汶川震后滑坡演化特征
（一）汶川震后滑坡主要特征
汶川地震之后，在降雨作用下，震松的斜坡岩体、松散堆积体等再次发生变形破坏，常以滑坡复活及泥石流等形式造成危害，表现出明显的链生性（张永双等，2016b）。以龙门山地区G213国道和映秀-卧龙S303省道震后汛期滑坡特征为例，震后滑坡表现出以下主要特征：
（1）缓倾的蠕滑型坡积物滑坡（斜坡）与震前差异不大，地震对该类滑坡的稳定性影响较小。
（2）地震产生的高位滑坡在坡肩或高平台形成松散块石堆积体，在降雨作用下，这些松散块石堆积体易顺坡滚落，对下方公路构成严重威胁。
（3）地震作用导致边坡中上部岩体结构损伤（震松岩体），常形成危岩体，在随后的余震或降雨作用下，易出现崩塌、滑坡灾害，该类致灾过程通常具有一定的滞后性。此外，与龙门山断裂产状一致的密集节理常造成致密的彭灌杂岩表现为顺向坡，易出现滑坡灾害隐患。
（4）当断裂带从软弱岩体斜坡中部通过时，在断裂和降雨联合作用下，易出现推移式滑坡，即滑坡从断裂带处启动，滑体向下依次叠置，而不表现为前端启动的牵引式。
（5）地震滑坡形成的大量松散堆积体，在震后交通恢复重建时多成为路堤填方，因而路堤边坡易产生滑坡或坍岸。
（二）地震-滑坡-泥石流灾害链演化过程
汶川震后出现了一系列严重的泥石流灾害，其形成演化特征具有一定的相似性。根据野外调查分析，可以将地震-滑坡-泥石流灾害链的形成演化过程大致分为以下4个阶段：
（1）孕育阶段。龙门山地区强烈的新构造活动形成了高山峡谷地貌，相对高差大，不仅容易积累势能，而且影响着动力、水、气的耦合作用，有利于大型滑坡的发生。活动构造带密集发育、类型多样的岩体结构面，导致斜坡完整性大大降低，从而促进斜坡的变形和破坏。在断裂带通过的斜坡，岩体易风化，松散层厚度较大，为滑坡的形成创造了有利条件。上述因素的存在，预示着断裂一旦剧烈活动（地震），势必造成严重的地震地质灾害。
（2）地震同震滑坡阶段。地震地质灾害的规模、特征、频率与活动断裂有密切的关系。汶川地震诱发的大型滑坡很多是在断裂上盘启动，启动物质多为断裂带及其上盘岩体，随后在断裂下盘堆积和运移。地震滑坡通常会在运移过程中发生铲刮和撞击作用，由滑坡转变为碎屑流。野外调查和综合分析表明，地震高速远程滑坡的致灾后果取决于其启动方式、飞行路径和堆积特征。
（3）震后滑坡-泥石流发育阶段。强震之后，崩塌、滑坡和泥石流等地质过程和灾害现象将会呈现出在一定时间内增强或显著增强的趋势。汶川震后3～5年内，不仅新的崩塌、滑坡继续频繁发生，而且大量崩塌及滑坡物质堆积于沟道内，造成泥石流灾害群发、频发。尤其是汶川震区震后高位泥石流规模及数量显著增大，大量松散堆积物从高处向沟道汇聚，表现为流速高、流量大、破坏力强等特征。
（4）高位泥石流的动态演化-衰退阶段。在后期长历时的强降雨作用下，在沟谷斜坡形成的坡面碎屑流、小型滑坡和崩塌等松散堆积物会逐年减少，呈震荡式的衰减下降，最终恢复到震前水平。
（三）地震-滑坡-泥石流灾害链形成演化实例
1.绵竹走马岭沟滑坡-泥石流灾害链
绵竹市清平镇走马岭沟在汶川地震之前并非泥石流沟，地震之后，大量地震崩塌、滑坡体为泥石流的形成提供了丰富的物源。2008年9月24日，走马岭沟域左侧3条支沟上游的松散堆积物首先启动形成泥石流；2010年8月13日，整个沟域9条支沟均暴发泥石流，流域上游坡面松散堆积物同时启动，并大规模进入主沟（图4-10）。
图4-10 2008—2010年走马岭沟泥石流动态变化图
走马岭沟震后经过2008—2012年5个水文年后，沟域物源特征发生了较大的变化（图4-11），主要表现为物源储量和物源供给方式的变化，前3年由于滑坡范围扩大且降雨诱发新的滑坡，堆积扇范围增加迅速，2008年5月18日走马岭沟口未见泥石流堆积，2008年9月24日暴发泥石流后，在沟口形成面积为6.12×104 m2的堆积扇。2010年8月13日在沟口进一步形成面积约8.5×104 m2的堆积扇。在随后的两年，由于流域内出现了部分植被恢复区，移动物源相对减少，泥石流堆积区新叠加的堆积扇规模趋于平缓。随着时间的推移，该泥石流沟的物源分布面积和物源量将呈现震荡式的衰减下降，高位泥石流灾害发育强度逐渐降低（图4-11），最终恢复到震前水平。(https://www.daowen.com)
图4-11 走马岭沟泥石流物源面积演化曲线
2.绵竹文家沟滑坡-泥石流灾害链
文家沟泥石流属于典型的高位泥石流，具有滑坡-碎屑流-泥石流的成灾模式。文家沟在汶川地震前未发生过泥石流，在地震过程中沟源斜坡发生滑坡（文家沟滑坡），滑坡-碎屑流堆积于沟道中，将原沟道完全掩埋，成为泥石流松散物源。震后2008年9月24日文家沟首次发生泥石流灾害，之后多次发生泥石流灾害（图4-12）。截至2010年9月18日共发生5次大型—特大型泥石流，其中尤以2010年8月13日发生的泥石流规模和造成的灾情最大。目前，沟内松散固体物源仍极为丰富，文家沟泥石流激发雨强较震前山区泥石流激发雨强经验值大大降低。
3.都江堰红椿沟滑坡-泥石流灾害链
汶川地震在红椿沟内诱发大量崩塌、滑坡，由于沟道较平缓，平均纵坡坡率232‰左右，且崩塌、滑坡滑动方向与沟道走向近于正交，松散物质多前冲堆积于沟道内，成为泥石流的主要固体松散物源。在震后降雨条件下，由于滑坡堆积体的阻挡，沟道中地表径流不畅，入渗于沟道堆积物中。一方面导致沟道内新老松散堆积物同时饱水，另一方面在松散堆积层与下方隔水的基岩和接触面附近形成潜流，使该接触面成为一软弱面。上覆松散层饱水后，抗剪强度降低，达到一定程度时，在下游临空处沿软弱面以集中的塑流变形方式，逐级牵引发生破坏，形成溃决型泥石流。2010年8月12～14日降雨量达163mm，引发了红椿沟泥石流灾害，形成宽约100m、长约300m的堰塞体，将岷江河道堵断，致使河水改道岷江右岸，冲进映秀新区（图4-13）。
红椿沟滑坡-泥石流的形成过程可分为地震时滑坡体启动入沟堵塞阶段、沟道径流汇聚潜流阶段、溃决破坏阶段和后续泥石流阶段。
（1）地震时滑坡体启动入沟堵塞阶段。在地震作用下，滑坡体物质高速下滑，前冲进入红椿沟沟道，由于对岸斜坡阻挡，在沟道内纵坡较缓处停积。
（2）沟道径流汇聚潜流阶段。强降雨时，由于沟道堵塞，造成沟道径流汇聚，堆积体以及松散的原沟道堆积物饱水，并在松散透水层与密实的下伏冰水堆积和隔水基岩处形成潜流。
（3）溃决破坏阶段。首先下游临空段发生塑流破坏，随后牵引上游堆积体发生大规模破坏，形成规模大、流速高的泥石流。
（4）后续泥石流阶段。堆积体溃决后，沟道两岸松散堆积物继续以沟岸滑塌、溯源侵蚀等方式补充到沟道中，形成长历时的泥石流。
图4-12 绵竹文家沟泥石流特征
图4-13 红椿沟泥石流暴发前后的岷江河道
综上所述，红椿沟滑坡-泥石流的堵溃效应主要表现在两个方面：一是在地震作用下滑体物质前冲堵塞沟道，强降雨时地表径流在此汇聚，同时分散的坡面堆积物源和沟道崩滑物源也随地表水流汇聚、叠加，然后再集中启动，形成流量大、流速高、破坏携带能力极强的泥石流。二是堵塞沟道的物源以溃决方式启动后，导致沟道两岸继续发生滑塌，并发生溯源侵蚀，更多物源启动并参与泥石流活动，形成溃决之后的后续泥石流物源，产生超长历时的泥石流活动。