三峡库区藕塘滑坡特征、成因及形成机制研究

代贞伟，殷跃平，魏云杰，吕 韬，罗建华，姚 望

(1.长安大学地质工程与测绘学院，陕西西安 710054;2.中国地质环境监测院，北京 100081;3.重庆市地质矿产勘查开发局南江水文地质工程地质队，重庆 401121)

受三峡工程175 m试验性蓄水的影响，三峡库区藕塘滑坡近年来开始出现大量的地表裂缝、房屋开裂等变形迹象，同时监测数据也表明该滑坡存在由浅层土质滑坡逐渐演化成为整体深层基岩滑坡且变形范围扩展至后缘山体的可能性，滑坡一旦失稳复活，将会威胁整个安坪镇的居民生命财产安全(约3900余人)，同时对长江航道形成潜在堵塞隐患，是三峡库区新近发生的规模巨大的滑坡灾害之一。

对于重大新发(或复活)滑坡的现场地质调查、滑坡体的地形地貌与地质结构特征、形成机制、成因分析等方面详尽阐述是开展后续滑坡理论研究的重要基础，有利于相关滑坡的预警预报与防灾减灾［1～2］。殷跃平［3］基于西藏波密易贡高速巨型滑坡特征的分析，提出了相应的减灾方案措施;汪发武等［4］以千将坪滑坡地质背景、结构特征以及滑动变形迹象等调查资料为依据，对该滑坡的影响因素及变形失稳机制进行分析;黄润秋等［5］以地质力学分析为基础，对天台乡特大型滑坡特征、形成过程及机制进行研究;马飞等［6］基于三峡库区万州和平广场滑坡体结构特征、地质背景的调查，对其形成机制、变形破坏产生的主要原因进行了研究;殷志强等［7］以第一手的现场野外调查资料对都江堰三溪村滑坡的基本特征、滑坡启动运动机制等方面进行分析，认为地震、特殊的地形地貌为滑坡发育提供了基础条件，而极端暴雨为其直接诱发因素。

鉴于以往对该区域的滑坡灾害研究中，涉及到藕塘滑坡的几乎没有，信息的缺乏使得对该巨型古滑坡形成及复活成因的认识有一定难度。此外，对于坡长几百米甚至上千米的巨型顺层滑坡的形成机制及失稳演化过程，相关的文献资料较少。因此，本文立足于大量的现场野外地质调查和试验的基础上，对滑坡特征、成因及形成机制进行分析，可为后续治理工程起到一定指导作用，具有重要的研究价值。

1 藕塘滑坡概况

1.1 地理位置

藕塘滑坡位于重庆市奉节安坪镇的长江南岸，距奉节县城12 km，上距万州98 km、重庆425 km，下距三峡大坝177 km、宜昌223 km(图1)。

图1 藕塘滑坡位置示意图Fig.1 Location of the Outang landslide

1.2 地质概况

藕塘滑坡位于长江南岸岸坡，属构造-浅切割河谷单斜顺向岸坡地貌，地形南高北低，呈三角形板状累叠;地形呈上陡下缓特点，坡角12°～38°，局部较陡斜坡地带达40°～62°;集镇建设区域主要分布在斜坡中下部的宽缓平台，奉节县城至安坪镇乡级公路从斜坡前部穿过，公路修建形成高5～10 m的人工边坡。

滑坡区地处扬子准地台之次级构造单元——四川台坳与上扬子台褶带(亦称八面山台褶带)的交汇处，构造上位于故陵向斜扬起端附近东南翼，无区域性大断裂通过，亦无小断层通过［8］(图2)。

滑坡区地层岩性主要为上覆第四系全新统残坡积层(Qdl+el4)、冲洪积层(Qal+pl)、滑坡堆积层(Qdel4)及下伏侏罗系下统珍珠冲组(J1z)基岩组成，岩土体物理力学性质差异性大，岩层产状 320°～350°∠20°～28°。区内主要发育有2组构造裂隙:L1裂隙走向与岩层走向较一致，产状 120°～150°∠55°～75°，间距 1.1～2.0 m;L2裂隙走向与岩层走向近于正交，产状为40°～70°∠60°～85°，间距1.2 ～3.3 m。

图2 研究区域构造纲要示意图Fig.2 Tectonic plan of the study area

滑坡区地下水主要为赋存于珍珠冲组砂岩之中的基岩裂隙水，没有统一的地下水位，地下水的运移受地形坡度控制，地形转折处多以泉水形式排泄，动态特征受大气降水补给影响较明显，以潜流的形式向长江运移排泄，地下水埋深大，一般位于滑带之上或附近区域;此外赋存于第四系土层和碎裂岩体中松散岩类孔隙水，主要受大气降水补给，短途径流，在陡坎处以散流形式排泄，赋存条件较差。

滑坡区域冲沟比较发育，切割深度3～6 m，大部分地表水顺冲沟排泄;此外，由于基岩构造裂隙较发育，部分地表水顺裂隙渗入基岩内部，转化为基岩裂隙水。

2 藕塘滑坡特征

2.1 滑坡形态及规模

藕塘滑坡平面形态总体呈斜歪倒立“古钟”状，前宽后窄，滑坡前部沿长江河道处最宽，达1100 m，滑坡后缘则仅宽580 m左右，滑体最大纵长约1800 m，面积约1.78 km2;后缘高程约705 m，前缘高程约95 m，相对高差约610 m，地表平均坡度为25°，陡缓相间，总体呈折线型斜坡地形;滑体平均厚度约50.8 m，体积约9000×104m3，主滑方向340°～350°，坡向近于正北(图3～4)。安坪镇建于高程180～220 m之间宽缓平台，村庄分布于后缘山体。

2.2 滑坡平面形态特征

依据前期多次勘察资料判定，藕塘滑坡为古滑坡，具有多级多期次滑动特点，主要分为三级滑动形式。一级、二级滑坡主要沿R3软弱层滑动，三级滑坡主要沿R1软弱层滑动(图4)。

图3 藕塘滑坡工程地质平面图Fig.3 Scheme atic map of engineering geology of the Outang landslide

一级滑坡后缘高程300～370 m，前缘剪出口位于长江145 m水位下，由庙包、藕塘一带分布的碎裂岩体产状(图5)以及钻孔揭露情况综合分析判定，前缘呈切层反翘剪出;纵向上由后缘至中部呈近平面状向北西倾斜，与下伏基岩倾角相近，倾角18°～25°，在安坪镇临江外侧渐变为近圆弧状，至临江地带呈近水平或反翘状，倾角-15°～5°;前缘庙包一带的滑体深度超过115 m，而后缘相对较薄，总体形似勺状;滑体纵长约880 m，横宽约1100 m，面积约92.2×104m2，主滑方向约 345°。

图4 藕塘滑坡工程地质B-B＇剖面图Fig.4 Engineering geology profile along B-B＇of the Outang landslide

图5 一级滑坡前缘庙包一带反翘碎裂岩体Fig.5 Warped cataclastic rock mass around the Miaobao area in the front of the first phase landslide

二级滑体位于藕塘滑坡中部，呈不规则状，滑体纵向长约440 m，横向宽约650 m，面积约31.6×104m2，主滑方向345°;后缘从刘家包平台起，沿老油坊一带，高程400～530 m;前缘冲覆在一级滑坡体后缘之上，呈切层剪出后略反翘，剪出口高程250～300 m;纵向上由后缘至中前部呈近平面状向北西倾斜，与下伏基岩倾角相近，倾角25°～27°。鹅颈项、双大田一带呈近水平切层至反翘剪出，倾角-12°～4°(图 6)。

三级滑体总体平面形态呈斜歪倒立古钟状，后缘以狮子包垭口为界，高程约705 m;前缘剪出口则覆盖于第二级滑坡体后缘之上，分布高程400～530 m;三级滑体主要沿R1软弱层滑动。纵向上由后缘至中前部呈近平面状顺坡向倾斜，倾角约20°～25°，至前缘剪出平台处逐渐转至近水平至反翘状，倾角0°～10°;由于受二级滑体后缘的阻滑，在草屋包北东侧、老祠堂、刘家包一带平缓剪出形成多级台地地貌;滑坡体纵长约640 m，横宽约830 m，面积约54.3×104 m2，主滑方向约345°(图7)。

图6 二级滑坡前缘水平缓剪出带外侧陡坎Fig.6 The lateral scarp of nearly horizontal shear outlet in the front of the second phase landslide

图7 三级滑坡模型示意图Fig.7 Sliding mode of the third phase landslide

2.3 滑坡空间形态特征

从三维视角分析藕塘滑坡空间形态，发现滑坡西侧边界存在稳定山脊阻挡控制作用(图8)。

图8 滑坡体西侧阻挡山脊(方位角:62°45＇)Fig.8 Resistance ridge of the west side of landslide

据现场调查揭露:山脊及东侧岩层产状突变，呈向东偏转的迹象，而山脊西侧岩层产状则正常。

由此分析可知:一、二级滑坡在滑动过程中推挤西侧山脊，未推挤开，致使滑体一定程度上产生向东扭转变形迹象，与鸡尾山滑坡类似，滑坡在滑动方向受阻发生一定偏转［9～10］，具有视向倾斜滑动的特征。

2.4 滑床特征

藕塘滑坡滑床主要由侏罗系中下统珍珠冲组下段(J1z)的灰-深灰色、中-厚层状、细粒-中粒砂岩、局部夹炭质页岩或深灰色黏土岩组成，滑床面的前部埋深约130 m，中部埋深约50 m，出露于滑坡后部，且滑床面有地下水渗出迹象。

滑床面形态从横向上看，平坦少起伏，并与上覆滑面基本保持一致，总体以4°～7°倾角向西缓倾，仅在西侧边界(阻滑岩脊)地带以陡倾角呈梯状抬升至地面;纵向上从后缘至剪出口处滑床面较陡直，产状325°～345°∠24°～29°，岩体较完整，节理裂隙不发育;而在一级、二级和三级滑坡前缘剪出口处滑床面多呈近水平状或略向上弯曲弧状，倾角从0°渐变到-15°，滑面之下滑床附近岩体受上部碎裂岩体滑移拖带影响，向上弯折破坏，岩体极破碎。

2.5 滑带特征

位于侏罗系下统珍珠冲组(J1z)下部所夹黏土岩或页岩至少有10层之多，其中，从老至新的黏土岩和页岩层中对应于藕塘滑坡滑带影响范围内的软层主要包括 R1、R2、R3 层(图9)。

图9 藕塘滑坡典型软弱层Fig.9 Typical weak interlayer of the Outang landslide

R1层灰-灰褐色黏土岩夹页岩，层厚3.2 m，其中页岩层厚0.3～0.5 m，层面可见挤压揉皱现象;R2层为灰黑色黏土岩夹页岩，层厚0.8 m，其中，页岩层厚0.3 m;R3层为灰黑色黏土岩夹页岩，层厚0.5 m，其中页岩层厚0.2 m。

通过滑带土电子自旋共振(ESR)测年实验测定可知:滑带土的形成年代大致为三级滑坡滑带土4.7～4.9万年，二级滑坡滑带土4.9～6.8万年，一级滑坡滑带土约13.0万年。

据地面调查、钻孔和平硐揭露，滑带主要分为深层滑带(R1层)和浅层滑带(R3层)。由平硐PD1揭露深部滑面为厚40～60 cm的黑色炭质黏性土层，呈软塑-可塑状，可见清晰的滑面和擦痕。依据滑带土物理力学实验分析可知，该滑带土粉粒和黏粒含量占59.7% ～79.8%，天然密度平均值为2.07 g/cm3，天然快剪 c值为22.5～42.3 kPa，φ 值为10.0°～13.8°。

据平硐PD1揭露浅层滑面(R3层)为灰白色黏性土层，厚度5～8 cm，多呈软-可塑状，黏性强，黏性土面上可见滑动擦痕。依据滑带土的物理力学实验分析可知，该滑带土粉粒和黏粒含量占93.5%，天然密度平均值为2.04 g/cm3，天然快剪 c值为20.6～30.4 kPa，φ 值为 8.9°～12.3°。

2.6 滑体特征

根据岩性及其结构特点，从物质上滑坡体自上而下可分4层，结构特征如下:

(1)素填土(Qml4)

黄褐色，主要由粉质黏土夹砂岩、泥岩碎块石组成，集中分布于安坪集镇。

(2)粉质黏土夹碎块石(Qdel4)

灰褐色、黄褐色，主要由粉质黏土夹砂岩、粉砂岩及黏土岩碎块石组成，厚3～20 m，主要分布于各级滑体表层的前缘及中部。

(3)块碎石土(Qdel4)

黄褐色，主要为砂岩、粉砂岩及黏土岩碎块石夹少量粉质黏土。块石含量一般为45% ～90%，该层广泛分布于一级滑体表层，厚约3～25 m。

(4)碎裂岩体(Qdel4)

灰色，主要由砂岩、粉砂岩、黏土岩块石组成，厚度为10～85 m，碎裂岩体由上至下，由破碎至较完整，局部岩体极破碎，各级滑坡体中的碎裂岩体具有较为一致的特征，即各级滑坡后缘至前缘碎裂岩体的岩层产状变化比较明显，岩层倾角由陡变缓直至近似水平，甚至反翘。此外，各级滑坡剪出口的滑带以上附近碎裂岩体多见揉搓扭曲变形现象，剪出口的滑带以下附近岩层受滑体切层剪出的拖带影响，导致岩层倾角变陡。

3 藕塘滑坡成因分析

据相关研究资料表明，滑坡形成及复活成因可分为地质因素和环境因素两方面［11～14］，地质因素包括地形地貌、地层岩性、地质结构等;环境因素包括降雨、库水位变动、人类工程活动等。

3.1 地质成因

(1)地层岩性

藕塘滑坡区岩性为侏罗系下统珍珠冲组(J1z)下段砂岩、粉砂岩，夹有灰黑色炭质页岩及薄煤层，炭质页岩及薄煤层为易滑软弱夹层，而其上覆岩层和下伏岩层均以砂岩、粉砂岩等硬岩为主，形成了上硬下软和硬岩夹软岩的组合特征。一旦形成不利临空面，在岩体自重作用下，易滑软弱夹层就容易发生蠕动变形。

(2)地质构造

在云阳—奉节地段，长江纵切故陵向斜盆地，藕塘滑坡位于故陵向斜南东翼，岩体节理裂隙发育，软弱层面和节理切割面破坏了原岩整体性和完整性，促进岩体风化，为地表水渗入岸坡提供了通道，也为岸坡变形破坏创造有利条件。

(3)地貌及岸坡结构

藕塘滑坡区域属长江横截单面山系，呈纵横向叠压不对称三角形岸坡，原始岸坡坡形陡直，切割深度较大，岩层走向与长江近于平行，倾向长江呈顺向坡，是易形成顺层滑坡的地貌及岸坡结构。

(4)长江侵蚀

据相关研究资料表明［15］，近几十万年以来，长江三峡河段由于新构造运动上升作用表现十分强烈，存在相对快速深切。长江对岸坡的侵蚀深切，改变了岸坡形态，形成了不对称“V”字形的河谷地貌，长江快速深切也使岸坡岩体快速地卸荷和强烈风化，使深埋的易滑软弱夹层逐渐地裸露于坡面，进而加速了岸坡变形破坏的进程。

3.2 环境成因

(1)集中降雨

奉节位于以万州为中心的川东暴雨带边缘，年均降水量1147.9 mm，年降水量约70%集中在5—9月，年最大降水量1636.3 mm，日最大降水量158.6 mm，最大连续降水量488.7 mm。藕塘滑坡滑带以上的滑体物质透水性较好，集中降雨使大量降水经地表渗透转入滑坡体中，滑体部分饱水，从而增加了滑坡体的自重和下滑力;此外，以炭质黏性土层为易滑软层相对隔水将导致水在该层面上的富集，使泥化物含水量大大增加，软化滑带土，而使抗滑强度降低，坡体稳定性变差。因此，集中降雨对该滑坡形成及(局部)复活起着重要的作用。

(2)三峡水库蓄水

长江三峡水库蓄水以后，一方面，因库水位上升，滑坡前缘部分岩土体被淹没，由于库水浸泡作用而导致其力学性质发生变化，出现软化、泥化现象，抗剪强度降低，从而恶化了坡体的稳定性。另一方面，由于库水位上升，坡体中前缘部分(主要为阻滑段)受水的浮托力影响，阻滑力减少，稳定性相应降低;库水位的快速回落导致坡体内外地下水落差而形成一定的渗透压力，也不利于坡体的稳定性。与此同时，库水位的升降消落造成库岸消落带范围地下水位频繁变动，致使库岸消落带影响范围的松散土体陷落压密，出现变形。此外，库水的流动对库岸起冲刷侵蚀作用，使库岸后移，破坏前缘的阻滑体，从而影响坡体的稳定性。

(3)人类工程活动

安坪镇建设在藕塘滑体中、前部一带(下滑段与阻滑段过渡地带)，在移民新址建设过程中存在着修建房屋、边坡开挖与基础回填、公路沟渠修建、农田整治等人类活动，但工程建设活动对原坡体的改造作用相对于该巨型滑坡整体规模而言比较小，对滑坡整体性稳定性影响较小，故可不予考虑。

4 藕塘滑坡形成机制分析

基于上述大量野外地质调查及相关试验分析，查明了滑坡多级多期次滑动特征，以地貌学和工程地质力学的理论方法为基础，辅以滑带土电子自旋共振(ESR)测年试验结果，进而推断藕塘滑坡的形成机制和演化过程如下(图10)。

(1)长江河谷不断深切，形成早期的高陡斜坡，且不断削弱顺层坡脚层间软弱层夹层(R3)之上的阻滑体(图10 a);受裂隙切割及坡面汇水的侵蚀，在斜坡中下部的西侧形成深切冲沟。

(2)原斜坡具有硬岩夹软岩(珍珠冲组下段J1z)的组合特征，岩体受与岸坡大角度相交的裂隙切割，在岩体自重作用下，岩体内部应力逐步调整，斜坡中部(主动传力区)沿着易滑软层(R3)产生顺层蠕动滑移变形，且沿切层裂隙与斜坡上部岩体逐渐拉裂分开，下部坡脚一带(被动挤压区)顺层岩体产生弯曲–隆起(图10 b)。

图10 藕塘滑坡形成机制过程示意图Fig.10 Process of formation mechanism of the Outang landslide

(3)随着原斜坡岩体中应力不断调整，斜坡中上部(主动传力区)将继续蠕变，下部坡脚一带(被动挤压区)弯曲–隆起加剧，沿顺向坡易滑软层及坡脚弯曲-隆起处存在剪切破坏的趋势(图10 c)。

(4)距今约13万年，长江河谷继续向下深切，坡脚一带(被动挤压区)岩体被剪断从而导致一级滑坡的发生，前缘形成现今庙包—藕塘一带反翘破碎岩体(图10 d)。与一级滑坡大致同一时期失稳形成的类似顺层滑坡包括旧县坪滑坡(7.5～12.8万年)、故陵滑坡(10～12万年)等。

一级滑坡中后部滑体在顺层滑动的过程中受到西侧陡壁或岩脊阻挡约束，在下滑过程中推挤西侧岩脊，但未推挤开，滑体遇阻发生向东扭转变形。

(5)一级滑坡滑移后，在其后缘即斜坡上部(二级滑坡体)前缘形成新的临空面，在地下水逐渐侵蚀软化作用下，坡体层间软弱夹层(R3)力学强度不断降低，距今约5～7万年，在岩体自重作用下，斜坡岩体沿易滑软层(R3)向前缘临空面产生顺层平面滑移，导致二级滑坡的发生(图10 e);二级滑坡体顺层滑移覆盖于一级滑坡后缘之上，由于受到一级滑坡后缘滑体的阻挡，从而形成现今鹅颈项、双大田一带的近水平至反翘状碎裂岩体。与一级滑坡类似，二级滑坡体在顺层滑动过程中同样受到西侧稳定岩脊的阻挡，滑体遇阻发生向东扭转变形。

(6)二级滑坡的发生导致原后缘斜坡的层间软弱夹层(R1)之上的阻滑体大多消失，在岩体自重作用下，岩体内部应力逐步调整，原后缘斜坡坡脚一带产生应力集中，促使坡脚裂隙发育地段(相对薄弱带)的裂隙进一步发育(图10 f)。

(7)随着原后缘斜坡岩体中应力不断调整，地下水进一步侵蚀软化易滑软层(R1)，斜坡继续产生蠕变，坡脚裂隙发育带在水的侵蚀软化下形成软弱带，距今约4.7～4.9万年，坡脚软弱带已无法阻挡后缘斜坡岩体，向前缘临空面剪断阻滑岩体继而发生三级滑坡(图10 g)。

5 藕塘滑坡变形趋势预测

藕塘滑坡自形成后，经历了地质年代的长期改造，由于一级滑体在前缘长江沿岸的反翘带形成自然抗力体未遭受大的破坏，三峡库区蓄水前，中后部滑体尚不足以推动前缘反翘段滑体而出现整体性滑移;三峡库区蓄水运行后，库水位大幅抬升，引起地下水位也大幅抬升，受浸泡的土体(包括滑带土)及滑体前缘一带散裂状碎裂岩体软化、泥化，力学强度降低，一级滑体前缘反翘阻滑段被库水浸泡，抗滑力降低，造成一级滑体整体稳定性有所降低。加之库岸消落带的抬高，库水冲刷侵蚀及升降消落造成的坍岸，库水位迅速下降时在消落带范围形成地下水渗透压力，将进一步降低一级滑体整体稳定性。

据现场平硐、探井揭露，一级滑体中部深层滑带之上的滑体未见明显浅层滑动迹象，虽然地下水在深层滑带相对富集，致使深层滑带表层饱水呈可塑-软塑状，但滑带土整体结构致密，滑带表层饱水软弱层未见明显新近滑移迹象;二级滑体深层滑带土结构致密，开挖揭露时呈可塑-硬塑状，雨后局部存在渗水，也未见明显的新近滑移迹象。

一、二级滑坡近期地表变形主要集中于东侧前缘和西侧前缘一带，即东、西侧变形区，公路一线也有较多变形，中部集镇区及后缘斜坡零星分布。

西侧前缘变形区因集镇建设回填大量的松散填土，蓄水初期，库水升降消落致使松散土体陷落压密，故变形量大，变形持续，随着库区多次蓄水过程，松散土体逐渐密实，变形量逐渐减少，变形逐渐减弱。据调查访问，地面变形迹象从2011年后至今未见明显发展。西部前缘浅层变形体目前处于基本稳定-欠稳定状态。在库区蓄水的持续影响下，在遭遇长时间高强度大暴雨、库水位快速下降的不利工况时，西侧前缘浅层变形体存在失稳的可能。若西侧前缘浅层变形体失稳，临江陡坡坍岸继续发展，将对前缘反翘抗力体造成较大的破坏，一级滑体的整体稳定性将进一步降低。

东侧前缘变形区受大沟切割在北东方向形成高陡临空面，变形区范围内岩体呈散裂状，结构破碎，在库区蓄水影响下，东侧前缘松散岩土体向大沟临空面发生变形，由于变形严重，已于2013年6月对东部变形区进行了(回填压脚+侧向护坡)应急治理措施，自应急治理工程实施后，该区域变形趋缓。

三级滑体前缘的近水平剪出平台(刘家包—老祠堂—老油坊)形成自然抗力体阻滑力较大，但狮子包垭口—太山庙一带的中后缘顺层下滑段岩体规模较大，剪出平台的阻滑力尚不足以保证三级滑体稳定。据现场调查，三级滑体后缘狮子包垭口近50年以来向前蠕变近6 m，其近期变形迹象主要表现为雨季中部、后缘向前蠕变，前缘地表隆起。

据此推断，现阶段藕塘滑坡以局部浅层失稳破坏形式为主;一级、二级滑坡整体稳定性主要受控于地质环境条件(地貌特征、滑面特征、滑带相对强度等)，至今并未发生深层复活变形，整体处于基本稳定-稳定状态;三级滑坡体稳定性的安全储备不足，但不具备高速远程滑动的条件，每向前缘蠕滑一段，其顺层下滑段的推力就减少一部分，当顺层下滑段不足以推动前缘阻滑抗力体时，三级滑体将趋于稳定。

6 结论

(1)藕塘滑坡为巨型顺层岩质滑坡，具有多级多期次滑动特征，主要表现为三级滑动模式;受侏罗纪下统珍珠冲组下段基岩内易滑软弱夹层控制，一级、二级滑坡主要沿着浅层软弱层(R3)滑动，三级滑坡主要沿着深层软弱层(R1)滑动;从空间形态而言，一级、二级滑体在滑动过程中受西侧稳定山脊阻挡作用，推挤西侧山脊，但未推挤开，致使滑体一定程度上产生向东扭转变形迹象，具有视向倾斜滑动的特征。

(2)运用地貌学与工程地质力学分析方法，认为特殊的地层岩性、地质构造、地貌及岸坡结构是藕塘滑坡形成的控制因素，即节理裂隙发育软硬相间的顺层单斜结构;长江快速的深切侵蚀为滑坡提供动力基础和运动空间;集中降雨及水库蓄水是该滑坡复活的主要诱发因素。

(3)基于上述分析研究，对滑坡的形成机制和演化过程进行推断，各级滑坡形成机制各异:一级滑坡体为“拉裂-滑移(弯曲)-剪断”模式，二级滑坡体为“平面滑移”模式;而三级滑坡体为“滑移 -剪断”模式。

(4)预测该滑坡现阶段以局部浅层失稳破坏形式为主。研究成果一方面可为滑坡的后续治理工程起到指导作用，另一方面对于坡长为几百米甚至上千米长大顺层滑坡形成机制及演化过程的分析提供了一定参考依据。

［1］ 殷跃平.汶川地震地质与滑坡灾害概论［M］.北京:地质出版社，2009:11-20.［YIN Y P.Great Wenchuan earthquake:seism geology and landslide hazards［M］.Beijing:Geological Publishing House，2009:11-20.(in Chinese)］

［2］ 廖秋林，李晓，李守定.三峡库区千将坪滑坡发生、地质地貌特征、成因及滑坡判据研究［J］.岩石力学与工程学报，2005，24(17):3146-3153.［LIAO Q L，LI X，LI S D，et al.Occurrence，geology and geomorphy characteristics and origin of Qianjiangping landslide in three gorges reservoir area and study on ancient landslide criterion［J］.Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering，2005，24(17):3146-3153.(in Chinese)］

［3］ 殷跃平.西藏波密易贡高速巨型滑坡特征及减灾研究［J］.水文地质工程地质，2000，27(4):8-11.［YIN Y P.Rapid huge landslide and hazard reduction of Yigong River in the Bomi，Tibet［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，2000，27(4):8-11.(in Chinese)］

［4］ WANG F W，ZAHANG Y M，HUO Z T，et al.The July 14，2003 Qianjiangping landslide，the Three Gorges Reservoir，China［J］.Landslide，2004，1(2):157-162.

［5］ 黄润秋，赵松江，宋肖兵，等.四川省宣汉县天台乡滑坡形成过程和机制分析［J］.水文地质工程地质，2005，32(1):3-15.［HUANG R Q，ZHAO S J，SONG X B，et al.The formation and mechanism analysis of Tiantai landslide，Xuanhan County，Sichuan Province［J］.Hydrogeology ＆ Engineering Geology，2005，32(1):3-15.(in Chinese)］

［6］ 马飞，杨建国.三峡库区万州和平广场滑坡体基坑开挖触发变形滑动机制及防治措施研究［J］.水文地质工程地质，2014，41(6):87-97.［MA F，YANG J G.Research on deformation and slipping mechanism of Wanzhou Heping Square in the reservoir region of the Three Gorges initiated by deep pit excavation and its prevention measures［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，2014，41(6):87-97.(in Chinese)］

［7］ 殷志强，徐永强，赵无忌.四川都江堰三溪村“7·10”高位山体滑坡研究［J］.工程地质学报，2014，22(2):309-318.［YIN Z Q，XU Y Q，ZHAO W J.SanxiVillage landslide in Dujiangyan，Sichuan Provincen on July 10，2013. ［J］. Journalof Engineering Geology，2014，22(2):309-318.(in Chinese)］

［8］ 重庆市地质矿产勘查开发局南江水文地质工程地质队.重庆市三峡库区后续地质灾害防治工程治理项目奉节藕塘滑坡勘查报告［R］.重庆:南江水文地质工程地质队，2014.［Nanjiang Hydrogeological＆Engineering Geology Brigade，Chongqing Bureau of Geology and Minerals Exploration. Subsequent geological disaster prevention and governance project in the Three GorgesReservoirarea:geological investigation report of Outang landslide in Fengjie County［R］.Chongqing:Nanjiang Hydrogeological＆Engineering Geology Brigade，2014.(in Chinese)］

［9］ 殷跃平.斜倾厚层山体滑坡视向滑动机制研究—以重庆武隆鸡尾山滑坡为例［J］.岩石力学与工程学报，2010，19(2):217-226.［YIN Y P.Mechanism of apparent dip slide of inclined bedding rockslide-a case study ofJiweishan rockslide in Wulong，Chongqing［J］.Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering，2010:19(2):217-226.(in Chinese)］

［10］ 冯振，殷跃平，李滨，等.重庆武隆鸡尾山滑坡视向滑动机制分析［J］.岩土力学，2012，33(9):2704-2712.［FENG Z，YIN Y P，LI B，et al.Mechanism analysis of apparent dip landslide of Jiweishan in Wulong，Chongqing［J］.Rock and Soil Mechanics，2012， 33(9):2704-2712.(in Chinese)］

［11］ 李守定，李晓，董艳辉，等.重庆万州吉安滑坡特征与成因研究［J］.岩石力学与工程学报，2005，24(17):3159-3164.［LI S D，LI X，DONG Y H，et al.Study on Ji'an landslide characters and origin in Wanzhou Chongqing［J］.Chinese Journal of Rock Mechanics and Engineering，2005，24(17):3159-3164.(in Chinese)］

［12］ 高伊航，刘之葵，唐克静，等.重庆瀼渡场北崩滑体变形特征及成因分析［J］.水文地质工程地质，2014，41(2):148-152.［GAO Y H，LIU Z K，TANG K J，et al.Deformation characteristics and forming factors of the Chongqing Northern Rangduchang landslide［J］. Hydrogeology ＆Engineering Geology，2014，41(2):142-158.(in Chinese)］

［13］ 刘艳辉，方志伟，温铭生，等.川东北地区强降雨诱发崩滑流灾害分析［J］.水文地质工程地质，2014，41(2):111-115.［LIU Y H，FANG Z W，WEN M S，et al.Analysis of geo-hazards and rainfall in northeast of Sichuan Province，China［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，2014，41(2):111-115.(in Chinese)］

［14］ 唐志政，汪洋，吴晔.库水位波动条件下万州瓦窑坪滑坡稳定性分析［J］.水文地质工程地质，2015，42(1):129-133.［TANG Z Z，WANG Y，WU Y.Stability analysis of the Wayaoping landslide considering water level fluctuation［J］.Hydrogeology＆ Engineering Geology，2015，42(1):129-133.(in Chinese)］

［15］ 杨达源.长江地貌过程［M］.北京:地质出版社，2006:72-118.［YANG D Y.Geomorphic process of the Yangtze river［M］. Beijing:Geological Publishing House，2006:72-118.(in Chinese)］