易贡滑坡原因

1、堰塞湖是怎样形成的?具体原理是什么?

堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。 我国东北的五大连池旧称鸟得邻池，在五大连池市郊，地处纳诺尔河支流--白河上游，北距小兴安岭仅30.0km，系由老黑山和火烧山两座火山喷溢的玄武岩熔岩流堵塞白河，使水流受阻，形成彼此相连呈串珠状的5个小湖得名。 五大连池火山群的火山活动始于侏罗纪末至白垩纪初。据史料记载，最近的一次火山喷发，始于1719年（清康熙58年），而清《黑龙江外记》的记载则更详：“墨尔根东南，一日地中忽出火，石块飞腾，声震四野，约数日火熄，其地遂呈池沼，此康熙五十八年事”。这次火山喷发，堵塞了原纳漠河的支流--白河，迫其河床东移，河流受阻形成由石龙河贯穿成念珠状的5个湖泊。 五大连池湖水清澈，从附近火山峰顶望去，有如一画面明镜，映射着天光云影，美不胜收！ 黑龙江省的镜泊湖就是由第四纪玄武岩流在吊水楼附近形成了宽40m，高12m的天然堰塞堤，拦截了牡丹江出口，提高了水位而形成的面积约90.3km2 的一个典型熔岩堰塞湖。镜泊湖四周为群山环抱，森林茂密，风光秀丽，不仅有火山口森林，溶岩洞与唐代渤海的遗址，还有湖中的大弧山、小弧山、珍珠门、吊水楼瀑布与镜泊山庄等“八大名景”，从而成为我国著名的旅游湖泊。 由山崩滑坡所形成的堰塞湖多见于藏东南峡谷地区，且年代都很新近，如1819年在西姆拉西北，因山崩形成了长24-80km，深122米的湖泊。藏东南波密县的易贡错是在年由于地震影响暴发了特大泥石流堵截了乍龙湫河道而形成的，波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成，（实则也属冰川湖）。八宿县的然乌错是1959年暴雨引起山崩堵塞河谷形成的。 台湾地震活动频繁，1941年12月，嘉义东北发生一次强烈地震，引起山崩，浊水溪东流被堵，在海拔高度580m处溪流中，形成一道高100m的堤坝，河流中断，10个月后，上游的溪水滞积起来，在天然堤坝以上形成一个面积达6.6km2，深160.0m的堰塞湖。 最新的堰塞湖是2000年4月发生的西藏易贡藏布大滑坡引起的。滑坡前的易贡湖盆地流淌着易贡河，它并不完全充满湖水，而是多条漫流呈网状分布，总面积只有26km2，堵断易贡河后形成的易贡湖成为一个覆盖面积约33km2的大湖。 必须强调说明，堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。

2、到底什么是堰塞湖？形成的原因是什么？

楼主 你好 堰塞湖是指地震后引起的大规模山体滑坡，河水冲击泥土、山石而造成堆积，堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。 堰塞湖形成过程 1、原有的水系 2 、原有水系被堵塞物堵住。堵塞物可能是火山熔岩流，可能是地震活动等原因引起的山崩滑坡体，可能是泥石流，亦可能是其他的什么物质。 3、河谷、河床被堵塞后，流水聚集并且往四周漫溢 4、储水到一定程度便形成堰塞湖 堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。 湖 我国东北的五大连池旧称鸟得邻池，在五大连池市郊，地处纳诺尔河支流--白河上游，北距小兴安岭仅30.0km，系由老黑山和火烧山两座火山喷溢的玄武岩熔岩流堵塞白河，使水流受阻，形成彼此相连呈串珠状的5个小湖得名。 五大连池火山群的火山活动始于侏罗纪末至白垩纪初。据史料记载，最近的一次火山喷发，始于1719年（清康熙58年），而清《黑龙江外记》的记载则更详：“墨尔根东南，一日地中忽出火，石块飞腾，声震四野，约数日火熄，其地遂呈池沼，此康熙五十八年事”。这次火山喷发，堵塞了原纳漠河的支流--白河，迫其河床东移，河流受阻形成由石龙河贯穿成念珠状的5个湖泊。 五大连池湖水清澈，从附近火山峰顶望去，有如一画面明镜，映射着天光云影，美不胜收！ 黑龙江省的镜泊湖就是由第四纪玄武岩流在吊水楼附近形成了宽40m，高12m的天然堰塞堤，拦截了牡丹江出口，提高了水位而形成的面积约90.3km2的一个典型熔岩堰塞湖。镜泊湖四周为群山环抱，森林茂密，风光秀丽，不仅有火山口森林，溶岩洞与唐代渤海的遗址，还有湖中的大弧山、小弧山、珍珠门、吊水楼瀑布与镜泊山庄等“八大名景”，从而成为我国著名的旅游湖泊。 由山崩滑坡所形成的堰塞湖多见于藏东南峡谷地区，且年代都很新近，如1819年在西姆拉西北，因山崩形成了长24-80km，深122米的湖泊。藏东南波密县的易贡错是在1990年由于地震影响暴发了特大泥石流堵截了乍龙湫河道而形成的，波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成，（实则也属冰川湖）。八宿县的然乌错是1959年暴雨引起山崩堵塞河谷形成的。 台湾地震活动频繁，1941年12月，嘉义东北发生一次强烈地震，引起山崩，浊水溪东流被堵，在海拔高度580m处溪流中，形成一道高100m的堤坝，河流中断，10个月后，上游的溪水滞积起来，在天然堤坝以上形成一个面积达6.6km2，深160.0m的堰塞湖。 最新的堰塞湖是2000年4月发生的西藏易贡藏布大滑坡引起的。滑坡前的易贡湖盆地流淌着易贡河，它并不完全充满湖水，而是多条漫流呈网状分布，总面积只有26km2，堵断易贡河后形成的易贡湖成为一个覆盖面积约33km2的大湖。 必须强调说明，堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。堰塞湖,是指地震等原因引起的山崩滑坡体,堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。

3、堰塞湖是什么？

堰塞湖定义
堰塞（sè）湖 (dammed lake)
堰塞湖是由火山熔岩流，冰碛物或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截山谷，河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山熔岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。

堰塞湖形成过程
1、原有的水系。

2、原有水系被堵塞物堵住。堵塞物可能是火山熔岩流，可能是地震活动等原因引起的山崩滑坡体，可能是泥石流，亦可能是其他的物质。

3、河谷、河床被堵塞后，流水聚集并且往四周漫溢。

4、储水到一定程度便形成堰塞湖。

4、滑坡预报判据

除滑坡预报模型外，预报判据对滑坡预测预报也是非常重要的。滑坡预报判据是指用于判定斜坡体进入临界失稳状态的指标或外界诱发因素可能导致滑坡发生的临界指标。根据文献资料，目前，国内外学者已提出了10余种滑坡预报判据，具体可见附录2之附表2.4。对实际的滑坡预测预报具有指导意义的主要有以下几方面的判据。

4.6.3.1 变形判据

近年来，国内外很多学者一直企图寻找能反映斜坡从变形到失稳破坏（滑坡）的临界总位移量或临界位移速率。但是，通过对国内外数十个滑坡实例的统计分析结果表明，由于各个滑坡体所处的地质环境条件、岩土体结构和物理力学性质、坡体结构、外界影响因素等都不相同，滑坡体具有非常明显的个性特征，各滑坡发生时的总位移量和位移速率相差很大，要寻找一个滑坡发生时的总位移量和位移速率的临界值的统一判据，基本是不现实的，也是不可能的。例如，图4.14所描述的白什乡滑坡，其等速变形阶段的变形速率基本维持在60～80mm/d之间，加速变形阶段的位移速率约为300mm/d，而失稳破坏前变形速率超过2000mm/d，所监测到的总位移量超过40000mm。而一般滑坡失稳前临界位移速率仅为几毫米至数十毫米，临界总位移量一般为1000～2000mm。

对于临界位移速率和临界总位移量，有以下几方面的认识可供参考和借鉴：

（1）滑坡体具有非常明显的个性特征，各个滑坡都有其自身的临界位移速率和总位移量，不要期望有一个统一的量值供滑坡预测预报时采纳和使用。

（2）一般而言，岩质边坡的临界总位移量远远小于土质（包括松散堆积体）边坡，而岩质边坡的临界位移速率又往往大于土质边坡临界位移速率。大量的滑坡实例表明，临空条件和滑移条件较好的岩质边坡（如被开挖坡脚的顺层岩质边坡），可以只经历很短时间的变形，便可产生突发性的失稳破坏。而土质边坡或滑动条件不好的岩质边坡（如反倾岩质边坡），一般需要长时间的变形与应变能积累和滑动面的孕育，才可能产生整体突发性的失稳破坏，因此其临界总位移量一般都较大。

4.6.3.2 降雨量判据

前已述及，降雨诱发滑坡发生的成因机制异常复杂，目前都还是一个研究热点。统计资料表明，一个地区，当一次降雨量超过某一临界值时，可能会诱发群发性滑坡，如四川地区1981年强降雨和2007年几次降雨都诱发了大量群发性滑坡。附表2.5和附表2.6列出了从文献中查到的国内外不同地区滑坡临界降雨量值。

具体地讲，降雨诱发滑坡主要有以下几方面的规律：

（1）斜坡失稳与总降雨量的大小、日降雨强度以及降雨持续时间的长短等有着直接的关系。一次降雨总量在150～300mm之间较容易诱发滑坡的发生。

（2）降雨对滑坡的影响与具体地区有关。四川盆地滑坡（主要是红层地区）临界日降雨强度在200mm/d左右，香港地区临界日降雨强度为100mm/d，三峡库区临界日降雨量约为120mm/d。如果在汛期，连续几次降雨时间间隔较短（小于5d），则临界日降雨量可能会相应降低。如2007年四川达州地区7月初产生的群发性滑坡，其日降雨量仅为100～120mm/d。

（3）对同一类型不同规模的滑坡，规模大的滑坡所需临界降雨量大。在四川盆地，累积降雨量为50～160mm3、日降雨量在20mm以上时，就可能出现小型浅层滑坡；当累积降雨量在150mm以上，日降雨量大于100mm时，随着降雨量的增加，滑坡的数量也增多，中等规模的堆积层滑坡和破碎岩土滑坡开始出现；当一次暴雨过程的累积降雨量超过350mm，日降雨量大于200mm时，滑坡开始大量发生，并可能产生大型和巨型滑坡。

（4）岩质与土质滑坡所需临界降雨量也有差别。降雨诱发岩质滑坡主要原因是基岩裂隙充水，高水头所产生的高水压力“推动”岩质边坡滑动，而降雨诱发土质滑坡的成因机理主要是饱水效应和软化效应。因此，降雨过程持续时间短、降雨量集中的降雨过程容易诱发岩质滑坡的发生，降雨过程持续时间长、总降雨量大的降雨过程容易诱发土质滑坡。并且，降雨诱发滑坡都具有一定的滞后性，但岩质滑坡滞后时间比土质滑坡短，岩质滑坡一般在降雨过程中期、降雨强度大的时候发生；而土质滑坡一般在降雨过程后期，甚至雨停后1～2d内，等滑面完全软化、坡体基本完全饱水时才发生。

（5）降雨形式（暴雨型和久雨型）对触发滑坡的降雨量有明显的影响。在同样的地质地貌条件下，两种降雨形式中暴雨型滑坡的累积降雨量偏低（比久雨型低约50mm），日降雨量明显偏高；久雨型滑坡的累积降雨量明显偏高，日降雨量则偏低。而且，两种雨型随着累积降雨量的增加，触发滑坡的日降雨量都有减少的趋势。

4.6.3.3 临滑前兆异常

与地震、火山等其他自然灾害相似，斜坡失稳破坏前（尤其是大规模整体滑动前）也会表现出多种异常前兆特征，这些前兆异常信息在滑坡临滑前表现直观，易于被人类捕捉，所以用于滑坡的临滑预报十分有效。可见的滑坡前兆异常特征有如下几点（具体见附表2.7）。

A.地形变异常

真正的滑坡、崩塌发生前数天或数小时，一般会伴随间断的小规模崩滑、滚石、坠石，如盐池河岩崩、易贡滑坡等。

滑坡发生前，坡体变形速率往往会骤然增加，位移速率-时间曲线斜率急剧增大，变形曲线基本近于直立，切线角接近90°（见图4.10，图4.12）。在地表的宏观表现就是坡体后缘裂缝加速张开、闭合、陷落，前缘隆起、鼓胀等，标志着滑坡在整体大滑动之前，要进行一定的位移调整。

B.地声、地热、地气异常

滑坡尤其是岩质滑坡，在整体滑动之前，必然有一个岩土体剪断破裂、滑动面贯通以及岩土体局部移动、摩擦等行为，往往会产生声波，这些声波可通过测声仪器监测到。有些声波属于人类的听觉范围，在大滑动前常可听到轰鸣声、闷雷式轰隆声、岩体位移断裂声，在岩缝中还常冒出烟尘。

个别滑坡在发生前还因摩擦滑床基岩产生热浪，含水量大的滑坡还会产生白色烟雾状的气浪。

C.动物异常

在大、中型滑坡临滑前，蠕动、微破裂过程中所产生的特殊气味、低频声、地面微振动以及滑前的瞬时加速度和大滑动所引起的局部电磁场变化，对某些动物的肌体、感观有明显的刺激效应。由于许多动物对低频信息的感应能力要比人高得多，所以利用动物行为异常，就可能优先于人而先感知到滑坡前的短临预兆。

滑坡前出现行为异常的动物达20多种，反映最为普遍的有：狗、猫、猪、牛、鸡、鸭、鼠、蛇、蜂、鸟、鱼及大牲口等10余种。异常高峰一般集中出现在滑前一天至半天。并且各类动物异常的出现到主滑时间之间，有明显的差异性和时段特点。异常的序列特征是：以穴居地下的蛇、鼠等动物出现异常最早，紧随其后的是蜂、鸟、鸡、鸭、猫等小动物出现异常；当逼近主滑时间时，才出现大动物行为异常，如狗、猪、牛等。

D.地下水异常

在大崩滑数天或几小时，滑体斜坡急剧突然被挤（推）压，地下水沿挤压裂缝溢出形成湿地。新泉或泉流量剧增，变浑，或水温上升变为温泉，或喷射出地表数米，形成高压射流和泥气（浪）流等变异现象，这种水质、水色、水温、水压等出现异常情况反映出大崩滑已趋逼近。

5、堰塞湖是怎样形成的？有什么危害？

堰塞湖是指地震后引起的大规模山体滑坡，河水冲击泥土、山石而造成堆积，堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。
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6、2000年春，西藏易贡藏布河沿岸发生大滑坡崩塌，致使易贡藏布河堵塞，其最大潜在威胁是  ...

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7、唐家山堰塞湖的形成

堰塞湖定义
堰塞湖是指地震后引起的大规模山体滑坡，河水冲击泥土、山石而造成堆积，堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。
堰塞湖形成过程
1、原有的水系
2 、原有水系被堵塞物堵住。堵塞物可能是火山熔岩流，可能是地震活动等原因引起的山崩滑坡体，可能是泥石流，亦可能是其他的什么物质。
3、河谷、河床被堵塞后，流水聚集并且往四周漫溢
4、储水到一定程度便形成堰塞湖
堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。
湖
我国东北的五大连池旧称鸟得邻池，在五大连池市郊，地处纳诺尔河支流--白河上游，北距小兴安岭仅30.0km，系由老黑山和火烧山两座火山喷溢的玄武岩熔岩流堵塞白河，使水流受阻，形成彼此相连呈串珠状的5个小湖得名。
五大连池火山群的火山活动始于侏罗纪末至白垩纪初。据史料记载，最近的一次火山喷发，始于1719年（清康熙58年），而清《黑龙江外记》的记载则更详：“墨尔根东南，一日地中忽出火，石块飞腾，声震四野，约数日火熄，其地遂呈池沼，此康熙五十八年事”。这次火山喷发，堵塞了原纳漠河的支流--白河，迫其河床东移，河流受阻形成由石龙河贯穿成念珠状的5个湖泊。
五大连池湖水清澈，从附近火山峰顶望去，有如一画面明镜，映射着天光云影，美不胜收！
黑龙江省的镜泊湖就是由第四纪玄武岩流在吊水楼附近形成了宽40m，高12m的天然堰塞堤，拦截了牡丹江出口，提高了水位而形成的面积约90.3km2的一个典型熔岩堰塞湖。镜泊湖四周为群山环抱，森林茂密，风光秀丽，不仅有火山口森林，溶岩洞与唐代渤海的遗址，还有湖中的大弧山、小弧山、珍珠门、吊水楼瀑布与镜泊山庄等“八大名景”，从而成为我国著名的旅游湖泊。
由山崩滑坡所形成的堰塞湖多见于藏东南峡谷地区，且年代都很新近，如1819年在西姆拉西北，因山崩形成了长24-80km，深122米的湖泊。藏东南波密县的易贡错是在1990年由于地震影响暴发了特大泥石流堵截了乍龙湫河道而形成的，波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成，（实则也属冰川湖）。八宿县的然乌错是1959年暴雨引起山崩堵塞河谷形成的。
台湾地震活动频繁，1941年12月，嘉义东北发生一次强烈地震，引起山崩，浊水溪东流被堵，在海拔高度580m处溪流中，形成一道高100m的堤坝，河流中断，10个月后，上游的溪水滞积起来，在天然堤坝以上形成一个面积达6.6km2，深160.0m的堰塞湖。
最新的堰塞湖是2000年4月发生的西藏易贡藏布大滑坡引起的。滑坡前的易贡湖盆地流淌着易贡河，它并不完全充满湖水，而是多条漫流呈网状分布，总面积只有26km2，堵断易贡河后形成的易贡湖成为一个覆盖面积约33km2的大湖。
必须强调说明，堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。堰塞湖,是指地震等原因引起的山崩滑坡体,堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。
灾区形成的堰塞湖（海子）,一旦决口后果严重。
伴随次生灾害的不断,堰塞糊（海子）的水位可能会迅速上升,随时可发生重大洪灾。
堰塞湖（海子）一旦决口会对下游形成洪峰,破坏性不亚于灾害的破坏力。
更多关于堰塞湖的资料
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8、斜坡变形破坏的基本环境地质问题

7.2.1 斜坡类型及我国的基本地势特征

斜坡分类的方案有许多，其目的是为了对斜坡的物质组成和坡体结构有一个清晰的认识，以便预测斜坡的稳定性并对可能出现的斜坡变形和破坏形式做出正确的判断。

7.2.1.1 斜坡分类

常见的斜坡分类的方案有以下几种。

7.2.1.1.1 按组成斜坡的岩性分类

（1）土质斜坡：由各类松散土组成。

（2）岩质斜坡：由基岩组成。

7.2.1.1.2 按岩层组合关系分类

（1）层状结构斜坡：由含多组结构面的层状岩层构成的斜坡。按层次多少分为：①单层结构斜坡，由一种均一的岩性构成；②双层结构斜坡，由两层不同的岩性构成；③多层结构斜坡，由多层不同的岩性构成。

（2）块状结构斜坡：由两组以上结构面的岩体构成的斜坡，且结构的间距较大。

（3）网状结构斜坡：由多组以上且比较密集的结构面的岩体构成的斜坡。

7.2.1.1.3 按岩层倾向与坡向的关系分类

（1）顺向斜坡：岩层走向与坡向平行，倾向与坡向一致。

（2）反向斜坡：岩层走向与坡向平行，倾向与坡向相反。

（3）斜向斜坡：岩层走向与坡向相交。

（4）直立斜坡：岩层产状直立，走向与坡向垂直。

7.2.1.1.4 按斜坡成因分类

（1）剥蚀斜坡：主要由于地壳上升，外力对岩体表面产生剥蚀作用而成。地壳上升速度不同，斜坡的形状亦异；如直线形斜坡说明上升运动与剥蚀作用均等；凹形斜坡表示上升运动小于剥蚀作用；凸形斜坡表示上升运动大于剥蚀作用。

（2）堆积斜坡：岩石风化剥蚀后，碎屑物质堆积在山麓而成。

（3）侵蚀斜坡：受地表水侵蚀而成，可分岸蚀和沟蚀两种。

（4）滑塌斜坡：自然斜坡被破坏，产生滑动、崩塌而成的斜坡。

（5）人工斜坡：自然斜坡受到人为作用或人工开挖、堆积等而成的斜坡。

7.2.1.1.5 按斜坡的坡度分

（1）微坡：坡角小于15°的斜坡。

（2）中坡：坡角在15°～25°之间的斜坡。

（3）陡坡：坡角在25°～70°之间的斜坡。

（4）垂直坡：坡角大于70°。

7.2.1.2 中国的基本地势及其特点

中国的基本地势及其特点在第一章中有较详细的介绍，这里只作概括性的简介。中国的基本地势特点是西高东低，构成了以青藏高原为核心的巨大斜坡，自西向东逐级下降与太平洋盆地相连接。这个倾斜面由西至东构成三个明显的阶梯地形组成，它是多次构造活动后的产物。每个阶梯都有自己独特的自然环境和社会环境。这些特性便决定了我国自然灾害分布特性。

第一阶梯面积约230×104km2，平均海拔4 000m以上，号称世界屋脊，对世界气候的变化有较大影响，故又有地球第三极之称。高原大部地区年平均气温-5℃，平均有4个月刮8级以上大风，大气中的含氧量只及海平面的一半，紫外线照射极为强烈，草木稀少，四季风沙六月飞雪是其特点。高山深谷并列，雪峰连绵。高原上除南缘及东南缘属湿润，亚湿润区外，其余绝大部分地区属高原干旱半干旱气候区，年均降雨量不足300mm。冬季长达半年，最低气温在-40C°以下。

第二阶梯位于中国中部，呈“丫”字型，面积约为470×104km2，平均海拔高度1 000～2 000m，有广阔的高原与巨大的盆地相间分布。东侧以大兴安岭，太行山及云贵高原东缘的巫山、雪峰山、大明山等山脉为界。除抬升的山地外，主要由广阔的高原如内蒙古高原、黄土高原、云贵高原和大型沉降盆地构成。西北为干旱和半干旱区，多沙漠和戈壁，年降雨量小于400mm，个别地区年降水量小于25mm，河流多为季节性河流。其余地区湿润多雨。太平洋东南季风、印度洋西南季风及来自西伯利亚的气团伸入内陆后受山地阻障作用明显，各地自然灾害类型和严重程度均有较大的地域性差异。

第三阶梯是第二阶梯与大陆架连接地带，陆地面积约为260×104km2，平均海拔高度小于500m。该阶梯上丘陵和平原交错分布，大片低山丘陵的海拔高度多低于500m，在部分中高山脉中有少数山峰可达2 000m。

由上述的地势特点，决定了我国崩塌、滑坡和泥石流的分布特点（图7.2）。

7.2.2 崩塌的形成及其对地质环境的影响

崩塌（avalanching）是陡峭的斜坡岩体因陡倾节理裂隙切割，或在其他因素的影响下，根部岩石被压碎或折断，岩石块体在重力作用下，脱离母体，突然向山下崩落的自然地质过程。崩塌发生后，崩落岩体在向山下翻滚跳跃运动过程中相互碰撞、解体，最终在坡脚堆积形成锥形堆积体叫倒石锥（talus）。规模巨大的山体崩塌称山崩（land fall）。而个别岩石崩落称为落石（rock fall）。

7.2.2.1 崩塌的形成条件

7.2.2.1.1 地貌条件

崩塌多产生在陡峻的斜坡地段，一般坡度大于55°，高度大于30m以上。坡面多不平整，上陡下缓。

7.2.2.1.2 岩性条件

当岩体中各种软弱结构面的组合位置处于下列最不利的情况时，易发生崩塌：

（1）当岩层倾向山坡、倾角大于45°而小于自然斜坡坡度时；

（2）当岩层发育有多组节理，且一组节理倾向山坡、倾角为25°～65°时；

（3）当二组与山坡走向斜交的节理（X型节理），组成倾向坡脚的楔形体时；

（4）当节理面呈弧形弯曲的光滑面或山坡上方不远有断层破碎带存在时；

（5）在岩浆岩侵入接触带附近的破碎带或变质岩中片理片麻构造发育的地段，风化后形成软弱结构面，容易导致崩塌的产生。

图7.2 中国（陆上）滑坡发育区划略图

7.2.2.1.3 其他条件

如昼夜温差、季节温度变化，促使岩石风化；地表水的冲刷、溶解和软化裂隙充填物形成软弱面，或水的渗透增加水压力；强烈地震以及人类工程活动中的爆破、边坡开挖过高过陡，破坏了山体平衡，都会促使崩塌的发生。

7.2.2.2 崩塌对地质环境的影响

崩塌的产生，常具突发性特点，并造成巨大的灾害，如毁坏良田、摧毁房屋建筑、阻断交通、堰塞河道等，造成自然景观的破坏及巨大的财产损失和人员伤亡。表7.1为国内外部分崩塌落石灾害实例。

表7.1 国内外部分崩塌落石灾害实例

图7.3 塔子山危岩剖面示意图

某些陡崖地段，因斜坡卸荷回弹致使山体开裂，形成危岩体。如四川省南部县塔子山危岩体（图7.3），位于该县城区嘉陵江边。近年来，危岩体变形加剧，多次发生小规模崩塌落石，威胁山下城区七个单位，其中包括全县惟一的自来水厂，严重影响居民的正常生活，制约着当地旧城改造和经济发展。

高山冰雪是特殊的斜坡堆积物，是构成斜坡的组成部分。雪崩所造成的灾害环境影响也相当显著，如1962年1月10日，秘鲁赫斯卡兰山悬挂的冰川前缘坠落，发生了巨大的冰体崩塌，冲出4 000m，摧毁了沿途的一切。以美丽富饶著称的这个山谷小镇被毁平，4 000人丧生，大批耕地被毁。邻近的永盖村，由于有镇后小山阻挡，才幸免于难。再如1996年2月3日，云南丽江大地震引起大规模雪崩，使昔日洁白的山体露出灰色的大理岩，破坏了美丽的自然景观。

7.2.3 滑坡的形成及其对地质环境的影响

斜坡岩土体在重力作用下沿贯通破坏面或破坏带以一定的加速度向下滑动，这一地质作用过程称为滑坡（Landslide），滑坡滑动的剪切破坏面（带）称滑动面，下滑的那部分岩（土）体称滑坡体。滑动面以下未动坡体称滑床。

与崩塌相比，滑坡通常是较深层的破坏，滑动面可深入坡体内部，甚至深入到坡脚以下。滑坡可以在坚硬的岩体中发生，也能在软弱岩体或松散土体中产生。

滑坡的运动速度一般较崩塌的运动速度缓慢。滑动初期，其运动受滑床形态特征的制约，运动方式也以整体下滑为主。但在其下滑过程中，滑坡体总要发生不同程度的变形和解体，造成特殊的结构和外貌特征。其具体状况不仅与滑动面的形状有关，而且与斜坡原有结构特征、破坏前的变形基本组合形式、表生改造程度以及下滑速度等因素有关。

滑坡的破坏作用与崩塌类似，所不同的是滑坡以推掩方式造成破坏。

7.2.3.1 滑坡要素

为正确地识别滑坡，确定滑坡的存在与否，需要掌握滑坡的基本要素和形态特征。一个发育完善而较典型的滑坡通常由滑坡体、滑动面、滑床、滑坡后壁、滑坡台阶、滑坡鼓丘、滑坡舌、滑坡裂缝等基本要素组成。如图7.4所示。

图7.4 滑坡基本要素及形态特征

7.2.3.1.1 滑坡体

指滑动的那一部分岩土体。滑坡体表面起伏不平，裂隙纵横，有时见积水洼地，地面可见马刀树和醉汉林。滑坡体大小不等，大者体积可达x×107乃至x×108m3，小者仅有十几至几十立方米。

7.2.3.1.2 滑动面和滑床

滑坡体沿着某一软弱结构面滑动，该面称为滑动面。滑动面下部滑动体滑动时所依附的不动体称为滑床。滑动面在均质粘性土和软质岩体中近于弧形，在层状岩体中多呈直线或折线形，但多数是由直线和弧形复合而成，其后部多为弧形，前部多为直线形。由于滑坡体滑动摩擦的缘故，滑动面常常是光滑的，有擦痕。滑动面往往是潮湿的，前缘常有泉线状出露。

7.2.3.1.3 滑坡后壁

滑坡发生后，滑坡体的后缘斜坡未动部分形成的陡壁，称为滑坡后壁。有时可在新的滑坡后壁上找到擦痕，擦痕的方向即表示滑动的方向。滑坡后壁及其左右部分呈弧形向前延伸的“圈椅”状地形，称为滑坡环谷。

7.2.3.1.4 滑坡台阶

滑坡体滑动后所形成的阶梯状地面称为滑坡台阶，它是由滑坡体各段岩土体滑动速度的差异所造成的。

7.2.3.1.5 滑坡鼓丘

滑坡体在向前滑动时，如果前缘受阻，而形成隆起状的小丘，称为滑坡鼓丘。

7.2.3.1.6 滑坡舌

滑坡体的前部伸出的部分形如舌状，称为滑坡舌。

7.2.3.1.7 滑坡裂缝

滑坡体滑动时，由于滑坡体各部分移动的速度不等，在滑坡体内部及表面所形成的裂隙系统称为滑坡裂缝。根据受力情况的不同，滑坡裂缝可分为四种：

（1）拉张裂缝：是在滑坡将要发生滑动时，由于拉力作用在滑坡体后部产生的一些与滑坡壁方向大致平行的弧形张开裂缝。

（2）剪切裂缝：是滑坡体两侧与相邻的不动岩土体相对位移时发生剪切作用而形成与滑动方向大致平行的裂缝，呈雁行排列。

（3）鼓张裂缝：滑坡体在下滑过程中，如果受阻或上部滑动较下部滑动快，滑坡下部便向上鼓起并开裂而成的裂缝，其方向垂直于滑动方向。

（4）扇形张裂缝：是滑坡体在下滑时，滑坡舌向两侧扩展而形成的放射状的张开裂缝。

7.2.3.1.8 滑坡轴

又称主滑线，为滑坡体滑动速度最快的纵向线。它代表整个滑坡的滑动方向，一般位于推力最大、滑床凹槽最深（滑坡体最厚）的纵断面上，在平面上可以是直线或曲线。

较老的滑坡，由于风化、水流的冲刷、坡积物的覆盖等，原来的构造形态特征往往遭到破坏，或者被掩盖起来以致不易观察。但是在一般情况下，必须尽可能地观察和研究滑坡的基本要素和形态特征，这将有助于确定滑坡的性质和发展状况，从而整治滑坡。

7.2.3.2 滑坡分类

滑坡分类的方法很多，不同的学者从不同的角度对滑坡进行分类，根据我国的工程实践，滑坡分类见表7.2。

7.2.3.3 滑坡的形成条件

为了防止滑坡产生，或对已有滑坡进行恰当的治理，必须分析滑坡发生的条件。

7.2.3.3.1 斜坡的外形

如高度、坡度、横断面的形状等，直接影响滑坡的形成。显然，斜坡的外形不同，其内部的应力状态也不同。一旦改变斜坡的外形也为风化作用、水的作用等提供了特定的条件。

表7.2 滑坡分类表

从斜坡的局部地段可以看出，下陡中缓上陡的斜坡和上部呈马蹄形状地形且汇水面积较大的斜坡，无论是在坡积层中还是沿着基岩面均容易发生滑坡。斜坡愈陡，高度愈大，以及当斜坡中上部突起而下部凹进，且坡脚无抗滑地形时，滑坡容易产生。

7.2.3.3.2 斜坡的岩土组成

自然界的斜坡是由各种岩土组成。由于岩土成分的不同，对于风化作用、水的作用等的反映便有显著的差别。根据岩土体在剪切作用下的破坏变形特征，可将组成斜坡岩土分为两种主要类型：一种是硬质岩层，如坚硬致密的块状石灰岩、花岗岩、石英岩等，它们的抗剪强度大，可以经受很大的剪切力而不变形，且抗风化能力较强。所以由这些岩石组成的斜坡较少发生滑坡。只有当岩层内有软弱结构面或软岩夹层，而且倾角小于坡角，倾向与坡向一致时，才容易形成滑坡。另一种是软质岩层和土层，如页岩、泥岩和千枚岩，以及各种成因的第四纪堆积物如成都粘土和黄土，它们的抗剪强度低，遇水易起物理、化学作用，容易风化，在剪力作用下易于变形，故容易形成滑坡（表7.3）。

表7.3 我国主要易滑地层及其与滑坡分布的关系

7.2.3.3.3 斜坡岩土体的结构

岩土体结构是影响斜坡稳定性的主要因素。滑坡的发生总是与结构面及结构体有关。所以滑坡的形成发展常受到岩体结构的控制。这主要取决于结构面的物理力学性质及遇水后的变化情况、空间组合及其与斜坡的组合关系。软弱结构面的倾向与斜坡坡向一致且倾角小于坡角时，容易产生滑坡。堆积层与基岩的接触面，裂隙密集带或断层破碎带，由于抗剪强度低，渗水条件好，常成为危险的软弱结构面，这是产生滑坡极为有利的条件。

7.2.3.3.4 水的作用

水是引起滑坡发生的一种活跃因素。各种水渗入斜坡，充填于岩土孔隙或裂隙中，形成含水层：一方面可增加岩土的重度，加大岩土体的下滑力；一方面可将岩土浸润、软化、膨胀、崩解，以致降低岩土的内聚力，削弱抗剪强度，使滑动面上的抗滑力减小。大气降水，尤其是长时间下雨和冰雪消融，水大量渗入地下，甚至在不透水层上形成暂时的含水层。对滑坡的产生十分有利，故有“大雨大滑，小雨小滑，不雨不滑”之说。地表水既有渗入地下降低岩土体强度的作用，又有冲刷淘空坡脚使斜坡下部失去支撑而下滑的作用。地表水还能冲刷坡体使斜坡产生沟槽，给斜坡稳定性增加不利因素。当有地下水渗入斜坡或其水位变化时，还会产生动水压力和静水压力，使滑坡体下滑力增加，抗滑力减少，从而促使滑坡的产生。

7.2.3.3.5 地震的影响

主要是强震诱发滑坡发生，此现象在山区非常普遍。地震首先将斜坡岩土体的结构破坏，使可液化地层液化，从而降低斜坡岩土体的抗剪强度；同时地震波在岩土体中传递使岩土承受地震惯性力，增加滑坡体的下滑力，促使滑坡的产生。

7.2.3.3.6 人为因素

包括下列几个方面

（1）在兴建土建工程时，由于切坡不当，斜坡的支撑被破坏，或者在斜坡上方任意堆填土石方、兴建工程、增加荷载，都会破坏原来斜坡的稳定条件，情况严重的可产生滑坡。

（2）人为地破坏表层覆盖物，增强地表水下渗作用，或破坏自然排水系统，或排水设备布置不当，泄水断面大小不合理而引起排水不畅、漫溢乱流，使坡体水量增加。

（3）人为地在斜坡地带渗水，如引水灌溉、排水管道漏水等，使水渗入斜坡而使滑动的因素增加。

7.2.3.4 滑坡对地质环境的影响

滑坡在其发生、发展过程中，所造成的灾害是多种多样的。滑坡活动所形成的地势较为平坦，往往容易吸引人们加以利用。其形成的松散土石，容易被地表水流搬运，是造成江河水流浑浊的重要物源。

7.2.3.4.1 滑坡活动

正在活动的滑坡对人类的危害十分严重，它可破坏地表、毁坏农田，掩埋和阻断公路、铁路和航运交通，摧毁村庄房屋和其他地面建筑物，破坏矿山建设以及人员伤亡。并且明显改变地表形态，造成工程建设的困难。毁损森林，破坏植被。我国每年因滑坡所造成的损失就达数十亿元人民币。

7.2.3.4.2 老滑坡

老滑坡由于其运动过程中的惯性和其停止活动后的长期固结作用，其稳定性略强于极限平衡状态。若保持其稳定条件，老滑坡多能维持长期稳定。一旦其稳定条件被破坏，老滑坡可以重新复活。特别是滑坡的坡脚对扰动特别敏感，是引起老滑坡复活的重要部位。由于老滑坡的表面形态在长期的地质作用过程中遭受了严重破坏，往往难以识别。因而在人们的工程活动中促使滑坡重新复活的事例屡见不鲜。

7.2.3.4.3 滑坡堵江

大江大河两岸是滑坡密集发育的地带，由于山高坡陡，往往形成滑坡的高速运动，使滑坡物质进入河谷，造成天然堆石坝，堵塞河流，形成天然的湖泊，称为堰塞湖。堰塞湖的形成，湖内水位高涨，淹没农田、村镇，并且形成新的自然环境。当堰塞湖溃决时，湖内积水狂泻，对下游岸边的所有工程设施、建筑物形成毁灭性的破坏，并且造成生命和财产的巨大损失。不仅如此，高速运动的水流对下游两岸的山体强烈冲刷，可以诱发更多的地质灾害，并对斜坡环境造成强烈破坏。

岷江上游叠溪在1933年8月25日发生7.5级地震，在岷江上游及支流形成多个滑坡形成的天然堆石坝，并迅速形成多个海子。其中叠溪海子坝高160多米，坝顶超过岸上游的大海子坝和小海子坝，江水灌注各海子后使上述三个海子连成一片。10月9日4.5级余震致使岷江支流松平沟内的合棚、白腊寨海子决口，洪水入注大、小海子，造成叠溪坝溃决，堰塞湖内的江水倾泻而下，沿江村镇、关堡、房屋和城墙等建筑均被一扫而光，农田淤埋，人、蓄淹毙入水者无一幸免。又如2000年4月9日，西藏自治区波密县易贡乡扎木弄沟源区发生巨大山体崩滑，在重力作用下，强大的冲击力激发了沟内沉浸百年的碎屑物质，在短暂的2～3min里，沟内的块石碎屑物质瞬间形成高速滑坡并解体，旋即转化为超高速块石碎屑流，以锐不可当之势，扫荡谷口两侧山体，倾泻于易贡湖出口处，完全堵塞了易贡藏布河，形成了长达4.6km，前沿最宽达3km，高达60～100多米的近喇叭状天然坝体，堆积方量约3×108m3，再次形成了易贡堰塞湖。本次灾害造成了约8km2的森林瞬间化为乌有，易贡、八盖两乡及易贡茶场等4 000余人受灾。著名的易贡茶厂近1 333 340m2茶园受淹，造成直接经济损失1.3×108元以上（不包括毁坏的森林）。6月10日19时，被特大山体崩塌滑坡堆积体堵塞了62d的易贡湖水，冲毁了人工导流明渠，流速达9.5m/s，流量达2 940m3/s。6月11日2时50分，易贡湖下游（约23km）最大桥梁——通麦大桥，水位升至52.07m，涨幅达41.77m，高出桥面32m，最大流量达12 000m3/s之巨，是雅鲁藏布江年平均流量的26倍，狂泻的洪水，造成下游的易贡藏布、帕隆藏布、雅鲁藏布江水位猛涨，沿线公路、光缆通信设施严重破坏，各种桥梁悉数被冲毁，因指挥部组织得力，未造成一人伤亡。洪水过后，两岸山体崩塌、滑坡不断，斜坡环境破坏十分严重。

我国为多山的国家，也是滑坡灾害频繁发生的国家。滑坡地质灾害的研究和整治对保护我们的生活环境，防灾、减灾的意义十分重大。

7.2.4 泥石流的形成及其对环境的影响

泥石流（mud flow）简称泥流，是山区特有的一种自然地质现象，它是斜坡上风化物质或松散堆积物被降雨、融雪、冰川融化形成的水流携带大量的泥沙、石块等固体物质沿山坡沟谷流动形成的特殊洪流。泥石流爆发突然、历时短暂，具有强大的破坏力。

7.2.4.1 泥石流的形成条件

典型的泥石流域从上游至下游可分三个区，即泥石流的形成区、流通区和堆积区。形成区一般为上游源头一带地势开阔的环形谷坡。斜坡上裸露的岩石在外力地质作用下形成许多岩石碎块，它们为泥石流的形成提供了丰富的物源。雨季来临，开阔的斜坡具有较大的汇水面积，降雨形成的片流在向山沟中汇集过程中将山坡上的岩石碎块携带至沟中，发育成洪流。流通区一般为狭长沟谷，纵比降较大。洪流在流通区流速加大，携带搬运能力成倍增加，洪流在高速流动中将沟谷中的土石携带走，形成泥石流。堆积区一般为沟谷的出口，地势开阔，纵坡降较小，山区泥石流在此流速减缓，将其携带的固体颗粒逐渐堆积，形成扇状泥石流堆积物，淤塞沟谷和河道。

由上所述，可知泥石流的形成主要受地形、地质和气象条件等因素的影响。

7.2.4.1.1 地形条件

（1）山高沟深，地势陡峻，沟床纵坡大，流域的形状便于水流的汇集。

（2）上游形成区地形多为三面环山一面出口的瓢状或漏斗状，地形比较开阔，周围山高坡陡，山体破碎，植被生长不良。这样的地形有利于水和碎屑物质的集中。

（3）中游流通区地形多为狭窄陡深的峡谷，谷床纵坡大，使泥石流得以迅猛直泄。

（4）下游堆积区地形为开阔平坦的山前平原或河谷阶地，使碎屑物质有堆积的场所。

7.2.4.1.2 地质条件

（1）地质构造复杂，断层褶皱发育，新构造活动强烈，地震烈度较高的地区，一般有利于泥石流的形成。由于这些因素导致地表岩层破碎、滑坡、崩塌、错落等不良地质现象发育，为泥石流的形成提供了丰富的固体物质来源。

（2）结构疏松软弱、易于风化、节理发育的岩层，或软硬相间成层的岩层，易遭受破坏，碎屑物质来源丰富（图7.5）。

7.2.4.1.3 水文气象条件

（1）水是泥石流组成部分，又是搬运介质的基本动力。泥石流的形成是与短时间内突然性的大量流水密切相关。突发性大量流水如大暴雨、冰川、积雪强烈消融、湖或水库等突然溃决等。

（2）水浸润饱和山坡松散物质，使其摩擦阻力减小，滑动力增大，以及水流对松散物质的侧蚀掏挖作用产生滑坡、崩塌等，增加了物质来源。

7.2.4.1.4 其他条件

图7.5 向家坝库区泥石流与地层的关系

如人为地滥伐山林，造成山坡水土流失；开山采矿、采石弃渣堆石等。往往提供大量物质来源。

7.2.4.2 泥石流的分类

7.2.4.2.1 根据流域特征分类

（1）标准型泥石流流域，流域呈扇形，能明显地分出形成区、流通区和堆积区（图7.6）。沟床下切作用强烈，滑坡、崩塌发育，松散物质多，主沟坡度大，地表径流集中，泥石流的规模和破坏力较大。

（2）河谷型泥石流流域，流域呈狭长形，形成区分散而显得不明显，松散物质主要来自中游地段，泥石流沿沟谷有堆积也有冲刷搬运，形成逐次搬运的“再生式泥石流”。

图7.6 泥石流流域示意图

（3）山坡型泥石流流域，流域面积一般小于1km2，呈漏斗状，流通区不明显，形成区直接与堆积区相连，堆积作用迅速。由于汇水面积不大，水源一般不充沛，多形成重度大、规模小的泥石流。

7.2.4.2.2 根据物质特征分类

（1）按物质组成分，可分为：①泥流，以粘性土为主，砂粒、石块少量，粘度大，呈稠泥状；②泥石流，由大量的粘性土和粒径不等砂粒、石块组成；③水石流，以大小不等石块、砂粒为主，粘性土含量较少。

（2）按物质状态分，可分为：①粘性泥石流；含大量粘性土的泥石流或泥流，粘性大，固体物质占40%～60%，最高达80%，粘性泥石流中的水不是搬运介质，而仅仅是泥石流中的组成物质，泥石流的稠度大，石块悬浮，爆发突然，持续时间短，破坏力大，堆积物在堆积区不散流，停积后石块堆积呈“舌状”或“岗状”；②稀性泥石流，水为主要成分，粘性土含量少，固体物质占10%～40%，有很大分散性，水为搬运介质，石块以滚动或跃移方式前进，有强烈的下切作用，堆积物在堆积区呈扇状散流，停积后似“石海”；

（3）按《岩土工程勘察规范》的分类，根据泥石流爆发频率划分为高频率泥石流沟谷和低频率泥石流沟谷，又根据破坏严重程度划分为三个亚类，如表7.4。

表7.4 泥石流工程分类

7.2.4.3 泥石流对地质环境的影响

泥石流是松散土石和水的混合体在重力作用下沿沟道或坡面流动的现象，多发生于山区。其发生具有突发性的特点，常冲毁和掩埋农田、村庄，摧毁交通、水利、国防、矿山和旅游设施。由于其常伴生崩滑、滑坡和洪水发生，其危害程度往往比单一的滑坡、崩塌和洪水更为严重，造成巨大的生命和财产损失。

我国为泥石流多发的国家之一，泥石流常具沿断裂成带分布或沿江河支流分布特点。川西地区的泥石流分布见表7.5。

表7.5 川西地区泥石流的发育分布特征

在泥石流多发地区，其危害不可忽视。如1891年，西昌城郊东河爆发泥石流，冲毁街道五条，1 000余人丧生。二郎山隧道西口的和平沟滑坡曾于1997年7月3日和8月15日两度爆发泥石流，致使隧道施工的压风机房及部分施工机械被埋，严重影响隧道施工工期。

9、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。

10、为什么叫堰塞湖

堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。需要注意的是，堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。我国东北的五大连池便是由熔岩流堵塞白河形成的堰塞湖堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。

必须强调说明，堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。

堰塞湖形成过程
1、原有的水系。

2、原有水系被堵塞物堵住。堵塞物可能是火山熔岩流，可能是地震活动等原因引起的山崩滑坡体，可能是泥石流，亦可能是其他的物质。

3、河谷、河床被堵塞后，流水聚集并且往四周漫溢。

4、储水到一定程度便形成堰塞湖。

堰塞湖多见地区
由山崩滑坡所形成的堰塞湖多见于藏东南峡谷地区，且年代都很新近，如1819年在西姆拉西北，因山崩形成了长24-80km，深122米的湖泊。藏东南波密县的易贡错是在1990年由于地震影响暴发了特大泥

石流堵截了乍龙湫河道而形成的，波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成，（实则也属冰川湖）。八宿县的然乌错是1959年暴雨引起山崩堵塞河谷形成的。

台湾地震活动频繁，1941年12月，嘉义东北发生一次强烈地震，引起山崩，浊水溪东流被堵，在海拔高度580m处溪流中，形成一道高100m的堤坝，河流中断，10个月后，上游的溪水滞积起来，在天然堤

坝以上形成一个面积达6.6km2，深160.0m的堰塞湖。

最新的堰塞湖是2000年4月发生的西藏易贡藏布大滑坡引起的。滑坡前的易贡湖盆地流淌着易贡河，它并不完全充满湖水，而是多条漫流呈网状分布，总面积只有26km2，堵断易贡河后形成的易贡湖成为

一个覆盖面积约33km2的大湖。

熔岩堰塞湖举例
我国东北的五大连池旧称鸟得邻池，在五大连池市郊，地处纳诺尔河支流--白河上游，北距小兴安岭仅30.0km，系由老黑山和火烧山两座火山喷溢的玄武岩熔岩流堵塞白河，使水流受阻，形成彼此相连

呈串珠状的5个小湖得名。

五大连池火山群的火山活动始于侏罗纪末至白垩纪初。据史料记载，最近的一次火山喷发，始于1719年（清康熙58年），而清《黑龙江外记》的记载则更详：“墨尔根东南，一日地中忽出火，石块飞腾

，声震四野，约数日火熄，其地遂呈池沼，此康熙五十八年事”。这次火山喷发，堵塞了原纳漠河的支流--白河，迫其河床东移，河流受阻形成由石龙河贯穿成念珠状的5个湖泊。

五大连池湖水清澈，从附近火山峰顶望去，有如一画面明镜，映射着天光云影，美不胜收。

黑龙江省的镜泊湖就是由第四纪玄武岩流在吊水楼附近形成了宽40m，高12m的天然堰塞堤，拦截了牡丹江出口，提高了水位而形成的面积约90.3km2的一个典型熔岩堰塞湖。镜泊湖四周为群山环抱，森林

茂密，风光秀丽，不仅有火山口森林，溶岩洞与唐代渤海的遗址，还有湖中的大弧山、小弧山、珍珠门、吊水楼瀑布与镜泊山庄等“八大名景”，从而成为我国著名的旅游湖泊。

汶川地震堰塞湖
2008年5月12日四川汶川特大地震，造成北川部分地区被堰塞湖水淹没，地震形成了大面积堰塞湖泊。四川汶川特大地震造成34处堰塞湖危险地带。国家水利部和四川省水利厅组成了抗震救灾水利部，认

为地震所形成的33座堰塞湖目前暂无危险。并组织了“敢死队”，对每一个堰塞湖实施24小时监测，一旦出现发生溃坝的征兆，将立即发出预警，并及时疏散群众。

灾区形成的堰塞湖，一旦决口后果严重。伴随次生灾害的不断发生，堰塞湖的水位可能会迅速上升,随时可发生重大洪灾。堰塞湖一旦决口会对下游形成洪峰，破坏性不亚于灾害的破坏力。

堰塞湖多见地区
由山崩滑坡所形成的堰塞湖多见于藏东南峡谷地区，且年代都很新近，如1819年在西姆拉西北，因山崩形成了长24-80km，深122米的湖泊。藏东南波密县的易贡错是在1990年由于地震影响暴发了特大泥

石流堵截了乍龙湫河道而形成的，波密县的古乡错是1953年由冰川泥石流堵塞而成，（实则也属冰川湖）。八宿县的然乌错是1959年暴雨引起山崩堵塞河谷形成的。

台湾地震活动频繁，1941年12月，嘉义东北发生一次强烈地震，引起山崩，浊水溪东流被堵，在海拔高度580m处溪流中，形成一道高100m的堤坝，河流中断，10个月后，上游的溪水滞积起来，在天然堤

坝以上形成一个面积达6.6km2，深160.0m的堰塞湖。

最新的堰塞湖是2000年4月发生的西藏易贡藏布大滑坡引起的。滑坡前的易贡湖盆地流淌着易贡河，它并不完全充满湖水，而是多条漫流呈网状分布，总面积只有26km2，堵断易贡河后形成的易贡湖成为

一个覆盖面积约33km2的大湖。

熔岩堰塞湖举例
我国东北的五大连池旧称鸟得邻池，在五大连池市郊，地处纳诺尔河支流--白河上游，北距小兴安岭仅30.0km，系由老黑山和火烧山两座火山喷溢的玄武岩熔岩流堵塞白河，使水流受阻，形成彼此相连

呈串珠状的5个小湖得名。

五大连池火山群的火山活动始于侏罗纪末至白垩纪初。据史料记载，最近的一次火山喷发，始于1719年（清康熙58年），而清《黑龙江外记》的记载则更详：“墨尔根东南，一日地中忽出火，石块飞腾

，声震四野，约数日火熄，其地遂呈池沼，此康熙五十八年事”。这次火山喷发，堵塞了原纳漠河的支流--白河，迫其河床东移，河流受阻形成由石龙河贯穿成念珠状的5个湖泊。

五大连池湖水清澈，从附近火山峰顶望去，有如一画面明镜，映射着天光云影，美不胜收。

黑龙江省的镜泊湖就是由第四纪玄武岩流在吊水楼附近形成了宽40m，高12m的天然堰塞堤，拦截了牡丹江出口，提高了水位而形成的面积约90.3km2的一个典型熔岩堰塞湖。镜泊湖四周为群山环抱，森林

茂密，风光秀丽，不仅有火山口森林，溶岩洞与唐代渤海的遗址，还有湖中的大弧山、小弧山、珍珠门、吊水楼瀑布与镜泊山庄等“八大名景”，从而成为我国著名的旅游湖泊。

汶川地震堰塞湖
2008年5月12日四川汶川特大地震，造成北川部分地区被堰塞湖水淹没，地震形成了大面积堰塞湖泊。四川汶川特大地震造成34处堰塞湖危险地带。国家水利部和四川省水利厅组成了抗震救灾水利部，认

为地震所形成的33座堰塞湖目前暂无危险。并组织了“敢死队”，对每一个堰塞湖实施24小时监测，一旦出现发生溃坝的征兆，将立即发出预警，并及时疏散群众。

灾区形成的堰塞湖，一旦决口后果严重。伴随次生灾害的不断发生，堰塞湖的水位可能会迅速上升,随时可发生重大洪灾。堰塞湖一旦决口会对下游形成洪峰，破坏性不亚于灾害的破坏力。

堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。

堰塞湖是由火山熔岩流，或由地震活动等原因引起山崩滑坡体等堵截河谷或河床后贮水而形成的湖泊。由火山溶岩流堵截而形成的湖泊又称为熔岩堰塞湖。

堰塞湖的堵塞物不是固定永远不变的，它们也会受冲刷、侵蚀、溶解、崩塌等等。一旦堵塞物被破坏，湖水便漫溢而出，倾泻而下，形成洪灾，极其危险。

堰塞湖形成过程
1、原有的水系。

2、原有水系被堵塞物堵住。堵塞物可能是火山熔岩流，可能是地震活动等原因引起的山崩滑坡体，可能是泥石流，亦可能是其他的物质。

3、河谷、河床被堵塞后，流水聚集并且往四周漫溢。

4、储水到一定程度便形成堰塞湖。

之所以叫堰塞湖，是因为是湖泊的形成是由于原来的河流或水道被堵塞。

最后，让我们为不幸罹难的同胞默哀，祝他们一路走好！