本文根據對川中丘陵區龍泉山40處大型滑坡的實地調查資料，對此次暴雨期間盆地地區巖質滑坡的主要特征及防治措施進行了初步探討。
1調查區暴雨特征及地質調查
1981 7月至9月三個月期間，研究區暴雨有以下特征。
(1)暴雨發生時間集中，強度大，三個月的降雨量大部分在幾天之內落下。第壹次暴雨發生在7月13日，最大強度262.7mm/d；第二次暴雨發生在8月15日，強度低於前壹次。第三次暴雨發生在9月2日前後，強度為278.9 mm/d。
(2)暴雨分布的區域差異顯著。成都龍泉山地區出現了兩次暴雨，其中特大暴雨(> 200 mm/d)出現在7月13日。遂寧出現了三次暴雨，但沒有出現特大暴雨。最大降雨強度達到199.4mm/d；/七月d 13。三臺、射洪出現兩次暴雨，9月2日出現特大暴雨。即使是龍泉山的小區域，也有明顯的差異。界牌公社7月13出現暴雨，平安公社7月12、6月13連續兩天出現暴雨。
暴雨的上述特征在本文後面的討論中具有重要意義。
勘察區為侏羅系和自恰爾系陸相紅色碎屑巖分布區。龍泉山位於調查區西側，山脈為箱形背斜構造。山脈的分水嶺大致與背斜的軸線重合。背斜核部出露中侏羅統沙溪廟組紫色砂巖夾泥巖，遂寧組紫色泥巖夾粉砂巖，背斜兩翼出露上侏羅統蓬萊鎮組紫色砂巖、泥巖與白堊系磚紅色砂巖、泥巖互層。勘察區其余為丘陵區，分別出露遂寧組、蓬萊鎮組和白堊系地層。地層產狀平緩，傾角壹般小於3°。除連接龍泉山背斜兩翼與丘陵區平緩構造的大型逆斷層外，其他部位未發現大斷層，但層間錯動跡象十分普遍，特別是在砂巖與泥巖的界面處。有四組與層面近垂直的X面裂縫，產狀分別為n 10° W、N80°E、N60°W和N40°E。
該區的邊坡形狀明顯受地質構造控制。丘陵地區和背斜軸部巖層產狀平緩，多為階梯狀斜坡。砂巖或粉砂巖形成臺地，泥巖形成臺地。在背斜兩翼地層傾角大於20°的區域，沿傾向形成單側山體斜坡，地形坡角與地層傾角幾乎相同；反方向形成臺階狀陡坡，臺階往往由泥巖組成。
2滑坡形成機理及穩定性分析
暴雨期間，幾乎所有不同地質結構和形狀的邊坡都會發生滑坡，但由於地質結構不同，其特征也不同，可歸納為六大類，即滑裂型滑坡、滑壓致裂型滑坡、塑性流動型滑坡(土體蠕變)、滑裂型滑坡、滑彎型滑坡和滑坡。由於篇幅所限，本文主要討論了三種危害較大、分布較廣的滑坡，即滑裂型、滑壓致裂型和滑彎型。
2.1平推滑裂滑坡
2.1.1的形成機制和條件
這類滑坡的基本特征是滑動面近水平，滑坡殘留物沿滑動方向大致可分為四部分，即滑塊、沈降帶、前緣隆起帶和後緣滑坡帶(圖1)。滑塊仍保持著巖體原有的結構，並能發展出縱向和橫向的張裂縫，但巖體的產狀無明顯變化。有時可以在滑塊前緣的坡腳看到隆起和凸起區域。如果邊坡被覆蓋層阻擋，覆蓋層中會產生隆起、褶皺或逆掩斷層。滑塊的背面會沿著陡峭的裂面向後滑動或向後彎曲，甚至會掉下來。與滑動前的位置相比，滑塊頂面高程無明顯變化，兩者連線的斜率與巖層沿滑動方向的視傾角相近，表明滑塊沿地層向外滑動，無明顯旋轉。塌陷區的滑塊後側是滑塊滑出時巖體被拉塌造成的，拉裂形成的壹些隧道至今還保存到十幾米的深度。沈降區可能充滿向後滑動或傾倒並從後緣落下的物質。
上述特征表明，滑坡起源於滑體沿非常平緩甚至微傾斜的斜坡中的軟弱面(或帶)向坡外側滑動。這種突然滑動主要是由後緣裂隙中間隙水壓力的推動和滑動面間隙水壓力的頂起共同作用引起的，其演化過程大致可分為三個階段(圖2)。
2.1.1.1變形階段(圖2中① ②)
調查資料表明，所有發生這種滑坡的邊坡在滑動前都有明顯的變形，且以塑性流動-拉伸變形為主。即坡腳附近的軟巖在上覆巖體自重的作用下，會在坡外產生塑性流動，使邊坡沿軟弱帶產生裂隙，這種張裂隙從軟弱帶向上擴展，逐漸與坡體上的張裂隙相連，為坡水滲入邊坡創造了條件。在壹般降雨中，由於裂隙排水，水位很難迅速上升，因此不能引起強烈的間隙水壓力使滑體開始滑出，只能促進變形的發展。
2.1.1.2滑塊啟動和制動階段(圖2中的③)
當暴雨足以使後緣拉伸裂紋內的充水高度達到臨界高度hcr時，滑塊就會啟動。當巖層水平時，hcr可根據以下公式獲得:
表層地殼與人體工程學
其中:W為滑塊重量，L為滑動面長度，φ為滑動面內摩擦角。
圖1水平推滑坡剖面圖
滑塊壹旦啟動，後緣裂縫被拉開後的充水水柱也會迅速減小。同時，滑面處的間隙水推力和頂力也會急劇減小，滑塊會因為失去間隙水壓力而自行制動。所以這種滑坡從滑體開始到剎車的時間很短，壹般只有幾秒到十幾秒。
因為滑坡坡腳及其前緣的土層頂力遠低於後側。所以這壹帶實際上起著抗滑作用，所以經常被推成隆起、膨脹、褶皺彎曲甚至逆沖斷層，這壹帶的建築物經常被拉開、坍塌或掩埋(如紅花滑坡)。
2.1.1.3沈降帶充填和滑體壓實階段(圖2中④)
滑塊停止滑動後，滑塊後側向後滑動並傾倒，後緣塌陷滑動，使沈陷區填滿，滑塊逐漸壓實並趨於穩定。
這種滑坡適用於平緩發生的層狀邊坡。通常滑體由砂巖或粉砂巖組成，沿下伏泥巖界面滑動。但值得註意的是，遂寧組地層中存在相反的情況，即滑塊由泥巖組成，滑層為粉砂巖，這很可能與富含鈣質和石膏的厚塊狀泥巖在卸荷後原生裂隙和構造裂隙發育，比粉砂巖夾層富水性有關。
從地貌上看，這類滑坡最有利的地方是山脊、孤包和山嘴，這些地方巖體松弛，卸荷裂隙發育，往往經過較長時期的變形，三面空則更有利於滑出。
2.1.2穩定性評估
因為這種滑坡的發生主要是由於間隙水壓力的作用，滑動後後緣開裂塌陷。不僅透水性明顯增強，而且沈陷區中間高兩端低，有利於排水。因此，在後期的暴雨過程中，很難使孔隙水壓力的高度再次達到臨界值，所以這類滑坡整體上是穩定的。中江縣的賴子龍古滑坡(圖3)和綏寧縣的橫山古滑坡(發生在6月，1976)在這次暴雨期間沒有整體滑動的跡象，就是有力的證據。
圖2滑坡演化過程
在這類滑坡分布區應註意以下問題:
(1)隨著滑面離坡傾角的增大，其整體穩定性會逐漸降低，對降雨的響應也變得更加敏感。
(2)沈降帶內填充淤泥時，壹旦填土在暴雨過程中飽和軟化，就會產生塑性流動，在間隙水壓力的作用下，可以推動滑塊再次滑動。中江縣鄧家祠滑坡就是壹個典型的例子。9月2日暴雨期間，滑塊被仰坡上攀爬的殘積土推著，慢慢向壹側滑動2.2m，導致渠道暗拱坍塌(圖3)。
圖3鄧家祠滑坡縱剖面圖
(3)滑動殘差的局部變化。例如，在萊蕪龍滑坡中，殘留體在萊蕪龍地區仍可能發生局部崩塌，殘留體後緣的傾倒也可能造成局部崩塌，滑體在其前緣吸收水分使地下水溢出區的土體軟化，導致土體蠕變。
2.2滑壓誘發的拉伸滑坡
2.2.1形成條件和機理
這種滑坡的形成條件與前者相似，壹般發生在地層平緩的層狀邊坡中。滑坡外觀呈現多個反坡臺階(圖4A)，滑體內巖層產狀明顯倒轉，表明其在滑動過程中發生了旋轉，解體成多個次級滑體，滑體滑動速度普遍較快，並在短時間內(數分鐘至數小時)趨於穩定。
滑動體中的每個分割的滑塊在其後緣都有壹個陡峭的圓形滑動面(圖4B)，因此滑動體的重力分量在推動滑動體向下的力中仍然起著重要作用，滑動面的軟化和暴雨引起的間隙水壓力是滑坡的誘發因素。圓形滑動面是由滑移壓力引起的拉伸裂紋漸進破壞而發展起來的，其演化過程大致可分為三個階段。
圖4滑壓誘發的拉伸滑坡剖面圖
圖5滑移壓力引起的拉伸裂紋滑移演化圖
2.2.1.1卸載反彈滑動階段(圖5a)
在邊坡形成過程中，坡體反彈並向機場方向滑動，產生垂直於滑動面的拉伸裂紋。
2.2.1.2壓縮引起的拉伸斷口擴展階段(圖5b和c)
在邊坡的應力作用下，隨著變形的發展，壓致張裂面自下而上不斷擴展，形成陡峭的臺階面，邊坡略有旋轉，但整個邊坡仍處於穩定破裂階段。
2.2.1.3臺階平面滲透階段(圖5d)
臺階面成為應力集中區，陡坡和緩坡拐角處的嵌合體被逐壹切割、碾壓、擴大，邊坡開始明顯旋轉，導致邊坡隆起。當後緣拉伸裂紋閉合時，變形進入漸進破壞階段。壹旦嵌合體被完全切割，在暴雨期間迅速上升的間隙水壓力的參與下，沿貫通面不可避免地會發生滑坡。
根據以上分析，可以認為暴雨期間可能發生這種滑坡的邊坡，應該是那些滑壓誘發的張裂變形已經進行到相當程度(後緣臺階面被穿透)的邊坡。龍泉山石碾滑坡在10年前發現了壹條寬20cm、長30m的裂縫，足以證明該邊坡在滑坡發生前曾發生過明顯的變形改造。
圖6烏東滑坡縱剖面圖
穩定性評估
滑坡開始後，隨著地下水的彌散、孔隙水壓力的降低和滑位能的降低，滑坡逐漸趨於穩定。此時滑體的平均坡度已經變得很平緩，但由於滑面呈陡峭的弧形，在暴雨後期仍有局部甚至整體滑動的可能。比如穩定系數F=1.48，不考慮孔隙水壓力，滑體穩定；如果考慮間隙水壓力的頂托和水平推動，其F=0.87，即暴雨期間仍會滑動。這次暴雨期間射洪縣烏東滑坡(圖6)和三臺縣四毛崖滑坡的復活就是有力的證據。因此，在這種滑坡可能影響的範圍內，應疏散建築物和居民區。
2.3滑彎滑坡
2.3.1形成條件和機理
這種滑坡主要發育在龍泉山背斜翼部地層傾角大於20°的單面山坡上。
滑坡壹般還可分為滑動塊體、後緣裂谷沈降帶和前隆起褶皺帶(圖7)，其特征與平推滑動裂谷型滑坡非常接近。而前緣隆起褶皺帶較寬，褶皺強烈，隆起丘背側往往有凹坑。滑坡開始後，滑動速度慢，持續時間長，壹般半天以上。比如順河四隊滑坡持續24小時，滑動距離只有8米左右。
當滑動面平直，坡腳不空時，前緣隆起帶多發生在坡腳附近。也可發生在半坡被沖溝沖刷，滑動面較淺的部位；當滑面為勺形時，滑面在坡腳處可為空，滑面由陡變緩的地方出現褶皺帶。
邊坡巖石褶皺的力學機制。歐拉理論可用於分析(圖8)。
設φ為滑動面的內摩擦角，則巖層產生褶皺的臨界荷載為:
表層地殼與人體工程學
或者
表層地殼與人體工程學
根據歐拉的理論:
表層地殼與人體工程學
將(2)代入(1)可以得到l:
表層地殼與人體工程學
式中:γ為巖層的容重，e為巖層的彈性模量，其他符號見圖8。
假設泥巖的彈性模量為5000 kg/cm2，容重為2.5，則拱背滑坡的巖石失穩臨界應力為50.77kg/cm2。黑白林滑坡率為48.89公斤/平方厘米。
在間隙水壓力作用下，滑體啟動時滑動推力的表達式為:
表層地殼與人體工程學
據此計算出拱背滑坡開始時σ = 5.15 kg/cm2，黑柏林滑坡開始時σ = 6.27 kg/cm2。它們比巖石屈曲所需的臨界應力小6 ~ 10倍。
圖7滑彎滑坡縱剖面圖
根據公式(3)計算出該條件下巖石失穩的臨界長度，拱背處為260m，黑柏林處為294m，而兩處滑坡的實際長度分別為90m和110m，比計算值小2.5 ~ 3倍左右。
從以上分析可以看出，滑動時的滑動推力不足以使巖層發生屈曲，因此可以認為滑坡前巖層已經發生了滑動-彎曲變形(黑柏林滑坡前緣已發現這種變形的跡象)，暴雨期間由於滑動面的軟化、間隙水壓力的推動和頂進等因素的綜合作用，發展成為滑坡。其演變過程大致可分為三個階段(圖9)。
圖8邊坡巖石褶皺的力學機制分析
2.3.1.1蠕變-輕微彎曲階段(圖9a)
資料表明，這種滑坡多發生在傾斜邊坡外的層狀邊坡中，軟弱面的傾角大於該面的殘余摩擦角。在邊坡應力的長期作用下，巖層發生蠕變，在坡腳附近產生隆起和彎曲。
2.3.1.2滑動-強烈彎曲階段(圖9b)
在強孔隙水壓力等觸發因素的作用下，巖層沿軟弱面滑動，後緣開裂；前緣發生強烈的彎曲隆起，出現X形斷面位錯。其中，緩傾角的逐漸發展為滑動切面。由於彎曲部分強烈膨脹，坡面明顯隆起，巖體滑動加劇，經常發生局部崩落或滑動。坡腳附近的這種“減載”進壹步促進了深部變形的發展。
圖9滑彎滑坡演化圖
2.3.1.3連續變形-滑出階段(圖9c)
由於變形的不斷發展，滑面貫穿並發展成為滑坡。
對於勺形或“扶手椅”形滑動面，情況有所不同。強彎曲部分發生在滑動面的轉折處，沿原弱面滑動，不形成切面。
穩定性評估
這種滑坡壹旦開始，隨著前緣褶皺的加劇，巖層被壓碎，抗滑力也隨之降低，整個邊坡的穩定性急劇惡化。但與此同時，由於裂縫的進壹步發展，地下水迅速分散，孔隙水壓力迅速下降，滑動推力也急劇減小。所以有的滑體剛開始出現局部切面，有的甚至只有尖銳的前緣褶皺而沒有切面，然後逐漸穩定。壹些具有勺形滑動面的滑動體尚未被穿透，當滑動體的前緣看不到明顯位移時，滑動停止。這些特征表明，暴雨後期仍可能發生局部變形甚至整體滑動。9月3日發生在中江縣的磨子灣滑坡就是這種滑坡復活的典型例子，它摧毀了近600米長的河道和300多間房屋。因此，建議疏散位於這種滑坡及其前緣的建築物。
3暴雨期滑坡發生發展的壹些規律及邊坡穩定性預測
3.1壹些基本定律
3.1.1滑坡與暴雨特征的關系
(1)暴雨對滑坡的影響按其程度可分為兩種情況:①啟動型——滑坡體的滑動主要是由暴雨引起的，如滑拉型滑坡；②誘發型——暴雨引起的間隙水壓力僅誘發滑面軟化，滑體本身的滑動分量在滑動過程中仍起重要作用，如滑壓誘發開裂、滑彎滑坡等。
(2)從滑坡對暴雨的敏感性來看，這三種類型的滑坡都是敏感的，對降雨的響應很快，只要達到滑坡所需的臨界暴雨強度就會發生滑動。
(3)關於臨界暴雨強度。在成都龍泉山地區，大部分滑坡發生在7月13日，當時暴雨強度為262.7 mm/d，雖然在7月12日局部地區出現了強度為145.2mm/d/d的暴雨，但沒有發生滑坡。三臺縣山體滑坡主要發生在9月2日，暴雨強度達到278.9 mm/d，7月13日，該地區暴雨強度達到160mm/d/d，無大量山體滑坡。13年7月3日，綏寧縣暴雨強度達到199.4mm/d/d，基本沒有發生基巖滑坡，而7月3日榮昌縣暴雨強度為253 mm/d，發生滑坡33處。根據以上情況並參考國內外相關資料，巖體滑坡的臨界暴雨強度可初步定為250 mm/d。
3.1.2滑坡形成與地質環境的關系
(1)發育成滑動面的軟弱結構面主要是紅層中泥巖與砂巖或粉砂巖的接觸面。上覆巖層裂隙發育，透水性強，有利於降雨入滲下形成較高的孔隙水壓力。
(2)滑坡類型明顯受巖層產狀控制。龍泉山背斜軸部和中部丘陵區，巖層傾角小於10，滑坡類型主要為滑裂和滑壓致裂。在龍泉山背斜兩翼，地層傾角大於20°的地方，主要發育滑彎滑坡。
(3)不同類型滑坡的分布與地貌的關系。滑裂型滑坡和滑壓致裂型滑坡壹般發育在山嘴或沿山脊或分水嶺的孤立包中；溝谷附近常發現勺形滑動面的滑彎型滑坡，這與溝谷的下切使軟弱結構面* * *遊離有關；表面光滑的滑彎滑坡，後緣可以從山脊開始，出口靠近底部。
3.1.3滑坡形成與人為因素的關系
(1)沿山引水渠道多開挖在裂隙發育的風化巖石中，部分未進行防滲處理。暴雨期間，坡面水迅速匯集在溝道內，為地下水提供了豐富的水源，有的甚至以壹定水頭灌滿溝道，造成滑坡。比如射洪縣的白鶴廟、老虎嘴、獅子山、柴灣埡的滑坡都是沿著溝底的。
(2)有些地方開采石料，在山坡巖石中留下深深的采石場，暴雨時大量景觀聚集於此，促進了滑坡的發生，如三臺中醫學校滑坡。
3.2邊坡穩定性預測
經過1981年的暴雨，邊坡上明顯的變形體大部分已經發展為滑坡，隱患已經暴露。因此，可以認為，在未來幾年內，如果沒有更強烈的暴雨，不會再發生如此普遍和大量的滑坡。但是，要註意以下幾個方面。
(1)由於暴雨分布的區域性差異，在1981年暴雨強度超過250 mm/d的那些地方，仍有可能出現大量的滑坡。
(2)在1981年遭受暴雨襲擊的地區，尚未發展為滑坡的變形部位(如滑彎變形體)在未來暴雨期可能繼續發展為滑坡，應進行監測。
(3)上述不同類型的滑坡在未來暴雨期的穩定性會有所不同，治理和防治工作應重點關註滑壓誘發的張裂和滑彎滑坡。
3.3預防和控制措施
為了改善滑坡的穩定條件，應填平後緣裂陷帶，修復排水系統，消除滑體上的積水坑，並對引水渠道采取有效的防滲措施，防止地表水下滲。對於滑彎型滑坡，除采取上述必要措施外，還應避免在強褶皺帶進行大開挖。磨子灣滑坡在9月2日暴雨期的復活與沿其褶皺帶開挖溝道有壹定關系。如果以輕型渡槽的形式通過褶皺帶前的地臺，其穩定條件不會被破壞。
此外，應加強群測群防和氣象預報(特別是強度大於250 mm/d的暴雨預報)，防患於未然，減少滑坡災害可能造成的損失。