正常运输；大规模的滑坡，可以堵塞河道，摧毁公路，破坏厂矿，掩埋村庄，对山区建设和交通设施危害很大。因此，研究滑坡的成因及行为特点，有助于我们采取有效的工程措施来避免滑坡的发生或者是减少滑坡发生后的损失。下面从滑坡的形态特征及分类、滑坡的成因及滑坡的防治措施几个方面分别作简单介绍。
二、滑坡的形态特征及分类
1．滑坡的形态特征
滑坡在平面上的边界和形态特征与滑坡的规模、类型及所处的发育阶段有关。一个发育完全的滑坡，一般包括：1，滑坡体，指滑坡发生后与母体脱离开的滑动部分；2，滑动带，滑动时形成的碾压破碎带；3，滑动面，滑坡体沿着下滑的表面；4，滑坡床，滑体以下固定不动的岩土体，它基本上未变形，保持了原有的岩体结构；5，滑坡壁，滑体后部和母体脱离开的分界面，暴露在外面的部分，平面上多呈圈椅状；6，滑坡台阶，由于各段滑体运动速度的差异而在滑体上部形成的滑坡错台；7，滑坡舌，又称滑坡前缘或滑坡头，在滑坡前部，形如舌状伸入沟谷或河流，甚至越过河对岸；8，滑坡周界，指滑坡体与其周围不动体在平面上的分界线，它决定了滑坡的范围；9，封闭洼地，滑体与滑坡壁之间拉开成沟槽，相邻滑体形成反坡地形，形成四周高中间低的封闭洼地；10，主滑线，又称滑坡轴，滑坡在滑动时运动速度最快的纵向线，它代表滑体的运动方向；11，滑坡裂隙，分为四类：1，分布在滑坡体上部的拉张裂隙；2，分布在滑体中部两侧的剪切裂隙；3，分布在滑坡体中下部的扇状裂隙；4，分布在滑坡体下部的鼓张裂隙。由此可见，一个滑坡完整的应该包括以上11个部分组成。当然，在实际的滑坡现象中，有时候我们很难分清楚各个部分明显的边界。
2．滑坡的分类
滑坡分类的目的在于对发生滑坡作用的地质环境和形态特征以及形成滑坡的各种因素进行概括，以便反映出各类滑坡的工程地质特征及其发生发展的规律，从而有效地预测和预防滑坡的发生，或在滑坡发生之后有效的进行治理。根据不同的原则和指标，各国学者和工程部门对滑坡提出了各种分类方案。我国铁道部门则按滑坡体的岩性、滑面与岩土体层面的关系、滑体厚度等进行了分类，在国内应用较为广泛。从研究山坡发展形成历史出发，则可以分为古滑坡、老滑坡、新滑坡、现代活滑坡等类型；日本渡正亮则按滑坡的发展阶段，将滑坡分为幼年期、青年期、壮年期和老年期；按滑坡的滑动力学特征，则可分为推动式、平移式和牵引式滑坡。对于一个滑坡，从不同的角度可以有不同的分类，但实践中，我们应该抓住问题的主要矛盾，根据突出因素对滑坡进行分类，分类的原则就是看对我们认识、防治和处理此滑坡是否有帮助。
三、滑坡的形成条件
要探讨滑坡的形成条件，就必须考虑影响边坡稳定性的因素，影响边坡稳定性的因素有内在因素和外在因素两个方面。内在因素有组成边坡岩土体的性质、地质构造、岩体结构、地应力等。它们常常起着主要的控制作用。外在因素有地表水和地下水的作用、地震、风化作用、人工开挖、爆破以及工程荷载等。其中地表水和地下水是影响边坡稳定最重要、最活跃的外在因素，其他大多起触发作用。查明和掌握这些影响因素对了解边坡失稳的发生发展规律，以及制定防治措施是非常必要的。
1．滑坡形成的内部条件
产生滑坡的内部条件与组成边坡的岩土的性质、结构、构造和产状等有关。不同的岩土，它们的抗剪强度、抗风化和抗水侵蚀的能力都不相同，如坚硬致密的硬质岩石，它们的抗剪强度较大，抗风化的能力也较高，在水的作用下岩性也基本没有变化，因此，由它们所组成的边坡往往不容易发生滑坡。反之，如页岩、片岩以及一般的土则恰好相反，因此，由它们所组成的边坡就比较容易发生滑坡。从岩土的结构、构造来说，主要的是岩（土）层层面、断层面、裂隙等的倾向对滑坡的发育有很大的关系。同时，这些部位又易于风化，抗剪强度也低。当它们的倾向与边坡坡面的倾向一致时，就容易发生顺层滑坡以及在堆积层内沿着基岩面滑动；否则反之。边坡的断面尺寸对边坡的稳定性也有很大的关系，边坡也陡，其稳定性就越差，越容易发生滑动。如果坡高和边坡的水平长度都相同，但一个是放坡到顶，而另一个却是在边坡中部设置一个平台，由于平台对边坡的反压作用，就增加了边坡的稳定性。此外，滑坡若要向前滑动，其前沿就必须要有一定的空间，否则滑坡就无法向前滑动。山区河流的冲刷、河谷的深切以及不合理的大量切坡都能形成高陡的临空面，而为滑坡的发育提供了良好的条件。总之，当边坡的岩性、构造和产状等有利于边坡的发育，并在一定的外部条件下引起边坡的岩性、构造和产状等发生变化时，就能发生滑坡。
2．滑坡形成的外部条件
滑坡发育的外部条件主要有水的作用，不合理的开挖和坡面上的加载、振动、采矿等，以前两者为主。调查表明：90%以上的滑坡与水的作用有关。水的来源不外乎大气降水、地表水、地下水、农田灌溉的渗水、高位水池和排水管道等的漏水等。不管来源怎样，一旦水进入斜坡岩土体内，它将增加岩土的重度并产生软化作用，降低岩土的抗剪强度，产生静水压力和动水力，冲刷或侵蚀坡脚，对不透水层上的上覆岩土层起润滑作用，当地下水在不透水层顶面上汇集成层时，它还对上覆地层产生浮力作用等等。总之，水的作用将会改变组成边坡的岩土的性质、状态、结构和构造等。因此，不少滑坡在旱季原来接近于稳定，而一到雨季就急剧活动，形成“大鱼大滑，小雨小滑，不雨不滑”。这也说明了雨水和滑坡的关系。山区建设中还常由于不合理的开挖坡脚或不适当的在边坡上填放弃土、建造房屋或堆置材料，以致破坏斜坡的平衡条件而发生滑动。此外，振动对滑坡的发生和发展也有一定的影响，如大地震时往往伴有大滑坡发生，爆破有时也会引发滑坡。
四、滑坡防治措施
通过以上对滑坡的形态特征及滑坡形成条件的介绍，我们不难得出治理滑坡的相关工程措施。然而，一个滑坡的发生往往是多个因素综合作用的结果，因为，我们只有做详细的调查和分析计算后，才能制定出切合实际的防治措施。总的来说，治理滑坡应该坚持以防为主、综合治理、及时处理的原则。结合边坡失稳的因素和滑坡形成的内外部条件，治理滑坡可以从以下两个大的方面着手：
1．消除和减轻地表水和地下水的危害
滑坡的发生常和水的作用有密切的关系，水的作用，往往是引起滑坡的主要因素，因此，消除和减轻水对边坡的危害尤其重要，其目的是：降低孔隙水压力和动水压力，防止岩土体的软化及溶蚀分解，消除或减小水的冲刷和浪击作用。具体做法有：防止外围地表水进入滑坡区，可在滑坡边界修截水沟；在滑坡区内，可在坡面修筑排水沟。在覆盖层上可用浆砌片石或人造植被铺盖，防止地表水下渗。对于岩质边坡还可用喷混凝土护面或挂钢筋网喷混凝土。排除地下水的措施很多，应根据边坡的地质结构特征和水文地质条件加以选择。常用的方法有：1，水平钻孔疏干；2，垂直孔排水；3，竖井抽水；4，隧洞疏干；5，支撑盲沟。
2．改善边坡岩土体的力学强度
通过一定的工程技术措施，改善边坡岩土体的力学强度，提高其抗滑力，减小滑动力。常用的措施有：1，削坡减载；用降低坡高或放缓坡角来改善边坡的稳定性。削坡设计应尽量削减不稳定岩土体的高度，而阻滑部分岩土体不应削减。此法并不总是最经济、最有效的措施，要在施工前作经济技术比较。2，边坡人工加固；常用的方法有：1，修筑挡土墙、护墙等支挡不稳定岩体；2，钢筋混凝土抗滑桩或钢筋桩作为阻滑支撑工程；3，预应力锚杆或锚索，适用于加固有裂隙或软弱结构面的岩质边坡；4，固结灌浆或电化学加固法加强边坡岩体或土体的强度；5，SNS边坡柔性防护技术等。
五、结语
本文对滑坡的形态特征、影响边坡稳定性因素及滑坡形成条件、滑坡的防治措施做了简单的介绍。天然的或人工开挖形成的边坡到处可见，由于各种原因导致边坡失稳，引起各种规模的滑坡时有发生，给人们的生产生活带了巨大的灾难。因此，作为土木工程技术人员，我们有责任和义务去研究和治理滑坡，从而减少滑坡的发生和降低因滑坡造成的损失。相信通过我们研究的不断深入，滑坡现象将在一定程度上得到控制。
参考文献
[1] 李斌．《公路工程地质》．人民交通出版社．2001年．
[2] 郑书彦，李占斌．《滑坡侵蚀研究》．黄河水利出版社．2005年．
[3] 王连接，马建宏 等．《水库滑坡与防治技术》．长江出版社．2005年
7、反应力应变的影响
在重力地质作用中，反应力应变起着非常主导的作用，而在重力流动作用中，反应力应变所起的作用更是占有非常重要的地位。
5.3.3.1 反应力应变是块石、碎屑等松散物体的制造者
一个大山的被肢解，反应力应变起着惊人破坏作用与速度，岩体在地表深部一般较致密完整，经受构造损伤后，一般均呈隐形特征，经卸载使应力释放后，节理即迅速显现并日益劣化。三峡工程永久船闸建于古老的花岗岩体中，在开挖左侧150高程排水洞时，采用掘进机方法，成洞后洞壁完整无节理裂隙，但间隔数月却迅速劣化显现出明显的节理，这一位置原在山体110m深度左右，在原天然反应力应变作用影响范围以下，此反应力应变所引起的衰变现象快速展现，提示人们应对其高度重视。反应力应变在三峡工程的影响最深达100多米。据天生桥(Ⅱ级)水电站坝索坝址右岸，经专门勘探查明，田堡平台以下近200m深，均遭受反应力作用影响、而产生松动张裂与重力构造特征。又如黄河黑山峡大柳树坝址，发生大范围岩体松动的现象，左右岸的众多勘探平洞，洞深已达101～148m，均仍然在松动岩体内，未达尽头。在西部高山区的深切河谷地带。反应力应变的影响范围更大。雅砻江锦屏(Ⅱ级)水电站，深达5km勘探洞，进洞210m左右仍有卸荷性张缝。表明垂直边坡面的反应力影响可达200m。反应力对地表深部的影响亦为观测成果所证实。据朱可善教授2004年11月14日函告，他的一位高足，分析了二滩水电站进口左边坡测孔倾斜仪多年的观测成果，在深数十米的潜滑面附近，有周期性突然错动的变形，这一变化，不能以流变解释，也与降水无关联，与温度场的变化较匹配。这一情况亦为链子崖钻孔倾斜仪的深层位移突变所证实。1996年11月下旬，链子崖在整治期产生突发性大变形，日变形量7～8mm，8号与9号缝间岩体下沉。钻孔倾斜仪成果也反映了这一信息。初判此变化与煤层掏空回填工作有关，也与初冬天气突变有关。反应力应变对地表岩石破坏，最为强烈，可使斜卧岩体产生抬头、拗折、翻滚、崩落，与阵发式缓慢移动，过去称为流变，但一些流变现象，仔细观测分析，均属熵情变化所形成。在内陆，高原山区，昼夜温差大，岩块遭受温差应力作用就特别大，如沙漠地区，白天温度可达40～50℃，在沙上可烙熟鸡蛋，夜间气温可降至零度，所以沙漠中夜间可听到似爆竹一样的砂砾破裂声，冰川谷中亦可听到出露地面岩石产生的破裂声。在内蒙古西部地区，岩层风化脱落的球状结构岩体，数天后即遭崩解。中东部地区，这一现象亦存在，因昼夜温差较小，所以作用较缓慢，但持续不断，结果仍然惊人。三峡地区花岗岩，表层具强烈风化而成粘土，认为是强烈化学风化作用所形成。但经长江水利委员会勘测设计院所作颗粒分析，粘土矿物仅占少量，主要是棱片、棱柱状碎屑物质，是物理风化的产物。
从高山夷为平地，从块石解割成粉粒粘土，是反应力应变的杰作，是主导，而水、风、冰的侵蚀搬运，是必要的协助和加剧。
5.3.3.2 反应力应变是泥石流水源储水构造制造者
泥石流是泥、块石与水的洪流，水中固体物质最高含量仅达40%～60%。如此大的水量必然有一定储水构造，这些构造可有各种不同成因，但与反应力应变存有一定关联。
(1)反应力应变所产生的张缝等临时性储水构造:崩塌堆积地区，岩体重力式变形区，在温度应力与重力的联合作用下，形成向边坡外的拉平势场力，形成后缘拉缝，一般作为堆积体开始滑动的征兆，实际是反应力作用下应变的产物，其端部若被封闭，就成为坡上部临时性储水柜，成为重力地质作用的供水源。边坡岩体，在温差应力作用下，可使陡边坡岩体产生板墙式的卸荷裂缝，以及点头哈腰后缘的系列张缝，均为很好的储水构造。如坝索田堡平台后缘，在三叠纪砂页岩层中，岩层倾角近60°的完整岩层层面，产生顺层面宽近40～80cm的张缝，缝端被碎石粘土封堵，成为3号沟与7号沟产生泥石流的供水水源。又如二滩金龙山碎石粘土堆积体，其后缘即存有较宽裂缝。说明1930年金龙沟产生使雅砻江断流一个多小时的泥石流坝，存有与金龙山堆积体后缘相似的张缝储水构造。金龙沟原为农田，现在为宽平但为巨石覆盖坡降较陡的冲沟，从大的石块与泥石流冲至对岸并短期堵江，说明此洪流的能量较大，单靠暴雨量，在高陡坡地区不足以形成大的洪流，必须有临时性的储水与滞水构造。
(2)墒情与熵情变化，形成临时性储水与富水条件:在残积与坡积土发育的缓坡区，粘土较多，透水性亦相对微弱，在植被条件受人类活动影响变差时，久旱之后，易产生干裂，破坏表部土层的防渗条件，下雨时地表水极易下渗，引起下部土层的熵变。大小颗粒因浸水降温产生收缩而增强透水性，也因深部产生收缩的拉张应力发生影响到地表的张缝，使边坡的上部，成为滞水富水地层，并有张裂缝等临时储水构造。边坡下部，由于地下水的淋滤沉积、粘土质成分含量更高，加上坡上部所形成的顺坡向压力，使土的密实度增大，加上坡脚是地下水泄出地带，土的湿润性大，因干旱而引起墒变相对较迟较弱，成了边坡区地下水水层中的闭水地带，形成地下堰塘，造成了中低山丘陵区，产生水泥流型的泥石流。上述富水与闭水结构，在坍滑的堆积块石碎屑体中亦存在这样的结构。如1985年6月12日晨，3×107m3的新滩滑坡产生整体滑移。在整体滑移前的6月10日凌晨4点多，在滑体中腰西侧，原姜家坡前缘，产生了局部6×105m3的塌滑，在整个新滩滑坡体中局部下滑约60m。崩滑前数分钟，滑体前缘，产生扇形喷水喷沙现象，喷水高达8～9m。表明此处为厚近30m的粘土夹碎石的闭水结构挡水暗坝，并形成长近300m的地下水池。由于水的不可压缩特性，在上部滑移体受陡坡岩石崩落推挤作用下，在前缘鼓突张裂缝中，喷射而出。高原区泥石源的松散堆积体中，在被掩埋的原地形台坎边缘可形成这样的闭水与储水结构，在下部产生泥石流，减小了对上部的支撑作用，引起上部拖拉式连续反应，形成如1921年7月8日，暴雨后袭击阿拉木图市的泥石流中曾有一股间隔30～60s呈波浪式前进的泥石型泥石流。
(3)其他与熵情变化有关的闭水与储水构造:在西部高原丘陵区，冬雪融化，草木复苏的时候，峡谷之中，仍存在积雪与冰冻的小气候特点，形成松散堆积物的坡脚部分，有冰堤式的闭水阻水构造带与蓄水暗池，因而小气候变暖，地下冰冻结构日益融化后，极易产生泥石流。
大的断裂带，本身就是富水性的储水性构造，断层两盘岩石，为相对的闭水性岩体。故断层破碎带形成泥石流，只能是溪沟刻切断层出露位置，在风化和地下水淋滤沉积作用下粘土日益增多，可起一定的闭水作用，在暴雨后，断裂带易富水饱和，断层的两盘岩石，因温差应力影响而产生一系列张裂缝，成为伴随断层发育的富水地带，并可形成较丰的储量，成为断层破碎带形成泥石流的重要来水水源。故断层带产生泥石流也与反应力应变作用密切不可分割。