2012年6·29贵州岑巩龙家坡滑坡灾害的基本特征与成因机理-一个由侧向剪切扰动诱发大型滑坡的典型案例

郑 光，许 强，林 峰，巨能攀，邓茂林，汪新芳

1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 6100512.四川省蜀通岩土工程公司，成都 610041

2012年6·29贵州岑巩龙家坡滑坡灾害的基本特征与成因机理-一个由侧向剪切扰动诱发大型滑坡的典型案例

郑 光1，许 强1，林 峰1，巨能攀1，邓茂林1，汪新芳2

1.成都理工大学地质灾害防治与地质环境保护国家重点实验室，成都 6100512.四川省蜀通岩土工程公司，成都 610041

侧向剪切扰动诱发滑坡是一种新型滑坡类型，深入研究其成因机理，有助于开展滑坡预警工作。2012年6月29日6时20分左右,贵州省岑巩县思旸镇龙家坡山体发生大规模滑坡,300～400万 m3岩土体失稳后堵塞坡下的马坡河，形成20余 m高的堰塞坝及库容达7万余 m3的堰塞湖。笔者在对灾害现场进行详细地质调查的基础上，结合现场调绘、航拍、颗分试验等手段，对龙家坡滑坡的基本特征进行了分析研究，对滑坡发生及成灾原因进行了初步分析。结果表明:滑坡区风化破碎的厚层堆积体、有利的岩层倾向以及前缘临空是滑坡发生的基本条件；滑坡区南侧地下水径排区被堆填大量粉黏土弃渣，不仅为该区斜坡人为增加了巨大推力，还使该区斜坡地下水局部富集。在强降雨条件下，南侧堆积区首先发生滑动，其对主滑体的侧向剪切扰动作用带动主滑区大规模失稳破坏。由此，对这类侧向剪切扰动诱发的滑坡，在进行地质灾害调查和预警时，除了应调查其岩土体特征外，还必须查明其边界条件。

龙家坡滑坡；堆积体；侧向剪切扰动；堰塞坝；成因机理；地表破裂特征

0 引言

诱发滑坡的外部因素很多，通常认为的有降雨[1-3]、地震[4-5]、工程扰动[6-7]和爆破扰动[8]等。这些外部条件的改变主要从2个方面影响滑坡体(或滑动面)，一是改变滑动面的抗剪强度[9]，使得抗滑力急剧降低，二是改变滑坡体自身所受荷载[10]，造成稳定性降低。就形成机理而言，高位堆积体会发生高速远程滑坡[11]、高位岩壁破坏会形成崩塌和碎屑流[6]等，对下游形成较大的破坏。贵州岑巩县龙家坡滑坡是受侧边界剪切扰动而诱发的，龙家坡滑坡发生后，沿岩层视倾向滑动，冲向沟谷底部。这与人们通常了解的外部影响因素不同，是一个新的滑坡类型。

贵州岑巩县思旸镇龙家坡滑坡发生于2012年6月29日6时20分左右。滑坡时300～400万 m3岩土体突然启动，滑向沟底，其中右前部坡体越过马坡河冲向对岸，形成20余 m高的堰塞坝，在上游形成库容达7万余 m3的堰塞湖。滑坡造成9栋木质房屋损毁。据水利部门测算，至7月1日下午6点，滑坡形成的堰塞湖库容量约7万 m3，水深8.00～9.00 m，对下游村寨及农田造成极大危害，威胁周边及下游蚂蟥坳组等348户1 020名群众的生命财产安全。

通过对龙家坡滑坡细致的现场调查和研究，查明该滑坡的基本特征和成灾机理，旨为此类滑坡的预警预报工作提供依据。

1 滑坡区地质环境条件

龙家坡滑坡区属构造侵蚀剥蚀地貌，地形切割强烈，起伏较大。滑坡区地形原始坡度15°～40°，斜坡总体中部缓，上下部陡，南北两侧各有凸出山脊，中间坡体略凹，呈圈椅状凹形坡地形。斜坡原始坡向约270°，如图1滑坡区滑前地貌图所示，斜坡南侧原有小型冲沟及负地形发育，后被人工堆填体掩埋，堆积年限约为3 a。

滑坡区斜坡耕地主要为旱田，两侧变坡带上多发育多年生乔木和灌木丛。滑坡区下部为马坡河，河流由北向南汇入下游舞阳河，即时流量约0.5 m3/s。据滑前卫星图片(图1)显示，滑坡区北侧河谷较为狭窄，南侧宽阔，谷底为平缓的一级阶地。滑坡区下部河道主要沿河流东岸坡脚展布，对坡脚部位形成了较强烈的侵蚀，使滑坡前缘具有相对较好的临空条件(图1)。

图片来源于Google Earth，影像拍摄时间2008年12月。图1 龙家坡滑坡区地形地貌Fig.1 Geomorphological map before the Longjiapo slope sliding

从2009年8月开始，当地政府在斜坡中部的缓坡地带修建了乡村道路，2011年对该道路进行扩建，大量工程弃土通过该乡村道路运输至滑坡南侧低洼处堆填，估算堆填方量约10万 m3。弃土主要为橙黄色粉质黏土。因图1所示的滑坡滑前地貌影像拍摄于2008年12月，没能反映出公路开挖和弃渣堆填情况。

滑坡区地层单一，基岩主要为下寒武统杷榔组(∈1p)泥、页岩，滑坡体主要为第四系(Q4)松散堆积物。

下寒武统杷榔组(∈1p)：灰绿色、黄绿色粉砂岩、泥岩及钙质页岩组合，风化后岩石呈黄褐色-灰褐色。滑坡周边基岩主要出露于1#和2#山梁上，以及马坡河对岸谷底，基岩产状：160°～165°∠30°～35°，滑坡区内主要发育2组节理：305°∠70°，31°∠75°。

滑坡区及其周边范围内无大规模断裂、褶皱等构造形迹发育。

据当地气象局资料，2012年4-6月岑巩县总降雨量为560.90 mm，较常年平均雨量偏多18%。其中:5月以来阴雨天数较多，达到19 d，总降雨量为239.40 mm，较常年偏多37%；6月滑坡前降雨天数为16 d，总降雨量为204.40 mm，其中25-26日当地出现大暴雨。地下水补给主要来源为大气降水，松散堆积物总体上透水而不饱水。由于斜坡下伏基岩砂页岩倾向南侧并略倾向坡内，第四系堆积体中的地下水沿隔水的砂页岩层顶面向斜坡南侧渗流，遇到斜坡南侧山脊的阻挡后易在变坡位置汇集。

2 滑坡体的基本特征

龙家坡滑坡位于马坡河左岸，主体平面形态呈不规则的五边形，如图2所示。主滑坡体所在斜坡坡向约为270°，东西向高差最大，东侧后缘滑坡壁顶接近山脊，滑坡后壁最高点海拔约500.00 m，其下部高程455.00 m左右，为长条形滑坡洼地(C2亚区与B区交界处，图2)，近南北向展布，长约70.00 m；滑坡体下部向西直达马坡河，并在谷底堵塞河道，形成堰塞湖；滑坡前缘剪出口附近高程382.00～405.00 m，北侧高，南侧低；滑坡前后缘高差最大可达120余 m。滑坡东西向最大长度约为430.00 m，其中主滑体长度约为330.00 m；滑坡南北向最大宽度为380.00～400.00 m，其中主滑体宽约300.00 m。

经过现场详细调绘，结合地表变形特征和滑坡的发生过程与成因机制，将龙家坡滑坡分为如图2所示的4个区域：启动区(A区)、主滑区(B区)、后部牵引区(C区)和次级滑坡(D区)。滑坡造成的堰塞湖为E区。在4个滑坡分区的基础上，根据坡体物质成分和变形迹象等，又将各分区划分为若干亚区。

大部分滑坡区(A2亚区除外)坡体主要以风化破碎的块石堆积体为主，碎块石较为密实；A2亚区主要以橙黄色粉质黏土为主，经调查为堆填料。

滑坡区各分区的变形及滑移特征详述如下。

2.1 滑坡启动区特征

滑坡启动区(A区)位于滑坡的南侧，其左侧是凸出的2#山梁，右侧与B区以小冲沟分界。对比滑前和滑后影像(图1，图2)，本区早前是相对宽阔的凹坡地形。2009年8月修路后开始将大量含砾粉质黏土堆填于该凹坡中，粗略估计堆填方量约为10万 m3，使负地形变得更为平缓。

滑坡后，启动区中部为完全失稳的含砾粉黏土堆填体。

从滑坡后存留下来的滑坡主断壁(A1和A2交界处)判断A区主滑体下错滑移了20.00～25.00 m，造成原近水平的堆积区上表面及路面因滑体发生旋转滑动(rotational sliding)而倾向后壁一侧，倾向方位为130°～140°。A1亚区位于滑坡主断壁后侧，是因为受A2亚区滑移扰动，后缘边界处临空条件改变而形成的渐进后退式滑动带，由数级台坎组成。A2亚区滑坡体中部相对凹陷，斜坡表面位于原始堆积面以下。2#山梁北侧的剪切断壁下发育一条东西向的纵向垄，垄N侧面向NW方向缓坡过渡，在与B区交界处形成一个凹陷洼地；洼地西侧为一条走向约160°的横向垄。横向垄向NW方向延伸，在与B区交界处形成一条张性的拉裂槽，拉裂槽宽约4.40 m，槽壁揭示坡体为块碎石土，碎块石粒径为1～4 cm，约占总量的10%。横向垄W侧为A3亚区。

据现场调查，A3亚区(图2、图3、图4)坡体张性裂隙发育，在横向垄上发育与垄走向垂直的张性裂隙(走向230°～280°)。横向垄前部(西侧)的灌木丛中坡体破碎，裂缝带发育，裂缝走向200°～250°，最大张开1.10 m，可见深度50 cm，裂缝走向由W向S偏转，到滑坡S侧边界位置偏转至200°左右。裂缝壁展示滑体为碎石堆积体，粒径为5～10 cm。

启动区的纵剖面图如图5所示。A1亚区主要为滑坡后壁及残坡积层，A2亚区为启动区滑坡主体，A2亚区与A3亚区之间为纵向垄，A3亚区表面发育鼓胀裂隙；在A3亚区前部有一段被滑坡掀翻的河床，旧河床下部是被掀斜的稻田，经过现场调查分析，把该区段划分到滑坡主滑区中，该区段的形成机理将在3.1节中详述。

2.2 滑坡主滑区特征

滑坡体主滑区(B区)面积占滑坡总面积的63%，如图2和图3所示，B区主要分布在滑坡区的中部和前部。根据地表变形特征将B区划分为B1、B2和B33个亚区。

B1亚区地表变形以垂直于主滑方向的阶梯状下挫台坎为主(图6)，台坎走向110°～120°，延伸较长者长度可达到80.00 m以上。受滑坡体内部滑动速度差异影响而形成的这些次级台坎，NW侧(右侧)高差较大，可达到3.00 m左右，SE端(左侧)逐渐闭合，较长大的挫坎带穿越道路时把路面错断(图7)。

航拍图像来源于贵州省地质环境监测院。图2 龙家坡滑坡正射航拍影像及滑坡分区Fig.2 Movement zoning of Longjiapo landslide by orthogonal projection image

1.剖面线;2.岩层产状;3.民房;4.乡村道路;5.河流;6.原生台坎;7.高程点及高程值;8.滑坡分区编号;9.宽度小于30 cm裂缝;10.宽度大于30 cm裂缝;11.滑坡台坎;12.滑坡洼地;13.滑坡鼓丘;14.滑动方向;15.滑坡边界。图3 龙家坡滑坡地表破裂特征平面图Fig.3 Plan view of characteristic of surface rupture of Longjiapo landslide

图4 滑坡启动区近貌Fig.4 Characteristic of the promoter area on left side

1.碎块石土；2.粉质黏土；3.下寒武统杷榔组；4.滑动面及滑动方向；5.钙质页岩；①灰色-灰绿色薄层强风化钙质页岩；②灰色-银黑色碎块状强风化钙质页岩。图5 滑坡启动区纵剖面图(3-3’)Fig.5 Longitudinal section of the promoter area of Longjiapo landslide

图6 主滑区右后侧的牵引式阶梯状下挫台坎Fig.6 Drag-and-slippage zone in the right caudal quarter of main sliding region

B2亚区中发育有规模较小的横向(NW向)拉裂缝和少量的纵向拉裂缝，横向拉裂缝无明显的水平和垂向错动特征，显示该亚区发生较为平顺的滑移变形。

B3亚区位于主滑区的前部，坡体表面张裂缝发育。在主滑区滑动时，启动区的A2和A3亚区也都被主滑体推动向SW侧发生过二次滑动，造成主滑体前部B3亚区和A3亚区受二次推挤发育大量走向200°左右的鼓胀缝。

B1亚区东侧边界与C区交界处为高差3.00 m左右的鼓胀区(图8)，这些特征不仅与滑面本身具有下倾特性有关，还应与C区块体快速下滑对主滑体发生冲击有关。

B3亚区位于主滑体前部(图3)，受主滑区中后部推挤作用，前缘坡体有明显的向外翻的变形破坏现象，本区是滑坡前部的阻滑鼓胀区。如图9a所示，B3亚区SW侧前缘有一段被抬升的河床，河床南端被推挤到2#山梁前部的山坡上，北端仍然在山坡下。旧河床下部是被掀斜的稻田，稻田与山坡的接触面就是滑坡南侧的剪出口。通过与滑前卫星图像(图1)进行对比判断，该区域剪出口位于马坡河右岸一级阶地中，主滑体向SW方向滑动，推动河床向前推挤，致使前端坡体抬升隆起。由于受到其前部阻滑地形的影响，河床S端平移距离较小，但抬升较高。由于河床保持了相对的完整平顺，说明启动区(A区)滑动时，其前缘尚未明显影响到原河床，河床被掀翻是主滑区前部推移造成的。

图7 道路被台坎错断Fig.7 Road has been destroyed

图8 主滑区东侧的挤压鼓胀特征Fig.8 Tympanism characteristics of the east side of the main sliding area

图9 主滑区前部阻滑鼓胀区特征Fig.9 Tympanism characteristics of the front side of the main sliding area

受B1和B2区块推动，B3亚区向SW侧斜坡局部临空方向剪切滑动，后部(N侧)斜坡坡体产生了向坡下的侧向位移，造成这部分滑体滑向河谷中，堵河形成20余 m高的堰塞坝(图9b)，在上游形成库容达7万余 m3的堰塞湖。目前地方水利部门为降低堰塞湖的水位和坝体的威胁，已经将堰塞坝挖开成明渠排水。

从稳定角度来评价，在没有支护措施下开挖堰塞坝对斜坡稳定性是很不利的，在强降雨等极端工况下，很可能会造成坡体再次失稳而再次阻塞河道。

坝体开挖后，揭露出堰塞体以碎块石堆积体为主，粒径大于60.00 mm的碎块石体积分数约为8%，2.00～20.00 mm的粗砾土体积分数约占50%。堆积体成分以粗颗粒土夹碎块石为主，细颗粒较少，土体较为疏松。

由滑坡区纵剖面图(图10)可以看到，B区滑移距离很大，以致在中后部形成一个凹陷。把龙家坡滑坡滑前的卫星图片和滑后的实测地形图(1∶1 000)叠加在一起，就可以解译出滑坡体的滑移距离[12-13]。

1.碎块石土;2.下寒武统杷榔组;3.滑动面及滑动方向;4.钙质页岩；①灰色-灰绿色薄层强风化钙质页岩；②灰色-银黑色碎块状强风化钙质页岩；③青灰色中厚层钙质砂页岩。a. 1-1’剖面；b. 2-2’剖面。图10 龙家坡滑坡纵剖面图Fig.10 Longitudinal section of Longjiapo landslide

为了构图美观，在制图11时只保留了模数为5.00 m的等高线。受Google Earth影像分辨率的影响，仅选取滑区较明显的3个地物标志作为量测主滑区位移和滑动方向的依据。图11中：①区为主滑区中部竹林中的民房，其中：西侧民房的位移量为40.89 m，其滑动方向为250°；东侧民房的位移量为40.34 m，位移方向为248°。②区为主滑区西侧一处被错断的小路，经测量，错距为23.10 m，错断面方向为232°。③区位于滑坡的左前缘，该处原有河床被滑坡掀翻，其南段被推挤到2#山梁前部的山坡上，如图9a所示。经测量，此段旧河床被向244°方向推移了30.50～59.50 m；由于受到2#山梁前缘阻挡，旧河床南端较北端早停止运动，旧河床绕南侧端点逆时针旋转了15°～20°。在滑坡的右前端，经过Google Earth影像解译，滑坡前河谷宽约35.00 m；滑坡后该区形成堰塞坝，前缘坡体位移至少应为35.00 m。综合分析，主滑区中部位移量为40.00～41.00 m，且其左前侧最大位移量(59.50 m)明显大于右前侧(约35.00 m)，滑坡在SW方向发生位移最大。同时，主滑区中部又因受到后部牵引区滑体的推挤(图8)而出现局部鼓胀。

由解译结果分析可以发现：①区民房位于B1亚区中后部，受到后部牵引区C2亚区推挤影响较为强烈，故位移方向较主滑方向有向西偏转；②区位于滑坡的右侧边缘，受滑体横向扩移及向沟谷滑移影响较重，位移方向较主滑方向略偏W；③区由于受2#山梁阻挡作用，旧河床向SW侧的位移受到限制，故其滑移方向角度应较主滑方向偏大。把图11获取的局部点位移矢量与地表破裂特征进行比较分析，龙家坡滑坡主滑区的滑移方向应为216°～220°，该方向滑坡长度为480.00 m。

2.3 滑坡后部牵引区特征

滑坡牵引区(C区)位于主滑体后部的斜坡上，由于受地形影响，本区主要有SW(C1区，223°)、W(C2区，269°)和NW(C3区，290°)3种滑动方向。其中：C1亚区位于主滑体的后部，其前部与主滑区滑离后，形成一个约5 m高的陡坎，造成C1区失去前缘支撑而向前滑移；C2亚区位于主滑区左后部，其前缘有一条近SN向展布的洼地，如图8所示，洼地西侧的B1区坡体上有明显的受冲击形成的鼓胀变形；C3亚区位于主滑体的左侧，由于主滑体具有向W侧的位移分量，造成左侧临空而形成的。C区坡体的下滑同时也给主滑体一个自E向W甚至SWW的推力，在主滑体上生成一系列因挤压而形成的张性裂缝。

2.4 次级滑坡特征

次级滑坡(D区，图12)位于主滑坡右边界1#山脊外侧，该处两侧均以山脊为界，中间有向NW方向的临空面和一定厚度的堆积物，坡体后部与主滑体相连。次级滑坡平面呈长舌状，横宽50.00～60.00 m，纵长150.00 m，滑坡体平均厚约4.00～6.00 m，主滑方向为284°。滑体顶部与主滑体(B区)已经脱开，向滑体下部发育多级横向牵引式张裂缝，左侧与山脊呈渐变式过渡，右侧边界为剪张性挫坎，由民房附近延伸致坡体中部结束。坡体上树木、毛竹等均沿滑动方向倒伏，堆积体前部伸入马坡河中。次级滑坡物质主要来自坡体中上部，受主滑体侧向滑移推挤而失稳。由于受相对稳定的1#山梁的阻隔，次级滑坡单独滑开。

1.房屋滑前位置；2.房屋当前位置；3.滑坡前河道；4.滑坡后开挖河道；5.堰塞湖；6.滑坡方向；7.被掀翻的旧河床；8.标志物位移方向(数字为：位移值，位移方向)；9、10、11.标志物编号。图11 龙家坡滑坡地表位移解译Fig.11 Characteristic of surface rupture of Longjiapo landslide

图12 主滑区北侧的次级滑坡Fig.12 Secondary slope on the northern part of the main sliding area

图13 龙家坡滑坡启动区计算剖面图Fig.13 Simulation section of the promoter area of Longjiapo landslide

3 滑坡的发生过程与成因机制

龙家坡滑坡发生于岩体结构斜向缓倾坡内的斜坡上，主滑区两侧各有一个伸出的山梁(1#山梁和2#山梁)，这种坡体结构通常应该是较为稳定的。

经过调查，滑坡区发育强度较低的粉砂岩、泥岩及钙质页岩，岩体较为破碎，结构面发育，且主要发育2组近于垂直的节理面：305°∠70°和31°∠75°。这2组节理把滑坡区基岩向下部切割，造成滑坡区强风化岩体范围广、深度大，在坡度较陡的区域容易造成局部滑塌，而这些滑塌后的碎裂物质受缓倾坡内岩体的阻隔，逐渐在斜坡上形成具有一定厚度的崩滑堆积体。

在重力作用下岩土体长期缓慢的蠕变作用造成堆积体内部形成了一条潜在的相对平缓的剪切变形带，由于崩滑堆积体的砾径大，总体抗剪强度较高，斜坡没有立即失稳。在天然状态下，滑坡区堆积体在重力作用下沿基岩倾向方向(160°～165°)挤压，由于受到2#山梁的阻挡，造成南侧坡体受挤压而较密实，但长期的压剪作用在坡体表面沿坡向形成一定宽度的破碎带，在地表径流的冲蚀下形成负地形(即为图1所示滑坡南侧凹槽)；而滑坡区后侧(NE侧)坡体在长期缓慢拉张作用下变得疏松且平缓。

滑坡区下部河道主要沿河流东岸坡脚展布，对坡脚部位形成了较强烈的侵蚀，造成滑坡区南侧内凹，使滑坡前缘具有了相对较好的临空条件。3.1 滑坡启动区稳定性分析

为了分析滑坡左侧启动区(A区)对滑坡整体稳定性的影响，针对滑坡启动区的坡体表面有无外部堆载2种外部条件，每一种条件采用天然和暴雨2种工况，进行极限平衡法分析和二维有限元计算分析。

表1为试验获得的启动区主要岩土体参数。图13为启动区滑坡前地形剖面，暴雨后地下水位采用图中虚线所示浸润水位。

经过极限平衡法计算，启动区稳定性系数如表2所示。在坡表堆载前，天然工况及暴雨工况下斜坡均表现出稳定状态，只是暴雨下稳定性系数出现相应降低。坡体堆载后，天然工况下斜坡仍保持了基本稳定，但是堆载的粉质黏土堵塞了斜坡的径流通道，导致暴雨工况下斜坡稳定性系数急剧降低，斜坡最终失稳。

二维有限元计算结果(图14)显示，斜坡失稳后，堆载体的势能快速转化为动能而向前推挤，前部原始坡体受冲击后而快速向前运动，继而在斜坡中部形成一条凹槽。斜坡失稳后最大位移达到40余m。通过计算结果也可以看到，失稳后斜坡受到堆载体的推挤作用十分明显，由于斜坡中后部位移量较大，给予右侧主滑区强烈的侧向剪切扰动，导致主滑区坡体向临空方向失稳。

3.2 滑坡的发生过程

通过现场调查及数值计算结果综合分析，龙家坡滑坡最先是从其左侧启动区(A区)失稳开始的。A区被人工堆填的约10万 m3粉质黏土在降雨诱发下首先失稳，如图14数值计算结果显示：失稳土体推动整个A区向临空方向滑移；主滑区坡体由于受到剧烈的侧向剪切扰动，开始整体向SW侧斜坡局部临空处滑移，滑坡整体失稳。

滑坡失稳过程分阶段详述如下：

1)启动区首先失稳，主滑区受到侧向剪切扰动

原始斜坡是稳定的(图15a)，滑坡前，启动区坡体中上部被堆填了厚度为10.00～15.00 m的粉质黏土(图15b)，这一堆载作用加速了原坡体潜在剪切蠕变带的变形过程，斜坡稳定性开始降低。滑坡前一个月的降雨过程造成A区潜在剪切蠕变带抗剪强度指标降低，同时堆填体饱水使坡体上部荷载增加，最终导致斜坡沿潜在滑移带失稳。如图15c所示，此时启动区斜坡前部3区坡体受到2区推动，坡体平均运动速度v2>v3(v2和v3分别为2区和3区坡体的平均运动速率)。

表1 龙家坡滑坡启动区主要岩土体参数

表2 龙家坡滑坡启动区稳定性计算结果

2区坡体向前失稳时冲击推挤3区，巨大的势能快速转换为动能，使3区坡体高速滑向河谷。由于3区斜坡临空条件较好，且总体质量小于2区，2区坡体的能量在冲击和推移过程中快速传递给3区坡体，使得v2

当3区坡体从剪出口剪出后，动能迅速衰减；而后部2区堆载体仍在重力作用下加速向前运动，造成2区高速碰撞前部坡体(v2>v3)，导致3区后部形成的拉裂槽被挤压而闭合，并在滑坡体中部形成一条垂直于主滑方向的隆起(横向垄)；最后，受到碰撞的3区坡体继续向前运动(图15e)，但此时获得的动能已经远小于初始滑移时的动能，所以3区受到碰撞后，除发生体积压缩外，只是向前推移了少量距离。

在前一变形阶段形成的中部拉裂槽大部分被2区的粉质黏土堆填而闭合，拉裂槽北侧一段因为其后部为原始坡体而没有被粉黏土堆填，才得以保留。

这种斜坡土体失稳后，滑带受到上部滑动堆积体的加载剪切扰动作用，由于自身渗透系数很低，这个过程相当于加载不排水剪切，因而在饱水黏土层内产生超孔隙水压力，使滑体施加给地面的有效应力降低，摩阻力减小。这一作用使得上部滑体能够快速向前滑动[11]。

由于启动区失稳时，堆填体在很短的时间内下错了20.00～25.00 m，给予右侧主滑区强烈的侧向剪切扰动，造成厚度约20.00～30.00 m的主滑坡区沿基覆界面向斜坡局部临空方向发生滑移失稳。图15f所示为主滑区滑移后，启动区受到主滑区推移扰动的情况，此时启动区前缘的河床被主滑区掀翻。

2)主滑区失稳，向SW侧推挤

主滑区滑坡失稳后，启动区受到了一定程度的挤压。B2亚区和A2亚区接触部位内侧坡体由于受挤压而在坡表形成强烈的张性挫台，呈倾倒拉裂状，强烈挤压造成滑坡表层松散堆积物形成一定高度的隆丘，如图16所示。A2亚区也由于受到挤压在左侧形成一条走向约264°的纵向垄(图4，图16)。

通过勘察，主滑体中前部厚度为14.00～22.00 m，而A3亚区变形区厚度浅于主滑体厚度。主滑体强大的推力作用在A区坡体上，造成A区发生二次滑移，向南侧旋转，滑体被推挤到南侧的山坡中部。

主滑区前部的B3亚区南侧坡体在向SW侧运动过程中，滑带直接从一级阶地下部剪出，造成原有的马坡河河床被翻起(图9a，图15f)，滑体前缘受到南侧山脊的阻挡作用，导致滑面反翘，造成图9a所示旧河床南端高于北端。

3)主滑区B3亚区北侧坡体向河谷侧移形成堰塞坝

在滑坡前部向SW侧滑移的过程中，B3亚区N侧坡体向河谷方向(W侧)发生侧向扩移，大量的块碎石堆积体冲向马坡河，形成高约20.00 m的堰塞坝，坝宽25.00 m，沿河流方向厚约70.00 m。

主滑体B2和B3亚区整体滑移过程中，对后部B1亚区坡体具有较大的牵引作用。B1亚区坡体由于在早期成坡过程中就比较疏松、平缓，且厚度较大，这种坡体特性使得B1亚区在受到前部坡体快速牵引后变形特征较为明显，整个坡体广泛发育走向110°～120°的长大阶梯状下挫台坎。如图6所示，由于受牵引作用过大，在B1亚区右侧形成了拉陷区。这些长大的下挫台坎延伸较长者长度可达到80.00 m以上。

a.启动区失稳后xy位移云图；b.启动区失稳后位移矢量图；c.启动区失稳后网格形变图。图14 堆载后暴雨工况下启动区位移有限元计算结果Fig.14 Contour cloud map of xy displacement of the promoter area with FEM under situation of rainfall

图15 启动区滑坡模式图Fig.15 Landslide evolution model of the promoter area

图16 启动区后部的受挤压区Fig.16 Extrusion area in the back of promoter area

4)后缘边界处因临空条件改变而出现牵引滑动区(C区)

主滑体B区在发生滑动后，在斜坡后缘形成了高差10余m的临空面，局部较陡处可达20余 m，临空条件的改变为斜坡后部松散坡体失稳提供了空间条件。由于主滑体的滑移方向为SW向，同时具有向沟谷方向的侧向位移分量，造成滑坡后缘临空方向并不一致，C1、C2和C3亚区的主滑方向分别为220°、260°～270°和290°。

C2亚区快速下滑后与B1亚区后部发生强烈碰撞，形成一条明显的推挤鼓胀区，如图8所示。

5)受主滑区滑移扰动和侧向挤压，沿斜坡后部局部临空方向产生一个次级滑坡

滑坡区北侧(1#山梁北坡)具有内凹地形，松散堆积层较厚(D区)，其顶部坡体与主滑区后部坡体相连。主滑区后部坡体由于在向坡下滑移过程中受到1#山梁的侧向阻挡作用，对D区后部坡体产生了滑移扰动和侧向挤压，导致D区堆积体受到推挤作用而发生次级滑坡，主滑方向为284°。

3.3 滑坡的成因机制

造成龙家坡滑坡失稳的主要动力来自启动区失稳后产生的侧向剪切扰动力；降雨是滑坡失稳的外部影响因素。坡前的局部临空条件和向S侧倾斜的滑床产状决定了滑动的主方向。

a.滑坡左侧堆填体首先失稳; b.受侧向剪切扰动,主滑体失稳。图17 龙家坡滑坡失稳机制概念模型Fig.17 Conceptual model of failure mechanism for Longjiapo landslide

如图17所示，启动区(A区)分布于主滑区左侧边的狭长地带，其失稳后在很短时间内下错了20.00～25.00 m，给予主滑区很大的侧向剪切冲量。虽然流域上本区总体坡向向W，但是河流在主滑区SW侧对坡脚部位有较强烈的侵蚀，造成斜坡局部凹进形成负地形，使滑坡向SW侧有了相对较好的临空条件。同时，本区内滑床基岩倾向为160°～165°，造成滑床产状向S倾斜。这些因素共同作用，使主滑区向斜坡SW侧滑移。

总之，由于左侧启动区首先失稳，龙家坡滑坡主滑体左前侧受到剪切扰动而发生大规模滑移，并且主滑向朝向微地貌的临空方向。

4 结论与认识

1)龙家坡滑坡区斜坡为斜向坡，岩层倾向斜向下游侧，并略倾坡内，滑坡区内主要发育2组节理：305°∠70°和31°∠75°。这2组倾角近于垂直的节理面把滑坡区基岩向下部切割，造成滑坡区强风化岩体范围广、深度大，在坡度较陡的区域容易造成局部垮塌，而这些垮塌后的碎裂物质受缓倾坡内岩体的阻隔，逐渐在斜坡上形成具有一定厚度的崩滑堆积体，这为滑坡的形成提供了物源条件。

2)龙家坡滑坡发生于岩体结构斜向缓倾坡内的斜坡上，主滑区两侧各有一个伸出的山梁(1#山梁和2#山梁)，这种坡体结构通常应该是较为稳定的。但是由于本区斜坡岩层倾向斜向下游侧，造成坡上堆积体具有向下游侧推挤的趋势。

3)河流在主滑区SW侧对坡脚部位有较强烈的侵蚀，造成斜坡局部凹进形成负地形，使滑坡向SW侧有了相对较好的临空条件。

4)启动区被堆填了大量弃土后，本来可以通过该区负地形排走的地下水的径流通道被堵塞，造成降雨后主滑区地下水富集，水的润滑与软化作用使潜在滑移带的抗剪强度降低，滑体的抗滑力减小。在上部堆填体的加载作用下，启动区坡体首先发生滑动。

5)启动区的滑动破坏对主滑区施加了强烈的侧向剪切扰动作用，并使主滑区前部临空条件发生改变，最终导致主滑区的整体失稳。

6)侧向剪切扰动诱发滑坡是一类非常隐蔽的滑坡类型。在进行斜坡灾害排查和预警工作时，应该详细调查潜在灾害体的周边地质环境，查明侧边界上的扰动因素，而不仅仅是调查灾害体内部的岩土体特性。

贵州省地质环境监测院、贵州省黔东南州国土资源局、岑巩县国土资源局的各级领导，以及贵州省地质环境监测院、贵州省地质矿产开发局101地质队的相关技术人员，在现场调查和资料收集过程中给予了全力支持，谨致谢忱。

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Characteristics and Failure Mechanism of the Longjiapo Landslide in Cengong,Guizhou on June 29，2012：A Case of Catastrophic Landslides Triggered by Lateral Shear Disturbance

Zheng Guang1，Xu Qiang1，Lin Feng1，Ju Nengpan1，Deng Maolin1，Wang Xinfang2

1.State Key Laboratory of Geohazard Prevention and Geoenvironment Protection， Chengdu University of Technology，Chengdu 610051，China2.Sichuan Shutong Geotechnical Engineering Company，Chengdu 610041，China

As a new landslide type, its genetic mechanism of landslide is triggered by lateral shear disturbance. The large scale landslide occurred at Longjiapo,Cengong in Guizhou Province on June 29,2012. The landslide, with its volume ranging from 300×104to 400×104m3, became a 20 m weir dam in height blocking up the Mapo River in the lower part and a dammed-lake with about 7×104m3in volume. Based on site investigation, the authors provide detailed characteristics of the landslide and analyze the mechanism of the landslide. It is combined with in-situ grain size composition experimentation, aerial photography and other means. The results indicate that, there were weathered thick accumulation body in the landslide area, and that inclination direction of rock stratum and terrain condition of slope were the favorable fundamental conditions to the landslide. The south part of slide areas, which was a natural guiding gutter of groundwater, had been filled in large amounts of silty clay. In that case, it exerted a large additive gravity force on the ground, and it also induced local groundwater enrichment in the slope body. After the rainfall, part of water seeped into the soil mass and reduced the shearing strength of soils. Then, the slope body in the south area slid firstly, and the motion took great lateral shear perturbation to the main slide area. The main slide area was driven to slide. It deserves intensive study as it is pretty special that the lateral shear disturbance triggered a large landslide. Hence, in addition to its characteristics of rock and soil in the landslide, the geo-conditions of both sides must be investigated in disaster early warning and mitigation.

Longjiapo landslide; accumulation body; lateral shear disturbance; weir dam; failure mechanism; characteristics of surface rupture

10.13278/j.cnki.jjuese.201403203.

2013-10-13

国家重点基础研究计划项目(2013CB733200)；国家杰出青年科学基金项目(41225011)；教育部长江学者特聘教授岗位资助项目(T2011186)

郑光(1981-)，男，博士研究生，主要从事地质灾害防治及模型试验工作，E-mail:flywing140@163.com

许强(1968-)，男，教授，博士生导师，主要从事地质灾害预测评价及防治处理方面的教学与研究工作， E-mail:xuqiang_68@126.com。

10.13278/j.cnki.jjuese.201403203

P642.22

A

郑光，许强，林峰,等.2012年6·29贵州岑巩龙家坡滑坡灾害的基本特征与成因机理:一个由侧向剪切扰动诱发大型滑坡的典型案例.吉林大学学报:地球科学版,2014,44(3):932-945.

Zheng Guang，Xu Qiang，Lin Feng,et al.Characteristics and Failure Mechanism of the Longjiapo Landslide in Cengong,Guizhou on June 29，2012：A Case of Catastrophic Landslides Triggered by Lateral Shear Disturbance.Journal of Jilin University:Earth Science Edition,2014,44(3):932-945.doi:10.13278/j.cnki.jjuese.201403203.