滑坡形成机理研究一直是滑坡灾害研究的核心难题和热点问题之一^[1~9]，导致滑坡发生的各项控制因素也受到国内外学者的普遍关注。人们普遍赞同断裂是滑坡形成过程中非常重要的地质作用^[10~12]，且认为降雨、地震等是滑坡发生的重要诱发因素。大多数学者根据降雨量监测数据研究降雨与滑坡的关系，并据此建立相关模型分析降雨诱发滑坡的阈值^[13~16]。甘肃舟曲泄流坡滑坡自形成以来，曾发生过多次下滑堵江事件，因而受到当地政府和相关专家的重视，甘肃省环境监测院、舟曲县国土局将泄流坡滑坡作为灾害监测预警点，进行实时监测。近年来，一些学者相继对该滑坡进行了初步研究。吴玮江等^[17]对泄流坡滑坡的特征进行了较详细的分析；张茂省等^[18]、丁宏伟等^[19]和Scheidegger A E等^[20]对甘肃南部重大滑坡灾害分布规律进行了论述；畅益锋等^[21]对泄流坡滑坡的成因进行了初步分析；张妮^[22]等对泄流坡滑坡滑带土的地球化学特征和微观结构进行了论述。然而对泄流坡滑坡的变形特征、形成机理以及活动断裂带对滑坡形成的影响程度研究尚不多见。本文基于舟曲泄流坡滑坡的野外详细调查和变形监测资料，探讨泄流坡滑坡蠕滑变形特征和形成机理，以期为滑坡的监测预警防治提供科学依据。

1 滑坡环境地质条件

甘肃省舟曲县位于西秦岭构造带南侧，境内山高谷深，沟壑纵横，坡陡流急，地质构造发育，新构造运动强烈，属地震多发区。区内岩体破碎，结构松散，坡降较大，地质环境脆弱，水土流失严重，是我国滑坡、崩塌、泥石流高发区之一。

舟曲泄流坡滑坡所处区域主要发育有白龙江复背斜、光盖山—迭山南麓断裂、迭部—白龙江断裂等构造。坪定—化马断裂是光盖山—迭山南麓断裂的分支之一，该断裂走向为北西西—近东西，与区域主断裂走向基本一致。据现有成果，坪定—化马断裂为走滑逆冲活动断裂^[23]。此外区内尚发育北东、北北东及近东西向的次级断裂构造，切断北西方向的走向断裂，使地层岩体更为破碎。区内地层主要为中泥盆统古道岭组第二岩性段（D₂g₂）的炭质板岩、千枚岩、砂岩夹薄层硅质灰岩，中—上石炭统（C₂₊₃）灰—灰白色中厚层块状致密纯灰岩、灰—深灰色中厚层夹薄层灰岩和少量钙质砂岩、板岩。滑坡前缘剪出口及白龙江对岸为中—上石炭统（C₂₊₃）。

区域多年平均降水量435.8 mm，汛期为6—9月，日均最大降水量63.3 mm，小时最大降水量47.0 mm，年均蒸发量2000 mm，年均气温12.9 ℃。泄流坡滑坡后壁及后缘两侧有地下水出露，据调查共有泉眼6处，泉水流量1.0~2.0 L/s，系滑床基岩裂隙水，受大气降水补给，经滑坡体渗流最终排泄到白龙江。

2 滑坡基本特征

舟曲泄流坡滑坡位于舟曲县城东侧6 km的白龙江左岸，沿坪定—化马断裂带发育。滑坡平面形态呈不规则的长舌状（见图 1），上部宽度较大，中下部窄，剖面形态为复合型（见图 2）。主滑方向285°，滑坡体长约2700 m，宽度600~700 m，厚度40~55 m，总体积超过6000×10⁴ m³。滑坡无明显后壁，高程2040~2200 m，前缘剪出口高程1310~1320 m，相对高差750~900 m。南北两侧山坡发育多处滑坡、崩塌，纵向冲沟发育，除滑坡前缘西侧冲沟较深外，其余地带冲沟较浅。

舟曲泄流坡滑坡发育在断裂破碎带上，破碎带原岩主要为中泥盆统古道岭组第二岩性段（D₂g₂）的炭质板岩、千枚岩、砂岩夹薄层硅质灰岩，受断裂构造作用，岩体破碎裂隙发育，稳定性较差。从滑坡体岩性上看，泄流坡滑坡可归为松散堆积层滑坡。滑坡体分上下两段。上段岩土体上部为马兰黄土，下部主要由炭质千枚岩、板岩、碎块石等构成，结构杂乱，劈理、揉皱等变形现象非常发育，而且风化严重；下段的滑体大多由上段滑落下来的黄土、黄土状土、灰黑色片状岩屑、岩块等组成，与上段相比次生黄土含量较多，约占60%。整个滑体内部结构紊乱，岩性混杂，表面形态复杂，起伏不平，发育多个滑坡平台，鼓丘随处可见，前缘剪张裂缝、滑坡的后缘和下段的后缘弧形拉张裂缝十分发育（见图 3）。

泄流坡滑坡由多个次级滑坡组成，发育多个次级滑动面，但滑坡勘测时未见完整统一的主滑面。滑坡体上段主要由白家山滑坡（1号）和黑山咀滑坡（2号）组成，下段分布几个小滑坡（3、4、5、6号等），尤其是南侧活动性较强（见图 1）。

上段坡度较陡，在20°左右；滑体中部形成高近100 m的陡坎，坡度很大；下段坡度较缓，坡度15°左右，形成向白龙江倾斜的平台；滑坡前缘受白龙江冲刷，坡度在45°以上。

3 滑坡蠕滑变形特征

现场调查和监测结果表明，泄流坡滑坡一直处于蠕滑变形状态，变形特征显著。

3.1 滑坡稳定性

据资料记载，20世纪以来，舟曲泄流坡滑坡在1904，1907，1922，1931，1949，1961，1963，1981年先后共发生过8次大规模快速滑动，平均每10 a滑动一次。自1981年发生大滑动后，近30 a未发生整体滑动，目前总体处于蠕滑状态，但是有时变形比较强烈。2008年汶川“5·12”8级大地震后，该滑坡中下部局部滑动5~10 m，滑坡体直接掩埋S313公路冲入白龙江，形成堰塞湖；2012年雨季，泄流坡滑坡前缘发生局部滑动形成4号滑坡，堵塞S313公路（见图 4）。滑坡体上各部位滑动速度的差异大，从而形成多处小型台坎和鼓丘。据负责监测的舟曲县水保局工作人员介绍，滑坡体上各种裂缝形态变化较快，一些小型裂缝从形成到消失仅1~2 a时间，活动之强烈由此可见。

3.2 滑坡体位移量

滑坡体下段的上部、中部、下部分别布置2#、5#、8#监测桩，由滑坡累计位移曲线（以2006年为例，见图 5）可以看出，三处监测桩累计位移量与时间呈明显的线性相关关系，位移量随时间增长而增加，且上部滑体滑动较快、下部滑动较慢。2006年全年监测桩位移量上部最大达3300 mm，下部最小达900 mm。多年的累计位移曲线图（见图 6）显示不同年份的位移量相差较大，2009年的滑动量最大，可达5800 mm；但是同一年中滑坡的各部位位移量变形特点是相似的。总体而言，泄流坡滑坡下段滑体的上部滑动较快，下部滑动较慢；由于滑坡体的蠕滑变形，滑坡体下部岩土体在一定条件下可能会发生大规模滑动。

3.3 滑坡体滑动速率

舟曲泄流坡滑坡1991年始建监测站，监测资料表明，1991—2001年期间，滑坡体滑动速率为10.6~33.6 mm/d；2002—2010年为6~15 mm/d。总体上，滑坡体的滑动速率有变小的趋势，但这并不意味着滑坡的稳定性变好，若遇地震、强降雨等因素诱发，滑坡体还将加速下滑，有可能发生整体滑动。

4 滑坡形成机理

泄流坡滑坡的形成与坪定—化马断裂带、岩土体、断裂活动有密切关系，其启动下滑主要是降雨、地震、河水冲蚀等因素诱发所致。

4.1 断裂带及其活动是泄流坡滑坡发生的充分条件

泄流坡滑坡是在内外动力耦合作用下形成，坪定—化马断裂带对泄流坡滑坡具有明显的控制作用。第四纪以来，甘南地区强烈的地壳抬升活动形成了地貌陡变带，沟谷深切，地形高差大，容易积累势能；活动断裂带附近斜坡岩体结构复杂，结构面类型多样、密集发育，使斜坡岩体完整性大大降低；断裂带通常是易风化的部位，断裂带附近斜坡松散层厚度较大，为滑坡的形成创造了有利条件；断裂错动产生较强的竖向地震动，即近断裂的竖向效应，为大型滑坡快速启动提供了动力条件。

坪定—化马断裂延伸长、规模大，断裂带控制了滑坡的分布和发育。滑坡体由强风化的断裂带物质组成，岩体破碎，结构松散，断裂带为碎块石、次生黄土，堆积无序；滑床由弱风化的断裂带物质组成。破碎带内次级小断层、裂隙发育，导致断裂带岩土体风化强烈。坪定—化马断裂的左滑运动现今仍在继续，直接导致滑坡体发生塑性流变，从而加剧滑坡体的失稳变形。

4.2 降雨是泄流坡滑坡复活的主要诱发因素 4.2.1 年降雨量与全年日均位移量的关系

舟曲泄流坡滑坡坡度缓，一直处于蠕滑变形状态，降雨对泄流坡滑坡的复活变形起主要诱发作用。图 7为1991—2009年泄流坡滑坡年降雨量与滑坡全年日均位移量的关系曲线，可以看出二者具有较强的相关性，即年降雨量大的年份，滑坡的全年日均位移量大；年降雨量小时，滑坡的全年日均位移量则相应较小。

4.2.2 月降雨量与滑坡水平位移量的关系

图 8显示月降雨量与滑坡水平位移量具有较好的相关性。月降雨量大，滑坡水平位移量相应的较大；反之，月降雨量小，则水平位移量小。2006年6—9月雨季时，各监测桩的位移量出现年度最大值，枯水期时位移量较雨季时明显减小。值得注意的是，监测桩的水平位移量相对于降雨量有一定的滞后性，2006年7月份降雨量明显多于6月份，到8月份监测桩滑速才开始明显加快，滞后时间约1~2个月。

由图 7、图 8可以看出，舟曲泄流坡滑坡的滑动速率与降雨量大小有较强的相关性。降雨诱发滑坡下滑的机理为：首先，历经多次下滑的滑坡岩土体，结构异常疏松、破碎，雨水入渗使立足未稳的滑体抗剪强度大大降低；其次，由于泄流坡滑坡滑床由破碎的炭质千枚岩、千枚岩、炭质板岩等不透水岩层组成，当水渗入到不透水层时，滑体和滑动带饱和，减小了滑体的摩擦力和粘聚力，降低了滑坡的稳定性；再者，降雨引起滑坡体含水量增加，地下水位增高，地下水的动水压力和静水压力增大，岩土重量增大，滑体下滑力增大，促使滑坡失稳下滑。

4.3 地震是诱发滑坡复活的重要因素之一

地震时由于水平地震力的作用，使滑坡体法向压力削减，下滑力增强，促使滑坡易于滑动。此外，地震的震动促进坡体中的裂隙扩展，使岩土体结构破坏，容易沿原有的软弱面或新产生的软弱面滑动。舟曲属地震强烈活动区，地震烈度为Ⅷ度，有史以来引起房倒屋塌、山崩、滑坡的地震多达8次。目前该区处于地震活跃期，据不完全统计，1990—2008年发生4级以下地震200余次，平均每年发生10余次之多，其中2~4级地震60余次，1960年发生的Ms 6.0级地震导致泄流坡滑坡在1961年发生较大的水平方向滑动。2008年汶川“5·12”8级大地震后，3号滑坡体下滑，体积约30000 m³；坡体监测桩位移量显著增大，由震前的350 mm/月增加到震后的800 mm/月；至2009年1月份，坡体变形量仍较大，达880 mm/月（见图 9）。

此外，河水冲蚀、坡脚开挖对泄流坡滑坡的复活下滑也起到了促进作用。受白龙江江水长期冲刷坡脚、坡脚处修建S313公路及其他因素影响，滑坡体坡脚失去支撑，尤其剪出口临空，改变了原有坡体的应力平衡状态，导致坡体失稳，滑坡前缘小型次级滑坡发育，公路变形严重，每年都要进行2~3次维护。

5 结论

舟曲泄流坡滑坡沿坪定—化马断裂带发育，滑坡体主要由次生黄土和破碎带岩块、岩屑组成，属松散堆积层滑坡，发育有多个次级滑动面，由多个次级滑坡组成。泄流坡滑坡处于长期蠕滑变形状态，具有多次复活滑动的特点；滑坡体各部位变形滑移量差异较大，且上部位移量大于下部。

各次级滑坡块体变形既相互独立又相互影响，泄流坡滑坡滑动方式具有牵引式与推移式复合型滑动的特点。目前下部滑坡体的物质处于不断加积状态，呈推移式滑动变形，显示滑坡体处于累进变形的蠕滑阶段。

坪定—化马断裂控制了泄流坡滑坡的形成和发展，断裂带的左滑运动导致滑坡体塑性流动而失稳。降雨是泄流坡滑坡复活的主要诱发因素，降雨量与滑坡位移量具有较好的相关性。此外，地震和人类活动对滑坡的失稳下滑也起到促进作用。

泄流坡滑坡是在内外动力地质作用下形成的，因此，有必要进一步研究滑坡在内外动力耦合作用下的成灾模式，为滑坡的防治预警提供理论依据。

致谢 文中所用泄流坡滑坡变形监测资料取自舟曲县国土局，在此表示感谢。