崔圣華 ，裴向軍 ，黃潤秋 ，張偉鋒 ，梁玉飛

（1. 成都理工大學(xué)地質(zhì)災(zāi)害防治與地質(zhì)環(huán)境保護(hù)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，四川 成都 610059；2. 中國科學(xué)院水利部成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所，四川 成都 610041）

2008年汶川地震（Ms8.0）是世界上最具災(zāi)害性的地震之一，其震源深度為19 km，震中位于四川成都西北約85 km的映秀鎮(zhèn)[1]. 汶川地震有兩條相距15～20 km且相互平行的地表破裂帶[2]，沿破裂帶約44 000 km2的橢圓區(qū)域中產(chǎn)生了大量滑坡[3]，包括112個(gè)大型滑坡（單體滑坡面積大于0.5 km2[4-5]，大光包滑坡是其中規(guī)模最大滑坡）. 關(guān)于汶川地震滑坡類型及分布已有大量研究[6-9]，并且提出了形成、運(yùn)動機(jī)理，如斷層引起的強(qiáng)烈地震動[10]、滑帶層液化[11]和氣墊效應(yīng)[12]等，但仍有待研究問題，例如地震大型滑坡并非如常理所知的都集中于震中附近，在遠(yuǎn)離震中達(dá)50～100 km范圍內(nèi)仍有相當(dāng)數(shù)量[13-14]，部分大型滑坡分布也不符合所謂的發(fā)震斷裂“距離效應(yīng)[15]”. 大光包滑坡就表現(xiàn)出該類特殊性（其與震中直線距離為85 km，與地表破裂帶垂直距離為4.5 km），尤其是滑后暴露長1.8 km剪滑光面，最大高度850 m近直立斷壁和1.5 km拉裂邊界，引起了國內(nèi)外持續(xù)爭論和廣泛研究[16-26].

黃潤秋等研究了大光包滑坡楔形體失穩(wěn)、高速滑動和“急剎車”運(yùn)動堆積的滑坡形成機(jī)制[17]；殷躍平等[21]運(yùn)用FLAC3D模擬大光包滑坡變形失穩(wěn)特征；Zhang等[22]運(yùn)用不連續(xù)變形分析（DDA）模擬了大光包滑坡運(yùn)動過程；Yang等[24]通過試驗(yàn)獲得滑帶高速滑動的摩阻力參數(shù)，計(jì)算了大光包楔形滑體穩(wěn)定性. 上述研究并不能完全回答大光包滑坡成因的特殊性，大光包滑坡區(qū)位于龍門山構(gòu)造帶，區(qū)內(nèi)發(fā)育多條斷層和構(gòu)造背斜，致使地質(zhì)背景復(fù)雜，已有研究表明其具有特殊地質(zhì)背景和巖體結(jié)構(gòu)特征[6].

調(diào)查表明，大光包山體發(fā)育三組優(yōu)勢結(jié)構(gòu)面，兩組陡傾結(jié)構(gòu)面和一組緩傾結(jié)構(gòu)面將坡體切割成楔形塊體，不利于坡體穩(wěn)定性[17]；Chigira 等[26]（2008 年）指出大光包山體震前已存在重力變形跡象，最新研究表明大光包滑坡滑帶發(fā)育于一不連續(xù)地質(zhì)帶——層間錯動帶[27]，后緣拉裂陡壁也在震前受到斷層切割[17]. 具有的不連續(xù)地質(zhì)界面（帶）背景導(dǎo)致大型滑坡已多見報(bào)道，如1991年臺灣集集地震中九分二山滑坡（滑面為傾坡外的順層不連續(xù)地質(zhì)界面）[28-29]、2008年汶川地震中清平文家溝滑坡和安縣老鷹巖滑坡等[8,30]. 雖然報(bào)道都指出了這類滑坡的地質(zhì)成因，但鮮有對滑坡區(qū)節(jié)理、巖體結(jié)構(gòu)和斷層等不連續(xù)地質(zhì)特征的系統(tǒng)調(diào)查和發(fā)育成因分析，以及不連續(xù)地質(zhì)特征對斜坡地震失穩(wěn)的作用研究.

1 大光包滑坡及地質(zhì)背景

大光包滑坡位于龍門山構(gòu)造帶中段，該構(gòu)造帶屬于青藏高原東部邊緣，緊臨四川盆地[31]. 大光包滑坡區(qū)自古生代以來沉積了巨厚的海相沉積序列，逆沖-推覆-滑脫-走滑是區(qū)內(nèi)的構(gòu)造特色，主要逆沖推覆構(gòu)造，而每個(gè)推覆體又是由次級斷片疊瓦而成，是多次構(gòu)造錯動的產(chǎn)物[32]（圖1）. 大光包滑坡地處NE向延伸的大水閘背斜（圖1中S1）NW翼.

圖1 區(qū)域構(gòu)造地質(zhì)圖Fig.1 Regional geological map

2008汶川地震中大光包山體沿N63°E方向突然失穩(wěn). 據(jù)親歷者回憶，滑坡啟動時(shí)伴隨著巨響[17]，表明其高速啟動特征；失穩(wěn)塊體沖向黃洞子溝，并隨后撞向?qū)Π渡襟w，受到阻擋后逆沖超覆，并同時(shí)擠入川林溝和白果林溝（圖2）；前部受阻使得滑坡物質(zhì)順黃洞子溝兩側(cè)伸展（擴(kuò)離），最大推移距離達(dá)1 km（位于下游側(cè)）. 對滑坡前后DEM數(shù)據(jù)比對，大光包滑坡面積達(dá)7.1 km2（其中滑源區(qū)達(dá)3.7 km2），最大長度（Lmax）為 4.6 km，最大高差（Hmax）為 0.73 km，最大寬度為3.2 km，最大堆積深度約為600 m（圖2）.

圖2 震后大光包滑坡堆積厚度等值線圖及原水系Fig.2 Deposit contour map of the DGB landslide

2 大光包滑坡不連續(xù)地質(zhì)特征

2.1 滑坡斷壁

根據(jù)滑坡斷壁表面形態(tài)、長度及延伸方向可分為3段：南側(cè)滑床、后緣斷壁和北側(cè)斷壁（圖3）. 其中，后緣斷壁可分為陡立平整的主后緣斷壁和粗糙多坎的次后緣斷壁；北側(cè)斷壁可分為較平整的主北側(cè)斷壁和粗糙的次北側(cè)斷壁.

2.1.1 斷層

斷壁出露地層由老到新為震旦系水晶組（Zs），震旦系燈影組三段（Zd3），泥盆系磷礦層（Ds）、泥盆系沙窩組（Ds）、石炭系總長溝組（Cz）、二疊系梁山組（Pl）、二疊系陽新組（Py，1 段 Py1，2 段 Py2）、二疊系吳家坪組（Pw）、三疊系飛仙關(guān)組（Tf，1段 Tf1，2 段 Tf2）（圖 3（b））.

大光包斷壁處露4條斷層，分別標(biāo)記為F-a、F-b、F-c、F-d（圖 3（b））.

圖3 大光包滑坡破壞斷壁Fig.3 Scarp of the DGB landslide

F-a：該斷層出露于滑坡主后緣斷壁及北側(cè)斷壁.由圖4（f）可見，該斷層逆沖使得上覆地層褶皺，形成背斜. 由圖 4（b）、（g）、（h）可見，斷層上部巖體極為碎裂，含泥質(zhì)、碳質(zhì)透鏡體.

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F-b：該斷層露頭是滑坡后緣斷壁和北側(cè)斷壁分界線. 由圖4中（c）可見，該斷層位移較小，由上盤地層的產(chǎn)狀變化可確定該斷層具有逆沖性質(zhì).

F-c：該斷層呈“X”型，一支近于垂直的向下插入（F-c-1），為滑坡主后緣斷壁與次后緣斷壁分界線，另一支順層發(fā)育于二疊系陽新組層間，向南延伸切穿石炭系. 由圖 4（b）、（e）可見，該斷層兩側(cè)巖體破碎，發(fā)育多個(gè)次級褶皺和順層剪切帶，屬逆沖斷層；

F-d：包括兩條高角度小斷層組成，見圖4（a），其中一條具有張性特征（F-d-1），最大張開寬度達(dá)2 m；斷層向SE延伸. 在次后緣邊界下方有200 m高直立斷面，斷面未見擦痕和擠壓跡象，斷面底端與F-d-1相接，表明滑坡前該面為F-d-1斷層的西側(cè)斷層面. 另一斷層（F-d-2）斷面南傾，在斷壁南西角，地層因F-d切割形成楔形塊體.2.1.2 巖體結(jié)構(gòu)

圖4 大光包破壞斷壁的地質(zhì)構(gòu)造特征Fig.4 Geological structure of the scarp

調(diào)查中，作者沿滑坡斷壁采集了91組巖體產(chǎn)狀數(shù)據(jù)，產(chǎn)狀測量時(shí)排出了因構(gòu)造導(dǎo)致層位變動的產(chǎn)狀數(shù)據(jù)，結(jié)果表明大光包滑坡巖體存在3組優(yōu)勢節(jié)理，產(chǎn)狀（走向/傾向/傾角）分別為：J1（節(jié)理 1）：N58°E/SE/72°，J2（節(jié)理2）：N88°E/NE/31°，J3（節(jié)理3）：N10°W/NE/84°（圖5）. J2與基巖產(chǎn)狀基本一致，中傾J2與陡傾J1交切后形成向東的自由面，陡傾J3與坡向基本一致，與J1、J2交切后形成了向東臨空的自由塊體.

圖5 大光包巖體節(jié)理、坡面及基巖產(chǎn)狀赤平投影（下半球、等角度投影）Fig.5 Stereographic projection

由圖6（a）（震旦系白云巖地層）可以看出，J1、J2、J3 3組結(jié)構(gòu)面組合將地層切割成“棋盤狀”巖石塊體. 此處巖體結(jié)構(gòu)面長為10～100 m、間距為5～10 m. 圖6（b）屬二疊系灰?guī)r地層，巖體被三組節(jié)理切割而呈“棋盤狀”結(jié)構(gòu). 圖6（c）地層巖性為泥盆系灰?guī)r，其斷面上不僅表現(xiàn)出“階梯狀”形態(tài)特征（階坎由緩傾J2和陡傾J3構(gòu)成），且發(fā)育沿J2的剪切光面.

主北側(cè)斷壁上可見剪切光面和臺坎，該光面普遍順J1面剪切形成，面上分布有一薄層白色方解石物質(zhì)（圖 7（a）、（b））；臺坎由順滑向的 J1 面和與滑向約正交的陡傾J3面組成. 這兩組節(jié)理的大量發(fā)育將巖體切割呈“片狀”（圖 7（c））. 圖 7（d）顯示了主后緣斷壁上大量發(fā)育一組陡傾結(jié)構(gòu)面（J3），使得巖體產(chǎn)生呈片狀的拉張破壞. 在主后緣斷壁上并未發(fā)現(xiàn)明顯剪切破壞特征，次后緣斷壁表面形態(tài)“粗糙”，呈拉裂面與剪切面交的“階坎狀”（圖7（e））.拉裂面受J3控制而陡傾，剪滑面受中等傾角的J2控制. 在次后緣斷壁下部，3組結(jié)構(gòu)面大量發(fā)育，巖體呈現(xiàn)“棋盤狀”結(jié)構(gòu)，在J2與J3的組合控制下巖體形成“階坎狀”破裂面（圖7（f））.

圖6 大光包滑坡巖體結(jié)構(gòu)特征Fig.6 Rock structure of the DGB landslide

圖7 大光包滑坡邊界破壞特征Fig.7 Fracture characteristics of the DGB landslide boundary

2.2 滑帶

大光包滑坡滑面出露于滑坡南側(cè)，順層發(fā)育，平直光滑（圖8（a））. 滑面上殘留平均厚度達(dá)3 m的破碎帶. 巖石學(xué)分析表明，該帶巖性為白云巖，其形成經(jīng)歷了擠壓破碎、熱液填充等過程，巖體強(qiáng)度低，對該帶巖體薄片分析[6]，結(jié)果表明該帶至少經(jīng)歷6次構(gòu)造活動[23]. 在滑坡次后緣斷壁下，發(fā)現(xiàn)了該帶露頭，該層平均厚度為5 m，并呈明顯構(gòu)造分帶特征（圖 8（b）），由下而上分為：（1） 0.2～5.0 cm 的泥化帶，呈黃褐色、處于稍濕軟塑狀態(tài)；（2） 3.0～45.0 cm的糜棱質(zhì)帶，呈灰白色，由巖屑和細(xì)礫組成，內(nèi)部含少量白云石和泥質(zhì)透鏡體；（3） 角礫巖帶和碎裂巖帶，帶內(nèi)破劈理發(fā)育，普遍被鈣質(zhì)膠結(jié)，可見大量白云石透鏡體；（4） 受斷層影響的破裂巖帶. 以上分析表明大光包滑坡滑帶發(fā)育于大光包山體內(nèi)一大型不連續(xù)地質(zhì)帶——層間錯動帶.

圖8 大光包滑坡剪滑光面及其構(gòu)造背景Fig.8 Sliding surface of the DGB landslide and geological setting

2.3 滑坡堆積體

圖9 顯示了大光包滑坡典型堆積特征，圖10為整體堆積形態(tài). 大光包滑坡啟動后滑源區(qū)留下巨大凹槽（圖 10（a）），隨后側(cè)離為 2大塊體（B1和 B2），兩塊體間形成長約1 km，寬約500 m的側(cè)離光面Ss2（圖10（b））. 該光面產(chǎn)狀與滑源區(qū)主滑動光面產(chǎn)狀近于一致. B2內(nèi)部沿側(cè)離方向形成數(shù)條小型溝槽，推測受控于內(nèi)部次級側(cè)離面. B3是北側(cè)坐滑形成的次級塊體，基本保持了原狀地層，巖體受3組優(yōu)勢節(jié)理切割呈“棋盤狀”和“片狀”（圖9（a））. 正因B3的拉裂成因，次北側(cè)斷壁表面現(xiàn)出極為“粗糙”的斷面形態(tài). R1和R2為次級崩滑，由巖性上可辨別它們來自大光包山頂三疊系飛仙關(guān). 其余堆積特征包括撞擊后物質(zhì)在慣性下前沖形成的碎屑流區(qū)（D）、與山體接觸的撞擊影響區(qū)（I）等（圖 10（b））.另外，大光包滑坡堆積體表面存在大量扁平塊石，表面平滑，可見擦痕、方解石薄膜或銹染，推測其碎裂受控于構(gòu)造結(jié)構(gòu)面（圖 9（b）、（c）、（d））.

圖9 大光包滑坡堆積的巖體結(jié)構(gòu)特征Fig.9 Rock structure characteristics of the deposit area

3 大光包斜坡不連續(xù)地質(zhì)特征的成因分析

如前所述，大光包滑坡位于大水閘背斜北西翼，表明大光包滑坡不連續(xù)地質(zhì)特征處于該構(gòu)造背斜環(huán)境中，并可推斷區(qū)域主構(gòu)造應(yīng)力方向?yàn)镹W-SE向.

在大水閘背斜形成初期，區(qū)內(nèi)地層受到NWSE向推擠，分別產(chǎn)生與最大主應(yīng)力平行和垂直的橫、縱節(jié)理[33-34]（即 J1 與 J3）（圖 11（a）），也伴隨著與主應(yīng)力斜交的斜節(jié)理的產(chǎn)生，但大光包滑坡區(qū)該節(jié)理未被大量發(fā)現(xiàn). 隨著構(gòu)造演化，大水閘背斜逐漸形成，區(qū)內(nèi)節(jié)理發(fā)育程度提高并逐漸向地層深部擴(kuò)展，此時(shí)地層間相互滑脫，并伴隨著平行于地層層面的節(jié)理產(chǎn)生，即J2（圖11（b）），滑脫導(dǎo)致層與層間和地層內(nèi)部產(chǎn)生錯動（形成錯動帶），某些局部小斷層也在這一時(shí)期形成. 將本文節(jié)理（結(jié)構(gòu)面）產(chǎn)狀與大水閘背斜區(qū)結(jié)構(gòu)面產(chǎn)狀進(jìn)行對比，結(jié)果表明它們具有幾乎相同的優(yōu)勢節(jié)理（即 J1、J2、J3）（圖 11（c））[32]，圖中：n為統(tǒng)計(jì)總數(shù)，1.3%—2.6%—3.9%—5.2%為等值線由外到內(nèi)占比.

4 強(qiáng)震大光包滑坡失穩(wěn)的工程地質(zhì)意義

4.1 強(qiáng)地震動

汶川地震最大峰值加速度記錄于震中以西18 km的武隆臺站，分別為：957.7Gal（EW），652.9Gal（NS），948.1Gal（UD）；而距震中85 km外的大光包區(qū)內(nèi)（大光包滑坡最近地震臺站為相距約5 km清平站，故滑坡區(qū)采用該站地震記錄）地震加速度達(dá)到：824.1Gal（東西向，EW），802.7Gal（南北向，NS），622.9Gal（垂直向，UD）. 由圖12可以進(jìn)一步看出，大光包區(qū)內(nèi)地震加速度峰值比小于1.2；大光包山體在強(qiáng)震過程中不僅遭受強(qiáng)烈水平地震加速度，且遭受了幾乎相同大小的垂向地震加速度；大光包區(qū)內(nèi)形成單體滑坡面積大于0.5 km2的大型滑坡達(dá)6處[5]，大光包區(qū)內(nèi)經(jīng)歷了強(qiáng)地震動.

該強(qiáng)地震動可能形成有兩方面原因：（1） 映秀—北川斷層并非連續(xù)通過大光包區(qū)，而是呈首尾斜列狀[35]，可能使得該區(qū)應(yīng)力集中，地震中伴隨著較大能量釋放；（2） Zhu等[36]分析表明當(dāng)由山體斜坡（地質(zhì)）結(jié)構(gòu)決定的固有頻率與地震頻率相等時(shí)可能產(chǎn)生“共振效應(yīng)”.

對汶川地震滑坡分布研究表明，砂巖、砂板巖、碳酸鹽、巖漿巖等八大巖區(qū)滑坡高度集中[37]，有悖于常理的是滑坡主要發(fā)育于硬巖斜坡中，而硬巖通常被認(rèn)為穩(wěn)定性較好，其原因可能是汶川高頻地震動與固有頻率較高的硬巖斜坡產(chǎn)生“共振效應(yīng)”. 對清平地震波譜分析表明：其主要頻率分布在30 Hz范圍內(nèi)，且10～30 Hz仍占有相當(dāng)比重（圖13），區(qū)內(nèi)地震動具有高頻特征；而大光包山體斜坡巖體以硬脆性的碳酸鹽巖為主[38]，具有較高固有頻率，推測地震中可能存在“共振效應(yīng)”，但仍需要進(jìn)一步的研究確認(rèn).

圖13 清平地震波頻率譜Fig.13 Fourier spectrum of Qinping seismic recordings

大光包山體發(fā)育大量不連續(xù)地質(zhì)界面，強(qiáng)震應(yīng)力波可在各類結(jié)構(gòu)面附近產(chǎn)生復(fù)雜的動應(yīng)力分異效應(yīng)，大光包滑坡滑帶背景是構(gòu)造層帶，屬山體內(nèi)大型不連續(xù)地質(zhì)帶，形成了滑坡潛在邊界. 應(yīng)指出，前述大光包山體張開或被充填裂隙本身就是介質(zhì)特性突變部位，也將產(chǎn)生反射波應(yīng)力，促進(jìn)巖體碎裂.

4.2 不連續(xù)地質(zhì)界面組合

地質(zhì)體內(nèi)不連續(xù)地質(zhì)界面（帶）可能成為斜坡穩(wěn)定性的控制因素[39-41]，大光包山體深埋厚層間錯動帶及多條斷層，它們的有機(jī)組合形成了潛在的滑坡邊界，加之前緣溝谷深切，為潛在邊界破壞的提供了臨空條件. 滑坡區(qū)J1、J2和J3有機(jī)組合將地層切割成塊體（圖14），J2促進(jìn)底滑面形成，J1與J2貫通促進(jìn)了拉裂和剪切破壞發(fā)生. 雖然區(qū)內(nèi)結(jié)構(gòu)面多被鈣質(zhì)膠結(jié)，但它們在強(qiáng)震中仍成為了薄弱面，如北側(cè)斷壁上發(fā)現(xiàn)的含方解石的剪切光面. 文獻(xiàn)[17]將大光包滑坡分為2大區(qū)、7小區(qū)，雖然堆積地貌復(fù)雜[25]，但本文認(rèn)為滑坡堆積過程一定程度受到了不連續(xù)地質(zhì)特征控制.

不連續(xù)地質(zhì)界面組合控制了區(qū)內(nèi)地形地貌. 調(diào)查發(fā)現(xiàn)，大光包滑坡區(qū)4條區(qū)域斷層與背斜軸線幾乎平行，并且也與黃洞子溝西岸發(fā)育的多條水系平行，表明經(jīng)歷了與背斜形成相關(guān)的NW-SE向構(gòu)造影響. 區(qū)域斷層在以東區(qū)域交匯（圖15），使得黃洞子溝以西構(gòu)造活動更為強(qiáng)烈，依據(jù)地貌先兆可進(jìn)行滑坡早期識別[26,42].

圖14 大光包山體結(jié)構(gòu)面組合特征Fig.14 Combined relationships of structure planes of DGB Mountain

圖15 大光包區(qū)域斷層組合特征Fig.15 Combined relationships of fault of the DGB landslide

4.3 地下水作用

調(diào)查表明地震前大光包山體地下水較為豐富.主溝黃洞子溝，枯水期流量約為0.3 m3/s，最大流量達(dá)60 m3/s. 位于滑坡體上的長石板溝為流水溝，溝頭（高程約2 600 m）發(fā)育一口大泉，被當(dāng)?shù)厝朔Q為“大巖窩天井”，出水口被描述為有碗口粗細(xì)，長年不衰竭；大光包山腳段（高程約1 550 m）發(fā)育一口大泉，當(dāng)?shù)厝朔Q為“青蛙巖”，水量較大，長年不衰竭，匯入黃洞子溝. 可以肯定，層間錯動帶位于地下水位之下（圖16）.

圖16 大光包滑坡剖Fig.16 Longitudinal section and cross-section of the DGB landslide

在滑坡后緣滑帶內(nèi)開挖的平硐揭示了該帶的良好導(dǎo)水特性，地下水從張性裂隙滲出（圖17）. 強(qiáng)震促使大光包山體內(nèi)部不連續(xù)地質(zhì)界擴(kuò)展貫通，尤其是J1和J3兩組陡傾結(jié)構(gòu)面，貫通后將成為垂向?qū)ǖ溃捎贘1傾向與坡向基本一致，飽水的J1結(jié)構(gòu)面可形成向坡外的推力，不利于坡體穩(wěn)定. 另外，緩傾的J2結(jié)構(gòu)面與地下水連通后可形成浮托力降低結(jié)構(gòu)面抗剪強(qiáng)度. 若地下水與大光包滑坡層間錯動帶連通，地下水進(jìn)入因強(qiáng)震碎裂的錯動帶巖體而產(chǎn)生高孔壓，可降低帶內(nèi)巖體有效應(yīng)力，根據(jù)有效應(yīng)力原理， τ′=(σ -P)tan φ ，其中：σ 為正應(yīng)力；P為孔隙水壓力；φ為裂隙面摩擦角，可降低抗剪強(qiáng)度.

圖17 層間錯動帶滲水特征Fig.17 Permeability of the bedding fault

5 結(jié) 論

前人研究了大光包滑坡形態(tài)、運(yùn)動和堆積特征，分析和探討了強(qiáng)震大光包斜坡的動力響應(yīng)及其對滑坡形成的觸發(fā)作用；結(jié)合已有研究，本文對大光包滑坡滑源區(qū)、堆積區(qū)及周圍區(qū)域地質(zhì)特征進(jìn)行了詳細(xì)調(diào)查，揭示了大光包滑坡的不連續(xù)地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征，并進(jìn)一步探討了該不連續(xù)地質(zhì)特征在強(qiáng)震作用下對滑坡失穩(wěn)的促進(jìn)作用，提出了大光包山體斜坡不連續(xù)地質(zhì)結(jié)構(gòu)特征為強(qiáng)震滑坡形成提供了先決條件. 具體結(jié)論如下：

（1） 大光包山體斜坡處于（龍門山）逆沖斷裂帶內(nèi)的（大水閘）背斜構(gòu)造環(huán)境，受構(gòu)造演化的區(qū)域斷層、局部錯動帶及優(yōu)勢結(jié)構(gòu)面等不連續(xù)地質(zhì)界面的切割，使得大光包山體具有顯著不連續(xù)地質(zhì)特征.

（2） 強(qiáng)震過程大光包滑坡后緣和北側(cè)邊界、南側(cè)滑帶和堆積過程都表現(xiàn)出顯著的不連續(xù)地質(zhì)界面特征.

（3） 大光包滑坡構(gòu)造地質(zhì)特征的工程地質(zhì)意義表現(xiàn)為：① 汶川地震中大光包區(qū)內(nèi)受到強(qiáng)震作用，大光包山體不連續(xù)地質(zhì)特征，尤其是層間錯動帶是斜坡失穩(wěn)的潛在因素，② 大光包山體內(nèi)不連續(xù)地質(zhì)界面的有機(jī)組合對滑坡邊界具有控制作用；③ 地下水伴隨著強(qiáng)震過程不連續(xù)地質(zhì)界面貫通可能促使了大光包滑坡快速啟動.