岩质滑坡灾害

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、滑坡地质灾害在我国的哪些地区发生

我国的滑坡、崩塌灾害的类型和分布具有明显的区域性特点。简述如下：
1、西南地区，含云南、四川、西藏、贵州四省（区）、为我国滑坡、崩塌分布的主要地区。该地区滑坡、崩塌的类型多、规模大、频繁发生、分布广泛、危害严重，已经成为影响国民经济发展和人身安全的制约因素之一。
2、西北黄土高原地区，面积达60余万平方公里，连续覆盖五省（区）。以黄土滑坡、崩塌广泛分布为其显著特征。
3、东南、中南等省山地和丘陵地区、滑坡、崩塌也较多，规模较小，以堆积层滑坡、风化带破碎岩石滑坡及岩质滑坡为主。滑坡、崩塌的形成与人类工程经济活动密切相关。
4、在西藏、青海、黑龙江省北部的冻土地区，分布有与冻融有关，规模较小的冻融堆积层滑坡、崩塌。
5、秦岭—大巴山地区也是我国主要滑坡、分布地区之一。堆积层滑坡大量出现。变质岩、页岩地区容易产生岩石顺层滑坡，对国民经济发展产生一定影响。尤其是该区的宝成铁路，自通车以来沿线的滑坡、崩塌年年发生，给铁路正常运营带来很多麻烦。其中以堆积层滑坡为主，与修建铁路时开挖坡脚有密切关系。

3、“·” 辽宁省鞍山市大孤山铁矿排岩场滑坡灾害

1 引言

2014年11月12日上午7时50分左右，辽宁省鞍山市大孤山铁矿排岩场边坡发生滑坡灾害。该滑坡地点位于大孤山铁矿排岩场边坡北侧，坡向15°，滑坡体由南向北滑动。滑坡导致排岩场运输铁路、尾矿输送管道、坡底处的建工置业商品混凝土有限公司混凝土搅拌站及周边部分厂房和工程车辆损毁，未发现人员伤亡。根据现场调查及初步估算，滑坡体土方量约200万m3，为大型滑坡。

2 地质灾害特征

2.1 区域地质环境条件

2.1.1 地形地貌

区内位于千山山脉西北缘，地貌属丘陵区。区内最高点位于矿区东北部，海拔最高为191.0m，当地侵蚀基准面标高53.4m，相对高差137.6m。大孤山铁矿排岩场坡底标高60m，坡顶最高标高约200m，坡顶南侧为大孤山铁矿尾矿库，标高约160m。该边坡可分为90m、160m、190m三级平台，其中90m平台为原排岩场运输铁路。

2.1.2 地层岩性

排岩场边坡主要由矿山排放的废石组成。边坡下部为第四系残坡积、冲洪积，周边出露地层由老至新有：太古宇鞍山群樱桃园组、古元古界辽河群浪子山组、新元古界青白口系钓鱼台组。

第四系地层由冲洪积、残坡积物组成，为亚黏土、亚砂土、砂及砂砾卵石组成。

鞍山群樱桃园组岩性以千枚岩、绿泥石英片岩、磁铁石英岩和花岗岩为主，磁铁石英岩与围岩接触面为软弱接触，岩石构造裂隙和节理发育，常见3～4组剪切节理。

古元古界辽河群浪子山组出露于矿山西北部地段。岩性主要为绢云母千枚岩和碳质千枚岩。

新元古界青白口系钓鱼台组仅出露在小孤山西侧，岩性主要为白色石英岩。

2.1.3 地质构造

本区位于华北地台、辽东台背斜、太子河—浑江拗陷的西南端与下辽河沉降带的交接部位，断裂极其发育。较大断裂带为寒岭断裂带，为区域岩石圈断裂。区内有大孤山区和小孤山区两个构造断块。大孤山区为一走向310°～315°，倾向北东，倾角60°～75°的单斜构造；小孤山区位于上盘绿泥石英片岩层中，为一走向280°～310°，倾向北东，倾角45°～80°的单斜构造。

2.1.4 水文地质条件

区内为大孤山铁矿排岩场边坡，边坡主要为矿山生产堆积的废石，排岩场边坡底部主要为更新统及全新统堆积物。岩性为亚黏土、亚砂土、砂及砾卵石。地下水位标高54.81～58.54m，地下水动态变化呈明显的季节性，一般水位变化幅度为1.75～3.13m。地下水补给来源主要是大气降水及区域性地下水径流补给，径流条件好，循环条件较差，主要以自然形式排泄为主。

2.1.5 气候条件

本区属温带半湿润大陆性季风气候区。冬季寒冷干燥，夏季炎热湿润。本区年降雨量为495～995mm，平均为720.6mm，年最大降水量994.5mm，月最大降水量416.7mm，日最大降水量为236.8mm。降雨多集中在6-9月份，降雨量尤以7月份最多。多年平均蒸发量为1058.5mm。

2.2 地质灾害特征

照片1 滑坡体全貌

滑坡体主要为排岩场废石堆积物（照片1），滑坡主滑方向为北北东，水平最大滑距200m，东西宽近600m，相对高差130m，初步估算滑坡体土方量约200万m3，属于大型滑坡。滑坡后缘形成弧形边坡，两翼角度近直立。滑坡体顶部标高约190m，东西两侧已形成宽度约 1-30cm多组裂缝；滑坡体形成两级平台，为原190m、160m平台与90m平台下移所成，两级滑坡平台之间台坎角度较为平缓（图1）。滑坡体向两侧伸展呈扇形展布，并在滑坡舌形成滑坡鼓丘和鼓张羽状裂缝。滑坡体下部已有地下水渗出，公路上有积水现象。

图1 大孤山铁矿排岩场滑坡剖面图

2.3 灾情险情

滑坡导致坡底处建工置业商品混凝土有限公司混凝土搅拌站及周边部分厂房损毁严重（照片2），未有人员伤亡。

照片2 滑坡堆积体造成混凝土搅拌站及周边厂房损毁

目前坡脚下部的建工置业商品混凝土有限公司混凝土搅拌站和其他工厂，西侧的大孤山铁矿球团厂和选厂，东侧的黄岭子村居民点均受到滑坡威胁（照片3）。

照片3 滑坡后缘160m标高平台西侧裂缝

3 地质灾害成因分析及趋势判断

3.1 地质灾害成因分析

排岩场所在区域原始地形地貌复杂，尾矿库和排岩场建设、坡下厂矿兴建等人类工程活动强烈，工程活动对该区域的改变和影响，破坏了该地区的整体稳定，进而产生了不利后果。

经现场调查，初步判定滑坡是沿着松散堆积体与原坡体坡面滑动，由于接触带黏性土体强度降低推覆形成，为大型推覆式滑坡。坡体地下水位变化、坡脚卸荷和坡顶堆载都能改变地质环境条件，导致边坡失稳破坏。

3.2 地质灾害趋势判断

目前滑坡体后缘拉张裂缝发育，滑坡后壁临空陡倾，仍有变形破坏的可能，滑坡危险依然存在。

4 地质灾害应急防治

4.1 应急处置措施

11月12日辽宁省鞍山市国土资源局接到报告后立即组织应急人员赶赴现场开展应急调查工作，划定地质灾害危险区，设立警示标志，形成初步地质灾害调查报告。省国土资源厅向国土资源部应急办和辽宁省人民政府应急管理办公室发送灾情报告。省国土资源厅接到鞍山市国土资源局灾情报告后立即组织辽宁省地质灾害应急中心相关应急专家赶赴灾害现场开展应急处置，形成地质灾害应急调查报告。辽宁省国土资源厅邀请国土资源部东北片应急专家和省级地质灾害应急专家进行了会商，提出应急会商意见，并向鞍山市人民政府发送关于鞍山市大孤山铁矿排岩场北坡滑坡地质灾害应急处置意见的函。

4.2 应急治理措施部署

一是完成滑坡变形体的初步勘察工作。组织专业队伍，通过对以往资料成果的综合研究、开展滑坡体的地质灾害调查及必要的勘察手段，完成滑坡险情的初步勘察，确定滑坡的性质、规模、成因、稳定性、影响范围及发展趋势。

二是进一步细化危险区范围。在已划定的危险区范围基础上，进一步圈定滑坡影响范围，细化危险区域，针对不同防范对象，采取相应防范手段，确保人民生命财产安全。危险区内应避免工程活动，防止次生灾害发生。

三是开展监测预警。根据初步判定的诱因，开展坡体地面变形监测和地下水位监测。对滑坡体后缘变形重点监测，部署和完善滑坡影响区内居民聚集区周边的变形监测。对监测资料综合分析，确定预警级别，为专家研判和政府决策提供第一手材料。

四是开展矿山排岩场、尾矿库地质灾害隐患排查，消除地质灾害隐患。

5 经验与启示

（1）辽宁2014年度发生的2起灾害均为排岩场边坡滑坡，而且发生时间均为非汛期。因此为我们敲醒警钟，应密切关注非汛期时人类工程活动诱发灾害。

（2）应进一步加大对矿山排岩场的排查，完善人类工程地质灾害隐患点监测制度，明确监测预警责任人，对稳定性差，危险性大的排岩场进行逐步治理，努力将人类工程诱发的地质灾害降到最低。

4、矿山崩塌、滑坡灾害防治要点

露天采矿的高陡边帮、地下采矿山体边部是崩塌、滑坡地质灾害多发地段。矿山崩塌、滑坡对矿山安全生产危害巨大，严重者甚至会导致露天采矿场提前关闭。要避免或减轻崩塌、滑坡地质灾害的危害，必须在矿山建设初期，认真做好采矿、选矿、辅助生产设施及生活区选址区地质灾害危险性评估，尽可能避开崩塌、滑坡灾害隐患点，如受地形地貌条件制约，不得不在隐患区内建设时，必需事先采取工程治理措施消除和控制隐患的发生。

5.4.5.1 崩塌的预防

在山地区，地下采矿形成的地面塌陷、地裂缝可诱发山体崩塌、滑坡灾害链。如甘肃阿干镇煤矿因井下采空而引发的山体崩塌。陕西铜川金华山煤矿滑坡，摧毁了村庄和工业广场等设施。

崩塌多发生于坡度大于55°、高度大于30m、坡面凹凸不平的陡峻斜坡上。岩性对岩质边坡的崩塌具有明显的控制作用。一般来讲，块状、厚层状的坚硬脆性岩石，常形成较陡峻的边坡，若构造节理或卸荷裂隙发育且存在临空面，则极易形成崩塌；相反，软弱岩石不易发生崩塌。根据矿山崩塌发生的机理即可从采矿设计和工艺上采取相应的对策和措施予以预防。

5.4.5.2 滑坡的防治

防止露天采矿边帮滑坡首先要确定合理的边坡角，为使露天采掘剥离作业正常进行，采场边坡岩体应具有一定的稳定性。露天矿边坡角过陡时，稳定性差，容易发生滑坡灾害，危及人员和设备的安全；边坡角过缓，则会增加剥离量，降低采矿经济效益。因而，综合考虑矿体形态、埋藏条件、露天采场边坡岩石力学性质、断层节理、地下水位的变化、采场内爆破震动、采场几何形状、降雨因素等，确定合理的露天采矿场的边坡角至关重要。目前边坡角取值的经验数据为：铁道运矿的露天煤矿底帮边坡角一般不超过30°，顶帮取30°～40°，端帮可稍陡；金属露天矿顶底帮边坡角取40°～50°，矿体缓斜或有不利地质结构时，相应降低。为了避免露天矿边坡发生滑坡，在露天矿边缘设置疏导水防洪设施，经常性检查边坡稳定，防止灾害的发生。

面对滑坡地质灾害隐患，应综合考虑防治灾害费用和受威胁对象的重要性，以优先考虑搬迁避让为上，对不能搬迁避让躲避灾害发生的，可采用工程措施治理。如陕西焦坪露天煤矿用抗滑桩治理滑坡。另外，及时用土回填沟壑、山体边部的裂缝，避免降雨入渗形成和加剧滑坡的发生。在废石、煤矸石堆放的山沟中，修建拦渣挡墙，防止松散废渣在重力、暴雨等因素下形成滑坡灾害。总之，在查明诱发滑坡主要因素的基础上，综合考虑经济因素，设计“砍头”、“拦腰”和“压脚”等经济合理的治理方案。

5、滑坡灾害危险性的识别

滑坡灾害危险性识别的总体目标是，确定潜在威胁作用的物理性质（是阶段性还是持续性？是局部性还是区域性？）、运动类型、运动速度、运移距离和活动范围、威胁对象和可能造成的影响。危险性识别是风险管理的重要的基础步骤之一。灾害识别不仅需要了解威胁的物理性质，还要了解一定地点灾害可能发生的频率。

滑坡危险性识别调查通常包括两种尺度：场地尺度的单体滑坡和区域尺度的滑坡群体。对于前者，调查方法包括野外填图、土壤采样和试验、滑坡稳定性模拟；相比之下，后者缺少较为精确的方法，更多使用的是指示性方法，传统上使用滑坡的编目填图，新方法包括统计分析和基于过程的数学模型方法。采用什么样的方法取决于数据库精度和方法本身的应用条件。滑坡危险性最终要显示出空间分布，以推演的滑坡敏感性来表示。Turner和Schuster（1996）给出了不同评估类型的概述。

表1-3 各学科对滑坡灾害各险性评估的贡献

图1-3 INALIRIMD项目地质研究流程

在滑坡灾害危险性识别中，地质地貌方法起到关键作用。滑坡是一种地貌作用过程，它们的发生与其所处的地貌形态、物质、构造、水文、气象和植被条件紧密相关。通过深入研究已存在的滑坡与这些因素的关系，可以揭示出坡体由稳定状态向不稳定状态过渡的模式和临界条件，评估坡体未来稳定性程度以及滑坡的可能行为。使用地貌填图方法研究滑坡的关键是，通过一些地貌特征（如坡体形状、线性构造、沉积形态和结构等）识别出历史滑坡速度、年代、类型、范围和当今活动的证据（Crozier，1984）。过去滑坡条件可能因气象条件的变化、岩土工程和土地利用活动而发生了很大改变，而且，滑坡灾害事件本身也会改变其环境条件，所有这些变化对未来滑坡灾害的发生都会产生很大影响。因此，综合的地貌和岩土评估研究是制定可持续滑坡灾害管理方案所必不可少的。例如，Moore和McInnes（2002）在英格兰约克郡北部的海岸带不稳定的崖滩评估中，就使用了地貌方法，研究山坡系统与冲积海岸沉积系统之间的关系，获得了有关滑坡规模和频率、滑坡与海岸侵蚀和海岸线移动之间的关系、山坡滑动与海岸沉积物供给之间的关系以及其他与坡体稳定性保护有关的重要信息，这些信息对于制订海边山坡上的度假休闲资产的安全保护措施起到了关键作用。

在欧盟的IMIRILAND项目的架构中，对大型滑坡的危险性评估采用地质/地貌综合方法，考虑了潜在移动块体的形状：体积、面积、深度等，地貌条件，地质构造条件等，将中等尺度数据、宏观数据、区域模型和遥感数据互相联系起来（图3-1）。

滑坡危险度是坡体固有的稳定性程度（以斜坡安全系数表示）以及导致坡体滑动的孕灾环境因素状态的函数。识别孕灾环境因素是滑坡危险性评估的基础。这些因素可能是动态性因素（如坡体中孔隙水压力，而它又与降水入渗速度、植被覆盖密度、气象条件以及土地利用活动密切相关），还可能是被动性因素（如岩石构造、坡体陡度），还可能是触发因素（如地震）等。

（1）因子（参数）编图（factor mapping）。在区域稳定性评估的初始阶段采用该手段，用于识别滑坡孕灾因子（如岩石类型、坡度等）的空间分布状况，在滑坡存在地区，在随后的危险性评估中，孕灾因子编图可用于确定它们对于滑坡产生的相对重要性。Hansen（1984）、Moon等（1991）和Gee（1992）对该方法进行了详细的讨论。

（2）先例方法（precedence approach）。通过建立发生的滑坡特征与其环境条件（地貌、坡度、岩性、构造、气象、水文、植被、土地利用等）之间的关系，推测滑坡未来发生的临界条件及其可能的空间分布。在评估中应考虑历史滑坡的条件发生变化的情况，因为这些变化将会影响坡体的稳定性。

（3）安全系数法（factor of safety-FoS）。FoS是活化的剪切强度与剪切压力之比。滑坡失稳状态系数为1，系数越大（大于1）越稳定，其易损性越小。适用于场地尺度的滑坡分析。使用有限元方法进行的限制性压力均衡分析，可以较精确地确定坡体的稳定状态，为滑坡体治理提供关键信息。将限制性均衡分析与滑坡触发因子（孔隙水压力）结合起来，可以确定导致坡体失稳的临界孔隙水压力的可能性。

（4）物理模拟模型（physically based simulation models，CHASMTM）。该模型将坡体中非饱和水流和地下水流作为因子，用于确定整个坡体中孔隙水压力，适用于场地尺度滑坡的研究（Anderson等，1988）。

（5）确定性物理实验室模拟（Deterministic physical lab modelling）。许多研究试图在实验室中再造滑坡体野外环境，通过控制滑坡体行为，确定滑坡发生条件。这种方法已成功地应用于泥石流研究中（Tognaccca等，2000）。但这种方法因很难按比例再现野外滑坡环境，也很难反映地貌环境的动态变化。

6、地质灾害滑坡的形态特征有哪些？

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：分布在滑坡体上部的拉张裂隙，分布在滑体中部两侧的剪切裂隙，分布在滑坡体中下部的扇状裂隙，分布在滑坡体下部的鼓张裂隙。由此可见，一个完整的滑坡应该包括以上11个部分。当然，在实际的滑坡现象中，有时候很难分清楚各个部分明显的边界。

7、滑坡灾害评价是什么？

对于某个地区而言，有许多不同手段可以用来进行滑坡危险性评价，但是，在进行最后阶段的精确评价时，即使有时很难找到滑坡专家，建议也一定向滑坡专家咨询。在这里，主要讨论两类滑坡危险性评价方法：直接观测法和使用技术工具法。

●本地专家和（或）市政官员及土地所有者（使用者）的现场调查

以下的简明指南有助于个人对滑坡危险性进行观察和评价。同时必须注意的是同样的特征可能由滑坡以外的因素，如膨胀土等引起。

显示滑坡运动的一些特征在以往曾经是干燥的边坡上或其底部出现泉水、渗水、潮湿的和饱和状态的地面地裂缝——出现在边坡顶部附近雪地、冰、土体或岩体中的裂缝（图2.1）；边坡附近的便道被拉离建筑物，房屋基础下面的土移动（图2.2）；原先呈直线状的围墙、篱笆等被错开；地面、铺装道路、便道上不自然的隆起或下陷；倾倒的电线杆、树木、挡土墙、篱笆；混凝土地面和基础的过度倾斜或开裂（图2.3）；水管或其他地下设施的开裂；溪流水位的快速升降，有时伴随着浊度（水中土的含量）增加；不能自由开启的门窗和门窗与墙之间出现的透缝，表明门窗框发生了变形；房屋或树丛中发出的吱吱嘎嘎的响声；公路或便道上出现的塌陷。

给管理机构的建议：

由管理机构提供有关滑坡发生的记录是一件非常重要的事情，最好以纸质书写的方式，配上照片和（或）图件。对于世界上那些还没有相应的法规或规定必须向房地产主公开滑坡灾害危险性的地区，应该由各级地方组织建立滑坡灾害信息的权威机构。这些机构并不需要很复杂或耗资巨大，只要求它们具有随时更新滑坡灾害信息的功能。虽然有些信息可能在政治上很敏感，譬如土地所有者的权力，但无论如何，以某种方式向公众公开滑坡信息，是极为重要的。

●滑坡灾害评价的技术手段——填图、遥感和观测

理解过去是预测未来的关键（将古论今），是地质学上的一条指导性原则。在评价滑坡危险性方面，这意味着导致了过去和现在的滑坡等破坏现象的地质条件、地貌条件、水文条件，还将会导致将来的滑坡发生。根据这一假设条件，人们可以推测将来可能发生的滑坡的类型、频度、范围以及后果。但是对某一特定地区，过去没有滑坡事件并不能保证将来一定不会发生滑坡。一些人为诱发因素，譬如人为改变自然地形条件或水文条件，可以产生新的或加剧该地区的边坡破坏可能性。

为了预测某地区的滑坡危险性，在可能的条件下，应该首先确定导致边坡失稳的条件和过程，然后估计这些条件对潜在边坡破坏的相对影响力。基于短期和长期的气象条件所作的地质分析有助于得到关于滑坡发生可能性增长的有用结论。现有的技术水平，已经可以在滑坡发生的气象条件或临界值达到时，通过对地表的变形观测，确定最容易发生滑坡的地区，并发布几小时到几天内的相关预警或警报。

地图分析

地图分析常常作为滑坡调查的第一步。必要的地图包括基岩地质和地表地质图、地形图、土壤分布图，最好还有地貌图。使用地质学关于物质和过程的知识，任何受过培训的人都可以从这些地图中得到有关滑坡危险性的一般想法。在本报告末尾的附录B中，包含一些在滑坡分析中用到的不同类型地图的章节。

航空照片解译

航空照片的解译是确定滑坡的一项既快又有价值的技术，因为它能给受过培训的人员提供关于某地区的三维影像。不仅包括人类活动，而且包括地质信息。另外，虽然对某些地区来说航空照片解译非常昂贵，但多种类型航空照片（卫星、红外、雷达等）的存在，使航空照片的解译变得丰富多彩。

野外调查许多微妙的边坡运动信号并不能从地图或照片上进行确定。当某个地区被浓密的森林覆盖或完全被城市化后，即使是那些主要的滑坡特征也会变得不明显。加上对于一个活动性的滑坡来说，滑坡特征还随着时间的变化而变化。因此，野外现场调查，是确认滑坡特征的不可或缺的手段，也是最终评价危险边坡的潜在不稳定性的必要手段。通过现场填图，并结合岩土试验，可以了解那些过去发生过滑坡的地区，由此来推断将来滑坡发生的可能性。通过填图和室内试验，可以确定容易产生滑坡的粘土或其他高危险性土层，并可圈定出它们存在的范围和规模。

钻孔

对大多数滑坡场地而言，都需要利用钻孔来确定滑坡体的物质类型、滑动面的深度，并由此得知滑坡体厚度及几何形状、地下水位，以及滑坡物质的扰动程度。钻孔还能提供测定滑坡年龄，提供得到滑坡体物质力学性质的试验样品。最后，钻孔还被用来安装一些观测仪器并作为水文观测井之用。必须注意，对那些没有发生过但存在滑坡危险性的地区，钻孔也用来提供地层、地质、地下水位的信息，并用来安装观测仪器。

安装仪器

采用如倾斜仪、伸缩计、应变计、孔隙水压力计（见关于这些仪器定义的词汇表）等复杂电子技术，和采用建立木桩控制点等简单技术可以确定滑坡运动机制，对那些即将发生滑动的边坡进行监测和提供警报。

地球物理研究

地球物理探测技术（对岩土的导电性或电阻率的观测，或观测其在人工诱发地震作用下的反应）可以用来确定滑坡体的地下性质，如基岩埋深、地层分层、饱水带，以及地下水位。地球物理探测技术还可以用来确定滑坡体物质的结构、孔隙度、固结程度和单元体的几何形状。在大多数情况下，这种在地表面进行的探测可以用来对钻孔数据进行补充，对钻孔间的地段进行空间上的延伸或内插。在

钻孔无法实

施的情况下，地球物理探测技术还可以作为其替补。沿孔向下的物探方法（核、电、热、震）还可以用来进行详细的钻孔内观测。观测运动中的岩土体的自然声发射也常用于滑坡研究中。

声影像和声断面

湖床、河床和海床的断面可以通过侧面扫描声呐和底部地震断面等声探测技术获取。对控制网格，配以精密的导航系统，可以得到水下的三维地质现象的信息。现代的高解像度技术已经被常规地用于近海大陆架地区绘制近海工程地质灾害图。

计算机辅助滑坡地形分析

近年来，滑坡的计算机模型被用来确定滑坡体的体积，以及地表和断面随时间的变化过程。这些信息在估算滑坡对溪流堵塞危险性、清除滑坡堆积物的费用、滑坡的运动方式和运动机制方面大有用处。一些使用地形数字高程模型（DEM）评价某地区滑坡/泥石流事件易发性的方法正在不断开发。计算机也广泛应用于复杂边坡的稳定性分析中。可以在个人电脑上运行的与此有关的软件也很容易找到。

附件B中有更多的关于不同类型图件的资料和照片。

8、印度的滑坡灾害防治

滑坡在印度是一项主要的地质灾害。主要分布在喜马拉雅地区、东北部山地、西高止山、尼尔吉里山（Nigirs）、东高止山和温迪亚山（Vindhyas）。仅仅在喜马拉雅地区就可以见到各种各样的滑坡。

在人们记忆中规模比较大的滑坡事件有多次。1968年大吉岭洪水影响了包括锡金和孟加拉国西部的大片地区，诱发了约2万处滑坡，造成上千人死亡。这次诱发滑坡的降水为百年一遇，3天累积降水量在500～1000mm之间。通往大吉岭92km长的山区公路有92处被破坏，整个交通系统瘫痪。损失惨重的滑坡是发生于1970年7月的Alaknanda滑坡，滑坡阻塞河水形成堤坝，“堤坝”破坏后形成大洪水。另外，1998年，Kumaun喜马拉雅的Malpa的岩石崩塌导致泥石流瞬间造成220人死亡，摧毁了整个Malpa村庄，损失惨重。在印度南部，2001年喀拉拉邦的Amboori滑坡造成了23人死亡。尼尔吉里山脉主要的滑坡事件有Runnymede滑坡、Glenmore滑坡、Conoor滑坡和Karadipallam滑坡。最近滑坡导致的人员伤亡和财产损失在不断增加。在1978年的10～11月间，90人死于滑坡。

最近，印度建筑材料和技术提升委员会（BMTPC）、城市发展与消除贫困部、灾害减轻与管理中心（CDMM）和Anna大学共同编写了《印度滑坡灾害分布图》。这套地图第一次提供了覆盖印度全国基于GIS的滑坡现状图和分区图。该套图不但可以提高人们的防灾警惕性，而且可以为山区建设规划提供减灾支持。

9、滑坡灾害的危害

地质灾害主要包括滑坡、崩塌和泥石流等。

一、泥石流

泥石流是由岩屑、泥土、沙石、石块等松散固体物质和水组成的混合体，在重力作用下沿着坡面或沟床向下运动。

很多人分不清泥石流和滑坡，这是两种不同的自然灾害，泥石流沿着沟床流动，在流体和沟床之间存在着泥浆滑动面，没有山体破裂面;而滑坡是山体破裂沿着坡面下滑，这是泥石流和滑坡的不同。

泥石流的活动可以分为三个过程：形成—输移—堆积。在形成区，暴雨浸润打击，水分充分浸润饱和，大量积聚的泥沙、岩屑和石块等物质会沿着斜坡形成土、石和水的混合流体，山坡坡面土层渐渐失稳，沿着斜坡下滑。

二、滑坡和崩塌

滑坡和崩塌都是自然界中的重力地貌过程。滑坡是在重力作用下，岩土物质沿着斜坡作整体的下滑运动，诱发滑坡的主要自然因素是地震、降雨和融雪等。

崩塌，是陡坡上的岩石土体受重力影响突然而迅速的垮落的现象。崩塌一般发生在悬崖峡谷，或者是坡度大的湖、海岸的陡峭地段。崩塌的速度比滑坡快很多。

三、地质灾害发生的前兆

崩塌前兆是：崩塌的前缘不断发生掉块、坠落、小崩小塌的现象;崩塌的脚部出现新的破裂形迹;不时偶然听到岩石的撕裂摩擦声;出现热、气、地下水异常;动物出现异常。

10、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。[