李宇嘉, 陳寧生, 楊 溢, 侯儒寧, 何 杰, 倪化勇, 劉恩龍

(1.昆明理工大學 公共安全與應(yīng)急管理學院，昆明 650093；2.中國科學院、水利部 成都山地災(zāi)害與環(huán)境研究所，成都 610041；3.高原科學與可持續(xù)發(fā)展研究院，西寧 810016； 4.中國科學院大學，北京 100049；5.成都理工大學 旅游與城鄉(xiāng)規(guī)劃學院，成都 610059；6.中國地質(zhì)調(diào)查局 探礦工藝研究所，成都 611734； 7.四川大學 水利水電學院，成都 610065)

昔格達組(NQx)是一套發(fā)育在青藏高原東南部的金沙江、大渡河和雅礱江流域，由粉砂和黏土組成的湖相細粒沉積半成巖地層，出露總面積為40 000 km2[1]。近年來，相關(guān)領(lǐng)域的學者對昔格達組進行了密切關(guān)注，并對其形成時代[2]、形成機制[3]和物理力學性質(zhì)[4]有了一定的認識。昔格達組形成于古近紀漸新世與第四紀更新世之間，固結(jié)時間短，巖石性質(zhì)由軟土到軟巖，整體強度低，易風化，遇水易軟化，極易發(fā)生滑坡[5-6]。然而，昔格達組地層發(fā)生的半成巖滑坡較少，對此類滑坡的破壞機制和防治方法仍知之甚少。

研究發(fā)現(xiàn)昔格達組地層滑坡對降雨入滲響應(yīng)存在的滯后性[7]，這給該類型滑坡的預(yù)測預(yù)報增加了難度。滑坡滯后于降雨的現(xiàn)象一直以來都存在，但往往沒有引起足夠的重視，從而造成嚴重的后果。雖然大多數(shù)降雨引發(fā)的滑坡事件與極端降雨同時發(fā)生，但有些滑坡卻在不同程度上滯后于降雨[8-9]，例如湖南省寧鄉(xiāng)縣王家灣滑坡滯后于降雨8 h[10]，四川省漢源縣康家坡滑坡滯后于降雨2 d[11]等。亓星等[12]在甘肅省黑方臺研究發(fā)現(xiàn)大面積臺塬灌溉會導(dǎo)致降雨和地表水通過孔隙、裂隙進入土壤內(nèi)部并在底部向臺塬四周滲出，從而導(dǎo)致滑坡的發(fā)生存在滯后效應(yīng)。

據(jù)四川省應(yīng)急管理局發(fā)布的消息，2020年8月21日凌晨3點50分左右，四川省漢源縣富泉鎮(zhèn)中海村6組突發(fā)大型昔格達組順層基巖滑坡。據(jù)調(diào)查得知,滑坡發(fā)生前最后一場累計降雨量≥5 mm的連續(xù)降雨事件發(fā)生于2020年8月18日19時至2020年8月19日10時，滑坡的發(fā)生滯后于此次連續(xù)降雨事件42 h?；潞缶壍牧严蹲钤缬?月19日被發(fā)現(xiàn)，自8月20日14時起鄉(xiāng)村干部就已展開群測群防工作，轉(zhuǎn)移了受威脅的村民；而民眾“雨停即災(zāi)?！钡南敕▽碌姆罏?zāi)減災(zāi)工作造成了較大阻礙，入夜后有人返回家中時不幸遭遇了滯后發(fā)生的滑坡。

筆者對滑坡區(qū)域進行了現(xiàn)場調(diào)查，通過無人機航拍獲取地形影像數(shù)據(jù)并結(jié)合室內(nèi)土力學實驗分析等方法，對該滑坡的地質(zhì)地形背景、滑動變形特征和滯后降雨的過程進行分析，探討影響滑坡發(fā)生的因素與產(chǎn)生滯后效應(yīng)的原因，并結(jié)合實際情況提出減災(zāi)建議，為昔格達組滯后型滑坡災(zāi)害預(yù)警和治理提供參考。

1 區(qū)域背景

1.1 地質(zhì)構(gòu)造與地形地貌

漢源縣位于川滇南北構(gòu)造帶的北段，為南北向、北西向、北東向三大構(gòu)造的復(fù)合區(qū)，區(qū)域地質(zhì)構(gòu)造較為復(fù)雜，斷裂、褶皺較為發(fā)育，主要以南北走向的漢源-昭覺斷裂、宜坪-美姑斷裂為主，北西走向的石棉斷裂和北東走向的峨眉山斷裂帶相互交錯[13]?；聟^(qū)受汶川“5·12”特大地震及雅安“4·20”強烈地震的影響，地層節(jié)理和裂隙十分發(fā)育，地震基本烈度為Ⅷ度[14]，地震加速度值為0.15 Gal (1 Gal=1 cm/s2)，“4·20”地震后震區(qū)地質(zhì)災(zāi)害點較震前新增14%[15]，在降雨等外界因素作用下極易發(fā)生地質(zhì)災(zāi)害[16]。

滑坡位置的坐標為102°41′45″E，29°20′45″N(圖1)?；聟^(qū)地貌類型屬于侵蝕構(gòu)造中低山型地貌，山體位于大渡河深切河谷區(qū)左岸，地勢較低，平均海拔高度為 1 008 m，滑坡所在的斜坡整體走向約300°，呈西南高北東低，斜坡坡度15°～45°，坡面呈折線形，局部為陡坡、陡坎、陡崖；坎的高度一般為1.5～5 m，局部為10～20 m。斜坡上季節(jié)性沖溝發(fā)育。斜坡上植被覆蓋較好，以果樹、灌木、旱地、水田等為主。

圖1 中海村滑坡位置示意Fig.1 Schematic diagram showing the location of the Zhonghai Village landslide

1.2 地層巖性

圖2 研究區(qū)地質(zhì)圖Fig.2 Geological map of the study area

滑坡表層的第四系全新統(tǒng)殘坡積層，平均厚度5 m，表層土壤中的礫石、砂粒、粉粒和黏粒的體積分數(shù)分別為15%、25%、30%和30%。土壤的液限為49.13%，塑性指數(shù)為14.87，為含礫粉質(zhì)黏土。下伏基巖為昔格達組砂巖與黏土巖互層，產(chǎn)狀50°∠13°(圖3)。該地層底部發(fā)育礫巖層；砂巖與黏土巖多以互層狀產(chǎn)出，局部地段砂巖、黏土巖呈厚層狀，最大厚度可達8 m以上；炭質(zhì)黏土巖多呈夾層狀產(chǎn)出，厚度一般在0.5～1 m，深部地段可達5 m，與上下地層接觸面光滑，炭質(zhì)黏土巖飽水呈土狀。該區(qū)昔格達組為半成巖，是一種結(jié)構(gòu)構(gòu)造不均一的極軟巖，富含黏粒及黏土礦物，壓縮性較強，遇水及外力震動易崩解，初期在巖體內(nèi)部形成裂隙。地下水沿裂隙面下滲侵蝕切割巖體，裂隙增寬成為裂縫，不利于巖體的穩(wěn)定，易使巖體變形從而發(fā)生地質(zhì)災(zāi)害[7]。

圖3 中海村滑坡工程地質(zhì)剖面圖Fig.3 Engineering geological section of Zhonghai Village landslide

2 滑坡形態(tài)特征

中海村“8·21”滑坡位于漢源縣富泉鎮(zhèn)中海村6組，其平面形態(tài)呈復(fù)合S形，主滑方向10°。后緣以裂縫為界，前緣為斜坡坡腳，縱向長約650 m，左右側(cè)以地形陡緩交界處為界，橫向?qū)挾葹?0～270 m，滑坡面積8.1×104m2，后緣陡坎高7 m，滑坡區(qū)最大滑移深度27.5 m，平均厚度約7 m，滑坡總體積約58.0×104m3，后緣海拔高度1 030 m，前緣海拔高度850 m，前后緣垂直高差180 m，滑動距離約665 m，平均坡度17°?；掳l(fā)生前所處大部分區(qū)域為坡度小于10°的耕地和梯田(圖4-A)?；聫男螒B(tài)上可分為物源區(qū)、加載滑移區(qū)、刮鏟區(qū)和堆積區(qū)(圖4-B)。

圖4 滑坡區(qū)域前后對比圖Fig.4 Comparison of landslide area before and after occurrence of landslide

物源區(qū)：該區(qū)域呈扇形，后緣海拔高度1 030 m，前緣海拔高度985 m，縱向長約100 m，后緣橫向?qū)捈s80 m，前緣橫向?qū)捈s140 m，滑坡面積0.93×104m2，體積約21.90×104m3，占滑坡總體面積的11%?；潞蟊跒榛疃钙拢露葹?0°～85°，兩側(cè)壁后部形成高5～16 m的垂直陡坎，后側(cè)和東側(cè)均有明顯劃痕，反映了滑坡的拉裂和蠕變歷史。

加載滑移區(qū)：該區(qū)位于物源區(qū)下方，呈梯形狀，海拔高度在940～985 m，面積約2.47×104m2，體積約36.10×104m3?；掳l(fā)生前，該處是一個坡度約為10°的平臺。在物源區(qū)松散物質(zhì)的沖擊載荷作用下，發(fā)生滑動破壞。兩側(cè)形成的滑坡陡坎高差為7～14 m。

刮鏟區(qū)：位于加載滑移區(qū)下方，平面形態(tài)呈勺形，后緣海拔高度940 m，前緣海拔高度870 m，高差70 m?？v向長約230 m，橫向?qū)?0～210 m，面積3.90×104m2。為推移式滑動，滑坡體上樹木變形嚴重，整體坡度為13°～15°，比上段物源區(qū)的坡度更為平緩，使得部分滑坡土體堆積在Ⅲ級平臺上。該區(qū)域下部有多級陡坎，坡度為10°～20°，為土體再次滑動釋放能量提供了條件。土體高速滑動并不斷刮削邊坡原有的殘坡層，導(dǎo)致滑坡體進一步增大。由于下部坡度變緩和松散堆積物解體的影響，刮鏟作用減弱，前緣沿兩側(cè)的龍虎溝和人工引水渠快速收縮，邊界呈鋸齒狀。

堆積區(qū)：平面形態(tài)呈矩形，后緣海拔高度870 m，前緣海拔高度850 m，高差20 m?？v向長約122 m，橫向?qū)捈s70 m，堆積區(qū)面積0.80×104m2。堆積區(qū)與S435公路交叉，滑坡發(fā)生時，公路旁的邊坡為滑坡提供了臨空面，土體順坡沖下，最后被房屋阻擋后停止移動，堆積在流沙河左岸。上部坡度約18°，下部坡度10°。

3 雨后型滑坡成因分析

3.1 地層及地形條件因素

3.1.1 地層條件

滑坡所在區(qū)域為昔格達組地層，是一套由粉土、細砂和黏土組成的半成巖，其工程性質(zhì)極差，遇水飽和后極易發(fā)生滑坡災(zāi)害[6]。滑坡區(qū)昔格達組主要由粉細砂巖和黏土巖兩種巖性地層單元構(gòu)成，兩者在垂向上交替出現(xiàn)，形成互層結(jié)構(gòu)。

根據(jù)現(xiàn)場調(diào)查，滑坡上部后緣陡峭段多為風化的粉細砂巖土體(圖5-A)，呈現(xiàn)黃白色或灰白色淺色調(diào)；滑坡區(qū)中下部平緩段多為飽水的黏土巖，呈現(xiàn)黑灰色深色調(diào)。究其原因，是粉細砂巖土體滲水能力較黏土巖大，其表面的水分很快入滲至黏土巖，當滑坡體結(jié)構(gòu)含水時，粉細砂巖為含水、透水介質(zhì)，黏土巖則作為隔水(儲水、弱透水)介質(zhì)(圖5-B)。在基覆界面上層土體失穩(wěn)滑動后，受水力梯度作用，粉細砂層中的地下水向較低的位置排泄，并在坡腳形成地表積水。隨著時間的推移，粉細砂層中的地下水位不斷降低，從下至上出現(xiàn)含水率依次降低、顏色逐漸變淺的飽水帶、毛細水帶、高含水率帶和低含水率帶[17]。在此過程中粉細砂層的側(cè)向排泄和坡腳積水現(xiàn)象都是借助黏土層的隔水作用實現(xiàn)的。砂巖層透水、黏土巖隔水的特殊互層結(jié)構(gòu)使得降雨的入滲和地下水的轉(zhuǎn)化過程變得更為復(fù)雜。

圖5 滑坡現(xiàn)場地層示意圖Fig.5 Photographs showing the strata at landslide site

根據(jù)前文所述，昔格達組的黏土巖具有較高的黏土含量，遇水極其容易崩解，力學強度急劇降低。經(jīng)過鉆探揭示，滑帶為昔格達組炭質(zhì)黏土巖(圖6-A)、黏土巖與上層砂巖接觸帶的夾層(圖6-B)， 滑帶巖體飽水后，結(jié)構(gòu)全部被破壞，具土體性質(zhì)特征(粉質(zhì)黏土)，軟-可塑狀。這意味著昔格達組黏土巖遇水后強度迅速降低，滑面在該地層貫通，其力學性能的降低是滑坡發(fā)生的關(guān)鍵。此外，鉆孔揭示的滑帶平均坡度16°～18°，略大于巖層傾角，但基本一致，為一順層基巖滑坡，所以昔格達組順坡向的地層產(chǎn)狀也促進了滑坡的發(fā)生。

圖6 滑帶鉆探照片F(xiàn)ig.6 Photographs showing the drilling cores in sliding belt (A)炭質(zhì)黏土巖中的軟弱帶; (B)層間軟弱帶(軟化為粉質(zhì)黏土)

通過對現(xiàn)場取得的滑體土樣5組、滑帶土樣3組和滑床巖樣8組進行實驗測試，獲得了樣品物理和力學性質(zhì)平均值(表1)。試驗結(jié)果表明，滑動區(qū)土壤含水幾乎飽和，天然水含量(質(zhì)量分數(shù)33.16%)接近其液體限制(36.64%)。在快速直接試驗條件下，樣品的黏聚力為17.62 kPa，內(nèi)摩擦角為12.14°。連續(xù)降雨后，地下水含量的增加削弱了滑動區(qū)域巖土體的強度，降低了土體的穩(wěn)定性。滑帶土體含水飽和后黏聚力由15.13 kPa下降至12.30 kPa，抗剪強度迅速降低，砂巖和黏土巖含水飽和之后的黏聚力僅為22.00 kPa和20.00 kPa，表明滑坡區(qū)昔格達組巖性屬于極軟巖，穩(wěn)定性差，遇水后力學性能迅速降低。

表1 滑動區(qū)巖土物理力學參數(shù)Table 1 Physical and mechanical parameters of rock and soil samples in sliding zone

3.1.2 地形條件

滑坡發(fā)生前，原山體為多平臺梯田地形(圖4)。平臺上種植有農(nóng)作物，長期的耕種灌溉導(dǎo)致坡體土壤干濕反復(fù)，土體抗剪強度降低的同時容易形成裂隙，為地下水補給提供了通道[18]。各臺地間陡坎和微地貌發(fā)育，為滑坡的發(fā)生和運動提供了良好的地形條件。滑坡區(qū)山體可以分為4級平臺。Ⅰ級平臺位于滑坡形成區(qū)的后方，起到了收集降雨的作用，也是滑坡最先失穩(wěn)的部分。加載滑移區(qū)所處的Ⅱ級平臺有效阻止了源區(qū)中初始物源的移動，受到Ⅰ級平臺滑動物質(zhì)的加載作用而再次失穩(wěn)。刮鏟區(qū)所處的Ⅲ級平臺后部是陡崖地貌，坡度為35°～40°，為滑坡土體失穩(wěn)進一步滑移提供了自由面，并增大滑體勢能?；掳l(fā)生后，坡度較為平緩的Ⅲ級平臺堆積了大量滑動物質(zhì)，比原始地形高出7～10 m。位于堆積區(qū)上方的第Ⅳ級平臺下方為公路邊坡，為滑坡的發(fā)生提供了不穩(wěn)定臨空面。

Ⅰ級平臺滑坡體失穩(wěn)后為Ⅱ級平臺的加載作用增加了滑坡的規(guī)模和危害，據(jù)估算率先失穩(wěn)滑動的物質(zhì)達 100 000 m3。Ⅱ級平臺土體結(jié)構(gòu)在外部振動荷載的作用下會形成典型振動液化的破壞模式[19]。沖擊液化被認為是階梯地形滑坡形成的重要機制之一[20-21]。在沖擊載荷作用下，滑帶土體顆粒的孔隙被壓縮，原有結(jié)構(gòu)被破壞，部分低硬度礦物破碎形成碎屑顆粒。這些碎屑顆粒在水壓的作用下快速移動，堵塞了一些細小通道。此時滑帶土體受沖擊含水完全飽和，由于通道堵塞，孔隙水壓力無法通過排水而快速消散。沖擊載荷將急劇增加總應(yīng)力和孔隙水壓力，導(dǎo)致抗剪強度迅速下降[21]。隨著抗滑力的迅速減小和滑動力的增加，加載滑移區(qū)的滑動面迅速穿透并向下滑動。滑動土體沖擊至刮鏟區(qū)時，發(fā)生了同樣的過程，因此形成了二次滑動的現(xiàn)象?，F(xiàn)場調(diào)查所見的平整且富水的滑動表面證實了這一現(xiàn)象(圖7)。

圖7 平整富水的滑體表面Fig.7 Smooth sliding surfaces with abundant water

3.2 降雨及地下水補充過程

3.2.1 降雨條件

漢源縣年平均氣溫為17.8 ℃，多年平均降水量為756 mm左右，降水主要集中在5～10月份；7月份的累年平均溫度為25.3 ℃，平均降水量為171.1 mm；8月份平均溫度為25.1℃，平均降水量為169.6 mm，單日降水量≥50 mm的天數(shù)為0.4天。根據(jù)漢源縣氣象局的降雨數(shù)據(jù)：2020年8月8日20:00至18日20:00，全縣總降雨量達到243.2 mm(其中16日20:00至17日20:00降雨量58.7 mm，18日20:00至19日20:00降雨量47.7 mm)；由滑坡發(fā)生日往前一個月的降雨量高達327.9 mm(圖8)，較往年同期偏多93%。前期的高強度持續(xù)降水，為雨水入滲山體創(chuàng)造了條件，為此次滑坡災(zāi)害形成的首要因素。雨水入滲山體發(fā)生破壞主要體現(xiàn)在以下兩個過程：①滑坡體右側(cè)有一條常流水沖溝(龍虎溝)，滑坡體左側(cè)有一條人工水泥引水渠(圖4-A)，調(diào)查時發(fā)現(xiàn)溝道已有多處開裂痕跡，由于兩側(cè)溝道的匯流作用，為降雨積水入滲至山體內(nèi)部提供了途徑；②由于滑坡區(qū)位于大渡河干旱河谷區(qū)[22]，而雨季前期的干旱會使黏土含量較高的表層土體由于不均勻漲縮產(chǎn)生微裂縫[23]。且許多研究證明，這種微裂縫不僅會造成土體強度的降低[24]，更重要的是為降雨的入滲提供了有效的通道[25]，利于降雨入滲至土體內(nèi)部，從而引發(fā)滑坡災(zāi)害。

圖8 中海村滑坡滑前降雨過程曲線圖Fig.8 Curve of rainfall in Zhonghai Village before the landslide

3.2.2 地下水補充過程

中海村滑坡區(qū)地下水主要分為兩種類型：松散巖孔隙水和碎屑巖裂隙孔隙水。其中松散巖孔隙水主要為第四系松散堆積物中的孔隙水，儲水物質(zhì)為滑坡堆積層、殘坡積層、沖洪積層等。滑坡堆積層主要分布于斜坡地帶，含水巖組以粉土、粉質(zhì)黏土、含碎石粉質(zhì)黏土等為主，鉆孔勘探揭露該層地下水的深度為1.5～9 m，不具有統(tǒng)一地下水面，滑坡區(qū)局部滑體的孔隙率大，土體富水，以潛水為主。地下水主要受大氣降雨和灌溉補給，一般沿內(nèi)部孔隙徑流，在沖溝或溪溝處排泄至坡腳形成水田。碎屑巖裂隙孔隙水則賦存于昔格達組砂巖、黏土巖、泥巖的裂隙、孔隙中，淺層風化裂隙發(fā)育，砂巖孔隙發(fā)育，儲水介質(zhì)較小，富水性較差，主要受降雨及松散巖類孔隙水的下滲補給，在裂隙中徑流，在北側(cè)溪溝地帶排泄。

昔格達組特殊的互層結(jié)構(gòu)會形成多個地下水含水層，可劃分為上層滯水、潛水和承壓水，在垂向剖面上，這3類地下水均具多層性而且相互之間不存在埋深依次增大的關(guān)系。大多數(shù)學者認為，前期降雨通過入滲補充地下水，并在坡體上形成統(tǒng)一地下水位時入滲至滑床，導(dǎo)致滑體的穩(wěn)定性系數(shù)降低[11]；在降雨結(jié)束后，穩(wěn)定性系數(shù)不會立即回升，導(dǎo)致了滑坡發(fā)生對降雨的響應(yīng)具有滯后性[7]。同時，由于昔格達組地層中斷裂構(gòu)造十分發(fā)育，不同含水層之間會通過這些斷裂相互補給與排泄，隨著補給及排泄情況的變化，上層滯水、潛水和承壓水之間會發(fā)生相互轉(zhuǎn)化(圖9)，這種轉(zhuǎn)化要比其他環(huán)境下更為普遍[26]。當上層滯水和潛水在外界補給(降雨)充足時，地下水充滿整個透鏡體或粉細砂層后補給量仍大于排泄量，則上層滯水和潛水就會轉(zhuǎn)變?yōu)槌袎核７粗?，當承壓水的?cè)壓水位降到隔水頂板之下后，也會轉(zhuǎn)變?yōu)樯蠈訙驖撍?。根?jù)現(xiàn)場調(diào)查，在滑坡形成區(qū)上方東側(cè)有一口水井(圖10-A)，且滑坡體西側(cè)鄉(xiāng)道旁不斷有水滲出(圖10-B)，表明滑坡發(fā)生前該區(qū)域富含地下水。在前期高強度持續(xù)降雨影響和長時間灌溉用水的作用下，滑坡區(qū)地下水得到充分補給，可能導(dǎo)致滑坡區(qū)地下水出現(xiàn)轉(zhuǎn)化過程，這一過程的進行需要一定的時間，從而導(dǎo)致了非飽和帶土體飽和過程的滯后性。當?shù)叵滤霛B至滑床后，滑坡表面土體逐漸趨于飽和狀態(tài)，坡體自重急劇增加，沿基覆界面形成貫通滑面后[27-28]，滑坡整體啟動。

圖9 地下水轉(zhuǎn)化示意圖Fig.9 Schematic diagram of groundwater conversion

圖10 滑坡區(qū)地下水出滲示意圖Fig.10 The groundwater seepage in landslide area

3.3 滑坡演化過程

中海村滑坡的發(fā)生是內(nèi)外因素共同作用的結(jié)果?；聟^(qū)的昔格達組粉砂巖風化后形成高滲透性土壤，黏土巖夾層的低滲透性有利于地表水滲透和地下水滯留(圖5)。加之前期超平均水平的持續(xù)降雨(圖8)，滑坡體含水量和重力增加，降低了土體的力學性質(zhì)，不利于滑坡體的穩(wěn)定。降雨和滲流作用增加了滑動區(qū)的含水量和孔隙水壓力，從而導(dǎo)致滑動區(qū)的裂縫擴展、軟化和強度降低(表1)。調(diào)查表明，8月19日后滑坡后緣處旱田發(fā)生明顯變形，裂縫出現(xiàn)在邊坡背面及兩側(cè)沖溝，并隨著時間的推移進一步擴展，且坡腳處路基旁伴有地下水出滲現(xiàn)象。蠕動變形階段發(fā)生于8月19至20日，經(jīng)歷了42 h的蠕動變形后于8月21日凌晨3時50分左右滑坡啟動。

綜合分析地層、地形、氣象和地下水等因素，初步探明了中海村滑坡的演化過程。根據(jù)滑坡高程變化(圖11)、地貌特征和現(xiàn)場調(diào)訪得出滑坡的破壞變形過程主要經(jīng)歷了4個階段：

圖11 滑坡滑移前后高程變化圖Fig.11 The elevation change before and after landslide sliding

第一階段為邊坡蠕動變形階段。在連續(xù)降雨作用下，降雨入滲補充地下水的同時增加了滑體的飽和容重。地下水滲入邊坡軟弱夾層，導(dǎo)致其抗剪強度降低。隨著時間的推移，在重力作用下，邊坡上出現(xiàn)了拉應(yīng)力區(qū)，表面出現(xiàn)了拉裂。

第二階段為加載滑移階段，發(fā)生在滑坡的形成和加載滑移區(qū)。降雨停止后，坡體的滲流過程仍在繼續(xù)。隨著裂隙的進一步加深和滑動面的貫通，坡體遭到破壞，短時間內(nèi)大量滑坡物質(zhì)被加載到坡體下部，滑動體積約21.90×104m3。

第三個階段為滑移刮鏟階段。由于滑坡山體原狀為階梯地形且中下部坡度較緩，高位發(fā)生的土石滑動到山坡中部的緩坡區(qū)，在強大的勢能和沖擊作用下，下部邊坡質(zhì)量增加，飽和滑動帶強度迅速下降，沿斜坡向下鏟刮表層松散土層，其中大部分物質(zhì)堆積于下方緩坡平臺處，堆積厚度6～18.5 m。在H1-ZK8鉆孔內(nèi)分布有3層植物根系，深度分別是10.5 m、18.5 m、20.1 m，證明至少該區(qū)域經(jīng)過了多次滑覆堆積(0～10.5 m段為滑覆堆積，10.5～18.5 m段為滑覆堆積，18.5～20.1 m段為鏟刮層)。

第四階段為流體運動階段，部分滑動體繼續(xù)向下移動，形成泥石流。在這個過程中，邊坡的原始土壤沿著滑動路徑被刮除。泥石流因最下方緩坡平臺的緩沖和房屋的阻擋而減緩、堆積。

在4個階段滑動的作用下，整個滑坡體滑動距離約為665 m，沿省道S435內(nèi)側(cè)陡坎處沖出，堆積于省道S435上與外側(cè)居民區(qū)內(nèi)。

4 結(jié)論與減災(zāi)建議

4.1 結(jié)論

本文采用現(xiàn)場調(diào)查、無人機航拍、遙感解譯、實驗分析等方法，對中海村“8·21”滑坡的地質(zhì)背景、形態(tài)特征、滑動過程進行了詳細描述，并探討了地層地貌、前期降雨、地下水轉(zhuǎn)換對滑坡發(fā)生所造成的影響，分析了滑坡的形成特征及其滯后原因，得到以下幾點結(jié)論：

a.中海村“8·21”滑坡屬于中型昔格達組順層基巖滑坡，其發(fā)生滯后于前期降雨42 h?；聫男螒B(tài)上可分為物源區(qū)、加載滑移區(qū)、刮鏟區(qū)和堆積區(qū)4個區(qū)域，經(jīng)過4個階段的滑動作用后沖出約58.0×104m3的固體物質(zhì)。

b.中海村滑坡所在昔格達組地層工程性質(zhì)極差，其特殊的互層結(jié)構(gòu)為前期降雨補充地下水提供了有利條件；同時，階梯狀的梯田地形充分積聚了前期降雨及灌溉水的補給，平臺間陡坡和緩坡的變化為滑動土體的沖擊液化作用提供了條件，是滑坡形成二次滑動的原因。

c.前期超平均水平93%的降雨是此次滑坡形成的首要原因，地下水位對前期降雨通過土體裂隙入滲的響應(yīng)滯后和特殊地層條件下地下水可能發(fā)生的轉(zhuǎn)換過程導(dǎo)致了本次滑坡的滯后。

4.2 減災(zāi)建議

中海村滑坡發(fā)生后，坡體上方和兩側(cè)坡體表面均發(fā)育有多條裂隙，在暴雨狀況下處于不穩(wěn)定狀態(tài)，一旦發(fā)生滑移，很可能造成巨大損失。結(jié)合此次滑坡成因與周圍坡體發(fā)展趨勢，提出以下幾點減災(zāi)建議：

a.在此次災(zāi)害中，群測群防監(jiān)測預(yù)警成效顯著，但要將科學減災(zāi)的理念深入到更多的偏遠地區(qū)老年群體中，依然任重而道遠，需要每一位地質(zhì)災(zāi)害防治工作者繼續(xù)共同努力。由于滑坡等地質(zhì)災(zāi)害的發(fā)生經(jīng)常滯后于降水，在今后的群防群測工作中，組織群眾的撤離還需要注意“撤得出，穩(wěn)得住”。

b.中海村滑坡體及周邊區(qū)域穩(wěn)定性差，危害性大，滑坡危險范圍內(nèi)人口集中，大規(guī)模搬遷難度大，因此建議采取綜合防治工程以及避讓搬遷的治理措施。

作者在調(diào)查過程中得到了四川省地質(zhì)工程勘察院集團有限公司的幫助，特此致謝！