甘肃红层滑坡图

1、年暴雨期四川盆地区岩质滑坡的发育特征

1981年7至9月，四川省遭受了特大暴雨的袭击，使全省18个地、市、州的90多个县区发生了约6万处滑坡，其中规模较大的达47000多处。特别是在盆地北部边缘山区和中部丘陵区分布尤为密集，它们中断了交通，破坏了灌溉渠系、耕地和山林，毁坏房屋74000余间，使6万人无家可归。滑坡数量之多，发生时间的集中和造成灾害的严重程度都是历史上所罕见的。

本文根据对龙泉山和川中丘陵区规模较大的40个滑坡的现场调研资料，对此次暴雨期间盆地区岩质滑坡的主要特征和防治措施进行了初步探讨。

1 调研地区暴雨特征和地质概况

1981年7至9三个月内，调研地区的暴雨有以下特点。

（1）暴雨出现的时间集中、强度大，三个月的降雨量绝大部分集中在几天内降落。第一次暴雨发生在7月13日左右，最大强度达262.7mm/d；第二次暴雨发生在8月15日左右，强度低于前者；第三次暴雨发生在9月2日左右，强度达278.9mm/d。

（2）暴雨分布的地区性差异显著。成都市龙泉山地区有两次暴雨过程，其中特大暴雨（＞200mm/d）出现于7月13日；遂宁有三次暴雨过程，但未出现特大暴雨，7月13日最大降雨强度达199.4mm/d；三台、射洪一带有两次暴雨过程，特大暴雨出现在9月2日。即使在龙泉山这一较小范围内亦有明显的差异，界牌公社7月13日出现特大暴雨，而平安公社则在7月12日和13日连续两天出现大暴雨。

暴雨的上述特点在本文稍后的讨论中具有十分重要的意义。

调研地区为侏罗系和自垩系陆相红色碎屑岩层分布区。龙泉山位于调研地区西侧，山脉呈北北东向延伸，为一箱状背斜构造，山脉的分水岭大致与背斜轴部重合，背斜核部出露中侏罗系沙溪庙组的紫红色砂岩夹泥岩和遂宁组的紫红色泥岩夹粉砂岩，背斜两翼出露上侏罗统蓬莱镇组的紫红色砂岩与泥岩互层的岩层和白垩系砖红色砂岩与泥岩互层的岩层。调研区的其余地区为丘陵区，分别出露有遂宁组、蓬莱镇组和白垩系的岩层，岩层产状平缓，倾角一般小于3°。除龙泉山背斜两翼与丘陵区平缓构造的衔接带有规模较大的逆断层外，其余部位未发现较大的断层，但层间错动迹象十分普遍，尤以砂岩与泥岩交界面处最显著。岩层中普遍发育有四组与层面近于正交的平面 x 裂隙，其产状分别为：N10°W、N80°E、N60°W、N40°E。

这一带坡形明显受地质结构控制。丘陵地区和背斜轴部地带岩层产状平缓，多为台阶状斜坡，砂岩或粉砂岩构成台坎，泥岩形成平台。背斜两翼岩层倾角大于20°的地带，顺倾向方向形成单面山斜坡，地形坡度角与岩层倾角近于一致；反倾向方向形成梯坎状陡坡，梯台往往由泥岩构成。

2 滑坡的形成机制与稳定分析

暴雨期间，几乎在各种地质结构和外形的斜坡中都不同程度地发生有滑坡，但其特征却因地质结构不同而异，概括起来可分为六类，即平推式滑移-拉裂型滑坡、滑移-压致拉裂型滑坡、塑性流动型滑坡（土爬）、滑移-拉裂型滑坡、滑移-弯曲型滑坡和滑塌。由于篇幅所限，这里着重讨论平推式滑移-拉裂型、滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型等三类危害性较大、分布较普遍的滑坡。

2.1 平推式滑移-拉裂型滑坡

2.1.1 形成机制与形成条件

这类滑坡的基本特点是滑动面近于水平，滑坡残体沿滑动方向大体可划分为四个部分，即滑块、陷落带、前缘鼓胀带和后缘崩滑带（图1）。滑块仍大致保持岩体的原始结构，可发育纵向和横向张裂隙，但岩层产状无明显变化。滑块前缘坡脚一带有时可见隆起鼓胀带，若坡前有覆盖层阻挡，可在覆盖层中造成隆起褶皱或逆掩断层。滑块后侧可倒滑或沿陡倾裂面发生后倾弯曲-拉裂变形乃至倾倒。滑块顶面高程与滑前位置相比无明显变化，两者连线的坡度与沿滑动方向岩层层面的视倾角相近，表明滑块是沿层面向外滑移未发生过明显的旋转。陷落带滑块后侧，是因滑块滑出时岩体被拉开陷落而成，有的尚保存深达十余米的由拉开裂缝形成的巷道。陷落带可充填滑块倒滑或倾倒和后缘下来的物质。

上述特征表明，滑坡起源于滑块沿十分平缓甚至微倾坡内的软弱面（或带）向坡外的滑动。而这种突发性的滑动主要是由后缘裂隙中空隙水压力的推动和滑移面处空隙水压力的顶托的联合作用所致，其演进过程大致可分为三个阶段（图2）。

2.1.1.1 变形阶段（图2中①②）

调查资料表明，凡发生这类滑坡的斜坡在滑动前均有过较明显的变形，且以塑流-拉裂变形为主。即处于坡脚附近的软弱岩层在上覆岩体重量的作用下要向坡外产生塑性流动，将坡体沿软弱带拉裂，而且这种拉裂隙由软弱带开始向上扩展渐与坡面上的拉裂隙衔接，这就为坡面水流深入坡体内部创造了条件。一般的降雨，由于裂隙排水，水位难于迅速抬高，因而不能造成强大的空隙水压力使滑块起动滑出，只可促进变形的发展。

2.1.1.2 滑块起动和制动阶段（图2中③）

当暴雨足以使后缘拉裂缝中充水高度达到临界高度hcr时，滑块即起动。岩层水平时hcr可按下式求得：

地壳浅表圈层与人类工程

式中：w为滑块的自重，l为滑动面长度，φ为滑动面的内摩擦角。

图1 平推式滑坡剖面图

滑块一旦起动，后缘裂隙拉开充水水柱也随之迅速降低，与此同时，空隙水的推力和滑移面处的顶托力也随之急剧减小，滑块遂因失去空隙水压力的作用而自行制动。所以这类滑坡自滑块起动到制动所经历的时间十分短暂，一般仅几秒至十几秒钟。

由于滑块坡脚处及其前缘的土层所承受的顶托力远远低于后侧。所以这一带实际上起着阻滑作用，因而往往被推压成隆起鼓胀或褶皱弯曲乃至逆冲断层，处于这一带的建筑物往往被拉裂、倒塌或掩埋（如红花滑坡）。

2.1.1.3 陷落带充填、滑体压密阶段（图2中④）

滑块停滑后，滑块后侧的倒滑、倾倒和后缘的崩滑等使陷落带被充填，滑体渐被压密而趋于稳定。

这类滑坡适宜发生在产状平缓的层状体斜坡中。通常滑块由砂岩或粉砂岩体组成，沿下伏泥岩接触面滑动。但值得注意的是，在遂宁组岩层中存在相反的情况，即滑块由泥岩组成，滑床为粉砂岩，这很可能与这种厚层块状富含钙质与石膏质的泥岩原生和构造裂隙发育、卸荷后反较粉砂岩夹层更富含水有关。

从地貌上看，较有利发生这类滑坡的部位是山脊、孤包和山嘴，这些部位岩体松弛，卸荷裂隙发育，往往经历过较长时期的变形，若三面临空则更有利于滑出。

2.1.2 稳定性评价

由于这类滑坡的发生主要起因于空隙水压力的作用，滑动以后后缘拉裂陷落。不仅透水性能显著增强，而且陷落带中间高两头低，有利于排水，因而在以后的暴雨期间，很难使空隙水压力高度再达到临界值，所以这类滑坡就其整体而言是稳定的。中江县的赖子龙古滑坡（图3）和遂宁县的横山老滑坡（1976年6月发生），在这次暴雨期均未出现整体滑移的迹象，便是有力的佐证。

图2 滑坡演化过程

在这类滑坡分布地区尚需注意以下问题：

（1）随着滑动面向坡外倾角的增大，其整体稳定性会逐渐降低，对降雨的反应也随之更为敏感。

（2）当陷落带被充填淤满后，在暴雨期间一旦这些充填土被饱和软化，便会产生塑性流动，加之空隙水压力的作用，可再次推动滑块整体滑动，中江县的邓家祠滑坡便是典型的一例。在9月2日暴雨期滑块受后侧坡残积土土爬的推动，缓慢地向侧滑移了2.2m，使渠道暗拱被压塌（图3）。

图3 邓家祠滑坡纵剖面图

（3）滑动残体的局部变化。如赖子龙滑坡，其残体在赖子龙一带仍有可能发生局部滑塌，残体后缘的倾倒也可引起局部崩塌，且滑体吸水使其前缘地下水溢出带土体软化而发生土爬。

2.2 滑移-压致拉裂型滑坡

2.2.1 形成条件和形成机制

这类滑坡的形成条件与前者相似，一般发生在岩层平缓的层状体斜坡中。滑坡在外形上呈现多个反坡台阶（图4A），滑体中岩层产状明显反倾，表明在下滑时发生过旋转，并解体为多个次一级的滑体，滑体下滑速度一般较快，并在较短时间（数分钟至数小时）内趋于稳定。

滑体中每一个被分割的滑块，其后缘都有一陡倾的圆弧形滑面（图4B），所以在推动滑体下滑的力中，滑体重力的分力仍占重要地位，暴雨引起的滑面软化及空隙水压力是滑坡发生的诱发因素。圆弧形滑动面是由滑移-压致拉裂累进性破坏发展而成，其演进过程大致可划分为三个阶段。

图4 滑移-压致拉裂型滑坡剖面

图5 滑移-压致拉裂型滑移演进图示

2.2.1.1 卸荷回弹滑移阶段（图5a）

在斜坡形成过程中，坡体向临空方向回弹滑移，并产生垂直于滑移面的拉裂隙。

2.2.1.2 压致拉裂面扩展阶段（图5b、c）

在坡体应力作用下，随着变形的发展，压致拉裂面不断自下而上扩展，形成陡倾的阶状面，坡体发生轻微转动，但整体尚处于稳定破裂阶段。

2.2.1.3 阶状面贯通阶段（图5d）

阶状面成为应力集中带，陡缓转角处的嵌合体逐个被剪断、压碎并扩容，坡体开始明显转动致使坡面隆起。后缘拉裂缝转为闭合，此时变形进入累进性破坏阶段，一旦嵌合体被全部剪断，在暴雨期迅速抬高的空隙水压力的参与下必将导致沿该贯通面发生滑坡。

根据以上分析可以认为，能在暴雨期间发生这类滑坡的斜坡，应该是那些滑移-压致拉裂变形已进展到相当程度（后缘阶状面贯通阶段）的斜坡，龙泉山的石碾滑坡10年前就发现山坡上有宽20cm长30m的裂缝，足以证明在滑坡发生之前斜坡已经历过显著的变形改造。

图6 武东滑坡纵剖面

2.2.2 稳定性评价

滑坡起动以后，随着地下水的流散，空隙水压力降低和滑体位能的减小，滑坡渐趋稳定。此时滑体的平均坡度虽已变得很平缓，但由于滑面呈陡倾的圆弧形，所以在以后的暴雨期，仍有可能发生局部甚至整体的滑动。如石碾滑坡，不考虑空隙水压力，其稳定系数F=1.48，滑体是稳定的；如果考虑到空隙水压力的顶托和水平推动，其F=0.87，即暴雨期仍将滑动。射洪县的武东滑坡（图6）和三台县的思茅垭滑坡在这次暴雨期的复活便是有力的佐证。所以在这类滑坡可能影响的范围内，应撤离建筑物和居民点。

2.3 滑移-弯曲型滑坡

2.3.1 形成条件和形成机制

这类滑坡主要发育在龙泉山背斜翼部岩层倾角大于20°的单面山斜坡中。

滑坡一般也可划分为滑块、后缘拉裂陷落带和前隆褶带（图7），其特征与平推式滑移-拉裂型滑坡十分接近，但前缘隆褶带较宽，褶皱强烈，往往在隆起丘的后侧有陷坑，滑坡起动后下滑速度较慢，持续时间较长，一般在半天以上，如顺河四队滑坡就持续24h之久，而滑移距离仅约8m。

当滑面平直坡脚处不临空时，前缘隆褶带多半发生在坡脚附近。也可发生在半坡中那些遭受冲沟冲刷、滑面埋深较浅的部位；当滑面呈勺形面时，在坡脚处滑面可以临空，隆褶带则发生在滑面由陡变缓处。

斜坡岩层褶皱的力学机制。可用欧拉理论来作分析（图8）。

设φ为滑动面的内摩擦角，则给予岩层能产生褶皱的临界荷载为：

地壳浅表圈层与人类工程

或

地壳浅表圈层与人类工程

按照欧拉理论：

地壳浅表圈层与人类工程

将（2）代入（1）式则可得到l：

地壳浅表圈层与人类工程

式中：γ为岩层的容重，E为岩层的弹性模量，其他符号如图8所示。

假定泥岩的弹性模量为5000kg／cm2，容重为2.5，算出拱背地滑坡岩层屈曲的临界应力为50.77kg／cm2。黑柏树林滑坡者为48.89kg／cm2。

在空隙水压力作用下，滑体起动时的下滑推力表达式为：

地壳浅表圈层与人类工程

据此算出拱背地滑坡起动时σ=5.15kg／cm2，黑柏树林滑坡起动时σ=6.27kg／cm2。它们比岩层屈曲所需的临界应力要小6～10倍。

图7 滑移-弯曲型滑坡纵剖面图

根据公式（3）计算了在该条件下岩层产生屈曲的临界长度，拱背地为260m，黑柏树林为294m，而两滑坡的实际长度分别为90m和110m，约比计算值小2.5～3倍。

上述分析可知，滑动时的下滑推力是不足以使岩层产生屈曲的，因而可以认为滑坡发生前该岩层已经历过滑移-弯曲变形（在黑柏树林滑坡的前缘曾发现过这种变形的迹象），在特大暴雨期间，由于滑面被软化，兼之空隙水压力的推动和顶托等因素的综合作用发展成滑坡。其演进过程大致可分为三个阶段（图9）。

图8 斜坡岩层褶皱的力学机制分析

2.3.1.1 蠕变——轻微弯曲阶段（图9a）

资料表明，这类滑坡多发生在倾向坡外的层状体斜坡中，软弱面的倾角大于该面的残余摩擦角。在斜坡应力的长期作用下，岩层产生蠕变，致使在坡脚附近产生隆起弯曲。

2.3.1.2 滑动——强烈弯曲阶段（图9b）

在强大的空隙水压力等触发因素的作用下，使岩层沿软弱面滑动，后缘拉裂；前缘产生强烈弯曲隆起，并出现剖面 x 型错动，其中缓倾角者逐渐发展成为滑移切出面，由于弯曲部位强烈扩容，坡面显著隆起，岩体滑动加剧，往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的“减载”，则更加促进了深部变形的发展。

图9 滑移-弯曲型滑坡演进图示

2.3.1.3 继续变形——滑出阶段（图9c）

由于变形的继续发展，使滑移面贯通而发展为滑坡。

对于勺形或“靠椅”形滑移面则与此不同。强烈弯曲部位发生于滑面转折处，且不需形成切出面而沿原软弱面滑动。

2.3.2 稳定性评价

这类滑坡一旦起动，随着前缘隆褶加剧，岩层被压碎，阻滑力也随之降低，整个斜坡的稳定性急剧恶化。但与此同时，由于裂隙的进一步发育，地下水迅速流散，空隙水压力迅速降低，下滑推力也随之急剧减小。所以有的滑体刚开始出现局部切出面，有的甚至仅出现前缘急剧隆褶而尚未出现切出面，便渐趋稳定。有的具勺形滑面的滑体，滑面也尚未贯通，下滑体前缘看不出明显的位移就停滑了。这些特征表明，在以后的暴雨期中仍有可能发生局部的变形甚至整体滑动。中江县9月3日发生的磨子湾滑坡便是这类滑坡复活的典型例子，使近600m长的一段渠道和300余间房子遭到破坏。因此，位于这类滑坡体上及其前缘的建筑物以撤离为宜。

3 暴雨期滑坡发生发展的某些规律及斜坡稳定性预测

3.1 某些基本规律

3.1.1 滑坡发生与暴雨特征的关系

（1）暴雨对滑坡发生的作用按其程度可分为两种情况：①起动型——滑体的滑动主要由暴雨引起，如平推式滑移-拉裂型滑坡；②诱发型——暴雨造成的空隙水压力和对滑面的软化只起诱发作用，滑动时滑体本身重量的下滑分力仍起重要作用，如滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型滑坡等。

（2）按滑坡对暴雨的敏感程度，此三类滑坡皆属于敏感型，它们对降雨的反应较迅速，只要达到滑坡所需的临界暴雨强度即发生滑动。

（3）关于临界暴雨强度。成都市龙泉山地区，暴雨期绝大部分滑坡发生在7月13日这一天，该日的暴雨强度为262.7mm／d，尽管7月12日有的地区出现强度为145.2mm／d的大暴雨，但却未出现滑坡；三台县的滑坡主要发生在9月2日这一天，该日的暴雨强度达278.9mm／d，7月13日该区的暴雨强度达160mm／d，未发生大量滑坡；7月13日遂宁县暴雨强度达199.4mm／d，基本上没有基岩滑坡发生，而荣昌县7月3日暴雨强度为253mm／d则发生滑坡33处。根据以上情况并参考国内外的有关资料，可将产生岩体滑坡的临界暴雨强度初步定为250mm／d。

3.1.2 滑坡形成与地质环境的关系

（1）发展成为滑动面的软弱结构面主要是红层中的泥岩与砂岩或粉砂岩的接触面。其上覆体裂隙发育，透水性强，有利于降雨下渗形成较高的空隙水压力。

（2）滑坡的类型明显受岩层产状所控制。龙泉山背斜轴部和中丘陵地区，岩层倾角小于10°，主要发育平推式滑移-拉裂型和滑移-压致拉裂型滑坡；龙泉山背斜两翼，岩层倾角大于20°的地带，主要发育滑移-弯曲型滑坡。

（3）不同类型滑坡的分布与地貌的关系。平推式滑移-拉裂型和滑移-压致拉裂型滑坡，一般都发育在山脊或分水岭一带的山嘴或者孤包等地；勺形滑动面的滑移-弯曲型滑坡，多见于沟谷附近，这与沟谷下切使软弱结构面共有临空条件有关；平滑面的滑移-弯曲型滑坡，后缘可起始于山脊，出口则临近于谷底。

3.1.3 滑坡形成与人工因素的关系

（1）傍山引水渠道多开挖在裂隙发育的风化岩层中，有的挖成后又未进行防渗处理，在暴雨期中坡面水流迅速聚集于渠道中，给地下水提供了丰富的补给水源，有的甚至壅满渠道造成一定的水头，而导致滑坡发生，如射洪县的白鹤庙、老虎嘴、狮子山、柴湾垭等几个渠道滑坡都是沿渠底拉开的。

（2）有些地方开采石料，在山坡岩层中留下很深的采石坑，暴雨期中大量的山水汇集于此，促进了滑坡的发生，如三台中医校滑坡即与此有关。

3.2 斜坡稳定性预测

经过1981年暴雨的大“清洗”，斜坡中大部分明显变形体均已发展为滑坡，隐患得以暴露，因此可以认为，在以后若干年内，如果不出现强度更大的暴雨就不会再发生如此普遍而大量的滑坡。但应注意以下几方面的问题。

（1）由于暴雨的分布有区域性和地区性的差别，因而那些1981年不曾出现强度超过250mm／d的特大暴雨的地方，在以后的特大暴雨期中仍有可能发生大量滑坡。

（2）1981年遭受过大于临界暴雨袭击的地区，发生变形而尚未发展成滑坡（如滑移-弯曲变形体）的部位，在以后的暴雨期可能会继续发展为滑坡，应进行监测。

（3）上述不同类型的滑坡，在以后暴雨期中，其稳定性表现亦各异，整治和预防工作应将滑移-压致拉裂型和滑移-弯曲型滑坡列为重点。

3.3 防治措施

为了改善滑坡的稳定条件，应填平后缘拉裂陷落带，修设排水系统，消除滑体上的积水坑，对引水渠道应采取有效的防渗措施，防止地表水下渗。对于滑移-弯曲型滑坡，除采取上述必要措施外，还应避免在强烈隆褶带进行大开挖，磨子湾滑坡在9月2日暴雨期之所以复活，与沿其隆褶带开挖渠道有一定的关系，如以轻型渡槽的方式从隆褶带前面的平台上通过，其稳定条件就不会遭到破坏。

此外，还应加强群众性的监测工作和气象预报（特别是强度大于250mm／d的特大暴雨的预报），以便防患于未然，减小滑坡灾害可能造成的损失。

2、滑坡的经过

酝滑期:洒勒山滑坡滑前预兆及其酝酿过程，时期长而迹象明显，滑区幸存者称1979年初，山顶边缘就出现了EW向裂隙，1982年7月至8月，裂缝的宽度和长度增加，除主裂缝外，还有几条平行的次一级的裂缝。1983年2月裂缝延长到500余米，并在裂缝的两侧发生错台，高台地上(即二级阶地以上的老滑坡台)，也同样产生了许多裂缝。1983年3月初山顶裂缝继续加宽，高台地上窑洞发生变形，有的裂缝产生时张时合的现象。山崖陡壁发生坍塌、掉块，晚上有震动感，并伴有似“牛吼”声的山鸣，两侧裂缝开始变宽，泉水开始发浑。3月7日的上午山顶裂缝突然闭合，高台地上裂缝加宽(近1.5m)，公路上裂缝也变宽。据幸存者苦顺村农民马维英反应:滑前他正在高台上挖树苗，发现崖上大量掉土块，他正要拉上车准备跑时，突然感到站立不稳，当即抱上身旁的一棵大树，随之轰鸣之声大作，只感到耳旁生风，旋即停止，等到尘埃澄清之后，他才发现自己连同大树已被滑移到距原地950m远。图4.6是庆祖荫先生依据访问所得资料绘制的裂缝发展过程线。

图4.6 洒勒山滑坡破裂壁后缘裂缝开展过程线

上述情况说明，洒勒山滑坡从稳定到滑移有一个累进性破坏的过程。这个过程反映了:土体蠕变、应力调整、能量积累和总崩溃的整个过程。对洒勒山滑坡来说整个过程经历了五年多的时间。最后的积聚变化阶段也有1～2个月。

滑移的运动特性

滑坡在滑移过程中其空间展布具有明显的分带性，原山顶部的新老黄土都滑移到现在第一鼓丘位置;原山坡高台地和被铲起的红层移到中部，原第一、二阶地的次生黄土以及滑坡向前推移时被铲起的表土，一起散落在前缘部位，各部分物质基本上依次排列，可以辨认。另外，由于主滑移方向滑速较高，滑体方量大，滑距较远，一直滑移到对岸洒家村前，滑体受阻于南岸，拥高约10m。由于滑移过程中速度上的差异(中部滑速高)，东西两侧具有旋转的特征，向两侧撒开。在滑体表部尚留有旋卷形态的硬土柱，在土柱的表面可见清晰的擦痕。以主滑剖面为界，东部土体具反扭特征、西部土体具有顺扭特征。东侧九二水库冰层开裂，冰块向ES抛出数千米。

由于山体滑动具有分块特性，从后缘向前有三个封闭洼地。后部第一个洼地最大，长近600m，宽约200m，成椭圆形东西向展布。由于后缘陡壁不断崩坍，使得洼地渐形缩小。第二、第三洼地面积较小，又被后期修复公路和重建居民点所改造。第一洼地前方的第一鼓起的平台也最为壮观。台上面布满了被破碎的土块，并常见有大块的向北倾斜的原山坡上的草坪，东侧还有位于原山顶部的树木被推移到那里，树干也向北歪斜。台面上有SSE—NNW向的陡倾角纵向裂隙。平台的东西两侧有从下部翻卷而起的红色地层形似双耳。登高远眺，整个滑坡形似黄色的海洋，凹凸起伏的陇岗形似凝固了的波涛。原2283m洒勒山高峰被滑落，现后退的后缘壁顶高程为2265m。

洒勒山滑坡外形似倒置的佛手，后缘呈“一”字型，坡角60°～70°，长约700余米。两侧破裂壁呈笔直的陡壁。前缘的平面形状像张开的手指，宽约1200～1300m。从崖顶土体滑移至现滑体的第一平台位置计算，落程约200余米。从一级阶地前部滑至对岸边，其滑距约750m。又从原高台上的大树，滑至河坝中部，其滑距950m，主滑方向为东南167°(图4.7)。

图4.7 滑坡平面图

滑坡发生的过程，临夏、兰州、永靖等地的地震观测台都记录到两次滑动震波，距时55s。第一次震波振幅大，相当于1.4级地震，能量为4.6×107J，其运动方向为E—WS—N向，历时55s。第二次振幅较小，其运动方向为E—W向。据地震台介绍，震时波形很乱，一些信息被舍去后，确定震级为1.4级，震级似偏低。依据滑前当地的幸存者震感，其地震烈度应为Ⅲ-Ⅳ度，按2.31式M=0.66I0+0.98，求出M=2.96与3.62级，能量为1.73×108J与1.7×109J。

图4.8说明，滑体脱离滑床后，滑体的运动具有漂浮推移、跳跃前进的特征。

图4.8 滑坡剖面图

3、黄土高原型地质环境分区

黄土高原型地质环境分区，主要分布在陕西北部、甘肃东部、青海东部和宁夏南部，为沟、壑、梁、峁、塬地貌。黄土厚度一般不足200m，不同地区其基底岩性不同，有古生代碳酸盐岩，中、新生代的砂岩、泥岩等，主要分布于高原周边及沟壑中。黄土高原位于半干旱气候区，年降水量一般小于400mm，相对于西部干旱区，湿润度尚有利于自然植被恢复。历史上的过渡开垦，使原有的阔叶林已遭破坏，次生林保留的也不多。目前，仍有许多地方进行陡坡垦荒，成为水土流失严重区。水资源不足是黄土地区生态环境恶劣的主要因素，也是制约生态环境改善的一个至关重要的因素。区内地下水的赋存状态主要受构造和地貌条件的控制：在基岩隆起的山地，一般为基岩裂隙水、碳酸盐岩岩溶裂隙水，而在山前和盆地内一般为第四纪沉积物砂砾石潜水-承压水、中新生界碎屑岩类砂岩孔隙水。碳酸盐岩岩溶裂隙水主要存在于渭北台塬南部、甘肃平凉一带。岩溶地下水位标高在380～800m之间。在广大黄土覆盖的地区存在有黄土潜水，由于地形切割强烈、沟壑纵横、降水入渗条件差，形成地表径流就近排泄于沟谷之中，地下水水位埋深大于80m，仅在冲沟的洼地中有少量地下水，单井出水量小于10m3/d，这在极端缺水的地区是唯一的人畜饮用水源。六盘山以东黄土高原和陕北黄土高原南部为黄土塬区，黄土层厚度在100～200m之间，含水层主要位于中更新统黄土的古土壤及古钙结核及与第三系红层接触的界面中，埋深和富水性与塬面大小有关，塬面越大，埋深越浅，富水性越好，可作为当地人畜饮水及少量浇灌用水水源。陕北的油气、煤产地大多处于干旱缺水、水土流失严重区，矿山的开采活动，过渡使用有限的水资源，造成地下水位下降，致使水资源矛盾更为突出，生态环境问题已成为制约地区经济发展的主要因素。

本区的地质灾害主要为水土流失、土地沙化、滑坡、崩塌、泥石流等。陕西府谷—佳县、吴堡—白于山区无定河流域，甘肃陇西中部、渭河流域、祖历河流域、临洮一带和陇东，宁夏彭阳、预旺和西吉葫芦河以西黄土丘陵地区、固原县清水河以东和西吉县北部，内蒙古鄂尔多斯市的准格尔旗、东胜市东部，呼和浩特市的清水河县和林格尔县南部，为水土流失强烈、中强发育区。仅陕、甘两省每年因水土流失而输入黄河的泥沙量达13×108t，大约占黄河泥沙量的80%。大量的泥沙加剧了黄河河床地质环境的恶化。而陕西米脂—延安、铜川、蓝田、宝鸡为滑坡、崩塌强烈发育区，青海西宁-民和盆地为泥石流、滑坡、崩塌强烈发育区。

黄土高原区的主要矿产有石油天然气、煤炭和非金属矿产。油田主要有庆阳、靖边、安塞、吴旗、延川、富县等油田。大型煤矿主要有甘肃窑街煤矿、华亭煤矿，陕西渭北铜川—韩城煤矿(王石凹、焦坪、东坡、陈家山、下石节、黄陵店头等煤矿)，以及神木县大柳塔、活鸡兔、哈拉沟、石圪台、榆家梁等煤矿，内蒙古的马家塔、补连塔、上湾等煤矿等。非金属矿产主要为水泥用灰岩类、水泥配料用黄土等，大型矿山有陕西耀县宝鉴山石灰岩矿、五台山黄土矿，铜川市崖窑沟石灰岩矿、库当沟黄土矿，甘肃永登县大闸子水泥用灰岩矿、平凉市三道沟石灰岩矿。

4、红层盆地的分布: 尤以中、新生代最为广泛

中国红层盆地分布，按大地构造背景划分，主要有3个区带(图2-3)。

图2-3 中国红层盆地分区图

1.滨太平洋及其构造辐射区带:龙门山—哀牢山以东的南华板块

四川盆地，北东和北西两组主要构造线的控制，上侏罗统到白垩系都是陆相红层，总厚达3000～5000m。白垩纪末的燕山运动晚期，使侏罗系受到构造变动，盆地东部发生北东向的梳状平行褶皱，西昌红层盆地，规模较小，其坳陷时代与沉积岩性均同于四川盆地。

滇中楚雄—元谋地区，构造上是中生代大型坳陷，堆积了三叠系海相、陆相红层，中、下侏罗统含煤湖相层，以及上侏罗统到白垩系陆相红层(图2-4～图2-6)。红层与非红层总厚可达8000～10000m。白垩纪末、古近纪初上升，剥蚀、夷平成起伏和缓的高原面，呈丘陵状。

图2-4 剑门关丹霞地貌石峰及断崖

图2-5 剑门关城墙式长崖丹霞地貌

图2-6产于侏罗纪红层中的恐龙化石

图2-7 南阳白垩纪恐龙蛋

图2-8 河南白垩纪红层

南阳、洞庭和鄱阳3个内陆断陷盆地，只在盆地边缘出露白垩系—古近系红层(图2-7，图2-8)，喜马拉雅运动中，盆地边缘随周围山地抬升而上升，盆地内部则继续沉降。长江中下游是沿淮阳构造弧发育的断陷带，两侧边缘有中白垩统—古近系红层星散出露。

在武陵山与武夷山之间的江南地区，堆积了下白垩统—古近系或上白垩统—古近系的红层(图2-9～图2-15)。内陆盆地多为北东、北北东和北东东向。其一侧，甚至两侧，都有走向延伸很远的断裂。①湘西的沅江;②湘东的湘江干流上，衡阳红层盆地较大，向北北东，红层分两个条带，分别沿衡山的东西山麓，到株洲和湘潭，再从长沙折向东北，达赣北的修水，至武宁、德安;③衡阳以东还有两个北北东向的红层条带;④赣西的锦江谷地与袁水谷地;⑤赣江的吉安盆地较大，盆地北部为一红层条带，盆地南部向北东或北东东延伸很远，经永丰、崇仁、临川、东乡、鹰潭、贵溪、铅山、上饶、玉山，直抵浙江的衢县、金华一带;⑥赣南的赣州也是一个较大的红层盆地，沿章水河谷平江谷地北延;⑦赣州之南另一个红层条带，从信丰向西南进入粤北的南雄、始兴、仁化、韶关的浈水河谷，又从于都向东北沿梅江河谷直达宁都，隔一非红层分水岭，再由广昌循旴江谷地，经南丰、南城，折向西北到临川，全长约400km，平均宽度为15～20km。鄂北白垩纪—古近纪红层盆地亦呈条带分布，不过规模较小。

图2-9 丹霞山丹崖赤壁

图2-10 万佛山丹霞峰丛

图2-11 万佛山丹霞峰丛

图2-12 武夷山

图2-13 龙虎山丹霞峰丛

上述长条形的红层盆地，大多肇始于晚侏罗世或早白垩世、晚白垩世的燕山运动，在新近纪的喜马拉雅运动中，随两侧山地的断块抬升而上升，第四系只是河谷的内叠堆积。

图2-14 香港海蚀丹霞

图2-15 西藏侏罗纪红层

长江以南的红层小盆地，有黔东南，湘西南，湘桂边境，粤东北、赣东南和闽西南地区，泰宁、崇安，惠东、梅县，永安、沙县，以及珠江三角洲边缘，桂东南粤西南和海南岛上的红层小盆地，分散呈北东向排列。桂中和桂西北地区，散布于右江谷地，在苗岭—武陵山西北，小型的红层盆地，数目多，沉积时代为早白垩世、晚白垩世或古近纪。秦岭山地中，红层小盆地东西向排列，在东段嵩县、伊川呈北东东向，秦巴之间汉江流域，红层小盆地排成4列，商县—丹县，商南—西峡—内乡，淅川、郧县—均县，石泉—汉阳—安康。方向都为北西西。

总的来说，我国南方以陆相为主的红层，最早始于中、晚三叠世，大部分始于侏罗纪，发展于白垩纪—古近纪。但大多数地区，晚三叠世、早中侏罗世是含煤的湖相沉积，红层堆积并不占主要地位。仅仅晚侏罗世，特别是白垩纪—古近纪才是红层堆积的主要时期，燕山期的大型盆地以坳陷为主，长条形的中型和小型盆地以断陷为主，地质构造方向严格控制了红层分布的格局。

2.青藏高原特提斯构造域

超级大陆Pangea经历从早三叠世—晚三叠世发展(从2.5亿～2.03亿年，约4000万年)后，Pangea东部，被巨大海湾Tethys(特提斯)所楔入，其南岸为被动边缘，北岸为活动边缘，在印度、阿拉伯、澳大利亚内侧扩张，并向北飘向古亚洲南部边缘(时称大拉萨地块，后称西藏地块)，Tethys继续向西扩张使Pangea裂开，并形成小洋盆地和淡水盆地的裂谷带，伴以强烈的火山活动。

1.4亿年左右(J3—K1)，东南亚拼合到南亚，南欧Tethys分成三支，形成了奥地利阿尔卑斯、北阿尔卑斯和南阿尔卑斯地块，海水向西推进，残留半咸水沉积，半干旱条件下的蒸发岩，伴有内陆湖相沉积，加勒比地区则有赤道沉积的铝土矿，新生代早期古近纪，印度板块继续北移，并与亚洲大陆靠拢，全球造山运动十分强烈，改变着海陆分布，德干高原玄武岩也已形成。

Brano Vrielynck和Philippe Bouysee指出(The Changing face of the Earth，2003.UNESCOandCCGM)，1000万年前，全球面貌已十分近似于今天，印度板块已嵌入欧亚大陆南缘，这一重大构造热事件，不仅在全球造成显著影响(董树文等，2009)特别是对青藏高原的形成和其周边及内部断裂带的盆地的演化十分重要，在天山、祁连山、横断山等山间和山前的一系列挤压，推覆、走滑和断陷形成盆地群和高原内的可可西里、羌塘、藏北盆地等，生成了红色内陆碎屑岩建造，有时含煤系、油气层和膏盐层从三叠系至古近系沉积岩断续出露。三叠系为紫红色碎屑岩建造，侏罗系为厚层砂岩、砾岩(图2-16)，在西北的花海潮水盆地黑色页岩夹煤系，其中红色砂砾岩和火山岩夹层常见，白垩系为红色砾岩、砂岩、页岩，砾石次稜角状，为燧石、脉石英和灰岩。在深断陷区成油，酒泉、民乐、武威等断陷盆地底部砾岩向上迅速被含油页岩超覆，古近系为河流相红色、橘红色砂页岩互层稳定，如酒泉盆地白垩系不整合于三叠系之上，厚5000m，顶部为新近系巨厚层砾岩，即玉门砾岩厚达1000m，河西走廊边界断裂对盆地分布有明显控制作用，如走向北西西的一群山间盆地，伴有一系列复式褶皱和逆掩推复断裂。

图2-16 新疆五彩城

3.塔里木-华北板块及其周缘区带

其贺兰山、六盘山以东受太平洋板块挤压的影响，其内部的大型坳陷盆地华北、陕甘宁、六盘山、燕辽、拜城等，基底为太古宙—早元古代形成的褶皱结晶岩类，上覆的中元古代—晚古生代和中生代早期的稳定沉积盖层，受周边压扭性断裂的制约，塔里木基底有东西向构造线，控制着右旋雁行排列的中、新生代盆地，而华北地块西部构造线转向南北，东部受郯庐走滑断裂和太行山前断裂控制发育北北东、北北西或北西向的断陷和断拗陆相盆地，沉积厚，继承和改造了古构造系统。西部印度板块的向北俯冲，东部太平洋板块的向北西挤压，板块内部继承性深断裂多期复活，断块发育，在板块周缘挤压和压扭走滑造成了这一构造单元十分有特色的中新生代陆相盆地，阶段性的干旱气候影响，红色夹层发育(图2-17至图2-18)。由于周边山脉的隆起，在稳定地块周缘和板内断陷裂谷带形成强烈坳陷，有厚达2000m的山麓相砾岩、砂砾岩、砂岩，东部夹火山角砾岩或火山熔岩，下中侏罗统有砂砾岩类暗色泥岩，含油页岩和含煤建造，含菱铁矿，有些盆地见河湖相和三角洲相的红色粗碎屑层夹石膏，泥灰岩和含铜砂岩，一般1000～2000m，最厚达6000～8000m，气候日渐干旱并逐步沙漠化，鄂尔多斯、六盘山侏罗系—白垩系为河流湖泊相黄红色、灰色含砾砂岩，长石石英砂岩、砂页岩等，含煤、含油组合，晚期为深湖半深湖相沉积，分布渐广，直到新近系岩性渐变为红层夹石膏层，河流相，交错层理大型斜层理发育。

图2-17 甘肃古近纪红层

图2-18 陕北侏罗纪红层

中国的周边地区，北部的古亚洲构造域的新蒙褶皱带，西南边陲的印度板块、东部完达山—台湾滨海太平洋区，虽有中新生代红层陆相盆地发育，但对于丹霞地貌的研究已无关紧要了。

5、什么是红层？它与红壤的区别是什么？红层主要分布在中国哪里？

红层是红色陆相沉积为主的碎屑沉积岩层,岩性以砂岩、泥岩、粉砂岩和页岩为主。专其形成条件的独特性,具有特属殊的工程性质,是典型的易滑地层,边坡稳定问题非常突出,雨季经常发生数量众多的滑坡灾害。
红层与红壤的区别是前者是“红石头”，后者是“红泥土”。红层主要分布在中国华东（浙江南部、福建）、华南（广西）、西南（云南、贵州）地区。

6、全国滑坡、崩塌易发程度分区

4.3.1 滑坡、崩塌易发程度划分的判别特征

我国滑坡的形成条件十分复杂，其中地貌格局、地质构造、地层岩性、暴雨洪水具有根本的控制性作用，人类工程活动的影响在许多时候又是起主导作用的因素。

（1）地貌格局对滑坡、崩塌易发程度的控制作用

1）滑坡多集中分布于我国地势第一、第二级阶梯过渡地带与第二、第三级阶梯过渡地带。前者为青藏高原与黄土高原、云贵高原的结合部位——黄河上游和横断山区；后者指秦岭以南的陕南、渝东、湘西、鄂西山地——大巴山、巫山、雪峰山、武陵山等山地。前者区内包含的黄河上游河谷和金沙江、澜沧江、怒江流域，不仅地势高峻（海拔为3000～5000m），而且河谷深切，相对高差大于1000m，多级夷平面及河流高阶地也十分发育，为大型、特大型滑坡的产生提供了极为丰富的斜坡变形物质和极不稳定的地貌临空条件。后者则为我国中部高原山地与东部丘陵平原的过渡地带，其海拔与相对高差虽不及前者，但也分别为1000～2000m和500～1000m，区内地貌多级宽缓外凸的河流堆积阶地和多级夷平面都比较发育，对大型、特大型滑坡具有成因意义。

2）滑坡多集中分布于我国西部的高山、极高山地区。海拔在5000m以上高山一般为冰雪所覆盖，夏秋之际，由于冰雪消融，以雪崩或冻融滑塌的形式向河谷卸载，进而酿成巨大的灾害。

（2）地质构造对滑坡、崩塌易发程度的控制作用

山崩滑坡集中分布于不同构造体系的结合部位，构造体系急剧作弧形转弯部位，互相穿插交会或复合的部位，背斜倾伏端，向斜翘起端，深大断裂两侧，新构造活动强烈区。在多期地质构造运动影响下，我国断裂构造十分发育，一些深大断裂活动强烈，尤其是差异性升降运动，岩层遭受挤压破碎，降低了岩体稳定性，易于发生崩塌和滑坡，也为泥石流发生准备了丰富的碎屑物。因此，断裂带多是崩塌、滑坡和泥石流分布的密集带。

秦岭以南，滑坡、崩塌的分布北起岷江上游腊子口，向南经松潘、康定、西昌、东川、个旧，至腾冲，南北长1200km，东西宽400km。这一带，包括川滇景象构造体系、青藏滇缅歹字型构造体系的中部和北东向新华夏构造体系，云南山字型构造体系以及部分纬向构造体系相互穿插交会及复合的部位。这一区域中，区域性骨干活动断裂多达30多条。区内普遍保持着三级古夷平面和5～7级河流阶地。雅江甘孜、炉霍以下的雅江断裂带，有大型—特大型滑坡400余处。金沙江金江街—新市镇长达1000km的江段，有大型—特大型山崩滑坡350余处，尤以攀枝花至巧家段最为集中。

秦岭以北的祁吕山字型构造体系的两翼、弧顶、脊柱部分，也是大型、特大型滑坡集中分布的地区。该区为西起乌鞘岭，向东南经共和、临夏等盆地，再向东经天水、潼关；折向北东，经韩城、太原、北京、唐山等地，长2000多km，宽200～300km的弧形褶皱带和脊柱贺兰山、六盘山等南北向褶皱带。该山字型构造体系西翼与青藏歹字型构造体系复合或互相穿插延伸；弧顶天水、宝鸡、咸阳、潼关、洛阳等地，受秦岭纬向构造带的约束；东翼受北东向新华夏系及燕山纬向构造体系的干扰，挽近构造活动表现明显。

大型—特大型山崩滑坡还集中分布于长江三峡水库库区，万县至三斗坪库段。该库段构造体系上属大巴山弧，新华夏系川东隆起褶皱带、川黔湘鄂隆起褶皱带，以及淮阳山字型构造体系西翼反射弧交接复合的部位。

（3）地层岩性对滑坡、崩塌易发程度的控制作用

1）中小型山崩滑坡多集中分布于第四纪堆积粘土、亚粘土，特别是西南地区的成都粘土、昔格达土、滇北元谋土；西北陕、甘、宁、青、晋黄土及新近纪—第四纪含盐湖相地层。松散沉积物遇水软化，易产生崩塌和滑坡。

2）大中型滑坡集中分布于前古生代至中生代片岩、千枚岩、页岩、碳质页岩及煤层、盐岩石膏等软岩出露并且其上部发育坚硬的石英岩、灰岩、砂岩、砾岩及玄武岩、花岗岩等的地区。在我国最常见的是上硬下软的地层岩性组合，这种类型，在贵州的六盘水地区较为发育。在闽、浙、湘、鄂等省花岗岩强风化带，亦是小型山崩滑坡集中分布区。

（4）暴雨、久雨天气对滑坡、崩塌易发程度的影响

伴随异常的暴雨和久雨天气，经常会出现大面积的山崩滑坡。全国著名的长江鸡扒子滑坡，就是由特大暴雨触发的。据云阳气象站资料，当时的过程降雨量为331.3mm（64小时），日暴雨量240.9mm，1小时最大暴雨量38.5mm，而鸡扒子滑坡是暴雨达到峰值后出现的。

（5）人类工程活动对滑坡、崩塌易发程度的影响

人类工程活动的加剧，如兴修公路、铁路，矿山开采等，会使工程活动地带坡体内部应力状态重新分配，在坡体内部形成应力降低和应力增高区，由此引起岩体松动垮塌；森林的乱砍滥伐会导致水土流失，造成流水侵蚀的形式由过去的沟蚀、面蚀发展到现在的重力侵蚀。1981年四川出现的暴雨滑坡达6万余次，虽然与暴雨有关，但森林植被的减少却起了主导性作用。

综上所述，我国的地貌格局、地质构造、地层岩性、暴雨洪水等条件是滑坡和崩塌发育与分布的主要控制因素，人类工程活动的加剧还是局部的因素。因此，本次滑坡、崩塌灾害易发程度的划分拟以主要控制因素的有关指标为判别特征（表4.2）。

表4.2 滑坡、崩塌易发程度划分的判别特征

4.3.2 滑坡、崩塌易发程度分区及各区的特征简述

根据上述滑坡、崩塌易发程度划分的判别特征，对全国滑坡、崩塌易发程度进行分区，其结果如图4.1及表4.3所示。

表4.3 滑坡、崩塌易发程度分区一览表

4.3.2.1 滑坡、崩塌高易发区

（1）吕梁山、陕北高原滑坡、崩塌高易发区（H1）

包括山西西部，陕北高原，甘肃环县、崇信等地区。

该区黄土地层节理发育、湿陷性强，垄、岗、梁、峁地貌。多暴雨久雨天气，激发滑坡所需的临界暴雨强度较低。

本区滑坡密度为10.44处/100km2。

图4.1 全国滑坡崩发程度图图4.1 全国滑坡崩发程度图

图4.1 全国滑坡崩发程度图图4.1 全国滑坡崩发程度图

（2）西宁-兰州滑坡、崩塌高易发区（H2）

包括青海东部西宁、黄河上游，陇中地区。

本区属于西秦岭山地，海拔在2500～4500m之间，相对高差为1000～2000m，中高山地形。岩体类型以变质岩岩组、碳酸盐岩组为主，西礼盆地，徽成盆地有碎屑岩类和黄土。年降水量一般为600mm。

本区滑坡密度大于10处/100km2，滑坡面积占总面积的20%～30%。

（3）秦巴山地滑坡、崩塌高易发区（H3）

包括陇南、陕南地区。

本区是强烈上升的褶断山地。地层岩性以变质岩和岩浆岩为主，并普遍有小面积黄土分布，断裂发育，年降雨量为800～1200mm。

该区滑坡以基岩为主，密度大于10处/100km2，滑坡面积占总面积的20%～30%。

（4）川东、鄂西中山滑坡、崩塌高易发区（H4）

包括四川东北盆周山地，重庆（三峡库区）和鄂西地区。

本区以中山地貌为主，坡陡谷深，地层从古生界至中生界皆有出露，以沉积岩建造为主，主要为碳酸盐岩、碳酸盐岩夹碎屑岩，年平均降雨量为1200～1800mm。

该区发育崩塌392处，滑坡3856处，滑坡密度大于17.1处/100km2。

（5）湘西、黔西中山滑坡、崩塌高易发区（H5）

包括湖南通道、城布经徐浦到桃源地区，贵州六盘水、遵义地区。

该区地貌为高中山、中山，地形切割强烈，降水丰富，岩石以碳酸盐岩及碎屑岩为主，断裂发育。

该区滑坡密度大于10.41处/100km2。

（6）青藏高原东缘滑坡、崩塌高易发区（H6）

包括川西高原高山峡谷区、川西南山地区和四川西南盆周山地区。

该区以高、中山为主，变质岩、岩浆岩分布广泛，主要为碎屑岩和碳酸盐岩。构造复杂，自北而南有纬向、华夏、经向、歹字型及新华夏等多种构造体系，活动断裂密集，又属我国著名的南北地震带展布范围。年降水量为600～1400mm。

该区滑坡密布，以巨型、大型滑坡为主，最大密度超过20处/100km2，平均10～20处/100km2。

（7）横断山区滑坡、崩塌高易发区（H7）

包括藏东“三江”的中下游流域和雅鲁藏布江流域下游及南部喜马拉雅山区。

该区地势北高南低，从高山为主到中山为主，地形切割强烈。岩性复杂，碎屑岩、碳酸盐岩及变质岩、岩浆岩均有大面积出露、基岩软硬相间。歹字型构造与经向构造重接复合，活动断裂密集，属滇西地震带展布范围。年降水量为400～2000mm，自北而南迅速增加，气候垂直分带也很明显。

该区以大型—中型滑坡为主，滑坡密度为14.08个/100km2。

（8）藏东南高山峡谷滑坡、崩塌高易发区（H8）

该区属雅鲁藏布江下游，有尼羊曲、帕隆藏布江等支流，是我国海洋性冰川的集中分布地区。由于降水丰富、气温较高，冰川运动速度快，消融强烈，夏秋季节降雨量很大，河谷大多沿活动断裂带发育，两岸地形陡峻、岩层破碎，冰川堆积物特别丰富，邻近地区地震活动又十分强烈。

该区分布大型—特大型滑坡，滑坡发育且分布比较集中，危害突出的地段是易贡藏布流域。

4.3.2.2 滑坡、崩塌中易发区

（1）长白山东、燕山南、太行山滑坡、崩塌中易发区（M1）

包括辽宁东部和西部、吉林东部以及黑龙江东部，河北北部和北京西北部。

该地区属于山高坡陡、沟深谷狭山区，广泛分布变质岩、岩浆岩。由于东、南坡迎海，雨量丰富，多暴雨，地震活动强烈。

该地区的滑坡、崩塌规模以小型为主，滑坡密度为1～5.6处/100km2。

（2）浙、闽、粤中低山滑坡、崩塌中易发区（M2）

包括浙东南沿海丘陵山区，浙西南、皖南山区，闽中南、粤东地区。

该地区以构造侵蚀的中低山为主，山高坡陡，地形地貌复杂。多年平均降水量在1800～2200mm之间。火山碎屑岩系及花岗岩类等广泛分布。

该地区的滑坡、崩塌发育，以中小型土质滑坡为主，滑坡密度为1.6～9.8处/100km2。86.78%的滑坡是暴雨诱发的，崩塌常常是由人为工程活动和降雨共同作用引起。

（3）赣、湘、粤、桂、黔低山丘陵滑坡、崩塌中易发区（M3）

包括江西中部和西部，湖南南部，广西西部和南部，广东北部，贵州东南部。

本区从沿海向内陆，地层岩性由岩浆岩为主变为变质岩、碎屑岩相间分布，进而变为碳酸盐岩、碎屑岩、变质岩相间分布。受台风影响明显，年降水量为1600～2000mm。该地区以中低山为主，地形切割较强烈，易滑岩类有泥岩、页岩、凝灰岩、片岩等软弱岩层。

该地区的滑坡、崩塌发育，以中小型土质滑坡为主，滑坡密度为2.9～7.6处/100km2。

（4）中部秦岭以北长城以南高原山地滑坡、崩塌中易发区（M4）

包括山西大部，河南西南部，宁夏西北和南部，甘肃中部，陕西南部，黄河上游地区。

该地区的新构造运动活动强烈，地形切割较强烈，沟谷比较发育，河流不断侵蚀坡脚，常在河、沟谷形成深达10～30m的陡坎。本区降雨量较大，且高度集中，激发滑坡和崩塌所需的临界暴雨强度较低，而夏秋季节本区经常出现这种降雨过程。

该地区的滑坡、崩塌规模以中小型为主，土质滑坡居多，滑坡以暴雨诱发为主，57%的崩塌是由暴雨诱发，41%是由人为工程活动所引起。滑坡密度为1.6～9.8处/100km2。

（5）四川盆地东部低山滑坡、崩塌中易发区（M5）

该地区的地貌为丘陵、低山。地层岩性以碎屑岩为主。

该地区的滑坡、崩塌以中小型为主。

（6）川西北中高山滑坡、崩塌中易发区（M6）

包括四川阿坝州。

该区以高、中山为主，岩性主要为变质岩和碎屑岩等。构造复杂，自北而南有歹字型、经向等多种构造体系，活动断裂密集，年降水量为600～1400mm。

该区滑坡以巨型、大型为主。

（7）滇南中山盆地滑坡、崩塌中易发区（M7）

云南西双版纳地区。

（8）伊犁谷地滑坡、崩塌中易发区（M8）

包括新疆伊犁谷地、吐哈地区、南疆及其重要交通沿线。

天山新构造运动上升强烈，断裂发育，变质岩和岩浆岩分布广泛，第四纪堆积物丰富，山麓地带还有黄土状土分布。冰川雪被面积较大。暖季暴雨较多。

该地区滑坡、崩塌以中小型、土质为主，滑坡以冰川融化诱发和暴雨诱发为主，40.75%是人为工程活动诱发的；滑坡密度为1.8～5.1处/100km2。

（9）藏南高山峡谷滑坡、崩塌中易发区（M9）

包括藏东“三江”的中下游流域和桑日以东的雅鲁藏布江流域及南部喜马拉雅山区。

该地区山地海拔在3000～4500m以上，峡谷相对高差为2000～3000m，35°以上陡坡占总区域的20%以上。岩性主要为泥岩、片麻岩、花岗岩、灰岩、板岩和碎石土等。

该地区以冻融滑坡为主，多为大中型，分布较稀疏，滑速快，滑程短。

4.3.2.3 滑坡、崩塌低易发区

（1）东部山地丘陵滑坡、崩塌低易发区（L1）

包括大小兴安岭、长白山、鲁中山地、大别山区、江南—沿海低山丘陵。

该区位于我国地势的第三级阶梯。主要为新华夏系、纬向构造体系，中低山丘陵，有暴雨久雨天气。

（2）中部山地盆地滑坡、崩塌低易发区（L2）

包括四川盆地。该区中生代红层丘陵发育，多暴雨久雨天气。

（3）西部高原山地滑坡、崩塌低易发区（L3）

包括青藏高原、阿尔泰山区。位于我国地势的第一级阶梯和第二级阶梯。青藏高原属中-新生代强烈隆起区，平均海拔在3000m以上，气候寒冷。活动断裂发育较广，大多数分布在主要山脉的山前地带或沿一些江河展布。并且活动断裂活动强烈，一般水平位移速率多在6mm/a以上，有的大于10mm/a，地震活动频度高、强度大，其活动程度仅次于台湾地区。

7、“8·” 三峡地区暴雨引发地质灾害

1 前言

2014年8月31日至9月1日，三峡地区东北部等地区遭受50年一遇的重大暴雨，部分地区日最大雨量超过400mm。由于降雨强度大、范围广、时间长，引发山洪造成道路损毁、房屋倒塌、山体滑坡、堰塞湖等多种严重灾害。其中，地质生态环境脆弱的云阳、奉节、巫山、巫溪、开县等渝东北五县受灾特别严重。据初步统计，五县暴雨期间共发生2340起地质灾害（灾情1014起、险情1326起），紧急转移50324名群众，造成11154户房屋垮塌，32人死亡、10人失踪，其中受灾最严重的云阳县江口镇团滩地区滑坡引发泥石流造成11人死亡、五县其余14起地质灾害造成21人死亡。

2 特大地质灾害的基本特征

2.1 暴雨情况

川东红层地区一直是我国暴雨高发区，发生过多次极端降雨，并诱发大规模地质灾害。如1981、1982、1987、1989、1998、2004和2007年的极端降雨，诱发了大范围区域性滑坡灾害。1982年7月川东特大暴雨，280mm/2d，触发数万处滑坡，如鸡扒子滑坡；1998年9月特大暴雨，260mm/d，触发2000多处滑坡。

2014年8月31日-9月1日，渝东北开县、云阳、巫溪、奉节、巫山等5个县的48个雨量站超过250mm，其中最大日降雨量、最大累计雨量出现在云阳县咸池气象站，分别达403.4mm（9月1日）、455.2mm，创下自1956年有气象记录以来的最大单日降雨量。

图1 三峡地区“14·9”暴雨最大降雨量统计数据（云阳咸池站）

2.2 特大地质灾害发生情况

经地质灾害核查人员核实，此次暴雨地质灾害灾（险）情共发生2340起，其中超过500万m3大型滑坡55处，威胁100人以上滑坡397处。这些特大滑坡灾害岩性以JT的碎屑岩为主，多平缓顺层坡，具有体积大、高位启动、运动距离远等特点，滑坡滑后往往转化为泥石流，防灾难度大。典型特大地质灾害统计情况如下（表1）：

表1 特大滑坡发育特征统计表

川东红层地区暴雨型平缓顺层滑坡地形坡度往往较为平缓，失稳主要受到降雨条件下地下水静水压力、扬压力和承压水压力的综合作用影响。从水文地质结构上看，这类顺层滑坡一般具有较好的透（含）水地质单元，并以裂隙水、岩溶水的状态赋存。暴雨期间，地下水往往快速下渗，一方面软化滑带，降低抗剪强度，另一方面在滑坡体内会形成较大的静水压力和渗透压力。值得注意的是，由于滑坡体岩层倾斜，自上而下会产生较大的水力坡度，下伏滑床内的地下水会贯通越流，对滑体底部形成超孔隙水压力（承压浮托力），使滑体的抗滑力减小，稳定性明显降低。

3 特大地质灾害案例分析

3.1 奉节县青莲乡白果寨滑坡泥石流

2014年9月1日，重庆市奉节县青莲乡白果寨发生特大型顺层岩质滑坡。白果寨滑坡地层岩性主要包括侏罗系中统下沙溪庙组砂岩泥岩互层以及第四系全新统残坡积层，其中，侏罗系中统下沙溪庙组（J2xs）为灰白色、红褐色的砂岩、泥岩互层，泥岩以薄层状构造为主，砂岩则为中厚层状构造，岩层产状为180°∠15°～20°；第四系全新统残坡积层（

）广泛分布于斜坡浅表层，灰褐色、浅黄色，物质成分主要为粉质黏土夹强风化砂泥岩碎块石，块石直径5～15cm，含量分布不均，厚0～10m，坡体植被较发育。

照片1 奉节县青莲乡白果寨滑坡泥石流

滑坡地形坡度20°～36°，滑坡后壁顶部高程约1160m，剪出口高程约为700～850m之间，相对高差为310～460m，滑坡平面形态呈上大下小“倒葫芦”状，平均长度约1500m，平均宽度约450m，滑体厚度5～20m，滑动方向为200°。野外调查发现基岩滑动区原始地形为上陡下缓的砂岩泥岩互层地区，地形坡度约30°，滑动后滑源区存在大量松散岩体和土石混合体，以拉裂挤压破坏的块状砂岩为主，块石直径15～35cm。目前，基岩滑动区松散堆积体处于极不稳定状态，在强降雨触发作用下，仍然存在再次滑动的可能性。滑坡启动后形成泥石流堆积，厚度10～20m，堆积区的长度约1600m，总体流动方向为235°～250°，坡度约为20°。

3.2 奉节县大树镇堆积层滑坡

2014年9月1日凌晨6时许，在强降雨作用下，至9月1日中午时分，奉节县大树镇场镇后山高约300m、长约600m的大树危岩，不时有滚石落下，至9月2日凌晨5点，爆发大规模的滑坡，冲毁了大树镇东南方向新街的三栋楼房，同时老街房屋也相继垮塌，阻断了省道奉竹公路。此次滑坡造成了183户915间房屋垮塌，但3500多居民无一伤亡。

照片2 奉节大树场镇滑坡前

奉节县大树场镇滑坡是典型的表层崩坡积堆积物沿三叠系中统巴东组泥灰岩岩土界面的滑动。大树城镇滑坡后缘坡顶为陡崖下方，高程约570m，滑坡前缘为大树场镇新区平台，高程约360m。此次极端降雨是触发滑坡的直接因素，特大暴雨（降雨量高达360～380mm）在大树场镇后坡形成坡面地表径流，大量雨水快速渗入坡体崩坡积物，导致坡体崩坡积物饱和并强度降低，从而沿三叠系巴东组泥灰岩表层岩土界面形成滑坡，摧毁大量的房屋建筑。大树镇斜坡上部的陡崖及危岩带，经过喷锚网防护后，经受住了此次暴雨的考验，表明防治工作的成效。这类上部为陡崖，下部为堆积层滑坡的失稳模式是西南山区常见类型，亟待关注其成灾模式的研究与防灾对策。

照片3 奉节大树场镇滑坡后

4 应对处置经验

（1）“点、线、面”结合是重点。区域性强降雨造成的地质灾害往往不是个别和局部的，而是群发性的，因此必须坚持“点、线、面”结合防灾。在“点”上，就是组织群测群防员与威胁区群众一起严防死守全市已查出来的1.7万余处隐患点；在“线”上，就是积极配合交通、铁路、水利等部门做好公路、铁路、重要河流沿线地质灾害防范工作；在“面”上，就是组织各片区专管员与乡镇（街道）、村（社）一起加强场镇、学校、医院等公共场所和居民聚居区的防范工作。

（2）坚强有力的全民防灾机制是基础。在此次抢险救灾中，重庆市近年来建立健全的政府领导、国土牵头、部门分工负责、乡镇（街道）、村组（社）、片区地质灾害专管员齐抓共管，地质技术支撑，群测群防员和受威胁群众共同参与的全民防灾体系发挥了重要作用。

（3）落实四级防灾责任是根本。重庆市建立了市、区县、乡镇、村社，一层抓一层，层层落实到位的四级防灾责任体系。并按照部门职责分工，国土、建设、交通、市政、水利等市级行业主管部门分别抓好了本行业内的地质灾害防治工作，并对口指导和督促区县级相应部门做好防治工作，形成了纵横交织、分工明确、职责清晰的防灾格局。

（4）扎实有效的群测群防体系是关键。重庆市不断健全和完善群测群防体系和工作机制，每处隐患点落实了监测责任人和群测群防员，并加强了宣传培训和应急演练。近年来，通过加强了地质灾害防灾知识宣传和培训，采取各种形式大力宣传地质灾害防治知识，利用通俗易懂的宣传单、张贴画和顺口溜对威胁区群众、群测群防员、片区地质灾害责任人、农村基层干部、镇国土所人员、乡镇（街道）分管领导等进行防灾培训，发放宣传地质灾害防治资料，极大提高了广大党员干部和威胁区群众防灾意识和自救互救能力。组织开展了多次综合应急避险演练和所有地质灾害隐患点上的简易应急避险演练，让群众知晓预警信号、撤离路线和避险场所，切实提高了基层干部群众应对突发地质灾害的快速反应能力。

（5）反应迅速的应急体系是保障。近年来，紧紧依托在渝国有地勘队伍，建立健全应急救援队伍，不断加强应急体系建设。此次抢险救灾，重庆市14支地质灾害应急救援分队和应急专家迅速响应，夜以继日，忘我工作，在此次抢险救灾中做出了重大贡献。应急救援队运用无人飞机、卫星遥感等先进装备和手段对灾害现场进行航拍测绘，为研判灾情，应急处置和灾后重建设提供了有力支撑。

5 暴雨型地质灾害防灾建议

（1）川东红层地区是我国暴雨的高发区，往往诱发特大地质灾害，造成严重的破坏和人员伤亡。针对这一灾害特大亟须采用新思路、研发新方法、采用新模式，加强这些地区的地质灾害防治工作。

（2）近年来受全球极端气候影响，我国西南山区多次出现超越有气象水文记录以来的降雨极值，造成了多起重大人员伤亡的地质灾害。本次降雨过程仅9月1日，累计平均降雨量达320mm，最大414mm，如此短暂时间内的特大暴雨触发了数十起超过百万方量的大型顺层基岩滑坡、堆积层滑坡。这些大型滑坡灾害往往发生在地形较缓、适宜居住的场地，其破坏模式比传统降雨型滑坡灾害的发生机理、成灾模式更为复杂。因此，在本次灾后恢复重建中，要增大地质灾害的整治力度，降低集镇的风险水平。在地质调查、勘查的基础上，做好全面的地质环境评估，借鉴成功的重建经验，尽快划定可建区、限建区、禁建区，建设生态屏障区带，结合地质环境容量和承载力，制定社会经济发展规划，并严格按照规划发展。

（3）要关注高位滑坡、高位泥石流的防范。现场调查表明，奉节无山坪滑坡、白果寨滑坡、刘家屋场滑坡等运动距离长达1～2km远在视线之外的“拐弯型”滑坡泥石流，防范难度极大，极易发生群死群伤。

（4）重灾区的一些道路、集镇、居民点所在的斜坡已经出现缓慢变形的趋势。今后强降雨，估计加速这些灾害的发展。建议从整个灾区出发，要防范人口密集区斜坡缓慢变形的直接灾害。建议建立交通、水利、国土资源地质灾害防治的联动机制，做好重大地质灾害防治和受威胁群众搬迁避让等工作。

（5）从现在的情况来看，传统调查、设计理论和综合防治技术亦不能完全适应极端暴雨条件下的灾害防治需要。因此，建议加强这些特大型地质灾害的前期地质勘查工作，尤其对滑坡整体体积、失稳模式和成灾风险的评估，为科学开展工程治理提供坚实依据。在今后恢复重建中，建议提高防治等级，淘汰落后工法，保障治理工程的安全和长效。

8、甘肃舟曲泥石流发生的条件（地理）

8月7日，舟曲县突降暴雨，随即泥石流在昨日凌晨倾泻而下。连续的暴雨无疑是此次大规模泥石流的主要诱因。舟曲是一个少雨的地方，年均降水量只有400—800毫米。但近期包括舟曲县在内的甘肃多个地区却是异常的多雨。此前，甘肃平凉市华亭县已因强降雨引发山体滑坡造成13人死亡。在已经饱尝雨水的基础上，8月7日舟曲县再次遭遇的强降雨成为了压垮山体的最后一根稻草。专家分析“两山夹谷”易遭泥石流此次甘肃舟曲特大泥石流为什么会发生在县城？灾害程度为何如此之大？昨日，广东商学院地质遗迹研究中心主任、广东省地质学会常务理事李春生教授接受记者采访时解释说，甘肃舟曲一带地质结构松散，本来就是滑坡和泥石流的多发地带，而且这个县城所处的“两山夹谷”的特殊地形也容易遭遇泥石流。李春生说，在山体或岩体破碎的山区沟谷或山地坡面，遇到强降雨，就容易形成泥石流。泥石流中含有足够数量的泥沙石等固体碎屑物，因此比洪水更具破坏力。“就目前的消息看，此次泥石流已造成2000多人失踪，至少100多人遇难。据我所知，这可能是我国历史上造成的灾害最大的一次泥石流了。”“从自然条件方面来说，有两个重要原因。”李春生说，首先，甘肃舟曲一带属于干旱和半干旱地区，平时雨量少，地质结构松散，本来就处在滑坡和泥石流的多发地带；其次，舟曲县地理特征是“两山夹一江”，县城沿河谷两岸分布，“一旦泥石流爆发，整个城市就首当其冲，而且城市人口密集，所以损失就更大。”“引起泥石流的另一个重要原因是人类的活动。”李春生说，滥砍滥伐、削坡建房、过度放牧等人类活动会导致土地荒漠化或石漠化，容易引起山体滑坡、崩塌和泥石流。此外，西部山区一些不科学的耕作也会破坏山体结构，“比如顺坡纵向开荒就容易导致滑坡和泥石流。”从图片看，舟曲县城周边的山上就有这种开荒现象。舟曲县城位于一个四面环山的山谷中，嘉陵江上游白龙江从县城旁边流过。四周的山坡基本上都是光秃秃的，很少有大的树木。这里的森林资源曾经遭到掠夺性破坏，对木材乱砍滥伐的情况也一直存在，导致森林面积每年都在减少，山坡的植被破坏十分严重。泥石流怎样形成？在一定地形条件下，大量水体浸透山坡或沟床中的固体堆积物，使其稳定性降低，饱含水分的固体堆积物在重力作用下发生运动，就形成了泥石流。泥石流流动的全过程一般只有几个小时，短的只有几分钟，大多伴随山区洪水而发生。形成条件主要包括：一、地形地貌条件。山高沟深，地形陡峻，沟床纵度降大，便于水流汇集。二、松散物质来源条件。泥石流常发生于地质构造复杂、断裂褶皱发育，新构造活动强烈，地震烈度较高的地区。人类活动如滥伐森林造成水土流失，采矿、采石弃渣等，往往也为泥石流提供大量的物质来源。三、水源条件。我国泥石流的水源主要是暴雨、长时间的连续降雨等。

9、十二年地质大调查成果回顾“十二五”期间水工环地质调查工作思路及重点工作部署建议

中国地质调查局水文地质环境地质部

一、十二年地质大调查成果回顾

1999年国土资源大调查实施以来,水工环地质工作取得了重要进展,获得了一批重要成果,取得了一批丰硕成果,广泛服务于国土资源管理和经济社会发展。

1.水文地质调查

完成了全国新一轮全国地下水资源评价,按省区评价了地下水资源量和质量状况,为国家水资源综合规划和宏观决策提供了依据。在鄂尔多斯盆地、华北平原、松嫩平原等我国北方11个主要平原(盆地)开展了地下水资源及其环境问题调查评价,进一步查明了含水层结构和地下水循环规律,初步掌握了人类活动对地下水的影响以及环境效应,为我国地下水资源合理利用和含水层保护提供了科学的技术平台。

基本查明了西南8省(区、市)岩溶石山地区地下水资源特征及石漠化状况,完成了1:5万重点岩溶流域水文地质调查15万平方千米,建立了380处地下水开发和石漠化综合整治示范工程,解决了30余万人饮用水、20余万亩耕地的灌溉用水问题,为2010年西南抗旱提供了地下水开发基础资料和示范经验,为国家实施西南岩溶石漠化综合治理提供了技术支撑(图1)。

启动了全国首轮地下水污染调查评价,初步完成了珠江三角洲地区、长江三角洲地区、淮河流域平原区、华北平原区及下辽河平原地下水污染调查,面积约43万平方千米,基本查明了调查区的区域地下水质量与污染状况,为制定《全国地下水污染防治规划》提供了重要依据。开展西部干旱区、西南红层区严重缺水地区和地方病严重地区地下水勘查,在西部干旱和地方病严重地区成井470眼,为330万人解决了饮水困难问题,通过省部合作,在四川红层丘陵山区实施小口径浅井180万眼,解决了700万人的饮水困难问题。

图1 皮家寨岩溶大泉束流调压壅水开发示范工程

初步建立了国家、省(区、市)、地(市)三级地下水监测网络。目前共有各类地下水监测点23800余个,其中国家级点1422个,控制国土面积近100万平方千米,在北京、济南、乌鲁木齐等地下水监测示范区和华北平原共有300余个地下水监测点实现了自动监测、无线传输与网上发布。近年来,通过中国地下水信息网每年向社会公开发布地下水监测信息,为地下水资源评价与开发利用、地质环境保护和生态建设等提供了基础资料。

2.地质灾害调查与监测

完成了1640个山区丘陵县(市)地质灾害调查与区划,覆盖面积约650万平方千米,涉及人口约7.9亿,调查并确定地质灾害及地质灾害隐患点10余万处,基本摸清了我国山区丘陵区地质灾害及隐患点发育分布现状;针对查出的重要隐患点,建立了县、乡、村三级责任制的群测群防监测预警体系,为国家防灾减灾决策提供了重要依据。

在黄土高原区、秦巴山区、川滇山地区、湘鄂桂山地区、新疆伊犁谷地等地质灾害高发区完成127个县近40万平方千米地质灾害详细调查。初步建立了四川雅安、重庆巫山、云南哀牢山等8个代表不同突发性地质灾害类型的监测预警示范区,为全国地质灾害监测预警工作提供了技术支撑和示范。

初步完成长江三角洲地区、华北平原、汾渭盆地等重点地区地面沉降和地裂缝调查10万平方千米,基本建立以基岩标、分层标和GPS、水准测量为主的区域地面沉降立体监测网络,为我国地面沉降防治规划提供了基础依据。

全国汛期突发性地质灾害气象预警预报工作成效显著。2003年以来,成功避让地质灾害近5000起,安全转移20余万人,避免财产损失近30亿元。

3.环境地质调查

完成全国1:50万以地质灾害为主要调查内容的环境地质调查,基本查明了我国主要环境地质问题的分布以及危害程度,进行了地质灾害的多发区、易发区的分区,获得了区域环境地质基础资料,为国土资源宏观规划管理提供了技术资料。

开展了环渤海、东南沿海等沿海地区环境地质调查,基本查明了区域地壳稳定性、海岸侵蚀和淤积、地面沉降等地质灾害状况,并对重点港口和城市主要环境地质问题进行了专项调查,为制定该地区社会经济和城市发展规划提供了地质依据。

开展了长江、黄河等大江大河流域环境地质调查,初步查明上游源区生态地质环境变化状况和中下游地区主要环境地质问题,为我国大江大河源区生态环境治理和中下游地区水患和地质灾害治理提供了基础资料。完成了181个地级以上城市环境地质调查评价,基本摸清了这些城市地质灾害和环境地质问题的发育分布状况,对造成的危害和经济损失进行了评估,提出了地质灾害防治和地质环境保护措施,为城市规划、建设和管理提供技术支撑。

完成了全国以省(区、市)为单元的矿山地质环境调查与评估,共调查矿山11万余个,调查矿山面积580余万公顷,初步摸清了我国矿山地质环境现状,基本查明了我国主要的矿山地质环境问题及其危害,为国家矿山环境保护与恢复治理宏观决策提供了基本依据。开展了三峡工程、青藏铁路、南水北调、西气东输、西电东送等重大工程区活动断裂调查和区域地壳稳定性评价,为国家重大工程的规划、设计、施工和安全运营提供了重要的地质依据。

4.应急救灾和应对气候变化

近年来,我国突发性地质灾害和极端干旱频繁发生,在国土资源部的统一领导下,广大地质工作者积极参加抢险救灾和打井找水工作。

2008年“5·12”汶川地震、2010年“4·14”玉树地震发生后,全国地质系统迅速开展航空遥感解译、地质灾害应急排查及评估、灾后重建资源环境承载力评价,积极服务抗震救灾和灾后重建。在重庆武隆、贵州关岭、甘肃舟曲等特大突发性地质灾害后,第一时间赶赴现场,开展抢险救灾、灾害排查评估、应急处置等。

2010年春夏,云南、贵州、广西部分地区遭受百年罕见干旱,国土资源系统紧急动员抗旱找水打井人员上万名,钻机上千台,物探设备上百套。经过3个多月的艰苦奋战,完成勘探钻孔2703口,成井2348口,总出水量36万立方米/日,解决了520余万人的饮水困难。

充分利用已有资料,全面估算了我国地热资源潜力,分析了开发利用前景,完成了北京、天津浅层地温能调查评价和开发利用规划,全面启动全国省会城市浅层地温能调查评价工作。全国陆域沉积盆地二氧化碳地质储存潜力估算初步完成,鄂尔多斯盆地二氧化碳地质储存示范工程进展顺利。与神华集团合作在鄂尔多斯能源基地成功实施了二氧化碳地质储存示范工程建设,首次在中国建立了深部二氧化碳地质储存监测体系。地质碳汇调查研究得出新的岩溶和矿物碳汇能力估算数据。全球气候变化地质记录研究取得新认识。编制完成了中国国土资源领域应对气候变化政策与行动报告,为中国政府参加联合国气候变化大会提供了基础资料。

二、“十二五”期间水工环地质调查工作思路

以科学发展观为统领,紧密围绕制约我国经济社会可持续发展的重大资源环境问题,按照“夯实基础,强化应用,着力构建以服务为导向的水工环地质工作新格局”的基本要求,统筹部署国家水文地质、地质灾害和环境地质调查工作,依靠科技进步,加强综合研究,构建区域地质环境综合信息平台,进一步增强地质灾害防灾减灾能力和提高地质环境开发利用与保护水平,为国土资源规划和管理提供决策支撑服务。主要工作目标如下:

(1)重点加强全国地质灾害易发区、地下水主要开发利用区、重要经济区等地区中比例尺基础水工环地质调查,显著提高水工环地质调查工作程度;

(2)积极推进城市地质、地热资源调查以及应对全球气候变化地质响应研究,进一步拓展水工环地质服务领域;

(3)完善国家地下水和地质灾害监测网络,综合集成水工环地质调查和监测资料,构建数字地质环境信息平台,进一步提升水工环地质工作对国土资源管理和经济社会发展的支撑能力和服务水平。

三、重点工作部署建议

1.重点地区基础水文地质调查

在我国主要平原(盆地)、岩溶石山地区和国家大型能源基地,开展区域水文地质基础调查,查明区域含水层系统的空间分布与结构及地下水补径排条件,提出含水层保护建议,构建区域水文地质基础资料信息平台,为国土资源规划以及含水层管理、保护和合理利用提供决策支撑服务。

2.全国地下水污染调查评价

在我国东部平原地下水污染调查评价的基础上,完成中西部和东北平原地下水污染调查评价,查明平原(盆地)地下水水质和污染状况,综合评价地下水水质和污染程度及变化趋势,为我国地下水污染防治、地下水资源保护以及保障饮水安全提供科学依据。

3.严重缺水和劣质水地区水文地质勘查示范

在以往严重缺水地区水文地质勘查工作的基础上,开展北方缺水区、饮水型地方病区、南方红层缺水区及水污染区水文地质勘查示范,解决450万~550万人的饮水安全问题。为不同缺水类型地区提供找水方向与勘查经验,探索地质环境与地方病关系,提出解决缺水区人畜饮用地下水开发利用区划,为推进解决群众安全饮水问题提供技术支持。

4.国家地下水监测工程

基本建成较完善的国家级地下水监测站网、北方主要平原盆地地下水动态评价体系和国家地下水监测试验与科学研究基地,有效提升国家地下水环境监管能力和监管水平,满足全面实现小康社会目标对地下水环境的要求,为经济社会可持续发展和环境友好型社会的构建提供支撑。

5.地质灾害详细调查

在我国地质灾害高、中易发区开展地质灾害详细调查,查清滑坡、崩塌、泥石流发生的基础地质条件,阐明其发育、分布规律及形成机理,评价和预测其发展趋势;结合防灾规划,推荐应急搬迁避让新址,并进行地质灾害危险性和建设适宜性初步评估;建立地质灾害信息系统,地质灾害分区评价,圈定易发区和危险区;建立和完善的群测群防的地质灾害预警体系。

6.全国地面沉降、岩溶塌陷调查

继续进行长江三角洲、华北平原和汾渭盆地地面沉降监测,完善地面沉降监测网络,强化InSAR监测技术应用,优化基岩标、分层标和地下水分层监测孔等设施。开展珠江三角洲、东北平原等地区地面沉降调查。开展高速铁路沿线地面沉降与地裂缝详细调查与监测。继续开展武汉、广州等重点地区岩溶地面塌陷调查和监测示范。

7.地质灾害防治技术研发与预警示范区建设

开展地质灾害监测预警仪器研发和防治关键技术研发工作,选择辽东南中低山泥石流区、浙东南低山丘陵滑坡泥石流区、陇中黄土高原滑坡泥石流区、秦巴山地滑坡泥石流区、滇南哀牢山滑坡泥石流区、新疆伊犁河谷滑坡泥石流区,藏东南高山峡谷区开展地质灾害早期预警区建设。

8.重要经济区和城市群地质环境综合调查

选择我国重要经济区和城市群开展环境地质调查,查明区域构造格架和地壳稳定性以及城市群核心区断裂带活动性、工程地质条件和水文地质条件,进行重点城市环境地质安全评价,开展重大环境地质问题专题调查研究,提出对策建议,建立环境地质可视化信息平台,为我国主要城市群规划、建设和安全运行等提供决策支持。

9.全国矿山地质环境调查

开展我国重要矿产资源集中开发区和潜在的矿业基地或重要成矿区(带)的矿山地质环境详细调查与评价,开展重点矿山地质环境监测示范,监测矿产资源开发过程中所产生的矿山地质环境问题以及闭坑后所存在的矿山地质环境问题,建立矿山地质环境调查信息系统,为我国矿山地质环境保护和治理工作提供基础资料和依据。

10.应对全球气候变化地质响应研究

继续实施地热资源调查与开发利用工程、二氧化碳地质储存调查与示范工程、地质碳汇潜力评价与固碳示范工程和全球气候变化地质记录研究,摸清国土资源领域节能减排潜力,提高气候变化规律认识,提升应对全球气候变化能力,服务国家应对全球气候变化和节能减排战略。

10、图示(色标代码)

(一)基础地质因子

1.前新近纪地质体(附录A表2)

地层:太古宇(87)、元古宇(1374)、下古生界(1753)、上古生界(3387)、中生界(382)、下新生界(3758)。

岩体:花岗岩类(155)、闪长岩类(19)、基性-超基性岩类(442)。

断裂:用黑色线段表示(1)，不划分级别。

2.新近纪地质体(附录A表2)

地层:全新统(3693)、上更新统(3695)、中更新统(3696)、下更新统(3697)、中新统(150)、上新统(149)。

成因类型:冲积(98)、洪积(100)、冲洪积(82)、残积(361)、坡积(360)、残坡积(274)、冰碛(306)、冰水堆积(344)、洞穴堆积(0)、海积(357)、风积(238)、湖积(218)、火山堆积(356)、沼泽堆积(26)。

3.新构造断裂(附录A表3)

新构造断裂用红色(6)线段表示，划分3个级，分别代表岩石圈断裂(线宽0.8)，区域性断裂(线宽0.5)和一般断裂(线宽0.3)。

4.地貌(附录A表4)

现代冰川(9)。

褶断侵蚀高原-山地:冰蚀基岩极高山(137)、冰蚀基岩质高山(138)、冰蚀基岩质中山(139)、冰蚀基岩质低山(140)、侵(冰)蚀基岩质丘陵(141)、黄土丘陵(142)。

褶断侵蚀高原-平原:砂砾质冲洪积平原(70)、砂砾质湖积平原(71)、泥沙质湖积平原(72)、砾石质冰碛平原(73)、砾石质冰碛垄(74)、砾石质冰水堆积平原(75)、盐漠(76)。

褶断侵蚀高原-台地:砾石质冰碛台地(77)、砂砾冰水台地(78)、砂土湖积台地(79)、黄土塬(黄土台地)(80)、砂砾石质冲洪积台地(106)。

褶断侵蚀山地、丘陵:侵(冰)蚀基岩质高山(177)、侵(冰)蚀基岩质中山(178)、侵蚀基岩质低山(179)、基岩质丘陵(180)。

断(拗)陷堆积平原:砂土质湖积平原(1210)、盐碱质湖积平原(1211)、黏土质湖积平原(1212)、淤泥湖积平原(1213)、砾石质冰水堆积平原(1214)、砂土质冲积平原(1215)、砂砾质冲洪积平原(1216)、砾石质冰碛平原(1217)、砾石质冰碛垄(1218)、砾石质冰碛台地(1219)、砾石质冰水堆积台地(1220)、砂土质湖积台地(1221)、砂砾质冲洪积台地(1273)、砾石质侵蚀剥蚀台地(1286)。

火山地貌-熔岩台地:玄武岩火山锥(1259)、玄武岩台地(1257)。

流水地貌-河谷地貌:泥砂质河谷平原(241)、泥砂砾质谷坡阶地(268)、黄土谷坡阶地(296)。

流水地貌-残坡积堆积平原:砂土碎石倾斜堆积平原(324)。

湖沼地貌-湖沼湿地:泥砂质沼泽湿地(234)、泥炭质沼泽湿地(263)。

湖沼地貌-湖滨阶地:亚砂土和亚黏土堆积阶地(267)。

海滨地貌-海滨平原:砂质海滨平原(627)、泥质海滨平原(630)、生物质海滨平原(632)、基岩海滨平原(633)、砂土三角洲平原(637)。

风成地貌-风积平原:新月状垄岗状波状沙地(1368)、沙漠(1370)。

风成地貌-风蚀平原:砂土残丘(1372)、戈壁(1374)。

重力地貌-滑坡:基岩质滑坡(1466)、土质滑坡(1465)。

重力地貌-崩塌:基岩质崩塌(1464)、土质崩塌(1463)。

岩溶地貌-溶蚀山地:岩溶高原(926)、岩溶平原(928)、岩溶中低山(930)、岩溶丘陵(932)。

岩溶地貌-溶蚀堆积平原:红土(壤)堆积平原(934)、红土(壤)堆积台地(936)。

(二)环境地质因子

1.现代冰川(附录A表5)

现状:冰川减少范围(6)、现代冰川范围(2)、冰川增加范围(7)。

2.荒漠化(附录A表6)

(1)沙质荒漠化(F)

程度类型:轻度沙质荒漠化(2955)、中度沙质荒漠化(2902)、重度沙质荒漠化(2561)、沙漠(1368)、砾漠(1714)。

动态变化:沙质荒漠化加重(878)、沙质荒漠化稳定(3696)、沙质荒漠化减轻(2926)。

(2)盐碱质荒漠化(Y)

程度类型:轻度盐碱化(1601)、中度盐碱化(1605)、重度盐碱化(1607)、原生盐碱化土地(5)。

动态变化:盐碱质荒漠化加重(871)、盐碱质荒漠化稳定(3691)、盐碱化质荒漠化减轻(1040)。

(3)水蚀荒漠化(S)

程度类型:轻度水蚀(293)、中度水蚀(191)、重度水蚀(127)。

动态变化:水蚀荒漠化加重(876)、水蚀荒漠化稳定(3694)、水蚀荒漠化程度减轻(1261)。

(4)石漠化(H)

程度类型:轻度石漠化(315)、中度石漠化(19)、重度石漠化(22)。

动态变化:石漠化加重(876)、石漠化程度稳定(3694)、石漠化程度减轻(1261)。

(5)荒漠化动态变化重叠图斑类型

沙质荒漠化与盐碱质荒漠化加重区(878)、沙质荒漠化加重与盐碱质荒漠化稳定区(878)、沙质荒漠化加重与盐碱质荒漠化减轻区(878)。

沙质荒漠化稳定与盐碱质荒漠化加重区(3696)、沙质荒漠化稳定与盐碱质荒漠化稳定区(3696)、沙质荒漠化稳定与盐碱质荒漠化减轻区(3696)。

沙质荒漠化减轻与盐碱质荒漠化加重区(2926)、沙质荒漠化减轻与盐碱质荒漠化稳定区(2926)、沙质荒漠化减轻与盐碱质荒漠化减轻区(2926)。

沙质荒漠化加重与水蚀石漠化荒漠化减轻区(878)、沙质荒漠化减轻与水蚀石漠化荒漠化加重区(2926)。

3.河流湖泊(附录A表7)

现状:河流(268)、湖泊(310)、人工湖(268)。

动态变化:水体增加(7)、水体稳定(原类型)、水体减少(6)。

4.湿地(附录A表7)

近海及海岸湿地:浅海水域(297)、潮下水生层(328)、珊瑚礁(192)、岩石性海岸(195)、潮间沙石海滩(109)、潮间淤泥海滩(107)、潮间盐水沼泽(251)、红树林沼泽(290)、海岸性咸水湖(385)、海岸性淡水湖(450)、河口水域(1312)、三角洲湿地(1589)。

河流湿地:永久性河流(294)、季节性或间歇性河流(253)、泛洪平原湿地(120)。

湖泊湿地:永久性淡水湖(268)、季节性淡水湖(254)、永久性咸水湖(18)、季节性咸水湖(16)、人工湖(库塘)湿地(268)。

沼泽草甸湿地:藓类沼泽(245)、草本沼泽(260)、沼泽化草甸(264)、灌丛沼泽(290)、森林沼泽(285)、内陆盐沼(18)、地热湿地(113)、淡水泉和绿洲(1287)。

人工湿地:人工养殖、种植(22)。

动态变化:湿地增加范围(7)、湿地稳定范围(原类型)、湿地减少范围(6)。

5.海岸线(附录A表8)

现状(线型、颜色):人工海岸线(195，1)、淤泥质海岸(48，179)、砂质海岸(17，3)、生物海岸(109，7)、基岩海岸(1，937)。

动态变化:1975年基准数据海岸线(黑)、第一监测周期数据海岸线(蓝)、第二监测周期数据海岸线(红)。

(三)社会经济因子

城市扩展(附录A表8):1975年基准数据城市范围(935)、第一监测周期数据城市范围(6)、第二监测周期数据城市范围(7)。

(四)生态地质环境综合研究

1.生态地质环境背景(附录A表9)

沙质荒漠化形成地质背景(F):晚更新世湖积物(1356);晚更新世冲洪积物(1366);晚更新世冰碛冰水堆积物(1367);晚更新世冰水堆积物(1368);晚更新世风积物(1369);全新世湖积物(1370);全新世冲洪积物(1371);全新世冲积物(1372);全新世风积物(1373)。

砾漠形成地质背景(LM):晚更新世冰碛(冰水)堆积物(162);晚更新世冲洪积物(164);全新世冲洪积物(165)。

盐碱质荒漠化形成地质背景(Y):晚更新世湖积物(394);晚更新世冲洪积物(395);晚更新世海积物(396);全新世湖积物(397);全新世湖沼堆积物(398);全新世冲湖积物(399);全新世海积物(400)。

盐漠形成地质背景(YM):晚更新世盐壳(437);全新世新世盐壳(438)。

水蚀荒漠化形成地质背景(S):晚更新世湖积物(927);晚更新世残坡积物(928);晚更新世冰碛冰水堆积物(929);晚更新世冰水堆积物(930);晚更新世风积物(931);全新世冲洪湖积物(932);岩溶石山(933);花岗岩丘陵与山地(934);红层丘陵(935);前新近纪地质体(936)。

湿地退化地质背景(SD):晚更新世湖泊退化(627);全新世湖泊退化(628);全新世河流变迁(629);更新世海岸带变迁(630);全新世海岸带变迁(631);更新世冰川退缩(632);全新世冰川退缩(633)。

现代冰川退缩地质背景(GL):极高山地(153);高山地(154);中山地(155)。

2.生态地质环境分区(附录A表10)

西北盆岭相间生态地质环境大区(Ⅰ):

阿尔泰山山地生态地质环境亚区(Ⅰ1):阿尔泰山极高山冰川生态地质环境区(217);阿尔泰山山地湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(218)。

准噶尔西部山地生态地质环境亚区(Ⅰ2):塔城盆地湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(223);准噶尔西部山地、冲洪积平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(221)。

准噶尔盆地生态地质环境亚区(Ⅰ3):准噶尔盆地西北部平原湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(232);古尔班通古特沙漠及周缘平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(233);准噶尔盆地西南部平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(235)。

天山山脉生态地质环境亚区(Ⅰ4):天山山地、冲洪积平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(2718);北天山极高山冰川生态地质环境区(2207);中天山极高山冰川生态地质环境区(2211);南天山极高山冰川生态地质环境区(2233);尤尔都斯盆地荒漠化、荒漠、湿地生态地质环境区(2080);焉耆盆地荒漠化、湿地、荒漠生态地质环境区(2051);吐哈盆地湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(2052);伊犁盆地湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(2056)。

塔里木盆地生态地质环境亚区(Ⅰ5):塔克拉玛干沙漠及周缘平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(3728);罗布泊冲湖积平原荒漠化生态地质环境区(3729);库姆塔格沙漠及周缘平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(3730)。

北山山地生态地质环境亚区(3743);河西走廊平原生态地质环境亚区(3744)。

青藏高原生态地质环境大区(Ⅱ):

昆仑山山脉生态地质环境亚区(Ⅱ1):昆仑山山地、冲洪积平原湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(924);昆仑山极高山冰川生态地质环境区(925)。

藏北高原生态地质环境亚区(Ⅱ2):藏北高原北部冰川、湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(926);藏北高原南部冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(927)。

藏南高原生态地质环境亚区(Ⅱ3):藏南高原北部冰川、荒漠、湿地、荒漠化生态地质环境区(928);藏南高原南部冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(929)。

青海山地、盆地生态地质环境亚区(Ⅱ4):唐古拉山山地冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(930);柴达木盆地冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(931);哈拉湖-大坂山山地冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(932);共和、青海湖盆地冰川、湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(933)。

藏东-滇西高原生态地质环境亚区(Ⅱ5):黄河源冲洪积平原湿地、荒漠化生态地质环境区(934);藏东-滇西山地荒漠、湿地、荒漠化生态地质环境区(935)。

阿尔金山、祁连山山地生态地质环境亚区(Ⅱ6):阿尔金山山地生态地质环境区(936);祁连山山地生态地质环境区(938)。

内蒙古-大兴安岭高原、盆地、山地生态地质环境大区(Ⅲ):

阿拉善高原生态地质环境亚区(Ⅲ1):巴丹吉林沙漠及周缘湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(580);腾格里沙漠及周缘湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(581);海里与博克台沙漠及周缘湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(582);乌兰布和沙漠及周缘湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(583);亚玛雷克沙漠及周缘湿地、荒漠化、荒漠生态地质环境区(584)。

内蒙古东部高原生态地质环境亚区(Ⅲ2):内蒙古波状高原湿地、荒漠、荒漠化生态地质环境区(426);浑善达克沙地湿地、荒漠化生态地质环境区(427)。

阴山山地生态地质环境亚区(428);Ⅲ4海拉尔盆地生态地质环境亚区(429);大兴安岭山地生态地质环境亚区(431)。

华北-黄土高原生态地质环境大区(Ⅳ):

黄土高原生态地质环境亚区(Ⅳ1):黄土高原梁峁丘陵湿地、荒漠化生态地质环境区(2116);黄土塬丘陵湿地、荒漠化生态地质环境区(2118)。

鄂尔多斯高原生态地质环境亚区(Ⅳ2):宁夏河东高原湿地、荒漠化生态地质环境区(2143);库布齐沙漠及周缘荒漠、荒漠化生态地质环境区(2196);毛乌素沙地湿地、荒漠化生态地质环境区(2198);鄂尔多斯高原东部荒漠化生态地质环境区(2200)。

银川-河套平原生态地质环境亚区(2662);汾渭盆地生态地质环境亚区(2664);吕梁山-太行山生态地质环境区(2665);大同-阳原盆地生态地质环境区(2666);秦岭山地生态地质环境区(2682);燕山山地生态地质环境区(2706)。

东北生态地质环境大区(Ⅴ):

小兴安岭、长白山山地生态地质环境亚区(3425)。

三江、兴凯湖平原生态地质环境亚区(Ⅴ2):三江平原黑土生态地质环境区(3438);兴凯湖平原生态地质环境区(3440)。

松辽平原生态地质环境亚区(Ⅴ3):松嫩盐碱化、湿地生态地质环境区(1753);科尔沁沙地及周边湿地、荒漠化生态地质环境区(1755);松辽平原黑土生态地质环境区(1780);下辽河平原湿地生态地质环境区(1783)。

东部大平原生态地质环境大区(Ⅵ):

黄淮海平原生态地质环境亚区(2739);胶东半岛丘陵生态地质环境亚区(2741);江淮、苏北丘陵生态地质环境亚区(2881);长江下游平原生态地质环境亚区(2884)。

西南生态地质环境大区(Ⅶ):

米仓山-大巴山生态地质环境区(511);四川盆地生态地质环境区(513);滇中-川南山地、丘陵生态地质环境区(282);滇东-黔西山地生态地质环境区(310);川东南-黔东山地生态地质环境区(367);广西山地、丘陵生态地质环境区(369)。

东南-华南生态地质环境大区(Ⅷ):

长江中下游平原生态地质环境亚区(117);东南-华南丘陵生态地质环境亚区(115);沿海及海南岛山地、丘陵、平原生态地质环境区(116)。