顺向坡（英语：Dip slope）是一种地质环境，表示一个坡面的沉积堆栈方向，当岩层倾斜方向和山坡同向时，称为顺向坡，反之称为逆向坡。顺向坡较逆向坡容易发生山崩。

逆向坡(slope in the counter direction)是指当路线的走向与岩层走向一致，或与岩层走向的交角不大时，岩层层面倾向山体的斜坡，道路路堑段通过此种地质条件的地段时，路基边坡的稳定性较好。

边坡失稳破坏一直是影响建设施工和人民财产安全的主要灾害。因此边坡稳定性的正确的分析具有防范未然，对建设施工具有指导重要作用。所以研究边坡稳定性因素具有重要的理论和现实意义。

扩展资料：

边坡检测的目的是根据坡体变化情况对边坡稳定性评价和灾害预报提供依据。应该注意以下几个关键点：

其一，监测对象，边坡影响范围内的建(构)筑物，围墙，地面裂缝等，重点监测对象可能出现的地面裂缝。

其二，监测周期设置，根据本工程需要，变形监测分为施工前、施工中以及施工后三个阶段，施工期间每天监测一次，竣工后15天监测一次，变形稳定后1~3月监测-次，遇到暴雨等可能影响边坡稳定的情况应该加密监测。

参考资料来源：百度百科-边坡

1.牵引流的机械搬运和沉积作用

牵引流和重力流两种流体，在机械搬运和沉积方式、机理上表现最为明显。牵引流不但可以搬运碎屑物质，而且还可以搬运溶解物质；不仅有机械沉积作用，而且还有化学和生物沉积作用。而重力流占绝对优势的是机械搬运和沉积作用。

（1）碎屑颗粒在牵引流介质中的搬运方式

按碎屑颗粒与流体的力学关系，颗粒在流体中明显地具有三种搬运方式，即滚动、跳跃和悬浮（图4-2）。

滚动搬运 是底部牵引流产生的沉积物颗粒沿底面运动的最简单搬运形式。 假定颗粒是球粒状的，停留在平滑的底面上，水力直接作用于颗粒向上游的一面。因为底部有摩擦阻力，同时作用于其顶部的流水比其下部的流水速度更快，推力更大，故颗粒趋向于滚动。按图4-3所示，如果此两颗粒的直径，一个为另一个的两倍，那么作用于颗粒的推力（F）为F＝m·v·K，其中m为单位时间内截断的水的质量；v为水的流速；K为常数。m又与球体断面面积（πr2）成正比；而被该力所移动的颗粒质量，随球体的体积（4/3πr3）而变化。

图4-2 水流对碎屑颗粒的三种搬运方式

（据R.C.Selly，1982）

A—悬浮式；B—跳跃式；C—滚动式

图4-3 碎屑颗粒粒度对底部滚动所需速度的影响

（据余素玉和何镜宇，1989）

水平线代表流向

跳跃搬运 碎屑颗粒顺流一边跳跃一边向前（时沉时浮），称跳跃搬运。 引起颗粒跳跃的条件是：①底部不平，使颗粒碰撞底部障碍物或其他颗粒而产生向上的弹跳力；②主要由流速引起的顺流推力；③水流引起的上举力（或扬举力），此种力一是起源于向上涡流，一是起源于颗粒附近流速变化引起的压力差（图4-4）。按图所示，作用于颗粒的上举力，除了紊流的上升涡力以外，还可用伯诺利方程来解释。颗粒上的流态可用流线表示。流线密集的地方，流速较高（因截面积较小），反之，流速较低。按伯诺利方程：

沉积学及古地理学教程

式中：p为压力；ρ为水的密度；v为流速；gy为水头（y是位置的高低度）。流速大处压力低，反之压力高，形成垂向上的压力差。这种压力差有充分的能力把颗粒提举起来，所以也是一种上举力。但是，一旦颗粒上举，周围的流线几乎对称，上举力也就近于消失。颗粒在跳跃搬运过程中，其跳动高度在空气中为在水中的800倍左右。

图4-4 经计算得出的流过一个槽底圆柱体的理想（非黏性）流体的流态

（据Blatt等，1972）

图4-5 使沉积物呈悬浮状态的涡流作用

（据C.O.Dunba，1957，转引自曾允孚和夏文杰，1986）

沉积物在近底部大量集中并向上逐渐减少，因此上升漩涡（A）携带的沉积物在单位体积中比下降的漩涡（B）多

悬浮搬运 颗粒被水流带起，在长期内很难下沉的状态称悬浮状态。 碎屑颗粒能否在静水中呈悬浮状取决于两种力的比率：一是向下的力，即gm（g是重力加速度；m是颗粒的质量）；一是反向的向上摩擦阻力（f），这是由水的黏滞性产生的。如果颗粒较粗，其向下的力（gm）大于向上的力（f），不能悬浮；细颗粒不能很快克服向上的阻力，所以经常悬浮在水体中。这些悬浮颗粒的沉降速度大于水流平均流速的8%时就会发生沉积。而颗粒的沉降速度一般与颗粒的粒度、相对密度、形状以及水介质的性质有关。鲁比（W.W.Rubeg，1933）在清水中作了严格实验，测定出石英砂的沉降速度（mm/s）为：极细的砂沉淀到30.5m深大约需要2小时，而细粘土大约需要1年。在自然界，悬浮颗粒在不同水动力强度的水中都可见到。影响碎屑颗粒呈悬浮状态的因素不仅是颗粒大小，还有流体的运动学特点，即与水的流动状态属层流或紊流有关。例如，在河流中流速是经常变化的，河流的不同地段和同一地段的不同深度都有层流和紊流出现。在层流中沉积颗粒的沉降就像在静水中一样；而在紊流中，它们被反复升举，阻碍沉降。如图4-5所示，上升漩涡在整体上是与下降漩涡均衡的，如果沉积颗粒均匀地分布在整个流水中，结果将是互相抵消，颗粒不出现悬浮。实际上往往总有更大量的沉积颗粒集中在底部，因此上升水流比下降水流在每单位体积中可携带更多的沉积物。如此不断地重复，使得更多的颗粒悬浮于流体之中。由于漩涡上举力的大小大体上依流速增高而变大，悬浮颗粒粒度也随之增大。这些颗粒的沉降，除了需克服向上的摩擦阻力，还应克服向上的涡力，因此，只有在颗粒较粗（mg较大）情况下才能达到。

沃克（1975）根据水介质的流动强度与所能滚动和悬浮的最大粒径之间的关系作出图解（图4-6）。如果某一水流携带具各种粒级的沉积物，其中对砂来说，要使其呈悬浮状态必须满足以下关系：

沉积学及古地理学教程

如图4-6所示，当水流强度为P时，它所能滚动的砾石最大粒径为8cm，所能悬浮的颗粒最大粒径为2.2mm。

此外，沉积颗粒的悬浮还与其形状有关。一般球体比其他形状更不易悬浮，而片状颗粒因其摩擦阻力较大，更易悬浮。当其堆积体所受的剪切力大于其内部的抗剪阻力时，则沉积物中的颗粒就开始处于运动状态。所以，剪切力是一种搬运动力，其来源之一是水流中的推力。水流推力总是平行于流动方向的，除受水体流动状态变化影响以外，还与流体流速以及动力黏度和涡流黏度成正比关系。而流动状态也与流速有关，所以流速大体上可以代表推力。剪切力的另一来源则是沉积物堆积体重力的顺坡向下作用的分力（图4-7）。图4-7所示，作用在沉积物颗粒层上的剪切作用是多种多样的。颗粒层表面可以是倾斜的（图4-7A，B，C），可以是水平的（图4-7D）。在一个斜面上，外加的剪切力方向可以是顺坡向下的（图4-7B），也可以是（局部）逆坡向上的（图4-7C）。顺坡向下的剪切力可以是由重力沿顺坡向下的切向分力所施加的，其惟一的下坡力是gt（图4-7A）；也可以是在重力的切向分力驱使下顺坡流动的运动流体所施加的，其下坡力除有gt外，还有外加的下坡的剪切力（图4-7B）；也可以是沿局部斜坡向上流动的运动流体所施加的，其下坡力是gt，还有外加的上坡剪切力（图4-7C），或是平行于坡向的和沿水平面流动的运动流体所施加的，外加的剪切力作用在水平面上的颗粒层上（图4-7D）。

（2）牵引流的搬运特点和载荷

河流、海流、触及海底的波浪流、潮汐流等都是常见的牵引流。碎屑颗粒在牵引流中的搬运方式有滚动、跳跃和悬浮等。这些搬运方式与碎屑大小有关，而颗粒大小又与水体流速关系密切。尤尔斯特隆图解（Hjulstrom，1936）（图4-8）可以说明这种关系：①颗粒开始搬运（侵蚀）的启动流速，因需克服其本身的重力和彼此间的吸引力，要比继续搬运的速度大；②大于2 mm的砾级颗粒的启动流速比沉积临界流速大，但两者差值较小，而且随流速增大启动的颗粒也同样增大，因此，砾石很难作长距离搬运，多沿河底呈滚动式推移前进；③0.05～2 mm砂级颗粒所需的启动流速最小，与沉积临界流速相差较小，砂级颗粒易搬运、易沉积，最为活跃，故砂粒常常是呈跳跃式前进；④小于0.05 mm的泥级颗粒，两种流速相差很大，特别是更细的泥级颗粒，在流水中长期悬浮，大部分搬运到比较安静的水体中慢慢沉积下来。该图可以说明，随着流速逐渐变小，碎屑颗粒从粗到细依次沉积，或流速频繁变化可形成大小颗粒混杂堆积。

图4-6 流动强度的变化与流水所能悬浮和滚动的最大颗粒直径间的关系曲线

（据R.G.Walker，1975，转引自曾允孚和夏文杰，1986）

图4-7 影响沉积物堆积体的各种剪切力的出现形式

（据Sanders，1978）

图4-8 经森德伯格修改的尤尔斯特隆图解

（A.Sundborg，1956，转引自曾允孚和夏文杰，1986）

河流的载荷通常以单位时间内流经某一横截面的物质的重量来表示。按对碎屑物质的搬运方式，分别有悬浮载荷、牵引载荷（底载荷），悬浮载荷以悬浮方式搬运，牵引载荷以滚动和跳跃方式搬运。搬运的溶解物质可称为溶解载荷。如前所述，载荷力是指能搬运总载荷的数量，主要依赖于流量。载荷力和推力都是牵引流的搬运力。

按沉积物的物理特性（颗粒的大小、形状、比重）或化学成分，呈规律性依次沉积的现象，称为沉积分异作用。机械沉积分异作用是指母岩风化的碎屑物质和粘土物质在搬运和沉积过程中，当沉积介质运动速度和运移能力降低时，它们相应地按照颗粒大小、形状、比重在地表发生分异并依次沉积。机械沉积分异作用受物理因素支配。图4-9表示了碎屑颗粒机械分异图式。图示当河流流速逐渐降低时，碎屑颗粒按大小不同作有规律分异：近源处粗颗粒先沉积，细颗粒被搬运到远源处沉积，即按砾石→砂→粉砂→粘土的顺序分布。这与多数河流从上游到下游碎屑颗粒的分布规律极为一致。

图4-9 碎屑颗粒按粒度进行沉积分异图

（据曾允孚和夏文杰，1986）

根据斯托克斯公式，矿物相对密度与其沉速成正比。故沿河流的流动方向，在碎屑粒度相近的条件下，矿物按相对密度不同进行分异，重者先沉积、轻的后沉积。按形状分异即是粒状颗粒近源沉降，片状矿物可以搬运到较远处，与较细的粒状矿物共同沉积，故在细粒沉积岩层面上常富集较大的片状白云母。

自然界存在有不少与上述简单的机械分异模式不能相符的实例。例如，在以潮汐流占优势的潮坪上，粒度分布恰是向岸变细；砂坝或介壳沙堤的存在往往造成粗细沉积物呈交替重复分布；由于支流的注入造成河流下游碎屑物变粗的情况也是常见的，深海浊积岩的存在更是冲破了这一分异模式。

2.重力流的机械搬运和沉积作用

沉积物重力流是水下由重力推动的一种含大量碎屑沉积物质的高密度流体。这种流体属于非牛顿流体。当这种流体在斜坡上聚积时，其位能大于与底面或与水体界面的摩擦阻力时，便产生流动，逐渐形成高速的重力流。

在水体中，由于盐度的差异（如河口湾中的盐水楔）和温度的差异（如冰雪融水流入湖中形成的冷流、海洋中的寒流等）形成的密度差，都可产生密度流。含大量碎屑物质的重力流是密度流的一种。

重力流的沉积过程常常是在一定位置上整体沉积。在流动时，以整体形式搬运，并且有明显的边界，所以，把重力流称为块体流。陆上的泥石流是重力流的一种，但大量的重力流沉积是在水下。米德尔顿和汉普顿（G.V.Middleton and M.A.Hampton，1973）对水底重力流进行了系统研究，根据颗粒的支撑机理和堆积的沉积物类型，可分成四类，即泥石流、颗粒流、液化流和浊流（图4-10），其中重要的是浊流，这些过程不仅发生在水盆地底部，也发生在盆地边缘部。例如三角洲坡度较陡部分，在洪水期也能形成浊流。

图4-10 水下沉积物重力流的类型

（据G.V.Middleton和M.A.Hampton，1973，转引自曾允孚和夏文杰，1986）

（1）泥石流

也称作碎屑流，在陆上山麓环境中常见，是一种含大量粗碎屑和粘土、呈涌浪状前进的黏稠流体。泥石流中含水量仅40%～60%，密度为2.0～2.4g/cm3，黏度达100Pa·s（纯净水仅0.001Pa·s）。泥石流的流动所需坡度大于牵引流，一般为5°左右。如果坡度较陡，距离加长，则速度逐渐加快，甚至可高达1～3m/s。泥石流的搬运机理表现为由“基质凝聚力”支撑，即在块体内由被填隙的粘土和水的基质起着支撑和搬运动力，其沉积物为基质支撑结构的砾石质泥岩或砾状泥岩。在水体中也能形成泥石流，如峡谷的源头处，海底扇的顶部。但水体中的泥石流易被周围的水稀释，凝聚力减少，颗粒粒度变细，逐渐失去泥石流性质。所以水下泥石流沉积比较罕见。

（2）颗粒流

颗粒流是颗粒之间没有什么黏结力的流体，主要为砂质。该流体由颗粒相互碰撞作用传递剪切力，并产生扩散应力而支撑和搬运沉积物。颗粒的扩散应力是颗粒流能形成流体的基本因素，它阻止了颗粒从流体中沉积下来，颗粒流沉积物中常常含有粗大的颗粒，常形成砾状砂岩或砾岩。在风成沙丘上突然崩塌后沿滑坡滑落的砂，由于重力作用，使滑落的砂向前移动，并由于相互碰撞而具扩散应力。在海底峡谷上端的颗粒流体称为“沙河”沙流。这种沙流足以侵蚀海底峡谷，而扩散应力的强度足以支撑砾石。

颗粒流与浊流的区别是：①碎屑颗粒密度较高，主要是砂粒，少泥，含少量砾石；②颗粒流中含水少，使颗粒之间的摩擦较小；③由于一种突然的震动，导致未固结的碎屑沉积物强度丧失而增大孔隙压力，促使沉积物“液化”。颗粒流在海、湖边缘即浅水地带都可形成。因突然断裂或地震、暴风浪的强烈作用，使局部斜坡变陡或沉积物不稳而崩落。崩落物发生液化后顺坡高速向深部流动，最后在坡脚散开而沉积。

（3）液化流

液化流是沉积物沉积后，其上覆沉积物的压力通过颗粒传递而使沉积物固结，这种压力称有效压力。沉积物本身还有一种孔隙压力，是通过孔隙溶液传送的。孔隙压力等于沉积物中流体的静水压力时，沉积物保持稳定。如沉积物沉积较快，其中水分来不及排除，或者从外部渗进孔隙空间的水分过多时，可造成孔隙压力大于沉积物中的静水压力，因而大大降低沉积物的固结强度，导致出现内部“沸腾化”。这样，沉积物中的流体连同颗粒将向上移动，这时沉积物变得像流砂一样。然后，重力作用把“沸腾化”的沉积物顺坡向下推动，便形成了液化流。其支撑和搬运的机理是由沉积物孔隙压力大于沉积物中的静水压力，使未固结的沉积物失去平衡而“沸腾化”，并呈块体流动。但在流动过程中，孔隙压力将很快消散，液化沉积物强度逐渐变弱，于是就发生沉积作用。

（4）浊流

浊流是一种混合着大量悬浮沉积物质的高速紊流状态的混浊高密度流，也是由重力推动呈涌浪状前进的重力流。浊流的支撑和搬运机理是由流体内湍流的向上分力（上举力）支撑并搬运沉积物，浊流的沉积记录是浊积岩。

1929年加拿大纽芬兰的格兰德海滩海底电缆，在地震后24小时期间，由北至南相继折断。塞利和尤因（1952）研究了这一现象，认为它是由浊流所致，并计算出浊流的速度为每小时20～90 km。在被动大陆边缘大陆斜坡和三角洲等处的不稳固的沉积物，由于地震、海啸、暴风、滑坡倒塌，形成液化沉积物流使沉积物滑动，以及在启动后不断与水体混合形成高密度流体，由坡度和重力驱使而高速流动，同时，掀起和裹挟周围水底沉积物而不断增大体积。这时，沉积物质在紊流情况下呈自悬浮，即碎屑自身重力→引起高速流动→产生紊流出现上举力，使自身呈悬浮状态，形成大规模突发的高速型浊流。

1887年，福里尔对瑞士的罗纳河和日内瓦湖进行研究。罗纳河上游是冰川，冰山融水汇集到罗纳河中，并混有大量泥砂。河水流入日内瓦湖，既比湖水冷，又比湖水混浊，因而，比重较大，是密度流。这种密度流沿湖底侵蚀，并形成水下河道，在离岸10km，水深300m处，形成比湖底深达60 m的谷道，还形成比湖底高出5 m的水下天然堤。戴利注意到这种密度流的巨大侵蚀力，并推测海底峡谷也可能会由这种原因形成类似情况。到1938年，约翰逊首先提出“浊流”术语，表示一种含高密度泥砂的混浊密度流。1950年奎恩把浊流沉积称为浊积岩。1948年和1950年奎恩成功地作出浊流粒序递变层理的模拟实验。他认为复理石是深海成因的，复理石的递变层理砂岩是浊流沉积。他的实验证明，含砂和悬浮泥的、密度大于1.1g/cm3的浊流可形成递变层理。根据浊流理论，对复理石的成因得到了重新认识。浊流可按密度分为低密度浊流和高密度浊流，其分界为1.1g/cm3，也就是说能够悬浮搬运大于0.06 mm粒径的为高密度浊流，小于0.06 mm粒径的为低密度浊流。根据浊流的成因，可将其分为以下两种类型。

一类是连续低速型（或称洪积型），例如罗纳河流入日内瓦湖的流体。另一实例是1938年由霍华德等人描述过的，含泥砂的科罗拉多河流入米德湖形成的浊流（图4-11）。当河流流进湖盆时，在重力作用下，混浊层沿着湖底向坡下方运动，直到因摩擦损失而使动能消失，悬浮物质逐渐沉积下来，特别是较粗的颗粒先沉积。

图4-11 具有高浓度悬浮沉积物的一条河流

（据H.S.Bell，1942）

另一类是突发高速型，是再沉积的或液化的沉积物流转化而成。例如，在海底峡谷头部，由于地震等诱发，未固结的沉积物滑塌流动造成大量高密度悬浮体。这种类型的浊流可以划分成四部分：头部、颈部、本体部和尾部（图4-12）。在头部边界之内，水流环绕着头部发散和上扫，并有一系列大的漩涡扯开（图4-13）。所以在这种浊流中，头部有较强的侵蚀力，可在深部软泥底面上形成特征的冲刷痕和刻划痕，后又由本体沉积保存下来。因此，最初的碎屑可以在头部保持其悬浮状态，这种情况一直延续到由于坡度变缓或流体变稀而造成普遍减速的时候。所以，浊积物在盆地深部的分布是基部集中较粗粒，到缘部逐渐与盆地原沉积一致。鲍马根据这种分布特点，提出了浊流沉积物的圆锥形分布图，表明一个大规模的浊流，在开始沉积地段可以形成完整的、厚度最大、分布范围小的浊积物层（a—e段）。而沿流动方向，厚度逐渐减小，范围逐渐变大，直到缘部分布的范围最大（e段），厚度逐渐变薄，成一不对称锥形或扇形。

但是，不是所有的海底崩落都能发展成突发高速型浊流。它依赖于斜坡的深度、坡度以及底部沉积的性质。在底部斜坡平缓的地方，只能产生简单的滑动或崩陷。如果斜坡是陡峻的，并且最初的运动是迅速的，移动的巨量松散沉积物与周围海水充分混合，直至成为几乎所有碎屑颗粒都呈悬浮状态的混合体，并迅速流动，随斜坡急流而下。浊流的形成与活动可分4个阶段（图4-14）。

图4-12 高速浊流的次级划分图

（据G.V.Middleton and M.A.Hampton，1973）

图4-13 浊流头部区内的流动特点

（据G.V.Middleton and M.A.Hampton，1973）

图4-14 浊流形成的四个阶段示意图

（据A.H.Bouma，1962）

重力流的形成阶段和形成过程如下所述。

三角洲阶段：大陆是重要的浊流物质来源，主要是母岩提供的碎屑物质。河流将大部分碎屑物质搬运到盆地边缘形成三角洲。以后由于地震、海啸、暴风等作用，或由于沉积物大量堆积形成不稳固陡坡，因超孔隙压力而液化等原因，使大量物质发生整体移动。

滑动阶段：大量物质开始整体移动，向下滑动。它们在水下开始慢慢滑动，由于水量渐增，向下滑动的速度也渐渐加快。

流动阶段：当滑动的沉积物还未完全与水混合，部分仍保持高度内聚黏结状态时，粗颗粒也没有集中到底部前锋。在这种情况下可能停止运动而堆积下来的沉积物称为滑动浊积岩。但只要有一定的坡度，运动的物质就不会停留，并以渐增的速度继续流动直到盆地中心。

浊流阶段：在条件适合情况下，流动的沉积物质可能形成典型的浊流。在浊流中，粗粒物质集中到前锋，流速可能继续增加。根据坡度大小和长短，浊流可以达到很高的流速。

重力流沉积作用与牵引流沉积作用的区别比较明显：①从分布规律上看，重力流沉积不服从机械沉积分异顺序，只在深部沉积位置上沿流动方向出现由粗到细的变化，而且在完整的浊积物层内，自上而下也有相应的变化；②在浊流内的碎屑颗粒几乎全部呈悬浮状态，并且是高浓度的；③浊流中悬浮颗粒可以较粗，而且具有自悬浮的性质；④在牵引流中，随着颗粒粒度的粗细变化，三种搬运方式都存在，其中仅细颗粒具有悬浮搬运的特点。

需要提出的是，牵引流和浊流在实际作用过程中是可以互相转化的。例如，洪水期的牵引流河水常因悬浮泥砂，密度突然增高，通过三角洲以高速沿较陡斜坡向水下进入湖、海水盆地深部时，具有浊流性质。而典型的浊流疾驰到坡脚平坦地区，因摩擦能量逐渐消失，流速变小，大量悬浮颗粒不断沉积下来，使得浊流体变稀，密度降低，逐渐向牵引流转化。

3.风的搬运和沉积作用

风是仅次于水的常见的沉积介质。风的搬运和沉积作用也是一种重要的地质营力，它主要发生在比较干燥的地区，特别是沙漠地带。风的搬运作用和沉积作用是很强的，它可将海滩砂携至内陆或远洋沉积下来。

1977年8月14日白天，在毛里塔尼亚首都努瓦克肖特，突然天昏地暗，几分钟之内竟然伸手不见五指，几小时之内在3m远处都看不清物体。这是因为努瓦克肖特上空有一股强大的旋风，卷起的巨大飞沙竟形成了厚达400 m、直径为15 km的沙云，事后还在街上沉积了一层厚厚的黄沙。

风与流水在搬运和沉积机理上有相同之处，也有一些重要的差别。首先空气只能搬运碎屑物质；其次是风与水的密度不同，从而导致空气搬运和沉积的某些独有特点；最后风的作用空间大，不受固体边界限制，也不像流水那样明显受重力控制，所以也可将沉积物由地势低处移向高处。

空气的密度和黏滞性都比水小得多，一颗石英碎屑相当于同体积水质量的2.65倍，但却相当于同体积空气质量的2000倍，因此，风搬运的最大粒度比水要小得多。沙漠砂粒度一般在0.15～0.3 mm之间，没有小于0.08 mm的颗粒，因为这些更细的物质作为尘埃，被吹扬到更加遥远的地方——深海盆地去了。

（1）碎屑颗粒在空气中的搬运作用

风成砂的搬运方式主要是跳跃式的，其次是表面挪动式。碎屑颗粒是呈弓形弹道轨迹跳跃前进的，它们以惊人的均一角度（10°～16°）冲击地面（图4-15）。风速愈大，弹跳得愈高，受风力作用的机会也多，对地面冲击速度就愈大，因而溅泼和扬尘作用愈强烈。一般颗粒的弹跳高度在50 cm以下，在暴风中可高达1 m。

图4-15 风成砂的跳跃轨迹

（据R.A.Bagnold，1941）

颗粒在空气中移动要比在水中自由得多，而且活动状态也很不相同。因为空气的密度很小，一个飞扬的颗粒如果碰击在基岩或大石块上，它的跳跃就会像乒乓球一样，很少失去动能，而跳跃得几乎像弹性体。如果这些碰撞的颗粒落在松散沉积物上，其能量消失在颗粒上，另一被碰撞细颗粒即被抛向空中。表面挪动搬运系指一些较粗的颗粒受到跳跃颗粒的碰撞，发生表面蠕动并推移前进。较细的砂以跳跃式搬运，甚至在跳跃很活跃时，大部分较粗的砂仍呈表面挪动搬运，更大的颗粒连挪动也非常困难，形成滞留沉积物，如沙漠砾石滩。尘埃物质，呈悬浮状搬运，当尘埃物质只被短距离搬运仍沉积在沙漠中时，就有可能保存，我国北方广布的黄土大部属于这种成因。尘埃物质可搬运到海中与远洋物质混合沉积在深海盆地中。

（2）碎屑颗粒在空气中的沉积作用

由于空气密度小，在搬运过程中颗粒间的碰撞与磨蚀作用要比在流水中强烈，故风成砂磨圆一般都好。而且风的速度大，变化突然，密度很小，在搬运过程中风力的分选作用很强，能进行搬运的粒度范围很狭窄，故风成物一般分选性较好。风成的粗屑如砾石，常常遭到地面流砂磨蚀而具有一种特殊的棱面，通常称为风棱石，为风成物独特之处。一定的风速所携带的砂量是有限度的，由于跳跃颗粒的溅泼和扬尘作用，使得有更多的碎屑进入到风沙流中，也就造成了超载荷状态，从而对风产生了更有力的制动作用，使得超载荷的颗粒开始降落堆积下来。分散的沙很容易被风所移动，但它们一旦聚集成彼此依靠的沙堆，即稳定下来，阻碍沙的移动，这就是莫斯（A.J.Moss，1963）所称的“推移障碍”。

沙堆形成后就起障碍作用，可逐步加高、增大而发展成沙丘。当砂的供给很充足时，迎风坡和背风坡均有沉积，如供应不充足，迎风坡被侵蚀而仅背风坡沉积，沙丘即不断地向前移动（图4-16）。

图4-16 风成沙丘的形成

（据R.A.Bagnold，1941）

由于空气密度小，因此，在相同条件下要比在水中的沉降速度快得多，可快30倍，但随着粒度的减小而这种差异也减弱。同样，比重对沉速的影响要减弱。其结果是在空气中沉积的轻、重矿物粒径的差要比在水中的来得小。例如，水成砂中石英和磁铁矿平均大小的比值为16～255，在风成砂中只有140～196；水成砂中石英和石榴子石平均大小的比值为148～218，在风成砂中则为132～174。当然这种对比应在同一粒级的砂中进行。

4.冰的搬运和沉积作用

冰包括冰川和浮冰，是一种搬运能力巨大的搬运介质。现代冰川覆盖面积约占陆地的10%，在地质历史中的一些时期曾有更广泛的冰川分布。冰川是固体物质，其搬运方式呈固体搬运，它的移动机理包括两个方面：一是塑性流动，由于冰川自身重力使其下部处于塑性状态，称可塑带；上部则为脆性带，可塑带托着脆性带在重力作用下向前运动，由于底部有摩擦阻力的缘故，运动速度有向下变缓的趋势；二是滑动，由于冰融水的活动或冰川底部常处于压力融解（冰的融点每增加一个大气压力就要降低0.0075℃）状况下，所以冰川底部与基岩并没有冻结在一起，冰体可沿冰床滑动。此外，还可沿着冰川内部一系列的破裂而滑动，这是由于下游冰川消融变薄而速度降低，上游运动较快的冰川向前推挤，形成一系列滑动面。冰川移动速度每年可由数十米到数百米。

冰川主要搬运碎屑物质，它们可浮于冰上或包于冰内。碎屑物质可来自冰川对底部和两壁基岩的侵蚀，或由两侧山坡崩塌而来。由于冰川是固体搬运，因而，搬运能力很大，可搬运大至直径数十米、重达数千吨的岩块。由于冻结在冰川中的碎屑不能自由移动，彼此间极少撞击和摩擦，因此碎屑缺乏磨圆与分选，大小混杂堆积在一起。在搬运中，碎屑与底壁基岩间的磨蚀和刻划，以及塑性流动所产生的部分岩块间的摩擦，都可产生特殊的冰川擦痕（丁字痕）。冰川流动到雪线以下就要逐渐消融，所载运的碎屑就沉积下来。沉积作用主要发生在冰川后退或暂时停顿期，随着冰川的消融就有冰水产生，冰碛物遭到流水的改造即成为冰水沉积物，其分选性差，巨大的石块与粘土和砂粒混在一起。

冰川入海裂为冰山和浮冰后可到处漂浮流动，浮冰融化后，冰体所含碎屑即行下沉，形成分布广泛的冰川-海洋沉积。这种沉积物除可以包含海生动物化石外，还具有冰碛物的主要特点。海水的深度对浮冰的搬运和沉积作用没有大的影响，故从浅海至深海沉积物特征没有什么明显的变化。现代南极四周，阿拉斯加北部陆棚上部均广泛分布有这种沉积。

1. 流动作用地貌及其堆积物

流动作用是指斜坡上的松散物质或岩层，在重力作用下顺坡向下发生移动的现象。在多数情况下，斜坡上物质的移动速度非常缓慢，为每年几毫米到几厘米，人们难以察觉。但是在某些特殊的气候条件下，如暴雨季节，斜坡上的松散物质饱水，其流动速度也加快，可达每秒几十厘米到几米。常见的流动作用有泥流和蠕动。

(1)泥流及其堆积物

泥流(solifluction)是斜坡上的厚层风化产物被水浸润饱和后，在重力作用下，顺斜坡向下流动的现象。泥流既可发生在炎热的气候区，也可发育在寒冷的气候区，但在不同的气候条件下，泥流发生的特征不一样。

在热带或温带地区，泥流常伴随着暴雨的发生，尤其最易发生在暴雨的中心区，因此泥流是随着暴雨中心的移动而转移的。除了降雨外，斜坡的坡度对泥流的发育也有很重要的影响，其机理是影响斜坡土层的饱水程度。坡度在20° ～40°间，斜坡上的土层饱水度高，适合泥流发育，有时大面积发生; 坡度大于 40°时，水易流失，土层饱水度低，不利于泥流的形成。从斜坡上运移下来的物质在坡脚堆积形成泥流阶地。这种泥流阶地的阶面不平整，也没有河流阶地的二元结构，堆积物无分选、无层理和无磨圆。因此，与河流阶地是很容易区分的。

在寒冷的气候区，由于冻融作用，斜坡上的碎石土层被水浸润饱和而发生向下运动的泥流，称融冻泥流。融冻泥流发生在冻土的融化季节，其运动速度很慢，每年以厘米计算。斜坡的坡度略缓，土层的颗粒细小有利于融冻泥流的形成。当融冻泥流向前运动，遇到障碍或坡度变缓时，其前进受阻，可形成台阶状堆积地貌，称融冻泥流阶地。其阶地面平缓，略向下倾斜，前缘有一陡坎，坡度较陡，平面呈弧形，有时为凸出的舌状。融冻泥流阶地分布在山坡到坡脚，形成数个台阶，台阶间没有切割关系，与河流阶地很容易区分。

(2)蠕动及其堆积物

蠕动(creep)是指斜坡上的土层、岩层和它们的风化碎屑物质在重力作用下，顺坡向下发生非常缓慢的移动现象。根据蠕动的规模和性质，可以将蠕动划分为两大类: 松散碎屑物蠕动和岩层蠕动。

松散碎屑物蠕动(土层蠕动)斜坡上松散碎屑或表层土粒，由于冷热、干湿变化而引起体积缩胀，并在重力作用下发生缓慢的顺坡向下移动的现象，称土层蠕动，也叫土爬(soilcreep)。这种土层蠕动的速度非常缓慢，每年为几毫米到几十厘米，所以一时不易察觉出来。但长期的日积月累，其变形量也是可观的，可造成一些灾害，如造成电线杆的倾斜、房屋墙壁扭裂、地下管道扭断等。土层蠕动是通过土层中碎屑颗粒的运动体现出来的，而碎屑颗粒的运动又受土层的温度变化、干湿变化、粘土含量、坡度等因素影响。下面以温度变化为例，讨论土层中碎屑颗粒的运动过程。当土层的温差发生变化时将引起土粒或岩屑发生胀缩，膨胀时碎屑颗粒垂直于斜坡方向抬升，收缩下落时却沿重力方向直落而下，每次胀缩都使土粒或岩屑从斜坡上原来位置向下移动一小段距离(图3-6)。这样日积月累，斜坡上的土粒或岩屑可发生明显的蠕动现象。此外，当土粒体积膨胀时，会发生相互挤压，某些颗粒被挤压向下移动，当再次收缩时，这些颗粒不能回到原来的位置，而是总体上顺坡向下移动一小段距离，从而发生土层蠕动。同样，当土层颗粒收缩时，颗粒之间出现空隙，使上部颗粒失去支撑而下滑，也能引起土层蠕动(图 3-6)。除温度外，土层中的粘土含量也影响土层蠕动的强度。土层中粘土含量越高，土层蠕动现象越明显。这是因为粘土矿物对干湿变化而引起的体积变化比较灵敏，如粘土层中含水 50%，则体积膨胀系数可达 4. 5%。就坡度而言，以 25° ～30°左右斜坡上的土层蠕动最明显。因为大于 30°的斜坡，粘土和水分不易保存，碎屑物质也较少; 而小于 25°的坡地上，重力作用不那么明显，蠕动现象也就减弱了。一般说来，土层蠕动速度接近地表处最大，随着深度增加速度迅速减小。在温带地区，地表以下 20cm 的深处蠕动速度就已很小了。如果粘土含量高，影响深度可达1～2m。土层蠕动堆积物主要为粘土和粉砂质粘土，分布在山坡或山坡脚，无层理。

图 3-6 温差变化引起碎屑颗粒移动过程示意图(据 E. B. 桑采尔，1957)

图 3-7 岩层蠕动过程示意(据 H. B. 裴纪; 转引自杨景春，1985)

基岩岩层蠕动 出露在斜坡上的岩层在重力作用下也会发生十分缓慢的蠕动。覆盖在岩层上面的土层或碎屑层，由于其蠕动作用，对下伏岩层产生拖曳力，致使岩层发生顺坡向下的弧形弯曲(图 3-7)。与土层蠕动相比，发生岩层蠕动的坡度较陡，以 35° ～45°坡度最利于岩层蠕动发生。发生岩层蠕动的岩性一般都比较柔软，以泥质类岩石及其变质岩最常见，如千枚岩、板岩、片岩、页岩、泥岩等。岩层蠕动的深度一般小于 3 ～5m，有时可达到几十米。在一般的情况下，当岩层较薄、岩性较软、坡度很大，岩层呈逆坡倾斜，且倾角较大时，岩层蠕动的深度也较大。

2. 滚动作用地貌及其堆积物

滚动作用是指斜坡上的块体，在重力的作用下顺坡向下发生快速坠落的现象。其坠落方式可以是垂直降落、滚落、翻滚等。根据滚动作用的方式和规模，可以将它划分为崩塌和撒落。

(1)崩塌及其堆积物

陡坡上的岩土体在重力作用下，突然发生急剧地向下倾倒、崩落的现象称为崩塌(collapse，eboulement)(图 3-8)。崩塌的速度很快，一般为 5～200m / s。崩塌的规模因地而异，从小于 1m3到108m3。大规模的崩塌可造成局部的重大地质灾害，如1911 年帕米尔的巴尔坦格河谷发生的崩塌，使约 40 × 108m3的土石体从 600m 高的陡坡上崩塌下来，并堵塞河谷形成了长 75km，宽1. 5km，深 262m 的大湖。2008 年 5 月 12 日的汶川大地震造成了大量的山体崩塌，堵塞河谷形成了大量的堰塞湖。依据崩塌发生的地貌位置和崩塌块体的物质特点不同，崩塌有不同的名称，发生在山地的大规模崩塌称为山崩(landslide)，在岸坡称塌岸(bank slump)，岩溶洞穴崩塌称塌陷(breakdown)，在土石体中称坍方(downfall)，冰雪的崩塌称雪崩(snow avalanche)。

图 3-8 崩塌地貌示意图(据 E. B. 桑采尔，1957)

导致崩塌形成的基本条件主要有地貌、地质和气候条件等。在地貌条件中，斜坡的坡度对崩塌形成的影响最明显，一般说来，由松散堆积物组成的坡地，当坡度超过它的休止角时可能发生崩塌。而由坚硬岩石组成的斜坡，坡度一般要在 50°～60°以上时才可能出现崩塌。除坡度外，坡地的相对高度也直接影响崩塌的规模，由松散堆积物组成的陡坡，相对高度超过 40 ～50m 以上时有可能出现大型崩塌; 而由坚硬岩石构成的斜坡，要出现大型崩塌则相对高度应比此大。因此，大型崩塌主要发育在高山峡谷之中，如我国的云贵高原、四川盆地周边的山地、西北地区的几大山脉等地区。此外，陡峻的基岩海岸、湖岸以及河流的凹岸也是崩塌易出现的部位。

影响崩塌的地质条件主要为岩石的岩性和地质构造。不同的岩石坚硬程度和黏结强度不同，那么它们的休止角也不一样。在相同的坡度和坡高的地貌条件下，泥岩、页岩等显然要比砂岩、石英岩、花岗岩等易发生崩塌。因此，在自然界由坚硬岩石组成的斜坡就比较陡，而由软岩石构成的斜坡则比较缓。如果坡地是由软、硬岩石相间构成的，而且岩层的倾角很小或水平，这就为崩塌的发生创造了条件。在地质构造条件中，断层、节理、劈理等对崩塌形成的影响最重要。首先是这些地质构造的发育减弱了岩石的强度和聚结力，使一些处在斜坡上的岩块变得不稳定; 其次是当这些破裂面的倾向与坡向一致，并且倾角较大时，可直接形成崩塌块体的分离面; 再者是这些构造的发育加速了风化作用和侵蚀作用，使岩石的缝隙变得更大，进一步降低了岩块在斜坡上的稳定性。

气候对崩塌的影响表现在风化作用可造成斜坡上岩块的不稳定，尤其在干旱、半干旱地区，强烈的物理风化作用促使岩石破碎，形成不稳定的岩块，以至于产生崩塌。在寒冷气候区，强烈的冰劈作用使岩石的缝隙扩大，导致崩塌的发生。软硬岩层相间的斜坡，由于差异风化作用使软岩层形成缓坡或凹坡，而硬岩层形成陡坡或悬崖，这些坚硬的岩层易发生崩塌。降雨对崩塌的产生也有影响，雨水既可以破坏岩体的结构，软化粘土夹层，降低岩体之间的聚结力，增加岩体的重量，并导致崩塌的发生; 也可以沿着岩石的节理、断层渗入起到润滑作用，使一些危岩不稳定而产生崩塌。

崩塌的发生除了这些形成条件外，还有些触发因素，如爆破、地震、人工开挖坡脚等。爆破和地震给斜坡上的不稳定岩块提供了一个触发力，使其运动，因此在地震时崩塌大量发生。人工开挖坡脚，加大了边坡的坡度，使上部的岩体稳定性降低或失去支撑而产生崩塌，所以在山区修建公路，大规模开挖边坡坡脚，都可造成崩塌的大量发生。

崩塌后在陡坡上形成的围椅状的剥蚀地貌，称为崩塌陡坎，而崩塌下来的岩块在坡下堆积形成的地貌称为倒石堆(talus)。倒石堆的碎屑物质大小混杂、松散多孔、无层理、无分选，沿陡壁下部分布。正在发育的倒石堆岩屑杂乱、松散、孔隙大、岩块表面新鲜、很少风化、无草生长，坡面陡峻; 而稳定的倒石堆岩屑孔隙间被细粒风化物充填、结构密实、局部胶结、表面无新鲜岩块、生长草丛，坡面和缓，呈凹形。

(2)撒落及其堆积物

撒落(dispersion)是斜坡上的岩石碎屑在重力作用下，长期不断向坡下坠落的现象。与崩塌相比，撒落的不同之处是: 坠落的岩块体积较小，长年断续发生，斜坡在 30°～50°间常见，岩块以滚落的运动方式为主，灾害性小。

图 3-9 倒石锥形态结构示意图(据 E. B. 桑采尔，1957)

撒落是坡地(基岩坡)常见的重力作用现象，其形 成 的 剥 蚀 地 貌 称 为 剥 蚀 坡(denudationalslope)，而滚落下来的岩屑在坡脚堆积形成的地貌称为倒石锥(talus cone)(图 3-9)。倒石锥呈上尖下圆的半锥状体，贴在陡坡脚发育，锥面坡角约 30°，与砂砾的天然休止角相当。如果陡坡较长，倒石锥则沿着坡脚或坡麓地带形成倒石锥群，这时的锥体形态不明显。倒石锥堆积物与倒石堆堆积物有所不同，前者具有一定的分选和岩性变化，在撒落过程中较粗的角砾在惯性的作用下滚得较远，构成锥体的下部，而细砾滞留在锥体的上部，因此堆积物从锥顶到锥底是由细至粗变化的。另外，倒石锥的堆积物较细。正在形成发展的倒石锥，表面岩屑新鲜裸露，无风化; 而停止发展的倒石锥表面生长草被或灌丛，堆积物被风化或胶结。

3. 滑动作用地貌及其堆积物

斜坡上的岩土体在重力及水的作用下，沿着一定的滑动面(或滑动带)作整体下滑的过程称为滑坡(landslide)，又称地滑。滑坡是一种严重的山地地质灾害，对人们的生命财产、生存环境、自然资源产生重要影响。在 2008 年的汶川地震时，在唐家山发生大型滑坡，将涧河堵塞形成一个蓄水达 2. 4 ×108m3的堰塞湖。

(1)滑坡特征

A. 滑坡要素

滑坡要素包括滑坡体、滑动面和滑床 3 部分(图 3-10)。

图 3-10 滑坡形态结构示意图(据严钦尚等，2004)

滑坡体(landslide-mass)从斜坡上向下滑动的那部分土体或岩体称为滑坡体，简称滑体，它以滑动面与下伏的滑床分开。滑坡体与其周围不动岩土体在平面上的分界线称为滑坡周界，它圈定了滑坡作用的范围。在滑动时，滑坡体的两侧、前缘及表面会发生局部崩塌或土石翻滚现象，各部位的滑动速度也有所不同，在两侧和后部形成节理。在滑动的过程中，滑坡体的滑动具有一定的整体性，因此岩土体大体上保持原有结构，但滑坡体中的地层产状变化大，与围岩产状明显不同。滑坡体上的树木随着滑动而东倒西歪形成醉汉林，或滑坡之后，生长成马刀树。滑坡的规模大小不一，从 10m3到 108m3。

滑动面(slipping plane)(或滑动带)滑坡体沿之下滑的面称为滑动面。滑动面的形态与滑动面的成因及岩土体的性质有关，在均质的土体中，滑动面为近半圆弧形，通常是上陡下缓，中部接近水平(图 3-10)，前缘常形成逆向的反坡; 沿构造软弱面发育的滑动面，则依构造面的产状而定，变化较大。滑动面有时只有一个，有时有几个，后者可分出主滑动面和分支滑动面。在滑动面上，有时发育清晰的擦痕、阶步、磨光面。在滑动面附近的岩土体受滑动的影响，出现明显的扰动或拖曳褶皱现象，而构成滑动带，其厚度自数厘米到数米不等。

滑床(landslidebed)位于滑动面之下，支撑滑坡体而本身未经移动的斜坡组成部分称为滑床，也叫滑坡基座(landslidefoundation)。受滑动的影响，靠近滑动面附近的滑床常具有塑性变形。

B.滑坡的地貌特征

滑坡后壁(landslidecliff)与滑坡台阶(landslideterrace)当滑坡体下滑时，在滑坡体上方的滑床上形成一个半圆形的围椅状陡壁称为滑坡后壁(图3－10)，是滑动面露出的部分。滑坡后壁的坡度大，一般在60°～80°，高度为数十厘米到数十米，表示滑坡垂直下滑的距离。如果是新滑坡，滑坡后壁新鲜，无草生长，其顶部边缘比较锐利;如果是老(古)滑坡，则表面风化，并生长植被，其顶部边缘比较圆滑。在滑坡后壁上有时有地下水渗出，形成泉。滑坡台阶是滑坡体下滑后在斜坡上形成的阶梯状地形。滑体下滑时各段的移动速度不同，产生多个分支滑动面，则形成多级滑坡台阶。由于滑体沿弧形滑动面滑动，因此滑坡台阶原始地面皆向内坡倾斜形成反向坡(图3－10)，这是区别河流阶地的一个重要特征。

滑坡舌(landslidetongue)与滑坡鼓丘(landslidedrumlin)滑坡体前缘，呈舌状突出的地形称滑坡舌。滑体在滑动的过程中，滑坡舌前面或底部受阻、挤压而鼓起的小丘称滑坡鼓丘。在滑坡鼓丘的内部，因滑体的推挤可形成小型揉皱或逆冲断层。

滑坡洼地(landslidedepression)与滑坡湖(landslidelake)滑坡后，在滑坡台阶后部的反向坡处，地势相对低洼，形成滑坡洼地。若积水就形成滑坡湖。

滑坡裂缝(landslidejoint)在滑体的滑动过程中，由于滑体各个部位的受力状况不同，形成了不同性质、形态和方向的滑坡裂缝，有环状拉张裂缝、剪切裂缝、鼓起裂缝、扇形裂缝。环状拉张裂缝发育在滑坡后壁和滑坡体的后缘，与滑坡后壁方向大致平行，它是由滑体下滑时产生的拉力形成的。剪切裂缝主要发育在滑坡体中部及两侧，是因滑动岩土体与相邻不动岩土体之间相对移动产生的剪切力造成的。鼓起裂缝发育在滑体的下部，由于滑体下滑受阻，使岩土体隆起形成张裂缝。扇形张裂缝分布在滑体的最前缘，因滑坡舌向两侧扩展而形成扇形或放射状张裂缝。

(2)滑坡的形成

A.滑坡形成的条件

滑坡的形成受多种因素的影响，主要有岩性、地质构造、地貌、气候、诱发条件等。

岩性条件岩性是影响滑坡发生的基本条件，滑坡主要发生在未固结的第四纪沉积物、泥质类沉积岩及其变质岩中，如泥岩、页岩、泥灰岩、千枚岩、板岩、片岩、黄土、坡积物等。因这类岩石相对较软、可塑性强、富含亲水性粘土矿物，如蒙脱石、伊利石、高岭石，它们易于吸水加重岩体负荷，使岩土体容易变形滑动。在节理发育的坚硬岩石中也常发育滑坡。

地质构造条件主要的作用是为形成滑动面创造条件，如断层面、层理面、节理面、不整合面、劈理面等都可发育成滑动面(图3－11)，因为这些构造面都是岩层中的软弱带，其结合力弱，地下水易于沿其渗透，减小其摩擦力，降低抗滑力。当这些构造面与斜坡的倾向一致，并且倾角小于坡角时，最易导致滑坡。

地貌条件影响滑坡的地貌条件最主要的是斜坡的坡度和有效临空面。有利于滑坡发生的斜坡坡度为20°～40°，若小于20°，滑坡体获得的下滑力较小，滑坡不易发生;若大于40°，斜坡上的地下水位低，滑体和滑动面含水少，这也不利于滑坡的形成。有效临空面是滑动面在斜坡上的最低出露位置与坡脚之间的空间，是滑坡发生的一个必要条件，为滑坡体下滑提供了空间，因此在河谷、湖岸、河岸等部位易发生滑坡。

气候条件大雨、暴雨最易导致滑坡的发生，这是因为降雨形成的地表水渗入滑坡体和滑动面，加重了滑体的负荷，加大了下滑力，而渗入滑动面的地下水又加强了滑动面的润滑作用，减小了抗滑力，从而导致滑坡发生，因此有“大雨大滑，小雨小滑，无雨不滑”之说。另外，在河谷中筑坝，使水位上升，水渗入到斜坡上的滑坡体和滑动面中，也易导致滑坡。

图3－11地质构造与滑坡滑动面的关系(据北京地质学院《地貌学与第四纪地质学》，1959)

诱发条件 诱发条件是指导致滑坡发生滑动的触发因素，主要有地震、火山爆发、人类活动等。地震引起土体内部结构变化、老滑动面松动、土层液化等，使滑坡体不稳定而滑动，更重要的是地震给滑坡体提供了一个触发力，使斜坡上原来稳定的岩土体产生滑动。强烈的火山爆发产生地震，同样也能提供触发力。人类修建公路、开挖边坡等使斜坡上的岩土体失去支撑可导致滑坡; 在斜坡上堆放废石、建造房屋等加重了岩土体负荷也会导致滑坡; 不适当人工爆破也会破坏岩土体结构，同样可导致滑坡产生。

图 3-12 滑坡阶段变形示意图(据 《滑坡防治》，1976)

B. 滑坡形成过程

蠕动变形阶段 是在重力长期作用下，岩土体发生的非弹性变形。它表现为岩土体出现松弛、微小剪切位移、扭转、岩层弯曲等现象。随着变形的逐渐发展，在滑坡体的后部出现断续的张裂缝，渗水加强，岩土体负荷加重，使裂缝变形进一步发展加深加宽; 岩土体的中部开始微微蠕动向前挤压，随着蠕动变形区的扩大，在岩土体两侧开始出现断断续续的羽状剪切裂缝。这时滑动面已潜伏存在，并在滑体中部蠕动变形区底部局部出现滑动面位移，但速度缓慢(图 3-12(a))。蠕动变形阶段，长的可达数年，短的仅数月或几天。一般来说，滑坡规模越大，这个阶段就越长。如雅砻江大滑坡，1960年山体开始出现变形，直到 1967 年 6 月才发生大规模的滑坡。对该阶段的认识和观测非常重要，通过对滑坡各种数据的观测进行滑坡预报，可最大限度地减少灾害损失，或为在滑坡发生之前进行防治提供科学依据。

滑动阶段 在经过蠕动变形阶段之后，斜坡上的岩土体变形比较严重，内部的抗滑力减小。首先在蠕动区的后上部在重力作用下形成滑动面，不断地向前下部挤压，使前下部出现新的滑动面。当上、下部的滑动面连成一体，并与后部和边部的裂隙贯通时，抗滑力被下滑力克服，滑坡就进入滑动阶段。在滑动时，牵引滑坡段(也称主滑地段)因失去后缘支撑呈阶梯状下落，形成阶梯状滑坡; 推动滑坡地段(也称抗滑地段)因挤压形成一系列逆冲断层和褶皱，前缘被推挤形成滑坡鼓丘。这一阶段滑体移动速度比蠕动变形阶段快，一般每分钟达数米至数十米。如果斜坡较陡，含水量高，甚至可达每秒几十米，这种高速滑坡属崩塌性滑坡。

稳定阶段 经快速滑动之后，滑坡体变形，重心下降，下滑能量渐渐减小直至耗尽，抗滑力增大，位移速度逐渐减慢，并趋向停止。因挤压使滑体固结性提高和水分减少，土体自重压实和裂隙消失，滑坡趋于稳定。滑坡的稳定可以是暂时的，也可以是长久的，这取决于影响滑坡的因素，一旦滑坡再蓄能量之后，滑坡仍将再次活动。

滑坡发生之后，滑坡体停止下滑堆积下来形成滑积物(slide deposit)。滑积物一般分布在山坡的坡脚或谷地中，多数呈长条状，由岩土体碎屑物质构成。碎屑物质非常杂乱，地层产状无规律性，无分选和磨圆，岩石碎屑大小相差悬殊。

(3)滑坡的分类

由于研究目的和内容的不同，滑坡分类的依据也不一样，一般根据滑坡岩性、滑动面类型、滑坡厚度、滑坡成因、滑坡年代、运动形式等方面进行划分(表 3-4)。

表 3-4 常见的滑坡分类方案

(4)古滑坡的识别

古滑坡并非永远稳定，一旦引起滑坡的条件成熟，它可能复活重新活动，因此对古滑坡的识别具有重要的意义。滑坡发生后，在地貌和地质上将留下遗迹，这些遗迹是识别古滑坡的重要证据，主要有以下几个方面:

滑坡后壁遗迹 滑坡后壁能够在较长时间内保存，它是识别古滑坡的重要标志。在平面上，滑坡后壁为围椅状陡崖或洼地; 在剖面上为上陡下缓的弧形。如果滑坡发生的时间不长，陡壁仍可能平滑，甚至可见擦痕。如果滑坡沿着一个带发育多个，那么滑坡后壁地貌则呈线状分布。

反坡台阶、洼地和马刀树 滑坡形成的滑坡台阶与正常的斜坡和河流阶地面的倾向不同，滑坡台阶的台面向山坡方向倾斜，形成反向坡。在反向坡与滑坡后壁之间形成洼地，有时积水形成湖泊或湿地。如果滑坡发生的时间较长，那么湖泊或湿地可能消失，而残留下薄层纹泥堆积。在滑坡体上有时可见到醉汉林和马刀树。对马刀树的年龄与未受滑坡影响的树木年龄进行比较研究，可以大致查明滑坡发生距今的时间。

坡脚出现渗泉和大孤石 在古滑坡的坡脚处常有泉水渗出或残存泉水的痕迹。发生在河流凹岸的滑坡，当滑坡舌伸入河中时可形成不协调的突出堆积体，受河水冲蚀，在河流凹岸残留大孤石，并迫使河流移向凸岸。

斜坡上单沟转向与双沟同源 在滑坡后壁与滑体后缘之间的弧形带上，地面流水在此汇聚，经侵蚀形成单沟转向和双沟同源地形，与平顺斜坡上的树枝状水系或平行状水系呈不协调状态。

岩层倾向异常 经滑动后，滑坡体中的地层产状变化比较大，有点杂乱无章，甚至出现与原来地层产状相反的情况，与滑坡体周围的地层产状不协调。

思考题

1)研究风化壳的物质构成和类型的意义?

2)为什么在中国的西南地区滑坡、崩塌非常发育?

3)在复杂地形地区进行土建工程时如何减少斜坡地质灾害?

对于尚未滑动的滑坡危险区，一旦发现可疑的滑坡活动时，应立即报告邻近的村、乡、县政府有关部门或单位，政府应立即组织有关部门、单位、部队、专家及当地群众参加抢险救灾活动

急剧滑动阶段：滑动面和切割面已形成，各种滑坡形态相继出现，剧滑阶段历时很短，一般约几分钟到几十分钟，快的每分钟数米到数十米，甚至每秒几十米。

渐趋稳定阶段：在自重等作用下，滑坡体土石块逐渐密实，地表裂缝闭合，前缘渗水变清，滑体趋于稳定，但如遇新的诱发因素，又再次变形破坏。

若发生山坡滑坡现象，不要惊慌，要沉着冷静，迅速撒离到安全避难场地。撤离时要注意二点：一，撒离时要保持与山体滑坡成垂直方向的地区跑，这样才能撒出险境。否则，你是跑不过泥石流的；二，要看清灾情形势，选择正确的逃离路线，避免从一个危险区跑到另一个危险区。

诱发山体滑坡一些因素，第一种是山体本身支撑不足，我们可以认真观察山体结构，植被覆盖状况，其发生时会有一些 先兆，比如山体出现裂缝，有石头滚落，这个时候我们就要快速做出反应，不要冒险前行，及时撤离并向有关部门报告情况。其二就是地震引起的山体滑坡，这个有很强的突发性，首先判断下震级和我们所处的环境，及时撤离到空旷地带。然后就是降雨引发的山体滑坡，可以说是最常见的情况了，一般在强降雨天气经过山区时要特别留意。

遇到山体滑坡，应迅速撤离到避难场所。遇到山体崩滑时要朝垂直于滚石前进的方向跑，切忌在逃离时朝着滑坡方向跑，更不要不知所措，随滑坡滚动。千万不要将避灾场地选择在滑坡的上坡或下坡。