顺向、斜向与逆向岩质滑坡形成模式

该类滑坡的滑体物质以岩体或岩质碎块石为主，表层有少量松散第四系坡积物，在滑动前岩体层序可辨。岩体结构（斜坡结构）对岩质滑坡的形成具有重要影响，斜坡结构类型综合体现了斜坡坡度、坡向与地层产状等因素的空间状况及组合形式，是决定斜坡岩体变形方式的主要因素，对崩塌和滑坡灾害的发育具有控制作用，也是评价斜坡稳定性的重要指标（杨秀元等，2015）。依据斜坡的岩体结构，区内岩质滑坡可分为顺向坡滑坡、斜向坡滑坡和逆向坡滑坡。

（一）岩质滑坡特征

1.顺向坡滑坡形成模式

顺向斜坡的岩层倾向与斜坡方向基本一致。斜坡的稳定性主要受斜坡岩体类型、节理裂隙发育情况、降雨、人类工程活动等因素的影响。由于受顺坡向层面或结构面的控制，在降雨等因素作用下，易沿岩层面产生滑移变形而形成滑坡。顺向坡滑坡的滑带主要沿软弱结构面发育，滑面纵剖面形态多为直线或靠椅状，其稳定性与流水动力作用密切相关。一方面，流水长期冲刷、侵蚀斜坡前缘岩体，使坡脚不断变陡，抗剪段变短，顺层斜坡形成临空面，上部岩体逐渐失去支撑。当潜在滑面暴露于坡脚后，在降雨或人类活动等外力诱发下，极易发生顺层滑坡。另一方面，潜在滑带和软弱面通常是地下水隔水带，降雨期间地下水汇聚，降低滑带岩土体的黏聚力，弱化滑带强度，导致变形扩展而滑动。此外，人类工程活动开挖边坡过陡也常易导致滑坡的发生。顺向坡滑坡的形成演化模式大致可分为滑移-弯曲式、滑移-拉裂式和平推式（张倬元等，2009）。

（1）滑移-弯曲式滑坡。该类滑坡多发育于岩层倾角大于斜坡坡度的顺向斜坡中，尤以薄层状岩体及延性较强的碳酸盐岩类层状岩体中多见。岩层滑动变形时，由于下部受阻，在重力等压应力的作用下岩层下部发生弯曲，继而剪断滑出（张倬元等，2009）。这类滑坡的演化过程可归纳为以下3个阶段：

1）轻微弯曲阶段［图3-2（a）］。构成斜坡的顺层岩体在自身重力作用下逐渐向沟谷临空方向产生剪切蠕动（Ⅰ区），从而导致坡体中倾向坡外的层理面上的剪应力增大，上覆岩体松动，岩体下部受阻，轻微弯曲变形隆起（Ⅱ区）。

2）强烈弯曲、隆起阶段［图3-2（b）］。在强大的自重应力作用下，前缘形成应力集中区，弯曲显著加剧，并出现“X”形错动，其中一组逐渐形成滑移剪出面。由于弯曲部位变形加剧，地面显著隆起，岩体松动，往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的“卸载”也更加促进了深部的变形和破坏。

3）剪出面贯通阶段［图3-2（c）］。变形进一步加剧，剪切面贯通，坡体失稳滑出，形成滑坡，一般具崩滑特征。

（2）滑移-拉裂式滑坡。该类滑坡主要发育于岩层较平缓的顺向斜坡中，坡体沿层面或软弱面向临空方向缓慢蠕动变形，坡体后缘岩体受应力作用产生较陡立的拉张裂隙，贯通后岩体失稳下滑。受已有软弱面控制的这类变形，其进程取决于作为滑移面的软弱面的产状与特性（张倬元等，2009）。该类滑坡体积往往较小，滑坡演化过程可分为以下4个阶段：

图3-2 滑移-弯曲式滑坡演化过程示意图

（据张倬元等，2009）

1）滑移阶段［图3-3（a）］。岩体由于自然卸荷或雨水进入软弱面，使其湿润软化，结构强度下降，阻滑力变小，岩体在重力作用下向下缓慢滑动。

2）拉张裂隙形成阶段［图3-3（b）］。随着岩体下滑，岩体后部应力集中，逐渐自下而上形成近似垂直于岩层层面的拉张裂隙。

3）裂隙扩展阶段［图3-3（c）］。随着变形发展，裂隙面不断向上发展，甚至出露于地表，岩体稳定性急剧下降。

4）滑移面贯通阶段［图3-3（d）］。拉张裂隙最终贯通，形成统一的滑动面，岩体沿此面失稳滑出。滑移块体的一侧，如因某种原因受阻，可表现为平面旋转式的滑移-拉裂。

图3-3 滑移-拉裂式滑坡演化过程示意图

（据张倬元等，2009）

在川东红层地区，该类滑坡主要发育在砂质硬岩为主夹泥质软岩地层中。当上部中厚—厚层砂岩及泥质粉砂岩互层、下部夹薄层泥质软岩或软弱夹层时，软弱夹层在坡脚地表出露，受平行于坡向的陡倾裂隙及下伏软弱夹层控制，在降雨条件下，空隙水压力明显升高，软弱夹层的持续软化作用增强，易发生沿软弱夹层的滑移，后缘发生拉裂解体，从而形成滑坡（许强，2015；卢远航等，2015；袁晓波等，2012；张涛等，2013）。

（3）平推式滑坡。平推式滑坡主要发生在近水平的顺向斜坡中，是由于地下水的静水推力和作用在潜在滑动面上的空隙水压力联合作用，发生顺层面推移-滑出的一类滑坡形式。这类滑坡的典型特征一般是发育于近水平的砂岩泥岩互层组合的地层中，在强降雨作用下，沿砂岩泥岩界面或泥岩之中的滑动面产生下滑变形。滑坡后缘往往表现出明显的张裂带，其宽度基本上代表滑体的水平位移量。由于滑体是顺层推出，故常表现为分块式解体，发育多个次级滑面（或次级张裂带），中后部分裂的块体内部仍然保留较完整的原始地层结构（张倬元等，2009）。平推式滑坡演化过程大致可分为以下3个阶段：

1）裂隙形成阶段。受到极端气候、构造运动等因素影响，近水平岩体产生拉张裂隙，裂隙可使地表水通过较坚硬的岩层到达下部泥岩等软弱岩层中［图3-4（a）］。

图3-4 平推式滑坡演化过程示意图

（据张倬元等，2009）

2）塑性流动阶段。软弱层中的泥岩等受到水的作用逐渐软化、溶蚀，且空隙水压力增大；由于上覆岩体的挤压，软弱的泥岩塑化，在地下水推力或后缘加载的作用下，岩体向临空方向滑动［图3-4（b）］。

3）滑动解体阶段。随着岩体持续滑动，岩体后缘往往出现明显的张裂带，岩体逐渐解体、滑动，形成滑坡［图3-4（c）］。

在川东红层地区，该类滑坡主要发育在巨厚层砂岩下伏泥质软岩地层中，上部为巨厚层砂岩，下伏薄—中厚层粉砂质泥岩、泥岩，发育两组陡倾近正交节理。岩体为整体巨厚层状，节理裂隙间距较大，切割较深。斜坡纵向上呈多级台阶状，整体坡度较缓。受后缘顺坡向陡倾裂隙及砂岩泥岩交界层面控制，在长历时强降雨条件下，后缘裂隙充水产生强大的静水压力，砂岩泥岩界面持续软化，抗剪强度降低，达到临界条件后，最终形成顺层平推式滑坡（许强，2015）。

2.斜向坡滑坡形成模式

斜向坡中岩层层面与一组结构面往往近似垂直，将岩体近似分割成菱形体，然后顺着外倾结构面向下滑动。其演化模式与顺向坡近似，且斜坡变形多发生于坡体高处，一旦下滑往往形成高速远程滑坡（Yin et al.，2016）。斜向坡滑坡演化模式主要为滑移-拉裂式，演化过程如下：

（1）缓慢滑移阶段。由岩层层面和近似垂直的结构面将岩体分解成菱形，菱形岩体由于天然卸荷或雨水进入软弱面，使其湿润软化，强度降低，阻滑力变小，岩体在重力作用下缓慢向下滑动。

（2）拉张裂隙形成阶段。随着岩体下滑，结构面进一步发展，裂隙逐渐贯通。

（3）滑移面贯通阶段。拉张裂隙最终贯通，菱形块体与坡体分离，岩体沿此面失稳滑出。

由于滑坡剪出口在坡脚以上，岩体不会受到阻挡而产生弯曲变形，而是直接滑出，启动位置高、势能巨大，因此该类滑坡往往滑动速度快、滑程远。

3.逆向坡滑坡形成模式

逆向斜坡产生滑坡往往与岩体中存在外倾结构面有密切的关系，其演化模式通常是滑移-拉裂-剪断式。主要发育在厚层砂岩、灰岩斜坡中，在节理切割作用下，岩体呈厚层块裂状（魏伦武等，2010），逐次出现下部沿近水平或缓倾坡外（内）结构面蠕滑、后缘拉裂、中部锁固段剪断。这类斜坡的变形破坏可分为以下3个阶段：

（1）初始拉张裂隙形成阶段［图3-5（a）］。在斜坡形成过程中，由于坡体整体的卸荷回弹变形，沿坡脚发育的缓倾结构面发生回弹错动，并在坡顶形成拉张应力区，出现后缘拉裂。

图3-5 滑移-拉裂-剪断式滑坡演化过程示意图

（据魏伦武等，2010，修改）

（2）滑移阶段［图3-5（b）］。初始改造完成后，坡体在自重应力的长期持续作用和驱动下，沿缓倾结构面发生持续的蠕滑变形，并导致坡体后缘拉裂缝向下扩展，从而形成前缘蠕滑段和后缘拉裂段。

（3）滑移面贯通阶段［图3-5（c）］。当后缘拉裂加深到某一深度时，锁固段的应力积累使这部分岩体进入累进性破坏阶段，并最终剪断锁固段，造成突发脆性破坏。

（二）顺向坡滑坡典型实例

1.丹巴县建设街滑坡（滑移-弯曲式）

（1）地质背景。建设街滑坡位于四川省丹巴县城后山、大金川河右岸。滑坡区处于川滇南北向构造与小金-金汤弧形构造的转折端，夹于北东侧的扎科断裂、南侧的绒坝断裂和西侧的南北向水子断裂之间，岩层受到的挤压作用比较强烈。滑坡后缘为高陡斜坡，在地貌上形成四级缓坡平台。滑坡位于Ⅱ级平台前沿，地形较平缓，坡度在10°～20°之间，滑坡两侧基岩露头形成陡崖地形（图3-6）。

图3-6 丹巴县建设街滑坡特征

1—老滑坡及分区编号；2—新滑坡及分区编号

（2）滑坡基本特征。该滑坡是在顺向坡古（老）滑坡的基础上发育形成的，古（老）滑坡的形成具有上述滑移-弯曲式特征，滑坡平面上呈圈椅状，相对高差219m。滑坡后缘位于白呷山Ⅱ级平台前缘，海拔2070～2110m，滑坡两侧中部见基岩出露，前缘直抵坡脚建设街，滑坡周界明显。滑坡前部为6～28m的干砌陡坎，坡度56°～65°。后部为缓斜坡，坡度约10°。中部坡面较陡，平均地形坡度31°。滑坡体前缘标高1881～1892m，宽250m，中部宽230～240m，后缘宽约280m，滑坡体纵长290m，厚18～45.23m，平均厚约30m，体积约220×104 m3，为一大型滑坡（图3-7）。该滑坡从20世纪90年代开始出现变形、复活，2004年12月变形逐渐加剧，至2015年2月变形达到顶峰（沿主滑方向每天位移2～30mm），其范围向古滑坡后部左侧有所扩大。

（3）机理分析。滑坡区处于大渡河峡谷，新构造活动以强烈抬升、河谷快速下切为特点，形成了高差大、坡度陡的地形和临空面，为斜坡失稳提供了有利条件。在滑坡前缘河流持续侵蚀作用下，斜坡原有应力条件发生改变，造成斜坡坡脚支撑（抗滑力）减弱，引起斜坡递进变形。滑坡区年降雨量不大，但降雨集中，每年6～10月的降雨量占全年的96.4%，暴雨次数少，但雨势强，最大日降雨量可达55mm。上述条件是古（老）滑坡形成的重要因素，特别是强降雨和地震可能是古滑坡产生的主要原因。古（老）滑坡形成后，由于滑坡堆积体厚度大，以块石土为主，结构松散，在降雨或融雪作用下，地表水快速入渗，加之坡降较大的凹岸河流冲刷、人类不合理开挖等，导致古（老）滑坡复活、变形破坏加剧。

图3-7 丹巴县建设街滑坡平面图和工程地质剖面图

2.木里县岗尖滑坡（滑移-弯曲式）

（1）地质背景。木里县岗尖滑坡位于四川省木里县雅砻江右岸，整体地形为北高南低，呈“M”形。河流走向与岩层走向接近一致，岩层产状多为60°∠45°～55°，层面与坡面呈小角度相交，属顺倾岸坡，略倾上游，坡体呈凸型。前波断裂从斜坡中部斜穿，断裂面倾向坡内，下盘（即斜坡前部）主要为三叠系杂谷脑组的灰绿色变质砂岩和碳质板岩，上盘（即斜坡中后部）为下村岩群的千枚状板岩，岩质较软，且岩体中存在陡倾坡内的结构面，有利于降雨入渗及促进风化作用（张九灵，2007）。

（2）滑坡基本特征。岗尖滑坡呈长条形，滑坡体下游侧以快乐沟为界，上游侧以野梨沟为界，前缘直抵雅砻江［图3-8（a）］，整体滑动方向NNE。滑坡后缘高程2840m，前缘高程2002m，高差达900m左右［图3-8（b）］。滑坡后缘宽约705m，前缘宽约509m，纵向最长约1974m，滑体平均厚度约67m，呈中前部较厚、后部较薄的特点，体积约8846.40×104 m3。滑坡体表面地形起伏，整体呈前缓后陡的特点，局部存在负地形。滑坡后缘可见基岩主断壁，高20～30m，岩性为灰绿色薄—中厚层绢云母千枚状板岩和灰绿色变质玄武岩。滑坡前缘地形较陡，坡度约40°，中后部地形相对较缓，坡度8°～24°（张九灵，2007）。

图3-8 木里县岗尖滑坡平面图和工程地质剖面图

（据张九灵，2007）

（3）机理分析。岗尖滑坡是斜坡浅表层岩体顺层滑移-弯曲变形长期发展的结果。由于斜坡基岩主要为板岩，板理面强度较低，易于剥蚀，在雅砻江强烈下切过程中，斜坡前缘位于江水或地下水位以下，板理面受水的长期浸润而软化，强度降低，在上覆岩体重力作用下逐渐向河谷方向产生剪切蠕动。当斜坡下伏的板岩向河谷方向发生剪切蠕动或破坏时，就会导致中倾坡外的板理面上的剪应力增大，导致上覆岩体沿该面产生滑移；随着上覆岩层沿板理面的滑移，势必在这些部位产生拉应力，加之断裂破碎带在后缘边界的控制作用，降雨易于入渗、软化板理面强度。由于岩层倾角大于斜坡坡度，前缘受阻，在原始斜坡（长达1 km以上）强大的自重应力作用下，斜坡岩体在前缘形成应力集中区，岩层向临空方向发生弯曲变形，同时产生一组共轭X节理，一旦缓倾坡内的节理与层面和后缘拉裂面贯通，就会产生滑移-弯曲式滑坡。

3.石棉县桐子坡滑坡（滑移-拉裂式）

（1）地质背景。桐子坡滑坡位于四川省石棉县迎政乡前进村1组，处于大桥沟河的右岸斜坡顶上，为大渡河中下游典型的顺层岩质滑坡（图3-9）。滑坡区处于构造剥蚀-侵蚀中等切割的中山缓脊宽谷地貌区，纵向上呈现宽缓坡地与陡坎并存的梯级台坎地形，横向上受冲沟、支沟切割作用影响。滑坡区基岩为深灰色、灰黑色中—厚层状碳质页岩夹煤层，产状为110°∠8°～13°。上覆第四系上更新统冰水堆积物和基岩的残坡积物。区内断裂、褶皱不发育，基岩发育两组构造裂隙，第一组产状215°∠85°，间距35～110cm，延伸长度2m左右，大部分切过岩层；第二组产状112°∠84°，间距25～70cm，延伸长度大于1.5m，大部分切过岩层面。滑坡区地下水类型主要为松散岩类孔隙水和基岩裂隙水。松散岩类孔隙水赋存于滑坡区第四系堆积物中，顺坡径流，局部黏性土含量较高地段有上层滞水。基岩裂隙水主要是碎屑岩类裂隙孔隙水，顺岩体内节理裂隙渗流运移，径流排泄较复杂。

图3-9 石棉县桐子坡滑坡特征

（2）滑坡基本特征。桐子坡滑坡在空间上按照形成的先后分为1号滑体和2号滑体两个区域［图3-9（a）］。1号滑体位于滑坡区的南侧，是形成时间较久的滑体；2号滑体位于滑坡区的北西侧，形成时间较新。1号滑体平面上呈长方形，长约200m，宽约400m，平均厚度约17m，体积约110×104 m3，滑体滑动方向114°，滑体周界滑壁高2～12m（图3-10）。2号滑体平面上呈舌状，长约170m，宽约300m，平均厚度约14m，体积约70×104 m3，上部滑体滑动方向110°，下部滑体滑动方向60°，滑体周界滑壁高0.5～5m。根据地表变形强烈程度，桐子坡滑坡可分为强烈变形区、弱变形区与后缘潜在变形区。强烈变形区主要位于滑体前缘与两侧支沟段，弱变形区位于滑体的中后部，后缘潜在变形区基本在滑坡体之外，地形较平坦，植被茂盛。滑体周界陡坎的持续破坏，致使滑坡范围逐渐向外扩大，滑坡规模也逐渐增大。

图3-10 桐子坡滑坡平面图和工程地质剖面图

（据巴仁基等，2008）

（3）机理分析。桐子坡滑坡的影响因素主要有坡体结构、地表水入渗和前缘侵蚀作用、地下水渗流等。属于表层土体沿基覆面滑动、下部基岩沿层面顺层滑动的复合型滑坡。浅层滑体由冰水堆积物和残坡积物构成；下伏基岩为碳质页岩，节理裂隙发育，加之岩层倾向与斜坡坡向基本一致，具有顺向坡结构特征，属于易产生滑坡的斜坡结构。由于坡体前缘大桥沟的不断下切，使得坡体前缘形成高陡的基岩临空面，在长期卸荷、风化作用下，基岩临空面发生破坏，上覆岩土体产生垮塌。在地表水的入渗和前缘侵蚀、地下水渗流等作用下，岩土体垮塌规模逐渐变大，表层岩土体产生滑移；而表层岩土体滑移造成的大量裂缝进一步加剧了地表水的入渗，导致滑动带饱水软化，坡体抗滑能力进一步降低，产生了较大规模的滑动。

4.南江县九义校后山滑坡（滑移-拉裂式）

（1）地质背景。九义校后山滑坡位于四川省南江县关路乡场镇北侧关路小学后山，属侵蚀型中低山河谷斜坡地貌，地势总体上北高南低，区内最高点位于滑坡后山之上，高程790m，最低点为南东侧冲沟底，高程507m，最大高差为283m。微地貌呈陡崖，植被较发育。斜坡位于新华向斜北翼，呈单斜构造。滑坡区地层为侏罗系中统沙溪庙组砂岩泥岩互层，岩层产状173°∠7°～16°。受区域地质构造的影响，基岩节理裂隙发育，大部分呈张开状、有土充填，少量呈闭合状、无充填，总体贯通性较好。

（2）滑坡基本特征。九义校后山滑坡处于顺向斜坡，在平面上呈舌状。滑坡后缘为缓平台，缓平台上方为高陡斜坡及陡崖，中部为缓斜坡，前部稍陡倾向冲沟，滑坡右侧边界为自然冲沟。斜坡表面起伏不平，纵向上呈阶梯状（图3-11），坡度15°～45°。滑坡主滑向173°，主滑体长540～600m，横向宽150m，滑体厚8～15m，体积约24.7×104 m3。滑坡下部地带出现大量滑塌、裂缝等不良地质现象，在滑坡的左侧前缘和右侧缘出现滑塌。

图3-11 南江县九义校后山滑坡工程地质剖面图

（据郝红兵等，2002）

（3）机理分析。九义校后山滑坡地处明月河河谷岸坡坡麓，地形坡度大，切割强烈，滑坡前缘为陡崖、陡坡，两侧为冲沟，为滑坡形成提供了良好的临空条件；滑坡区岩层为软硬相间的砂岩泥岩互层，岩层总体倾向坡外，加之岩体卸荷作用较为强烈，节理裂隙发育，地表水易沿裂隙入渗，从而导致泥岩软化、泥化，形成滑带土；在降雨作用下，最终形成滑坡。(www.xing528.com)

5.南江县石板沟滑坡（平推式）

（1）地质背景。石板沟滑坡地处四川省南江县米仓山南麓，地形总体上北高南低，地貌形态为中等切割侵蚀-构造中低山地形。滑坡区在大地构造上地处秦岭大巴山造山带与四川盆地的过渡区，位于新华向斜的北翼，为单斜地层顺向坡（图3-12）。滑坡体原始地形为一山梁，地表由北向南发育多条天然冲沟，后缘为一深切冲沟，两侧各发育一条小冲沟，具有三沟环绕特征。斜坡前缘受主冲沟深切割影响，形成高差20～30m的临空面。斜坡地层岩性为白垩系下统剑门关组（K1j）棕红色泥质粉砂岩、粉砂质泥岩及青灰色厚层中细粒含钙质长石石英砂岩，呈不等厚互层，岩层产状170°∠14°～20°。受地质构造的影响，岩层节理裂隙发育，总体贯通性较好（张涛等，2013）。

（2）滑坡基本特征。石板沟滑坡平面形态总体呈扫帚形，后缘窄小且陡壁明显（壁高20～40m），前缘呈扇形扩展［图3-12（a）、（b）］。滑体南北纵向长约720m，横向宽约280m，滑坡后缘高程约780m，前缘剪出口高程约600m，相对高差约180m，地表坡度15°～18°，前缘平均厚度约15m，后缘平均厚度约35m，体积约50×104 m3，滑坡主滑方向180°，水平滑距约200m，垂直滑距约70m［图3-12（c）］。滑坡体由棕红色粉砂质泥岩、粉质黏土夹碎块石组成，块石直径0.5～2.5m不等，岩性为砂岩或泥质砂岩。由于滑坡滑移速度快、位移量大，致使滑体原岩结构由层状变为支离破碎的碎裂块体，地表破坏严重，分布大量张拉裂缝，裂缝贯通长度25～50m，可见深度2～3m，宽度0.5～1.5m。多级滑块之间形成陡坎，高差5～10m（张涛等，2013）。

（3）机理分析。石板沟滑坡的主要影响因素有地形地貌、地层岩性、地质构造和降雨等。三沟环绕的地形特征致使斜坡两侧排水不畅，强降雨使斜坡短时间内易达到超饱水状态，在斜坡凹槽处产生超强的静水压力和浮托力，为滑坡的发生提供了有利的动力条件。滑坡位于新华向斜北翼，岩层弯曲变形明显，一方面在岩层内部产生较多的劈理，另一方面在软硬岩接触带产生层间错动，降低了层面抗剪强度。斜坡基岩为白垩系剑门关组砂岩泥岩互层，原生节理裂隙在地下水的作用下发展成深大节理裂隙面，基岩被软弱层面（或层间剪切带）和节理裂隙切割成层状块裂结构，易解体破坏。同时，长时间高强度降雨使地下水不断渗入层间错动面或节理裂隙，溶蚀了软弱层中的可溶盐成分，致使软弱层软化或泥化。由此可见，地质因素是石板沟滑坡发生的主控因素，降雨是滑坡的诱发因素。滑坡形成演化过程大致可分为以下4个阶段：

1）基岩斜坡原生节理裂隙充水张开阶段［图3-13（a）］。在石板沟滑坡中，原斜坡后缘发育105°∠78°及140°∠81°两组节理裂隙，地下水可沿基岩节理裂隙渗入，岩体在高水头作用下沿裂隙“撕开”，形成可进一步变形破坏的潜在拉裂面。

2）初期短距离拉槽启动阶段［图3-13（b）］。地表水持续入渗，斜坡沿附近有效临空面发生滑移，后缘裂缝进一步拉开形成较深的沟槽。原斜坡沿两组拉裂面既发生纵向变形，形成后部陡坎，又发生横向（环切坡向）变形，形成槽谷。

图3-12 南江县石板沟滑坡特征

（据许强，2015；张涛等，2013）

图3-13 南江县石板沟滑坡变形演化过程

（据张涛等，2013）

3）中期槽谷缓慢扩张阶段［图3-13（c）］。后缘沟槽的形成，为斜坡提供了较大的汇水面积。在长期的风化、剥蚀等地质作用及人类活动作用下，斜坡后缘及侧面槽谷缓慢持续扩张，形成小河沟。

4）后期槽谷充水剧烈滑移阶段［图3-13（d）］。长时间的强降雨致使排水不畅、滑带土软化，斜坡在两侧支沟水流浮托力及后缘凹槽超强的静水压力作用下，瞬间发生剧烈滑移。

6.南江县大毛院滑坡（平推式）

（1）地质背景。大毛院滑坡位于四川省巴中市南江县沙河镇天桥村1社，地貌为低山区山前缓坡剥蚀地带，整体地形变化较小。斜坡植被茂盛，多为乔木林，局部基岩出露。滑坡区地层岩性主要为第四系残坡积层和白垩系汉阳铺组（K h）泥岩、泥质砂岩、砂岩，岩层产状为184°～196°∠4°～6°。泥质砂岩呈紫红色，薄—中厚层状；泥岩呈紫红色，薄层状；砂岩呈紫灰、灰色，薄—中厚层状，浅部存在风化现象，岩体破碎。

（2）滑坡基本特征。大毛院滑坡区属山前切割剥蚀低山地貌，由于当地居民农田改造或修建房屋，呈多级台阶状。大毛院滑坡周界明显，后缘以贯通的拉张裂缝与拉陷槽为界［图3-14（a）］，左侧以宽0.2m裂缝及裂缝延伸方向为界［图3-14（b）］，右侧以陡坎为界，前缘以陡坎坡脚为界。滑坡表面总体呈北西高南东低，自然坡度8°～20°，坡向总体为150°，分布高程为540～570m，相对高差约30m。滑坡体纵向长30～40m，横向平均宽约75m，滑体平均厚度6～8m，体积约2.4×104 m3（图3-15）。滑坡后缘坡度相对较大，北东侧早期形成一条裂缝；滑坡体中部发育多条裂缝，目前多被农民耕作填埋；滑坡前缘为残坡积粉质黏土，滑坡剪出口紧邻房屋，局部房屋被掩埋。受2008年汶川地震的影响，滑坡体后缘裂缝加宽，此后该裂缝在暴雨季节逐年变宽加深。

（3）机理分析。大毛院滑坡的斜坡结构为顺向坡，白垩系汉阳铺组（K h）砂岩泥岩互层的软硬组合是滑坡发生的主要控制因素。由于岩石性质差异较大，泥岩抗风化能力差，遇水易软化形成泥化层（滑带）；滑坡所在区域属于浅切割剥蚀低山地貌，斜坡后缘相对较陡，前缘相对较缓，加之前缘切坡形成临空面，为滑坡的形成提供了势能条件和变形空间条件；降雨作用是滑坡形成的重要诱发因素。

图3-14 南江县大毛院滑坡特征

图3-15 南江县大毛院滑坡平面图和工程地质剖面图

（三）顺向-斜向坡滑坡典型实例

1.都江堰三溪村五里坡滑坡

（1）地质背景。五里坡滑坡位于四川省都江堰市中兴镇三溪村1组，属侵蚀剥蚀沟谷区，沟谷狭窄，岸坡陡峻，地形坡度一般25°～45°，其中部分沟段岸坡为陡崖。构造位置处于四川盆地与龙门山构造带交界部位，构造线方向为NE向。五里坡沟流域形态似扇形，流域平均纵向长度0.95km，平均宽度0.45km，流域面积0.5km2。流域最高点位于南西面的上清宫，最低点位于五里坡与石孟河交汇处（图3-16）。区内主要出露白垩系灌口组（K g）和第四系（Q）。流域上游以黄棕、红棕色砂岩为主，中下部以砾岩为主。地下水类型主要为基岩裂隙水和第四系松散堆积层孔隙水。

图3-16 都江堰三溪村五里坡滑坡平面图及实景图

图3-17 都江堰三溪村五里坡主沟工程地质纵剖面图

（据梁京涛等，2014）

（2）滑坡基本特征。五里坡滑坡可分为两个区段：上部的高位滑坡和下部的碎屑流（图3-16、图3-17）。上部高位滑坡体后缘宽约为475m，滑坡体纵长约为400m，主滑方向为39°。滑体多残留于斜坡上，滑坡总体规模约为150×104 m3，目前坡体上残留滑体物源量约为100×104 m3。滑坡体后缘有一条深大的拉裂槽［图3-16（b）］，宽94m，长300m，深22～25m，槽内堆积有巨大的岩块，最大粒径可达到20m。滑坡体的中下部出现多处拉裂缝，拉开5～10cm不等，上部植被茂盛。滑坡体剪出口处为一陡崖，出露厚层紫红色砂岩夹泥岩［图3-16（c）］，剪出口局部有水渗出。高位滑坡体失稳、快速下滑后，受到右侧山体的阻挡、撞击，转化为碎屑流。碎屑流物质主要由块石、角砾和碎屑组成，最大块石粒径在2m以上，岩性为紫红色砂岩，碎屑流向353°方向急速运动。自滑坡剪出口到石孟河为碎屑流的流通堆积区，长约670m，厚度5～7m，碎屑流冲入石孟河，形成堰塞体（梁京涛等，2014；巴仁基等，2015b）。

（3）机理分析。五里坡滑坡的主要影响因素有地形地貌、地层岩性、斜坡岩体结构、地震和降雨等。地形因素：山高坡陡，在前部有陡崖，形成了很好的临空面。由于前部没有阻滑段，滑坡发生时的速度不断增加。斜坡岩体结构：滑坡所在斜坡为顺向-斜向坡，岩层倾向沟谷右岸，有利于滑坡下部形成滑动面。地层岩性：灌口组以厚层砂岩为主，夹薄层粉砂岩或泥岩，这种薄层粉砂岩或泥岩一方面可形成阻水层，另一方面在水的作用下会发生软化、泥化，形成滑动带。地震作用：2008年汶川地震使原本较为稳定的坡体内部损伤，在原有裂隙基础上形成了多个过水通道，更有利于降雨渗入坡体内部。降雨是主要的诱发因素，多次降雨渗水逐渐潜蚀坡体内部的细粒物质和易溶盐，降低了坡体的强度，当短时间的强降雨在坡体内形成较大孔隙水压力时，即可联合重力推动滑体快速下滑（梁京涛等，2014；巴仁基等，2015b；Yin et al.，2016），并转化为碎屑流。

2.苍溪县田菜场滑坡

（1）地质背景。田菜场滑坡位于四川省苍溪县东溪乡康寨村1社和2社，为低中山地貌区，构造上处于苍溪向斜南东翼，地层岩性为白垩系下统苍溪组砂岩、泥岩，产状135°∠8°，总体为斜向坡，坡体表面分布大量耕地。田菜场滑坡分布高程455～600m，滑坡结构比较复杂，上部为岩质滑坡，下部为土质滑坡，平面形态不规则，剖面形态呈阶梯状，地形坡度平均35°（图3-18）。

图3-18 苍溪县田菜场滑坡工程地质剖面图

（2）滑坡基本特征。上部岩质滑坡的滑体为白垩系下统苍溪组砂岩，滑床为苍溪组泥岩，滑坡前缘硐岩砭一线为砂岩形成的陡崖，其基座为紫红色泥岩，由于差异风化形成岩腔，坡肩后缘发育卸荷裂隙，形成危岩体（图3-18）。滑坡体长约85m，宽约550m，面积约6×104 m3，滑体平均厚度约5m，体积约23.37×104 m3，为中型滑坡。该滑坡在1981年雨季首次出现大规模滑动变形，滑坡后缘地面拉裂，裂缝宽1.8～4.2m，延伸长600m；前缘陡坎顶部出现卸荷拉张裂缝，宽0.5～2.2cm，延伸长10～20m，可见深度约1.5m。下部土质滑坡平面形态呈不规则状，剖面形态呈直线状。滑体成分为第四系全新统崩坡积碎块石土，滑床为白垩系下统苍溪组泥岩，主控滑面为土岩接触面。1991年8月，土质滑坡发生变形、滑移，堵塞前缘河道，以后每年雨季滑坡均不同程度地出现新的拉裂缝和局部变形。2008年汶川地震后，滑坡变形有加剧的迹象。

（3）机理分析。由于斜坡结构为软硬相间的顺向坡，地形表现为砂岩陡坎、泥岩缓坡交互的阶梯状，泥岩是典型的易滑地层；滑坡前缘由于修建公路开挖，形成了临空面，为滑坡提供了有利的变形空间；降雨入渗土体后在土岩接触面和软硬质岩体接触面汇集且饱和、软化岩土体，降低了接触面的抗剪强度，形成软弱面（带）。在强降雨、地震等因素影响下，滑坡加剧变形破坏。

（四）逆向坡滑坡典型实例

目前，青藏高原东缘地形急变带发育的逆向坡滑坡多为历史滑坡，近代正在发育的逆向坡滑坡多为崩滑体或潜在崩滑体。严格意义上的岩质逆向坡滑坡（上部岩体弯折、风化卸荷、力学性质降低、滑面形成、失稳发生滑坡）相对较少，但关于其机理的研究同样具有重要意义。

1.雅安市名山区作坊湾滑坡

（1）地质背景。作坊湾滑坡位于四川省雅安市名山区双河乡云台村9社，区内降雨丰沛，年平均降雨量约1400mm，多夜雨、暴雨、连续降雨，并且集中分布于6～9月。该处属侵蚀剥蚀中丘地貌区，多剥蚀残山和陡崖峭壁，沟谷交错，地势起伏变化较为复杂。地形高程640～740m，相对高差20～80m，地形坡度15°～25°，坡面不连续，多为冲沟分割，面积一般较小。滑坡所在斜坡位于名山向斜南东翼，为产状平缓的逆向坡，地层为白垩系中统灌口组紫红色泥岩夹粉砂质泥岩、泥灰岩，以及古近系名山群泥质粉砂岩，岩层完整性较好，但名山群地层抗风化能力较强，常于坡体后缘形成陡崖地貌，高数米至数十米不等，陡崖边缘常形成风化卸荷裂隙，使岩体分离母体而成为孤石。斜坡地下水类型为孔隙潜水和基岩孔隙裂隙水。

（2）滑坡基本特征。作坊湾滑坡平面形态似半椭圆形（图3-19），后缘似圈椅状，剖面形态呈阶梯状，后部斜坡较陡，前部相对平缓，滑面呈下凹形，后部陡倾，前部平缓。滑体斜长95m，宽180m，平均厚约2.5m，总体积约4.28×104 m3。滑体物质多为棕黄色黏土夹碎块石，结构松散，碎块石含量约20%，直径10～30cm，最大直径达80cm，杂乱分布。

（3）机理分析。斜坡后缘陡崖发育有差异风化和卸荷作用引起的张性裂隙，两组裂隙产状分别为132°∠79°、38°∠81°，裂隙宽5～30cm，可见深5～9m，第一组裂隙较发育，可贯通至下伏泥岩。坡体下伏灌口组粉砂岩，抗风化能力较强，但底部泥岩遇水易软化崩解、风化剥落成凹腔，易于转化为滑带。由于人为开挖斜坡前缘，形成陡倾临空面。在上部岩土体自重和降雨作用下，沿深大裂隙和泥岩软弱带产生快速滑移，形成滑坡。

2.西昌市洛乃格滑坡群

（1）地质背景。洛乃格滑坡群位于四川省凉山州西昌市礼州镇洛乃格村3组（图3-20），发育在安宁河谷东岸的安宁河断裂破碎带中，属侵蚀构造地貌。洛乃格滑坡群主要由两个滑坡组成，分别位于冲沟的两侧［图3-20（a）］，前缘均直接临沟。沟谷斜坡由三叠系白果湾组碳质页岩和粉砂岩（T bg 2）构成，页岩呈灰黑色，中风化，泥质结构，层状构造，在滑坡前缘有出露；粉砂岩呈青灰色，强风化，细粒砂质结构，层理不清晰，裂隙发育明显，岩体较破碎，在滑坡后缘斜坡及前缘有出露。基岩层面产状为120°∠65°，发育两组节理，产状分别为210°∠80°、280°∠25°。

图3-19 名山区作坊湾滑坡特征

（据谷云勇等，2003）

（2）滑坡基本特征。1号滑坡呈明显的圈椅状地形（图3-20），边界特征明显，其左、右侧缘以山脊和冲沟为限，后缘为陡坡，前缘为冲沟，剪出口位于侵蚀基准面附近。滑坡平面形态呈舌状，坡体前缘宽约340m，纵向最长约425m，滑体厚度35.3～51.5m，体积约3.96×106 m3。滑坡前缘高程1768～1843m，后缘高程1936～1941m，整体相对高差约91～173m，主滑方向267°，整体坡度约19°，坡面发育多个平台。2号滑坡与1号滑坡对称且发育特征相似（图3-20）。坡体前缘宽约340m，纵向最长约380m，滑体厚度30～50m，体积约2.88×106 m3；滑坡主滑方向348°，整体坡度约19°。滑坡发育多级平台。较大规模平台可分为两级，其中1级平台位于滑坡后部，长约130m，宽约170m，平台后壁即为滑坡后壁；2级平台位于1级平台下方，长约30m，宽约50m，后缘壁高度约30m，坡度约25°；3级平台位于滑坡中部，长约60m，宽约80m，平台后壁高约30m，整体坡度20°～25°。

根据滑坡现状变形破坏特征，并结合周围地形地貌及岩土分布特征，属典型的逆向坡滑坡（图3-21、图3-22），滑坡早期应经历过多次分级滑移、垮塌，滑坡体由碎块石及砾质黏土构成，目前滑坡总体趋于稳定状态。

（3）机理分析。受断裂影响，区内岩体裂隙发育，为滑坡的形成提供了有利的结构面。滑坡体下伏滑床地层主要为三叠系白果湾组（T bg 2）中风化页岩、粉砂岩，为相对的隔水层，由于坡面降雨缺乏统一的排导体系，地表水容易沿裂隙进入坡体内部成为地下水。在地下水的作用下，加速了岩体风化，使其抗剪强度大大降低。当遇到长时间连续降雨入渗时，容易沿优势裂隙造成斜坡整体失稳，从而形成大型岩质滑坡。在滑坡后期演化阶段，受地下水润滑及渗透压力作用，已形成的滑坡体可能产生牵引式复活。

图3-20 西昌市洛乃格滑坡特征