汶川地震滑坡特征与规律分析

（一）汶川地震地质背景

2008年5月12日汶川地震震中坐标为31.0N、103.4E，震源深度14km，震中烈度高达Ⅺ度，Ⅹ度区面积约3144km2，呈NE向狭长展布。沿NE走向的龙门山中央断裂带发生了约1155次Ms2.0级以上余震，其中5级以上余震27次，主要展布在映秀—北川—青川约350km长的条带内（图3-32）。汶川主震及余震的展布很好地反映出发震断裂以龙门山中央断裂为主，北西侧上盘是这次地震活动的主动盘，连续的线性分布余震显示龙门山断裂南北两段都发生了活动，已经联合为一体，尤其北段的余震分布显示了一条连接茶坝—林庵寺和青川断裂的断裂带特征。

图3-32 汶川地震地质背景图

（二）汶川地震滑坡发育特征与分布规律

汶川地震诱发了数以万计的滑坡（图3-33），导致大量人员伤亡和巨大的经济损失，是迄今有记录的空间分布最密集、规模最大、危害最严重的地震地质灾害。汶川地震诱发的数十处极具代表性的高速远程滑坡（表3-1），为认识山区地震滑坡提供了鲜活的实例。

通过与龙门山断裂带相对空间位置比较分析，汶川地震诱发的高速远程滑坡主要沿龙门山中央断裂带（北川-映秀断裂带）分布，且集中分布于Ⅹ—Ⅺ高烈度地段。其中，70%以上的大型滑坡分布在北川-映秀断裂带上盘，少数分布在绵竹安县山前同震强烈活动断裂带上盘。这表明高速远程滑坡与强震作用、发震逆冲断裂运动和地表破裂密切相关。

地震滑坡是由岩土体振动的强烈力学作用引发，并在滑坡体运移过程中不断变化和相互作用，其发育特征较降雨诱发的重力型滑坡有明显的差异。主要表现在以下方面：

图3-33 汶川地震滑坡分布图

表3-1 汶川地震灾区大型（≥100×104 m3）高速远程滑坡一览表

续表3-1

（1）独特的滑坡启动机理。地震滑坡的滑床往往不具连续完整的滑面，滑坡剪出口特征不明显（图3-34），上部滑体被地震力震动解体或抛掷后，与下部滑床边缘发生撞击。按照滑坡启动机理可分为结构面拉裂滑移型、剪切滑移型和复合型。

（2）“一垮到底”及“滑坡平台”特征。地震滑坡往往具有“一垮到底”的特征。斜坡在强震作用下，坡体松弛、解体、高速下滑，大量滑体堆积于坡脚部位，后部表现出陡立的断壁。在活动断裂附近，活动断裂所在的斜坡发生地震滑坡后，斜坡上部多出现平台（图3-35）。这是由于逆冲断裂的上盘物质被地震动冲击力抛射后形成的平缓台面。地震滑坡平台多由下方的基岩和堆积物联合构成，其形成过程一般为：冲击力首先造成断裂带浅部松散物质抛射，然后斜坡上方的松散岩体在重力作用下产生崩塌，崩塌的物质堆积于滑坡壁与平台后缘之间。

（3）高速远程特征。高速远程滑坡是地震触发滑坡的一种典型特征。总结“5·12”汶川地震高速远程滑坡显示，除了坡体启动时强震激发的初速度作用外，部分滑坡由于岩性软弱，运动过程中迅速转化为碎屑流，并伴有气垫效应，从而使滑体被“顶托”而长距离运动，形成高速远程滑坡。

（4）高位剪出特征。高位岩体在地震力作用下被抛掷，与滑坡下方阶形基岩台面外缘碰撞。基岩平台上部堆积有高位滑体与基岩撞击后残留的松散堆积体，滑坡高位剪出后形成长程的高速碎屑流，平台下方基岩表层被铲刮，形成次级滑动，如平武县水观乡马鞍石滑坡［图3-34（c）］、北川县青林嘴滑坡等［图3-34（d）］。

图3-34 汶川地震诱发典型滑坡特征

图3-35 陈家坝太洪村地震滑坡平台的形成过程

（5）灾害链特征。地震滑坡普遍具有灾害链生效应。地震滑坡大多发育于河谷地区，一旦滑坡发生在狭窄的河谷中，或者虽然河谷相对较宽，但滑坡体方量较大，滑坡体将进入河谷中形成滑坡坝和堰塞湖，一旦滑坡坝溃决，则形成灾难性泥石流。尽管中小型滑坡不一定形成堰塞坝，但仍可能成为泥石流的物源。而泥石流沟的沟口又是人类聚居地，灾害链对沟口的人群构成了极大的威胁。

（三）典型地震滑坡实例

1.安县大光包滑坡

（1）地质背景。大光包滑坡位于四川省安县高川乡泉水村西北侧，滑坡规模巨大，平均长度4.5km，堆积体平均宽度2.3km，滑坡区面积6.835km2，滑坡体积8.5×106 m3，主滑方向60°，最大运动距离3.5km（图3-36）。滑坡位于龙门山中央断裂（北川-映秀断裂）上盘，距离断裂6.5km。受发震断裂上盘的多条分支断裂影响，边坡层状岩体结构面发育，岩层产状0°∠35°～38°，两组结构面产状分别为50°∠80°和120°∠60°。滑坡后缘位于安县最高峰大光包，海拔3047m，是一个四面临空的孤立山头。主体坡向NE，总体坡度45°～60°，局部陡崖高30～50m。斜坡区南东侧为门槛石沟，沟底高程1300m。北东侧3.5km为切割较强烈的黄洞子沟，沟底高程1450m。斜坡坡形可分为大光包孤立山脊段、中部平缓斜坡段及下部斜坡陡坡段。滑坡区地层主要是石炭系砂泥岩、泥盆系白云岩和震旦系灰岩与泥岩互层及块状白云岩，在沙窝子组白云岩底部发育延展性较好的磷矿层（黄润秋等，2009c）。

图3-36 安县大光包滑坡特征

（2）滑坡基本特征。汶川地震的强震作用使大光包山头岩体震裂，山坡顶部岩体（主滑体）临空向下抛射、溃决而下，同时诱发陡峻山坡层状岩体顺层斜向快速滑动。主体剪出口高程1900m左右，斜坡物质向长石板沟方向汇聚。由于滑体物质在运动过程中互相撞击及下伏气垫效应的影响，滑体物质呈碎屑化、流态化特征。松动破碎的物质沿长石板沟沟底（N70°E）高速流向黄洞子沟，高速下滑的滑体冲过黄洞子沟，撞击冲爬上对岸斜坡，在黄洞子沟滑坡堆积物最大厚度达到690m。滑坡越过黄洞子沟后，冲过平梁子，顺势堆积于川林沟沟谷内，部分滑体受平梁子阻挡后折返运动，沿黄洞子沟流动0.9km后停滞（图3-37）。因此，大光包滑坡的形成过程可概括为：边坡上部岩体震裂—高速抛射（沿地震主传播方向）—顺层斜向高速溃滑—冲击碰撞碎裂—碎屑流堆积。此外，在地震过程中，下伏磷矿开采形成的采空区可能产生了空腔破裂浮托效应（黄润秋等，2008a，2009c）。

图3-37 安县大光包滑坡工程地质纵剖面图

（据黄润秋等，2008b、2009c）
1—原始地形线；2—滑后地形线；3—滑面；4—碎石土；5—粉质黏土；6—滑坡后堆积块石；7—滑坡后未解体灰岩；8—龙潭组页岩；9—阳新组二段燧石灰岩、泥晶灰岩夹页岩；10—阳新组一段块状灰岩；11—梁山组页岩、灰岩；12—总长沟组细砂岩；13—沙窝子组白云岩灰岩，上部夹泥岩透镜体；14—沙窝子组磷块岩、磷质页岩；15—灯影组三段鲕粒白云岩、葡萄状白云岩；16—邱家河组一段碳硅质岩；17—辉绿岩脉

2.北川县新北中学滑坡

（1）地质背景。北川县新北中学（茅坝中学）滑坡是汶川地震触发滑坡造成惨重伤亡的典型实例之一（图3-38），滑坡位于新北中学高中部校园后山坡，龙门山中央断裂带北川-映秀断裂从坡脚处通过，斜坡基岩为上泥盆统和下石炭统厚层灰岩，斜坡结构属于岩层倾角小于坡角的顺向坡，不利于坡体稳定。

图3-38 北川县新北中学岩质滑坡

（2）滑坡基本特征。滑坡后壁之上可见被风化的已有破坏面，指示此滑坡属于汶川地震断裂活动诱发古老崩滑体复活所致，滑坡源区地形陡峻，坡向330°，坡度40°左右，后缘高程约900m，前后缘高差约280m（图3-39）。汶川地震诱发坡体整体破坏，形成约180×104 m3的崩积块石，崩积物堆积在坡脚处，块石直径达2～3m，无分选。巨大的块石瞬间掩埋新北中学及水电局等大量建筑物，造成约700人伤亡（许强等，2009）。

图3-39 北川县新北中学滑坡工程地质剖面图

（据殷跃平等，2009）

3.青川县东河口滑坡-碎屑流(www.xing528.com)

（1）地质背景。东河口滑坡-碎屑流位于青川县红光乡东河口村，是2008年“5·12”汶川地震触发的典型高速远程滑坡-碎屑流之一（图3-40）。滑坡体由寒武系凝灰质砂岩、千枚岩、碳质板岩及震旦系白云岩、灰岩构成，表层由坡积层和强风化岩层组成。

（2）滑坡-碎屑流基本特征。滑坡后缘高程为1350m左右，坡脚河谷高程650m，相对高差700m。斜坡坡向NE60°，坡度35°左右，滑程约2400 m，体积约2300×104 m3（图3-41）。该滑坡自高程约1000 m 剪出并形成滑坡-碎屑流，高速碎屑流冲抵下寺河左岸并形成堰塞坝，堰塞坝体长700m，宽500m，高15～25m，由松散土夹石块构成。滑坡在长距离滑动过程中埋没了东河口村、后院里村、红花地村等几个村庄，摧毁了东河口小学，导致780余人死亡（孙萍等，2010；王涛等，2010）。

（3）机理分析。东河口高速远程滑坡-碎屑流自上而下可分为5个动力学过程（图3-42），即滑坡启动阶段、重力加速阶段、圈闭气垫效应飞行阶段、碰撞铲刮阶段和长距离滑行堆积阶段。地震发生时，斜坡岩土体首先在地质构造条件、局部地形条件以及岩土体自身条件下发生震裂溃屈，继而滑坡迅速启动。滑坡启动之后，滑体依次经历重力加速阶段、圈闭气垫效应飞行阶段及碰撞铲刮阶段后，继续顺着坡降方向迅速向下冲击滑动。在冲击滑动过程中，滑体必将撞击、带动滑动路径上的斜坡堆积物一起运动。此时，由于滑动路径上含水量较高的溪流堆积物的存在，使得滑体底部得到了很好的润滑作用，于是滑体得以继续保持高速远程滑动（孙萍等，2010；王涛等，2010）。

图3-40 青川县东河口滑坡-碎屑流发育特征

（据孙萍等，2010）

图3-41 青川县东河口滑坡-碎屑流平面图

（据孙萍等，2010）

图3-42 青川县东河口滑坡-碎屑流剖面图

（据孙萍等，2010）

4.彭州市谢家店子滑坡

谢家店子滑坡位于彭州市龙门山镇九峰村、白水河右岸，属于典型的地震滑坡-碎屑流。谢家店子滑坡在平面上呈长条状，总体围限于狭长的沟谷地貌中。由于龙门山中央断裂带从沟谷上游（沟头）斜坡通过，在地震作用下首先产生冲击滑坡，然后顺沟谷倾泻而下，沿途铲刮沟谷斜坡碎屑物质，最终在沟口谢家店子居民区堆积，掩埋房屋并造成人员伤亡。构成该滑坡-碎屑流的块石岩性为彭灌杂岩和三叠系上统须家河组砂岩、碳质泥岩等，块石粒度在纵向上有从上往下依次变小的趋势。按照不同部位的发育特征，可将谢家店子滑坡分为以下5段（图3-43）：

（1）快速崩滑段。滑坡起滑点源于地震断裂带，滑动运移方向与断裂上盘的运动方向一致。野外调查表明，主要是紧靠断裂的岩体被冲击飞出，滑壁上部岩体并未脱离斜坡母体，说明断裂带是滑坡启动的重要因素。滑源区滑坡体主要发育在彭灌杂岩中，滑坡后壁走向总体60°，横向上呈缓波状，滑坡壁倾角40°，高度约150 m；在滑壁下方形成起伏缓倾的平台，宽约78 m。

（2）重力加速段。谢家店子沟上游在震前由两条支沟构成，震后在上述滑坡平台以下残留由须家河组砂岩、泥岩等构成的“沟中脊”。该段支沟底面坡度达24°，相对高差190 m，为滑坡体重力加速提供了有利条件。该段堆积物以大块石、巨石为主，最大可达2.0 m，一般为0.5～1.0m。

（3）快速气垫飞行-撞击段。上游两条支沟在该段合二为一，沟谷相对狭窄、顺直，为气垫效应和快速飞行创造了条件。野外可以观察到沟谷斜坡上部明显被气浪扫过、铲削的现象。根据沟谷底部出露的基岩判断，在该段的下方，原地貌为由须家河组砂岩构成的宽度仅20 m左右的狭口，其大大提高了上游气流的圈闭效果。

（4）铲刮减速碎屑流段。尽管须家河组砂岩相对坚硬，但由于岩体节理发育、风化较严重，在猛烈的撞击下发生溃决，在两侧斜坡顶部形成明显的气浪冲击和碎屑流翻越的痕迹，并在北东侧边坡产生撞击折返，造成快速飞行的碎屑物质减速。

图3-43 彭州市谢家店子滑坡-碎屑流分段特征

（5）堆积掩埋段。碎屑流在该段减速，在出山口形成堆积，堆积体一脉顺应地势呈SE向堆积于山前；另一脉直冲入谢家店子居民区，掩埋村庄，阻断山前公路，并与白沙河左岸山坡发生碰撞，形成堰塞坝，堵塞河道。