白龍江流域坪定-化馬斷裂帶滑坡特征及其形成演化

楊為民，黃 曉，張春山，司海寶

1.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081 2.安徽工業大學建筑工程學院，安徽 馬鞍山 243012

白龍江流域坪定-化馬斷裂帶滑坡特征及其形成演化

楊為民1，黃 曉1，張春山1，司海寶2

1.中國地質科學院地質力學研究所，北京 100081 2.安徽工業大學建筑工程學院，安徽 馬鞍山 243012

沿坪定-化馬斷裂帶發育數個大型或巨型滑坡。這些斷裂帶滑坡特點明顯，成因類似，各滑坡一般發育多個次級滑坡體，滑坡巖土體由次生黃土、斷裂帶強風化帶、斷裂破碎帶組成，具雙層或三層結構。滑坡總體順斷裂走向下滑，歷史上曾多次活動。近年來變形監測資料表明，斷裂帶滑坡目前處于勻速蠕變階段，表現為蠕滑→拉裂(塑流拉裂)→次級滑坡體啟動下滑的特征。它是在斷裂活動、地震、降雨、人類工程活動等內外動力耦合作用下形成的，坪定-化馬斷裂的長期活動為滑坡形成提供了前提條件，斷裂帶的巖土體性質是滑坡長期活動的物質基礎，而降雨、地震、坡腳開挖等是滑坡體失穩下滑的主要誘發因素。因而，有必要進一步研究斷裂帶滑坡在內外動力耦合作用下的成災機理，為滑坡災害防治預警提供科學依據。

白龍江；坪定-化馬活動斷裂；斷裂帶滑坡；蠕滑；降雨；地震

近兩年，在甘肅南部開展白龍江流域主要活動斷裂與災害效應研究時，發現沿光蓋山-迭山斷裂、迭部-白龍江斷裂帶發育大量滑坡；特別是在光蓋山-迭山南麓斷裂的分支斷裂即坪定-化馬斷裂帶中，發育多個大型-巨型滑坡。這些滑坡特點明顯，成因類似，是一種特殊類型的滑坡，被稱為“斷裂帶滑坡”。斷裂帶滑坡指的是沿斷裂帶發育分布的、滑動方向與斷裂走向基本一致的滑坡，且滑坡的形成受斷裂構造、斷裂活動所控制。

斷裂構造與大型滑坡的關系一直受到國內外學者的普遍關注[1-3]：S.J. Martel[4]論述了先存地質構造對滑坡形成和發展的重要影響；黃潤秋等[5]提出河谷岸坡附近的斷裂對谷坡應力的傳遞有明顯的阻隔和分異作用；居恢揚[6]認為斷裂構造是控制滑坡形成與發展的基本因素，滑坡的分布發育與斷裂構造結構面的力學性質、受力特征等有關；李曉等[7]研究了三峽庫區大型滑坡分布與地質構造的關系，認為地殼抬升、斷裂活動、地震等內動力作用直接或間接影響著滑坡的形成和演化。汶川地震后，活動斷裂與滑坡的關系成了眾多學者關注的熱點：許強等[8]認為絕大多數巨型-大型滑坡緊鄰斷裂上盤發育，斷裂錯斷方式對滑坡滑動方向具有較大影響；吳樹仁等[9]對汶川地震極端滑坡事件進行了調查和統計研究，提出極端滑坡事件絕大部分與地震斷裂活動有關；張永雙等[10]通過汶川Ms8.0 級地震活動斷裂和大型滑坡調查，總結了活動斷裂帶大型地震滑坡的分布特征、形態特征、啟動特征和分段特征及其相關影響因素；吳瑋江等[11-13]通過對甘肅滑坡災害和甘肅東部地區構造體系的研究，認為構造不同程度地控制了滑坡的發育程度和分布規律。上述文獻對斷裂與滑坡的關系、斷裂帶滑坡的特征作了較多研究，而較少涉及這種類型滑坡的形成機理和成災模式。筆者依據野外詳細調查和滑坡變形監測資料，深入剖析坪定-化馬斷裂帶滑坡特征，探討其變形破壞機理和形成演化過程，以期為斷裂帶滑坡的防治預警提供科學依據。

1 坪定-化馬斷裂及斷裂帶滑坡分布

甘肅南部白龍江流域活動斷裂發育，主要有光蓋山-迭山北麓斷裂、光蓋山-迭山南麓斷裂、迭部-白龍江斷裂等。受區域構造作用的控制，這些斷裂空間展布近于一致，即走向NWW-EW，傾向NNE-N，傾角變化較大。

坪定-化馬斷裂系光蓋山-迭山南麓斷裂的分支斷裂，該斷裂西起九原，經坪定南靖邊、舟曲縣城西向東至中牌、化馬一帶，東延至勵志壩，總體走向300°～310°，傾向NE，舟曲縣城東至大川北一帶，斷裂走向漸變為近EW向，再向東至中牌，斷裂走向70°～80°，化馬以東斷裂走向又轉向310°。斷裂上盤為中泥盆統古道嶺組上段(D2g2)板巖、千枚巖、砂巖，夾薄層灰巖；下盤為下石炭統和中、上石炭統中厚層狀灰巖，中夾炭質千枚巖、千枚巖、板巖等，石炭系產狀紊亂。從區域構造上看，C1、C2+3均為光蓋山-迭山南麓斷裂帶中斷夾塊。該斷裂破碎帶寬500～1 500 m，由兩條次級分支斷層組成，帶內斷層泥、斷層構造巖發育，局部可見泉水出露。據現有研究成果[14]，坪定-化馬斷裂為逆沖左旋活動斷裂。

野外現場調查和縣市地質災害區劃報告表明，自坪定西南至化馬，沿坪定-化馬斷裂帶自西向東依次發育有武灘山滑坡、靖邊滑坡、鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、貞節滑坡、石家山滑坡、中牌滑坡、毛家滑坡、謝家滑坡、化馬滑坡等斷裂帶滑坡(圖1)，這些滑坡發育于斷裂帶中，其主滑方向與斷裂走向近一致。顯然，坪定-化馬斷裂控制了這些滑坡的形成。

2 斷裂帶滑坡基本特征

上述斷裂帶滑坡特征明顯，依據野外調查和測繪，將斷裂帶各滑坡的基本特征總結如下(表1)。

1.全新統；2.中、上更新統；3.中二疊統；4.下二疊統；5.下石炭統；6.上泥盆統鐵山組；7.中泥盆統古道嶺組上段；8. 古道嶺組下段；9.中-上志留統白龍江群上段；10.白龍江群中段；11.白龍江群下段;12.斷裂；13.泥石流；14.滑坡；15.河流；16.三疊統。圖1 坪定-化馬斷裂帶滑坡發育分布圖Fig.1 Distribution of landslides in Pingding-Huama fault zone

表1 坪定-化馬斷裂帶滑坡基本特征一覽表

1.次生黃土；2.碎石土；3.頁巖；4.千枚巖、板巖；5.泥巖；6.灰巖透鏡體；7.斷層泥；8.碎裂巖；9.構造角礫巖；10.滑面;S313.省道。圖2 泄流坡滑坡剖面圖Fig.2 Profile graph of Xieliupo landslide

2.1 形態規模

斷裂帶滑坡多沿斷裂走向展布，滑坡體在平面上多表現為狹長的舌形、葫蘆形、不規則形等，滑坡體長達數百米至數千米，寬達數百米，長寬比為2.7～10.6。這種滑坡沿區域性活動斷裂發育，一般為大型或巨型滑坡，滑坡體體積均在1×106m3以上，多數超過1×107m3。滑坡在地貌上多呈凹槽狀，其坡體表面坡度為9°～19°。

與常見的滑坡形態不同，斷裂帶滑坡一般不具備圈椅狀地貌，即其后壁陡坎不發育，而滑坡側壁(側邊界)較清楚，常以次級沖溝或次級斷層面為界，坪定-化馬斷裂或次級分支斷裂構成這些滑坡的側邊界。

2.2 滑坡體

滑坡體在剖面上多具雙層或三層結構：雙層結構指滑坡體由斷裂破碎帶強-中風化巖土體及上覆的次生黃土組成；而三層結構指滑坡體由次生黃土、斷裂破碎帶強-中風化帶、未風化破碎帶組成。從滑坡體的物質組成來看，斷裂帶滑坡與松散堆積層滑坡體相似。

斷裂帶滑坡體一般由多個小滑坡體組成，即這種滑坡非一次性整體下滑形成，而是由多次、多級滑坡體反復活動所致(圖2)。如泄流坡滑坡自上而下依次為白家山滑坡、黑山嘴滑坡、中部平臺滑坡、西南側滑坡等。又如鎖兒頭滑坡可分為上、中、下3段，上段為亞頭滑坡，中段為李家溝滑坡，下段為鎖兒頭村滑坡。

2.3 滑動面(帶)

在對鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、謝家滑坡等斷裂帶滑坡調查和勘察時，當鉆孔鉆至斷裂帶弱風化帶或新鮮基巖時，孔內未發現完整的滑動面，僅在鉆孔不同部位見疑似滑動面(或滑動帶)。圖3為泄流坡滑坡鉆孔柱狀圖。其中：④、⑧、○12層巖性為灰黑色、黑色炭質板巖角礫或碎塊，為坪定-化馬斷裂破碎帶巖石；④、⑧層間為碎石土和含礫粉土，說明斷裂破碎帶巖石經滑體下滑后，而被卷入滑坡體內。

鉆進時，在孔深18.0～22.0 m段粉土、粉質黏土層內，鉆孔曾發生縮徑，土層變形較強烈，但未發現土層中有明顯的滑動面;推斷在18.0～22.0 m段可能存在次級滑動面。從孔深60.0 m至終孔99.8 m，鉆進難度加大，每天進尺1.0～2.0 m;表明60.0 m以下巖土體密實度大，這反映了60.0 m以下坡體尚未發生重新滑動。73.2～82.3 m為灰、灰黑、灰黃色碎石土，實為坪定-化馬斷裂帶強風化帶產物。其下為弱風化的斷裂帶板巖、千枚巖。

整個鉆進過程中孔內基本無水，僅在孔深56.0～58.0 m發現鉆孔出水，但出水很快消失，推測可能為滑坡體上裂隙帶殘留水。這說明滑坡巖土體本身不能儲水，僅在降雨時水入滲至滑體。

圖3 泄流坡滑坡體下部鉆孔柱狀圖(據甘肅省環境監測站鉆孔巖心編錄)Fig.3 Bore hole columnar section drilling in Xieliupo lower landslide

自孔口至終孔，整個巖心未發現明顯的滑動面，說明泄流坡滑坡目前尚未形成完整統一的滑動帶或者滑動面。滑坡啟動是由于降雨致使坡體松散堆積物(次生黃土、斷層破碎帶、強風化帶)飽水，強度降低，在重力作用下坡體失穩下滑。

滑坡體后緣次級滑坡主滑面一般與斷裂面或伴生的節理面、裂隙面有關，主滑面一般沿次級結構面發生。而次級滑坡主滑面不規則，滑坡沿混雜堆積巖土體中最危險滑動面發生下滑。

2.4 滑床

當滑坡體受斷層面限制時，滑床為坪定-化馬斷裂下盤石炭系灰巖；當滑坡體不受斷層面限制時，則滑床既包括斷裂下盤巖體，也包括部分斷裂破碎帶巖石。泄流坡滑坡、鎖兒頭滑坡、毛家滑坡、中牌滑坡等均受坪定-化馬斷裂限制，滑床為弱風化的斷裂構造巖。

3 斷裂帶滑坡變形破壞機制

目前，沿坪定-化馬斷裂帶發育的武家灘滑坡、鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、石家山滑坡、中牌滑坡、毛家滑坡、謝家滑坡均處于不穩定狀態，滑坡體變形明顯。其中，鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、毛家滑坡前緣沖入白龍江或岷江，滑坡體變形強烈。

3.1 斷裂帶滑坡變形破壞方式

斷裂帶滑坡巖土體以次生黃土、斷裂破碎帶風化巖體以及二者混雜體組成，滑坡體中多發育與滑動方向垂直的拉裂縫，以及與主滑方向近一致的剪張裂縫。滑坡體沿斷裂帶中原有軟弱結構面(次級小斷層或伴生節理、裂隙等)或潛在剪切面發生蠕滑。滑坡自滑動至停歇時，在平面上常呈舌形，顯示了滑坡體蠕滑變形的特點。在遭受降雨入滲飽和后，滑坡巖土體可向坡體下部發生塑性流動，外貌上形似“泥石流”，呈“流體”狀態，它是一種在蠕滑-拉裂的基礎上發生的土(石)流，是一種速度不太大的塑性黏滯流。滑坡變形破壞方式表現為蠕滑-拉裂-土(石)流(或整體下滑)。

3.2 斷裂帶滑坡體變形特征

鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、毛家滑坡、謝家滑坡下部平臺為居民點或S313省道通過處，由于滑坡體變形強烈，對坡體上居民安全和公路交通產生了嚴重威脅。因此，自1991年以來，甘肅省環境監測站和舟曲縣國土局采用降水量觀測、地表位移觀測、裂縫觀測等多種方法，相繼對鎖兒頭滑坡和泄流坡滑坡的滑坡體地表變形、裂縫擴展進行了監測，取得滑坡體變形的觀測資料。由鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡部分年份的變形監測資料分析可知，斷裂帶滑坡變形具有以下特點。

1)滑坡體表面水平位移量大，裂縫發展快

1991年5月在泄流坡滑坡體始設水平位移監測樁1#-13#：滑坡體上部設1#-4#樁，中部設5#-7#，下部設8#-13#；滑體裂縫監測樁1#-6#：滑坡體上部設1#-2#樁，中部設3#-4#，下部設5#-6#。其中，水平位移監測樁1#-3#于2003年損壞，6#、9#、13#于2004年相繼損壞。

鎖兒頭滑坡設置水平位移監測樁1#-17#；滑體裂縫監測樁1#-7#：滑坡體上部設1#-2#樁，中部設3#-4#，下部設5#-7#。其中，水平位移監測樁至2003-2004年多數損壞。其后，2005年又新建水平位移監測樁1#-8#：滑坡體上部設1#-2#樁，中部設3#-5#，下部設6#-8#。

由泄流坡滑坡和鎖兒頭滑坡2007-2009年滑坡表面水平位移變化監測曲線(圖4)可知:兩斷裂帶滑坡月變形量大，各月變形量規律性不明顯，泄流坡滑坡變形量為20～850 mm/月，多為50～400 mm/月；鎖兒頭滑坡變形量為0～160 mm/月，多為40～100 mm/月。

a.2007-2009年泄流坡滑坡；b.2008-2009年鎖兒頭滑坡。圖4是根據實際觀測數據繪制的,觀測日期間隔不平均。圖4a中2條點劃線對應日期分別為2008年5月(上)和2008年4月(下)。圖4 斷裂帶滑坡監測樁水平位移曲線Fig.4 Horizontal displacement curves of landslide monitoring piles

比較滑坡體上不同部位的變形量大小可以看出，斷裂帶滑坡體變形量在滑坡體各部位表現不一，呈現出上部大、下部小的變化規律。如圖4a所示：泄流坡滑坡2#樁位于滑坡體上部，變形量最大；5#樁位于滑坡體中部，變形量次之；8#樁位于滑坡體下部，變形量最小。圖4b鎖兒頭滑坡的監測結果也與此基本一致。這說明在特定的環境地質條件下，坪定-化馬斷裂帶滑坡處于一種滑體上推下移的狀態，即滑坡體下滑呈現推移式變形模式，這可能與坪定-化馬斷裂一直處于活動狀態有關。陳長云等[14]利用橫跨活動斷裂的GPS觀測數據獲得巴顏喀拉塊體北東緣主要斷裂的現今滑動速率及運動特征，其中：光蓋頭-迭山斷裂為左旋走滑運動兼有擠壓的特征，走滑速率為1.4 mm/a；垂直于斷層方面表現為擠壓特征，擠壓速率為3.7 mm/a。坪定-化馬斷裂的現今活動為滑坡的發展演化提供了內動力條件。

a.2007-2009年泄流坡滑坡；b.2008-2009年鎖兒頭滑坡。圖5 斷裂帶滑坡體裂縫監測樁位移累積曲線Fig.5 Displacement cumulative curve of landslide fissure monitoring piles

滑坡體上拉裂縫的變化(圖5)也顯示了相似的特點，即滑坡體上部裂縫(1#)擴展量大，下部裂縫(5#)擴展量小。裂縫位移累積曲線還顯示了裂縫變化呈階段性變化，裂縫位移量隨時間增長而加大；但當裂縫拉張到一定程度后，位移量會陡增，致使累積曲線呈臺階狀變化。這與實際情況也是相符的，滑坡體上的裂縫由產生到拉張到一定程度后，裂縫兩側巖土體會發生垮塌變形，測得的變形量就會陡增。

2)滑坡體變形既表現為推移式滑坡，又表現為牽引式滑坡

滑坡體每次滑動范圍雖不盡相同，但各滑坡上發育的次級滑坡體滑動時一般表現為前緣先滑動，且規模較小，其后逐漸向后部發展的特點，具有牽引式滑坡的特點。如1963年9月12日-14日，泄流坡滑坡下部次級滑坡體前緣首先開始緩慢滑動，并逐漸向滑體中部發展。9月30日滑坡下部的S313公路完全破壞，10月2日滑舌沖入白龍江，至10月15日滑體前部已滑動101 m，實測最大滑速為19.5 m/d，10月底滑坡基本趨于穩定。此次滑坡下部次級滑坡的后緣滑動距離約300 m，中部約200 m，前緣約150 m，導致主滑坡中部出現三級反坡臺地，表現為明顯的牽引式滑坡特點。

3)斷裂帶滑坡變形總體表現為蠕滑變形的特點

斷裂帶滑坡監測樁水平位移累積曲線(圖6)表明，滑坡體上各點水平位移與時間基本呈線性變化關系，即隨著時間增長，滑坡體水平位移呈線性增大，表明泄流坡滑坡、鎖兒頭滑坡體目前處于勻速蠕滑變形階段。

a.2007-2009年泄流坡滑坡；b.2008-2009年鎖兒頭滑坡。圖6 斷裂帶滑坡監測樁水平位移累積曲線Fig.6 Horizontal displacement cumulative curves of landslide monitoring piles

一般來說，巖土體的蠕變可以分為減速蠕變、等速蠕變、加速蠕變3個階段[15]。從坪定-化馬斷裂帶滑坡變形發展情況來看，斷裂帶滑坡群各滑坡均經歷了蠕變第一階段，即減速蠕變，目前各滑坡多處于等速蠕變階段。若遇地震、強降雨或連陰雨，鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡、毛家滑坡、中牌滑坡等有可能會發生加速蠕變，即滑坡體變形隨時間逐漸增長，達到某一階段變形速率急劇增加，最后導致滑體整體失穩或局部失穩下滑。

3.3 斷裂帶滑坡變形歷史

斷裂帶滑坡多為古(老)滑坡新活動，全新世以來滑坡多次復活下滑。自20世紀初至今，泄流坡滑坡體下滑沖入白龍江，造成較大災害的滑動就有9次，發生的時間分別為1904年、1907年、1922年9月、1931年、1949年(農歷十月初一)、1961年10月4日、1963年9月12日、1981年4月及2012年6月。1981年2月8日，泄流坡滑坡上部北側白家山滑坡開始啟動下滑，之后滑速減慢，至4月4日又明顯加快，平均滑速達30 m/d；4月9日凌晨3時，上部南側黑山嘴滑坡發生滑動，其前緣陡坎處的次級小滑坡群活動尤為劇烈，滑速為3～5 m/d，沿滑動方向，滑體厚度由近100 m逐漸增加到200 m；白家山滑坡體與黑山嘴滑坡體的大量土體堆積在下段滑體上，從而又促發了下部滑體的滑動，顯示滑坡呈現推移式下滑；4月9日上午9時滑體下部S313公路開始變形，下午交通中斷，滑體下滑堵塞白龍江。2012年6月，舟曲境內連續降雨，導致白家山滑坡體、東南側小滑坡體重新復活下滑；鎖兒頭滑坡、毛家滑坡等也表現了相似的變形特點。這說明斷裂帶滑坡自形成至今，經歷了多次復活滑動，而且長期呈現不穩定狀態。

4 斷裂帶滑坡的形成機理及演化

坪定-化馬斷裂帶發育的滑坡是在內外動力耦合作用下發生的，它既受斷裂本身及斷裂活動控制，又受地震、降雨、人類工程活動等因素誘發。

4.1 斷裂帶滑坡體的形成機理

4.1.1 斷裂帶及其活動性為滑坡形成發育提供了初始條件

坪定-化馬斷裂破碎帶寬度大，可劃分為斷層泥帶、斷層角礫巖帶及上下盤碎裂巖帶，斷裂帶內夾構造透鏡體或斷夾塊。其中：斷層泥呈灰黑、黑色，含炭質、泥質，遇水極易泥化，強度迅速降低；斷層角礫巖帶由搓碎的千枚巖、板巖、砂巖、灰巖角礫等組成，裂隙發育，結構松散，極易風化；構造透鏡體由較強硬巖層如變砂巖、灰巖、白云巖組成，較難風化，常構成斷層破碎帶內相對正地形。可見，坪定-化馬斷裂帶巖土體組成、結構不均一，它既有軟弱易變形的斷層泥、斷層角礫，也有相對堅硬而風化的斷夾塊。

斷裂破碎帶風化作用強烈，特別是斷層泥和斷層角礫巖強風化帶呈碎石土狀，當受滑坡上部次級滑坡體堆載、坡體上次生黃土堆積上覆壓力作用后，以及斷裂本身的現今左旋滑移，斷裂破碎帶強風化帶會發生向坡體下方的塑性流動，從而導致上覆次生黃土層、或次級滑坡體的再次拉裂、解體和不均勻沉陷。由于破碎帶的深層蠕變[16]，滑坡啟動下滑時表現為緩慢的蠕變，未形成統一完整的滑面；當滑坡大規模下滑時滑面形成，但滑面往往由多個次級滑面組成。斷裂破碎帶的塑性流動和現今活動是滑坡形成的初始誘發條件。

在坡體變形失穩過程中，軟弱巖土體對滑坡形成起促進作用，而堅硬的斷夾塊則對坡體下滑起阻擋作用，相當于擋土墻。若斷夾塊規模大，且延伸至斷裂帶深部，則此處斷裂帶坡體相對穩定。這也是斷裂帶滑坡發育多個大小不一的次級滑坡的原因之一。

位于斷裂破碎帶上下盤的碎裂巖帶則分別為變砂巖、板巖、灰巖碎裂巖等，帶內次生斷裂、節理、裂隙發育，在破碎帶兩側形成了正地形地貌，受次生斷層、節理裂隙的控制，在斷裂帶滑坡兩側常發育次級滑坡。如泄流坡滑坡后緣，發育于斷裂北側的白家山滑坡與發育于南側的黑山嘴滑坡兩個次級滑坡體下滑后堆積于泄流坡滑坡的上部，對泄流坡中下部滑坡體產生堆載下推作用，從而加劇了泄流坡滑坡的失穩。

4.1.2 地震對滑坡體變形失穩起促進作用

斷裂帶滑坡體受地震影響后，其應變水平會增加。圖4a顯示了泄流坡滑坡在2008年汶川地震前后滑坡體變形量大小。可以看出：滑坡體變形在地震前后的4月份至7月份，震后滑坡變形量明顯比震前增加了；特別是2#樁由震前的280 mm/月(2008年4月)、350 mm/月(2008年5月)增加到震后的800 mm/月(2008年6月)，到2009年1月滑坡體變形量仍達850 mm/月。這說明滑坡受地震作用后，坡體變形增大將會持續一段時間，反映了斷裂帶滑坡變形具有滯后效應的特點；并且，2008年4月至7月滑坡變形量明顯大于比2007年和2009年同期變形量。鎖兒頭滑坡變形也顯示了相似的特點(圖4b)，2008年4月至7月的滑坡體變形量也略大于2009年4月至7月的變形量。在1961年9月下旬，舟曲縣境內發生一次小地震，震后幾天泄流坡滑坡發生下滑：10月4日滑速加快；7日中斷公路；8日滑舌沖入白龍江；13日白龍江被堵斷流。

4.1.3 降雨是斷裂帶滑坡現今變形加速失穩的主導因素

由泄流坡滑坡部分年份降雨量與滑坡體變形速率變化圖(圖7)可見，滑坡體全年日均水平位移量與年降雨量之間有較好的相關性：當降雨量大時，日均位移量大；而降雨量小的年份，日均位移量亦小。2006-2009年連續4年的觀測數據還表明，相對于降雨來說，滑坡體變形存在著滯后效應。這說明當降雨量不足以使滑坡體失穩下滑時，滑坡體變形量滯后于降雨，每一周期降雨后一段時間，滑坡體變形仍在持續。

圖7 泄流坡滑坡體變形速率與降雨關系Fig.7 Relationship between deformation rate of Xieliupo landslide and rainfall

斷裂帶滑坡體巖體破碎，結構松散，雨水入滲使滑坡巖土體含水量增加，當水滲入到滑體下伏不透水層時，滑動帶飽和，滑體和滑動帶抗剪強度降低；隨著降雨持續，滑坡體飽和，地下水位增高，滑坡體動水壓力和靜水壓力增大，水對坡體產生向下的滲透力，且巖土重量增大，滑體下滑力增大，促使滑坡失穩下滑。

此外，人類工程活動也是斷裂帶滑坡失穩的誘發因素之一[17]。在鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡的下部修建的S313省道，毛家滑坡、中牌滑坡修建的自化馬至中牌的公路等都不同程度地對滑坡體巖土體產生了擾動，人為形成了次一級臨空面，致使滑坡體應力狀態改變，坡體失穩。

4.2 斷裂帶滑坡體成災地質模式和形成演化

依據斷裂帶滑坡特征和變形發展特點，斷裂帶滑坡的成災地質模型可概化成如圖8所示的模型，其形成演化過程大致劃分為以下4個階段。

圖8 坪定-化馬斷裂帶滑坡的成災地質模型Fig.8 Geological model of landslide hazard formation in Pingding-Huama fault zone

1)斷裂帶構造地貌形成期。坪定-化馬斷裂形成于印支期，其后經燕山期和喜山期，斷裂復活改造，至第四紀初期，甘肅南部白龍江流域地殼總體處于抬升，此時河谷深切，斜坡巖體遭風化剝蝕。由于斷裂破碎帶巖體破碎，易風化，形成凹槽狀構造地貌。

2)斷裂帶接受Q3黃土沉積期。晚更新世，斷裂帶凹槽內接受更新世黃土沉積，直接披覆于斷裂破碎帶巖土體上。

3)地殼抬升斷裂帶滑坡形成期。全新世以來，本區地殼總體表現抬升，河谷下切，斜坡體坡度增大，坡腳遭受江水侵蝕，形成高陡臨空面，再加上坪定-化馬斷裂帶的新活動，導致斜坡體上新沉積黃土與強風化斷裂破碎帶發生蠕滑變形。此時，白龍江(或次級支流)河水沖刷坡腳，坡體失穩下滑。

4)滑坡體擴展期。在斷裂帶兩側，局部巖體(斷層上下盤巖體)向斷裂帶方向滑動，形成次級滑坡體，堆積于滑坡體后緣及上部。滑坡體受到推擠加載作用，進一步加劇了坡體下滑的趨勢。

5 結論

1)斷裂帶滑坡一般為大型-巨型古滑坡，后緣至次級山脊或埡口，前緣至河流或次級沖溝，側邊界受斷裂控制。滑坡體由多個大小不一的次級滑坡體組成，受斷裂活動影響，歷史上斷裂帶滑坡多次復活，發生多次大規模的滑動。

2)斷裂帶滑坡體為斷裂破碎風化帶巖土體，其上堆積Q3次生黃土，滑坡體結構多為雙層或三層結構，從巖性上可歸類為松散堆積層滑坡。因而，其變形常表現為蠕滑累進變形的特點。當變形累積到一定程度時，斷裂帶滑坡可以發生整體大規模滑動。

3)斷裂帶滑坡既受到構造活動和地震的影響，又受到降雨、前緣坡腳沖刷、滑坡中上部堆載加重的影響,因而，其形成機理表現為推移式和牽引式的復合型。

4)坪定-化馬斷裂帶滑坡目前多處于勻速蠕變階段。由鎖兒頭滑坡、泄流坡滑坡的監測結果可知，滑坡變形總體表現為勻速下滑，但滑坡體各部位的下滑速率、滑動距離并不一致。在緩慢蠕滑變形階段和勻速蠕滑變形階段，滑坡體上部變形量較大，而下部變形量較小。局部可以發生次級滑坡。遇地震、降雨、坡腳開挖可能會發生加速蠕滑，失穩下滑。

5)斷裂帶滑坡是在內外動力耦合作用下形成的，其成災模式表現為斷裂帶形成構造凹地→沉積黃土或殘坡積物→斷裂活動塑性流動誘發滑坡體蠕滑拉裂變形→地震和降雨等又促進滑坡下滑。

因此，有必要深入研究構造活動區斷裂帶滑坡在內外動力耦合作用下的形成機理，建立斷裂帶滑坡災害成災模式和動力學模型，為構造活動區地質災害的評價和預測提供科學依據。

文中部分資料來自甘肅省環境監測站和舟曲縣國土局，在此致謝！

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Deformation Behavior of Landslides and Their Formation Mechanism Along Pingding-Huama Active Fault in Bailongjiang River Region

Yang Weimin1, Huang Xiao1, Zhang Chunshan1, Si Haibao2

1.InstituteofGeomechnics,ChineseAcademyofGeologicalSciences,Beijing100081,China2.SchoolofCivilEngineeringandArchitecture,AnhuiUniversityofTechnology,Maanshan243012,Anhui,China

There are a series of landslides developing along Pingding-Huama fault zone. The properties of these landslides are evident. The origin of these lanslides is similar. In fault zone landslide generally consists of one or more secondary landslides. The sliding mass has two layers or three layers, which are composed of deposited loess, strong weathering zone of fault and fault broken zone. The landslides slip along fault strike generally and re-slip time after time historically. According to deformation measurement data in recent years, the landslide is a stage of constant speed creeping deformation at present. The processing of their deformation presents to be creeping to tensile fracture (plastic flow tensile fracture) and then to junior landslide slipping. The landslide formation is in coupling of endogenic and exogenic geological processes that are fault action, earthquake, rainfall and human engineering activity. The long time activity of Pingding-Huama fault provides precondition for these landslides formation. The rock-soil mass characteristics are material basis of landslides activity for ages, while rainfall, earthquake and slope toe excavation are mainly factors that trigger these landslides to lose their stability. Therefore, it is necessary to further study the mechanism of fault zone landslides in coupling of endogenic and exogenic geological processes so as to provide a scientific basis for the prevention and early warning of landslide disaster.

Bailongjiang River; Pingding-Huama active fault; fault zone landslide; creep; rainfall; earthquake

10.13278/j.cnki.jjuese.201402201.

2013-06-26

“十二·五”國家科技支撐計劃項目(2011BAK12B09)；中國地質調查局項目(1212011120072)；國家自然科學基金項目(41072269)

楊為民(1965-)，男，研究員，博士，主要從事工程地質、地質災害、活動構造方面的研究工作，E-mail:snon_72@163.com。

10.13278/j.cnki.jjuese.201402201

P642.22

A

楊為民，黃曉，張春山,等.白龍江流域坪定-化馬斷裂帶滑坡特征及其形成演化.吉林大學學報:地球科學版,2014,44(2):574-583.

Yang Weimin, Huang Xiao, Zhang Chunshan,et al.Deformation Behavior of Landslides and Their Formation Mechanism Along Pingding-Huama Active Fault in Bailongjiang River Region.Journal of Jilin University:Earth Science Edition,2014,44(2):574-583.doi:10.13278/j.cnki.jjuese.201402201.