对于地震诱发地质灾害类型和成因模式，国内外多位学者做过相关方面的研究工作.其中最具代表性为Keeper(1984)建立了地震滑坡分类体系.该分类系统以滑坡物质组成和运动特征为主要依据，同时考虑了滑体内部破坏程度和地下水含量等因素，将地震诱发的岩质滑坡分为岩崩(rock falls)、岩滑(rock slides)、岩质滑坡-碎屑流(rock avalanches)、岩质坍塌(rock slumps)和岩块滑动(rock block slides)等5类；将地震诱发的土质滑坡分为土崩(soil falls)、散体滑动(disrupted soil slides)、土质滑坡-碎屑流(soil avalanches)、土体坍塌(soil slumps)、土块滑动(soil block slides)、土溜(slow earth flows)、土质侧向扩离(soil lateral spreads)、快速土体流动(rapid soil flows)复合型土质滑坡和(subaqueous landslides)等9类.黄润秋(2009)根据对汶川地震诱发地质灾害变形模式和失稳机制的研究，提出了强震诱发地质灾害的5大类14个小类的划分方案.大类主要根据斜坡失稳的动力过程来划分，小类主要根据坡体的地质结构划分，5大类分别为溃滑型、溃崩型、抛射型、剥皮型和震裂型.

“5·12”汶川地震发生后，许强等(2009b)通过对汶川地震诱发的20余处大型滑坡(基本为岩质滑坡)进行深入地调查研究发现，汶川地震诱发大型滑坡的变形破坏模式和内在力学机制与常规重力作用下滑坡机制具有显著的不同，强震诱发滑坡体其后缘破裂面(滑坡后壁)主要表现出断壁深大陡直、裂面粗糙、力学上显张性的特征(图 1).为了查明强震条件下斜坡变形失稳机制，在汶川地震后我们利用振动台模拟试验装置，进行了各种工况及数十个模型的斜坡振动台试验(许强等，2009a)，揭示了强震条件下斜坡岩体以水平拉裂破坏为主的动力失稳机制.以此为基础，通过对汶川地震区20余处大型滑坡变形破坏特点和模式的调查研究，建立了汶川地震诱发大型滑坡的5类成因模式.

图  1  青川县东河口滑坡后缘陡直粗糙的拉裂壁

Fig.  1.  Steep scarp with coarse cracks from Donghekou landslide, Qingchuan

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1.   强震作用下斜坡动力失稳机制

郑颖人等(2009)采用数值模拟手段对地震边坡破坏机制和破裂面的力学性质进行了探讨，结果表明，边坡在地震动力作用下的破坏是由滑体上部拉破坏，下部剪切破坏共同组成.破裂面由拉破坏形成的裂缝和剪切破坏形成的剪切滑移带共同组成.

在常规的重力条件下，斜坡浅表部的应力状态为：最大主应力基本与坡面倾向平行；最小主应力基本与坡面垂直；中间主应力方向基本与坡面走向平行.在此应力状态下，将在斜坡岩土体内的某些软弱面内和坡脚部位产生剪应力集中现象，由此沿坡体内倾向坡外的中缓倾角弱面(软弱结构面、古滑坡滑动面等)发生剪切滑移变形和破坏，此行为主要遵循Mohr-Coulomb准则.当剪切滑移到一定程度时，将在斜坡后缘形成明显的拉应力集中，并由此产生拉裂缝(图 2a).

图  2  自重作用下(a)和强震作用下(b)斜坡岩体的典型变形破坏模式

Fig.  2.  Typical deformation and failure mode of the slope rock under self-weight operative force (a) and strong shock (b)

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系列的振动台模型试验结果表明(许强等，2009b)，在强震条件下斜坡的应力状态及变形破坏模式与上述常规重力条件下具有显著的差别.在重力条件下，与坡面近于垂直的最小主应力常常表现为压应力，只是因卸荷等原因会出现局部的、小量值的拉应力状态；但在地震条件下，斜坡体内的最小主应力主要为受水平地震波作用而产生的循环往复的拉-压应力状态.尤其是在汶川地震这种高强度地震条件下，再加上高程放大效应的影响，斜坡中上部地震水平加速度往往会超过1g，由此形成的地震水平惯性力远远超过岩体的抗拉强度.根据Griffith裂隙扩展准则(σ₃＞σ_τ)，在地震条件下斜坡岩体很容易产生平行于临空面的竖向拉裂面.在持续的地震过程中，某些拉裂面会不断加宽、加深，并由此在坡体顶部形成与坡面走向基本平行且陡倾坡外的深大拉裂缝.随后，在地震动力的持续作用下，拉裂岩体在底部(拉裂体的根部)产生拉裂-剪切滑移面，并最终沿此面整体滑出(甚至抛出)，形成滑坡(图 2b).上述振动台试验结果与郑颖人等(2009)的数值模拟结果基本一致.

通过将图 2a和图 2b仔细对比可以看出，在地震条件下，不仅是如上所述的斜坡应力状态与常规重力条件有较大的差别，在其他方面两者也具有显著的差别.比如，在变形的顺序上，常规重力条件下，斜坡的典型变形破坏模式是先沿弱面发生剪切滑移，随后才在后缘出现拉裂缝；而在地震条件下，是先产生后缘深大拉裂缝，然后才沿底部产生剪切滑移.在斜坡变形的剖面形态方面，地震条件下，后缘拉裂缝深大、陡直、粗糙，底部剪切滑移面相对短小，且一般呈张剪性，表现出以后缘拉裂为主的变形破坏特征；而在常规重力条件下，剪切滑移面长大，呈纯剪切性质；后缘拉裂面一般较浅，规模相对较小，表现出以底部剪切滑移为主的变形破坏特点.

2.   汶川地震诱发大型滑坡成因模式

由上可知，在强震条件下，斜坡岩体最基本的变形破坏单元为拉裂和剪切滑移，且以拉裂占主导.不同的斜坡结构，其底部剪切滑移会沿不同的结构面发生.为此，根据滑源区所处的地质环境条件、坡体结构、岩性组合及滑坡发育特征，可将汶川地震诱发的大型滑坡归纳概括为如表 1所示的5类成因模式.

表  1  汶川地震诱发大型滑坡典型成因模式

Table  Supplementary Table   Typical genetic types of lager-scale landslides induced by the Wenchuan earthquake

成因模式	形成条件	基本特征	典型滑坡实例
拉裂-顺走向滑移型	斜坡岩体由缓-中缓倾坡内的层状岩体组成，坡体内发育两组分别与岩层走向和倾向近于平行的陡倾长大结构面，在斜坡走向方向某一侧具有较好的临空条件.	强震作用下，斜坡岩体以山体内侧顺坡向陡倾结构面作为内侧边界，追踪顺倾向方向的陡倾结构面产生后缘拉裂面，基于底部层间(内)软弱面，沿岩层走向向临空条件较好的一侧发生滑动.	安县大光包滑坡、青川窝前滑坡
拉裂-顺层(倾向)滑移型	中-陡倾角的顺层斜坡	在地震强大的惯性力作用下，坡体中、上段岩体沿顺层软弱面(岩层层面、软硬岩接触界面、层内弱面等)产生拉裂变形，使该面大部分内聚力丧失，随后在地震动力的持续作用下沿该拉裂面发生高速顺层滑动.	北川唐家山滑坡、平武郑家山1#滑坡
拉裂-水平滑移型	近水平缓倾坡外的基岩斜坡	在强大的水平地震惯性力作用下，斜坡后缘首先产生陡倾坡外的竖向深大拉裂面，裂面外侧的岩体在后续地震动力作用下沿顺层弱面发生整体滑出.滑坡一般出露于斜坡中上部，滑源区下部一般为一陡坎，滑体以一定的初速度水平滑出后，往往会越过陡坎作一段距离的临空飞跃，呈现出水平抛射的特点.	青川东河口滑坡、青川大岩壳滑坡
拉裂-散体滑移型	由灰岩、花岗岩等硬岩构成的斜坡，数组结构面将斜坡岩体切割成大多相互分离的岩块	强烈的地震动力作用，首先使斜坡浅表层的块状岩体震裂松动，进而在持续的地震动力作用下逐渐解体，直至最后呈散体状整体滑动失稳.	北川中学新区滑坡、青川石板沟滑坡
拉裂-剪断滑移型	反倾坡内的层状结构斜坡或块状结构斜坡	在地震强大的水平惯性力作用下，首先在坡体后缘沿一组陡倾坡外的结构面形成深大拉裂面，进一步持续的地震动力使深大拉裂缝底端产生拉裂和剪切滑移变形，形成切层滑移面，并最终沿此面滑动失稳.该类模式即可产生同震滑坡，也可形成具有一定滞后性的震后滑坡.	北川王家岩滑坡、北川陈家坝鼓儿山滑坡、青川董家滑坡、平武郑家山2#滑坡、安县罐滩滑坡

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2.1   拉裂-顺走向滑移型

当斜坡岩体主要由缓-中缓倾坡内(倾角一般20°~40°)的层状岩体(如灰岩)组成，坡体内发育两组分别与岩层走向和倾向近于平行的陡倾长大结构面，同时，除斜坡前缘坡面外，斜坡的某一侧(左侧或右侧)还具有较好的临空条件(如大冲沟).在强烈的地震动力作用下，斜坡岩体以山体内侧顺坡向陡倾结构面作为内侧边界，追踪倾向方向的陡倾结构面形成后缘拉裂面，沿底部层间软弱面基本顺岩层走向方向向临空条件较好的一侧发生整体滑动，形成“拉裂-顺走向滑移型”滑坡.

在汶川地震区，“拉裂-顺走向滑移型”滑坡的典型代表为大光包滑坡.事实上，只要地形地貌和坡体结构满足上述条件，在常规重力作用下也会发生拉裂-顺走向滑移型滑坡.2009年6月5日的重庆武隆鸡尾山滑坡就是其典型实例(刘传正，2010；Xu et al., 2010；殷跃平，2010).由于滑坡体的底滑面倾向山内，而内侧边界又陡倾坡外.因此，滑动块体往往呈楔形体状.

大光包滑坡位于安县高川乡，其估算体积约7.5亿m³，是汶川地震诱发规模最大的滑坡(黄润秋等, 2008, 2009).滑源区主体为震旦系(Zd)风化程度较高的泥质灰岩，局部夹泥盆系沙窝子组(Ds)磷矿及其伴生矿.滑源区岩层总体产状N80°~88°E/NW∠35°~38°.滑坡区SE侧受门槛石沟切割呈一陡坡，东侧有一系列沟谷切割，该侧临空条件最好(图 3).滑源区斜坡岩体内发育两组分别与倾向和走向近于平行的陡倾长大结构面，其产状分别为N40°W/NE∠80°~85°和N55°~60°E/SE∠60°(图 3).上述两组结构面与E侧和S侧临空面相互组合将滑源区斜坡岩体切割成块状(黄润秋等，2009).在汶川地震强大的动力作用下，块状岩体首先沿后缘NW向陡倾结构面拉开，以山体内侧NE向陡倾结构作为侧裂面，以岩层中泥质含量较重的软弱夹层作为底滑面，发生基本沿岩层走向方向滑移的失稳破坏(图 4和图 5).

图  3  大光包滑坡工程地质平面图及拉裂-顺走向滑移

Fig.  3.  Engineering geological map of Daguangbao landslide

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图  4  大光包滑坡滑源区横剖面

Fig.  4.  Cross section showing source area of Daguangbao landslide

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图  5  大光包滑坡鸟瞰(镜头指向NE向即主滑方向)

Fig.  5.  Aerial view of Daguangbao landslide with main sliding direction of NE

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由大光包滑坡在底滑面上留下的擦痕可以推测，由于岩层倾向坡内，受重力的影响，滑体不可能完全沿岩层走向方向滑动，在坡体滑动的起始阶段，其滑动方向与走向方向有一定的交角，滑动方向略向坡内倾斜(图 3).但是，沿此方向的滑移变形显然会受到内侧山体的阻挡，因此在滑动过程中不得不逐渐向临空方向转向，使之能朝临空面方向顺畅地滑出(图 3).这一特征在武隆鸡尾山滑坡中也非常显著(Xu et al., 2010).

2.2   拉裂-顺层(倾向)滑移型

在中-陡倾角的顺层斜坡地区，斜坡岩体在强大的地震动力作用下，坡体中、上段岩体首先沿顺层弱面(岩层层面、软硬岩接触界面、层内弱面等)产生拉裂破坏，并使其大部分内聚力丧失，随后，在地震动力的持续作用下，沿该拉裂面顺层高速滑动，形成拉裂-顺层滑移型滑坡.拉裂-顺层滑移型滑坡的典型案例为北川县唐家山滑坡.

唐家山滑坡在地震诱发下高速顺层下滑，在半分钟左右的时间内下滑距离约900m，堵塞前缘的湔江，形成顺河向长803.4m、横河向最大宽度611.8m、最大厚度124m、体积约2000万m³滑坡堵江坝，同时形成总库容约3亿m³的堰塞湖(图 6)(胡卸文等, 2009a, 2009b)，致使近百人死亡.后经相关部门集中人力物力实施应急抢险工程，在坝体上开挖泄流槽才使堰塞湖安全隐患得以解除.

图  6  北川县唐家山滑坡全景

Fig.  6.  Overview of the Tangjiashan landslide, Beichuan

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唐家山滑坡区滑前地形总体坡度约40°，坡脚高程约665m，坡顶分水岭部位高程近1500m，相对高差达835m.滑源区斜坡为寒武系清平组硅质岩夹泥岩，岩层顺倾坡外，倾角50°~85°，为典型的中陡倾顺向坡.顺向坡地层中随机夹有泥岩等软弱夹层，成为潜在滑动面.

当潜在滑动面在坡脚剪出口部位未暴露于地表时，在强大的地震动力作用下将可能在坡脚部位产生切层剪切面，这种现象在软岩斜坡中较容易发生，唐家山滑坡和平武县郑家山1#滑坡(图 7)就是如此.如果潜在滑动面前缘剪出口直接暴露于地表，一般将直接沿该面发生直线型滑动，并留下平直的滑面，这种现象在硬岩地区较容易发生.在汶川地震区，斜坡岩体沿倾向坡外的层面，发生顺层滑动的现象非常普遍.

图  7  平武县郑家山1#滑坡剖面及成因模式

Fig.  7.  Typical longitudinal section and genetic mode of No.1 landslide, Zhengjiashan

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2.3   拉裂-水平滑移型

近水平缓倾坡外的基岩斜坡，在地震的强大水平地震惯性力作用下，在斜坡后缘首先产生陡倾坡外的竖向拉裂面，深大拉裂面外侧的岩体在持续的地震动力作用下，沿近水平层面(尤其是顺层软弱面)整体滑出，形成拉裂-水平滑移型滑坡.因地震波具有高程放大效应以及孤立突出山体具有地形放大效应，拉裂-水平滑移型滑坡一般主要发生在条形山脊、突出山嘴等特殊地形山体的中上段.滑源区下部往往存在一陡坎，滑体以一定的初速度水平滑出后，通常会越过陡坎作一定距离的临空飞跃，随后才撒落于地面并沿地面继续向前运动直至动能耗散殆尽.因此，此类滑坡启动后通常会表现出水平抛射和高速远程运动的特点.

拉裂-水平滑移型滑坡的典型代表是青川县东河口滑坡.东河口滑坡位于青川县红光乡东河口村，滑坡区为震旦系上统元吉组(Zy)上覆于寒武系下统邱家河组(${{\rm{\rlap{-} C}}}$q)及油房组(${{\rm{\rlap{-} C}}}$y)之上，地层较缓，岩层呈近水平-缓倾坡外(倾角12°).斜坡具有上硬中软下硬的“三明治式”结构(图 8).滑坡右侧边界受断层切割与控制，左侧边界处存在一相对破碎岩带.在地震过程中强大的水平惯性力作用下，处于断层和相对破碎岩带之间的斜坡岩体，首先在后缘产生深大拉裂面，拉裂面外侧岩体进而沿近水平软弱面整体滑出，从而在滑源区留下一巨大的凹槽(图 9).岩体被抛出后，经过一段陡坡加速和临空飞跃后，散落和撞击到地面，然后沿沟谷以碎屑流的方式继续向前运动了约2km(孙萍等，2009).

图  8  青川县东河口滑坡剖面

1.碎块石；2.硅质板岩；3.炭质板岩；4.千枚岩；5.震后地形线；6.岩层产状；7.震旦系元吉组上段；8.寒武系邱家河组；9.震前地形线；10.震旦系元吉组中段；11.寒武系油房组；12.沉凝灰质砂岩；13.沉凝灰岩；14.白云质灰岩；15.块碎石土；16.地层界线；17.河流；18.石坎断层(逆冲走滑)

Fig.  8.  Geological section of Donghekou landslide, Qingchuan

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图  9  东河口滑坡发生后在滑源区留下一巨大凹槽

Fig.  9.  Large trough left in the source area after Donghekou landslide

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2.4   拉裂-散体滑移型

在由灰岩、白云岩、花岗岩等硬岩构成的斜坡中，受构造挤压等作用，斜坡岩体往往发育多组结构面.由多组结构面切割的斜坡岩体，其浅表层因风化卸荷作用使结构面(尤其是陡倾的竖向结构面)显张性，各岩块之间大多相互分离.强烈的地震动力，首先使斜坡浅表层的块状岩体被震裂松动，形成众多竖向拉裂面，进而在地震循环往复的动力作用下逐渐分离、解体，直至最后呈散体状整体滑动失稳，形成“拉裂-散体滑移型”滑坡.

拉裂-散体滑移型滑坡的典型代表是北川中学新区滑坡.北川中学新区滑坡位于北川县城新区后山，滑源区斜坡岩体由石炭系总长沟群岩关组(C₁y)灰岩组成，岩层缓倾坡内，多组结构面将斜坡岩体切割成块状，因此，滑源区斜坡在历史上就曾多次发生崩滑灾害，为崩滑灾害多发区段.在汶川地震过程中，斜坡浅表层岩体被震裂松动、解体，最后沿倾向坡外的一组结构面发生散体状滑动破坏(图 10).此类滑坡堆积区主要由散体的大块石组成(图 11).

图  10  震裂松动(a)和散体滑动(b)

Fig.  10.  Shattering-cracking (a) and Scattering-sliding (b)

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图  11  北川中学新区滑坡堆积区主要为散体的大块石

Fig.  11.  Large blocks in the deposition of Beichuan new middle school landslide

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2.5   拉裂-剪断滑移型

在由反倾坡内层状结构或块状结构岩体组成的斜坡中，在地震强大的水平惯性力作用下，首先在坡体后缘沿一组陡倾坡外结构面形成深大拉裂面，随后，在进一步的持续地震动力作用下，基本与母岩分离的斜坡岩体从深大拉裂缝底端开始产生拉裂和剪切滑移变形，形成切层滑移面，最终整体滑动失稳.此类滑坡的变形破坏过程可概化为如图 12所示的4个阶段.

图  12  拉裂-剪断滑移型滑坡变形破坏过程

Fig.  12.  Failure process of typical landslide with tension-cracking and shearing

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在汶川地震区，缓倾坡内或与坡面斜交的层状结构边坡以及块状岩体边坡(映秀-北川断裂上盘的彭灌杂岩)分布较为广泛，因此，拉裂-剪断滑移型滑坡也较为普遍.代表性的大型滑坡有北川王家岩滑坡、北川陈家坝鼓儿山滑坡、平武郑家山2#滑坡、安县罐滩滑坡、青川董家滑坡等.

图 13为平武郑家山2#滑坡的典型剖面和变形破坏模式图.从中可以看出，这些大型滑坡都具有拉裂-剪断滑移型滑坡的形成条件和变形破坏特点.

图  13  平武县郑家山2#滑坡变形破坏模式

Fig.  13.  Longitudinal section and deformation and failure mode of No.2 landslide, Zhengjiashan

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值得指出的是，在上述几类滑坡模式中，除拉裂-剪断滑移型滑坡外，底部滑移面基本都是追踪已有的结构面形成，而拉裂-剪断滑移型滑坡的底部滑移面则需通过剪断岩体新生成.因此，相对而言，此类滑坡在底部剪切滑移面的形成相对要难一些.因此，在汶川地震区多处滞后于地震的滑坡基本都发育于此类型中，其中最为典型的是北川县王家岩滑坡.

现场调查访问结果表明，北川县王家岩滑坡是在“5·12”汶川地震主震结束10多分钟后才整体失稳下滑的.分析认为，产生这种滞后性的原因可能是：在地震过程中，王家岩滑坡的后缘拉裂面已完全形成，但底部滑移面可能仅具“雏型”，还存在一定的锁固段没被彻底剪断，因此，直到地震结束滑坡都还没“来得及”发生.地震结束后，高宽比(指滑体高度与厚度之比)较大、且基本与母岩处于分离状态的滑体(仅在根部与母岩相连)，其重力仅靠根部还未剪断的岩体来承担，最后在自重所产生的强大压应力作用下，“不堪重负”的根部锁固段被完全剪断，剪切滑移面彻底贯通，从而形成滑坡.

3.   结论与认识

(1) 在强震条件下斜坡的变形破坏模式与常规重力条件具有显著的差别.在强震条件下，斜坡中上部地震水平加速度可超过1g，由此形成的水平惯性力远远超过岩体的抗拉强度，很容易在岩体内形成竖向拉裂面.拉裂面不断扩展、延伸，就在在坡体后缘形成与坡面平行且陡倾坡外的深大拉裂缝.随后，在地震持续作用下，拉裂岩体在底部产生拉裂-剪切滑移面，并最终沿此面整体滑出(甚至抛出)，形成地震滑坡.因此，在强震诱发滑坡中，往往存在一个深大、陡直、粗糙的滑坡后壁.

(2) 在强震条件下，斜坡岩体最基本的变形破坏单元就是拉裂和剪切滑移，且以拉裂占主导.不同的斜坡结构，其底部剪切滑移会沿不同的结构面发生.根据滑源区所处的地质环境条件、坡体结构以及岩性组合特征，可将汶川地震诱发的大型滑坡归纳概括为五类成因模式：拉裂-顺走向滑移型、拉裂-顺层(倾向)滑移型、拉裂-水平滑移型、拉裂-散体滑移型、拉裂-剪断滑移型.