构造与地质灾害

构造与地质灾害_三峡库区宜昌重

第三节　构造与地质灾害

三峡库区区域构造分区与地质灾害分区具有一致性，主要表现为：第一，作为三大构造地质单元的分界点或交汇点的奉节，同样是三峡库区地质灾害一级分区界线，奉节向西坡体结构发生巨大变化，地质灾害类型、破坏形式与东部差别巨大，分属不同的坡体演化阶段；第二，区域构造样式对滑坡类型的演化起到明显的控制作用；第三，同时受局部构造样式影响，在局部地段库岸的演化具有一定的方向性，或者说地质灾害的发生及扩展具有一定的方向性演化规律，这种演化规律与局部构造式样以及河流切割局部构造形式密切相关，利用这种相关性可以澄清地质灾害形成机理问题。

一、三峡库区局部构造与地质灾害的关系

三峡库区滑坡分布与局部构造发育存在密切的关系。体现为，第一，局部构造特点决定滑坡体存在形式，例如横谷地段，背斜枢纽倾伏决定局部顺向坡形成，造成背斜核部滑坡体的存在；第二，裂隙的组合形式、组数及与河流流向关系对滑坡的形成、规模具有明显的控制作用，特别是区域性节理方向很有可能代表滑坡体的滑动方向；第三，不同期次构造复合部位是滑坡发生的主要集中区，例如奉节地区作为三个区域性构造的复合部位，复杂构造应力场条件下形成的5组构造节理与滑坡形成关系密切；第四，前期构造“反转”变形是在薄皮构造控制下滑坡形成的一种可能形式。

（一）横谷地段滑坡的形成与局部构造的关系

图6-5　重庆铜锣峡处滑坡与局部构造关系

长江三峡库区干流横谷地段主要分布于重庆—涪陵及奉节—巫山地区，横谷地段的滑坡主要是由于褶皱枢纽的倾覆或翘倾原因所造成，由于褶皱枢纽倾覆或翘倾，在褶皱核部形成特殊结构的顺向坡或反向坡，这种顺向坡与纵谷条件下形成的顺向坡相比，横向延伸短，构造范围小，形成的滑坡体规模小，库岸破坏强度低。对于背斜构造形成的横谷地段，除在背斜核部存在小型滑坡外，同时坡岸的演化具有从两翼向轴部发展的趋势。因此，横谷地段形成大型滑坡体的条件是，在褶皱的形成过程中发育大量的纵向和横向张节理，同时存在由于褶皱叠加而造成的枢纽倾覆或翘倾方向的改变，坡体的结构也随之改变。在该地段滑坡体的演化破坏方向总体表现为，在背斜部位斜坡的破坏表现为以核部中心向两侧发展，滑坡多出现于背斜核部；在向斜部位斜坡的破坏表现为由两侧向中心发展。例如，发育于重庆铜锣峡局部向斜部位的三处滑坡，鸡公咀、堰塘湾、鸡冠石整体上表现为由两侧向中心规模逐渐减小（图6-5，表6-3），相反铜锣村滑坡正好位于背斜的核部；又如在鱼咀镇与木鱼镇之间的明月山背斜处，褶皱枢纽具有南倾特征，在其左岸形成局部顺向坡结构，滑坡主要集中于背斜核部，并且具有向两侧发展的特征，而在长江右岸则以崩滑体和变形体为主，规模较左岸明显变小，同样具有由中心向两侧发展的特征（表6-4）。

表6-3　铜锣峡局部向斜与滑坡分布特征

表6-4　明月山背斜与滑坡分布特征

横石溪崩滑体群是在横石溪（北北东-北东东向）背斜上叠加了近南北向的孔家湾背斜，形成目前的横石溪高点的基础上产生的（湖北省地质矿产局，1997）（图6-6），是由褶皱叠加形成众多节理控制形成倒石堆，最终逐渐由倒石堆演变形成堆积体滑坡（图6-7）。即使是在这种叠加褶皱条件下，滑坡体的规模变化仍然保持着由中心向两侧发展的规律，具体表现为右岸以白鹤坪滑坡为中心向两侧规模迅速变小，左岸以向家湾滑坡为中心同样向两侧滑坡体规模迅速变小（表6-5）。

图6-6　横石溪背斜局部构造特征与滑坡分布关系

图6-7　横石溪背斜向家坪滑坡地质横剖面

表6-5　横石溪背斜与滑坡分布特征

黄草峡背斜为一不对称背斜，在背斜核部分布有突破性断裂，地质灾害滑坡点的分布不但与背斜相关，同时与突破性断层同样具有相关性：第一，由断层上盘越过断层线，滑坡体的规模迅速降低，也就是说滑坡体主要发育于断层的上盘（图6-8）；第二，由背斜核部向两侧，滑坡体规模同样具有逐渐减小的趋势（表6-6）。而在苟家场背斜滑坡体主要分布于背斜核部，规模相对较小，与其相对对称性结构相关，同时不发育突破性断层。

在阑市向斜内部滑坡体的整体分布特征是从两侧滑坡集中区向内部滑坡数量变少，在阑市向斜西翼从炭梯子到镇安场集中了14个滑坡，从镇安场到柏拱坝只分布有8个滑坡（岸坡长度相当于炭梯子到镇安场的3倍），从柏拱坝到李渡镇分布有16个滑坡体（岸坡长度与炭梯子到镇安场相当）。该区段滑坡体的整体规模相对较小，只是在长江凸岸阑市的下游形成两个相对较大的滑坡——香炉滩滑坡和增福庙滑坡（图6-9，表6-7）。

总之，长江流域横谷地段库岸长度不大，滑坡规模有限，但在不同的局部构造部位滑坡形成和演化规律并不相同，与构造叠加、突破性断层的存在以及褶皱的不对称性密切相关，但大体的规律性是明显的，岸坡破坏在背斜部位表现为由中心（核部）向两侧（翼部），向斜部位表现为由两侧（翼部）向中心（核部）的特点。

表6-6　黄草峡背斜与滑坡分布特征

图6-9　阑市向斜局部构造特征与滑坡分布关系

（二）丰都—忠县向斜内部滑坡形成与局部构造关系

长江河谷在该区沿丰都—忠县向斜发育，主要存在如下两个库岸破坏段。

一是位于丰都县城两侧地段，主要发育于后期北东-北北东向构造与先期南北向构造的复合部位，长江河谷在该处沿追踪张节理发育，岸坡的破坏主要受区域共轭剪节理控制。受区域性节理控制的滑坡规模类似，结构特征基本一致，滑坡滑动方向与长江斜交，与区域性节理方向基本一致（表6-8）。同时也受到坡体结构的控制，受坡体结构控制的滑坡规模具有一定的演化规律，与斜坡结构关系密切，总体上滑坡体规模较小，主要分布于唐家坡附近。同时该地区著名的桃园滑坡位于构造复合交叉位置（图6-10）。

表6-7　阑市向斜构造与滑坡分布特征

表6-8　受区域性节理控制的滑坡体规模变化特征

图6-10　丰都县局部构造与滑坡分布关系示意

丰都县的珍溪场镇—丰都县城附近是南北向褶皱与北东—北北东向褶皱复合部位，其中南北向构造是先期构造，由于北东—北北东褶皱叠加使该地区地层产状变化复杂，共轭剪切节理发育，沿这些剪节理形成了许多与长江斜交的陡崖，坡体的破坏与该组节理关系密切，滑动方向与节理延伸方向相同，与长江斜交。长江河谷在该段是沿着追踪张节理发育，滑坡规模主要受崩塌体的规模控制。

该处库岸变形以桃园（沙田）滑坡为界分为东、西两部分，其中桃园滑坡处于构造复合的交叉位置，以西库岸破坏主要受北西向剪节理控制，以东则受北东向剪节理控制，并且以此为中心向两侧滑坡规模减小。同时在丰都县洋渡溪镇附近由于长江侧向切割形成J₃p地层呈局部三面临空，进而形成以猫须子（图6-11，1区）、洋渡溪（图6-11，2区）、秦家岩（图6-11，3区）滑坡为主体的滑坡聚集带（图6-11）。同时滑坡聚集区位于断层传播褶皱上盘的顺向坡部位，加剧了坡体的破坏性。

图6-11　忠县向斜丰都区局部构造与滑坡聚集区关系

二是位于忠县石宝寨—万县地段，为丰都—忠县向斜的翘起端，同时为北东-北北东向构造与先期的东西向构造复合部位；石宝寨—万县北东向构造与东西向构造复合带，库岸破坏与区域性共轭剪切节理存在密切关系，控制着崩滑体的分布。该区为丰都—忠县向斜以20°左右的夹角归并于齐岳山背斜而形成的构造交切复合部位，形成了本区右旋扭性应力场，在该应力场的作用下形成了二组共轭剪节理系，其中一组节理方向与长江呈锐夹角，被后期库岸边坡形成的卸荷裂隙所继承，发展成为控制滑坡形成的拉裂面；另一组节理方向与长江呈近直角相交，发展成为控制滑坡形成的切割面，控制滑坡的滑动方向。在该地区岩层顺层滑动特征明显，层间节理发育，岩层产状倾角一般小于20°，同时由于软硬岩层相间分布，在长江岸坡软岩层临空变形，上部硬岩层引张形成张裂隙，张裂隙的形成大部分借助于层间节理以及区域性横节理形成（图6-12）。

中间忠县附近是两构造带的过渡地段，构造变形较弱，节理不发育，长江在此处形成了游荡型河床，滑坡数量少，规模小。

南北向构造与北东向构造复合及北东向构造与东西构造复合的过渡带位于忠县附近，即东西向构造和南北向构造影响的弱化地区，忠县—石宝寨游荡型河床位于该区，主要表现为边滩和心滩的异常发育（图6-13），同时由于边滩、心滩的保护作用，虽然该河段发育有许多崩滑体，但规模较小，27个大中型崩滑体中该段只有1个，即红岩子滑坡，该滑坡与支流的汇入造成边滩缺失存在很大关系。三峡水库蓄水之后由于边滩、心滩全部被淹没，岩水之间的作用进一步加强，因此，这段库段的稳定性有待进一步观察，从现今野外调查看，此段塌岸现象较其他地段多见。

（三）万县向斜内部滑坡形成与局部构造关系

该地区位于川东褶皱带与大巴山近东西向构造带的相接复合部位，东部以齐岳山背斜为界，与八面山弧形构造带相邻，并在奉节县形成三大构造的复合区。

图6-12　石宝寨—万县段滑坡形成机理与局部构造关系示意

图6-13　忠县—石宝寨游荡型河床与滑坡关系

该区主体位于万县复向斜内部，叠加褶皱的方向为北东—北北东，叠加褶皱是造成万县向斜内部局部横谷段存在的原因，直到故陵向斜褶皱方向才逐渐转到近东西向。叠加褶皱的成因主要为右旋扭动力偶作用造成，同时形成两组共轭剪节理系，其中一组节理方向与长江呈锐夹角，并被后期库岸边坡形成的卸荷裂隙所继承，发展成为控制滑坡形成的拉裂面；另外一组的方向与长江呈近直角相交，发展成为控制滑坡形成的切割面，坡体破坏主要集中于纵谷段，即故陵向斜和大周溪一带（叠加褶皱形成的局部次一级向斜构造）（图6-14）。在故陵向斜内部存在以下两个滑坡聚集区。

图6-14　万县向斜局部构造与滑坡分布关系

一是在故陵镇附近，分布大小滑坡9个，集中于长江右岸，其中最大滑坡为故陵滑坡，滑坡方量为11 280×10⁴～13 120×10⁴ m³。故陵滑坡的滑带为先期构造形成的层间剪切构造带，滑带的形成只是继承先期构造再次活动的产物，其活动过程类似于构造地质学中所说的反转构造，其基本地质条件为，岩层倾角较缓，具有软硬岩层相间组合的特征，软弱岩层在河谷中形成临空面，其滑坡形成的历史过程可以概括为三个阶段：①断层相关褶皱形成阶段，形成大量层间剪切带（软岩层中），同时伴生层间节理（硬岩层中）；②河流下切，先期形成的层间剪切带临空（软岩层变形），硬岩层沿层间剪切带卸荷（继承层间节理形成卸荷张裂隙），卸荷裂隙向下延伸至层间剪切带，上覆岩层长期蠕动变形；③层间剪切带演化形成滑坡滑带，上覆岩层反向运动，滑坡体形成（图6-15）。

图6-15　故陵滑坡形成演化过程与局部构造关系示意

二是在云阳旧县城附近，分布大小滑坡18个，集中于长江左岸，其中最大滑坡为宝塔滑坡（鸡扒子滑坡），滑坡方量为10 408×10⁴ m³，同时还有4个滑坡的方量在1 000×10⁴～2 500×10⁴ m³。这些滑坡的滑带同样为先期构造形成的层间剪切构造带，滑带的形成只是继承先期构造再次活动的产物，从鸡扒子滑坡勘察剖面可以发现这一点（图6-16）。同时旧县坪滑坡地质条件有所变化，岩层倾角大于该区地层坡脚，软弱层在河谷内部没有形成临空，在重力作用下形成重力背斜，重力背斜形成的底滑面为先期形成的层间剪切带，上部岩层以薄-中厚层砂岩层或灰岩层为主（图6-17）。

在大周溪局部次一级向斜部位是该区另一滑坡聚集区，但其滑坡规模明显减小，集中滑坡21个，其中杀人田滑坡规模最大，为1 024×10⁴ m³。滑坡体的成因与石宝寨到万县段滑坡形成机理相似。

图6-16　鸡扒子滑坡形成演化过程与局部构造关系

图6-17　旧县坪滑坡形成演化过程与局部构造关系

故陵向斜在奉节县观武镇处翘起，长江两岸出现巴东组（T₂b）地层，在奉节新县城附近长江横切朱依河背斜，奉节新县城主体受巴务河向斜控制，巴务河向斜轴向北东60°～87°，核部地层为巴东组四段，两翼为巴东组三段—巴东组一段，其中南翼产状倾向北30°西，倾角20°～50°，北翼产状平缓，倾向南40°东，倾角10°～25°。受南北向挤压应力场作用，同时受大巴山弧形构造带以及齐岳山背斜的限制形成局部反扭应力场，形成5组剪切节理（张加桂，2005）。局部应力场的变化以及须家河组、巴东组地层的分布特征控制着该区库岸的演化，形成多个裂隙发育段库岸，加重了岩溶地貌的发育，形成了该区特有的坡体演化规律。

二、滑坡群工作方法的确定

三峡库区作为滑坡地质灾害多发地段，为滑坡的研究累积了大量经验并总结出不少理论，但是仍存在一些亟待解决的问题。地质灾害的发生以及演化过程与地质环境密切相关，特别是与所处地区的构造地质条件具有成生联系，这种关系不是简单的滑坡个体之间的差异，而是体现于群体之间的关系——也就是说位于同一群体内部的滑坡个体之间存在必然联系，具有一定的演化方向；相反不同群体之间滑坡演化规律不可对比。相比前人研究成果而言，这种关系可能更为复杂，预示一些未知的规律性。探讨这一问题，有助于将基础地质问题与地质灾害形成机理相联系，有助于更精确地预测地质灾害演化和发展的规律性问题；探讨这一问题，将有助于解决滑坡监测过程中典型滑坡选取的研究工作，起到监测少数滑坡了解整个滑坡群的目的；探讨这一问题，将有助于地质灾害预测预报地质模型的建立，进而使地质灾害特别是滑坡的预测预报工作成为可能。

滑坡机理研究基础是地质环境的综合评价研究，其中关键问题为库岸演化阶段的划分以及破坏方向、破坏模式的确定。其中库岸演化阶段的划分与新构造活动特征密切相关，进而造成地质灾害的表现形式存在明显差别。

在以上研究认识的基础上，提出了滑坡群工作方法，利用这一方法可以有效地将基础地质研究成果应用于灾害地质研究中，也就是说将地质灾害点的研究放到大的地质背景中，建立群体之间的相互关系。为此重新定义了滑坡群的概念：受相同局部构造控制的、位于相同新构造活动区域的多个滑坡个体分布带，分布带内部的滑坡在成因机理、演化特征上具有相互联系、相互影响的特点。对滑坡群概念的修正使处于相同地质环境的多个滑坡个体有机联系起来，这种联系过程的研究目的是建立该段岸坡过去—现在—未来的演化过程，其核心就是老构造作为滑坡形成的母体因素，新构造作为滑坡形成的子体因素，将位于相同地质环境背景上的多个滑坡联系起来，在此基础上建立滑坡的时空演化模式。针对三峡库区来说是建立库区地质灾害在蓄水条件下演化预测的基础。

滑坡群基本工作方法是在地质灾害区划研究的基础上，建立位于相同局部构造上的滑坡群体之间的演化关系，进而建立整个斜坡带演化模式。它打破了传统滑坡群的概念存在模糊性和局限性以及缺乏层次性，例如包含若干单体滑坡的滑坡群以及仅由单体滑坡组合而成的滑坡群，显然具有一定的层次性，并且应该有类似的或不同成因机理和内在联系，这需要将滑坡群体放到基本一致背景中分析，这是滑坡群研究的关键。

研究以群体形式发育的滑坡至少应该包括溯源（地质背景），剖析（群体之间个体关系，并整合它们之间的相互关系），发现、鉴别和确定组合形式，解读、分析其形成条件，探索其形成机理和演化过程。

滑坡群概念的修改，为研究滑坡提供了新的思路和方法，其核心观念就是把握整体与局部的关系，提出以局部构造格局为线索的地质灾害评价方法，建立滑坡个体与滑坡群体之间的内在联系，指出斜坡演化特征与滑坡群体演化之间的关系。例如，在同一滑坡群内部，可以根据斜坡体目前的现状，了解滑坡体形成以前的整体状态，了解滑坡可能的破坏形式；同时，对滑坡破坏形式的研究将有助于对斜坡体今后演化特征的理解，预测可能的新生型滑坡形成位置和形式，也就是斜坡体的整体演化特征和破坏形式，以及破坏方向的确定。这恰恰是以往研究中所没有关注到的。

三、典型滑坡群解剖

滑坡群工作方法要求评价的滑坡应该处于相同的局部构造单元内部，同时新构造活动处于相同的活动区内部，在此基础上才能建立滑坡个体之间的关系，形成整个滑坡群的演化规律。下面以巴东县和秭归县为例详细说明滑坡群的工作方法和基本研究思路。

鄂西地区巴东—秭归为大巴山—大洪山弧形构造组成部分以及其影响范围，褶皱构造形式尚未确定，该地区具体构造形式对于秭归沙镇溪—范家坪—巴东一带滑坡群成因机理研究有着重要影响。通过对巴东—秭归带野外勘察，研究该地区褶皱构造形式，初步认为鄂西地区构造形式也是一种薄皮构造（断层转折褶皱或断层传播褶皱），左辑托背斜及谢家包背斜也属于此类构造形式，该种构造形式控制该区滑坡群形成演化过程。

（一）左辑托背斜与滑坡群的关系

左辑托背斜位于巴东—楠木园，向东一直延伸到巴东旧县城黄土坡滑坡东侧向长江倾伏消亡，背斜轴线为近东西向，背斜核部出露地层为古生界志留系至泥盆系的石英砂岩与砂质页岩，两翼为石炭系及二叠系灰岩。

沿左辑托背斜由长江切割形成两个滑坡聚集区，分别为左辑托滑坡聚集群和巴东斜坡滑坡聚集区。其整体构造特征如图6-18所示。

图6-18　左辑托背斜区域构造纲要

1.左辑托背斜的基本特征

通过对楠木园、石寨-老屋场、金竹园三条地质路线测绘研究表明，左辑托背斜为一非对称性背斜。

整体来看，左辑托背斜并不是一个简单的背斜，北翼靠近核部处产状发生转变，顺向坡结构转变为反向坡结构；向长江方向岩层产状为顺向坡结构，岩层产状350°∠43°，往高处岩层转为倾向坡内，产状155°∠5°。岩性为薄层灰岩，发育有垂直于岩层的密集节理构造。

左辑托背斜北翼相对简单，岩层产状为（0～9°）∠（29°～48°），岩性为三叠纪嘉陵江组灰岩，单层厚度有所加大，多发育层间节理构造，在层面上发育擦痕和阶步构造，显示上层面相对下层面向下运动。在灰岩中间出现的泥页岩层，其间发育揉皱现象，表明顺层滑动作用明显。在薄层灰岩中见到大量发育于薄层灰岩中的膝折褶皱现象和尖棱褶皱（图6-19）。

南翼较为复杂，产状变化大，多处形成膝折状弯曲，整体上具有上缓、中陡向下又变缓的特征。左辑托背斜南翼靠近褶皱核部附近地方，岩层产状170°∠85°，岩层产状的倾角发生剧烈变化，甚至直立，层间揉皱现象发育。同时可以看出褶皱的枢纽倾伏向为南，整体上看南翼明显比北翼陡（图6-20）。

图6-19　左辑托背斜北翼形态特征

图6-20　左辑托背斜南翼发育的膝折现象

在背斜的核部附近，发育两条断层：F₁断层，产状为350°∠68°，观察该断裂带宽度为20m，主要为张性角砾岩，产出部位为北翼与转折端产状变化处，也就是岩层倾向发生变化的部位，由褶皱的膝折带转化而来，目前表现为正断层（图6-21）。野外勘察越过野火溪沟谷后岩层产状发生根本性变化，由350°∠38°转变为190°∠10°，相当于走过了F₁断层位置（图6-21）。同时在下部看到一条老的张裂隙，目前已变成小的山坳。F2断层为走滑正断层，断层产状0°∠80°，存在宽约20m的变形带，该断层的性质以及形成机理与F₁断层类似，但其规模远远大于F₁断层并且具有走滑性质，一直延伸至长江对岸，并控制红石梁滑坡体的右边界（图6-22），目前表现为一大深沟（当地人称之为一道沟）。

图6-21　左辑托背斜核部F₁断层特征及素描

总之，左辑托背斜为一不对称褶皱，具有断层相关褶皱中断层传播褶皱的特征。

2.左辑托背斜与滑坡类型的关系

左辑托背斜的基本形态特征以及长江河谷的切割形式决定了该区的滑坡类型和破坏模式（图6-23）。

1）楠木园崩滑体

楠木园崩滑体位于该滑坡群的最西部，左辑托背斜的北翼，长江右岸，整体表现为一顺向坡结构，处于滑坡群中坡长最长的部位，崩滑体总方量为60×10⁴ m³。在其周围未破坏基岩中普遍发育的重力背斜构造，表明楠木园崩滑体的破坏过程与重力背斜相关，同时在局部地段也观察到这种破坏过程（图6-24）。

对于重力背斜破坏过程，根据野外地质调查及前人的一些模型试验，可将其形成演变过程分为以下三个阶段。

第一，轻微滑移弯曲隆起阶段：在早期河流下切、顺层河谷边坡逐渐形成过程中，由于原岩应力的释放，坡体应力重新调整，并在坡体表部一定范围形成强烈卸荷带。在重力和其他一些荷载作用下，薄板状的岩层沿层间挤压带启开，表现为沿岩层倾向方向发生轻微差异性层间错动。由于坡脚附近变形无临空条件，差异性层间错动受阻，因而在坡脚上部岩层发生轻微弯曲隆起变形，局部出现微弱的架空现象（图6-25a）。

第二，强烈滑移弯曲、剪裂面形成阶段：随着岩层的蠕变，滑移弯曲变形进一步加剧，弯曲的岩层形成类似褶曲的弯曲形态。浅表部岩层发生明显的层间差异错动，后缘拉裂，一并在局部地段形成拉裂陷落带。坡体前缘岩层发生强烈弯曲隆起变形并在岩层之间出现架空等现象。在此阶段的滑移弯曲变形过程中，伴随着在最大弯曲的“波峰”处岩层折断，局部压碎，出现一组反倾坡内的锯齿状剪裂面。同时，位于根部的“波谷”处岩层也发生折断，由于其应力集中程度比“波峰”处大，岩层折断的同时还出现明显的压碎而发生剪切屈服，并形成一组与“波峰”处相似的、基本连续的剪裂面。上述两组剪裂面在形成过程中与顺层滑移面逐渐贯通（图6-25b、图6-25c）。

图6-22　左辑托背斜核部F₂断层内部特征

1.断层带全貌；2.F₂断层面；3.次级断层；4.内部破碎带；5.牵引变形带

第三，滑动破坏阶段：从前面两阶段结果可以看出，在坡脚附近出现了两组潜在的剪切破裂面。当边坡体变形进一步加剧，顺层滑移面与上述两组剪裂面完全贯通，则会发生滑坡。在滑坡的形成过程中，滑体沿“波峰”处，即上部的剪裂带滑出，滑坡的规模相对较小；当滑坡沿岩层根部“波谷”处的剪裂带滑出时，滑坡规模加大。当滑体下滑，同时或不同步地沿两个顺层挤压带下滑并贯通下部张裂隙时，可形成具有两组以上滑面的滑坡，或在不同步的情况下形成主、次滑坡体（图6-25d）。

图6-23　左辑托背斜与滑坡类型的关系

图6-24　楠木园崩滑体周边发育的重力背斜构造及局部破坏形式

图6-25　重力背斜形成及破坏机理

在相同的地质背景条件下，重力背斜的形成主要取决于临界坡长和坡角的变化，同时与岩层单层厚度相关（图6-26），所谓临界坡长就是产生重力背斜的最短坡长。楠木园崩滑体和左辑托崩滑体所处局部构造位置大致相同，岩层倾角和坡角基本相同，但是坡长相差巨大（图6-26），破坏形式发生了变化。

图6-26　重力背斜临界坡长与岩层厚度和岩层倾角的关系

2）左辑托崩滑体

图6-27　左辑托背斜地质剖面

左辑托崩滑体位于该滑坡群的西部，左辑托背斜的北翼靠近转折端处，顺向坡与反向坡结合部位，相比楠木园崩滑体而言，坡长明显缩短，由于没有达到形成重力背斜的极限坡长，所以左辑托崩滑体整体表现为崩塌滑坡的破坏特征。从图6-27中可以看出，左辑托背斜前部为一顺向坡结构，岩层倾角大于坡角，具有形成重力背斜的基本地质条件，由于没有达到临界坡长，顺向坡结构中并不存在重力背斜构造，坡体相对稳定。该滑坡后部岩层倾向发生改变，形成反向坡结构，由于接近背斜核部附近节理发育，形成崩塌体堆积于顺向坡坡体上形成崩滑堆积体（图6-28）。在反向坡部位，左辑托崩滑体的周围仍然存在大量的倾倒变形体（图6-29）。

图6-28　左辑托崩滑体全貌

图6-29　左辑托崩滑体周边反向坡坡面上的倾倒变形体

3）曹家坪滑坡、杨家朋滑坡

曹家坪、杨家朋滑坡位于该滑坡群的中部，由于长江切割方向的改变，曹家坪、杨家朋滑坡处于左辑托背斜的南翼靠近核部的部位，岩层产状170°∠85°，近直立，岩性为薄层深灰色灰岩，其中在薄层灰岩中叠加有明显的膝折构造现象。曹家坪、杨家朋崩滑体受左辑托背斜南翼陡倾角地质结构控制，与左辑托崩滑体特征不同（图6-30）。

图6-30　杨家朋滑坡地质剖面

4）下坪沱、链子溪崩滑体

下坪沱、链子溪崩滑体位于该滑坡群的最东边，长江切割方向转向东北，形成顺向坡-斜向坡结构，并在斜坡上形成以残积物为主体的第四季堆积物，形成顺向堆积体滑坡和顺层基岩滑坡，形成该滑坡规模最大的下坪沱滑坡。

通过以上研究可以看出该滑坡群滑坡类型从西向东不断地发生变化：顺向重力背斜形成的切层滑坡——反向坡-顺向坡结合形成的崩塌堆积型滑坡——陡倾反向坡结构形成的堆积体滑坡——顺向坡-斜向破结构形成的滑坡。这种变化与左辑托背斜形态特征有很大的关系，也就是其具有的不对称特征，长江切割左辑托的不同部位控制着滑坡类型的变化。同时也就进一步了解了斜坡体破坏演化的方向——从东西方向向中部发展（图6-31，表6-9）。

3.巴东断裂的基本特征

巴东断裂位于巴东新县城的后部，产状20°∠（60°～75°），在亩田湾公路旁发育宽度为100m的断层破碎带，主要为张性角砾岩带和挤压片理化带，内部存在小断层，断层面为T₁j与T₂b分界层面，向下部断层倾角有变缓的趋势（图6-32）。

沿亩田湾向沟里走，可见到大量的断裂构造岩以及局部断层面，局部断层面产状30°∠60°，其中构造岩包括挤压透镜体、挤压型断层角砾岩等（图6-33）。从断裂带内构造岩类型看，巴东断裂具有多期活动特征，先期表现为挤压型断裂（逆断层），后期表现为张性断裂（正断层），后期活动时间和强度对该区地质灾害的分布特征具有控制作用。

图6-31　滑坡群演化方向示意

表6-9　左辑托背斜滑坡群特征

图6-32　巴东断裂亩田湾公路旁素描

野外地质调查研究表明，巴东断裂的形成与层间剪切带密切相关，在巴东断裂的上盘普遍发育次一级的叠加褶皱，叠加褶皱主要发育于巴东组三段中。褶皱总体走向为轴向北东20°～30°，在左辑托背斜的北翼巴东组三段地层中形成相对紧闭的背斜构造和相对宽缓的向斜构造（图6-34），褶皱的形成过程表现为沿嘉陵江组与巴东组层面的断层传播褶皱类型，在此基础上形成了巴东断层带第一个活动阶段（逆断层活动阶段）。同时层间劈理构造发育，甚至将层理构造掩盖，表明层间滑动强烈（图6-35）。巴东断裂正断层活动是在前期逆断层的基础上反向活动形成，也就是反转构造。

图6-33　巴东断裂内部构造岩及局部断层面

1.张性角砾岩；2.挤压片理化带；3.挤压碎裂岩；4.透镜体

图6-34　巴东县凉水河大桥两侧实测地质剖面

（上图位于大桥西侧，下图位于大桥东侧）

图6-35　发育在巴东组三段中的层间破劈理构造现象

4.巴东断裂与滑坡类型的关系

巴东断裂反转构造活动阶段对该区地质灾害的分布和演化具有控制作用，主要表现为：第一，巴东断层正断层活动阶段的活动性强弱控制着地质灾害的规模。巴东断层正断层活动阶段主要表现为由东、西两个方向向中部断距逐渐变小，最东端为最著名的黄土坡滑坡，最西部为赵树岭滑坡。地质灾害的成灾机理主要表现为逆断层反转运动。第二，预示着地质灾害演化方向同样表现为由东、西两个方向向中部逐渐扩展的过程（表6-10，图6-36）。

表6-10　巴东斜坡滑坡群特征

（二）谢家包背斜与滑坡群的关系

1.谢家包背斜的基本特征

谢家包背斜位于长江右岸，走向260°，延伸长度30km，宽约1～3km，褶皱枢纽自西逐渐向东倾伏，在沙溪镇附近尖灭，该背斜由三叠系组成，北翼倾角较缓，倾角一般为10°～30°，整体上具有北缓南陡的特点，为一不对称断层相关式褶皱（图6-37）。西部隔茶店子宽缓向斜与左辑托背斜共同构成隔挡式褶皱的一部分，东部的北部为秭归向斜，南为北东向、北北东向恩施弧形褶皱带，区域构造线方向大多为东西向构造，发育有北西、北东两组具有共轭性质的断裂构造，表明区域应力场方向为近南北向，形成于印支、燕山构造旋回。在范家坪—树坪一带被长江切割。该段长江库岸与新构造活动形成的一级阶地时间一致，在该区的抬升幅度仅次于奉节-巫山地区。

图6-36　巴东断裂活动强度与滑坡规模的关系

谢家包背斜的北翼岩层为巴东组三段，岩性为灰黄色泥灰岩，岩层产状30°∠36°、20°∠39°，节理产状：320°∠82°、295°∠90°、200°∠78°、285°∠90°，为一顺向坡结构（图6-38中②）。在北翼靠近核部，岩层倾向变化部位与左辑托背斜类似，发育一断层破碎带，沿20°方向展布，断层带由张性角砾岩带（图6-37中①、图6-38中①）、节理发育的构造断块（岩层产状20°∠52°、15°∠54°，节理产状149°∠76°）（图6-37中②、图6-38中④）、挤压透镜体（图6-37中③、图6-38中③）、挤压片理化带组成（图6-37中⑤、图6-38中⑤）。断层面北侧岩层（图6-37中⑥）产状26°∠35°，节理产状312°∠80°。

图6-37　谢家包背斜核部附近断层素描

在谢家包背斜的北翼见叠加小褶皱，岩层产状2°∠44°，12°∠38°。节理产状270°∠78°、140°∠71°，局部见一小型断层，其间所夹软岩层已被错断（图6-38中⑥）。在软岩层中存在压缩变形，预示一种变形破坏机制的存在。

谢家包背斜的核部岩层产状平缓，岩层产状168°∠32°，枢纽产状144°∠28°（图6-38中⑦）。谢家包背斜南翼岩层产状162°∠（69°～75°），节理产状80°∠88°，与北翼区别明显，南翼存在复杂化的小褶皱，发育有劈理构造，劈理产状12°∠65°（图6-38中⑧）。

由此可见谢家包背斜和左辑托背斜在形态特征和形成机理上具有一致性，共同构成隔挡式褶皱，并且控制着清干河流域和长江该段的地质灾害分布。

2.谢家包背斜与滑坡类型的关系

谢家包背斜控制着两个滑坡群，分别为清干河流域滑坡群和长江流域滑坡群。从谢家包背斜的形态特征分析，长江流域滑坡群规模和破坏程度远远大于清干河流域滑坡群（表6-11）。这主要是由于清干河流域位于谢家包背斜的南翼，岩层倾角陡倾，斜坡稳定性明显优于谢家包背斜的北翼长江流域滑坡群。

图6-38　谢家包背斜北翼发育的小断层

1.张性角砾岩；2.北翼岩层；3.挤压透镜体；4.较为破碎的构造断块；5.挤压片理化带；6.小断层；7.核部形态特征；8.南翼小褶皱

表6-11　谢家包背斜两翼滑坡群对比

长江流域滑坡群从西向东分布大小滑坡9个，滑坡规模具有逐渐减小的趋势，只有树坪滑坡又突然增大，这与长江切割谢家包背斜不同部位造成坡体结构的改变有很大关系（图6-39）。

1）范家坪滑坡

范家坪滑坡位于长江南岸，谢家包背斜北翼，原始斜坡为中倾顺向坡（坡角26°～28°），属秭归县沙镇溪镇范家坪村。范家坪为研究区典型的重力背斜剪切破坏型滑坡，剪出口处形成切层，滑带具有上陡、下缓顺向坡-切层结构（图6-40），滑坡演化有以下特征：①紫红色粉砂质泥岩与厚层黄色中砂岩互层，形成软弱相间结构；②部分砂岩形成挤压透镜体和片理化带，表明在重力作用下岩体挤压作用强烈，在薄层的长石石英砂岩中发生重力背斜；③从极限坡长角度分析，该区域位于谢家包背斜与长江切割形成的楔形区域最宽处，达到了形成重力背斜的极限坡长，在岩体中普遍发育重力背斜现象（图6-40）。

图6-39　谢家包背斜与滑坡分布特征的关系

图6-40　范家坪滑坡剖面

2）白水河滑坡

白水河滑坡位于长江南岸，谢家包背斜北翼，原始斜坡为中倾顺向坡（坡角26°～28°），属秭归县沙镇溪镇白水河村。

滑坡体处于长江宽河谷地段，呈阶梯状向长江展布。其后缘高程为410m，以基岩与松散堆积物为界，前缘抵长江，东西两侧以基岩山脊为界，总体坡度约26°～28°，滑体平均厚度约30m，体积1 820×10⁴ m³，为一岩质滑坡，基岩地层为早侏罗系自流井组的碳质泥岩和砂岩互层，坡体属顺向坡结构（图6-41）。

从坡体结构以及岩土体组合特征分析，白水河滑坡上部地层坡角与岩层倾角相近，表明至今还没有发生较大规模的滑动破坏，同时从松散堆积物成分特征分析，滑坡体上部主要以变形体和残坡积为主，滑体上部滑移距离有限，表明滑坡上部仍然处于一种逐渐发展阶段，尚未真正成为滑坡体的组成部分（图6-42）。野外观察白水河滑坡滑带主要为碳质泥岩层（图6-42）。白水河滑坡解剖分析表明，顺层岩质或顺层堆积体滑坡的后缘存在残积层或全风化岩层，该套岩层或堆积体并不是滑坡体的组成部分，其坡面倾角与岩层倾角基本一致。

图6-41　白水河滑坡剖面

图6-42　白水河滑坡带碳质泥岩（左）与滑坡带上部松散堆积（右）

3）台子湾东滑坡与台子湾北滑坡

台子湾东滑坡与台子湾北滑坡位于长江南岸，谢家包背斜北翼，白水河滑坡东部2～3km处，原始斜坡为中倾斜向坡（坡角21°），属秭归县沙镇溪镇管辖。

滑坡体处于长江宽河谷地段，其后缘高程为150～290m，以基岩与松散堆积物为界，前缘抵长江，东西两侧以基岩山脊为界，总体坡度约21°，滑体平均厚度约25m，体积为134×10⁴ m³和30×10⁴ m³，被认为是岩质滑坡，基岩地层为巴东组，坡体属斜向坡结构。

该斜向坡主要由于谢家包背斜在倾伏端附近地层产状具有多变性以及北东向相对较弱的褶皱叠加所致。该堆积体上部坡角与岩层倾角（视倾角）近乎相等的事实表明，该坡体上部并没有经历较大的破坏过程，为残坡积堆积，也就是说该堆积体上部与下部在破坏过程中目前不可能具有统一的滑动带，至少目前统一的滑动带尚未形成（图6-43）。

图6-43　台子湾东滑坡剖面

4）淹锅沙坝滑坡

淹锅沙坝滑坡位于长江南岸，谢家包背斜北翼，白水河滑坡东部4.5km处，原始斜坡为中倾顺向坡（坡角24°～30°），属秭归县沙镇溪镇管辖。

滑坡体处于长江宽河谷地段，其后缘高程为550m，以基岩与松散堆积物为界，前缘抵长江，东西两侧以基岩山脊为界，总体坡度约24°～30°，滑体平均厚度约30m，体积为750×10⁴ m³，被认为是岩质滑坡，基岩地层为巴东组，坡体属顺向坡结构（图6-44）。滑带的物质组成与白水河滑坡类似（图6-45）。

图6-44　淹锅沙坝滑坡剖面

图6-45　淹锅沙坝滑坡后部滑带物质组成存在炭化现象

该堆积体上部坡角与岩层倾角近乎相等的事实表明，该坡体上部并没有经历较大的破坏过程，为残坡积堆积或全风化岩层，也就是说，该堆积体的上部与下部在破坏过程中目前不可能具有统一的滑动带。同时在该滑体上部存在若干变形体也进一步表明上部与下部不属于统一滑动体系。

5）树坪滑坡（包括杨家沱、卢家沱滑坡）

树坪滑坡位于长江南岸，谢家包背斜转折端且在枢纽倾伏尖灭处附近，原始斜坡为中倾顺向坡（坡角24°～30°）。树坪滑坡属老崩滑堆积体，位于朝北倾斜的逆向斜坡上，后缘高程500m，前缘直抵长江水位，滑体南北纵长约800m，东西宽约700m，厚40～70m，总体积约2 890×10⁴ m³。属反向堆积层滑坡，坡体结构为内倾边坡。树坪滑坡的形成与谢家包背斜和长江切割该背斜的构造部位相关联，为一反向坡结构（图6-46）。

由于长江河床在此处沿着背斜核部的扇形张裂隙形成，坡体结构主要受扇形张裂隙特征和后期卸荷裂隙所控制，所以在该处沿着500～600m等高线形成了树坪崩滑堆积体群（范围远远大于现在圈定的树坪滑坡）的后缘，崩塌堆积构成了树坪滑坡的主要物质来源（图6-46），同时还存在大量的变形体。由此可见反向堆积体滑坡的形成过程主要经历了崩塌、滑移、加载和变形滑动等过程，是一种典型的崩滑复合堆积体。与顺向堆积体滑坡相比较，缺少残积物的形成演化过程，或这一演化过程非常短暂（图6-47）。

图6-46　树坪滑坡剖面

图6-47　树坪滑坡形成机理示意

对比顺层堆积体滑坡和反向堆积体滑坡，两者在形成发展过程中存在明显不同：首先顺层堆积体滑坡存在残积物风化壳形成过程，在该阶段土体之间的联结力并没有丧失，只有在存在明显加厚地段残积才逐渐转变为更为松散坡积物，成为滑坡体的主体物质来源，判断这一过程主要依据坡面的产状与基岩产状关系：坡面产状缓于基岩产状时，表明坡体已经发生实质位移，形成了加厚堆积体。因此在顺层堆积体滑坡评价过程中依据松散堆积物圈定滑坡体界限具有不确定性。其次，反向堆积体滑坡主要由崩积物所组成，滑体经历了“倒石堆”形成阶段，相反缺乏残积物形成过程。因此，反向堆积体滑坡与松散堆积物的分布范围基本一致。

6）千将坪滑坡

千将坪滑坡地处青干河左（北）岸，与沙镇溪镇隔河对峙（图6-48），距三峡工程坝址约56km。构造上滑坡区位于谢家包背斜枢纽倾伏端局部顺向破构造所在位置，主要出露三叠系沙镇溪组碎屑岩，岩层稳定延伸，倾向南东，倾角较缓。滑动面分布连续，表面光滑，倾向150°，倾角28°，整体产状稳定，并未出现明显的起伏。滑动面主体发育在基岩之中，平行岩层层理构造（图6-49）。滑带上发育两组擦痕，早期擦痕清晰，近水平，倾伏北东，倾伏角10°～15°；晚期擦痕印迹较淡，向南东140°方向倾伏，倾伏角为28°。显然，早期擦痕与构造运动相关，为谢家包背斜形成过程中形成的层间剪切带；晚期擦痕与滑坡的形成过程相关，代表滑坡的滑动方向。也表明滑坡的滑带是在继承层间剪切带的基础上发展起来的。

图6-48　千将坪滑坡

图6-49　千将坪滑坡层面构造

滑坡发育与构造部位密切相关，构造特征及其岩性决定着岩体结构及坡体结构特征，最终影响滑坡存在形式。范家坪、白水河等滑坡位于背斜北翼（向斜槽部），为上陡下缓顺向坡结构，岩体重力变形特征明显。另一方面，构造过程中岩层形成明显的多处层间滑动剪切带，往往被后期滑坡滑带所借助。树坪、杨家沱滑坡位于谢家包背斜南翼或靠近核部，岩体破碎、节理发育，为崩滑堆积体形成的反向堆积体滑坡。

大型顺向滑坡主要发生在向斜槽部。向斜槽部岩层具有上陡下缓的特点，当岸坡的长度和宽度远大于岩层厚度时，岩层中前部挠曲变形或剪出破坏。坡体长度往往控制滑坡规模，坡体较长的坡体成为大型和巨型滑坡。由于处于类似构造的著名大型滑坡还有鸡扒子、故陵、百换坪、旧县坪滑坡等，巴东斜坡也具有此类结构特征，中部由于挤压作用形成重力褶皱，其巨大推力来自上部，因此，范家坪、白水河等滑坡位于断层相关褶皱的向斜槽部，岩层具有上陡下缓特征，坡体长度控制滑坡规模，即由西往东坡体长度减小，规模总体也逐渐减小。

大型崩塌主要位于背斜核部，岩体破碎、节理发育，在长江切割作用下倾倒变形，在重力作用下破坏产生崩塌，形成崩塌复合堆积体。如鄂西地区巴东县的左辑托、曹家坪和杨家朋等崩滑体均受左辑托背斜控制。树坪、杨家沱滑坡位于谢家包背斜南翼，为典型的崩滑复合体，树坪滑坡靠近核部规模更大。