Research Progress and Prospect of Failure Mechanism of Large Deep-Seated Creeping Landslides in Tibetan Plateau, China
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摘要: 大型深层蠕滑型滑坡在青藏高原怒江、澜沧江、金沙江、岷江等地形地貌和地质构造复杂区极为发育，具有规模大、滑带深、渐进变形破坏显著等特点，按照滑坡空间结构主要有后缘洼地蠕滑型、顺层基岩蠕滑型和厚层松散堆积物蠕滑型等3种类型，往往表现为长期蠕滑-间歇性复活-整体滑动.通过梳理大型深层蠕滑型滑坡稳定性影响因素、滑带土工程地质力学性质、地下水渗流场特征与降雨诱发滑坡滞后性以及渐进变形破坏机制和动态稳定性等4个方面的研究进展，提出了3个关键科学问题与4个主要研究方向.建议加强深层滑带土在渗流场-应力场等多场耦合作用下的工程地质力学特性研究、加强剖析滑坡岩土体的非均质渗透特性及地下水分布特征分析，研究不同雨强和历时条件下降雨有效入渗机理，研究大型深层蠕滑型滑坡的降水入渗响应过程和降水诱发滑坡变形的滞后性，提出基于渐进变形破坏的滑坡动态稳定性评价方法，为地质灾害早期判识和综合防范提供理论依据.Abstract: The large deep-seated landslides are extremely developed in the Tibetan Plateau with extremely complex topography and geological structures, such as the Nujiang River, Lancang River, Jinsha River and Minjiang River.The large deep-seated creeping landslides are characterized with large scale and volume, deep-buried sliding belt, and obvious progressive deformation characteristics, which are often manifested as long-term creeping-intermittent resurrection-overall sliding. According to the spatial structure of landslides, there are mainly three types: the trailing edge-pond creeping landslide, bedding rock creeping landslide, thick layer deposit creeping landslide. In this paper it analyzes the spatial structure and influencing factors of large-scale deep creeping landslides, the engineering geomechanical properties of landslide zone soils, the characteristics of groundwater seepage field and the hysteresis of rainfall-induced landslides, as well as the progressive deformation failure mechanism and dynamic stability. The research progress of large deep-seated creeping landslides has been analyzed, 3 key scientific issues and 4 main research contents are put forward. It is recommended to strengthen the study of deep sliding zone mechanical strength under the multi-field coupling periodic action of the seepage-consolidation-creep-slip, the analysis of the heterogeneous permeability characteristics of landslide rock and soil and groundwater distribution characteristics, the effective rainfall infiltration mechanism and gradual deformation and failure hysteresis law. It is necessary to study and put out a landslide stability evaluation method based on progressive deformation mechanism, which could provide an important theoretical basis for the geo-hazard early identification and comprehensive prevention.
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0. 引言
中国是世界上滑坡灾害发育最严重的国家之一，每年因滑坡灾害造成大量人员伤亡和数十亿元经济损失，其中，大型深层蠕滑型滑坡占重要比重，关于其形成机理和稳定性研究一直是地质灾害领域的热点问题（Chigira, 1992, 2001, 2014；唐辉明等，2002；殷跃平等, 2003, 2008, 2015；许强等，2004；黄润秋, 2007, 2017；张永双等, 2013, 2016；郭长宝等, 2017, 2019；唐辉明和鲁莎，2018；Criss et al.，2020；Huang et al.，2021）.大型深层蠕滑型滑坡的危害性往往表现为长期蠕滑-间歇性复活-整体滑动，进而导致建于其上或周边的房屋、道路毁坏，具有分布广、危害重、识别预测难度大等特点，如：1963年意大利Vaiont滑坡，水库上游山体在1960年就出现蠕滑迹象，约2 700×104 m3的岩土体在历经3年蠕滑后突然高速滑动，滑体及涌浪摧毁下游3 km的城镇（Müller，1968）；长江三峡的新滩滑坡为典型的堆积型古滑坡，经历数十年的孕育，于1964年出现变形，之后经过21年的显著发展、加剧变化和急剧变形等阶段，约3 000×104 m3的堆积体高速滑动而堵塞长江（骆培云，1986）；在云南腾冲发育的响水湾村大型滑坡，滑坡的间歇性蠕滑导致整村搬迁（郭长宝等，2012）；甘肃锁儿头滑坡体积约7 285×104 m3，自20世纪70年代开始复活，至今仍处于缓慢蠕滑中（张茂省等，2011；蒋秀姿等，2015），严重危害公路；甘肃舟曲江顶崖古滑坡自1807年发生大规模滑动（陈洪天，1991）以来，曾多次发生复活和深层蠕滑变形，并于1986年、1988年、1990年、1991年和2018年分别发生大规模滑动，复活滑体平均厚度40~50 m，体积480×104~550×104 m3，后4次还发生堵江事件（Guo et al.，2020）.由此可见，大型深层蠕滑型滑坡的发育和变形破坏是威胁山区人类生命财产安全的重要因素.因此，推进大型深层蠕滑型滑坡的变形机制和稳定性研究对于防灾减灾、工程规划建设具有重要意义.
近年来，国家重大工程和新城镇建设不断向青藏高原高山峡谷区延伸，如川西岷江上游深切峡谷区是通往四川松潘县和九寨沟县的重要通道，也是成兰铁路、汶川-九寨沟高速公路等重大工程的必选区段，雅安至林芝交通廊道是川藏铁路、川藏高速公路规划的区段，这些地区内发育的四川茂县周场坪滑坡、泸定海子坪滑坡、巴塘列衣滑坡、西藏贡觉雄巴滑坡等大型深层蠕滑型滑坡地貌形态清晰、目前仍处于蠕滑状态中.这些大型深层蠕滑型滑坡在未受外界干扰条件下，通常比较稳定，但是在遭受降雨、重力时效变形等因素作用下常表现为间歇性蠕滑和渐进性变形破坏，最终整体失稳滑动，对重大工程规划建设、城镇安全具有重要的影响.在大型深层滑坡渐进变形破坏过程中，滑带土在渗流-固结-蠕滑多场耦合周期性作用下的结构和力学强度变化情况如何？在不同扰动条件下滑坡的动态稳定性如何演进？直接影响着对大型深层滑坡成因机理、渐进变形破坏机制和稳定性的认识，这些问题的解决对于指导科学防灾减灾具有重要的理论意义和学术价值.近年来，对大型深层蠕滑型滑坡成灾机理和变形破坏机制方面的研究得到了国内外研究者的高度重视，并取得一些重要研究成果，本文对大型深层蠕滑型滑坡变形破坏机制研究进展和发展趋势进行分析评价，以期对地质灾害防灾减灾工作提供参考.
1. 大型深层蠕滑型滑坡的概念与分类
1.1 大型深层蠕滑型滑坡的概念
大型深层蠕滑型滑坡往往具有体积大、空间结构复杂的特点，在我国，按照《滑坡防治工程勘察规范》（DZ/T 0218-2006），深层滑坡主要是指滑面埋深超过25 m的斜坡变形体，其中超过50 m的又称为超深层滑坡（殷跃平等，2015），国外则把滑面埋深超过30 m的斜坡变形体统称为深层滑坡（Dramis et al.，1994；Agliardi et al.，2001）.本文所指的大型深层蠕滑型滑坡的滑体厚度一般多在30 m以上，体积在千万平方米以上，如四川茂县向阳坪滑坡（滑体平均厚35 m，体积2 240×104 m3），西藏雄巴滑坡（2层滑带埋深分别为51~56 m和101~115 m，体积约2 600×104~6 000×104 m3），以及三峡库区的巴东县城赵树岭滑坡（滑体平均厚61 m，体积5 000×104 m3）、黄土坡滑坡（滑体平均厚51 m，体积6 934×104 m3）等等.
1.2 大型深层蠕滑型滑坡的分类
大型深层蠕滑型滑坡的地质成因复杂，既有在古地震和历史地震作用下形成的大型古老滑坡堆积体，又有在地壳隆升、气候变化条件下形成的滑坡堆积体，不同成因条件下的大型深层蠕滑型滑坡的空间结构特征和活动特性也具有极大差异（千木良雅弘，2016）.按照大型深层蠕滑型滑坡的空间结构特征，主要可分为后缘洼地蠕滑型、顺层基岩蠕滑型和堆积层深层蠕滑型等3种类型.
1.2.1 后缘洼地蠕滑型
在滑坡后缘多发育有缓坡平台或洼地，并形成滑坡湖或积水台地（图 1a，1f），如陕西省卧龙寺滑坡后缘有水深达10 m的滑坡湖（柳成志，2010），夏藏滩巨型滑坡后缘曾发育深30 m的滑坡湖（殷志强等，2016），川西理塘乱石包高速远程滑坡后缘发育150 m×100 m的滑坡湖等（Guo et al.，2016），后缘洼地、滑坡湖的存在对滑坡地下水渗流条件和稳定性影响极大.
图 1 典型大型深层蠕滑型滑坡工程地质剖面图Fig. 1. Engineering geological sections of typical large-scale deep-seated creeping landslides1.2.2 顺层基岩型蠕滑型滑坡
该类滑坡也发育较多，如2017年四川茂县“6·24”特大滑坡即是在长期蠕滑后发生快速失稳（温铭生等，2017）；湖北清江隔河岩水库茅坪滑坡为大型顺层基岩滑坡（图 1b，1d），长期发生蠕滑变形.
1.2.3 堆积体深层蠕滑型滑坡
厚层松散堆积物蠕滑型滑坡是最为常见的蠕滑型滑坡，该类滑坡的深层滑带空间形态复杂、坡体中裂隙发育，稳定系数多趋于临界状态，而且复活的滑坡体同时具有土质滑坡的特点，部分滑坡的滑动面没有贯通，形成支撑拱、岩桥、锁固段等关键部位（泮晓华等，2014），提供关键承载作用，部分锁固段呈阶梯状，并且对于大型深层滑坡，往往存在多个滑动面，如：黄土坡滑坡存在多层蠕滑带（唐辉明和鲁莎，2018），位于澜沧江边的古水水电站争岗特大滑坡（图 1c），滑坡堆积体方量高达4 750×104 m3并发育有多处厚度超过50 m的超深层滑带，处于沿底面滑带发生蠕滑的临界状态（张玉等，2011；赵永辉，2016）.
2. 青藏高原典型大型深层蠕滑型滑坡发育特征
在青藏高原怒江、澜沧江和金沙江等三江并流区，以及雅砻江、岷江上游和白龙江流域等高山峡谷区，地质构造条件复杂、岩土体力学强度差异大，大型深层蠕滑型滑坡分布广泛（图 2），危害严重，如在四川茂县文镇至石鼓乡仅20余千米的岷江两岸就发育十余处体积在500×104 m3以上的大型深层蠕滑型滑坡（晏鄂川等，1998；蒋良文等，2002；郭长宝等，2019）.在青藏高原分布的典型大型深层蠕滑型滑坡有四川茂县周场坪滑坡、向阳坪滑坡、甘肃舟曲江顶崖滑坡、西藏贡觉雄巴滑坡、波密102道班滑坡等（图 2），具有规模大、滑带埋深大、长期蠕滑显著、破坏性强等特征.
图 2 青藏高原东部滑坡及典型深层蠕滑型滑坡分布（滑坡密度据全国地质灾害信息系统2016年数据制作）BYB.巴颜喀拉块体；CDB.川滇块体；QTB.羌塘块体；LSB.拉萨块体；XSF.鲜水河断裂；GZF.甘孜-玉树断裂；ANF.安宁河断裂；LMF.龙门山断裂；HHF.红河断裂Fig. 2. Geological hazards and typical deep-seated creeping landslide distribution map in the east of Tibetan plateau2.1 四川茂县周场坪滑坡
周场坪滑坡位于四川省阿坝州茂县南新镇周场坪村南侧，岷江大拐弯下游400 m左岸，南距汶川县城15 km，北距茂县县城23 km，滑坡在平面上呈不规则长舌形（图 3a），长约850 m，滑体前后缘高差约350 m（张怡颖等，2021）；滑坡体发育3级滑动带，滑带埋深分别为40~60 m、80 m、100 m（图 3b），按照平均埋深50~70 m计算，滑坡体积约1 500×104~3 300×104 m3，周场坪滑坡在平面上分为4个变形区，在滑体中后部和前缘坡脚发育大量拉裂缝与下错陡坎，1982年该滑坡中前部发生快速滑动，造成岷江局部断流（柴贺军和刘汉超，2002），最终致使其上游形成一个不完全水库，公路农田被摧毁，造成巨大的损失.同时受降雨和河流侵蚀等因素的影响，滑坡体长期处于缓慢蠕滑状态，滑坡变形监测表明该滑坡仍以平均0.66 m/a的速率滑动（金继军等，2021），并且有可能再次加速滑动，造成堵塞岷江等危险.
图 3 周场坪和羊毛坪滑坡发育特征与剖面图Fig. 3. Developmental characteristics and profiles of Zhouchangping and Yangmaoping landslides2.2 四川茂县向阳坪滑坡
向阳坪滑坡又称羊毛坪滑坡，位于茂县南新镇凤毛坪村二组，岷江左岸，滑坡平面上呈圈椅状（图 3a），纵向呈阶梯状地貌，发育有缓坡平台、阶地等微地貌，滑坡纵向长约2 200 m，相对高差为810 m，滑带平均埋深35 m（图 3c），滑坡体积约2 240×104 m3，在1987—1993年的7年间造成其前缘国道损毁达11次（赵其华等，1994），受到2008年汶川地震的巨大影响，滑坡前缘及中部地表多处出现滑塌变形、拉张裂隙、剪切裂隙和错落台阶（张婷等，2018），与滑坡前缘山体有一定间距的建筑物被坡体挤压变形，至今几十年间一直在处于缓慢蠕滑变形的状态，并且有可能再次发生整体滑动破坏.
2.3 甘肃舟曲江顶崖深层蠕滑型滑坡
受白龙江断裂带活动的影响，白龙江流域内大型深层蠕滑型滑坡极为发育，典型的深层蠕滑型滑坡主要有泄流坡滑坡、江顶崖滑坡、锁儿头滑坡等（杨为民等，2014），这些滑坡滑带埋深较大，一般为40~60 m（王秀丽等，2016；刘东飞等，2017；Guo et al.，2020），泄流坡滑坡等滑坡多次复活滑动（黄晓等，2013；Jiang et al.，2016）.江顶崖滑坡位于甘肃省舟曲县城东南侧白龙江左岸炭窑山下，是一个巨型古滑坡，也被称为南峪滑坡（陈洪天，1991；穆鹏，2011），自1807年发生大规模滑动以来，此滑坡一直处于深层蠕滑状态，并于1991年、2007年和2010年发生3次大规模复活（焦赟等，2012），其中1991年复活滑体长640~700 m、宽240~250 m，滑体平均厚约30~50 m（图 1g），滑坡总体积约640×104~870×104 m3；2018年复活滑体长约580 m，平均厚度约40~50 m，体积480×104~550×104 m3；代聪等（2021）通过InSAR形变监测分析认为，江顶崖滑坡平均蠕滑速率为28~49 mm/a.
2.4 西藏贡觉雄巴深层蠕滑型滑坡
西藏雄巴深层蠕滑型滑坡位于西藏贡觉县雄巴村金沙江西岸，呈圈椅状地貌，滑坡体纵长约2.13 km、水平宽约2.68 km，滑坡平面面积约5.33 km2（图 4a）.李雪等（2021）通过工程地质钻探揭露出雄巴深层蠕滑型滑坡存在2层滑带，滑带埋深距地表分别约51~56 m和101~115 m（图 4b），推算雄巴滑坡总体积约2 600×104~6 000×104 m3.闫怡秋等（2021）通过SBAS-InSAR技术计算得到了雄巴滑坡在2017年10月至2020年6月期间雷达视线方向的形变结果，监测结果表明雄巴滑坡在平面上存在两个变形最为严重的区域，位于滑坡堆积体的中下部，形变速率超过-100 mm/a，最大形变速率可达-132.1 mm/a.对于部分巨型深层滑坡而言，其滑带土具有强度再生的特性，滑坡受滑体中间锁固段控制，整体处于较为稳定状态.
图 4 西藏雄巴深层滑坡发育特征与剖面图Fig. 4. Developmental characteristics and profiles of Xiongba deep-seated landslide, Tibet, China2.5 西藏波密102道班滑坡
西藏波密102道班滑坡位于波密县通麦镇东南侧约6.2 km处，帕隆藏布江北岸，为一大型堆积层深层滑坡（张晓刚等，1998），国道G318原线路从滑坡体中部通过.102道班滑坡呈不规则的长方形，前缘宽420 m，中部公路段宽350 m，后部宽300 m，斜长550 m.20世纪50年代修筑川藏公路时，已发现此段斜坡有明显的变形迹象，从1987年开始，老滑坡体附近的斜坡变形加剧，1991年大规模滑动时，滑坡体积达510×104 m3，其前缘伸进帕隆藏布江河床.102道班滑坡的滑体最厚超过35 m（图 5b），平均厚约25 m，滑体中部较厚（20~35 m），向上逐渐变薄（10~20 m），何兵等（2015）研究认为102道班滑坡的滑动速率约为2.29~3.36 m/a，目前国道G318通过采用隧道形式从滑坡体下方通过的形式绕避了102道班滑坡（杨德宏等，2021）.
图 5 102道班滑坡野外照片与工程地质剖面图Fig. 5. Field photo and engineering geological profile of the 102 Daoban landslide3. 大型深层蠕滑型滑坡变形破坏机制研究进展
国内外研究者对大型深层滑坡变形破坏机制研究主要表现为滑坡稳定性影响因素的研究、滑带土工程地质力学性质研究、地下水渗流场特征与降雨诱发滑坡滞后性研究、渐进变形破坏机制和滑坡动态稳定性研究等4个方面.
3.1 关于大型深层蠕滑型滑坡稳定性影响因素的研究
大型深层蠕滑型滑坡变形失稳的诱发因素多且复杂：滑坡失稳的触发因素主要有静力时效变形和动力震动失稳等两方面，具体表现为：（1）地震诱发蠕滑型滑坡失稳：一般认为强震对蠕滑型滑坡的整体性破坏不显著，如汶川地震强震区内原有大型古滑坡未见发生整体下滑，只在局部存在震动裂缝或坍滑（胡卸文, 2009, 2012；梁敬轩等，2016），但强震可进一步破坏岩土体结构，造成蠕滑速率加剧，如茂县光明乡养猪场滑坡；（2）活动断裂造成大型深层滑坡变形失稳：断裂构造的运动方式和活动强度对滑坡体的稳定性具有重要的影响，是内外动力耦合作用下形成地质灾害的主要表现形式之一（郭长宝，2012；李忠等，2021；秦宇龙等，2021），在活动断裂作用下，滑坡蠕滑变形加剧，使坡体结构更易破坏，从而产生规模大、破坏性更强的滑坡，如都江堰市八角庙疗养院滑坡；（3）暴雨诱发大型深层蠕滑型滑坡启滑，如四川攀枝花机场滑坡、甘肃锁儿头滑坡、陕西卧龙寺滑坡等；（4）库水位升降诱发蠕滑型滑坡失稳复活，如鸡扒子滑坡、千将坪滑坡、隔河岩水库茅坪滑坡等（殷坤龙，1987；缪海波和殷坤龙，2014）；（5）人工开挖坡脚诱发蠕滑型滑坡失稳复活，如南昆铁路八渡车站因路堑施工开挖造成古滑坡复活，以深层蠕滑型活动为主，滑坡日变形量达1.5~2.0 mm（孙德永，2005）.
由此可见，大型深层蠕滑型滑坡的空间结构特征复杂、影响因素多，目前在大型深层蠕滑型滑坡空间结构类型、诱发因素分类等方面取得显著进展，但由于大型深层滑坡空间结构复杂、滑带分布差异性大，特别是对于深切河谷区大型深层蠕滑型滑坡的空间精细化结构特征还缺乏整体性、规律性的认识，需要开展深入研究.
3.2 关于大型深层蠕滑型滑坡滑带土工程地质力学性质研究
滑带是滑面附近的岩土体在反复滑动或长期蠕滑作用下，形成的具有一定厚度的泥化软弱带（刘小丽等，2004；李晓等，2010），不同类型、不同规模滑坡的滑带土厚度差异大，薄的数厘米，厚者达数米.滑带弱化和变形常常控制滑坡稳定性，国内外学者对滑带土物质成分、剪切机制和力学强度等方面开展了大量的研究，研究成果如下.
3.2.1 在滑带土的物质成分研究方面
许强（2012）认为，大多数斜坡之所以表现为渐进变形特征，主要在于滑坡的滑面并不是一个真正的“面”，而是具有一定厚度的“剪应变带”，不同类型滑坡的滑带土物质成分差异大，多为粉质粘土、含砾粘土和碎石土等（图 6）.滑带土的矿物成分通常由碎屑矿物、粘土矿物和非晶质矿物等组成（严春杰等，2001；戴绍斌等，2005；郑国东等，2006），这些矿物的力学强度一般都较低，对滑带土的力学性质影响大，主要表现在3个方面：（1）随含水率的变化，粘土矿物本身具有的胀缩性会引起滑带形成大量裂隙，降低滑带的强度，廖世文（1984）认为当蒙脱石含量达到5%时可对土体产生明显的胀缩性影响，当蒙脱石含量超过20%~30%时，土体的胀缩性基本由蒙脱石控制；简文星等（2010）认为三峡缓倾角红层基岩滑坡是在降雨作用下沿膨胀性软弱夹层经长期蠕滑形成的.（2）粘土矿物充填在滑带土内粗颗粒之间，会减少它们之间的摩擦力而使内摩擦角φ减小、抗剪强度降低（Wen et al.，2007；李晓等，2010）.（3）滑坡的形成过程也是一个摩擦过程，滑体与滑带摩擦生热造成温度升高被认为是高速远程滑坡的活动模式之一（Voight and Faust, 1982；Vardoulakis，2002；Chang et al.，2005），如鸡尾山滑坡在滑动过程中产生的温度高达790 ℃（Hu et al.，2018），在地下水、温度和压力等因素作用下，滑带土的矿物成分会发生变化，使水岩相互作用机理和滑带土强度发生变化（徐则民等, 2004, 2005；李守定等，2006），文宝萍等（2008）认为滑带内的伊利石对温度极为敏感，与滑坡体相比，滑带内伊利石含量减少、伊蒙混层矿物增高，并且伊利石结晶度的变化可作为判断老滑坡是否具有高速滑动特征的标志.
图 6 典型大型深层蠕滑型滑坡滑带特征图a.夏藏滩滑坡106 m深层滑带, 据殷志强等(2016); b.累进变形滑带特征(据https://max.book118.com/html/2020/0925/8117060074003001.shtm)；c.白衣庵滑坡老滑带特征; d.万州安乐寺滑坡新滑带特征(据https://max.book118.com/html/2020/0925/8117060074003001.shtm); e.争岗滑坡滑带特征据张玉等(2011); f.江顶崖滑坡深层滑带钻孔揭露特征Fig. 6. Sliding zone characteristics of typical large deep-seated creeping landslide3.2.2 关于滑带土力学强度特性的研究
关于滑带土力学强度特性研究主要集中在滑带土的峰值抗剪强度、残余抗剪强度、完全软化强度、长期抗剪强度和启动强度等5个方面：
（1）滑带土的峰值抗剪强度：是应力-应变曲线上的最高点对应的抗剪强度值，峰值抗剪强度与固结历时、超固结比、含水率、粘粒和砂粒含量、粘土矿物等密切相关（图 7），一般认为滑带土的峰值强度随着超固结比的增大、剪切速率的增加而明显增大（姚爱敏和王运霞，2007），当滑带土中蒙脱石、伊利石及高岭石等亲水性矿物含量较多时，其可降低土的峰值强度（龙建辉等，2007）.
图 7 滑带土应力-位移曲线图（Skempton, 1985）Fig. 7. The stress-displacement curve of the sliding belt soil (after Skempton, 1985)（2）残余抗剪强度：是指滑带土以缓慢的剪切速度经历足够大的位移后所达到的最小稳定抗剪强度（Skempton，1985；Mesri and Abdel-Ghaffar, 1993），滑坡滑动后的状态主要与滑带土的残余强度相关（李妥德，1984），对残余强度影响较大的因素主要有塑性指数、粒度组成、比表面积、粘土矿物及其颗粒形状等（刘小丽等，2004；李晓等，2010；胡新丽等，2014；唐辉明和鲁莎，2018），而与滑带土的应力历史、原始结构等无关（Bishop et al.，1971；Townsend et al.，1973），同时试验技术、剪切速率对残余强度也有较大影响，如环剪试验可以很好地解决剪切过程中的荷载偏心问题，因而比反复剪有更合理的剪切性状（戴福初等，1998；Dewoolkar et al.，2005；胡明鉴等，2009；郭长宝等，2013；束骞，2015），而随着剪切速率的提高达到残余强度所需的剪切位移也相应增大（图 8）；对于间歇性蠕滑型滑坡，在滑坡再次滑动之前，滑带土的抗剪强度有一个稳定的恢复阶段（Chandler，1977），即滑带土的残余强度再生特性（李妥德和张颖均，1979；任光明和聂德新，1997）.
（3）滑带土完全软化强度：是指滑带土完全软化后的抗剪强度，土的软化使土的有效粘聚力降低，其与有效法向应力、粘土矿物的类型和含量有关.
（4）滑带土长期抗剪强度：是指长期荷载作用下滑带土抵抗破坏的强度，孙淼军等（2017）认为与常规强度参数比较，其长期粘聚力c值和长期内摩擦角φ值分别下降24.8%和22.4%.张怡颖等（2021）认为在长距离剪切条件下，滑带土的抗剪强度随着含水率的增加而降低，且高含水率条件下降低幅度更大.
（5）滑带土的启动强度：是指滑坡整体失稳启滑时滑带土的抗剪强度，是一个不易确定的数值，其可等于滑带土的峰值强度、残余强度、完全软化强度或长期抗剪强度，也可介于以上各种强度之间（刘小丽等，2004）；Stark and Eid（1997）则认为对于液限在50%~130%的粘土边坡的启动强度，滑带土的启动强度在数值上与完全软化强度和残余强度的平均值近似.
3.3 关于大型深层滑坡地下水渗流场特征与降雨诱发滑坡滞后性研究
滑坡的发生与降雨密切相关，久雨、暴雨往往能诱发大量滑坡，降雨诱发滑坡的过程包括“入渗”和“侵蚀”，不同工况下诱发滑坡的雨强和历时不同，有时候大型滑坡甚至发生于晴天，这也是滑坡灾害的滞后效应的客观表现，因此，降雨诱发滑坡的机理一直是学术界着力解决的难题之一，并对此开展了大量的研究，主要在降雨对滑体深度、滑坡结构对地下水渗流场的影响、降雨诱发大型深层蠕滑型滑坡变形和失稳滞后性问题等方面取得了实质性进展.
3.3.1 关于降雨对滑体深度的影响研究
（1）降雨入渗导致滑坡失稳的关键因素在于湿润锋下移促使土体基质吸力降低，进而导致抗滑力减小、下滑力增大直至失稳（简文星等，2013），并受坡体入渗特征控制，常用的降雨入渗模型有Greep-Ampt（GA）模型、Kostiakov模型、Horton模型等，其中GA模型具有达西定律的功能，能反映非饱和土入渗特性（图 9），Fourie et al.（1999）、Pradel and Raad（1993）、严绍军等（2007）根据GA入渗模型中湿润锋推移规律建立了滑坡稳定性评价公式，但在实际应用中都需要进行修正（简文星等，2013）.
图 9 降雨入渗过程中GA模型含水率剖面（据Green and Ampt, 1911修编）Fig. 9. Water content profile of GA model during rainfall infiltration process (modified after Green and Ampt, 1911)（2）一般认为雨水入渗对滑坡体的影响主要位于浅层1~5 m的区域（张群等，2016），而对深层滑带土（深度 > 5~20 m）的影响弱，深层滑坡主要受控于其他因素的长期孕育，降雨只是催化剂（唐正光，2013）.
（3）有研究者则认为滑体内分布的复杂孔隙及裂隙等可以提供水分快速运移的通道，产生深层入渗，从而导致滑体孔隙水压力和岩土体强度发生变化（孙建平等，2008），进而影响坡体稳定，如：三峡藕塘滑坡的深层累积位移具有三级滑坡体 > 二级滑坡体 > 一级滑坡体的特征（代贞伟等，2015）；孙建平等（2008）对重庆万州农机技校滑坡雨季渗流场和稳定性进行数值模拟分析，认为降雨入渗引起坡体渗流场显著变化，特别是当引起大范围孔隙水压力升高时，最容易导致滑坡发生深层失稳滑动.
3.3.2 滑坡结构对地下水渗流场的影响
根据入渗理论，当雨强大于一定值时，入渗量是常量，过强的降水就会转化为地表径流，滑坡结构对于渗流场具有极大影响，如部分大型滑坡中后部具有反向平台和积水洼地等结构，容易常年积水，从而导致滑体内地下水分布和渗流场异常.滑坡体上发育的拉裂缝、松散风化带容易聚水，并使湿润滑带土强度降低，地下水在隔水层汇集成含水层并对上覆岩层产生浮托力，在斜坡运动过程中出现变形非协调性.滑坡体上发育的泉点等对于滑坡稳定性具有重要的影响，如千将坪滑坡体后缘发育有泉点，泉水的持续、长久渗漏对滑动层面附近岩土体的浸润软化作用是促进该斜坡岩体变形的主要因素之一（杨海平和王金生，2009）.
3.3.3 关于降雨诱发大型深层蠕滑型滑坡变形和失稳滞后性问题
对于大型深层蠕滑型滑坡，其发生剧滑的时间往往晚于诱发因素作用的时间，这种滞后性规律在降雨型滑坡中最为明显：
（1）降雨诱发滑坡发生时间具有明显的非线性滞后性.一般情况下，滑坡体越松散、裂隙越发育、降雨量越大，则滞后时间越短（胡明鉴等，2001；高连通等，2011），闵弘等（2004）认为降雨引起三峡库区泄滩滑坡体内水位上升的滞后时间与降雨强度密切相关，降雨强度的影响大于总降雨量的影响；易庆林等（2009）认为降雨入渗和库水位下降对滑坡变形的影响滞后期一般为5~10 d.
（2）降雨滑坡滞后性与地层岩性密切相关.赵国通等（2015）认为不同工程地质岩组分布区发生滑坡的滞后效应具有较大差异，滞后效应由强到弱依次为坚硬碳酸岩组、坚硬较坚硬变质岩组、坚硬岩浆岩组、坚硬较坚硬碎屑岩组、软硬相间碎屑岩组、软弱松散岩土体.
（3）孔隙水压力和体积含水率变化的滞后性.孔隙水压力增加容易导致滑体强度降低、滑坡复活，如四川云阳鸡扒子滑坡；简文星等（2013）认为体积含水率变化的总体趋势是降雨使体积含水率增加，雨停后体积含水率降低，但由于水分下移需要一定时间，从而表现出一定滞后性（图 10）.
图 10 不同深度土的体积含水率与降雨量关系（据简文星等, 2013）Fig. 10. Relationship between volumetric water content of soil at different depths and rainfall(after Jian et al., 2013)Guo et al.（2020）通过对甘肃舟曲南峪江顶崖古滑坡复活与降雨量特征进行研究后认为，在江顶崖古滑坡的几次复活时间中，其中1991年复活前1个月时间遭受4次大雨-暴雨，特别是滑坡复活前2天的一场历时40 min降雨量达65 mm的大暴雨对滑坡大规模下滑起了直接的触发作用；在2018年6月复活前一个月的降雨量达269 mm，超过了该区年平均降雨量的60%，并认为在滑坡前1个月的持续降雨，以及在最后1~2 d内的强降雨最终诱发了江顶崖滑坡，由此可见，江顶崖滑坡具有较强的滞后性特征（图 11）.
图 11 甘肃舟曲江顶崖古滑坡区2009—2018年降雨量特征（据Guo et al., 2020）Fig. 11. Rainfall characteristics from 2009 to 2018 of Jiangdingya ancient landslide in Zhouqu County, Gansu Province (after Guo et al., 2020)3.4 关于大型深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏机制和动态稳定性研究
3.4.1 大型深层蠕滑型滑坡变形破坏阶段
一个大型滑坡的发生往往要经历数十年乃至上百年的演化过程，从量变到渐变、从渐变到突变，由岩土力学强度损伤累积导致的滑坡突滑不是一蹴而就的.大型深层蠕滑型滑坡具有间歇性或季节性活动特征：由于滑坡变形诱发因素的季节性、周期性特征，大型蠕滑型滑坡的失稳也表现为间歇性或季节性活动特征，并有季节性蠕滑、持续性蠕滑和渐变性蠕滑等3种类型的蠕滑特征（Handwerger et al.，2013），许强（2012）认为滑坡的形成和发生可看作斜坡岩土体在重力作用下的剪切蠕变行为，其变形演化过程分为渐变型、突发型和稳定型等3类，并提出了滑坡变形失稳的切线角（α）判别方法（许强，2020），认为滑坡在发生初始变形、等速变形（α≈45°）、初始加速阶段（45° < α < 80°）和匀加速阶段（80°≤α < 85°）后达到临滑阶段（α≥85°）（许强，2020）；孙淼军等（2017）认为滑坡蠕变阶段可分为衰减蠕变和稳定蠕变2个变形过程.
对于大型深层蠕滑型滑坡，其渐进变形破坏和启滑机制更加复杂，往往经历滑坡形成-稳定-蠕滑-启滑（再蠕滑）等多阶段，但各大型滑坡不同阶段的发育规律仍有较大差异，如：南昆铁路八渡滑坡经历了蠕动变形期、蠕动加剧期、减速变形期、再次蠕动加剧期和再次减速变形期等5个典型阶段（孙德永，2005）；三峡新滩滑坡则经历了长达数十年的潜伏孕育阶段、明显发育阶段、显著发展阶段、加剧变化阶段、急剧变形阶段、破坏过程阶段共6个阶段（骆培云，1986），最终高速启滑；宋琨等（2022）认为秭归县谭家湾大型深层老滑坡的7次“阶跃”变形与强降雨密切相关.
因此，结合前人研究成果，本文认为对于大型深层蠕滑型滑坡的变形破坏阶段的判定，应结合滑坡发展过程、滑带土强度演化机制等进行综合分析，由于部分大型深层滑坡滑带土在长期重力等固结作用下发生强度增生或区域降雨等影响因素弱化条件下，部分古滑坡蠕变衰减等实际情况，大型深层滑坡的变形宜划分为潜伏孕育、初始变形、蠕滑变形（渐进蠕滑、衰减蠕变）、加速变形等4个主要阶段，加速变形又进一步分为初加速、匀加速和临滑等3个次级阶段（图 12），其中初始变形至渐进变形中期时，需采用空-天-地遥感、InSAR形变监测和地面调查等开展滑坡变形的早期识别（许强，2020；张永双等，2020），在滑坡渐进变形中后期需加强开展监测预警.
Fig. 12. Deformation stage curve of large deep-seated creeping landslide (Modified after Xu, 2020; Zhang et al., 2020)3.4.2 滑带锁固段的分布特征及力学强度弱化规律对于滑坡的启滑具有重要的意义
程谦恭等(2000, 2004a, 2004b)认为在滑坡渐进变形过程中，在受约束部位形成平卧的“支撑拱”结构，相当于锁固段成为滑体中应力集中的部位，一旦土体中孔隙水压力增高，拱圈底部抗剪强度降低，将引起滑体整体失稳破坏；秦四清等（2010）认为蠕滑型滑坡滑带锁固体的损伤破坏至突变点往往具有蠕变三阶段特征，在滑坡向失稳态演化过程中会出现一个加速变形阶段，这是锁固体变形到膨胀点时的前兆，加速变形一直持续到峰值强度、残余强度，之后开始滑动（秦四清等，2010；薛雷等，2018；曹鹏等，2021）.
3.4.3 滑带土的静态液化是导致大型深层滑坡失稳启滑的重要因素之一
当滑带土处于饱和且地下水未能排出时，土体体积膨胀而出现抗剪强度迅速降低、滑带土发生液化，蠕变加剧并引起滑体快速失稳（金艳丽等，2008），如2014年连日暴雨造成位于阿富汗东北部的某斜坡深部滑带液化，相继发生两次山体滑坡；2015年12月深圳光明新区渣土场因积水未能排出，致使堆填的渣土含水过饱和液化而发生重大滑坡事故（Yin et al.，2016），等等.对于大型深层蠕滑型滑坡，其地质条件复杂，地下水运移与渗流条件复杂，滑带土的液化机制也极为复杂，Terzaghi（1950）认为在滑坡蠕滑-拉裂-滑移的过程中，静态高孔隙水压力可导致颗粒流动，滑带土快速剪切也会带来“触变液化”（Müller，1968）.Yoichi Okura et al.（2002）认为降雨条件下滑带土液化历经3个阶段：上层滑动砂土对砂层的挤压阶段、在饱和区域产生超孔隙水压阶段和快剪阶段；许强等（2016）认为在松散颗粒材料的不排水试验中，即使微小的扰动也可能导致土体强度整体丧失，产生大面积突发性破坏，从而导致大型-巨型滑坡的失稳.
3.4.4 在滑坡动态稳定性评价方面
关于滑坡的稳定性评价是一个古老的研究领域，现有的滑坡稳定性评价分析方法主要有Janbu法、简化Bishop法、传递系数法、楔形体法、瑞典法、Sarma法和有限元强度折减法等，基本都是建立在极限状态之上，即假定滑带整体达到临界状态，显然这样的假设与实际相差甚远.近年来，众多学者对滑坡渐进变形破坏机制进行了大量研究（刘爱华等，1994；王庚荪，2000），如：李迪等（2009）以滑带相变形时间过程线的峰值作为点破坏标准，提出堆积体滑坡滑带渐进破坏传播确定性的预警方法；谭福林等（2016）基于滑带参数弱化特征研究了滑坡的渐进式演化过程，提出滑坡随着渐进演化过程的滑带参数取值方法，认为滑坡具有稳定-不稳定-稳定、应力不断地调整、从局部到整体的循环渐进破坏过程，不同类型的滑坡表现为不同的应力状态，滑坡的动力学机制也具有较大差异；张怡颖等（2021）研究认为在强降雨条件下，高含水率的条件使滑带土体抗剪强度显著降低，易导致周场坪滑坡蠕滑加速，加快的滑动速率会再次降低滑带土的抗剪强度，从而导致滑坡发生周期性蠕滑，并可能再次发生整体复活堵塞岷江.
尽管地质工作者已对部分典型大型深层蠕滑型滑坡的发育发展过程进行了详细研究，但由于大型深层蠕滑型滑坡受地质构造、斜坡形态、季节性因素等影响，其蠕滑位移-时间具有非线性特征，关于大型滑坡渐进性变形破坏机制、动态稳定性评价和临界启滑判别是非常困难的.
4. 研究展望
4.1 关于大型深层蠕滑型滑坡研究存在的主要问题
国内外研究进展分析表明，目前在大型深层蠕滑型滑坡的空间结构特征、滑带土体结构和力学强度、滑坡体地下水渗流场、降雨滞后性和滑坡临界启滑机制等方面已取得重要研究进展，但在以下方面还存在一些难题与亟待解决的关键科学问题.
（1）渗流场-应力场多场耦合周期性作用下深层滑带土的力学强度演变理论研究.滑带土是滑坡的重要组成部分，关于滑带土的剪切机制、力学强度等特性是控制滑坡稳定的主要因素，目前关于滑带土强度特性的研究主要针对细粒土，其中以粘性土居多，而对于大型深层蠕滑型滑坡，滑带土中粗颗粒往往占很大比例，在基本物性和力学性质方面与由粘性土组成的滑带有较大不同，因此还需加强不同矿物成分、不同密实度和粒度变化对滑带土强度的影响研究.
目前在渗流、固结和蠕滑等不同作用周期性耦合下滑带土的工程地质力学特性及演变规律、复杂地质条件下地下水渗流与降雨滑坡滞后性规律、考虑渐进性变形破坏特征大型深层蠕滑型滑坡的动态稳定性评价等方面的研究还存在一些亟待突破的关键科学问题，需要进一步研究渗流-固结-蠕滑等多场耦合周期性作用下深层滑带土的峰值强度、残余强度、长期抗剪强度弱化机理、强度再生特性，以及渗流和水化学作用下滑带物质成分变化和微观结构特征定量化研究，对于研究渗流场-应力场多场耦合周期性作用下滑坡变形和演变规律具有重要的意义.
（2）复杂地质条件下降雨有效入渗机理，深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏与诱发因素滞后效应的非线性规律研究.目前关于降雨对深层滑带的影响程度、降雨诱发滑坡滞后性的非线性特征等方面还存在较大争议.因此，还需结合典型大型深层蠕滑型滑坡，进一步开展滑坡后缘洼地、滑坡湖及拉裂缝等复杂工程地质结构对滑坡水文地质条件和渗流场影响的定量化研究，修正已有降雨入渗模型，揭示复杂地质条件下大型深层蠕滑型滑坡地下水渗流场特征和降雨诱发大型滑坡的滞后性规律.
（3）多因素耦合作用下大型深层蠕滑型滑坡的动态稳定性评价方法研究.目前各种模型的协调性和应用均存在一定的局限性，因此要进行大型深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏机制分析，必须首先分析前期有效降雨、间歇性复活等对滑带土力学强度的影响，开展大型滑坡的长期蠕滑稳定性试验测试，基于滑坡物理模拟和数值模拟变形规律，建立适合滑坡渐进变形破坏过程的稳定性计算模型和方法，准确反映大型深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏过程中的稳定性动态变化特征，判断加速蠕变起点规律，揭示滑坡的变形破坏机制、稳定性特征和启滑机理.提出降雨-渗流-重力时效变形多场耦合作用下大型深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏机制、动态稳定性评价方法和失稳早期判识体系.
4.2 主要研究方向展望
4.2.1 典型大型深层蠕滑型滑坡空间结构与蠕滑特性研究
以青藏高原金沙江、澜沧江和怒江三江并流区、岷江上游、大渡河等高山峡谷区典型大型深层蠕滑型滑坡为典型案例，借助工程地质测绘、槽探等手段开展精细化调查（图 13），剖析大型深层蠕滑型滑坡的主要类型、空间形态、工程地质结构与水文地质条件、变形破坏特征等，建立蠕滑型滑坡不同活动阶段的地质模型和判别标志，判别其渐进破坏规律.
图 13 青藏高原大型深层蠕滑型滑坡渐进变形破坏机制研究技术路线图Fig. 13. Technical roadmap for the progressive deformation mechanism and failure research of large-scale deep-seated creeping landslides on the Tibetan plateau4.2.2 渗流场-应力场多场耦合周期性作用下深层滑带土的力学强度特性研究
通过现场调查和原位测试等手段获取典型大型深层蠕滑型滑坡滑带土的结构特征，开展滑坡控滑岩土体抗剪强度试验和微观结构分析，获得关键物理力学参数，研究滑带土力学强度劣化特征.
通过模拟地下水渗流-固结耦合的三轴渗透力学实验测试和微观结构测试，分析地下水化学作用下滑带土矿物成分的变化特征，揭示坡体入渗条件下岩土体力学强度的弱化规律.
采用原位直剪、室内三轴、环剪和微观实验测试等多种方法手段，开展缓慢剪切（蠕滑）-固结-缓慢剪切等循环条件下滑带土的力学实验测试，深入分析滑带土在蠕滑、固结、复活等渐进性破坏过程中的强度再生特性、静态液化机理和临界失稳条件.
4.2.3 大型深层滑坡地下水渗流场形成演化过程与降雨诱发滑坡滞后性研究
采用现场渗透性测试和水文地质试验，剖析典型滑坡岩土体的非均质渗透特性及地下水分布特征，揭示滑坡后缘洼地积水、滑坡地表裂缝等对地下水渗流场的影响；结合滑坡的长期地下水动态、降雨量、水位和滑坡变形监测等多源数据，研究复杂结构的大型深层蠕滑型滑坡的降水入渗响应过程和降水诱发滑坡变形的滞后效应，分析地下水分布和渗流对深层滑带力学强度的影响.
在区域大型深层蠕滑型滑坡调查研究基础上，结合渗流场-应力场耦合条件下的滑带土力学强度特性研究结果，加强在50年一遇和100年一遇的强降雨条件下，大型深层蠕滑型滑坡稳定性研究，结合已有降雨诱发滑坡资料，建立不同工况下降雨诱发滑坡滞后效应的非线性模型.
4.2.4 大型深层蠕滑型滑坡稳定性模拟试验与动态稳定性评价研究
考虑滑坡洼地积水、不同厚度滑带和多个锁固段作用等特征，综合采用大型滑坡物理模拟实验装置、离心物理模型试验和有限差分、离散元数值模拟等，开展不同岩土体类型、不同降雨条件的大型滑坡物理和数值模拟试验，通过分析土压力、孔隙水压力、位移等监测数据，分析降雨-渗流-重力时效变形、强震-降雨、断裂活动-降雨等多场耦合作用下大型深层蠕滑型滑坡的渐进变形破坏机理，揭示其局部破坏规律、扩展破坏规律和渐进破坏规律.判别加速蠕变起点形成与分布条件，提出基于渐进变形破坏的大型深层蠕滑型滑坡动态稳定性评价方法和失稳早期判识体系.
5. 结论
本文以大型深层蠕滑型滑坡变形破坏的特殊性，针对国内外大型深层蠕滑型滑坡在滑坡空间形态与稳定性影响因素、滑带土工程地质力学性质、地下水渗流场特征与降雨诱发滑坡滞后性、渐进变形破坏机制和动态稳定性评价等方面的进展进行了分析.提出了目前在大型深层蠕滑型滑坡空间结构与蠕滑特性研究、渗流场-应力场多场周期性耦合作用下深层滑带土的力学强度特性研究、地下水渗流场形成演化过程与降雨诱发滑坡滞后性研究、滑坡稳定性模拟试验与动态稳定性评价研究等关键科学问题和研究方向，对于促进和指导大型深层蠕滑型滑坡的渐进变形破坏机制、动态稳定性评价研究和科学防灾减灾具有一定的指导意义.
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图 1 典型大型深层蠕滑型滑坡工程地质剖面图
Fig. 1. Engineering geological sections of typical large-scale deep-seated creeping landslides
图 2 青藏高原东部滑坡及典型深层蠕滑型滑坡分布（滑坡密度据全国地质灾害信息系统2016年数据制作）
BYB.巴颜喀拉块体；CDB.川滇块体；QTB.羌塘块体；LSB.拉萨块体；XSF.鲜水河断裂；GZF.甘孜-玉树断裂；ANF.安宁河断裂；LMF.龙门山断裂；HHF.红河断裂
Fig. 2. Geological hazards and typical deep-seated creeping landslide distribution map in the east of Tibetan plateau
图 3 周场坪和羊毛坪滑坡发育特征与剖面图
Fig. 3. Developmental characteristics and profiles of Zhouchangping and Yangmaoping landslides
图 4 西藏雄巴深层滑坡发育特征与剖面图
Fig. 4. Developmental characteristics and profiles of Xiongba deep-seated landslide, Tibet, China
图 5 102道班滑坡野外照片与工程地质剖面图
Fig. 5. Field photo and engineering geological profile of the 102 Daoban landslide
图 6 典型大型深层蠕滑型滑坡滑带特征图
a.夏藏滩滑坡106 m深层滑带, 据殷志强等(2016); b.累进变形滑带特征(据https://max.book118.com/html/2020/0925/8117060074003001.shtm)；c.白衣庵滑坡老滑带特征; d.万州安乐寺滑坡新滑带特征(据https://max.book118.com/html/2020/0925/8117060074003001.shtm); e.争岗滑坡滑带特征据张玉等(2011); f.江顶崖滑坡深层滑带钻孔揭露特征
Fig. 6. Sliding zone characteristics of typical large deep-seated creeping landslide
图 7 滑带土应力-位移曲线图（Skempton, 1985）
Fig. 7. The stress-displacement curve of the sliding belt soil (after Skempton, 1985)
图 9 降雨入渗过程中GA模型含水率剖面（据Green and Ampt, 1911修编）
Fig. 9. Water content profile of GA model during rainfall infiltration process (modified after Green and Ampt, 1911)
图 10 不同深度土的体积含水率与降雨量关系（据简文星等, 2013）
Fig. 10. Relationship between volumetric water content of soil at different depths and rainfall(after Jian et al., 2013)
图 11 甘肃舟曲江顶崖古滑坡区2009—2018年降雨量特征（据Guo et al., 2020）
Fig. 11. Rainfall characteristics from 2009 to 2018 of Jiangdingya ancient landslide in Zhouqu County, Gansu Province (after Guo et al., 2020)
图 12 大型深层蠕滑型滑坡变形阶段曲线（据许强, 2020；张永双等, 2020, 修编）
Fig. 12. Deformation stage curve of large deep-seated creeping landslide (Modified after Xu, 2020; Zhang et al., 2020)
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