[选读]第三章风化感化与坡地重力地貌

[选读]第三章风化感化与坡地重力地貌 第三章 风化作用与坡地重力地貌 第一节 风化作用与风化壳 一、风化作用 岩石的风化是地表常见的一种自然地理过程，几乎到处都能发生。无论怎样坚硬的岩石，一旦出露或接近地表，直接与水圈、大气圈、生物圈接触，在地表的物理和化学环境作用下，都会逐渐发生疏松、崩解和化学成分的改变，变成大小不等的岩屑和土层。岩石发生物理的和化学的变化称为风化。引起岩石变化的作用称为风化作用。风化作用的实质就是岩石本身离开地壳深处高温、高压的条件，在出露或接近地表后，为了适应地表常温、常压的新环境而必然发 生的一种变化过程。 通常把风化作用分为物理、化学和生物风化作用三种。因为生物风化对岩石的破坏效应，可以纳入物理的或化学的过程，所以，我们下面分物理与化学风化作用来论述。应当指出的是，各种风化作用彼此都是相关的。 物理风化作用 (一) 物理风化作用是指岩石发生物理疏松崩解等机械破坏过程，一般不引起化学成分的改变。引起岩石崩解成碎屑，有以下几方面的原因。 1(因岩石xièhé卸荷释重而引起的剥离作用:岩石卸荷释重而引起的剥离作用，是指形成于地壳深处的岩石，后来受到地壳运动的抬升，上覆的岩层逐步被蚀去，释放了原来受压的应力，由此而引起岩体膨胀。当膨胀超过了弹性限度之后，岩石就会发生破裂而产生许多可见的裂隙或隐伏的纹理，称为卸荷裂隙。这种作用称为剥离作用，在花岗岩分布地区最为常见。 卸荷裂隙多发生在岩体表层，这种裂隙大致平行于地表，有人称其为席状节理。它的厚度从十几厘米到几米不等，深处厚度大，愈近地表裂隙愈薄、愈多(图,,,)。有时卸荷裂隙沿较陡的河谷谷坡发育，这是因河流深切，使岩体发生侧向应力释放的结果。 2(外来晶体在岩石裂隙中的挤压作用:存在于岩石裂隙中的水，在气温达到冰点凝固结冰时，体积膨胀，比原来增大,,左右。它对裂隙周边壁施加很大压力，使岩石裂隙加宽、加深。当冰再融化时，水沿扩大了的裂隙向更深处渗入，再次冻结。如此反复进行，就好像劈木材的楔子，不断使裂隙加深加大，以至把岩石崩解成碎块，故这种冰胀作用也称为冰楔作用。冰楔作用对岩石的破坏，以气温日变化经常在0?上下的亚寒带潮湿地区或高山顶部雪线附近最为显著。那里也常常散布着大量的风化岩屑碎片(图,,,)。 岩石裂隙中的水，常常溶解着大量的矿物质，一旦水分蒸发，溶液浓度逐渐达到饱和，便结晶成盐类。这时体积增大，产生膨胀压力，也可以使岩石迅速崩解。地表上纯净的雨水是不存在的，任何雨水都是含有溶解质的水溶液，特别在污染严重的大城市和工业区，雨水常常成稀薄的酸雨，它对石灰岩、大理石建筑物有强烈的腐蚀作用，发生化学反应成为石膏。而石膏的结晶作用，使岩石薄片状崩解下来，这种作用应属于机械风化作用，但它又是化学作用的反映。美国国 家局曾进行有趣的冻融破坏与盐分结晶破坏的对比试验，如果把一块花岗岩，经过5000 次反复冻结和融解，岩石才发生微小的崩解现象。但是同样的花岗岩块浸泡在饱和的硫酸钠溶液中17 小时，然后在105?的温度下，干燥7 小时，如此反复进行42次，花岗岩便发生崩解。这是由于蒸发促使水溶液过饱和，受盐类的结晶产生的破坏作用。 3.因温度变化而引起岩石体积发生膨胀与收缩作用:因温差变化，致使岩石体积膨胀收缩而引起岩石的破坏，主要是温度变化的速度，而不在于温度变化的幅度。温度变化愈快，岩石破坏也愈迅速，所以受日温差影响较大，受年温差影响较小。在干旱、半干旱沙漠地区，岩石表面的温度可超过60?，那里岩石的物理风化作用最强烈。岩石白天在太阳照射下，由于比热容小，表层很快灼热增温，产生热力膨胀，但是岩石又是热的不良导体，岩石表层以下增温很慢，在岩石表层其下层之间便出现了极大的瞬时温差(在深达1,2,，有时可相差数十度)，由于岩石表层与下层热应力引起的膨胀变形量不同，因而产生了它们之间的张应力差别。夜间正相反，表层散热快，迅速发生体积收缩，下层散热慢，还大体保持原来的体积，两者之间不同步变形，日久天长，岩石经过张应力、压应力频繁作用，加之岩石是脆性固体，一旦超过岩石的强度极限，岩石就会产生许多风化裂隙。这些大致与表面平行的裂隙，使岩石表面发生层状剥落。当它与垂直裂隙组合在一起时，会使岩石发生块状崩解(图3-3)。 岩石是矿物的集合体。各种矿物的热力膨胀系数不同，如在50 ?时，长石 的膨胀系数是3331.7×10 ，石英为3.53×10 ，角闪石为2.84×10。即使是由单一矿物组成的 岩石，其各方向的膨胀系数也都不同。如石英、长石等晶体沿某些晶轴方向的线膨胀系数为其他晶轴方向的20倍，再加上矿物之间颗粒大小、颜色深浅的不同，当日温差发生剧烈的变化时，各种矿物膨胀变形量不同，削弱了彼此之间的凝聚力，它们就逐步崩解为松散状态的矿物颗粒或岩屑。 在沙漠旅行过的人，到了夜晚可以听到石头因热力崩解破裂而发生的爆裂声，有人也曾直接观察到沙漠中大块石英岩或砾石发生裂开的现象。但是令人奇怪的是，在实验室中还没有人做出过纯粹因热力作用会使岩石发生崩解的满意结果,来。有人用3 立方英寸(约49 ;, )的花岗岩块，加热到142 ?，然后降温冷却到30 ?，以15min 为一次计，共进行了89400 次反复试验(亦即相当于244 年的昼夜温度变化)之后，发现即使在显微镜下，岩石仍无任何变化。后来改变实验方法，当岩石降温冷却时，立即在表面浇上冷水，这样经过10 天试验(亦即相当25 年)之后，岩石发生碎裂。试验结果有力证明，岩石发生热力崩解碎裂是水参与下的结果。有的研究者认为，即使在日温差很大的干 旱、半干旱地区，水分(特别是凝结水)所起的化学风化作用，也是引起岩石破坏的重要原因。化学风化先破坏了岩石的结构，才使机械风化作用能继续发展。 在具有等粒结构的厚层砂岩或岩浆岩地区，风化过程常由节理先把岩石分割成块状，而后的物理风化特别集中在节理的棱角部位，因这些部位岩石的温差变化最大且最迅速，所以最易受剥落。棱角的逐渐剥落使石块圆化而形成石蛋地形。在岩浆岩地区由于物理与化学风化综合作用的结果，可以使岩块呈同心圆状薄层脱落，这种现象称之为球状风化(图3-4)。 4.生物活动对岩石机械风化作用的影响:树根沿岩石裂隙生长，楔入岩隙， 扩展裂隙，把岩石挤开，这种作用称为根劈作用。植物的支根、须根等细小根系，可以在岩石裂隙中盘根错节，甚至深入到极细的裂隙中去，使岩石破坏加速。生活在地下的大小动物，往往把地下的土层、岩屑翻到地面上来，有人估算，在热, 带每英亩(约0.405 hm)可以有,, 万个如蚯蚓qiū yǐn等各种小动物，每年能够翻土10 ,15,。也有人描述过非洲荒漠草原的大蚂蚁mǎ yǐ，到处修筑高大巢穴，形成一种特殊的微地貌。因此，如果以地质年代来度量，生物活动的机械破坏力量也是不可忽视的(图3-5)。 (二) 化学风化作用 位于地表的岩石在水、大气、生物的相互作用下发生氧化、溶解、水解、水化等一系列化学反应，因而改变了岩石的物理性质和化学成分，甚至形成新的矿物，破坏了原来岩石的结构，使岩石疏松甚至逐渐变成松散的土层，这种作用称为化学风化作用。 在地下高温、高压条件下形成的岩石，当它逐渐接近或暴露出地表时，也会因发生散热的化学反应而风化，产生具有低密度和较大体积的新化合物。所以，化学风化作用同样可以看做岩石为了适应地表常温、常压新环境而改变化学成分和性质的一种过程。如按矿物化学风化难易程度排成风化序列，发现风化序列与矿物在岩浆中的结晶顺序相对应。结晶时温度的高低，与化学风化的难易有极密切的关系。以硅酸盐矿物为例，最先结晶的高温矿物如橄榄石，最易风化;其次是比较低温结晶的矿物如长石，化学风化较慢;最后结晶的是石英，它抵抗化学风化能力最强。岩石经过长期化学风化后，其他矿物已逐步被风化分解，最后残存石英颗粒形成石英砂。石英砂不仅物理和化学性质稳定，而且也耐腐蚀，故在 河床、海滩和沙漠中大量富集。 影响化学风化的因素很多，最重要的是水、大气和温度。水是地表化学风化过程中最活跃的因素，没有水，化学风化几乎无法进行。大气中的, 、,, 等,,也与岩石发生活跃的化学风化作用。温度可以加速化学风化过程，据测定，当温度提高10 ?时，水解化学反应可以加快2 , 2.5 倍。 化学风化作用可以分为溶解作用、水解作用、水化作用、碳酸盐化作用、氧化作用、生物化学风化作用等许多过程。 1.溶解作用:溶解作用是指水对矿物的直接溶解。溶解的速度虽然很慢，但在很长时间的作用下，许多难溶的矿物也能逐渐被溶解，随后渗入地下而成为壤中水和泉水的化学成分，实测发现，地下水中的溶解物质要比一般的雨水中的含量大大增加。由于各种矿物的化学性质不同，它们的溶解速度也不一样。常见的造岩矿物，按其溶解度的大小排列顺序如下:食盐,石膏,方解石,橄榄石,辉石,角闪石,滑石,蛇纹石,绿帘石,长石,黑云母,白云母,石英。因此，溶解作用对于由方解石、石膏等易溶性矿物组成的岩体破坏性很大。溶解度愈大的矿物，愈易被水溶解淋滤带走。溶解作用即使在半干旱地区也是存在的。地下水溶解了易溶的盐类，流到低洼处，由于蒸发作用，盐类被沉淀下来，形成碱地、盐滩或盐湖。化学性质稳定、难溶解的矿物则残留在原地，成为残积物。由于溶解作用增加了岩石的孔隙，破坏了岩石的结构，削弱了岩石抵抗风化的能力，有利于物理风化的进行。 2.水解作用:水解作用是指矿物与水发生反应而分解的作用。纯水是中性的，，,但仍存在游离的,和,,离子。它们能使一些弱酸强碱或强酸弱碱的盐类矿物 ，,在水中出现离解，其离子能和水中的,和,,结合产生新的矿物。 陆壳中花岗岩分布最广。所以，长石的水解反应也是地表最普遍的化学风化作用。正长石水解反应化学方程式如下: ,,? ,，, ? ,,,, ，,, , ?,， , ? ,,,, ? ,, ,，,,,,，,,,,,,,,,,,,,, 正长石 高岭土 在热带、亚热带气候条件下，二氧化硅常常呈胶体状态，它和氢氧化钾一起随水逐渐流失，而次生矿物高岭土则残留在原地。 3.水化作用:水化作用是指水与一些不含水的矿物相化合，水参与到矿物的晶格中去，改 变了原来矿物的分子结构，形成新的矿物。如硬石膏经水化作用形成石膏。 ,,,, ，,, , ?,,,, ? ,,, ,,,, 硬石膏 石 膏 水化作用的结果，不仅使其物理性质有很大改变，如硬度变小、密度降低等，而且引起体积膨胀。如硬石膏水化成石膏后，体积要膨胀,,,，从而加速了岩石的物理崩解。正长石风化形成黏土的水解作用，再加上黏土矿物水化作用引起的体积膨胀，也是花岗岩发生风化崩解的重要原因。花岗岩经风化后，形成由石英颗粒及长石组成的强度很低的风化物，被称为腐花岗岩(,,,,)。 有些黏土矿物视其环境潮湿程度，可以反复发生水化与失水作用。雨后吸收水分，体积膨胀呈可塑状态，在气候干燥时又失水，体积收缩形成非常坚硬的黏?土，并且产生龟裂。这种“膨润黏土”常常给工农业生产建设带来许多麻烦。 4.碳酸盐化作用:雨水从大气中溶解了相当多的CO ，所以带酸性。当水分渗, 入地下，从植物的腐殖酸中获得更多的CO 。碳酸与岩石中的金属离子发生反, 应形成碳酸盐，这种作用称之为碳酸盐化作用。参加反应的金属离子主要从硅酸盐矿物分解而来。例如，正长石经过水解作用后，可产生氢氧化钾，如与碳酸相遇，即可产生易溶的碳酸钾随水流失。析出的SiO 呈胶体状，也随水流失，部2 分形成蛋白石。残留的是难溶解的高岭石。其化学反应为: ,,,,,,, ，,,,，,,? ,,,,,, ，,,, ，,,,, ,,,,,,,,,,, 正长石 高岭石 碳酸盐化反应在石灰岩地区最为明显。构成石灰岩的主要矿物成分是方解石(CaCO)，它在纯水中溶解速度较慢，但在含碳酸的水溶液中，就能发生快速反, 应: ,,,, ，,,，,,?,,(,,, ) ,,,,, 方解石 重碳酸钙 上式中的重碳酸钙，在水中要较碳酸钙易溶,, 倍，所以使石灰岩能够迅速溶解，以致形成地上和地下的各种喀斯特地貌。 大多数石灰岩都含有某些不易溶解的杂质，例如，黏土和石英砂等。当石灰岩被充分溶解后，残余杂质就在原地堆积，其中铁质矿物成分因氧化而变成红色，所以很多石灰岩溶蚀洼地中都有红色黏土堆积。 5.氧化作用:氧是强烈的氧化剂。它经常是在水与水汽的参与下，通过空气 和水中游离氧进行氧化作用。温度愈高，氧化作用愈强。许多变价元素在地下缺氧条件下常常形成低价元素的矿物，出露到地表后在氧化环境下，这些低价元素矿物极不稳定，容易氧化为高价元素的新矿物，以适应新的环境。在自然界容易氧化的元素大多是金属元素，尤其是铁元素的氧化最常见。 如黄铁矿经氧化形成褐铁矿: ,,,, ，,, ，,,, ?,,,,, ，,,,, ,,,,,, 黄铁矿 硫酸亚铁 ,,,,,, ，,, ，,,, ?,,,(,,)，,,,(,,),,,,,, 硫酸铁 褐铁矿 ,,(,,) ，,,, ?,,,(,,) ，,,,, ,,,,,,, 黄铁矿是内生低价的硫化铁，在地表条件下被氧化，逐步形成高价的硫酸铁。再由于水解作用形成不易溶解的氢氧化铁(褐铁矿) 残留在原地。另外产生出具有较大腐蚀性硫酸(, ,, )，它又可以进一步引起其他矿物的腐蚀。由,, 于铁是地表分布最广的元素之一，褐铁矿呈黄褐,棕红色，所以，经氧化作用的岩石表面或风化产物，也都被染成黄褐,棕红色;或者随水下渗，在岩石表层形成同心圆状并染成黄褐色的风化轮，以砂岩最明显。 只有位于地下水面以上的岩层，氧化作用才能强烈进行。如岩层长期位于地下水面以下，几乎所有孔隙都被不大流动的地下水充满，游离氧很少，氧化作用就很难进行。前者称氧化环境，后者称还原环境。长期位于地下水面以下的黏土，其孔隙中的水缺少游离氧，处于还原环境中，黏土多呈灰蓝色，一旦出露水面以上，与空气接触，黏土中的铁与空气中的氧发生氧化作用，则很快变成黄褐或红褐色。 6.生物化学风化作用:生物在新陈代谢过程中分泌出各种化合物，如碳酸、硝酸和各种有机酸等，它们对岩石起着强烈的腐蚀作用，甚至在岩石表面溶蚀成许多根的印痕。有人做过试验，将一克正长石放入含有10,腐殖酸的氨水溶液中，经过64.5 小时，正长石就全部分解。生物化学风化作用中微生物的作用尤为重要，它们无孔不入，甚至在云母解理面中也有细菌。有的吸收空气中的氮制造硝酸，有的吸收空气中二氧化碳制造碳酸，有的吸收硫化物制造硫酸。事实上，矿物的氧化、还原作用都是在微生物参与下进行的。如铁细菌促使亚铁盐变成高价铁盐: 铁细菌作用 ,,,,, ，, ，,,,?,,,(,,) ，,,, ,,,,, 褐铁矿 应该指出，化学风化作用实际上是多种方式的综合作用过程，某种单一方式的化学风化在自然界是比较少见的。就是物理风化作用与化学风化作用，在自然界也是紧密联系在一起的。一方面，物理风化作用使岩石疏松崩解，加大孔隙度，有利于空气、水分和微生物的侵入。例如，把一组原生泥质页岩试块和另一组同一地层中受到过构造与物理疏松的岩体试块，同时浸泡在蒸馏水中，前一组经过几个月的时间也无明显的变化，而后一组试块经过几天时间，甚至经过几个小时便全部崩解于水中，说明了岩石结构的破坏对风化速度有很大的影响。同时，由于岩石的机械崩解，使岩石表面积增大，化学风化作用也随之扩大和增强，可见物理风化作用促进了化学风化的进行。另一方面，化学风化不仅使岩石性质改变， 而且也使岩石的结构发生了变化，减弱了矿物之间的凝聚力，有利于物理风化的进行。事实上，岩石经物理风化后，其碎屑的最小粒径一般在0.02,, 左右，而化学风化则进一步使颗粒分解变细，直到形成胶体溶液和真溶液。从这个意义来讲，化学风化作用也是物理风化作用的继续和深入。 二、风 化 壳 (一) 风化壳的概念 被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳。风化作用所能达到的深度，也就是风化壳的厚度，其主要决定于气候、岩性、构造、地貌和发育时间等因素。它的厚度可以从几十厘米到几百米不等。在寒冷地区，风化壳的厚度不大，而在湿热的热带地区，可以达到100 ,200 ,，在断裂带发育地区的风化壳可以达到更大的深度。 风化壳按其平面形态特征，可以分为面状、线状及囊状风化壳等几种类型。多数风化壳常常是兼有面状和线状特征的复合型风化壳。 面状风化壳往往成层分布并覆盖在不同母岩之上。由于岩石各部分抵抗风化的程度不同，风化壳的厚薄也有很大变化。线状风化壳分布在构造断裂带、强裂破碎的裂隙分布带或难风化与易风化岩层的接触带等地方。囊状风化壳多分布在易风化的古老的岩浆侵入体、矿脉或几组断裂的交汇带。 风化壳在剖面上也常常具有明显的垂直分带性。根据风化程度、风化特征以及其物理力学特性的不同，可将风化壳自上而下划分为土壤层、风化土层(全风化带)、风化碎石带(强风化带)、风化块石带(弱风化带)、风化裂隙带(微风化带)以及新鲜未风化的岩层等几个地带。风化剖面各层之间都是逐步过渡的(图3-6)。 (二) 风化壳的发育阶段 原苏联学者,(,(波雷诺夫对风化过程进行了研究，他发现在化学风化过程中，各种元素的迁移能力是不一样的。他根据岩浆岩的化学风化过程，建立起元素迁移序列(表3-1)。 不同的化学元素，在化学风化过程中，迁移能力可以相差几千甚至几万倍。因此，在岩体整个风化过程中，大致划分几个阶段:最先被淋溶带走的是氯和硫;稍后，释放出大量的盐基(钙、钠比钾、镁淋失快);然后，丧失大部分呈胶体状态的,,, ;最后，残留下来的是铝、铁的氧化物(特别是,,, )和,,,,,,(石英)。 , 根据,(,(波雷诺夫的研究，岩浆岩在最有利的条件下，其风化过程分为以下几个阶段，相应地划分为几种风化壳类型: 1.物理风化为主的阶段(岩屑型风化壳):基岩初期以物理风化作用为主，在原地崩解碎裂，形成岩屑型风化壳。它的表层粒径稍小，向深处逐渐变粗，再往深处是略保持原岩结构的碎块，然后是具有风化裂隙的基岩，风化裂隙随深度减少而逐步过渡到新鲜的基岩。各层之间也都是过渡的。这个阶段化学风化作用微弱，元素很少迁移，碎屑成分基本上与母岩一致。 2.化学风化为主的阶段:可以将化学风化过程为主的阶段分为早期、中期和晚期阶段，分别以富钙、富硅铝、富铝铁为其特征。 1)化学风化的早期阶段(硅铝,碳酸盐型及硅铝,硫酸盐型风化壳):这时的风化壳，其表层具有极细的土被，愈近下部，残留的碎屑愈粗大。在化学风化过程中，硅铝酸盐中的碱金属和碱土金属(,、,,、,,、,,) 等离子， ,--与溶液中的,,、,, 离子结合形成氯化物与硫酸盐，如,,,,、,,,、, ,,,, 等。它们极易被溶解和迁移，大部分随水淋溶掉。氯化物最先被淋溶，, 酸硫盐次之。因之，酸硫盐在一定条件下常在地表较低的地方富集，称为硅铝,硫酸盐型风化壳。而碳酸盐是比氯化物、硫酸盐相对难溶的盐类，常在原地富集，称为富钙阶段，形成硅铝,碳酸 盐型风化壳。这种风化壳土质多呈黄,灰黄色，类似黄土状，故又称黄土风化壳。 2)化学风化的中期阶段(硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳):风化壳进一步发育，不但其中的氯化物、硫酸盐已大部分被淋溶迁移，碳酸盐也被大量淋滤流失，甚至一些溶为胶体状,,, 也开始迁移。硅铝酸盐被分解为高岭土、, 蒙脱石等黏土矿物残留在原地。由于硅铝相对富集，故又称硅铝黏土型风化壳。这种风化壳常因富含腐殖质，大多呈灰色。 3)化学风化的晚期阶段(铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳):风化壳发育到晚期，化学风化作用进行得比较彻底。硅酸盐矿物已全部被分解，可迁移的元素基本上都被析出，几乎丧失了全部盐类和呈胶体状态的,,, ，残留下难以迁, 移的铁铝化合物，如,, , 、,, , 以及耐风化的石英。风化壳中由于,,,, 富含三氧化二铁，所以呈红色，称为铁铝型风化壳或砖红壤风化壳(图3-7)。 (三) 影响风化壳发育的因素 ,(,(波雷诺夫的风化发育阶段学说，揭示出在最有利的条件下风化壳发育的一般规律。事实上，各地风化壳可能发育到哪个阶段，产生何种类型风化壳，要看各地具体条件而定。决不能认为在任何地区的风化壳都能达到晚期的铁铝型或砖红壤型风化壳。影响风化壳发育的因素很多，主要是气候、地貌、岩性以及风化壳的发育时间。 1.气候条件:气候是控制岩石化学风化作用最普遍、最主要的因素。不同气候条件下，风化壳发育阶段和形成风化壳的类型都不一样。风化壳具有明显的地带性特征。 气候对风化壳发育的影响，受到下列因素的制约，通常是降水量愈大、植被愈好、温度愈高，愈有利于风化壳的发育(图3-8)。 由图3-8 可以看出，风化壳具有明显的水平地带性，同时在剖面上也具有垂直分带和叠加现象。在苔原冻土以及高山寒冷气候地区的风化壳发育较差，主要发育岩屑型风化壳，化学风化作用极微弱;在温带森林气候带，化学风化作用比较强烈，风化壳的厚度增大，剖面上有明显层次，主要发育硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳;在温带草原气候带，由于气候比较干旱，化学风化不如森林地带强烈，主要发育硅铝,碳酸盐型风化壳;在温带半干旱和沙漠地带，气候干旱，蒸发量大，化学风化作用不强，但盐碱性溶液作用明显，主要发育硅铝,硫酸盐型风化壳;只有在热带、亚热带湿热气候条件下，化学风化作用与生物风化作用都极强烈，如有充足的时间，风化壳就可以发育到最后阶段，即铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳(表3-2)。 2.地貌条件:巨厚的残积型风化壳的形成和保存，风化壳剖面的发育也受地貌条件的控制。在地面起伏较大、新构造运动较强烈的山区，剥蚀作用较强，残积物易被蚀去，不利于风化壳的发育，主要残留一些风化碎屑。在地形低洼的地方又是风化碎屑物不断堆积的场所，两者都不利于风化壳的形成和保存。只有在准平原、分水岭的鞍部以及较平坦的地区，那里剥蚀作用不强，地壳又长期比较 稳定，才有可能发育成巨厚的残积型风化壳。 气候的地带性决定了风化壳的类型。高大山区的地貌特征影响气候垂直分带性也十分明显。因而在高大山区的风化壳也具有明显的垂直分带现象。如我国喜马拉雅山中段南坡由山顶到坡麓分别形成岩屑型风化壳、硅铝,碳酸盐型风化壳、硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳和铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。 3.岩性和时间:母岩的成分对风化壳的发育也有很大影响。如同在湿热气候条件下，各种不同岩石经过长期的风化发育，最后大多数可以形成铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。但是在不同岩性地区，原地残积的风化壳，在结构上以及新形成的次生矿物成分上都会出现显著的差异。如在岩性单一的纯石英岩地区，即使在湿热气候条件下，也不可能形成硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳。又如硅铝质岩石即使在干旱条件下，它在原地残积的风化壳也是硅铝质的。 风化作用持续时间的长短，直接影响到风化壳的发育程度，形成一定厚度的铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳，常常需要几十万年或百万年。有人作过测定，在印度果阿地区的湿热气候条件下，形成铁铝型风化壳或砖红壤风化壳至少需要70万年到80 万年。 总之，地球表面绝大多数地区都被风化壳覆盖着。风化作用一方面为其他营力作用过程作准备，是剥蚀、搬运、堆积整个地貌发育过程的先导，另一方面也积极地参与了地貌的形成过程。以干燥区地貌发育为例，岩石在强烈的物理风化作用下，经过剥蚀移去风化产物，形成球状、片状、块状等微地貌形态。风化碎屑受重力作用，在坡麓可形成各种岩屑堆。在化学风化参与作用下，使岩石表面形成溶蚀纹沟、铁帽、沙漠漆等微地貌形态，它也参与了诸如盐池、碱滩等地貌的形成过程。 第二节 坡地重力地貌 重力地貌是指坡面上的风化碎屑和不稳定岩体、土体主要在重力并常有一定水分参与作用下，以单个落石、碎屑流或整块土体、岩体沿坡向下运动所导致的一系列独特的地貌。由于坡地重力所移动的物质多系块体形式，故也称为块体运动。块体运动常常是突然发生，给人们带来很大灾害。特别在山区无论是交通、厂矿、城镇或是大型水利枢纽建设都会遇到这个问题。我国是多山之国，山地、丘陵和高原的面积占2 ,3，更应注意坡地重力地貌的研究。 使坡地物质发生运动的自然营力，除自身的重力外，还受水、冰雪、风、生物、地震以及人为等因素的影响。其中最主要的自然营力是重力和水。 一、块体运动的力学分析 分析块体运动的力学过程，可以分为位于坡面上的松散土粒、岩屑和在坡地表层沿一定软弱面发生位移的较大土体、岩体两种情况。 (一) 位于坡地表面的土粒岩屑或石块的运动 位于坡地表面的土粒岩屑或石块，一方面在重力作用下产生下滑力T，有促使块体向下移运趋向;另一方面块体与坡地的接触面间由于有摩擦阻力τ的存在，牵制下滑力，有使块体稳定的趋向。下滑力大于摩擦阻力则发生位移，反之 则稳定。如两者相等，块体处于极限平衡状态(图3-9)。 坡面上块体的重力G，可分解为与坡面平行的下滑力T 与垂直坡面的分力N，其关系为: T ,G ,,, θ N ,G ;,, θ 式中:θ 为坡角。 从分析上式知，坡面上块体愈重，则下滑力T 愈大。同时坡面上坡角愈陡，则其下滑力也愈大。 若坡度不断增大，下滑力与摩擦阻力也相应增大。可是τ, 增大是有一定限度的。当增大到块体与坡面间最大摩擦阻力τ, 时，块体处于极限平衡状态。这时下滑力T 刚好等于最大摩擦阻力τ, 。与此相应的坡角为临界坡角，它反映了块体与该坡面间摩擦力的大小和性质。因此，可以将临界坡角称为该块体与该坡面间的内摩擦角，以φ来表示。若τ, 为松散块体的抗滑强度，则: τ, ,N?,,φ,G;,,θ?,,φ 这时，坡面上的土粒、石块等的稳定条件应是: T?τ, G ,,, θ?G ;,, θ? ,, φ ,, θ?,, φ θ?φ 要使坡面上的碎屑物质稳定，需要下滑力小于抗滑强度;而要下滑力小于抗滑强度，坡角必须小于坡面物质的内摩擦角。若坡面上的碎屑处于极限平衡状态时，则下滑力等于抗滑强度，即坡角和块体的内摩擦角相等。因此，内摩擦角φ反映了块体沿坡下滑刚好启动的坡角，代表物质的休止角。特别对那些没有黏结力的沙层或松散碎屑堆积层来说，内摩擦角和休止角是一致的。这时，凡坡面的坡角θ 小于物质内摩擦角φ时，坡面上的物质是稳定的。 土、沙和松散碎屑的内摩擦角φ，随其颗粒大小、形状而异。粗大并呈棱角状而又密实的颗粒的休止角大。在一般情况下，风化碎屑离源地愈远，其颗粒因磨蚀圆度增加，摩擦力减小，休止角变小。因此，愈近坡麓，坡度也愈缓和。 值得注意的是，土的内摩擦角随含水量而变化。土粒间充满水分，将增加润滑性，休止角小。因此在同样条件下，湿润区的山坡坡度缓，干燥区的山坡坡度陡。一般来讲，山坡坡顶水分不易积累， 显得较干燥， 坡麓较湿润， 因此， 山坡坡度也有从坡顶向坡麓变缓的趋势(表3-3)。 (二) 块体运动的整体位移 块体运动并不限于在坡地表面移动，有时沿坡面以下一定深度的软弱面发生整体位移。这时还会遇到另外一种阻力，即土层或岩层的黏结力C。块体运动一定要克服黏结力C 和摩 擦阻力τ, ，才能发生位移。 其块体运动的抗滑强度为: τ,,N?,,φ，C?A ,,式中:C 为黏结力(,,,;,);A 为运动块体与坡面的接触面积(;, )。 土体的黏结力与组成物质的成分、结构及土体含水多少有密切关系。黏土的 力学性质受水分影响最大，含水少、处于干燥状态时，具有极其牢固的性质。如水分增加，黏土可变成可塑状态，其强度大大降低，极易形成软弱面，土体往往沿此破裂面而发生块体运动。 坚硬岩体的黏结力C 很大，一般不易发生移动。但岩层中常常存在软弱的结构面(层面、软弱夹层、断层面、节理面、劈理面等)。软弱结构面的内摩擦角φ和黏结力C 都显著减小，因此容易产生破裂面而发生块体运动(图3-11)。 总之，坡地上的块体运动主要受重力引起的下滑和岩土块体的内摩擦力及黏结力的相互关系而定。 K(稳定系数),抗滑阻力,下滑力,N?,,φ，C?A,T 在理论上，当K ,, 时，岩体或土体处于极限平衡状态;当K,, 时，岩体或土体处于不稳定状态;当K,, 时，岩体或土体是稳定的。工程上一般采用K 为2 ,3 为安全稳定系数。 自然界的山坡，大多数的K,,，所以岩体或土体都是比较稳定的。如果坡麓地带因河流侧蚀或人工切坡，改变了坡地形态，使边坡角加大，形成陡坎甚至是临空悬崖，坡面块体突出，不稳定体加大，促使块体运动发生。 二、块体运动 发生在坡地上的块体运动，按其作用营力和运动过程，大体可以划分为蠕动、崩塌、滑坡等类型(图3-11)。 (一) 蠕动 蠕动主要是指土层、岩层和它们的风化碎屑物质在重力作用控制下，顺坡向下发生的十分缓慢的移动现象。移动的速度每年小的只有若干毫米，大的可达几十厘米。由于它的运动过程十分缓慢，一时不易觉察出来。经过长期的积累，其变形量也是很可观的。如果不加重视，也会给生产和建设带来危害。小则使电线杆倾倒、围墙扭裂;大则使厂房破裂，地下管道扭断(图3-12)。 根据蠕动的规模和性质，可以将蠕动划分为两大类型:疏松碎屑蠕动与基岩岩层蠕动。 1.疏松碎屑蠕动(土屑或岩屑蠕动):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胀缩，并在重力作用下常常发生缓慢的顺坡向下移动。 引起松散土粒或岩屑蠕动的主要因素有: ,) 较强的温差变化和干湿变化(包括冻融过程:在温湿地区主要是因温差变化或干湿变化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上抬，收缩下落时却是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。日积月累，可以观察到明显的蠕动现象。此外，当土粒体积膨胀时，会发生相互挤压，某些颗粒可以被挤出原来位置，当再收缩下落时，也能发生沿坡向下的蠕动。有时当颗粒体积收缩时，土粒之间如有空隙，使上部土粒失去支撑，也引起向下蠕动(图3-13)。 在寒冷地区，冻融作用是引起土屑或岩屑蠕动的主要因素。其蠕动过程如图3-14 所示，CD 为地面冻结膨胀的位置，颗粒M 随冻结膨胀抬升到M′，解冻时 地面恢复到原来位置AB面，但碎屑颗粒因受到重力顺坡分力的作用，由M′下移到M″的位置。经过这样一次冻融作用，颗粒下移一段距离。如此反复进行，土粒将不断顺坡向下蠕动。 ,)一定的黏土含量:碎屑中黏土含量越多，蠕动现象越明显。干湿变化对岩块碎屑体积胀缩的影响是微小的，而对黏土的影响特别大，如黏土层中含水50,，则体积膨胀系数可达4.5,。塑性指数较高的膨润黏土影响则更大。 ,)一定的坡度:蠕动虽然可以出现在各种坡度的坡面上，但以在25?,30?的坡地上最明显。因为大于30?的坡地上，黏土和水分不易保存，碎屑物也较少。而小于25?的坡地上，重力影响又不那么明显，蠕动现象也就微弱了。 除此之外，蠕动还受到植物的摇动、动物践踏以及人类活动等因素的影响。 疏松土层或岩屑的蠕动速度，一般来说接近地表处最大，随深度增加而迅速减小。在温带地区地表20;,的深处就已显得很小了。如果黏土含量很多，则 影响的深度有时可以达到1 ,2,。 ,(基岩岩层蠕动:暴露于地表的岩层在重力作用下也发生十分缓慢的蠕动。蠕动的结果使岩层上部及其风化碎屑层顺坡向下呈弧形弯曲。岩层虽然发生弯曲，但并不扰乱层序，甚至在蠕动了的碎屑层中，层次都依然可见。 引起岩层蠕动的原因，在湿热地区主要由于干湿和温差变化造成，在寒冷地区是由冻融作用所致。岩层蠕动多发生在坡度较陡(35?,45?)，由柔性层状岩石如千枚岩组成的山坡上作用特别显著，在那里可见到岩层露头完整地向下呈弧形弯曲的连续变形现象。有时在刚性岩层如薄层状石英岩、石英质灰岩等组成的山坡上，也可以见到岩层向下弯曲蠕动现象，不过这时岩层因受节理影响，而形成稍有错开的断续变形。 岩层蠕动的深度，一般小于5,，有时可达到十几米。在一般情况下，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。在有利的条件下，可以看到岩层蠕动与上覆风化土被蠕动叠加的现象。 (二) 崩塌 ,(崩塌的特征:在陡峻的山坡上，巨大的岩体、土体或碎屑层，主要在重力作用下，常常突然发生沿坡向下急剧倾倒、崩落现象，在坡脚处形成倒石堆或岩屑堆。这种现象称为崩塌(图3-15)。 崩塌的运动速度很快，有时可以达到自由落体的速度。崩塌的体积可以从小,于1,直到若干亿立方米。如川藏公路1968 年发生的拉月大崩塌，就是600, 厚的岩层发生崩塌。崩塌下落后，崩塌体各部分相对位置完全打乱，大小混杂， 形成较大石块相对翻滚较远的倒石堆(岩屑堆)。 ,(崩塌形成的条件和触发因素: ,) 崩塌的形成条件:形成崩塌的基本条件主要有地貌、地质和气候条件等。 地貌条件中坡度对崩塌的影响最为明显。一般说来，由松散碎屑组成的坡地，当 坡度超过它的休止角时则可出现崩塌。事实上由于岩屑基底面的不平和细小碎屑的镶嵌，要在更陡的坡度上才能发生崩塌。由坚硬岩石组成的坡地，坡度一般要在50?以上时才能出现崩塌。另外，坡地的相对高度直接影响崩塌发育的规模。相对高度超过40, 以上由松散的物质组成的陡坡，有出现大型崩塌的可能。由坚硬岩层的坡地出现大型崩塌则需要有更大的高度。因此，大型崩塌主要在深切的高山峡谷区，濒临海蚀崖、湖蚀崖的山坡，或临近骤受水浸的水库库岸的山坡等地貌部位。那里因河流、波浪不断侵蚀切割坡脚而引起崩塌。 地质条件主要是指岩性结构和构造。有些同一类岩石，由于岩性结构不同，它们的休止角有差异。如同是黄土，原生黄土结构较致密，须有,,?以上的坡度才能出现崩塌;而次生黄土结构较疏松，一般在,,?左右就能发生崩塌。某些岩性结构致密又无裂隙的完整基岩，即使在坡度很陡的情况下可能仍不发生崩塌;反之岩性结构疏松、破碎的岩石就容易发生崩塌。 岩层结构(包括断层面、节理面、层面、片理面等)及其组合方式是发生崩塌的另一个重要条件。当岩层层面或解理面的倾向与坡向一致，倾角较大，又有临空面的情况下，最容易发生崩塌(图3-16)。 从气候条件论，在一些日温差、年温差较大的干旱、半干旱地区，强烈的物理风化作用促使岩石风化破碎，以致产生崩塌。如兰新铁路及宝成铁路一些新开挖的路堑，仅四五年时间，路堑边坡新鲜的岩石就遭到强烈的风化而产生崩塌。在软岩硬岩互层地区，差别风化使软弱易风化的岩层形成缓坡或凹坡，硬岩因耐风化多形成为陡壁或悬崖，这里也容易发生崩塌。在一些高山或高纬度地区，冻融过程强烈，特别在初冬和早春季节，陡坎上常见崩塌现象。 ,) 引起崩塌的触发因素:暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震及人工开挖坡脚等是引起崩塌的触发因素。很多崩塌发生在暴雨时或暴雨后不久。暴雨增加了岩体负荷，破坏了岩体结构，软化了黏土夹层，降低了岩体之间的凝聚力，加大下滑力并使上覆岩块失去支撑而引起崩塌。地震以及不适当的大爆破施工也是引起崩塌的重要的触发因素。它破坏了岩体的结构，加大了下滑力，能使原来不具备崩塌条件的山坡发生崩塌。人工过分开挖边坡坡脚，改变了斜坡外形，使上部岩体失去支撑，也往往导致产生大规模崩塌。 ,(崩塌的类型: 根据发生崩塌坡地的组成物质、地貌部位以及运动特征，可以将其划分为 崩塌(山崩)、散落(落石)等类型。坍岸是发生在一定地貌部位的特殊形式的崩塌类型。 崩塌多发生在高峻、陡峭的山坡，深切峡谷的谷坡，高陡的人工边坡等地貌部位。崩塌主要由重力作用引起，沿着陡坡各种结构面发生，大量的变形块体急剧倾倒、翻落而下，崩塌发生后塌落面仍然很陡。它的规模有大有小，规模极大的崩塌称为山崩。它规模大、速度快，是一种严重的自然灾害。它能直接毁坏森林，破坏建筑物，堵塞河道形成堵塞湖。如1920 年宁夏海源大地震时，西吉县内由于崩塌群形成的堵塞湖有41 个，至今尚保存27 个。按发生崩塌坡地组成物质，可分坚硬岩层崩塌与松散层崩塌(包括碎屑层崩塌及土层崩塌)两大类。巨大的硬岩崩塌多发生在坡度在60?以上、坡高近百米以上的陡山坡;松散层崩塌只要在45?左右的山坡，坡高40, 左右的山地就可发生。坡地组成物质不 同，崩塌的特征与防治都不一样。 位于斜坡上的悬崖、危石、不稳定岩块或碎屑，主要因重力作用沿坡成群向下滚落呈跳跃式崩落现象称为散落。单个大石块崩落称为落石。散落也多发生在50?,60?的山坡，特别是在构造破碎或解理发育的软硬岩互层地区比较容易发生。在很多情况下，它与崩塌同时发生，有时是大崩塌发生的前奏或余波。它们虽然规模不大，但常危胁交通的安全。 在河流凹岸、海或湖蚀崖等地貌部位，由于河、湖或海水对岸边的冲刷与淘蚀，使岸坡基部被淘空，上部土体失去支撑而发生河岸整块下挫坍落的现象，称为坍岸。在长江流域称为坍江。坍岸不仅使河床发生摆动迁移，而且破坏滨岸的农田和建筑物。如长江下荆江的一些地区地每年河岸崩塌宽达300 ,500,。所以在平原地区坍岸成为地表主要的侵蚀作用，也是平原区河流泥沙的重要来源。 应该指出，自然界是很复杂的。崩塌除去上述典型形态外，还存在着许多过渡的崩塌类型。只有根据其地貌特征，判定其成因类型，再针对形成原因，方能进行合理及有效的治理。 ,(崩塌堆积地貌:崩塌下落的大量石块、碎屑物或土体都堆积在陡崖的坡脚或较开阔的山麓地带，形成倒石堆(岩屑堆或岩堆)。 倒石堆的形态和规模视崩塌陡崖的高度、陡度、坡麓基坡坡度的大小与倒石堆的发育程度而不同。基坡陡，在崩塌陡崖下方多堆积成锥形倒石堆;基坡缓，多呈较开阔的扇形倒石堆。在深切峡谷区或大断层崖下，由于崩塌普遍分布，很多倒石堆彼此相接，傍依陡崖坡麓形成带状倒石堆。崩塌陡崖的高度、陡度不同，崩塌体发育的规模也不一样(图3-17)。 由于倒石堆是一种倾倒式的急剧堆积，所以它的结构多呈现为松散、杂乱、多孔隙、大小混杂而无层理。在容易风化、节理多的岩层地区，倒石堆多为碎屑与土的混合堆积，有时夹有少量大块石。在不易风化、坚硬而又致密的岩石地区，倒石堆多以块石为主，夹有少量的碎屑堆积。有时在倒石堆剖面上可以看到假层理现象，这是由于每次崩塌的强弱不同，形成碎屑大小不等的近似互层，或因倒石堆在加积过程中，某些时期坡面受流水冲刷与表层风化的结果。 根据崩塌作用的强度以及后期的风化剥蚀状况，可以把倒石堆划分三个发育阶段:? 正在发展中的倒石堆。这种倒石堆上方陡崖不久前发生过崩塌，坡面不仅陡峻而且参差不齐，有新鲜的破裂面，还有继续发生崩塌的可能;倒石堆主要是碎屑、石块的杂乱堆积，石块色泽新鲜，很少风化痕迹，无草或灌丛生长;再一种倒石堆的坡面多为平直陡坡，坡度一般为35?以上，这种倒石堆是很不稳定的。? 趋于稳定的倒石堆。陡崖已趋于稳定，具有较和缓的轮廓，很少有大型崩塌发生，仅有小的碎屑散落;倒石堆上的岩块已受到风化作用，色泽不新鲜，坡面上仅有少数地点尚有新鲜碎屑散布，愈向坡脚愈稀;倒石堆的坡形已呈上陡下缓的凹形坡，地面的大部分生长着草与灌木，表层碎屑物有一定固结;倒石堆内部经过压实调整，碎屑间隙已开始被细粒物质及土层充填，这种类型的倒石堆已日趋稳定。? 稳定的倒石堆。陡崖顶部的不稳定体已经崩落，坡面非常和缓，呈上凹形，并生长草被、灌丛或树木;倒石堆坡面上已无新鲜石块散布;倒石堆的内部完全被细粒风化物充填，结构密实，甚至局部被胶结。这种倒石堆 已基本稳定。 在高山峡谷区进行工程建设，特别是道路建设，常常会遇到倒石堆。那些不稳定的高大倒石堆，很容易发生崩塌，下推力很大，可造成严重后果，因此事前必须充分预计可能发生的剧变，采用各种有效措施。 (三) 滑坡 坡面上大量土体、岩体或其他碎屑堆积，主要在重力和水的作用下，沿一定的滑动面整体下滑的现象称为滑坡。 滑坡是山区建设中经常遇到的一种自然灾害。如1955 年8 月18 日在陇海线卧龙寺车站附近，傍依渭河河谷阶地上发生了一个大型滑坡。规模巨大，滑动体积,为2×107, 。滑坡舌把陇海铁路向南推出110 ,，使之成弧形弯曲。其滑动过程是在1955 年连续阴雨之后，8 月18日清晨，大雨倾盆，地面裂缝不断扩大并开始滑动，由慢到快，明显地滑动约半小时;据了解近百年来滑坡体上部曾不断出现过弧形张裂缝(图3-18)。又如1967 年长江支流雅砻江峡谷，也发生,,一个滑动体积为6.8×10, 的大型天然滑坡。滑坡舌堵塞江河，形成一个175 ,355,高的天然堤坝，堵江九天。直到堤坝冲毁后，以40, 高的洪水水头倾泻而下。 ,(滑坡的地貌特征: ,) 滑坡体:斜坡上向下滑动的那部分土体或岩体称之为滑坡体。由于整体下滑，土体大体还保持着原有结构，它以滑动面与下伏未滑地层分割开来，滑坡体与其周围不动土体在平面上的分界线称之为滑坡周界，它圈定了滑坡作用的范围。滑坡体上的树木随土体滑动而东歪西斜称之为醉林。滑坡体的规模大小不一，从十几立方米到几亿立方米(图3-19)。 ,) 滑动面或滑动带:滑坡体沿之下滑的面称为滑动面。在均质土体中其剖面为一个近似半圆弧形，通常上陡下缓，中部接近水平，前缘出口处常常形成逆向的后坡。滑动面有时只有一个，有时有几个，故还可以分出主滑动面与分支滑动面。滑动面上可以清晰地看到磨光面和擦痕。有时在滑动面附近的土体有明显的扰动或拖曳褶皱等现象，构成滑动带。滑动带的厚薄不一，从数厘米到数米不等。 ,) 滑坡后壁与滑坡台阶:滑坡体与坡上方未动土石体之间，由一半圆形的围椅状陡崖分开，这个陡崖称为滑坡壁。一般坡度为60?,80?，高度数厘米至数米不等。滑坡壁是滑动面露出的部分，它的高度代表滑坡下滑的距离。滑坡后壁上有时留有擦痕，表明滑坡体沿此滑落。如滑坡壁上方坡面出现几条与滑坡壁平行的裂缝，可能孕育着新的滑动带。由于滑坡壁坡度陡峻，也常伴随发生小型崩塌。 滑坡体下滑时，因滑坡体各段移动速度的差异，产生分支滑动面，使滑坡体分裂成为几个错台，称之为滑坡台阶。由于滑坡体沿弧形滑动面滑动，故滑坡台阶原地面皆向内倾斜，呈反坡地形。组成滑坡的地质剖面也都相应地内向倒转倾斜，且有扰动揉皱现象。 ,) 滑坡舌与滑坡鼓丘:滑坡体前缘，常呈舌状突出，称为滑坡舌。由于滑坡舌是被推动的，故称被动主体。滑坡体上部则称为主动主体。滑坡体在滑动过程中，滑坡舌前面常因受阻、挤压而鼓起，称滑坡鼓丘。如恢复滑动前的原地面线，则滑坡体上部下滑的主体土体，基本上相当于滑坡舌部被动土体的体积。 ,) 滑坡湖与滑坡洼地:滑坡体滑动后，在滑坡壁下部和滑坡台阶的后缘，即滑坡台阶的反坡处，常常形成滑坡洼地。有时因地面积水或地下水出露而形成 滑坡湖或潴育为湿地。 ,) 滑坡裂缝:滑坡地面裂缝纵横交错，甚为破碎，按其受力状况可以分为以下四种(图3-20): (,) 环状拉张裂缝:分布在滑坡壁的后缘，与滑坡壁方向大致吻合，由滑坡体向下滑动时产生的拉力造成的，属拉张裂缝。一般有几条，与滑坡壁或滑坡周界重合的一条通常称为主裂缝，是主滑动面在地表的直接延续线。 (,) 剪切裂缝:主要分布在滑坡体中部及两侧，因滑动土体与相邻不动土体之间相对位移产生的剪切力造成的。根据滑坡体两侧的剪切裂缝可圈出滑坡的范围。如两侧割切裂缝逐步贯通，则预示滑坡体将发生滑动。 (,) 鼓张裂缝:分布在滑坡体的下部，因滑坡体下滑受阻，使土体隆起形成的张开裂缝。 (,) 扇形张裂缝:在滑坡体最前缘，因滑坡舌向两侧扩散而形成的扇形或放射状张裂缝。 比较典型的滑坡才具备上述一系列比较完整的形态。一般滑坡可能只具有其中几种主要形态，如滑坡体、滑坡壁、滑动面、滑坡裂缝等。其他如滑坡鼓丘、滑坡湖、醉林等滑坡地貌视具体条件而异，不一定全都具备。 ,(滑坡的力学机制及其形成条件: ,) 滑坡滑动的力学机制: 斜坡上的土体、岩体是否滑动，视其力学平衡是否遭到破坏而定。由于斜坡土体、岩性特性不同，滑动面的性质也不一样，力学分析和计算方法也不尽相同(图,,,,)。 均质土体滑坡的滑动面，大多是一个半圆弧面。从图(3-21)上AB 为滑动圆弧面，相应的滑动圆心为O 点，R 为圆弧半径，OA ,OB ,R。过圆心O作垂线OO′，将滑体分为两部分，在OO′线右侧的土体，其重心为O ，质量为G ，,,它使斜坡土体具有向下滑动的趋势，其滑动力矩为G?d ;在OO′左侧的土体，,, 重心为O质量为G ，具有与滑动力矩方向相反的抗滑力矩G?d 。要使完整,,,,的土体破坏，形成滑动面，必须克服滑动面上的抗滑阻力。若滑弧上各点的平均抗滑阻力为τ,(以单位面积抗滑阻力表示)，则AB 滑面上的抗滑阻力为τ?AB，其抗滑力矩为τ?AB?R。 ,, 于是，土坡的稳定系数K 为: K,总抗滑力矩,滑动力矩,G?d，τ?AB?R,G?d,,,,, 对于均质土坡来说，滑动面上各点的抗滑阻力为: τ,N?,,φ，C , 式中:C 和φ为常数。由于各点的N 值不一样，使得各点的τ 值也不相同，,这样在计算土坡稳定系数时就带来困难。对于滑动圆弧上各点τ 值不同的问,题，工程上采用条分法来解决。或者根据野外滑坡资料直接求得平均抗滑阻力τ 。按公式求得滑坡稳定系数K。当K,,时，抗滑力大于滑动力，斜坡稳定;, 当K,,时，滑动力大于抗滑力，则发生滑动;当K,,时，滑动力与抗滑力相等，斜坡处于极限平衡状态。 ,) 滑坡的形成条件: (,) 斜坡的地貌特征:斜坡地貌特征决定了斜坡内部应力分布状态及地表流水特征，特别是斜坡的高度、陡度和外形是决定滑动力大小的主要因素。 一般外貌起伏和缓，坡度不大，而且植被覆盖较好的山坡，大多是比较稳定的。但在高陡的山坡或陡崖，使斜坡上部的软弱面形成临空状态，大大加大了滑动力和减小了抗滑力，使斜坡上部土体或岩体处于不稳定状态，容易产生滑坡。据我国几条山区铁路统计，河谷线占山区的70,左右，绝大多数滑坡都发生在河谷线内，河谷线内的大型滑坡有80,集中分布在河流凹岸陡坎部位。 (,) 斜坡的物质组成与地质结构:不同土体、岩体的工程力学特征不同，它们的抗剪强度、抗风化、抗软化、抗冲刷的能力也不同，发生滑坡的频率也不一样。据我国铁道有关部门统计，1977 年全国铁路沿线较大滑坡点共有700 多个，其中分布在黏土中的有97个(约占13.9,)，在黄土中的有16 个( 约占2.3,)，在山区河谷堆积层中的有343 个( 占49,)，在基岩中的有244 个(约占34.8,)。黏土和松散堆积层浸水后，凝聚力骤降，大大增加其可滑性。沉积岩互层地区如夹有软弱层次的薄层页岩、泥岩、煤系等地层容易发生滑坡。变质岩系中如含有绿泥石、叶蜡石、云母矿物的片岩、千枚岩分布地区，滑坡也常常成群分布。这些地层常称之为易滑地层。 岩层的各种结构面，如层面、片理面、断层面、解理面、堆积层内的分界面及其基底面、地下水含水层的顶底面以及岩基风化壳中风化程度不同的分界面等，常常构成滑动带的软弱面。特别当岩层结构面的倾向与坡向一致，岩层的倾角又小于斜坡的坡角时，最易发生滑坡。 地下水的作用:地下水的作用是促使滑坡发生极重要的原因。地下水(,) 浸湿斜坡上的物质，显著地降低其抗剪强度。实验证明，当黏土的含水量增加至,,,时，抗剪强度会降低,,,以上，泥岩或页岩饱水时的抗剪强度，比天然状态下的抗剪强度降低,,, ,,,,。如果地下水在隔水顶板上汇集成层，还会对上覆岩层产生浮托力，降低抗滑力。地下水还能溶解土石中易溶物质，使土石成分发生变化，逐渐降低其抗剪强度。地下水位升高，还会产生很大的静水与动水压力。这些都有利于滑坡的产生。 ,) 促使滑坡滑动的原因: (,) 斜坡形态的改变:山区斜坡常常因河流凹岸侧蚀和人工开挖坡脚，造成高陡的边坡而发生滑坡。或是在坡顶堆积弃土，或建造工程建筑物，这些不但改变了斜坡的外形，也加大了承载力，使基部的土体加大了下滑力，可能发生滑坡。据统计宝成线宝鸡—广元段原有91 处滑坡中有80 处(约占89,)即因在施工期间由于过分切坡，破坏了山体的极限平衡，使上部土体失去支撑而产生滑坡。 (,) 大气降水和地下水的变化:大雨、暴雨以及相随的大量地下水活动，使土体容量骤增，加大滑动力，减小抗滑力，导致产生滑坡。有些地区甚至出现“大雨大滑、小雨小滑”的现象。据建工部门1972 年统计，在114 个滑坡中，引起滑动的原因90,都是与降雨有关，而且滑坡常常在降雨后稍后一段时间才发生，这是因为大气降水转化为地下水要经过一个渗透过程。 山区河流水位具有很大变幅，高水位时，滑带浸水范围扩大，增加土体容重，降低抗滑强度。在水位骤降时，滑坡体动压力增大，浸水部分上浮力和静水反压力都减小，因此，河岸不少滑坡常常在水位骤降时发生。 (,) 震动影响:质纯的沙层或粗粉沙层如遇到震动，颗粒将重新排列，这种过程如发生在地下水面以上，将引起地面沉陷，如果发生在地下水面以下，则 引起浸水的沙或粉沙的液化，发生流动，所以湿润的沙质斜坡受到震动后就很不稳定。 地震还直接破坏岩石的结构，促使发生滑坡，震级高的为害尤大。如1970年云南通海7级地震地段，引起昆河线南段很多古滑坡复活。同样，不适当地大爆破施工，也会破坏土石结构，导致产生滑坡。 ,(滑坡的类型及其发展阶段: ,) 滑坡的类型: 按物质组成可以将滑坡分成土质滑坡与岩质滑坡两大类。前者可分为黏土滑坡、黄土滑坡和碎屑堆积层滑坡(谷坡碎屑堆积)。后者可分为风化岩浆岩滑坡、沉积岩滑坡和变质片岩滑坡等。不同岩性滑坡，其工程地质力学性质不同。 按滑动面与岩体结构面之间的关系可划分为同类土滑坡、顺层滑坡和切层滑坡(图3-22)。按滑体厚度可划分为浅层滑坡(厚度仅数米)、中层滑坡(厚度为数米到20,左右)和深层滑坡(厚度在20,以上)。这样划分便于进行稳定性和确定防治措施。 按滑坡的滑动年代可分为古滑坡、老滑坡、新滑坡以及正在发展中的滑坡。滑坡的滑动年代不同，稳定程度也不一样。 按运动形式可分为牵引式滑坡与推动式滑坡。滑坡下部土体首先滑动，牵引上部土体继续滑动的称为牵引式滑坡。这种滑坡弧形张裂缝先出现在山坡中部，当滑坡前端出现滑动面后，裂缝逐步向山坡上部发展。推动式滑坡弧形主裂缝最先出现在斜坡上部，以后由于滑坡整体下滑推动，在斜坡中下部出现次裂缝而形成滑坡。由于这两种滑坡的力学机制与运动形式不同，因此，牵引式和推动式滑坡的整治措施也不一样。 ,) 滑坡的发育阶段: (,) 蠕动变形阶段:在斜坡内部某一部分因抗剪强度小于剪切力而首先变形，产生微小的滑动;以后变形逐渐发展，直至坡面上出现断续的拉张裂缝;随着拉张裂缝的出现，渗水作用加强，使裂缝变形进一步发展，后缘拉张裂缝逐渐加宽加深;继而两侧出现剪切裂隙，坡脚附近的土层被挤压，而且显得比较潮湿，此时滑动面已隐伏潜存。 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，这个阶段为时愈长。如雅砻江大滑坡，1960 年时山体开始变形，山坡出现裂缝，直到1967 年6 月才发生大规模的滑动。 (,) 剧烈滑动阶段:在这个阶段中，滑动面业已形成，岩体完全破裂，滑体与滑床完全分离，滑带抗剪强度急剧减小，处于极限平衡状态。之后随切应力增大，裂缝距亦加大，后缘拉张主裂缝连成整体，两侧出现羽毛状剪切裂缝，并逐步贯通。斜坡前缘出现大量放射状鼓张裂缝和挤压鼓丘。位于滑动面出口处常有浑浊泉水渗出，预示滑坡即将滑动。在促使滑动因素诱导下，滑坡发生剧裂滑动。滑坡下滑的速度快慢不等，一般每分钟数米或数十米，但快速的滑动有的可达每秒几十米的速度，这种高速度的滑坡属崩塌性滑坡。 (,) 渐趋稳定阶段:经剧烈滑动后，滑坡体变形，重心降低，下滑能量渐渐减小，抗滑阻力增大，位移速度越来越慢，并趋向停止。土石体变得松散破碎，透水性加大，含水量增高，原有层理局部受到错开和揉皱，并可出现老地层超覆新地层的现象。滑坡停息后，在自重作用下，滑坡体松散土石块逐渐压实，地表裂缝逐渐闭合。滑动时东倒西歪的树木又恢复垂直向上生长变成马刀树。滑坡后 壁因崩塌逐步变缓，滑坡舌前渗出的泉水变清或消失。滑坡渐趋稳定阶段可能延续数年之久。已停息多年的老滑坡，如果遇到敏感的诱发因素，可能重新活动，如及时采取措施，可预防老滑坡的复活。 ,) 古滑坡的识别: 古滑坡并非永久宁静，在久雨或地震等因素诱发下可能复活重新滑动。据西安铁路局统计，管区内过去曾发生的116 个滑坡中，较难整治的47 处(约占40.5,)，都是河谷内古滑坡复活造成的。因此工程上对古滑坡极为警惕，事先应详细调查予以识别。辨认古滑坡应注意以下地貌标志: (,) 滑坡壁遗迹:滑坡壁在较长时期内往往不会全被剥蚀夷平，山坡上出现的围椅状陡崖和凹地，陡崖是滑坡壁的痕迹，它能够在较长时期内保存，这是辨认古滑坡的重要标志。如滑坡滑动时间不长，滑坡壁可能仍很平滑，甚至可觅见擦痕;如古滑坡壁由于剥蚀后退，滑坡壁下部被堆积层覆盖，就不可能见到擦痕。 (,) 反坡台阶、池沼或湿地:滑坡台阶在滑动时，因滑动而形成逆向反坡，与山坡总坡向相反。如滑坡发生不久，还可以观察到反坡上的醉林和马刀树。对醉林的年龄与未受滑坡影响的树木年龄进行比较，可以大致查明滑坡作用距今的时间。台阶反坡的背后常成为池沼或湿地，在年代较久的古滑坡区多已消失，但可能残留薄层纹泥堆积，或长有喜水性植物。 (,) 坡脚出现渗泉、大孤石或弧形突出的堆积体:在古滑坡的坡脚处常有泉水渗出或残存泉水的痕迹。由于古滑坡常常发生在河流的凹岸，滑坡舌伸入河中受河流冲蚀，在河流凹岸残遗大孤石，它可在弧形凹岸边形成不协调的突出堆积体，迫使河流移向彼岸。如河流摆动回来再侵蚀坡脚或人工切坡，很容易引起古滑坡的复活。 (,) 斜坡上单沟转向与双沟同源:在滑坡壁与滑坡体后缘之间弧形条带上，地面径流和地下水沿此汇集成冲沟，冲刷滑坡体两侧或一侧，形成单沟转向与双沟同源地形，与平顺斜坡上的树枝状水系或平行状水系呈不协调地貌(图3-23)。 (,) 岩层倾向异常及埋藏高度的变化:滑坡体岩层埋藏高度低于四周未经滑动的岩体，滑坡体中各滑动块体岩层的埋藏高度也参差不齐，由于滑动块体转动或偃卧，岩层倾向出现反向倾斜、逆掩或局部褶皱现象。 (,) 滑坡泥、擦痕、滑动面和被填塞的裂缝:在古滑坡的滑动面处，有时可找到擦痕，也常有滑坡泥残存，在滑坡面上下两侧有时可见施曳褶皱现象。古滑坡的张裂缝，虽为地表疏松物质填充，但挖槽观察，可见到填充到裂缝内的土质结构与围岩不同。