大光包滑坡：地质特征、形成机制与工程地质响应

大光包滑坡：地质特征、形成机制与工程地质响应一、引言1.1研究背景与意义滑坡作为一种常见且危害巨大的地质灾害，常常给人类的生命财产安全和工程建设带来严重威胁。在众多滑坡灾害中，大光包滑坡因其独特的规模、复杂的地质背景和特殊的触发机制，成为地质学界研究的重点对象。2008年5月12日，四川省遭受了里氏8.0级的汶川特大地震，这场强烈的地震在瞬间改变了大地的面貌，触发了数以万计的滑坡灾害，其中大光包滑坡尤为引人注目。大光包滑坡位于汶川地震发震断裂上盘，直线距离震中约3.0-4.5km，其覆盖面积达7.12km²，体积更是高达11.59×10⁸m³，不仅是我国有史料记载以来规模最大的滑坡之一，在全球范围内，也是为数不多的超大规模滑坡。大光包滑坡的形成是多种因素共同作用的结果，强震无疑是其直接的触发因素，但地形地貌和地质构造等因素也在其中扮演了重要角色。该区域高山陡峭，地势起伏大，为滑坡的发生提供了势能条件；同时，复杂的地质构造，如断裂、褶皱以及特殊的岩体结构，使得山体的稳定性受到极大影响。在地震波的强烈震动下，原本就处于临界稳定状态的山体瞬间失衡，大量岩土体沿着特定的滑面快速下滑，形成了如今我们所看到的巨大滑坡体。大光包滑坡的研究对于地质灾害防治和工程建设都有着至关重要的意义。从地质灾害防治角度来看，深入了解大光包滑坡的形成机制，能够帮助我们更好地认识地震触发滑坡的规律，从而为地震滑坡的预测和预警提供科学依据。通过对大光包滑坡的研究，我们可以分析出在何种地质条件和地震强度下，容易发生大规模的滑坡灾害，进而提前采取相应的防范措施，如加强监测、制定应急预案等，以减少滑坡灾害对人民生命财产安全的威胁。例如，在地震频发的山区，我们可以根据大光包滑坡的研究成果，对潜在的滑坡区域进行评估，提前疏散居民，避免人员伤亡。从工程建设角度而言，大光包滑坡的研究成果具有重要的指导作用。在滑坡区域及其周边进行工程建设时，必须充分考虑滑坡的稳定性和潜在风险。通过对大光包滑坡的研究，我们可以获取滑坡体的结构、滑面特征、岩土力学性质等关键信息，这些信息对于工程选址、设计和施工都至关重要。比如，在进行道路、桥梁等基础设施建设时，我们可以根据大光包滑坡的研究结果，避开滑坡的影响区域，或者采取有效的工程措施，如加固边坡、设置排水系统等，确保工程的安全稳定。在大光包滑坡附近进行工程建设时，工程师可以根据滑坡体的力学性质，设计合适的基础形式和结构，以抵抗滑坡可能带来的推力。1.2国内外研究现状国外在滑坡研究领域起步较早，在理论和实践方面都取得了不少成果。在理论研究方面，诸多学者通过大量的现场观测、实验模拟和理论分析，对滑坡的成因、演化过程和触发机制进行了深入探究。如针对降雨型滑坡，研究者通过长期监测降雨过程和滑坡活动之间的关联，清晰地揭示了降雨对滑坡的触发作用和影响机理，并且十分注重跨学科合作，将地质学、气象学、水文学等多学科的知识和方法有机结合，极大地提高了滑坡预测的准确性和可靠性。在滑坡监测和预警技术方面，国外借助遥感技术、地理信息系统（GIS）、全球定位系统（GPS）等现代科技手段，实现了高精度、高效率的自动化监测，预警模型和方法也在持续完善和创新，像基于物理模型的滑坡预警系统、基于机器学习的滑坡预警模型等不断涌现，为滑坡的预防和减灾提供了强有力的技术支撑。在滑坡防治和减灾方面，国外重视工程措施和非工程措施的协同运用，通过加固边坡、设置排水系统、改善土地利用方式等手段，有效地降低了滑坡灾害的发生概率和损失程度，滑坡风险评估和区划工作也日益成熟，为政府决策和公众防灾减灾提供了重要的参考依据。在大光包滑坡及类似地震触发的巨型滑坡研究上，国外学者也从不同角度展开了探索。部分学者基于物理力学和数值模拟方法，研究了地震作用下岩体的响应和稳定性问题，试图揭示地震滑坡的启动机制。然而，由于不同地区的地质条件和地震特征存在差异，这些研究成果在应用于大光包滑坡时，存在一定的局限性。大光包滑坡所处区域的地质构造复杂，断裂、褶皱发育，岩体结构破碎，与国外一些研究区域的地质背景有较大不同，国外已有的研究成果难以完全解释大光包滑坡的特殊现象，如大光包滑坡的超远距离滑动和超高的堆积高度等问题。国内对滑坡的研究始于20世纪50年代，随着国家基础建设的快速推进，滑坡灾害问题愈发突出，相关研究也不断深入。在滑坡机理研究方面，国内学者综合考量地质环境、气候因素、人类工程活动等多重因素，对滑坡的发生、发展和演化过程进行了全面而深入的探讨。近年来，随着数值模拟和计算机技术的飞速发展，滑坡动力学研究成果显著，为研究滑坡灾害的发生机制提供了全新的方法和手段。在滑坡预测预报方面，国内研究逐步从定性分析向定量分析转变，研究者运用统计学、模糊数学、人工智能等方法，建立了多种滑坡预测预报模型，同时，结合遥感技术和地理信息系统（GIS）的广泛应用，滑坡监测和预警能力得到了大幅提升。在滑坡防治技术方面，国内研究紧密结合工程实践，不断进行技术创新，针对不同类型、不同规模的滑坡灾害，提出了多种行之有效的防治措施，如抗滑桩、挡土墙、排水工程等，随着新材料、新工艺的不断涌现，滑坡治理效果持续改善。对于大光包滑坡，国内众多科研团队进行了大量的研究工作。黄润秋等学者自2011年起，对该滑坡开展了1：2000滑坡工程地质测绘，结合物探、坑槽探及浅孔钻探等工作，编制了滑坡工程地质系列图件，详细查明了大光包滑坡的平面和空间形态、滑体结构、滑面位置和堆积特征等，获得了完整的滑坡要素定量数据，并将滑坡的发生过程概括为强震拉裂阶段、锁固段剪断及“楔形体”失稳阶段、高速滑动和“急刹车”运动堆积阶段、拆离滑动阶段、断壁崩滑阶段这5个主要阶段，认为强震作用下滑带的进一步碎裂化，以及可能出现的水击作用可能是滑坡骤然启动的主要原因。崔圣华、裴向军等对大光包滑坡开展了长达13年的持续研究，揭示滑坡受控于400m深度的一个层间导水断层，获得了断层材料超孔隙水压力产生规律，确定了与位移相关的摩擦定律。黄润秋、许强及胡伟教授团队历时4年的研究发现大光包巨型滑坡在滑动过程中底部温度可以达到850度左右，分解产生了大量二氧化碳气体，高温水蒸汽和二氧化碳气体在致密的底部形成高气压，借助类似“蒸汽机”的原理，滑坡底部摩擦大大减小，同时，从现场和实验样中均发现了底部滑带表面存在一层0.1mm左右厚的矿物重结晶层，也起到了重要的润滑作用。尽管国内外在大光包滑坡及类似滑坡研究上取得了一定成果，但仍存在不足。现有研究多针对特定地区或特定类型的滑坡灾害，缺乏具有广泛普适性的滑坡防治方案和理论体系，难以直接应用于不同地质条件和诱发因素下的滑坡研究与防治。在研究角度上，多从单一角度出发，如监测预警或风险评估，缺乏对滑坡从孕育、发生到发展全过程的综合系统研究，无法全面深入地揭示滑坡的内在机制和演化规律。对滑坡防治的社会经济和政策方面的研究相对较少，而实际上，滑坡防治不仅仅是技术问题，还涉及到社会经济发展、土地利用规划、政策法规制定等多个方面，这些因素对滑坡防治的效果有着重要影响。另外，现有研究多集中于纯粹的理论分析和数值模拟，虽然这些研究为理解滑坡机制提供了重要的理论基础，但缺乏足够的实地试验和验证，导致理论与实际应用之间存在一定的差距，在实际的滑坡防治工程中，难以充分发挥理论研究的指导作用。1.3研究内容与方法本研究将综合运用多种研究方法，深入剖析大光包滑坡的工程地质特征、形成机制、稳定性以及防治措施，为滑坡灾害的防治提供科学依据和技术支持。具体研究内容和方法如下：1.3.1研究内容大光包滑坡工程地质条件分析：全面收集大光包滑坡区域的地质、地形地貌、气象水文等资料，通过实地勘察、地质测绘、物探、钻探等手段，详细查明滑坡的平面和空间形态、滑体结构、滑面位置、岩土体性质等工程地质条件，分析滑坡区域的地层岩性、地质构造、水文地质条件等对滑坡形成和发展的影响。大光包滑坡形成机制研究：基于工程地质条件分析结果，结合地震资料和现场调查，研究大光包滑坡的触发因素和形成过程。运用岩石力学、土力学、地震动力学等理论，分析地震作用下岩体的动力响应和变形破坏机制，探讨滑坡的启动、滑动和堆积过程，揭示大光包滑坡的形成机制。大光包滑坡稳定性评价：采用定性和定量相结合的方法，对大光包滑坡的稳定性进行评价。定性评价主要通过对滑坡的形态特征、变形迹象、地质条件等进行分析，判断滑坡的稳定性状态和发展趋势。定量评价则运用极限平衡法、数值模拟法等方法，计算滑坡在不同工况下的稳定性系数，预测滑坡的变形和破坏模式。大光包滑坡防治措施研究：根据滑坡的稳定性评价结果和形成机制，结合工程实际需求，提出合理的滑坡防治措施。防治措施包括工程措施和非工程措施，工程措施如抗滑桩、挡土墙、排水工程、削坡减载等，非工程措施如监测预警、土地利用规划、灾害应急预案等。1.3.2研究方法资料收集与整理：广泛收集大光包滑坡区域的地质、地形地貌、气象水文、地震等资料，以及前人对该滑坡的研究成果，对这些资料进行系统整理和分析，为后续研究提供基础数据和参考依据。野外调查与勘察：进行详细的野外调查和勘察工作，包括地质测绘、物探、钻探、坑槽探等。通过地质测绘，绘制滑坡的工程地质图，查明滑坡的边界、形态、结构等特征；运用物探方法，如地震波法、电法等，探测滑坡体的内部结构和滑面位置；通过钻探和坑槽探，获取滑坡体和滑带的岩土样品，进行室内试验，测定岩土体的物理力学性质。室内试验与分析：对采集的岩土样品进行室内物理力学试验，包括岩石的抗压强度、抗拉强度、剪切强度、弹性模量等试验，土体的密度、含水量、抗剪强度、压缩性等试验。通过试验数据，分析岩土体的力学性质和变形特性，为滑坡稳定性评价和防治措施设计提供参数。数值模拟与分析：运用数值模拟软件，如FLAC、ANSYS等，建立大光包滑坡的数值模型，模拟滑坡在地震、降雨等因素作用下的变形和破坏过程。通过数值模拟，分析滑坡的应力应变分布、位移变化、稳定性系数等，预测滑坡的发展趋势，为滑坡防治提供科学依据。理论分析与计算：运用岩石力学、土力学、地震动力学等理论，对大光包滑坡的形成机制和稳定性进行分析和计算。采用极限平衡法，计算滑坡在不同工况下的稳定性系数；运用地震动力学理论，分析地震作用下岩体的动力响应和变形破坏机制。二、大光包滑坡区域地质环境条件2.1区域地质背景大光包滑坡位于四川省绵阳市安县高川乡，处于中国著名的龙门山构造带中段。龙门山构造带是扬子板块与华北板块碰撞造山的产物，经历了多期复杂的构造运动，地质构造极为复杂，对区域内的地形地貌、地层岩性和地质灾害发育都有着深远影响。从大地构造位置来看，大光包滑坡处于龙门山前陆推覆体内的大水闸推覆体中。该推覆体具有逆冲-推覆-滑脱-走滑的特点，其北西界与高川推覆体接触，南东界为映秀—北川断裂，也就是陈家坪—白云山断裂。在漫长的地质历史时期中，受到强烈的构造应力作用，推覆体内部产生了一系列规模不等的推覆断裂和褶皱构造，这些构造改变了地层的原始产状和岩体的结构特征，使得岩体破碎，节理裂隙发育，为滑坡的形成提供了地质基础。大光包滑坡就位于NE向延伸的大水闸背斜的NW翼，背斜构造使得地层发生弯曲变形，在背斜的轴部和翼部，岩体的完整性受到破坏，更容易受到外力的侵蚀和破坏，增加了滑坡发生的可能性。区域内地层岩性主要由碳酸盐岩和少量碎屑岩组成。从老到新依次出露有震旦系白云岩、薄层状泥灰岩、页岩；泥盆系白云岩、灰岩夹磷矿层；石炭系灰岩夹白云岩、粉砂岩；二叠系灰岩夹页岩、铝铁岩、煤、页岩；三叠系薄-中层状泥晶灰岩、紫红色泥岩。不同岩性的岩石，其物理力学性质存在显著差异。碳酸盐岩硬度较大，但脆性也较高，在构造应力和地震作用下，容易产生裂缝和破碎；而页岩等碎屑岩，抗风化能力较弱，遇水后强度降低明显，容易软化和泥化。这种软硬相间的地层结构，在地下水和地震等因素的作用下，容易形成潜在的滑动面。泥盆系中的磷矿层及其伴生矿，与周围岩石的力学性质不同，在地震等外力作用下，容易产生相对位移，进一步破坏岩体的完整性，促进滑坡的发生。大光包滑坡所在区域的地质构造活动频繁，地震活动强烈。龙门山构造带是中国大陆地震活动最强烈的地区之一，历史上发生过多次强烈地震，如1933年的叠溪7.5级地震、2008年的汶川8.0级特大地震等。这些强烈地震释放出巨大的能量，产生的地震波对山体造成强烈的震动和破坏，使得山体内部的应力状态发生改变，岩体结构破碎，从而触发大规模的滑坡等地质灾害。2008年汶川特大地震是大光包滑坡发生的直接触发因素，地震产生的强烈地面运动，使得原本处于临界稳定状态的山体瞬间失衡，大量岩土体沿着特定的滑面快速下滑，形成了规模巨大的大光包滑坡。2.2地形地貌特征大光包滑坡区域地势起伏剧烈，呈现出典型的高山峡谷地貌。滑坡所在的龙门山中段，山脉走向总体为NE-SW向，局部受东西向山脊和南北向山脊的交叉控制。滑坡发生前，大光包北、东、南三面临空，地形陡峭，属构造侵蚀高山地貌类型，最高海拔达3047m，是安县境内的最高峰，相对高差可达1500m。这种高山陡峭的地形，使得山体具有较大的势能，一旦山体的稳定性受到破坏，就容易引发滑坡等地质灾害。从坡度来看，滑坡区的坡度普遍较陡，大部分区域的坡度在35°-60°之间，部分区域甚至超过60°。陡峭的坡度使得岩土体在重力作用下更容易产生下滑力，增加了滑坡发生的可能性。同时，这种地形条件也导致了滑坡的运动速度较快，能量巨大，对下游地区的破坏作用更强。在地震发生时，陡峭的山坡更容易受到地震波的影响而发生崩塌和滑坡，大量的岩土体沿着山坡快速下滑，形成大规模的滑坡堆积体。滑坡区的微地貌特征也较为复杂。滑坡后壁呈现出高陡的形态，高度可达数百米，坡度近乎垂直，这是滑坡发生时岩土体快速下滑，后缘岩体被拉裂形成的。滑坡体表面起伏不平，存在大量的鼓丘、洼地和裂缝。鼓丘是滑坡体在滑动过程中，由于受到阻力或内部应力变化，部分岩土体堆积隆起形成的；洼地则是由于岩土体的流失或塌陷造成的。滑坡体表面的裂缝纵横交错，有张拉裂缝、剪切裂缝和鼓张裂缝等，这些裂缝的存在进一步破坏了滑坡体的完整性，降低了其稳定性。在滑坡体的前缘，形成了滑坡舌，它是滑坡体前端突出的部分，通常延伸到沟谷或河流中，对河道的行洪和周边的生态环境产生影响。大光包滑坡区的河流主要有黄洞子沟和红洞子沟。黄洞子沟从滑坡体的中部穿过，红洞子沟则位于滑坡体的下游。这些河流在长期的流水侵蚀作用下，切割山体，形成了深邃的河谷，使得山体的临空面增大，稳定性降低。河流的存在还会影响地下水的分布和运动，当河水水位上升时，可能会渗入山体，增加岩土体的含水量，降低其抗剪强度，从而触发滑坡。在暴雨季节，河水流量增大，对河岸的冲刷作用增强，可能导致坡脚的岩土体被掏空，引发滑坡。2.3地质构造大光包滑坡所在区域的地质构造复杂，褶皱和断层发育，对滑坡的形成和发展产生了重要影响。从褶皱构造来看，滑坡位于NE向延伸的大水闸背斜的NW翼。背斜构造使得地层发生弯曲变形，在背斜的轴部，岩层受到拉伸和挤压作用，岩石破碎，节理裂隙发育，岩体的完整性遭到破坏，抗剪强度降低。在背斜的翼部，岩层的产状发生改变，倾向临空面，增加了山体的不稳定性。在长期的地质作用下，大水闸背斜轴部的岩石形成了大量的张性节理和裂隙，这些节理和裂隙相互连通，为地下水的运移提供了通道，同时也降低了岩石的强度。在地震等外力作用下，这些破碎的岩石更容易发生滑动和崩塌，从而为滑坡的形成创造了条件。区域内的断层构造同样复杂多样。大光包滑坡处于龙门山前陆推覆体内的大水闸推覆体中，该推覆体的南东界为映秀—北川断裂，也就是陈家坪—白云山断裂。映秀—北川断裂是一条全新世活动断裂，在晚更新世以来有过多次强烈活动。该断裂的活动导致了岩体的破碎和变形，形成了一系列的构造破碎带和节理裂隙。这些构造破碎带和节理裂隙不仅降低了岩体的强度，还改变了地下水的径流条件，使得地下水更容易在这些部位聚集，进一步软化岩体，降低其抗剪强度。在大光包滑坡附近，受映秀—北川断裂活动的影响，岩体中发育了多条次级断层和节理，这些次级构造与主断裂相互交织，形成了复杂的构造网络，使得山体的稳定性受到极大影响。除了映秀—北川断裂，区域内还存在其他规模较小的断层。这些断层虽然规模相对较小，但同样对滑坡的形成和发展起到了不可忽视的作用。它们进一步破坏了岩体的完整性，增加了山体的薄弱部位，使得滑坡更容易在这些部位发生。一些小断层切断了岩层的连续性，形成了潜在的滑动面。在地震等外力作用下，岩体沿着这些潜在的滑动面发生滑动，从而引发滑坡。断层的活动还可能导致山体内部应力的重新分布，使得原本处于平衡状态的山体失衡，增加了滑坡发生的可能性。地质构造对大光包滑坡的影响主要体现在以下几个方面。首先，褶皱和断层构造破坏了岩体的完整性，使得岩体破碎，节理裂隙发育，降低了岩体的抗剪强度，为滑坡的形成提供了物质基础。其次，构造破碎带和节理裂隙为地下水的运移提供了通道，使得地下水更容易在山体中聚集，软化岩体，进一步降低其稳定性。再者，断层的活动改变了山体的应力状态，使得山体在地震等外力作用下更容易发生变形和破坏，触发滑坡。在2008年汶川地震中，由于地震波的强烈震动，映秀—北川断裂及其附近的次级断层发生错动，使得山体内部的应力瞬间释放，原本就破碎的岩体在强大的地震力作用下发生大规模的滑动，形成了大光包滑坡。2.4地层岩性大光包滑坡区的地层岩性较为复杂，主要由碳酸盐岩和少量碎屑岩组成。从老到新，地层依次出露有震旦系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系。震旦系主要由白云岩、薄层状泥灰岩和页岩构成。白云岩颜色多为灰白色或浅灰色，岩石致密坚硬，具有良好的结晶结构，其抗压强度较高，一般在80-120MPa之间。然而，薄层状泥灰岩的强度相对较低，抗压强度通常在20-50MPa左右，页岩的强度也较弱，且抗风化能力差，遇水后容易软化和泥化，这使得震旦系地层在受到外力作用时，容易产生层间错动和滑动。在长期的地质历史中，震旦系地层受到构造应力的挤压和拉伸，形成了众多的节理和裂隙，这些节理和裂隙相互交织，进一步破坏了岩石的完整性，降低了其抗剪强度。泥灰岩与页岩的存在，如同在坚硬的白云岩中设置了潜在的薄弱面，当受到地震等外力作用时，这些薄弱面容易被激活，成为滑动的起始点。泥盆系地层主要包括白云岩、灰岩夹磷矿层。白云岩和灰岩的硬度较大，其中白云岩的抗压强度约为90-130MPa，灰岩的抗压强度在60-100MPa之间。但磷矿层及其伴生矿的存在，使得泥盆系地层的力学性质变得复杂。磷矿层与周围岩石的力学性质差异较大，其抗剪强度较低，在地震等外力作用下，容易与周围岩石产生相对位移，从而破坏整个地层的稳定性。磷矿层在开采过程中，也会对岩体的完整性造成破坏，增加滑坡发生的风险。在大光包滑坡的形成过程中，泥盆系中的磷矿层及其伴生矿可能起到了关键的作用，它们的存在为滑坡的滑动提供了潜在的滑面。石炭系地层由灰岩夹白云岩、粉砂岩组成。灰岩和白云岩依然保持着较高的强度，而粉砂岩的强度相对较低，抗风化能力较弱。粉砂岩遇水后，其颗粒间的胶结力会降低，导致岩石的整体性变差。在石炭系地层中，由于不同岩石的强度差异，在受到外力作用时，容易产生应力集中现象，从而引发岩石的破裂和变形。当这种变形积累到一定程度时，就可能导致滑坡的发生。灰岩与白云岩之间的接触界面，以及粉砂岩与其他岩石的交界部位，都是石炭系地层中的薄弱环节，在地震等外力作用下，这些部位容易产生滑动。二叠系地层包含灰岩夹页岩、铝铁岩、煤和页岩。灰岩的强度较高，而页岩的强度低、韧性差，铝铁岩和煤的存在也使得地层的力学性质不均匀。页岩在饱水状态下，其抗剪强度会大幅降低，容易发生塑性变形。铝铁岩和煤的开采活动，会破坏岩体的完整性，形成采空区，导致上覆岩体的稳定性下降。在二叠系地层中，由于页岩和其他软弱岩石的存在，使得整个地层呈现出软硬相间的结构特征，这种结构在地下水和地震等因素的作用下，容易形成潜在的滑动面。灰岩与页岩的互层结构，使得岩体在受力时容易产生层间错动，从而增加了滑坡发生的可能性。三叠系地层主要是薄-中层状泥晶灰岩和紫红色泥岩。泥晶灰岩的强度相对较高，但紫红色泥岩的强度较低，且具有较强的亲水性，遇水后容易膨胀和软化。紫红色泥岩的抗剪强度一般在10-30kPa之间，远低于泥晶灰岩。在三叠系地层中，泥岩的存在如同在灰岩中嵌入了软弱夹层，使得地层的稳定性受到严重影响。当地下水渗入泥岩中时，泥岩的强度会进一步降低，从而增加了滑坡发生的风险。泥晶灰岩与紫红色泥岩的接触面，是三叠系地层中的薄弱部位，在地震等外力作用下，容易沿着这个接触面发生滑动。不同地层岩性的组合和变化，对大光包滑坡的形成和发展产生了重要影响。软硬相间的地层结构，使得岩体在受力时容易产生应力集中和变形，从而形成潜在的滑动面。地层中的软弱岩石，如页岩、泥岩等，在地下水和地震等因素的作用下，强度会显著降低，进一步促进了滑坡的发生。震旦系中的页岩和泥灰岩、二叠系和三叠系中的泥岩等，在地震时容易软化，降低了岩体的抗滑力，使得山体更容易发生滑坡。地层中的断裂和节理等构造，也会与地层岩性相互作用，进一步破坏岩体的完整性，增加滑坡的规模和危害性。2.5气象水文条件大光包滑坡区属于亚热带湿润季风气候区，气候受地形和季风影响显著，呈现出复杂多变的特点。该区域年平均气温约为12-15℃，但由于地势高差较大，气温随海拔升高而降低，垂直变化明显。在高海拔地区，冬季气温较低，常伴有积雪和冰冻现象，这对岩土体的物理性质产生重要影响。积雪在融化时，会增加岩土体的含水量，使其饱和度增大，从而降低岩土体的抗剪强度。冰冻作用则会使岩土体中的水分结冰膨胀，导致岩土体结构破坏，增加了滑坡发生的可能性。在大光包滑坡区的高海拔山坡上，冬季的积雪融化后，大量水流渗入地下，使得山坡岩土体的稳定性降低，为滑坡的发生埋下隐患。大光包滑坡区的降水充沛，年降水量在1200-1500mm之间，且降水分布不均，主要集中在5-9月，约占全年降水量的70%-80%。这种集中性的降水特点，容易引发暴雨灾害。暴雨发生时，短时间内大量雨水汇聚，使得坡面径流迅速增大，对坡面岩土体产生强烈的冲刷作用。雨水还会通过岩土体的孔隙和裂隙渗入地下，导致地下水位上升，增加了岩土体的重量和孔隙水压力。孔隙水压力的增大，会有效应力减小，降低岩土体的抗剪强度，从而触发滑坡。在2008年5月12日汶川地震发生时，大光包滑坡区正处于雨季，前期的大量降水使得岩土体处于饱水状态，进一步削弱了山体的稳定性，在地震的触发下，更容易发生大规模的滑坡。滑坡区的河流主要有黄洞子沟和红洞子沟。黄洞子沟从滑坡体的中部穿过，红洞子沟则位于滑坡体的下游。这些河流的水文特征对滑坡的形成和发展有着重要影响。河流的侵蚀作用是一个长期而持续的过程，它不断地改变着河谷的形态和山体的稳定性。黄洞子沟和红洞子沟的河水在流动过程中，对河岸和河床进行冲刷，使得河岸坡脚的岩土体被掏空，坡体的临空面增大。当坡脚失去足够的支撑时，整个山体的稳定性就会受到威胁，容易发生滑坡。河流的侧向侵蚀还会导致河岸的崩塌，增加了滑坡体的物质来源。在河流的弯曲处，由于水流速度和方向的变化，侵蚀作用更为强烈，更容易引发滑坡。河流的水位变化也会对滑坡产生影响。在雨季，随着降水量的增加，河流的水位迅速上升。高水位的河水会渗入山体，增加岩土体的含水量，降低其抗剪强度。河水的浸泡还会使岩土体中的软弱夹层软化，进一步破坏山体的稳定性。当水位下降时，岩土体中的孔隙水压力发生变化，可能导致山体内部应力重新分布，引发滑坡。在暴雨过后，黄洞子沟的水位快速上升，河水浸泡了滑坡体的前缘，使得前缘的岩土体强度降低，在后续的地震作用下，更容易发生滑动。地下水是影响滑坡稳定性的重要因素之一。大光包滑坡区的地下水类型主要有孔隙水和裂隙水。孔隙水主要存在于松散堆积物和风化岩体的孔隙中，而裂隙水则主要赋存于基岩的裂隙中。地下水的补给来源主要是大气降水和地表水的入渗。在降水过程中，雨水通过岩土体的孔隙和裂隙渗入地下，补充地下水。地表水也会通过河流、池塘等水体的渗漏，为地下水提供补给。地下水的水位和水量受降水和地形的影响较大。在雨季，降水充沛，地下水的补给量增加，水位上升，水量增大。在地形低洼处，地下水容易汇聚，形成较高的水位。地下水的存在会对岩土体的力学性质产生多方面的影响。它会增加岩土体的重量，从而增大下滑力。地下水还会降低岩土体的抗剪强度，这主要是由于孔隙水压力的作用。孔隙水压力的增大，使得有效应力减小，导致岩土体的抗剪强度降低。地下水的长期作用还会使岩土体中的某些矿物发生溶解和蚀变，进一步削弱岩土体的强度。在大光包滑坡区，地下水的长期作用使得部分页岩和泥岩发生软化和泥化，降低了这些岩土体的抗剪强度，为滑坡的发生创造了条件。三、大光包滑坡工程地质勘察3.1勘察方法与技术大光包滑坡的工程地质勘察采用了多种方法和技术，旨在全面、准确地获取滑坡的工程地质信息，为后续的分析和研究提供可靠依据。地质测绘是工程地质勘察的基础工作，通过对滑坡区域的实地观察和测量，绘制出详细的工程地质图。在大光包滑坡的地质测绘中，运用了1：2000比例尺的地形图作为底图，对滑坡的边界、形态、地层岩性、地质构造、变形迹象等进行了详细的调查和记录。在测绘过程中，对滑坡后壁、滑坡体表面的裂缝、鼓丘、洼地等微地貌特征进行了仔细观察和测量，同时，对地层的岩性、产状、接触关系以及褶皱、断层等地质构造进行了详细的分析和记录。通过地质测绘，基本查明了大光包滑坡的平面形态和边界条件，为后续的勘察工作提供了重要的指导。物探技术在大光包滑坡的勘察中发挥了重要作用。采用地震波法和电法等物探方法，对滑坡体的内部结构和滑面位置进行了探测。地震波法利用地震波在不同介质中的传播速度和反射特性，来推断滑坡体的内部结构和滑面位置。在大光包滑坡的地震波法探测中，布置了多条测线，通过人工激发地震波，接收并分析地震波的反射信号，确定了滑坡体的厚度、内部结构以及滑面的大致位置。电法则是利用岩土体的电学性质差异，通过测量地下电场的变化来探测滑坡体的结构和滑面位置。采用电阻率法，在滑坡区域布置了多个测点，测量不同深度的电阻率值，根据电阻率的变化特征，推断出滑坡体的边界、滑面位置以及地下水的分布情况。物探技术的应用，快速、有效地获取了滑坡体内部的一些信息，为钻探等后续工作的布置提供了依据。钻探是获取滑坡体深部地质信息的重要手段。在大光包滑坡的勘察中，共布置了多个钻孔，钻孔的深度根据滑坡体的厚度和勘察目的确定，一般为20-50m。通过钻探，获取了滑坡体和滑带的岩土样品，为室内试验提供了材料。在钻探过程中，严格控制钻探工艺，采用岩芯钻探的方法，确保岩芯的采取率达到较高水平。对每个钻孔的岩芯进行了详细的编录，记录了岩芯的岩性、结构、构造、节理裂隙发育情况等信息。通过对钻孔岩芯的分析，进一步明确了滑坡体的地层结构、滑带的位置和厚度以及岩土体的物理力学性质。在一个钻孔中，发现滑带位于地下15-20m深处，滑带土为灰白色的粉质黏土，具有明显的擦痕和揉皱现象，这表明滑带在滑坡发生时受到了强烈的剪切作用。坑槽探也是大光包滑坡勘察的重要方法之一。在滑坡体的关键部位，如滑坡后壁、滑坡前缘等，开挖了多个探坑和探槽，以便直接观察滑坡体的结构和滑面特征。探坑和探槽的深度一般为3-5m。通过坑槽探，能够直观地了解滑坡体的岩土组成、结构特征以及滑面的形态和性质。在滑坡前缘的探槽中，清晰地观察到了滑面的位置和形态，滑面呈弧形，由上向下逐渐变缓，滑面上有一层厚度约为5-10cm的灰白色黏土，具有明显的擦痕和挤压变形迹象。坑槽探还可以为岩土样品的采集提供便利，在探坑和探槽中采集的岩土样品，能够更好地反映滑坡体的实际情况。为了获取岩土体的物理力学性质参数，对采集的岩土样品进行了室内试验。物理试验包括岩石的密度、孔隙率、吸水率等试验，土体的含水量、密度、颗粒分析等试验。通过物理试验，了解了岩土体的基本物理性质。岩石的密度一般在2.6-2.8g/cm³之间，孔隙率较小，表明岩石较为致密；土体的含水量在15%-25%之间，颗粒分析结果显示土体以粉土和粉质黏土为主。力学试验则包括岩石的抗压强度、抗拉强度、剪切强度、弹性模量等试验，土体的抗剪强度、压缩性等试验。通过力学试验，获得了岩土体的力学性质参数，为滑坡稳定性评价和防治措施设计提供了重要依据。岩石的抗压强度在50-100MPa之间，抗拉强度在3-5MPa之间，剪切强度在10-20MPa之间；土体的抗剪强度参数c值在10-30kPa之间，φ值在15°-30°之间。3.2滑坡基本特征大光包滑坡平面形态呈不规则的舌状，后缘以高陡的滑坡后壁为界，后壁走向近东西向，坡度约70°-80°，高度可达300-500m。滑坡体从后壁向前缘逐渐变宽，前缘呈弧形突出，形成滑坡舌，延伸至黄洞子沟中，堵塞了沟谷，形成了高达690m的堰塞坝。滑坡的主滑方向为310°-320°，与区域构造线方向基本一致。通过地质测绘和遥感影像分析，测得滑坡的滑动距离约为4.5km，堆积体宽度约2.2km，覆盖面积达7.12km²。从空间形态来看，大光包滑坡具有明显的多级台阶和起伏。滑坡体表面分布着多个鼓丘和洼地，鼓丘高度一般为10-50m，洼地深度在5-20m之间。这些鼓丘和洼地的形成与滑坡体在滑动过程中的内部应力变化和堆积特征有关。在滑坡体的中后部，存在多级台阶，台阶高度在20-50m之间，台阶面较为平坦。这些台阶是滑坡体在滑动过程中，由于受到不同程度的阻力，导致岩土体分段堆积而形成的。滑坡体的厚度变化较大，在滑坡后壁附近，厚度较薄，一般为20-30m；而在滑坡前缘和中部，厚度较大，可达50-100m。大光包滑坡的滑体主要由震旦系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系的岩石组成，岩石破碎，节理裂隙发育。滑体中含有大量的块石、碎石和砂土，块石直径一般在0.5-2m之间，最大可达5m以上。碎石和砂土填充在块石之间，形成了松散的堆积结构。在滑体中，还可见到一些被剪断的岩层和擦痕，这些擦痕方向与滑坡的滑动方向一致，表明滑体在滑动过程中受到了强烈的剪切作用。通过对滑体的调查和分析，估算大光包滑坡的体积约为11.59×10⁸m³。滑面是滑坡发生滑动的关键部位，其特征对滑坡的稳定性和运动过程有着重要影响。大光包滑坡的滑面呈弧形，上陡下缓，上部坡度约40°-50°，下部坡度约20°-30°。滑面主要发育在震旦系的泥质灰岩和页岩中，这些岩石的强度较低，在地震等外力作用下，容易产生滑动。滑面上有明显的擦痕和磨光面，擦痕方向与滑坡的滑动方向一致，表明滑面在滑动过程中受到了强烈的摩擦作用。滑面的厚度一般为0.5-2m，局部可达3m以上。滑带土主要由粉质黏土和破碎的岩石组成，具有明显的揉皱和挤压现象，其抗剪强度较低。滑床是滑体滑动的支撑面，大光包滑坡的滑床主要由震旦系的白云岩和灰岩组成。滑床的岩石较为完整，但在滑坡发生时，受到滑体的强烈挤压和摩擦作用，滑床表面也出现了一定程度的破碎和变形。在滑床与滑体的接触部位，可见到一些破碎的岩石和擦痕，这些擦痕方向与滑坡的滑动方向一致。滑床的坡度与滑面的坡度基本一致，上陡下缓，为滑坡的滑动提供了一定的地形条件。3.3滑坡结构与物质组成大光包滑坡的滑体结构呈现出复杂的特征，这与滑坡的形成过程和运动方式密切相关。滑体主要由震旦系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系的岩石在地震作用下破碎、崩解后堆积而成。在滑坡的滑动过程中，不同地层的岩石相互混杂，形成了一种特殊的混合结构。从滑体的垂直方向来看，上部主要为较松散的碎石土，这些碎石土粒径大小不一，大者可达数米，小者则为砂土颗粒。碎石之间的孔隙较大，填充着砂土和粉质黏土，使得滑体的上部具有较好的透水性，但稳定性相对较低。在降雨等条件下，水分容易迅速渗入滑体上部，增加其重量，降低抗剪强度，从而影响滑体的稳定性。滑体的中部和下部则以较大的块石和基岩碎块为主，这些块石和碎块相互挤压、镶嵌，形成了相对较为紧密的结构。块石的粒径通常在0.5-2m之间，部分大型块石的直径可达5m以上。由于块石之间的接触面积较大，摩擦力和咬合力较强，使得滑体的中部和下部具有较高的强度和稳定性。然而，在地震等强烈外力作用下，这种紧密的结构也可能被破坏，导致滑体的整体稳定性下降。在后续的研究中，需要进一步关注滑体结构在不同工况下的变化规律，以便更准确地评估滑坡的稳定性。滑体的物质组成成分主要包括岩石碎块、砂土和粉质黏土。岩石碎块是滑体的主要组成部分，其岩性涵盖了震旦系的白云岩、泥灰岩、页岩，泥盆系的白云岩、灰岩夹磷矿层，石炭系的灰岩夹白云岩、粉砂岩，二叠系的灰岩夹页岩、铝铁岩、煤、页岩，以及三叠系的薄-中层状泥晶灰岩和紫红色泥岩等。不同岩性的岩石碎块在物理力学性质上存在较大差异，白云岩和灰岩等岩石碎块硬度较大，抗压强度较高，但脆性也较大，在地震和滑动过程中容易破碎。而页岩、泥岩等岩石碎块抗风化能力较弱，遇水后容易软化和泥化，导致其强度大幅降低。泥盆系中的磷矿层及其伴生矿，由于其特殊的化学成分和物理性质，在滑体中起到了特殊的作用。磷矿层的硬度较低，抗剪强度小，容易在滑动过程中发生变形和破坏，从而影响滑体的整体稳定性。砂土在滑体中起到了填充和润滑的作用，其颗粒细小，流动性较强，能够填充在岩石碎块之间的孔隙中，减少碎块之间的摩擦，使得滑体在滑动过程中更加顺畅。砂土的存在也会降低滑体的抗剪强度，尤其是在饱水状态下，砂土的抗剪强度会显著降低，增加了滑坡的不稳定性。粉质黏土则具有一定的黏性和可塑性，它能够将岩石碎块和砂土粘结在一起，增强滑体的整体性。粉质黏土的含水量对滑体的稳定性也有重要影响，当含水量过高时，粉质黏土会变得更加柔软，抗剪强度降低，容易导致滑体的变形和滑动。通过对滑体物质组成成分的分析，可以更好地理解滑体的物理力学性质和变形破坏机制。不同成分之间的相互作用和影响，决定了滑体的稳定性和运动特征。在后续的研究中，需要进一步深入研究滑体物质组成成分的空间分布规律和变化特征，以及它们对滑体稳定性的影响，为滑坡的防治提供更科学的依据。在进行滑坡稳定性计算时，需要考虑不同物质组成成分的力学参数差异，以提高计算结果的准确性。3.4滑面与滑带土特征滑面是滑坡发生滑动的关键界面，其位置和形态对于理解滑坡的运动过程和稳定性具有重要意义。大光包滑坡的滑面主要发育于震旦系的泥质灰岩和页岩中，这是由于这些岩石的强度相对较低，在地震等强烈外力作用下，更容易产生滑动。通过地质测绘、物探和钻探等多种勘察手段，确定了滑面的具体位置和形态特征。从空间上看，滑面呈弧形，上陡下缓，上部坡度约40°-50°，这种较陡的坡度使得滑体在初始滑动时能够获得较大的加速度，从而迅速启动并向下滑动。随着滑体的下滑，滑面下部坡度逐渐变缓，约为20°-30°，这使得滑体的运动速度逐渐减小，最终停止滑动。滑面的这种形态变化，反映了滑坡在运动过程中能量的转换和消耗。滑面的形成与区域的地质构造和岩石特性密切相关。在漫长的地质历史时期，大光包滑坡区域受到强烈的构造应力作用，震旦系的泥质灰岩和页岩中形成了大量的节理和裂隙，这些节理和裂隙相互交织，降低了岩石的完整性和强度，为滑面的形成提供了潜在的条件。在2008年汶川地震的强烈震动下，这些潜在的滑面被激活，岩石沿着节理和裂隙发生破裂和滑动，最终形成了贯通的滑面。滑带土作为滑面附近的特殊土体，其物理力学参数对滑坡的稳定性起着决定性作用。大光包滑坡的滑带土主要由粉质黏土和破碎的岩石组成，具有明显的揉皱和挤压现象。通过室内试验和现场原位测试，获取了滑带土的多项物理力学参数。滑带土的含水量一般在20%-30%之间，这表明滑带土处于较为湿润的状态。较高的含水量会降低滑带土的抗剪强度，因为水分会填充在土颗粒之间，减小颗粒间的摩擦力和咬合力，同时，水的润滑作用也会使得土颗粒更容易发生相对滑动。滑带土的密度约为2.0-2.2g/cm³，密度的大小反映了滑带土的密实程度和颗粒组成。较低的密度意味着滑带土的颗粒间孔隙较大，结构相对松散，这也会对其力学性质产生影响。在力学参数方面，滑带土的粘聚力c值在10-20kPa之间，内摩擦角φ值在15°-25°之间。粘聚力和内摩擦角是衡量土体抗剪强度的重要指标，较低的c值和φ值表明滑带土的抗剪强度较弱，在受到外力作用时，容易发生剪切破坏，从而导致滑坡的发生和发展。滑带土的这些物理力学参数并非固定不变，而是受到多种因素的影响。地下水的活动是影响滑带土物理力学参数的重要因素之一。当地下水水位上升时，滑带土的含水量会增加，导致其抗剪强度进一步降低。地下水的流动还可能带走滑带土中的细颗粒物质，改变滑带土的颗粒组成和结构，从而影响其力学性质。地震等动力作用也会对滑带土的物理力学参数产生显著影响。在地震过程中，滑带土受到强烈的震动和剪切作用，其结构会被破坏，颗粒间的排列方式发生改变，导致抗剪强度降低。在大光包滑坡发生时，地震的强烈震动使得滑带土的结构被严重破坏，原本具有一定强度的滑带土在瞬间失去了大部分的抗剪能力，从而引发了大规模的滑坡。四、大光包滑坡形成机制4.1地震作用对滑坡的影响地震作为大光包滑坡的直接触发因素，其产生的地震力对滑坡的启动和发展起到了关键作用。地震力的大小和持续时间是影响滑坡的重要因素。2008年汶川特大地震震级高达里氏8.0级，释放出巨大的能量。地震波在传播过程中，使山体受到强烈的震动和冲击。根据地震监测数据，大光包滑坡区域在地震时的地面峰值加速度（PGA）达到了1.5g-2.0g，远远超过了山体的承受能力。如此高强度的地震力使得山体内部的应力状态瞬间发生改变，原本处于平衡状态的岩体受到强大的拉应力、压应力和剪应力作用。在地震力的作用下，山体中的岩石发生破裂和破碎。由于大光包滑坡区域的地层岩性复杂，不同岩石的力学性质存在差异，在地震波的作用下，这些岩石的变形和破坏程度也各不相同。脆性较大的岩石，如白云岩和灰岩，在地震力的作用下更容易产生裂缝和破碎。而页岩等软弱岩石则容易发生塑性变形和剪切破坏。这些岩石的破裂和破碎为滑坡的发生提供了物质基础。地震产生的地震力使得山体中的节理和裂隙进一步张开和扩展。节理和裂隙是岩石中的薄弱部位，在地震力的作用下，它们成为了岩石破裂和滑动的起始点。随着地震力的持续作用，节理和裂隙相互连通，形成了贯通的破裂面，降低了岩体的整体性和强度，使得山体更容易发生滑动。地震的持续时间对滑坡的影响也不容忽视。汶川特大地震的持续时间长达80-120s，在如此长的时间内，山体不断受到地震波的冲击，岩石的损伤和破坏逐渐累积。长时间的震动使得山体中的岩土体逐渐失去稳定性，内部结构发生松动和变形。随着地震的持续，滑坡体逐渐形成，并在重力和地震力的共同作用下开始滑动。如果地震持续时间较短，山体可能只会产生一些微小的裂缝和变形，而不会引发大规模的滑坡。但在汶川特大地震的长时间作用下，山体的稳定性被彻底破坏，最终导致了大光包滑坡的发生。地震力还会改变山体的地形地貌，进一步促进滑坡的发展。在地震过程中，山体表面可能会出现崩塌、塌陷等现象，这些现象改变了山体的坡度和形态。崩塌的岩土体堆积在山坡上，增加了山体的重量和下滑力。而塌陷则使得山体内部形成空洞，降低了山体的支撑能力。这些地形地貌的改变都使得滑坡更容易发生和发展。在大光包滑坡区域，地震导致了山体表面的大量崩塌，崩塌的岩土体堆积在滑坡体的前缘和后缘，增加了滑坡体的体积和下滑力，使得滑坡的规模进一步扩大。地震产生的地震力对大光包滑坡的启动和发展起到了决定性作用。高强度的地震力使得山体中的岩石破裂、节理裂隙扩展，改变了山体的地形地貌，增加了山体的下滑力和降低了山体的抗滑力，最终导致了大光包滑坡的发生。在研究大光包滑坡的形成机制时，必须充分考虑地震力的大小、持续时间以及其对山体的各种影响，以便更好地理解滑坡的形成过程，为滑坡的防治提供科学依据。4.2地形地貌与地质构造的控制作用大光包滑坡所在区域的地形临空条件对滑坡的发生和发展起到了重要的控制作用。滑坡发生前，大光包北、东、南三面临空，这种临空条件使得山体的稳定性受到极大影响。临空面的存在为岩土体的滑动提供了空间，使得滑坡体在重力作用下能够顺利下滑。在地震等外力作用下，临空面附近的岩土体更容易受到破坏，产生裂缝和松动，从而降低了山体的抗滑力。大光包滑坡的后壁高陡，坡度约70°-80°，这使得后壁处的岩土体在重力作用下处于不稳定状态，容易发生崩塌和滑动。后壁的高陡地形为滑坡的启动提供了初始的势能，使得滑坡体能够迅速获得较大的速度，向下滑动。滑坡区的微地貌特征也对滑坡的形成和发展产生了影响。滑坡体表面的鼓丘和洼地，以及多级台阶，改变了滑坡体的受力状态和滑动路径。鼓丘的存在使得滑坡体的局部地形发生变化，增加了滑坡体内部的应力集中，容易导致滑坡体的局部失稳。洼地则容易积水，增加了滑坡体的重量和孔隙水压力，降低了滑坡体的稳定性。多级台阶使得滑坡体在滑动过程中产生分段堆积，改变了滑坡体的整体结构和稳定性。在滑坡体的中部，由于存在多级台阶，滑坡体在滑动过程中受到台阶的阻挡，部分岩土体堆积在台阶上，形成了相对稳定的区域。但随着滑坡的继续发展，这些台阶也可能被破坏，导致滑坡体的再次滑动。地质构造对大光包滑坡的边界和滑动面的形成起到了决定性作用。区域内的褶皱和断层构造破坏了岩体的完整性，形成了众多的节理和裂隙，这些节理和裂隙相互连通，为滑坡的滑动提供了潜在的滑面。大光包滑坡位于NE向延伸的大水闸背斜的NW翼，背斜构造使得地层发生弯曲变形，在背斜的轴部和翼部，岩体破碎，节理裂隙发育，为滑坡的形成提供了物质基础。在地震等外力作用下，这些破碎的岩体沿着节理和裂隙发生滑动，形成了滑坡的边界和滑动面。区域内的断层构造对滑坡的影响更为显著。大光包滑坡处于龙门山前陆推覆体内的大水闸推覆体中，该推覆体的南东界为映秀—北川断裂，也就是陈家坪—白云山断裂。映秀—北川断裂是一条全新世活动断裂，在晚更新世以来有过多次强烈活动。该断裂的活动导致了岩体的破碎和变形，形成了一系列的构造破碎带和节理裂隙。这些构造破碎带和节理裂隙不仅降低了岩体的强度，还改变了地下水的径流条件，使得地下水更容易在这些部位聚集，进一步软化岩体，降低其抗剪强度。在大光包滑坡的形成过程中，映秀—北川断裂及其附近的次级断层起到了关键作用。地震时，这些断层的错动使得山体内部的应力瞬间释放，原本就破碎的岩体在强大的地震力作用下沿着断层和节理裂隙发生大规模的滑动，形成了大光包滑坡的边界和滑动面。地质构造还控制了滑坡体的物质组成和结构。由于不同地层的岩石在地质构造作用下发生破碎和混合，使得滑坡体的物质组成复杂多样。在滑坡体中，不同岩性的岩石碎块相互混杂，形成了特殊的结构。这种复杂的物质组成和结构对滑坡体的力学性质和稳定性产生了重要影响。震旦系的白云岩、泥灰岩、页岩等岩石碎块与泥盆系、石炭系等地层的岩石碎块混合在一起，它们的力学性质差异较大，在滑坡体中形成了不均匀的应力分布，容易导致滑坡体的局部变形和破坏。4.3岩体结构与不连续面的影响大光包滑坡区域的岩体结构复杂，不连续面广泛发育，对滑坡的形成和发展产生了重要影响。岩体结构的类型和特征决定了岩体的力学性质和变形行为。大光包滑坡区的岩体主要为块状结构和碎裂结构。块状结构的岩体完整性较好，但在地震等外力作用下，也容易产生裂缝和破碎。碎裂结构的岩体则由大小不一的岩块组成，岩块之间存在大量的节理和裂隙，岩体的完整性和强度较低。在地震作用下，碎裂结构的岩体更容易发生变形和破坏，为滑坡的形成提供了物质基础。不连续面是岩体中的薄弱部位，包括节理、裂隙、层面、断层等。这些不连续面的存在降低了岩体的强度和抗剪能力，使得岩体在受力时容易沿着不连续面发生滑动和破坏。在大光包滑坡区域，不连续面的分布较为密集，且相互连通，形成了复杂的网络结构。这些不连续面的产状和组合关系对滑坡的滑动方向和滑面的形成起到了控制作用。如果不连续面的倾向与坡面一致，且倾角小于坡角，就容易形成顺层滑坡。在大光包滑坡中，部分滑面就是沿着不连续面发育形成的，这些不连续面在地震力的作用下被激活，成为了滑坡滑动的通道。不连续面的力学性质对滑坡的稳定性也有着重要影响。不连续面的抗剪强度通常低于岩体的整体强度，其抗剪强度参数如粘聚力和内摩擦角等，直接影响着滑坡的稳定性。通过对大光包滑坡区域不连续面的力学性质测试，发现不连续面的粘聚力一般在5-15kPa之间，内摩擦角在10°-20°之间。这些较低的抗剪强度参数使得不连续面在受到外力作用时，容易发生剪切破坏，从而导致滑坡的发生。不连续面还会影响地下水的运移和分布。由于不连续面的存在，地下水更容易在岩体中流动和聚集，增加了岩体的含水量和孔隙水压力。孔隙水压力的增大，会有效应力减小，降低岩体的抗剪强度，进一步促进滑坡的发生。在大光包滑坡区域，不连续面为地下水的运移提供了通道，使得地下水能够快速渗入岩体深部，软化滑带土，降低其抗剪强度，从而触发滑坡。在滑坡体的前缘，由于不连续面的存在，地下水容易在此处聚集，形成泉水和湿地，进一步表明了不连续面对地下水分布的影响。4.4地下水的作用地下水在大光包滑坡的形成过程中发挥了重要作用，其作用主要体现在力学作用和物理化学作用两个方面。在力学作用方面，地下水会增加岩土体的重量。大光包滑坡区域的地下水通过岩土体的孔隙和裂隙渗入其中，使得岩土体的含水量增加。根据阿基米德原理，物体在水中会受到浮力作用，但岩土体并非完全浸没在水中，而是处于饱和或部分饱和状态。当岩土体含水量增加时，其重度增大，下滑力也随之增大。假设滑坡体中某部分岩土体原本的重度为γ1，含水量增加后重度变为γ2，且γ2>γ1。在斜坡角度不变的情况下，下滑力F=γ×sinθ×V（其中γ为岩土体重度，θ为斜坡角度，V为岩土体体积），由于γ增大，下滑力F也会增大。当滑坡体的后部岩土体因地下水渗入而重量增加时，会对前部岩土体产生更大的推力，使得滑坡体更容易发生滑动。地下水还会产生孔隙水压力。在大光包滑坡中，地下水在岩土体的孔隙中积聚，形成孔隙水压力。根据有效应力原理，有效应力σ'=σ-u（其中σ为总应力，u为孔隙水压力），孔隙水压力的增大使得有效应力减小。当孔隙水压力增大到一定程度时，岩土体的抗剪强度会显著降低，从而导致滑坡的发生。在滑坡的滑带处，地下水的积聚使得孔隙水压力升高，有效应力减小，滑带土的抗剪强度降低，使得滑体更容易沿着滑带滑动。地下水的物理化学作用同样不可忽视。它会软化岩土体，大光包滑坡区域的地层岩性中包含页岩、泥岩等软弱岩石，这些岩石遇水后容易软化和泥化。地下水的长期浸泡使得页岩和泥岩的强度降低，例如页岩的抗压强度可能从原本的20-30MPa降低到10-20MPa，泥岩的抗剪强度也会大幅下降。这种软化作用使得岩土体的力学性质变差，增加了滑坡发生的风险。地下水还会溶解岩土体中的某些矿物。在大光包滑坡区域，地下水与岩土体中的矿物发生化学反应，溶解其中的可溶矿物。石灰岩中的碳酸钙会与地下水中的碳酸发生反应，形成碳酸氢钙，从而被溶解带走。矿物的溶解使得岩土体的结构变得疏松，强度降低，进一步促进了滑坡的形成。地下水的存在还会改变岩土体的渗透性。在大光包滑坡中，地下水的流动会携带一些细颗粒物质，这些物质可能会堵塞岩土体的孔隙和裂隙，从而改变岩土体的渗透性。当岩土体的渗透性发生变化时，地下水的径流条件也会改变，可能导致地下水在某些部位积聚，进一步增加孔隙水压力，降低岩土体的稳定性。4.5滑坡形成过程的阶段划分大光包滑坡的形成是一个复杂的动态过程，可划分为多个阶段，每个阶段都有其独特的特征和力学机制。在孕滑阶段，大光包滑坡区域的地质环境条件逐渐为滑坡的发生创造了条件。区域内复杂的地质构造，如NE向延伸的大水闸背斜以及多条断层的存在，使得岩体破碎，节理裂隙发育。地层岩性的差异，特别是软弱岩石如页岩、泥岩的存在，降低了岩体的整体强度。地形地貌上，大光包北、东、南三面临空，地势陡峭，高差大，这些因素共同作用，使得山体处于一种临界稳定状态，为滑坡的孕育提供了物质基础和地形条件。在长期的地质历史时期中，这些因素不断积累和相互作用，逐渐改变了山体的应力状态和结构特征，使得山体的稳定性逐渐降低。随着地震的发生，大光包滑坡进入了启动阶段。2008年汶川特大地震产生的强烈地震力成为了滑坡启动的直接触发因素。地震波的强烈震动使得山体内部的应力瞬间改变，原本就破碎的岩体在强大的地震力作用下，沿着节理、裂隙和潜在的滑动面开始破裂和滑动。在地震力的作用下，山体中的岩石发生了强烈的变形和破坏，大量的岩土体开始松动，滑坡体逐渐形成并开始启动。在滑坡体的后缘，由于受到拉伸作用，出现了大量的张拉裂缝，这些裂缝不断扩展和加深，使得后缘的岩土体与山体主体逐渐分离。滑动阶段是大光包滑坡形成过程中最为剧烈的阶段。在启动后，滑坡体在重力和地震力的共同作用下，沿着滑面向下快速滑动。由于滑坡体的体积巨大，滑动速度快，产生了强大的冲击力和动能。在滑动过程中，滑坡体与滑床之间发生了强烈的摩擦和挤压，使得滑带土被进一步揉皱和破碎，滑面的形态也发生了变化。滑坡体内部的岩土体也发生了复杂的运动和变形，不同部位的岩土体之间相互碰撞、挤压和错动，形成了各种复杂的微地貌特征，如鼓丘、洼地和裂缝等。滑坡体的滑动速度和运动轨迹受到地形地貌、地质构造和岩土体性质等多种因素的影响。在滑坡体的前缘，由于受到地形的阻挡和摩擦力的作用，滑动速度逐渐减小，岩土体开始堆积。随着滑坡体的运动，能量逐渐消耗，大光包滑坡进入了堆积阶段。在这个阶段，滑坡体的滑动速度逐渐降低，最终停止滑动，岩土体在滑坡体的前缘和下部堆积形成了巨大的堆积体。堆积体的形态和结构受到滑坡体的运动方式、地形地貌和岩土体性质等因素的影响。大光包滑坡的堆积体呈现出不规则的形状，表面起伏不平，由大小不一的块石、碎石和砂土组成。堆积体的厚度和分布范围也不均匀，在滑坡体的前缘和中部，堆积体的厚度较大，而在滑坡体的边缘，堆积体的厚度较小。在堆积过程中，岩土体之间的空隙逐渐被填充，堆积体的密实度逐渐增加。大光包滑坡在堆积完成后，进入了稳定阶段。在这个阶段，滑坡体的变形和运动基本停止，堆积体逐渐趋于稳定。经过长时间的自然作用，如风化、侵蚀和植被生长等，堆积体的表面逐渐被覆盖，稳定性进一步提高。然而，由于大光包滑坡的规模巨大，堆积体的稳定性仍然受到多种因素的影响，如降雨、地震和人类工程活动等。在后续的研究和监测中，需要密切关注这些因素的变化，及时评估滑坡体的稳定性，采取相应的防治措施，以确保周边地区的安全。五、大光包滑坡运动特征5.1滑动方向与距离在确定大光包滑坡的滑动方向时，现场调查发挥了至关重要的作用。通过对滑坡擦痕的仔细观察，发现擦痕方向较为一致，大致指向310°-320°方向。这是因为在滑坡滑动过程中，滑体与滑床之间发生强烈摩擦，在滑面上留下了具有指向性的擦痕，其方向即为滑坡滑动的方向。滑坡堆积体中的标志性地物，如一些原本固定的建筑物基础、电线杆等，在滑坡发生后发生了明显的位移，通过测量这些地物的原始位置与最终位置之间的连线方向，也进一步印证了滑坡的滑动方向为310°-320°。对滑坡堆积体植被的生长方向和形态特征进行分析，也为确定滑动方向提供了线索。在滑坡堆积体上，植被受到滑坡运动的影响，其生长方向往往会发生改变，呈现出与滑动方向一致的倾斜状态。一些树木在滑坡滑动过程中被推倒或倾斜，其倾斜方向指向310°-320°方向，这也表明滑坡是沿着该方向运动的。关于滑动距离，通过对滑坡边界的精确测绘以及对滑坡体上典型地物的位移测量，得出大光包滑坡的滑动距离约为4.5km。在测绘过程中，利用高精度的全站仪和GPS测量设备，对滑坡后壁、滑坡前缘以及两侧边界的位置进行了详细测量，确定了滑坡的准确范围。同时，对滑坡体上一些在地震前就已存在且位置明确的地物，如矿硐、工棚等进行了追踪测量，根据它们在地震后的位移情况，计算出滑坡的滑动距离。对比震前和震后的遥感影像，也可以清晰地看到滑坡体的移动轨迹和距离，进一步验证了通过实地测量得出的结果。大光包滑坡如此长距离的滑动，主要是由于其受到了强烈的地震力作用，使得滑体获得了巨大的动能，能够克服滑动过程中的摩擦力和地形阻力，从而实现远距离的滑动。区域的地形地貌特征也为滑坡的长距离滑动提供了条件，滑坡所在区域地势起伏大，坡度较陡，滑体在重力作用下能够保持较高的速度，继续向前滑动。5.2运动速度与加速度大光包滑坡的运动速度和加速度是其运动特征的重要参数，对理解滑坡的运动过程和能量释放具有关键意义。通过现场调查和数值模拟等方法，对大光包滑坡的运动速度和加速度进行了研究。在滑坡启动阶段，由于受到强烈的地震力作用，滑坡体迅速获得了一定的加速度。根据现场调查和相关研究，大光包滑坡在启动初期的加速度可能达到5-10m/s²。在地震波的冲击下，山体中的岩石破裂，滑坡体开始沿着滑面向下滑动，加速度的产生使得滑坡体能够快速克服初始的阻力，迅速启动。随着滑坡体的下滑，其速度逐渐增大。在滑坡的高速滑动阶段，速度达到了峰值。通过数值模拟和理论分析，估算大光包滑坡在高速滑动阶段的速度可能达到30-50m/s。如此高的速度主要是由于滑坡体在重力作用下不断加速，同时，滑面的摩擦阻力相对较小，使得滑坡体能够保持较高的速度下滑。在滑坡体下滑过程中，由于地形的变化和滑体与滑床之间的摩擦，速度并非保持恒定，而是会发生一定的波动。在滑坡体经过地形较为陡峭的区域时，速度会进一步增大；而当滑坡体遇到地形起伏或障碍物时，速度则会有所减小。在滑坡的“急刹车”制动阶段，滑坡体的速度迅速减小。这是因为滑坡体到达前缘后，受到了地形的阻挡和摩擦力的作用，加速度变为负值，使得速度快速降低。在这个阶段，滑坡体的加速度可能达到-10--20m/s²，在短时间内，滑坡体的速度从高速滑动阶段的峰值迅速减小到几乎为零。在滑坡体前缘，由于受到黄洞子沟对岸山体的阻挡，滑坡体的动能迅速转化为内能和势能，速度急剧下降，形成了巨大的堆积体。大光包滑坡的运动速度和加速度在不同阶段呈现出明显的变化特征。启动阶段加速度较大，速度迅速增加；高速滑动阶段速度达到峰值；“急刹车”制动阶段加速度为负值，速度快速减小。这些变化特征与滑坡的形成机制、地形地貌以及岩土体性质等因素密切相关。通过对运动速度和加速度的研究，可以更好地理解大光包滑坡的运动过程，为滑坡灾害的防治提供重要的参考依据。在滑坡灾害防治中，了解滑坡的运动速度和加速度，可以帮助我们评估滑坡可能造成的破坏范围和程度，从而采取相应的防护措施，减少灾害损失。5.3滑坡堆积特征大光包滑坡堆积体在平面上呈现出不规则的舌状，其分布范围广泛，覆盖面积达7.12km²。堆积体的后缘与高陡的滑坡后壁相连，后壁走向近东西向，坡度约70°-80°，高度可达300-500m，这使得堆积体的后缘边界较为清晰且陡峭。堆积体从后缘向前缘逐渐变宽，前缘呈弧形突出，形成滑坡舌，延伸至黄洞子沟中，堵塞了沟谷，形成了高达690m的堰塞坝。在滑坡体的两侧，边界较为模糊，与周边地形逐渐过渡，这是由于滑坡在滑动过程中，两侧的岩土体受到的作用力相对较小，堆积体的边界在一定程度上受到后期风化、侵蚀等作用的影响。从地形地貌角度看，滑坡堆积体改变了原有的地形地貌形态。在滑坡发生前，该区域为高山峡谷地貌，地势起伏大。滑坡发生后，堆积体填平了部分山谷，使得地形变得相对平坦，但同时也在堆积体表面形成了众多的鼓丘、洼地和裂缝等微地貌特征。鼓丘高度一般为10-50m，它们是滑坡体在滑动过程中，由于内部应力变化和局部堆积作用而形成的，鼓丘的分布无明显规律，大小和形状也各不相同。洼地深度在5-20m之间，主要是由于滑坡体在滑动过程中，部分岩土体被冲走或塌陷而形成的，洼地中常积水，形成小型的水塘或湿地。裂缝则纵横交错分布在堆积体表面，有张拉裂缝、剪切裂缝和鼓张裂缝等，裂缝的宽度和深度不一，它们的存在进一步破坏了堆积体的完整性。滑坡堆积体的结构具有明显的分层特征。上部主要为较松散的碎石土，这些碎石土粒径大小不一，大者可达数米，小者则为砂土颗粒。碎石之间的孔隙较大，填充着砂土和粉质黏土，使得堆积体的上部具有较好的透水性，但稳定性相对较低。在降雨等条件下，水分容易迅速渗入堆积体上部，增加其重量，降低抗剪强度，从而影响堆积体的稳定性。中部和下部则以较大的块石和基岩碎块为主，这些块石和碎块相互挤压、镶嵌，形成了相对较为紧密的结构。块石的粒径通常在0.5-2m之间，部分大型块石的直径可达5m以上。由于块石之间的接触面积较大，摩擦力和咬合力较强，使得堆积体的中部和下部具有较高的强度和稳定性。然而，在地震等强烈外力作用下，这种紧密的结构也可能被破坏，导致堆积体的整体稳定性下降。堆积体中岩土体的分选性较差，不同粒径和岩性的岩土体相互混杂。这是因为在滑坡滑动过程中，岩土体受到强烈的震动和碰撞，原本的地层结构被打乱，不同地层的岩石碎块和土体混合在一起。震旦系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系的岩石碎块在堆积体中均有分布，且大小不一的块石、碎石和砂土相互交织。这种混杂的堆积结构使得堆积体的物理力学性质不均匀，增加了对其稳定性评估和治理的难度。在进行稳定性分析时，需要考虑不同岩土体的力学参数差异，以及它们之间的相互作用。5.4典型运动现象分析大光包滑坡在运动过程中产生了扬尘和气浪等典型运动现象，这些现象的形成与滑坡的运动特征和地形地貌密切相关。滑坡扬尘的形成主要是由于滑坡体在高速滑动过程中，与空气和地面发生剧烈摩擦，使得滑坡体表面的细小颗粒被扬起。大光包滑坡在高速滑动阶段，速度可达30-50m/s，如此高的速度使得滑坡体与空气之间的摩擦力急剧增大，空气被快速压缩和扰动。滑坡体表面的松散岩土体在摩擦力和空气扰动的作用下，被破碎成细小颗粒，这些颗粒随着空气的流动被扬起，形成了扬尘现象。地形地貌也对滑坡扬尘的形成起到了重要作用。大光包滑坡所在区域地势起伏大，滑坡体在下滑过程中，遇到地形的起伏和阻挡，运动方向和速度发生改变，进一步加剧了岩土体的破碎和扬尘的产生。在滑坡体经过狭窄的山谷时，由于空间限制，空气流速加快，对滑坡体表面的冲击力增大，使得更多的岩土体颗粒被扬起，扬尘现象更加明显。滑坡体与地面的摩擦也会导致地面的尘土被扬起，增加了扬尘的量。滑坡气浪的形成则是由于滑坡体的高速运动挤压空气。当大光包滑坡体以高速向下滑动时，前方的空气被迅速挤压，形成了一股强大的气浪。气浪的传播速度和强度与滑坡体的运动速度、体积和地形条件等因素有关。滑坡体的运动速度越快、体积越大，气浪的强度就越大。在大光包滑坡中，由于滑坡体规模巨大，且运动速度快，产生的气浪强度较大，对周围环境产生了显著影响。气浪在传播过程中，会对周围的物体产生冲击力。在滑坡体的前缘，气浪可能会推倒树木、破坏建筑物等。气浪还会携带一些尘土和碎屑，对周围的空气质量和生态环境造成影响。在大光包滑坡发生时，气浪将滑坡体前缘的一些小型建筑物推倒，气浪携带的尘土使得周围的空气变得浑浊，影响了周边地区的空气质量。滑坡气浪的传播方向与滑坡的滑动方向基本一致，但在传播过程中，会受到地形地貌的影响而发生改变。当气浪遇到山体、建筑物等障碍物时，会发生反射和折射，导致气浪的传播方向和强度发生变化。在滑坡体经过山谷时，气浪可能会在山谷中形成回荡，增强了气浪对山谷两侧的冲击力。六、大光包滑坡工程地质分区6.1分区原则与方法大光包滑坡工程地质分区旨在依据特定原则，运用科学方法，将滑坡区域按工程地质条件差异划分为不同单元，为后续的稳定性评价和防治措施制定提供基础。在分区原则上，首先考虑地质条件的相似性，地层岩性、地质构造和岩土体物理力学性质等地质条件是决定滑坡稳定性的关键因素。震旦系、泥盆系等不同地层岩性，其岩石强度、抗风化能力和遇水软化特性各异，会对滑坡稳定性产生不同影响。区域内的褶皱和断层构造，如大水闸背斜和映秀—北川断裂，破坏岩体完整性，改变地下水径流，对滑坡形成和发展作用重大。因此，将地质条件相近的区域划分为同一工程地质分区，有利于针对性地分析和评价滑坡稳定性。地形地貌特征也是重要分区依据，坡度、坡向和微地貌形态等因素与滑坡的滑动方向、速度和堆积特征密切相关。大光包滑坡所在区域地势起伏大，坡度陡峭，不同部位的坡度和坡向差异会导致岩土体受力和稳定性不同。滑坡后壁的高陡地形、滑坡体表面的鼓丘和洼地等微地貌特征，对滑坡运动和稳定性影响显著。根据地形地貌特征分区，能更好地理解滑坡运动规律，评估其对周边区域的影响。地下水条件同样不容忽视，地下水的水位、水量和径流方向会影响岩土体的力学性质和稳定性。在大光包滑坡区，地下水通过增加岩土体重量、产生孔隙水压力、软化岩土体和溶解矿物等作用，降低山体稳定性。将地下水条件相似的区域划分在一起，有助于分析地下水对滑坡稳定性的影响，制定合理的排水措施。在分区方法上，综合运用多种手段。地质测绘是基础，通过详细的野外地质测绘，绘制1：2000比例尺的工程地质图，全面记录地层岩性、地质构造、地形地貌和滑坡变形迹象等信息，为分区提供直观依据。在地质测绘中，对地层的产状、褶皱和断层的分布、滑坡边界和形态等进行精确测量和记录，为后续分析提供基础数据。物探技术发挥重要作用，采用地震波法和电法等物探方法，探测滑坡体内部结构、滑面位置和地下水分布情况。地震波法利用地震波在不同介质中的传播特性，推断滑坡体内部结构和滑面位置；电法则通过测量地下电场变化，探测滑坡体结构和地下水分布。这些物探结果为工程地质分区提供深部地质信息，弥补地质测绘的不足。钻探是获取深部地质信息的关键手段，通过布置多个钻孔，获取滑坡体和滑带的岩土样品，分析其物理力学性质。在大光包滑坡勘察中，钻孔深度根据滑坡体厚度和勘察目的确定，一般为20-50m。对钻孔岩芯进行详细编录，分析岩土体岩性、结构、构造和节理裂隙发育情况，为分区提供深部岩土体信息。结合地理信息系统（GIS）技术，对地质测绘、物探和钻探等数据进行整合和分析。利用GIS强大的空间分析功能，制作各种专题图件，如地层岩性分布图、地质构造图、地下水水位等值线图等。通过对这些图件的叠加分析，直观展示不同区域的工程地质条件差异，科学合理地进行工程地质分区。6.2各工程地质分区特征根据上述分区原则和方法，将大光包滑坡划分为四个工程地质分区，各分区具有独特的地形地貌、地质结构等特征。Ⅰ区：滑坡后壁及后缘区：该区域地形极为陡峭，坡度普遍在70°-80°之间，滑坡后壁高达300-500m，宛如一道巨大的天然屏障矗立在后缘。后壁岩石裸露，受地震影响，岩体破碎严重，节理裂隙如蛛网般密集分布。在长期的风化和侵蚀作用下，岩石表面呈现出粗糙、破碎的形态，部分岩石已经风化成碎屑状，随时可能发生崩塌。从地层岩性来看，主要出露震旦系白云岩、薄层状泥灰岩和页岩。白云岩虽硬度较高，但在强烈的地震力和风化作用下，也出现了大量裂缝，完整性遭到破坏；泥灰岩和页岩强度低，抗风化能力差，遇水极易软化和泥化。在雨季，雨水渗入页岩和泥灰岩中，使其强度大幅降低，增加了后壁岩体的不稳定性，容易引发小规模的崩塌和滑坡。Ⅱ区：滑坡中部主滑区：地形坡度相对较缓，一般在40°-50°之间，但滑体厚度较大，可达50-100m。滑体物质主要由震旦系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系的岩石碎块组成，这些碎块大小不一，相互混杂，形成了复杂的堆积结构。由于不同地层岩性的差异，滑体的物理力学性质不均匀。震旦系的白云岩碎块硬度较大，而页岩和泥灰岩碎块则相对较软。在地震作用下，这些不同岩性的碎块相互碰撞、挤压，导致滑体内部应力分布不均，容易产生局部变形和破坏。该区域内地下水较为丰富，地下水通过岩石碎块之间的孔隙和裂隙流动，增