0.   引言

“藏东昌都红层”是近年来依托川藏交通建设工程地质安全评价在西藏囊谦—昌都—察雅一带新厘定的红层岩系（图1）。该红层区位于昌都叠合盆地腹地，呈北西—南东向展布，宽约100 km，延伸长逾600 km，面积近60000 km²，红层岩性主要包括砂岩、粉砂岩、泥岩及少量底砾岩（李洪梁等, 2022a）。由于其特殊的物理力学性能，如水理性质差、膨胀崩解严重、强度低等，属于典型的易崩、易滑地层（崔华龙等, 2018; 陈继彬等, 2023; 许强等, 2023），在强降雨、地震等突发因素影响下，易发大规模滑坡灾害，威胁川藏交通工程建设，造成人民生命财产的严重损失。

图  1  藏东昌都地区构造单元区划与滑坡分布图（据Pan et al., 2012修改）

Figure  1.  Tectonic division and landslide distribution map of Qamdo area, eastern Xizang (modified from Pan et al., 2012)

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目前，国内学者针对区域及典型红层滑坡案例剖析，从孕灾条件、发育特征（Tang et al., 2019）、失稳模式（Luo et al., 2022; Miao et al., 2022; 白永健等, 2019; 李江等, 2014; 程强等, 2004）、成因机制（晁刚等, 2014; 耿兴福等, 2014; 李江等, 2015; 2016; 穆文平等, 2016; 张明等, 2014）、地质演化与孕灾过程（Su et al., 2020; Zhang et al., 2018; 柴波等, 2009; 吴红刚等, 2010; 2011）、灾害效应（李滨等, 2013; 熊探宇等, 2008; 祝艳波等, 2022）及监测预警（许强, 2020）等方面开展了大量研究，普遍认为降雨快速入渗砂岩竖向裂缝形成的静水压力是红层滑坡发育主要驱动力（Miao et al., 2014; Wen et al., 2012; Zhang et al., 2016; 许强等, 2023）。在滑坡地质模式方面，张倬元等（1981）通过对四川盆地降雨诱发滑坡的调查研究，提出了“平推式”滑坡成因模式；范宣梅等（2008）通过物理模拟再现滑坡变形破坏过程，验证了张倬元等（1981）提出的平推式滑坡启动机制和启动判据公式的正确性；梁靖等（2021）利用地质强度指数（GSI）评价岩体质量，认为在构造损伤背景下，岩体结构面和构造软弱带控制了滑坡启动机制，并归纳了控制侧滑型、控制底滑型、控制滑体型和控制基座型等4类滑坡启动地质模式；唐辉明等（2022）从滑坡演化的基本属性出发，以滑坡结构为主控因素，地质演化过程为核心，提出顺层缓倾渐进滑移型、顺层陡倾蠕变溃屈型、深层顺向蠕变滑移型、软弱夹层塑流滑脱型、斜交切层贯通突滑和高陡反倾弯折滑移型等6类代表性的孕育模型，并构建了相应的物理力学模型；许强等（2023）系统总结了红层区主要地质灾害类型及其地质模型，其中，滑坡主要包括顺层斜坡中发育的平推式、多级平推式、顺层、多层式顺层、滑移–弯曲型，反倾斜坡中发育的深层倾倒–拉裂、倾倒–拉裂和斜向坡中发育的旋转型、楔形块体等模型，这些成果为红层滑坡的研究奠定了基础。然而，内动力地质作用是滑坡发育的主导因素，与此伴生的构造结构面是滑坡发育的边界条件。上述研究多从工程地质角度出发，基于构造格架相对简单的扬子地台（Kane et al., 2023），川东红层滑坡建立的地质模式难以适用于构造演化受碰撞造山过程制约的藏东昌都地区（Kapp et al., 2019）。

为此，本文立足藏东昌都红层滑坡，尝试以构造地质学为切入点，深入剖析滑坡区构造面发育特征，限定滑坡发育的边界条件，建立地质成因模式，以期进一步丰富和完善红层及滑坡灾害研究，为川藏交通建设工程提供科学支撑。

1.   地质背景概况

昌都叠合盆地位于青藏高原东缘北羌塘地体（NQT）东段（Zhai et al., 2019），夹持于金沙江结合带（JSS）与北澜沧江结合带（LCS）之间（图1）。研究区所在的藏东昌都地区位于昌都叠合盆地西南侧，紧邻北澜沧江结合带（LCS），构造演化主要受控于北羌塘地体（NQT）两侧洋盆闭合及后续双向俯冲、碰撞造山过程（Dong et al., 2013; Peng et al., 2015; Zhai et al., 2011; 李洪梁等, 2021; 2023）。区域构造线呈北西—南东向展布，构造样式以逆冲推覆断层及相关中等–紧闭线性褶皱为主。区域地层主要发育上三叠统甲丕拉组（T₃j）、波里拉组（T₃b）、阿堵拉组（T₃a）、夺盖拉组（T₃d）、下侏罗统汪布组（J₁w）、中侏罗统东大桥组（J₂d）和上侏罗统小索卡组（J₃x），但以侏罗系（J）为主，岩性主要为紫红色、红色薄−中层砂岩、粉砂岩和泥岩，局部夹紫红色中层砾岩，是藏东昌都红层的主要组成部分。新生代伴随造山过程的持续，高原隆升，北澜沧江结合带（LCS）转化为右旋斜冲断裂，以断裂走滑、断块掀斜及差异性升降为特征（李洪梁等, 2022b）。

藏东昌都地区位于芒康山与他念他翁山之间的澜沧江河谷，区域海拔介于2500～5600 m，河流下切强烈，相对高差最高可达2200 m，具典型的高山峡谷地貌，属高原温带半干旱气候。区内气候分明，夏季湿热、冬季干冷，温差大，年降雨量较小，介于450～570 mm，雨季集中在每年5至9月，显示出较强的风化作用。

2.   红层及滑坡发育特征

昌都叠合盆地中生代的演化大致经历了陆内裂陷、陆内拉张拗陷和盆地萎缩阶段。藏东昌都红层形成于盆地萎缩阶段晚期，在炎热干旱的氧化环境下，沉积一套以内陆湖泊相为主体的碎屑岩，随后上升为陆，沉积间断（占王忠等, 2018）。藏东昌都红层主要涉及下侏罗统汪布组（J₁w）、中侏罗统东大桥组（J₂d）和上侏罗统小索卡组（J₃x）。各地层岩性相似，但颜色及内部砂、泥岩比例变化较大。其中，汪布组（J₁w）为一套浅红色或浅灰红色泥岩夹砂岩，以泥质岩为主，具典型的劈理折射现象（图2a）；东大桥组（J₂d）呈红色，砂、泥岩比例约1∶3～1∶2（图2b）；小索卡组（J₃x）呈紫红色，砂、泥岩呈互层，砂质主要为粉砂岩，因差异风化而呈“肋骨”状，两者比例约1∶1～2∶1（图2c）。受造山作用影响，地体隆升，红层掀斜,被卷入断层及相关褶皱，发育大量构造面，如逆断层派生的剪节理，与褶皱相关的轴面劈理、（层间、共轭）剪节理等构造面（图2a-c）。构造面延伸稳定，贯通及透入性良好，将红层切割为碎块，为滑坡发育创造了重要的边界和物源条件。

图  2  红层岩组发育特征

Figure  2.  The characteristics of red strata

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物理力学试验表明，不同地层内的同类型岩石具有相近的物理力学性能，但总体较弱。新鲜泥岩、粉砂岩和砂岩天然块体密度接近，介于2.17～2.61 g/cm²，天然吸水率分别为3.74%～7.65%、2.25%～5.39%、2.77%～6.72%，孔隙率分别为4.88%～12.55%、3.73%～6.05%、5.28%～10.79%。对岩心钻孔中揭露的泥质岩进行简单遮阳风干，仅2天后泥岩崩解为细小碎片，局部可见收缩裂纹（图2d），显示出一定程度的胀缩性。三者差异最为明显的为天然抗压强度，泥岩最小，介于3～8 MPa，且遇水软化，强度显著降低，属软岩或极软岩；粉砂岩与砂岩接近，分别为54～114 MPa、68～133 MPa，基本为坚硬岩。

调查显示，藏东昌都红层滑坡主要发育于澜沧江河谷及两侧支沟（李洪梁等，2022b），其中澜沧江干流河谷基本控制了区域大型及以上规模滑坡的分布，并显示出高位特征。在高程上，滑坡发育在3000～5500 m之间，以4000～4500 m最为集中；由于地形切割强烈，叠加区域构造活动导致“向斜成山、背斜成谷”的特点，澜沧江干流沟谷两侧斜坡坡度多大于20°，斜坡结构类型以反向坡为主，其次为顺向坡和横向坡，而红层滑坡则主要分布在坡度较陡的反向坡，坡度多在35°～45°之间；在空间上，红层滑坡主要发育在距离断层或褶皱轴迹2 km范围内，且滑移方向与区域构造线近于垂直，表明构造在滑坡的孕育中具有重要作用。

3.   主要地质成因模式

近年来针对藏东昌都红层滑坡的调查研究发现，构造及派生构造面对滑坡发育具有明显的控制作用，如控制滑面和/或侧边界，使滑体与基岩分离，抗滑力降低，在降雨或人类工程活动影响下，诱发滑坡灾害（李洪梁等, 2022a）。文章通过对藏东昌都红层滑坡的翔实调查，精细刻画滑坡发育的构造边界条件及其组合特征，按照“滑面构造面类型+侧边界构造面类型”的组合方式进行命名，若构造面类型单一，则以该类型构造面进行命名，将滑坡的地质成因模式归纳为5类（图3，表1），详述如下。

图  3  红层滑坡地质成因模式示意图

Figure  3.  Schematic diagrams of geological genesis models of red strata landslides

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表  1  红层滑坡地质成因模式简表

Table  1.  Geological genesis models of red strata landslides

序号	成因模式	滑面类型	侧边界	后缘边界	典型实例
1	原生层理型	层理	剪裂面	拉裂面	茶马路滑坡、直许囊滑坡、 休所村滑坡
2	层理断层型	层理和/或断层	层理和/或断层	拉裂面或无	鲁岗喀滑坡、叶多滑坡
3	层理节理型	层理	褶皱或断层 相关节理	褶皱或断层 相关节理	约达滑坡、郎达滑坡、协活村滑坡
4	褶皱节理型	褶皱相关节理	剪节理，多为“X”型共轭	轴面劈理或 拉裂面	觉学滑坡、孜通村滑坡、果布卡滑坡
5	断层节理型	断层相关节理	剪裂面	断层相关节理，以剪节理为主	森林公园滑坡、确任同滑坡、 那隆雄村滑坡

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（1）原生层理型：滑坡发育于红层顺向坡，滑面受红层层理面控制，滑面倾角小于坡角或与之相当（图3a），类似于川东红层区广泛分布的顺层滑坡或平推式滑坡（许强等, 2023），但红层产状较川东更陡。调查发现，此类型滑坡在藏东昌都红层区分布较广，滑面岩性多为泥岩或粉砂质泥岩，亦可见砂岩层理控制滑面，不过规模相对较小。此类滑坡后缘发育拉裂面，在侧缘形成剪裂面，随着滑体向下蠕滑，边界逐渐贯通，在降雨等因素触发下极易形成滑坡灾害。

（2）层理断层型：此类型滑坡在藏东昌都红层区分布较少，滑坡两侧边界分别受层理和断层控制，将岩体切割为楔形（图3b），受自身重力不断向下滑动，部分文献称之为“楔形”滑坡（薛雷等, 2018）。如图3b所示，层理断层型滑坡左侧边界为层理，为天然的滑体边界，且红层碎屑岩在沉积时矿物颗粒未达到最稳定状态，矿物颗粒长轴和扁平面倾向于平行水流分布，导致成岩后顺层黏聚力和抗滑力极低，尤其是在层理面内有雨水混入时，在自重下即可滑移；滑坡右边界为一条走向断层，断层面与层理面产状相反，将层状岩体切断破坏了完整岩体的锁固作用，楔形体完全脱离基岩，促进了滑坡的发育。

（3）层理节理型：此类型滑坡分布较少，但往往形成大型滑坡。滑坡滑面受层理面控制，而边界为节理面。如图3c所示，层理节理型滑坡分布于直立倾伏背斜核部，背斜轴面直立，但枢纽倾伏。滑体底界红层由于地处背斜核部，地层倾斜，在滑坡尺度范围内，近似为微曲的板状，为滑坡的发育提供了滑面。滑坡两侧边界为红层弯曲形成背斜过程中轴部拉张形成的纵张节理，是滑坡发育的侧边界条件。后缘边界类型不定，或为滑体滑移拉裂形成的拉裂面，亦或背斜形成过程中伴生的横张裂隙。

（4）褶皱节理型：此类滑坡从构造面组合来看，与层理节理型滑坡的构造框架类似，滑坡滑面和侧边界均由构造面控制。褶皱节理型滑坡受褶皱相关节理控制，其中滑面为放射状扇形轴面劈理的一翼，滑体两侧边界为红层纵弯褶皱作用过程中形成的“X”型剪节理（图3d）。由于褶皱在形成过程中，核部拉张、两翼挤压，造成核部岩体破碎，易风化剥蚀，在造山带影响区常出现“向斜成山、背斜成谷”的特殊地貌。褶皱节理型滑坡一般就发育在向斜一翼形成的反向坡（图3d）。藏东昌都红层区受新生代造山事件影响，褶皱、断层极为发育，构成典型的褶冲带。此类滑坡在区内分布较多，主要发育在澜沧江河谷两岸，且规模多为大型及以上，具有潜在堵江风险。

需要注意的是，褶皱节理通常指与褶皱发育相关的节理，主要包括横张节理、纵张节理、共轭剪节理和两翼的层间剪节理，而轴面劈理属于劈理类构造，是褶皱作用晚期形成的面状构造。近年来的实践证明，劈理现有的成因分类方案还存在较大争议，并不能体现其成因，也不符合地质实际情况，因此逐渐被摒弃（李忠权等, 2010）。同时，考虑到目前灾害地质领域暂未明确强调劈理与节理对灾害控制作用的差异性，且轴面劈理作为褶皱晚期发育的构造结构面这一点毋庸置疑，因此本次研究暂将轴面劈理统一归入褶皱相关节理。

（5）断层节理型：此类滑坡发育在反向坡，滑面为滑坡后缘逆冲断层派生的剪节理，节理透入性和贯通性极强，多伴有3～30 cm的位错，滑坡两侧边界为滑体滑动形成的剪裂面（图3e）。逆冲断层面倾向与滑向相反，剪节理分布于断层下盘，为逆冲断层挤压过程中伴生的压性剪节理，节理面与断层面的锐夹角指示断层对盘的运动方向。此类型的剪节理面平直，延伸长，当遇到地层软硬相间时，干性层岩石常被剪切为菱形块体，随着剪切持续，节理面出现位移，菱形块体棱角被碾碎，卷入剪切带形成透镜体。被碾碎的细粒碎屑物质粒度极细，甚至呈片状，物理力学性能类似于泥岩，对滑坡的发育具有促进作用。

4.   典型案例剖析

结合近年来对藏东昌都红层滑坡的调查成果积累，选取典型案例进行逐一剖析（图1），可更好理解上述不同地质成因模式的滑坡发育特征及孕灾机制，深化构造面对滑坡的控制作用，对红层滑坡的监测预警、工程防治等具有一定指导作用。

4.1   茶马路原生层理型滑坡

茶马路滑坡位于藏东昌都市区扎曲右岸，紧邻扎曲与昂曲汇入口，滑坡剪出口靠近茶马路。滑坡所在红层为上侏罗统小索卡组（J₃x）泥岩、粉砂质泥岩，夹少量薄层砂岩。滑坡后缘高程3365 m，前缘高程约3247 m，相对高差近118 m。滑坡平面呈长舌状（图4a），滑向约251°，与地层倾向（230°）接近（图4b）。滑坡后缘发育典型的拉裂缝，滑体两侧边界可见砂岩层出露，产状与坡向及坡角相当（图4c），属于典型的顺向坡，稳定性差。从滑坡后壁拉裂面的纵剖面可以看出，滑体地层下部为粉砂质泥岩，向上依次为粉砂岩和砂岩（图4d），由于地处顺向坡，叠加大气降雨的灌入，下部粉砂质泥岩物理力学性能骤降，在重力作用下滑移，进而发展为滑坡。

图  4  茶马路滑坡发育特征

a. 滑坡全貌；b. 滑坡纵剖面图；c. 红层展布特征；d. 滑坡地层组成特征

Figure  4.  The characteristics of Chama Road landslide

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茶马路滑坡滑面为粉砂质泥岩层理面，层理面在阳光下具微弱的丝绢光泽，显示层面上展布大量定向排列的鳞片状绢云母，滑面光滑，为滑体滑动剪切形成。滑体右侧边界剖面上可见红层层理清晰，与滑面产状一致。由于砂岩和泥岩物理力学性能的差异，砂岩呈干性层，层内发育垂直层面的裂隙，而泥岩层作为非干性层，易剪切形变，发育羽状剪裂隙，指示滑体向下滑动。滑坡后壁粗糙，近于直立（图4 d），为滑体滑移拉裂形成。因此，茶马路滑坡滑面受红层层理面控制，属于典型的原生层理型滑坡。

4.2   鲁岗喀层理断层型滑坡

鲁岗喀滑坡位于藏东昌都市卡若区日通乡鲁岗喀村澜沧江右岸。滑坡平面形态为长舌状，滑向138°，具有一坡到顶的特征，滑体前缘挤压澜沧江河道呈弧形。滑坡后缘高程4178 m，前缘为3285 m，相对高差达893 m，平面延伸超过2 km（图5a-b）。物探及调查结果显示，区域地层岩性为下侏罗统东大桥组（J₂d）砂岩、粉砂岩夹泥岩（图5c），滑体厚度介于3～16 m，平均约7.3 m，体积约6100000 m³。滑体具多级滑动的特点，中下部发育明显次级横向拉裂缝，位错可达2.7 m（图5d）。

图  5  鲁岗喀滑坡发育特征

a. 滑坡全貌；b. 滑坡纵剖面图；c. 滑坡左侧红层展布特征；d. 滑体前缘拉裂缝

Figure  5.  The characteristics of Lugangka landslide

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鲁岗喀滑坡所在的斜坡结构类型为横向坡，滑体左侧边界为一走向逆冲断层（图5a），断层面产状约71°∠55°，由于植被覆盖，断层带厚度未能测得，但在滑体后缘的断层上盘断层带附近可见地层内发育小型倒转褶皱，皱面产状约80°∠16°，指示断层向南西侧逆冲。而在滑坡右侧前缘，地层挠曲更为典型，泥质岩被卷入断层带形成次级倒转褶皱，褶皱内发育顺层的砂岩透镜体，同样指示断层上盘向西南逆冲。滑体左侧边界清晰，为红层层理面（图5a），产状226°∠47°。由此可见，鲁岗喀滑坡两侧边界分别受层理和断层控制，属于层理断层型滑坡。滑体左边界层理面和右边界断层面走向之间小角度相交，倾向相反，将地层切割为楔形块体，是滑坡发育的物质基础。另外，逆冲断层作为滑坡右边界对大气降水具有导流作用，同时断层使得岩石强烈碎裂岩化，加剧水岩交互作用，软化岩石，是滑坡发育不可忽视的重要因素。

4.3   约达层理节理型滑坡

约达滑坡位于昌都市卡若区北侧俄洛镇约达村昂曲右岸，坐标：96°57′32.55″E，31°16′23.31″N，斜坡地处一直立倾伏背斜的核部（图6a），倾伏向92°，倾伏角约19°～23°，与核部地层产状一致，地层岩性为上侏罗统小索卡组（J₃x）粉砂岩、泥岩和砂岩，滑坡后缘背斜核部地层发育纵弯挤压形成的“Z”型小褶皱（图6b）。滑坡滑向80°，后缘靠近山顶，高程3922 m，前缘直抵昂曲，高程约3490 m，相对高差432 m（图6c）。滑体具多级滑动，后部可见背斜核部基岩，中部发育横向张裂缝下挫陡坎，裂缝右端见有渗水点1处（图6c）。InSAR监测显示，在2018—2020年期间，约达滑坡的雷达视线向平均形变速率具有不均一性，滑体中部及中后部变形最为强烈，最大形变速率92 mm/a，滑体前缘次之，为41 mm/a，滑体后部由于基岩出露，变形最弱，累计形变量小于20 mm。通过模拟计算，约达滑坡一旦失稳下滑，具有掩埋公路、阻塞昂曲的风险。

图  6  约达滑坡发育特征

a. 滑坡全貌；b. 背斜核部无根褶皱；c. 滑坡纵剖面图

Figure  6.  The characteristics of Yueda landslide

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现场调查结果显示，滑坡沿直立倾伏背斜核部地层层理面滑动（图6c）。滑坡后壁剖面可见背斜核部地层微曲，发育沿褶皱走向的纵张节理和垂直褶皱走向的横张节理，两组节理垂直，近于直立，其中滑坡后壁即为横张节理（图6c）。滑坡右侧边界由于植被覆盖（图6a），仅测得纵张节理面产状145°∠69°，因远离核部区域，所以倾角逐渐由直立变缓，但节理面走向与滑坡边界展布一致。滑坡后缘左边界构造面发育清晰，纵张节理近于直立，限定了滑体左边界，产状218°∠85°。由于泥岩与粉砂岩的互层分布，横张节理面粗糙，延伸紊乱，呈短折线型，可见分支复合，但其走向与纵张节理基本垂直，将地层切割为碎块，在滑体中可见未完全解体的粉砂质泥岩块体。此外，在滑坡右侧边界剖面上还可见基岩沿横张节理下挫的迹象，造成地层发生轻微的牵引挠曲，地层褶而未断，类似于川东红层多级平推式滑坡中拉陷槽发育的初级阶段，进一步佐证了横张节理作为后壁促进了滑坡的发育。

从滑坡滑面来看，约达滑坡类似于原生层理型滑坡，但两侧边界与滑坡后壁发育特征则大不相同，主要受褶皱作用形成的两组直交张性节理控制，导致地层解体，岩体严重劣化，因此相较于顺层滑坡，此类滑坡的体量、形变和危害性也更大。

4.4   觉学褶皱节理型滑坡

觉学滑坡地处藏东昌都市邦达社区觉肖瓦村，位于澜沧江河谷右岸复式向斜北东翼形成的反向坡，地层岩性为中侏罗统东大桥组（J₂d）砂泥岩（图7）。觉学滑坡平面形态为长舌状，滑向约21°，与向斜枢纽垂直（图7a），滑坡后缘高程3692 m，前缘为澜沧江右岸一支沟沟口，高程3462 m，相对高差230 m。滑体宽度介于220～460 m，平均约300 m，滑体两侧发育季节性冲沟，前缘具常年渗水点，中部微地貌显著，可见次级圈椅状拉裂缝（图7b），指示主滑体就位之后具有局部复活特征。钻探工程揭露显示，滑体厚度介于21～42 m，平均28 m，估算方量约5460000 m³，属大型滑坡。滑带位于潜水面之下，由紫红色泥质物质组成，偶夹砂砾石，水化严重，干燥后可见收缩纹。

图  7  觉学滑坡发育特征

a. 滑坡全貌；b. 滑坡纵剖面图

Figure  7.  The characteristics of Juexue landslide

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觉学滑坡区主要发育轴面劈理、“X”型共轭剪节理和层间剪节理等3类构造面。其中，层间剪节理随岩性不同具折射现象，产状变化较大，未单独测量。轴面劈理呈半扇形分布于向斜北东翼（图7b），产状25°∠（81°～45°）。在滑坡后缘，地层层理反倾，产状约240°∠60°，轴面劈理则与之相反（图7b），作为临空面，与滑坡滑向相近，而在滑坡后缘左侧，轴面劈理穿切地层层理，沿滑向方向出现了约30 cm的下挫，结合钻探揭示的滑面显示出波状起伏特征（图7b），表明受到了先成构造面的约束，暗示滑面由轴面劈理的追踪、改造演化而来。

“X”型共轭剪节理在滑坡区极为发育，节理面光滑、平直，透入性强，可达2～5 cm/条，产状分别为119°∠59°和321°∠74°。因抗风化能力的差异，泥岩层分布区表现为平滑的坡面，砂岩层形成“锯齿状”条带，共轭剪节理呈大角度相交，将地层切割为菱形块体，在破碎地层的同时，为滑坡在反倾斜坡的发育提供了边界条件。在构造面下半球赤平投影图上，滑坡滑向与轴面劈理、“X”型共轭剪节理锐夹角方位和坡向基本一致（图8），显示斜坡稳定性差，进一步表明构造面控制了滑坡的发育。

图  8  觉学滑坡区主要结构面赤平投影图

Figure  8.  Stereogram of main structural planes in Juexue landslide area

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4.5   森林公园断层节理型滑坡

森林公园滑坡位于昌都市卡若区南侧生洛村澜沧江右岸，斜坡地层岩性为中侏罗统东大桥组（J₂d）泥岩、砂岩和粉砂质泥岩互层，地层产状为233°∠56°。滑坡平面形态为半椭圆状，一坡到顶，滑坡前缘紧邻G214道路和澜沧江（图9a），滑坡中部地层因重力牵引具“弯倒哈腰”现象（图9b）。滑坡滑向74°，与地层产状相反，滑坡后壁基岩出露，后缘高程3525 m，前缘高程约3208 m，相对高差317 m，纵向延伸约1000 m（图9c）。滑体上分布较多居民点、道路等，布设有GNSS实时位移监测设备，滑体前缘设置了挡墙和方形格构等加固工程。

图  9  森林公园滑坡发育特征

a. 滑坡全貌；b. 滑坡右侧红层牵引特征；c. 滑坡纵剖面图

Figure  9.  The characteristics of Forest Park landslide

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森林公园滑坡所在的斜坡结构类型为反向坡（图9c）。除层理面外，滑坡区主要发育小型脆性剪节理、剪切带，剪节理规模较小，规模稍大者为剪切带，两者产状相近，约59°～65°∠53°～56°，性质相同，均为压剪性（图10a），将地层错开超过30 cm。剪切带宽度变化较大，介于0.1～1.3 m，剪切带内片理化严重，泥质物质被剪切成片状，砂岩体形成“σ”型构造透镜体，透镜体内发育书斜构造，两者均指示压剪性（图10b）。而在单层砂岩层内，可见砂岩层沿层系被错开形成平行层理的次级层理面（图10b），砂岩与泥岩层之间的层理呈波状起伏（图10a），是剪切留下的痕迹，表明红层层理间同样具有剪切作用。

图  10  森林公园滑坡区构造面发育特征

a. 滑坡后缘红层构造面发育特征；b. 剪节理剪切特征；c. 滑坡后壁滑面特征；d. 滑坡前缘剪出口滑面特征

Figure  10.  The characteristics of the structural plane in Forest Park landslide

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在滑坡后缘顶界可见剪节理产状与层面斜交，而与滑坡后壁产状近于一致（图9c），暗示滑面的形成受到了剪节理或剪切带的控制。同样地，在滑坡后壁中部调查发现了沿剪节理发育的滑面痕迹，滑面光滑，具垂直滑向的不规则横向张裂隙（图10c）。在滑坡前缘剪出口、G214道路所在的边坡，滑带宽度4～7 cm，与砂岩层理斜交，主要由平行滑面的泥质物质组成，呈片理化的泥质纹层（图10 d），进一步佐证了剪切带和剪节理控制了滑坡的发育。

森林公园滑坡区构造面调查结果显示，层理面、剪节理及宽度稍大的脆性剪切带性质为压剪性，且具剪切位移。若两者为共轭剪节理面，则以两者锐夹角平分线推算的最大主应力朝上，应属张剪性节理，但这与现场调查发现的客观地质事实相矛盾，因此推测为逆断层派生的压性剪节理。通过路线穿越调查，项目组在滑坡南西侧4 km处发现了F₂区域性顺层逆冲断层，断层面与层面产状近似，通过67组构造面产状数据测量反演所得的最大主应力与北澜沧江结合带主应力方位一致，属于北澜沧江结合带的次级断层。F₂断层与滑坡相对位置关系如图3e所示，F₂断层分布、发育特征及详细的区域应力反演过程详见文献（李洪梁等，2022c）。断层发育2组派生剪节理S₁、S₂（图11），分别对应滑坡区的剪节理/剪切带、层理，由于主断层面产状与沉积层理面产状近于一致，因此S₂多表现为追踪和改造原生层理。综上可知，森林公园滑坡受控于逆断层派生的剪节理、剪切带，为断层节理型滑坡。

图  11  逆断层及派生剪节理示意图

a. 逆断层派生节理分布特征；b. 逆断层派生节理应力状态

Figure  11.  Schematic diagrams of reverse fault and derived shear joint

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对森林公园滑坡进行的研究表明，软硬相间红层中，泥质岩层软化明显，砂岩地层在无节理等构造面时是良好的锁固段，但密集发育的透入性节理破坏了砂岩层的锁固效应，在后期外动力作用加持下，不断蠕滑，是反倾斜坡发育大型滑坡的主要控制因素。同时，地质灾害不一定均分布在断裂带边部岩体破碎严重的部位，远离断裂带的区域受应力作用影响，虽未导致岩体的明显劣化、破碎，但区域构造应力场会在断裂带外围岩体内形成大量透入性节理等派生构造面，进而控制地质灾害的发育。因此，在进行灾害地质调查及断裂带缓冲区分析等相关研究时，应加以考虑断裂带对岩体劣化的远程效应，以全面分析灾害发育机制。

5.   讨论与建议

文章通过近几年在藏东昌都红层地区的工作积累，从构造地质学角度出发，重点剖析滑坡发育的边界条件，结合典型实例，总结归纳了区域红层滑坡的地质成因模式，以期丰富和完善红层滑坡及其相关灾害研究。滑坡作为内、外动力地质作用耦合过程的产物，其中内动力地质过程占主导，外动力地质作用多为触发或促发因素（李洪梁等, 2022b）。除原生沉积层理外，构造面作为区域构造演化的产物，是内动力地质过程的重要表现形式之一，而滑坡的发育主要受构造面控制。曹鹏等（2021）对白格滑坡斜坡地质结构特征的解析认为，滑坡体两侧及后缘边界受断层破碎带控制，为滑坡提供了侧向及后缘切割面；裴向军等（2015）对大光包滑坡的工程地质测绘、物探和室内微观测试显示，滑坡滑带为震旦系（Z）灯影组白云岩的层内错动带；郭朋瑜等（2023）对四川茂县新磨村滑坡启动机制的分析发现，斜坡发育2组节理面，两者组合形成阶梯状破裂面，构成了“锁固段”岩体破坏边界条件，控制了滑坡的启动；许强等（2023）系统归纳总结了川东红层地区地质灾害类型、形成条件和特征，指出红层竖向构造面的发育为降雨入渗提供了通道，形成静水压力，促进了滑坡发育。相关案例不胜枚举，可见构造面是滑坡发育的主控因素，对滑坡区构造面的深入调查、解析有利于揭示滑坡发育的内在机制，为滑坡监测预警和工程防治等提供理论依据。

构造面是区域构造演化的重要产物，记录了区域构造演化过程，是反演内动力地质作用的主要“探针”之一。不同区域红层滑坡的发育受区域构造演化的制约具有一些鲜明的特点。以研究程度较高的川东红层滑坡为例，该区域位于四川叠合盆地东缘龙门山前陆地带，远离同期洋−陆俯冲和碰撞作用，其形成仅与大陆岩石圈板内挤压、挠曲相关，缺乏蛇绿岩带和下伏被动陆缘沉积体，内部沉积体系受板内挤压、扰曲构造及由此引起的湖平面升降控制。区域构造格架为早期基底断裂和晚期挤压构造叠加形成的北东—南西向“隔挡式”褶断带，表现为背斜窄而紧闭，向斜宽而平缓（李忠权等, 2011; 王学军等, 2015; 郑荣才等, 2012; 邹玉涛等, 2015）。红层滑坡则主要分布在背斜、向斜之间地层缓倾的过渡带，以发育平推式顺层滑坡最具代表性（许强等, 2023），且规模相对较小。滑坡后壁和两侧边界主要受与褶皱同期的横张节理和纵张节理控制，滑面多为原生层理面，这也就是川东红层滑坡滑向基本与四川盆地边缘构造带垂直（唐然等, 2021）的根本原因。本次研究区所在的藏东昌都红层紧邻北澜沧江结合带（LCS），区域构造样式受北澜沧江洋的双向俯冲及洋盆闭合后南羌塘地体（SQT）与北羌塘地体（NQT）之间的碰撞造山过程制约（Dong et al., 2013; Peng et al., 2015; Zhai et al., 2011; 李洪梁等, 2021; 2023），红层区西南侧展布北西—南东向构造混杂岩，褶皱造山作用显著，区域地层严重掀斜，甚至倒转，产状高陡、直立，地层内部构造面密集发育，透入性强，在澜沧江两岸基本以高陡反向坡为主，而红层滑坡却集中分布于此，且规模巨大，具潜在堵江风险。滑坡边界主要受造山作用伴生的构造面控制，与川东红层滑坡相比，两处红层岩性及物理力学性能指标相似，但前者在滑坡规模、危险性和风险性等方面均大于后者，体现出截然不同的特点，归根到底还是区域构造背景的差异所致。

综上分析认为，构造面是红层滑坡发育的主控因素，而区域构造面的发育样式及组合特征则受区域构造演化过程制约，经历不同构造演化过程的红层盆地形成了截然不同的构造面组合，进而体现出截然不同的滑坡发育特征。因此，针对滑坡调查研究，建议在搜集资料时，详细查阅区域基础地质资料，明确研究区构造演化过程及控制的构造框架，对区内潜在的构造面组合特征做到心中有数；在进行实地调查时，调查范围除涉及滑坡区常规调查内容外，还应重点调查滑体外围基岩中的构造面类型、发育特征，并与滑坡发育的边界条件进行对比分析，必要时还应进行构造解析，追踪构造面发育与区域构造的分期、配套。

6.   结论

（1）藏东昌都红层位于昌都叠合盆地西南侧，紧邻北澜沧江结合带（LCS），是盆地萎缩阶段晚期在炎热干旱的氧化环境下沉积的一套以内陆湖泊相为主体的侏罗系砂岩、粉砂岩和泥质岩，地层构造面极为发育，物理力学性能弱。

（2）从滑坡发育的边界条件入手，总结归纳了藏东昌都红层滑坡的地质成因模式，包括原生层理型、层理断层型、层理节理型、褶皱节理型和断层节理型等5类，并结合区域典型案例进行了剖析。

（3）构造面是红层滑坡发育的主控因素，建议在明确研究区构造演化过程及构造框架的基础上，精细刻画滑坡区构造面发育特征，以揭示滑坡发育的内在机制，指导滑坡监测预警和工程防治等工作。