1、地质构造什么是黏土滑坡
1、黏土滑坡指发生在尚未成岩或成岩不良的各种成因的粘土、砂质复粘土中的滑坡。滑坡体以粘性土为主,有时有薄层状或透镜状的碎石、卵石、砂砾石等粗碎屑物质夹在粘性土中或者伏于粘性土层之下。粘土滑坡多成群出现,在风化剥蚀残丘和低缓丘陵状的宽阔堆积阶地地区最发育。滑体多沿基岩表面或软弱夹层滑动,滑床坡度平缓,一般规模较小,滑速较慢。根据粘土的成因类型,粘土滑坡可进一步划分为残坡积粘土滑坡、制冰水沉积粘土滑坡、海相粘土滑坡、河湖相粘土滑坡等亚类。其中以河湖相粘土滑坡较为常见。
2、滑坡是在一定的地形地质条件下，由于破坏力学平衡的各种自然或人为因素的影响，山坡上的不稳 定土（岩）体在重力作用下，沿着山坡内部某一软弱面（带）作整体、缓慢、间歇性滑动的 变形现象称为“滑坡”。由于山区铁路、公路及其他工程设施的兴建，需要开山动土，滑坡的危害也就更加突出了。严重的滑坡灾害不但摧毁工程设施，甚至造成人员伤亡。滑坡是世界常zd见的一种不良地质现象。
2、滑坡的分类有哪些
对于一个滑坡，从不同的角度可以有不同的分类，从研究山坡发展形成历史出发，可以分为古滑坡、老滑坡、新滑坡、现代滑坡等类型；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。在实践中，可以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。
3、滑坡主要类型
滑坡根据其滑体的物质组成，可分为堆积层滑坡、黄土滑坡、黏性土滑坡、岩层(岩体)滑坡和填土滑坡。
按照滑体体积大小，可分为巨型滑坡(＞1000万m3)、大型滑坡(100万～1000万m3)、中型滑坡(10万～100万m3)、小型滑坡(＜10万m3)。
4、土质边坡和滑坡稳定性的评价方法有何不同
土质滑坡是发生在松散未固结的粘性土或砂性土斜坡上的滑坡造成的灾害。
常常因受暴雨或洪水诱发造成滑坡灾害。
根据土的性质进一步分为黄土滑坡、粘性土滑坡、堆积层滑坡等。
岩质滑坡沿岩层层面、断裂破碎带、节理裂隙密集带以及强度较低、塑性变...
5、滑坡稳定性评价
斜坡稳定性分析是判断滑坡能否发生的重要依据。
定性分析包括变形历史分析法、工程地质类比法、赤平投影分析法等，定量分析方法包括刚体极限平衡法、有限单元法等。这些方法在“崩塌”一章中均已做过介绍，在此不一一赘述，仅就滑坡破坏的特点对滑坡破坏的力学分析过程及判别准则进行阐述。
滑坡的滑动面有平直的或弧形的，而在均质滑坡中，滑动面多呈圆形(图3-10)。
图3-10 坡力学平衡示意图(据孔宪立，1997)
1.在平直滑面情况下
滑坡体的稳定系数K为滑动面上的总抗滑力F与岩土体重力Q所产生的总下滑力T之比:
环境地质学
当K<1时，斜坡不稳定，可能发生滑坡;当K≥1时，斜坡体稳定或处于极限平衡状态。
2.在圆弧滑面情况下
如图3-10所示，滑动面中心为O，滑弧半径为R。过O点做一铅直线OO'，将滑坡体分成两部分，在OO'之右为滑动部分，其重力为Q1，它能绕O点形成滑动力矩Q1d1;在OO'之左部分，其重力为Q2，形成抗滑力矩Q2d2。因此该滑坡的稳定系数K为总抗滑力矩与总滑动力矩之比:
环境地质学
其中，τ为滑动面上的抗剪强度;式中分子为总抗滑力矩，分母为总滑动力矩。
当K<1时，斜坡体失去平衡，发生滑坡。
3.在折线滑面情况下
可采用分段的力学分析。如图3-11所示，沿折线滑面的转折处划分成若干块段，从上至下逐块计算推力，每块滑坡体向下滑动的力与岩土体阻挡下滑力之差，也称剩余下滑力，是逐级向下传递的。此方法又称为传递系数法。
图3-11 坡受力分析图(据苏爱军，1998)
定义满足静力平衡条件下，第i条块剩余下滑力的合力计算式为式(3-1)，将上一条块的滑动力与抗滑力分别向下一条块滑动面上逐块投影，假定滑动面剪切强度参数内聚力c及摩擦系数tanφ不变，将滑动力乘以滑坡体各条块和整体的稳定系数fos，再视滑坡体处于极限平衡状态，由此求得滑坡体的稳定系数fos:
环境地质学
两式中:fos为稳定系数;Pi为第i条块剩余下滑力的合力(kN);Ri=Wicosαitanφi+ciLi;Ti=Wisinαi;Wi为第i条块滑体重力(kN);ψi为第i条块的剩余下滑力传递至第i+1条块时的传递系数(j=i)，ψi=cos(αi－αi+1)－sin(αi－αi+1)tanφi+1;φi为第i条块滑带土的内摩擦角(°);ci为第i条块滑带土的内聚力(kPa);Li为第i条块滑动面长度(m)。
给定安全系数K，则各条块的滑坡推力为:
环境地质学
其中，
环境地质学
6、滑坡的成因机制
1.滑坡的力学原理
由于坡地的岩性、构造不同，滑动面的性质也不同，但绝大多数滑动面近似圆弧面。滑坡体的运动是沿圆弧面转动，因此可以用力矩平衡理论来分析(图4-4)。
图4-4 滑坡力学图
设滑坡体以O为圆心，以R为半径，沿AB面向下滑动。从O点向下作垂线OO'将滑坡体分为左右两部分。左侧部分的重心为O2，重力为P2，滑动力矩为P2·a。右侧重心为O1，重力为P1，抗滑力矩为P1·b;f为AB面上的平均抗滑阻力，所产生的抗滑力矩为f·AB·R。滑坡体的极限平衡状态方程式为
地质灾害调查与评价
当P2·a＞P1·b+f·AB·R时，滑坡体开始滑动，由于下滑过程中P2和a逐渐减小，P1和b逐渐增大，达到新的平衡时停止滑动。若滑坡体借惯性滑得很远，会产生P2·a＜P1·b+f·AB·R的情况，此时滑坡体稳定，不再滑动。
2.滑动面(带)与斜坡稳定性的关系
滑动面(带)是滑坡形成演化的关键要素。滑动面(带)的埋深在很大程度上决定了滑坡体的规模，其形状直接控制着滑坡体的稳定状态，是滑坡研究、勘测、稳定性分析、灾害预测预报以及工程处理的重要对象或依据。
典型的滑坡滑动面由陡倾的拉张段(后段)、缓倾的滑移段(中段)和平缓以至反翘的阻滑段(前段)三部分组成，在剖面上状似船底形。受各种因素的影响，滑动面的总体真实形态可表现为直线形、折线形、圈椅形、阶梯形等形状。
直线形滑动面主要形成于具有单一结构面的坡体中，即多形成于层状岩体(包括层状火山岩)内或堆积层下伏基岩面和堆积层内的沉积间断面上。其特点是地层倾角小于坡面倾角，前缘在坡脚附近及以上位置剪出，后缘与上方斜坡面相交，呈一倾斜的平面。直线形滑动面不存在前缘反翘抗滑段，故稳定性差、危害大。
折线或阶梯形滑面多发生在滑动面坡角大于岩层倾角的斜坡地带，滑动面由节理或层理等软弱结构面组成，在纵剖面上呈阶梯状折线。
圈椅形滑动面的中部顺层段一般不发育，前缘段的长短取决于滑坡规模和所处岩层结构面的发育程度，对滑坡的稳定起着重要作用。
船底形滑动面滑坡多发育在土质边坡，其后缘较陡，倾角大多在60°以上。在蠕变阶段，滑坡后缘首先出现弧状拉张裂隙，是滑坡预报的重要依据。中部滑面一般比较平缓，倾角多小于20°，但长度占整个滑动面的一半以上，是滑坡的主滑段。前缘平缓甚至反倾，形成抗滑段。当主滑体滑至滑动面前缘时，大多数滑坡已趋于稳定。
3.滑坡的发育阶段
滑坡的发育是一个缓慢而长期的变化过程。通常将滑坡的发育过程划分为3个阶段，即滑前变形阶段、滑动破坏阶段、滑后压密稳定阶段。研究滑坡发育过程对于认识滑坡和正确地选择防治措施都有重要的意义。
(1)滑前变形阶段
可细分为蠕动变形阶段、等速变形阶段、加速变形阶段和临滑阶段。
蠕动变形阶段后缘产生断续的不规则的拉裂缝，但无明显的错落、下沉;两侧、中部和前缘无明显的变形形迹。
等速变形阶段各弧形拉张裂缝端部可能互相交错，开始出现错落下沉;两侧出现间断的羽状裂缝，滑坡体局部出现隆起、沉陷。
加速变形阶段不连续剪切滑移面迅速扩展，剪断剪切滑移面间的岩土“固锁段”，逐渐形成贯通性剪切滑移面。后缘弧形拉张裂缝趋于连接，加大加深，滑坡体错落下沉;两侧羽状裂缝加强，出现顺两侧壁方向的剪张裂缝，并与后缘弧形裂缝趋于连通，呈现整体滑移边界;前缘出现轻微鼓胀。
临滑阶段后缘弧形拉张裂缝贯通，形成弧形拉裂圈，并与两侧剪张裂缝连接，呈现整体滑移边界，滑体出现明显错落下沉，后缘壁明显;前缘鼓胀，并出现鼓胀裂缝或放射状裂缝;前端滑床挤压褶皱，并有挤压裂缝，或岩层倾角变陡，或挤压破碎等现象。
从蠕动变形阶段→等速变形阶段→加速变形阶段→临滑阶段，经历的时间有长有短，长者可达数年之久，短者仅数月或几天时间。
(2)滑动破坏阶段
滑动破坏阶段是指滑动面贯通后，滑坡开始作整体向下滑动的阶段。此时滑坡后缘迅速下陷，滑坡壁明显出露;有时滑体分裂成数块，并在坡面上形成阶梯状地形。滑坡体上的树林倾斜形成“醉汉林”，水管、渠道等被剪断，各种建筑物严重变形以致倒塌。随着滑坡体向前滑动，滑坡体向前伸出形成滑坡舌，并使前方的道路、建筑物遭受破坏或被掩埋。发育在河谷岸坡的滑坡，或者堵塞河流，或者迫使河流弯曲转向。
(3)滑后压密稳定阶段
滑坡体在滑动过程中具有一定的动能，可以滑到很远的地方。但在滑动面摩擦阻力的作用下，滑坡体最终要停止下来。滑动停止后，除形成特殊的滑坡地形外，滑坡岩土体结构和水文地质条件等都发生了一系列变化。
在重力作用下，滑坡体上的松散岩土体逐渐压密，地表裂缝被充填，滑动面(带)附近的岩土强度由于压密，固结程度提高，整个滑坡的稳定性也有所提高。当滑坡坡面变缓、滑坡前缘无渗水、滑坡表面植被重新生长的时候，说明滑坡已基本稳定。滑坡的压密稳定阶段可能持续几年甚至更长的时间。
实际上，滑坡的滑动过程是非常复杂的，并不完全遵循上述三个发展阶段。如黄土或粘性土滑坡一般没有蠕动变形阶段，在强大震动力的作用下可突然发生滑坡灾害。
7、滑坡启动强度的特点
滑坡整体启动强度是滑坡根据自身条件调整整体平衡的一个综合强度，是现场滑坡整体失稳强度，估算滑坡启动强度必须联系滑坡的实际状态和发展趋势进行反分析加以确定。反分析滑坡启动强度的目的是:由于滑体的非均匀性、滑坡稳定性计算方法的近似性、滑带土试验成果的多样性以及试验误差的不确定性等因素，用反分析的方法寻求一种“等效力学计算参数”，以应用于滑坡稳定分析和滑坡工程设计。G.Mesri等.利用Spencer法和Bishop法，对45个首次滑动的软粘土和硬粘土滑坡进行了反分析，研究表明，滑面的位置取决于土的峰值强度，而滑坡整体启动强度等于或小于土的峰值强度;定义滑坡启动强度与峰值强度的比值为折减系数η，对于低塑性软粘土，η=1;对于高塑性硬粘土，η值可小到0.4，并建议用峰值强度确定临界滑动面，用滑坡启动强度确定边坡的安全系数。Timothy等.对裂隙性硬粘土边坡的稳定性进行了分析，并通过扭转环剪试验、直剪试验和三轴压缩试验对粘土、泥岩和页岩的抗剪强度特性进行了研究，研究结果表明:完全软化强度与有效法向应力、粘土矿物的类型和粘粒含量有关，给出了完全软化强度与液限、粘粒含量和有效法向应力的关系，液限在50%～130%之间的裂隙性硬粘土边坡的滑坡启动强度低于滑带土的完全软化强度，对14个首次滑动的裂隙性硬粘土滑坡的分析表明，启动强度在数值上与完全软化强度和残余强度的平均值非常近似。完全软化强度与残余强度的差值是粘土矿物和有效法向应力的函数。
G.Mesri等.通过对大量硬粘土和粘土页岩边坡的研究分析显示，对于首次滑动的均质软粘土或硬粘土边坡，滑坡启动强度的下限是滑带土的完全软化强度;对于首次滑动的不成层低塑性硬粘土边坡，滑坡的启动强度与峰值强度近似。
黄土具有特殊的结构性，其强度特征与一般粘性土有较大的不同，由于反分析法首先需确定滑坡的稳定系数，对于有明显蠕变迹象的滑坡，确定稳定系数较易，而对于没有明显变形迹象的滑坡，确定稳定系数并不容易，因此本次研究将老滑坡按地形特征进行原始边坡恢复，认为恢复的边坡在稳定系数为1时的反分析强度为该滑坡首次滑动时的启动强度。
8、急！！！请问下土质滑坡与岩质滑坡的区别是什么啊？？不要简单的回答一个是土质，一个是岩质的。非常感谢
土质滑坡是发生在松散未固结的粘性土或砂性土斜坡上的滑坡造成的灾害。常常因受暴雨或洪水诱发造成滑坡灾害。根据土的性质进一步分为黄土滑坡、粘性土滑坡、堆积层滑坡等。
岩质滑坡沿岩层层面、断裂破碎带、节理裂隙密集带以及强度较低、塑性变形较强的软弱夹层发生滑动。以软硬相问的层状、薄层状沉积岩以及片理化岩石分布区最为发育。平面形态多为纵长式或纵横均等式或近似梯形。在剖面上由于不同滑动面各部分滑速不均一,在滑动体上形成多级台阶,并且在滑坡壁上出现滑坡擦痕或擦沟。岩质滑坡滑动规模相差悬殊,经常有大型和巨型滑坡,因此造成严重危害。[
9、滑坡的预测和监测方法
滑坡作用的预报像其他外部地质作用那样，预报发展过程（阶段）和时空分布特征，并对单个滑坡（或滑坡群）稳定性进行评价，为防治工作提供依据。
滑坡发生时间的预报通常分为超长期（达100 a）、长期（10～15 a）、中期（1～10 a）和短期（几小时、几天～1 a）。因此，危险地区设主观测站（台），长期连续取得观测数据。
近年来，地球物理方在滑坡动态观测中，开展了滑移特点与地球物理参数间相关关系的研究，使时间预报研究进一步深化。大量实践（实验室内的物理模拟和野外实际的稳定性已破坏的斜坡上测量）证明利用地球物理方法预报滑坡过程是可行的、有效的。
12.1.4.1 用地震方法研究滑坡动力学特征预报滑坡
图12.1.6是用地震方法研究滑坡动力学特征的实例。实验室内模型实验选用与粘土相当的材料并考虑相似性准则制作物理模型，模拟塑性滑坡形成过程。实验结果表明，介质弹性特征的改变总是发生在滑动之前，即介质由稳定状态变为破坏状态，地震波速明显降低（见图12.1.6，a曲线）。这个结果已被野外大量滑坡上测试结果所证实。从图12.1.6地震纵波速度曲线（a曲线）、大地测量水准点的水平位移曲线（b、c曲线）和应力变化曲线（d曲线）变化可以看出滑坡开始滑动时刻（图12.1.6中的A点）和剧烈滑动的时刻（图12.1.6中的B点），这样就可以提前预报滑坡。
图12.1.6 用地震方法研究滑坡动力学特征图示（A图）及其结果（B图）
12.1.4.2 利用电阻率法和大地水准测量研究滑动面形成的时间和地点
НечаевЮВ研究（见图12.1.7）。南乌克兰一个露天开采的铁矿深部斜坡滑动的情况。该斜坡的岩性为泥灰质层状粘土，由于发生人工滑坡的体积已达（8～10）×103 m3，所以，滑坡的稳定性已被破坏。
图12.1.7 倾斜露天矿场滑坡上的动态观测
测量视电阻率ρS参数是采用不同供电极距的对称四极装置，同时，对位于滑坡体上的水准点进行了矿山测量观测。把不同极距的ρS值表示成与时间的函数关系ρS=f（t）。由图12.1.7可见，供电极距不同，反映地电断面的深度不同。三种极距的、分别为某种供电极距初始视电阻率值和定期观测某一时刻的视电阻率值）与观测时间t都有类似的函数关系。由于，所以，～t曲线图对地电断面状态变化反映相当灵敏。由图12.1.7可见，在t1、t2、t3 时刻均出现了视电阻率异常。由该矿山测量部门查明，在t1 时刻斜坡岩石形成微小裂隙；在t3 时刻岩石产生滑落，即在岩石产生滑落之前的几昼夜内，可以由～t曲线图看出地电断面状态发生明显变化情况。根据勘查结果，滑坡形成速度在0.2～2.2 m/h范围内变化。因此，有计划地沿着整个斜面布置测点进行监测，能够获得滑动面形成时间和地点的信息。
12.1.4.3 用测自然电位值变化对崩塌性滑坡的短期预测
实践证明，对滑坡的预报是困难的，日本在这方面也做了大量研究工作。研究者认为，正在缓慢移动的滑坡区，实测的自然电位是连续的，若电位发生变化则是发生岩石急剧移动或发生崩塌之前兆。实验结果表明，以0.8 m/s速度缓慢移动的滑坡，在1.5 h内连续观测，自然电位如有100 mV的变化，则在约3 h后将发生15 m×30 m×5 m的土块崩塌。所以，用测自然电位值变化对崩塌性滑坡的短期预测是可能的。
12.1.4.4 对地下水状态监测
地下水对滑坡稳定性影响很大，甚至影响滑坡作用的全过程。地下水的每次流动，都改变着滑坡的水文地质条件，地下水的深度位置决定滑坡规模，并且反映静水压力。地球物理工作者面临的问题就是确定地下水的深度及其变化。
中国地质大学（武汉）利用地面核磁共振方法，对我国三峡坝区滑坡进行监测。利用核磁共振感应系统，在一年四季的不同季节，含丰水期和枯水期，特别是降雨量最大季节，增加观测次数。应用相同测量装置、选用相同的技术参数，在同一工区的同一测点上重复观测，获得了不同季节之间潜水面乃至地下各个含水层的深度变化信息。
在含水和不含水岩石中纵波传播速度取决于岩石成分、密度、孔隙率和层理深度。地震勘探系统应用相同技术、装置，沿一个和一些地形标定的剖面上重复测量，特别重要的是应当捕捉最干旱和降雨量最大季节之间潜水面的变化信息。把各个时期获得的水文测量图进行对比，以评价地下水动力学特征，这些特征与滑坡发育有密切的关系。
12.1.4.5 温度测量是自然电场的补充方法
地下水的渗透特征在电阻率法的曲线上和自然电位图上均有反映。温度测量是自然电场的补充方法，它反映地下水运动和滑坡体的水饱和系数。一般情况下，在滑坡体上方呈现明显的自然电位负异常，且电位等值线拉长方向即为滑坡走向。电位最小梯度方向与地下水流方向一致。滑体上呈现负异常与其中水的渗透作用有关，是这些水沿滑坡壁的裂隙渗透的结果，使自然电位测量结果与测温资料一致。盛夏季节测温，上部土壤层升温（地下水很深时），以较高温度值（29～31℃）圈定了滑坡体的边界。在滑坡以外地区，温度明显降低（23～25℃）。
当地下水埋深很大、流速又小，工作区游散电流明显时，自然电场法观测效果不佳。测温法也受到限制。
滑坡上钻井资料是获取真速度和潜水流渗透速度的定量数据的来源。这些数据与地震、地面核磁共振方法资料配合，可以确定滑坡土体中的渗透系数。
12.1.4.6 声辐射技术、微动观测用于监测滑坡的发展过程
滑坡在孕育和发展过程中，往往会导致岩体位移、应力集中而引发岩体产生微破裂，从而导致声辐射。除了常规的监测技术（如钻孔倾斜仪、地面倾斜仪、裂缝计等）外，声辐射技术、微动观测也能用于监测滑坡的发展过程。
A.声辐射技术是在被监测的地质体中（或钻孔内）埋设检波器，检测声辐射信号，记录声辐射脉冲的强度和频度。声波脉冲的强度和能量能够比较准确地反映岩石破裂的过程，以此来预测滑坡。有许多国家利用这一方法有效地监测滑坡的发展过程并做出成功的预测。捷克在一露天采矿场用钻孔声辐射结果划分出了稳定性不同的四个岩体，确定了岩体的扰动情况及天然应力分布的变化。这些结果得到钻孔倾斜仪测量结果的印证。智利也根据声辐射测量成功地预测了滑坡。
B.微动观测。日本中部被第三纪沉积物覆盖的许多地区滑坡频繁发生，已采用了各种方法来查明滑坡产生的机制。其中方法之一是微动观测法，该方法通过微动观测，求出质点运动的频谱及轨迹，以此确定地下地质结构的颤振特性和变化过程，从而预测滑坡的移动。在日本长野以西约20 km的奈良尾和阿吉美木两个滑坡区进行了微动观测。在奈良尾地区由轨迹确定的地面颤振的方向性可用来识别主要和次级的滑动，而在阿吉美木地区则划分了稳定带和非稳定带。据认为，微振特性与应力分布状况有关，这或许是用该方法预测滑坡的基础。
12.1.4.7 用充电法和基准点法直接观测滑坡物质的移动方向和速度
直接观测滑坡物质的移动方向和速度可以评价斜坡的稳定性和监测滑坡的发展。
众所周知，传统的充电法可以用于对滑坡稳定性进行监测，通常把几个金属球放在滑坡体内的钻孔中的不同深度处，观测钻孔上方充电法电位异常极大值及其位置变化，推断滑坡物质的移动方向和速度。
此外，可采用基准点法，即系统地监测人工和天然基准点上物探异常的变化规律。例如，采用人工磁性基准点，即把永久磁铁放在滑坡体内的钻孔中，它所引起的磁异常最大值应超过测量精度的5～10倍，钻孔的排列线应垂直滑坡方向，井口的平面位置与高程同滑坡体外基岩上的固定大地测量基准点联测。磁铁在地面投影位置的测量精度为0.1～0.15 m，对磁铁位置进行重复测量，周期长短要考虑使移动的距离为测量位置精度的2～3倍。把不同时期所测的磁场图加以对照，就可以确定滑坡移动的方向和距离，进一步可求出移动的速度。
利用天然基准点，也可以进行上述工作。所谓天然基准点是利用滑坡体内长期存在的天然不均匀体，其物性与围岩有明显差别，并存在视电阻率和自然电位局部异常（岩相的变化、水分的增多等）以及局部磁异常（如磁性滚石、粘土透镜体）的点位。
12.1.4.8 引入地球物理综合指标（多参数综合研究）对滑坡发育阶段进行定量评价
由于滑坡作用是一复杂的地质过程，又由于地球物理方法求解反问题的多解性，所以，要利用多参数进行综合研究，研究各参数的统计规律，提高定量预测的准确性。
为了对滑坡发育阶段进行定量评价，АбдулаевШХ引入浸湿度（α）、破碎程度（r）和压缩程度（K）的地球物理综合指标，这些指标的计算公式是
环境地球物理学概论
式中：P是引用的参数，P为初始电阻率ρ0与某一时刻电阻率ρt的比值；H为基岩顶板埋深；τ是一定的供电极距范围内的视各向异性系数；n为极距数；v0为地震波传播的初速度；vt是在某一时刻测定的速度。利用上述公式计算了这些量纲为1的对比性指标。
在有条件的情况下，滑体可以划分为上、中、下三个部分。上部包括沉陷区和脱离区，中部包括中心地段，下部包括滑面出露区。对其中每一部分都取平均值进行计算，计算结果均高于工程地球物理指标。
野外进行斜坡浸水试验和上述参数计算结果可得出结论：在未变形斜坡人工浸湿的初期，斜坡湿度变大，用P＜0.7圈定浸湿范围大于变形区面积。然后，根据剪切模量的低值和一般的变形以及高的电各向异性系数进一步划分变形区范围。在滑坡体浸湿1/6～1/5时，在岩体中开始观测到垂向形变。滑动带（面）在8～10 m深处生成，而参数P和τ的明显变化也可以显示上述变化。当浸湿范围开始超过滑坡面积的1/5时，垂向形变转为水平位移，在这种情况下，岩石形变范围已大于浸湿岩石范围。
上述参数的统计计算，有助于研究滑坡作用的形成过程，以便预报和监测滑坡。
10、滑坡稳定性计算方法有那些？适用什么岩土体
水对岩体稳定性的影响以下：
（1）下降岩土体强度性能
（2）静水压力
（3）动水压力
（4）孔隙水压力抵消有效应力
（5）地表水的冲洗、腐蚀作用
（6）地下水引发的地质病害、地基失稳、岩溶塌陷、地震液化、岩土的胀缩、土体盐渍化、黄土湿陷等。