评价滑坡稳定性已不适用。因此，深入研究董家梁滑坡的滑动特征及成因机制，不仅可以为该类滑坡的治理及预防提供技术支撑，还可以补充完善红层岩质滑坡的机理，为县市区地质灾害调查与区划工作提供新的思路，具有重要的现实与理论意义。
1 花楼乡董家梁滑坡地质环境条件
董家梁滑坡所在斜坡区为脊状山梁的侧向临空一侧区域，斜坡坡向为180°，近南北向，北高南低，总体坡度在20°-30°，呈陡缓交替的阶状地形，临空条件较好（图1）。
区内出露地层主要为侏罗系中统上沙溪庙组（J2s），岩性由砂岩和泥岩组成。滑坡区斜坡上部以泥岩为主，风化强烈，岩体破碎；下部以砂岩为主，夹少量极薄层泥岩及砂质泥岩，砂岩中厚层状，岩体完整性较好，岩层总体产状为240°～220°∠18°～23°，为倾向下游的缓倾单斜地层。
滑坡所处构造位置属大沙背斜的南西翼，紧靠背斜核部。受构造影响，岩体中发育平行与垂直构造轴线节理裂隙，主要有三组节理：（1）节理裂隙L1：产状，135°～167°∠54°～66°，平直较光滑，延伸数米至几十米，是董家梁滑坡主要的控制性结构面；（2）L2：产状，55°∠68°，起伏粗糙，延伸较小，一般在0.6～1.0 m，多闭合；（3）L3：产状，265°∠63°，起伏粗糙，延伸较小，一般在1.0～3.0 m，局部张开0.5～1 cm。节理裂隙不仅构成滑坡的后缘及侧裂边界，同时还是斜坡区基岩裂隙水的主要运移通道。钻孔揭露滑坡地下水位置埋藏较深，但在滑坡后的滑面位置发现一泉点岀露，滑坡发生数月后，该泉点仍有泉水流出，流量约2 Lu/d。
2 花楼乡董家梁滑坡基本特征
滑坡滑动后在斜坡中后部形成一楔形的凹槽，滑坡后缘可见高达10余m的基岩滑壁，产状150°∠72°，微起伏，较光滑，有渗水现象，滑坡滑动后形成的坡体形态见图2。滑体物质由强风化砂泥岩滑动破碎而成的砂泥岩块石及斜坡表部第四系残坡积物组成，初期堆积物因水分较多而成浓稠泥浆状，下部块石被泥浆包裹，滑坡表面分布少量块石，块石直径在50～100 cm之间，滑动距离较小块石直径可达200 cm，见图3。滑坡滑动后，在滑坡后缘形成松动变形区，岩体因牵引拉裂而松动破碎，见图4。通过对滑坡坡体结构、滑体变形破坏及运动特征、滑動后所形成的地形地貌等因素的综合分析，将该滑坡划分为滑坡启动区（A区）、滑坡西侧推挤滑动区（B区）、滑坡东侧牵引滑动区（C区）三个部分，见图5。各区变形破坏特征简述如下。
（1）滑坡启动区（A区）。该区位于滑坡中部，为结构面及层面围限而成的楔形块体，滑坡发生后形成一楔形凹槽，见图6。后缘滑壁为结构面L1，该组结构面微起伏较光滑，延伸远，贯通性较好，显示该结构面为早期形成的控制性边界；L2、L3结构面构成楔形块体的两组侧裂边界，而这两组结构面延伸短，贯通性差，但发育间距小；层面构成该区域的底部边界，裸露层面岩层为钙质页岩，层面上残留青灰色钙质薄膜，可见明显擦痕，方向与走向近一致，见图7。
（2）滑坡前缘牵引滑动区（B区）。该区位于滑坡西侧，即右下方位置，受A区岩体滑动的牵引、推挤作用，B区各部分表现出不同的受力形式，在外侧表现为受A区滑动的推挤变形，在内侧与A区相接部位表现为拉裂破坏变形。因B区沿层面方向受阻，坡面岩体松动破碎，局部发生岩体陡倾现象，大量强烈变形破坏岩体残留于斜坡中，仅少量沿顺走向沿临空方向（200°方向）滑出，见图8。
（3）滑坡后缘牵引滑动区（C区）。该区位于滑坡东侧，随着A区岩体从滑床中剪裂挤出，一方面C区岩体下部失去支撑，另方面A区滑动牵引作用导致该区岩体发生沿层面倾向（240°）滑移拉裂破坏。该部分启动后，在前缘滑体牵引作用下，滑体由顺层滑动转为沿临空方向（200°）滑动，并在滑动中因差异滑动而解体。当滑坡启动后，斜坡中水压力逐渐消散，滑坡动力转变为由滑体重力牵引，当重力下滑分力小于层面摩阻力及侧裂结构面抗力时，该部位也即滑坡边界，滑动停滞。后缘残留岩体参差不齐，撕裂特征明显（图9）。
3 滑坡形成过程及机制分析
2010年7月16日17时至18日18时，达州市由北向南出现强降雨过程，万源市城区累计降雨量达到462.2 mm，超过有气象记录以来的历史极值。特大暴雨导致河水猛涨，水位很快涨至斜坡下部公路位置，阻塞地下水排泄通道，斜坡坡体内地下水汇聚，裂隙水水位快速增高，水压力急剧上升，并沿滑坡后壁裂隙、层面及侧向裂隙等部位产生顶托、挤入楔裂、劈裂作用。在此过程中，侧裂结构面L2和结构面L3逐渐张开、扩展，最终剪断锁固段并形成贯通性侧滑边界；同时地下水的浸润、顶托作用，层面结构面强度急剧降低。随着水压力的继续增加，当水压力与重力下滑分力的合力超过A区岩体的抗滑力时，该区岩体开始顺层面并沿近于走向方向（160°）发生滑动。该滑坡的形成过程大致可划分为能量蓄积阶段、滑坡启动破坏阶段和停滞阶段。
（1）能量蓄积阶段。调查发现在A区岀露滑面位置处发育泉点，泉既是地下水排泄通道，也是与地表水体相联系的通道，与泉所联系的地下水传递来自水头的静水压力。特大暴雨一方面加速了水头高度的增加，另一方面导致河水上涨阻碍了地下水的排泄。持续两天多的强降雨，在斜坡中所蓄积的高水头差转化成势能，为该区斜坡岩体的变形提供了强大的力源。由静水压力转化的势能不同于滑坡滑体重力下滑分力所转化的势能，力源来自于物体外部，同时水的流动性特征，决定了水压力具有进入裂隙、孔隙等各类空间的便利条件。
（2）滑坡启动破坏阶段。随着降雨的持续，雨量继续增加，当积累的水头所转化的势能超过岩体中结构面强度及局部岩桥强度，岩桥被剪断，该部分岩体首先开始出现滑动破坏，随后牵引周围岩体发生变形破坏，如同多米诺骨片效应。由于A区受力较大，首先发生变形并直至破坏，在这一过程中，其对右下侧的B区产生推挤，对左上方的C区产生牵引张拉，因此，A、B、C三区具有不同的变形破坏特征：A区最先破坏，且破坏最为彻底，仅滑面后部有局部残留，滑动方向与岩层走向（160°）近于一致；B区滑动晚于A区，且在A区滑动推挤及拉张作用和沿倾向方向岩体阻碍共同作用下，总体沿与走向小角度夹角方向滑出，局部发生岩层陡倾现象，坡体残留大量松动破碎产物；C区与B区近同时发生，但持续时间长于B区，滑动方向总体为顺层面倾向方向，后缘残留大量松动变形体，滑坡启动到变形破坏过程见图10。
（3）滑坡停滞阶段。斜坡中因水头上升而集聚的能量因滑坡滑动而逐渐消善，滑体在重力作用下局部继续产生变形，当重力的下滑分力与滑坡抗滑力（结构面、滑面摩阻力及岩石抗拉强度）平衡时，滑动处于停滞状态，斜坡逐渐恢复平静。
滑坡从孕育、启动至结束的整过过程中，滑体不同部位受力情况不同，形成的力学机制也有所差异，滑坡变形受力情况包含了推挤、牵引（拉张）、和撕裂（扯）三种力学行为。
（1）推挤作用。高水头压力沿结构面对岩体产生强烈的推挤、劈裂作用，首先将侧裂结构面L2和结构面L3，以及层面结构面中的岩桥（锁骨段）剪断，促使该部分岩体首先发生滑动变形破坏，这正是所谓的水锤机制促使了滑坡的形成[13-16]。
（2）牵引作用。当水压力对A区岩体产生推挤作用的同时，由于该部分岩体与B区、C区岩体并未完全脱离，岩体之间存在较强的结构联接，因此，在B、C区岩体中将产生张拉作用力，从而牵引该区岩体发生变形。在B区后侧产生顺层面走向方向的牵引破坏，前侧岩体沿倾向方向受阻，在A区岩体推挤作用下而形成近直立的陡倾现象，如图7所示；在C区则产生顺层面倾向的牵引滑动，其后缘滑壁及层面上均可见滑动留下的擦痕。
（3）撕裂作用。在C区后部，当该区岩体在A区岩体牵引及自身重力作用下沿层面发生顺层滑动，张拉及牵引作用由前缘逐渐向后部传递，牵引力受层面摩阻力及侧裂结构面岩桥抗拉强度阻碍而逐渐减弱，在后缘边界处，两种力相对均衡时，表现出对该位置岩体的撕裂作用，岩体出现参差不齐拉裂破坏特征，见图8。
4 结论
（1）花楼乡董家梁滑坡不同区域具有各自的受力机制、滑动方向。由此，将滑坡划分为滑坡启动区（A区）、滑坡前缘牵引滑动区（B区）、滑坡后缘牵引滑动区（C区）三个部分，不同部位差异滑动，形成一部位发动，多部位联动的破坏模式。
（2）滑坡滑動的主要动力来源于暴雨形成的强大渗透压力，水压力沿结构面（后缘）产生的推力及挤入劈裂作用导致滑坡A区首先发生“溃决”式滑动，随后牵引B区和C区产生顺层滑动。
（3）该类滑坡破坏模式特殊，在地质灾害调查中将场镇等人口密集区内具备滑坡基本物质条件的斜坡纳入重点评估范畴，细化并完善滑坡地质灾害调查和评估的时空范围。
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