2.2　滑坡型堰塞坝形成条件与机理

2.2.1　形成条件

滑坡体沿着滑动剪切面向下滑动，在摩擦阻力与填塞碍体的影响下，速度不断降低，最后趋于停止，但是并非所有的临江滑坡都能引起堵江形成堰塞坝，堵江的发生与河面的宽度、河水的能量以及滑坡的规模和体积有密切关系，需要一定地形条件、河床条件与水动力条件。

2.2.1.1　地形条件

对于一定体积、一定质量的滑坡体，质量为m，中心点高度为H，则启动阶段的重力势能为：

E＝mgH　（2.1）

根据能量守恒定律，在滑动摩擦系数为f的情况下，当滑坡体下降高度h后，滑坡体的最大速度Vmax为：

根据式（2.2），滑坡的下滑速度Vmax与滑坡的位置密切相关，只有当滑坡体的剪出口h和坡脚α1都比较大时，滑坡体才能形成高速滑动。

在滑坡下滑势能与动能的转化过程中，要想获得较大的动能，需要具备一定的地形、地貌条件，主要表现为河谷切割深度、地形坡度、滑动面的摩擦系数等。河谷下切深度，对滑坡岩土体的体积、位能，以及滑坡堰塞坝的稳定、堵江类型都会有影响。河谷下切越深，滑坡岩土体的位能越大，在滑动过程中逐渐获得较大动能，形成高势能滑坡体，对河床形成剧烈冲击，爬向对岸一定高度，最后稳定成坝，完全堵江。但是地形坡度并不是越大越容易成坝，坡度较大时滑坡岩土体体积相对较小，位能较低，不能一次截流，一次成坝；地形坡度较小，能够获得较大滑坡岩土体体积，但是其势能向动能的转化并不十分明显，滑动体速度受到限制。根据60余个堵江滑坡的统计分析得出，滑坡堰塞坝易形成于30°～45°的斜坡地带，其次是20°～30°的缓坡地带。对于滑动面的摩擦系数，摩擦系数越小，单位势能的消耗也才最小。

对于滑坡的滑动路线L或者对岸爬高高度H2，可以通过摩擦角φ用图解法求得，即A.Haim方法。根据图2.4，假设滑坡体的河谷地形为ABC，则粗略地认为该滑坡体堰塞坝的最大坝高为H2，显然堰塞坝坝高H2的大小由河谷地形、滑坡落高H1和滑动摩擦角φ决定。河谷地形、滑坡落高、滑动摩擦角与堰塞坝坝高之间存在以下关系：滑坡岩土体的落高越大，滑动堰塞坝的坝高越高；河谷越窄，滑动堰塞坝的坝高越高；滑动摩擦角越小，堰塞坝的坝高越高。对25个堵江滑坡体的落高H1和堰塞坝坝高H2的统计回归分析得出两者满足如下关系：

H2＝0.3302　H1-14.98　（R2＝0.88）　（2.3）

滑坡堰塞坝的地形条件，只有在强烈切割的山区才存在，河谷的深切割作用才能形成有效的临空面。许多滑坡堰塞坝都发源于深切割的河、沟两岸或其斜坡之上，滑坡剪出口也与滑坡发生时的河、沟侵蚀基准面一致。因此，滑坡堰塞坝往往发育于高山峡谷的岸坡、河流的凹岸、深沟沟壁、陡崖等深切河谷地带，这也是为什么国内外的滑坡堰塞坝大多形成于高山峡谷地区的原因之一。我国的雅砻江、岷江、大渡河、金沙江等高陡深切峡谷地带是孕育滑坡堰塞坝较多的流域，遭受地震、强降雨等自然灾害作用后，必须密切注视以上地区的滑坡堵江情况。随着人类社会改造自然活动的加剧，大量的深开挖也形成了大量的有效临空面，为滑坡堵江创造条件。我国滑坡堰塞坝的滑坡岩土体形成，存在一个、两个、三个临空面的分别占20%、25%和55%，临空面主要来源于自然形成的各种河谷、冲沟等，少量的临空面由人类活动所形成。丘陵、低峡谷山区形成滑坡堰塞坝较少，即使存在其规模也不大。

河岸岩层的产状与河流的发育方向之间的关系，对于滑坡堰塞坝的形成也有影响。通常认为顺向坡较反向坡、斜向破发育。因为顺向破的坡脚岩土体易于被江水、河水侵蚀而导致坡体失去支撑，在顺向产状的情况下形成沿层面的剪切滑动面，滑坡堵江成坝。河流两岸存在有不同岩层产状的潜在滑坡体，其下滑堵江的几率不一样，形成堵江滑坡在两岸的不对称性。例如岷江上游、距离汶川约100km的岷江河谷在左岸发育了叠溪、石门坎、扣山、花红园、周场坪等十余处滑坡堰塞坝，但是右岸却少见。

2.2.1.2　河床条件

滑坡入江截流成坝，河床条件也是主要的影响因素。河谷的宽度，对滑坡堵江起控制作用，是最重要的河床条件。分析滑坡堰塞坝的河床条件，主要通过分析滑坡堵江的最小入江体积Vmin与河床宽度、河床坡度、河床底部的入江滑体的饱水内摩擦角之间的关系来体现。

假设滑动体入江方向与河水流方向正交（图2.5），河床宽Br，河水深Hr，河床坡降β，一般情况下β较小，可视为水平。堰塞坝上游坝体较陡，其坡度满足堵江岩土体在饱水状态下的内摩擦角φs，下游坡度采用堵江物质发生水石流的起始坡度，一般取14°，坝底宽度为Ldl，见图2.6　。

河床宽Br、水深Hr的水流完全堵江所需的最小土石方量为：

坝底宽度在一定程度上决定了完全堵江的最小体积。通过前人对典型滑坡堰塞坝的研究发现，坝底宽是坝高的8～10倍，若取Ldl＝9　H，式（2.4）可简化为：

从式（2.4）、式（2.5）可以看出，完全堵江所需土石方量与河床宽度Br、河床水深Hr的平方成正比关系。因而河水越浅，河床越窄，所需要的堵江土石方越小，这也就是峡谷地带是堵江形成堰塞湖高发区的原因之一。

2.2.1.3　水动力条件

滑坡岩土体以一定的速度冲击入江、河，岩土体将受到江水、河水的冲蚀，如果岩土体不满足一定的水动力条件，将被江水逐渐分解冲走，形成水石流，后续滑坡体的不断补充也不足以拦蓄江水，形成堰塞坝。因此，对于滑坡岩土体入江成坝，还必须满足一定的水动力条件，即入江岩土体的抗剪阻力大于河水的剪切阻力，方能截流江水。滑坡堰塞坝的水动力条件围绕滑坡入江、河岩土体的抗剪阻力与水的剪切阻力进行分析。

滑坡体为连续滑动体，假设单位时间的入江岩土体体积为Qs（m3/s），河水单位时间的断面流量为Qr（m3/s），在不考虑河流速度的情况下，岩土体不被冲散带走，能够逐渐堆积，则应满足的条件为：

滑坡岩土体单位时间的入江体积Qs在很大程度上与滑坡的入江速度v相关，即v越大，Qs可能就越大。在忽略一些次要因素的影响下，通过运动学公式即可求出滑坡岩土体的入江速度v与滑坡落高Hf、滑动距离L及坡角α的关系，如下：

从式（2.6）、式（2.7）可以看出，堵江所需滑坡岩土体的单位时间入江体积Qs与河水单位时间的断面流量Qr成正比关系。即流量越大，河水的冲击冲蚀能力越强，单位时间的入江岩土体要求越多。这也就清楚地说明了国内外的大量滑坡堰塞坝大多发育于大江大河的支流、支沟、上游峡谷的原因。因此，在地震、强降雨等自然灾害的承灾区，要特别关注部分大江大河的支流、支沟及高山峡谷地区的滑坡堵江，保证一旦发现能采取及时有效的应对措施。

从式（2.8）、式（2.9）可以看出，v与Hf、α成正比关系，随着两者的增大而增大。因此，国内外许多大型滑坡多发育在高陡斜坡上，失稳后滑动速度很高，如洒勒山滑坡最大滑速30m/s，查纳滑坡40m/s，新滩滑坡30.3m/s，瓦依昂滑坡50m/s，Madison Valley滑坡45m/s等。

2.2.2　形成机理

滑坡是形成堰塞坝的最主要形式，滑坡堰塞坝一般由岸坡的高速滑动所形成。在地震等诱因的作用下，河谷两岸山体内某一潜在软弱结构面上的剪应力超过其抗剪强度，山体沿着坡内的软弱结构面发生整体滑动。滑动体的滑动面剪出口位于河床堆积层之上或稍微偏下，河床堆积层不足或根本无法阻挡滑坡体急速下滑，从而滑动体在滑动过程中不断松弛、解体，堆积在前缘河谷台地上，有的越过河谷，以一定的速度向河床方向运动，由于受对面岸坡的阻挡而停积于河床上，形成堰塞坝。虽然自然界中的地质类型复杂多样，在滑动过程中存在着诸多差异，但产生滑动的根本原因是相同的，即滑动是由于在重力或其他外部荷载作用下，滑裂面上的剪应力超过了其抗剪强度而形成。根据滑坡的形成特征，一般可将滑坡变形破坏形成堰塞坝的过程分为岸坡上部拉裂、下部滑移隆起、中段快速剪断及整体的高速滑动等，先后经历启动、凌空飞跃、撞击-弹落-重夯成坝等过程。具体划分为以下5个阶段。

（1）蠕滑-拉裂阶段。发生于滑坡纵向分区的拉裂坐落区和前缘区，斜坡岩体在残余应力释放产生的卸荷作用下，出现松弛，强度下降，沿着岩体中存在的张扭性裂隙或节理裂隙，岩层逐渐从顶部向下拉裂，斜坡顶部开始出现不连续的拉裂缝。同时，直立岩层中软弱夹层开始侧向分离，使岩体更加松动，组成滑床面的潜在结构面，在剪应力作用下，相互错位调整，以滑移方式实现递进变形，阶梯状滑床面开始逐渐断续复合、贯通，见图2.7（a）。

（2）剪断-滑面贯通阶段。随着中上部岩体持续向下拉裂，下部岩体蛹滑，结构面交叉复合部位被剪断，拉裂坐落区和主滑区滑面贯通，顶部拉裂缝进一步扩大后与前缘区逐渐贯通。与此同时，拉裂坐落区顶部开始出现坐落，裂缝完全贯通，整个坡体处于临界状态，见图2.7（b）。

（3）剧动启程阶段。整个斜坡在重力荷载作用下，顺着已贯通的滑面向下缓慢滑动，挤压主滑区。这时，在地震或大暴雨诱发下，主滑区形成破坏，沿潜在剪切面，滑体剧动剪出，见图2.8（a）。

（4）高速凌空飞越阶段。滑坡启程剧动后，岩体犹如一刚体，迅速地将势能转化为动能，以极高速度冲出剪出口，飞入河道，形成初步堆积，见图2.8（b）。

（5）撞击-弹落-重夯成坝阶段。滑坡以高速滑行体撞击对岸陡壁后，滑体向后反弹，并同时整体快速向下坠落，填满河道，形成滑坡堰塞坝，堵断河道，上游形成堰塞湖，滑坡运动过程结束，见图2.9　。

2.2.3　典型案例

2008年5月12日四川汶川发生了8.0级地震，震中在龙门山断裂带的中央主断裂上。龙门山地势陡峻，一般高度在2000～3000m。龙门山区水系密集，主要有岷江水系、嘉陵江水系、沱江水系和涪江水系。这些水系均为山区河流，坡陡谷深，最大相对高度达5000m。汶川“5· 12”地震触发了大量的滑坡阻塞河道形成堰塞坝，灾区总计发现大小堰塞坝100多处，其中蓄水量大于10万m3的有34处。

在地震所触发的大量堰塞坝中，肖家桥堰塞坝（图2.10）是一个典型的由地震诱发的顺层岩质滑坡型堰塞坝。肖家桥滑坡体位于安昌河右岸支流茶坪河流域内的安县晓坝镇上游约6.5km处，距安县县城约31km。滑坡区地处四川盆地西北边缘，距离“5· 12”汶川大地震主震断层（中央断裂）最短距离约20km。滑源处岩层轴向与河流流向基本平行，倾向坡外，为顺向坡，河流不断下切过程中切断了岩质边坡的坡脚，形成临空面；垂直于岸坡的裂隙发育，贯通较好。该堰塞坝的形成过程可以概括为地震触发及岩体的累进破坏-滑体破坏、高速下滑-撞击解体、堵江形成堰塞坝三个过程。

（1）地震触发及岩体的累进破坏。对于顺坡向层状岩质斜坡，在循环地震荷载及重力作用下，当合力方向指向坡外时，对坡面岩土体产生向外的动力加速度，斜坡在此加速度作用下向临空面发生位移，见图2.11（a）；而当合力方向转变为指向斜坡内部时，给斜坡内部岩体产生一个指向坡内的加速度，然而由于岩层面不承受拉应力作用，在惯性力作用下坡面附近的岩体在稍后的一段时间内将继续向临空面运动，使得在距坡面一定范围内的岩土体产生分离现象，见图2.11（b）。这种分离现象及其同一岩层的差异性运动，使得岩体发生折断、破裂等破坏。

在地震初期作用阶段，坡面一定范围内的岩体不断破坏，直至坡体内部影响相对较小的岩层，并最终沿该岩层贯通形成整体滑裂面。在未完全贯通之前，滑面处某些部位（锁固段）积蓄了较高的能量。

（2）滑体破坏、高速下滑。在滑面贯通后，由于锁固段能量的迅速释放，使得滑体获得了较高的初始速度，并沿滑面下滑。此后，往返的地震力，一方面，对滑体产生一个往返的加速效应；另一方面，使得滑床与滑动块体产生循环撞击作用，滑体不断破坏、块体不断变小，从而使得滑面处的摩擦因数不断减小。当滑面附近含有地下水时，将产生较高的动水压力荷载。从而，使得滑体产生较高的运动速度，这种效应也称之为地震的“震动效应”。

此外，受地形、滑面形态等因素的影响，滑体下滑过程中将不断破坏、解体，见图2.12（a）。同时由于滑体体积较大、滑速较快，在运动过程中形成强大的气浪。

（3）撞击解体、堵江形成堰塞坝。滑体在高速下滑过程中，由于受对岸山体的阻挡，急速停止，产生巨大的冲击力，使得滑体解体、破碎，并堆积于河谷，形成堰塞坝，拦水形成堰塞湖。肖家桥滑坡由于滑程较短，滑体未能完全解体，尤其在滑体底部有些部位的岩体仍然保持原来的结构特征，即呈现“似层状”，见图2.12（b）。