0 引言

1856年重庆黔江与湖北咸丰之间的6级地震是发生在地震活动相对较弱的长江中游地区的1次中强地震。该地震造成了严重的次生地质灾害，触发了一系列规模巨大的崩塌滑坡，导致山崩地裂、山河改观。史料记载，大路坝(黔江北13km)山崩十余里，压死左右居民300余家，山石雍河，水逆流，溪雍成湖。广袤20余里。黔江： 室宇晃摇，屋瓦皆飞，民惊号走出，仆地不能起(国家地震局震害防御司，1995)。

例如，教师可以从最基本的启蒙诗词《静夜思》入手，通过为幼儿讲解著名诗人李白创作这首古诗的背景，进而激发幼儿的阅读兴趣。具体来讲，教师可以如是说：“小朋友们，今天我们来一起学习一首古诗，诗的名字叫做《静夜思》，这首诗由我国著名诗人李白所作，李白在创作这首诗的时候，正处于一个皓月当空的深夜，你们想知道作者怎样结合深夜意境创作出这首诗的吗？”幼儿异口同声：“想。”如此，便可以有效激发幼儿的阅读兴趣，继而培养幼儿良好的阅读习惯。

这次地震灾害引起许多专业人员的关注，唐荣昌等(1993)、李庆海(2001)等对该次地震的发震构造进行了分析，崔芳鹏等(2008)通过对小南海崩滑堆积体进行野外地质调查和工程地质勘察等相关工作，阐述了该崩滑堆积体的基本特征和形成机制。申通等(2014)基于重庆黔江小南海相关研究资料，通过对复原的小南海坡体进行失稳分析，计算得出使岩体产生崩滑破坏的地震力临界条件。本次工作旨在结合野外实地调查和无人机航拍技术，对崩滑体的形态特征进行描述和分析，并从现代构造应力场、地质构造背景、岩体地层倾向、倾角以及节理发育特征等诸多方面探讨其形成机制。

1 区域地质构造背景

图 1 区域地震构造图 Fig. 1 Regional seismotectonic map. F1明月峡断裂；F2梁平-綦江断裂；F3齐曜-金佛山断裂带；F4方斗山断裂带；F5建始断裂；F6彭水断裂带；F7恩施断裂；F8黔江断裂带；F9咸丰断裂；F10来凤断裂；F11慈利-张家界断裂

以小南海为中心半径150km区域(107°15′～110°24′E，28°22′～31°04′N)内地质构造主要表现为NE向隔挡式褶皱及其伴生断裂。据以往调查(中国地震局地质研究所，2013)，区内断裂发育， 以NE向为主，多为早、中更新世活动断裂或前第四纪断裂。主要有齐曜山-金佛山断裂、建始断裂、恩施断裂、彭水断裂、黔江断裂及咸丰断裂等(图1)。区域现今地质构造格局早在新生代之前就已形成；新构造运动以来，主要表现为地壳整体缓慢抬升与断块差异运动，并遭受长期剥蚀。

黔江断裂是1条规模较大、活动性较强的区域性断裂。一般认为该断裂是区域范围最大历史地震(1856年大路坝地震)的发震构造。地震极震区位于黔江断裂的上盘。断裂总体走向NE，倾向NW，兼有右旋走滑性质; 断裂主要发育于古生代地层中，为切割较深的背斜扩展断裂。崩塌滑坡区内主要出露地层有志留系泥岩与砂岩、二叠系灰岩，第四系不发育(图2)。

图 2 崩滑体位置与地层分布图 Fig. 2 Map showing locations of slump masses and strata.

2 大路坝地震诱发崩塌滑坡特征

(2)地层岩性与产状。崩塌滑坡区及附近岩层主要为志留系中统罗惹坪组紫红色砂岩与青灰色泥岩，不等厚互层。砂岩层厚6～10cm；泥岩层理发育，呈片状，厚2～3cm，泥岩夹层硬度低，可污手。岩层平直延伸，产状为130°～140°∠5°～8°，岩层向SE方向缓倾(图16)。

本次调查，采用了无人机航拍技术，生成DOM影像和DEM数据，其精度达到1m以内，从而可以结合野外实地观测更加细致准确地描述崩塌滑坡的诸多细节特征，诸如小南海崩塌滑坡分区、崩滑体剖面图绘制等。

2.1 小南海崩滑体

小南海崩塌滑坡堆积体主要位于堰塞湖的北岸与东岸，崩滑体面积约1.5×106m2，其中东岸堆积体主体构成堰塞坝。以往研究认为崩滑体主要由大垮岩与小垮岩2处崩滑体组成，在本次调查中发现紧邻小垮岩的东侧还有2处规模相对较小的陡壁，后缘陡壁与大垮岩、小垮岩相似，陡壁面走向相同，崩滑堆积体风化程度相当，可以认为是同一次地震形成的崩滑体。因而实际上该处的崩滑体由3个不同的崩滑体组成(图3)。

图 3 滑坡后缘陡崖 Fig. 3 Rear scarps of landslides.

地震发生在黔江小南海与咸丰大路坝交界地区，在相互距离不到10km的范围内，形成3处规模巨大、移山填沟的大型崩塌滑坡体。3处崩滑点总体沿NNE方向分布，并具有以下共同特征： 1)崩滑体原始地层平缓并微向SE倾斜；2)崩滑方向总体为SE向，且滑移距离较远，为顺层滑坡；3)崩滑体后缘陡壁产状与区域2组陡立节理产状较一致(详见3.2节)。

图 4 小南海滑坡分布图 Fig. 4 Distribution of landslides at Xiaonanhai.

坡体本身的地貌形态、组成坡体的岩层结构特征及风化程度是导致崩塌滑坡的内在原因。由于3处崩塌滑坡区地貌特征、岩层产状与构造节理等较为相似，我们以崩滑规模最大的小南海为例进行分析。

图 5 大垮岩崩塌体分布图 Fig. 5 Distribution of Dakuanyan slump masses. Upper: Planar view. Lower: Cross section with lithology. 1 泥岩；2 砂岩；3 堆积物；4 湖水

(1)大垮岩。大垮岩崩滑体后缘陡壁呈三角形，高约200m，总体沿 296°方向延伸。如图5a所示，按平面特征崩滑体可以分成3个区域： 1)1区为砂砾岩块坡积，长约100m，宽约400m，主要为青灰色的细砂砾岩夹少量碎石，在现场调查中，大小不一的岩块仍不断从陡壁落下，因而该砂砾岩块堆积坡应是后期陡崖岩石在重力卸载作用下逐渐形成的，划分为后期崩塌区；2)2区为大的崩塌岩块堆积，长约 1i000m，宽约 300m。崩滑体运动受到轿顶山西翼山脊阻挡，部分冲覆堆积于轿顶山西翼山脊之上，主要部分顺沟槽向下运动，向 SSE方向展布，堆积于主滑体西部；3)3区崩滑体呈 SE 向隆岗状堆积，堆积体总长约 1i000m、宽约 350m。

在长江中游地区，地震诱发大规模崩塌滑坡的现象极为罕见。为什么在黔江小南海与咸丰大路坝交界地区地震会诱发大规模的崩塌滑坡？在此有必要从崩塌滑坡的触发条件、该地区地形地貌特征及坡体的内部结构特征探讨崩塌滑坡的形成机制。

图 6 风化形成的凹岩腔 Fig. 6 Photo showing niches formed by weathering.

(2)小垮岩及新发现陡崖。如图7 所示，后缘壁为3个三角形陡崖，总体沿 296°方向延伸；小垮岩陡崖较高，高差约100m，其余2个陡崖高差在50m左右。在图7 中沿BB′所示弧线可以明显看出2个崩滑体中间有1条沟槽，为负地形，将小垮岩与其东侧2处崩滑体明显分割；2处小崩滑体之间没有发现明显的沟槽负地形，暂时划分成1个崩滑堆积区。小垮岩滑坡轴为SE方向；崩滑堆积区(①)长约1i000m，堆积区后部宽约300m，前部宽约500m，大体呈扇形分布，堵塞沟口，形成堰塞坝。在图8(沿图7 的AA′测线剖面)中可观察到小垮岩崩滑体剖面形态的变化，小垮岩陡崖下部为典型的滑坡后部的陷落洼地(Ⅰ区)，长约100m，宽约200m，北侧靠近陡崖下部由坡角为45°的砂砾石坡积物组成，主要为青灰色的细砂砾夹少量碎石，厚约50m，与大垮岩相同，划分为后期崩塌区；Ⅱ区为小垮岩崩滑体的主要堆积区，堆积区长约500m，宽约300m，与后缘的陷落洼地高差50m，中间由1条NE向的沟谷分割为2个隆起高地；Ⅲ区堵塞小南海沟口，是堰塞坝的主要部分，长约300m，宽约500m，地势相对较低，形成NE向谷地，地势最低处有1条宽约10m的泄洪道；Ⅳ堆积区为小垮岩崩滑前缘滑动距离相对较远的部分，部分崩滑体越过河谷堆积于小垮岩对面山坡上。小垮岩东崩滑区域(②)长约500m，宽约300m，滑坡轴为SE方向，大体呈牛角形分布。区域内堆积体主要为由砂岩与泥岩互层构成的巨块石，泥岩风化严重，砂岩岩层凸出(图9a)，夹杂少量碎块石和极少量黏土。大多数块体长5～10m，宽 3～10m，厚 2～5m(图9b)；最大块体长25m，宽20m，厚20m(图9c)；岩块多数倾向SE，其中Ⅱ、Ⅲ区有一些巨大岩块的岩层产状为水平或近水平状，最典型的为Ⅱ区公路边横卧的长约 20m、宽约20m、厚度>￣15m的巨大岩块；巨块体顶部风化严重，被开垦为农田(图9d)。该横卧巨块因体积巨大，判断崩塌发生时岩块没有翻滚，推测地震时该岩块随山体平行滑动到目前所在位置，滑动距离约为滑坡后部的陷落洼地的宽度，其上部岩体已崩落他处。

制订比国家标准更严格的节能标准，从2015年1月1日起在西北地区率先执行居住建筑75%节能标准，2017年3月1日起全面执行公共建筑65%节能标准。2017年6月1日，新建民用建筑全面执行一星级绿色建筑标准截至目前，全市节能建筑12319万m2，占总建筑面积的63.9%。

图 7 小垮岩及新发现陡崖崩塌体分布图 Fig. 7 Xiaokuayan scar and newly discovered scars.

图 8 小垮岩滑坡剖面图 Fig. 8 Geologic cross section of the Xiaokuayan landslide.

图 9 小垮岩崩塌体中的岩块(详细位置见图7) Fig. 9 Pictures showing rock bodies in slump masses at Xiaokuayan(location is in Fig. 7).

2.2 掌上界

掌上界滑坡位于小南海NNE方向6km处，崩滑体面积约2.6×105m2。后缘为1个高约 100m、宽约400m 的长方形陡壁，总体沿 76°方向延伸。陡壁从东向西横切4个山脊(图10)，可以推测掌上界崩滑体当时由4座山脊崩塌形成。陡崖下的后期崩塌堆积斜坡总长约400m，宽约50m，坡角60°～70°，主要由小砾石组成，夹有少量1m3左右的崩塌块体。崩滑总体方向为SE向，崩滑体长约600m，宽约400m，呈舌形分布。崩滑体坡度总体平缓，约15°～20°(图11)；滑坡舌伸入河谷。岩性为志留纪灰绿色片状泥岩夹紫红色泥岩，在崩落的岩块中发现紫红色泥岩夹5～6cm薄层灰绿色泥岩。崩塌砾块体积大小不一，虽经长年风化，大的仍有几十m3，但多数因风化体积变小，只有几m3或更小。掌上界相较于小南海地层层位高，估计该处岩层多含泥岩，砂岩较少，所以崩塌体堆积物风化严重，多呈 “馒头”状(图12)，与小南海崩塌块体巨大、棱角分明完全不同。

采用SPSS20.0软件对本研究数据进行处理,计量资料以t检验,(±s)表示,计数资料以x2检验,差异有统计学意义为P<0.05。

图 10 滑坡后缘陡崖 Fig. 10 Scars of landslides.

图11 掌上界滑坡分布图 Fig. 11 Zhangshangjie landslide.

图 12 掌上界崩塌岩块 Fig. 12 Photo showing rock bodies in slump masses at Zhangshangjie.

2.3 汪大海

汪大海崩滑体位于小南海以北5km处，面积约2.1×105m2；后缘边界由1组相交的陡壁组成，走向分别为300°与76°，高约50m，宽约150m。崩滑体总体沿SE方向展布，由于该处位于两溪交会处，山体被沟谷切割，较为陡峻，控制了崩滑体的展布形态，由NW向SE方向逐渐变窄，呈舌状，总体长度约800m。崩滑体后部坡度较陡，约50°～60°，由小砾石夹少量黏土组成。中前部地形较缓，坡度为20°～30°，中部有1个半径50m的圆台形高地，与周围地形高差约50m(图13)。崩滑体中崩塌岩块不明显，多数被植被覆盖。在沿崩滑体两侧的河道中，崩塌岩块密集分布，呈板状，长3～5m，宽3～4m，不同于小南海的块状岩块，由于后期流水侵蚀作用侵蚀掉软弱的泥岩，仅留下坚硬的砂岩，从而形成板状(图14)。

图 13 汪大海滑坡分布图 Fig. 13 Landslide at Wangdahai.

图 14 汪大海崩塌岩块 Fig. 14 Photo showing of rock bodies in slump masses at Wangdahai.

2.4 地震崩塌滑坡调查小结

在本次调查中，运用小飞机实测DEM数据，生成25m间距的地形图，将小南海3处崩滑堆积体进行分区，判读崩滑方向。如图4 所示，大垮岩崩滑体主要堆积于堰塞湖的北岸，小垮岩与新发现崩滑体均位于堰塞湖东岸，崩滑体平面特征为舌形，主滑线沿NW-SE方向展布，大、小垮岩滑移距离在1km左右。

我们设置水样的ph值梯度为：1、2、3、4、5、6、7；浒苔粉目数梯度为：40、60、80、100；藻粉浓度梯度：2、6、10、14、18和22 g/L；温度：27℃和32℃。在研究不同温度下浒苔粉对Ni2+的吸附情况，我们还需要设置Ni2+的初始浓度梯度：10、20、30、40 和 50 mg/L。

3处地质灾害点不同之处在于： 在崩滑规模上，小南海最大，掌上界次之，汪大海最小。对比崩滑体岩石风化程度，掌上界岩块风化程度最高，堆积体已呈 “馒头”状，汪大海次之；由于后期流水侵蚀，河道中堆积岩块多为板状，小南海崩滑体岩石风化最弱，虽泥岩风化程度较高，但总体岩块形状棱角分明。

3 大路坝地震诱发崩塌滑坡的形成机制探讨

沿AA′测线作剖面图(图5b)，从剖面形态可以看出，后缘陡壁下砂砾石坡积物长约60m，坡度约45°；崩滑体主体由北向南发育2级错落台阶，第1级海拔高度约800m，长约500m；第2级台阶地海拔高度沿SE方向呈缓倾角逐渐下降，由700m降至650m，并延伸入堰塞湖中，总体长约400m；2级台阶中间为1个长约200m、坡度40°的过渡地带。堆积体主要为由砂岩与泥岩互层构成的巨型岩块，夹杂少量碎石和极少量黏土。其中巨型岩块差异风化严重，泥岩风化强烈，使得砂岩凸出，形成凹岩腔(图6)。巨块体排列相对有序，结构较为紧密，占总体积的 40%以上。大多数块体长 5～10m，宽 3～10m，厚 2～5m；最大块体长20m，宽15m，厚20m；长轴倾向以NW 和 SE 为主。

“集合”是高中数学的一个重要概念，也是高中数学的开篇内容,在高中数学中有重要的意义.笔者选取了本市4所高中的8位老师的“集合的含义及其表示”这一节课进行了调研(本市共有高中6所，本次调研选取了生源排名1、2、3、6的4所高中，其中3所省四星级高中，1所省三星级高中)，8位教师中有3位9年教龄，2位12年教龄，1位15年教龄，2位19年教龄，其中县市级“教学能手”以上专业荣誉称号的教师有3位.虽然课堂调研都提前告知了上课教师，但课堂教学状况实感有待商榷.

3.1 区域现代构造应力场

在以大路坝地震震中为中心半径300km的范围之内，史料曾记载16次4.7级以上破坏性地震；除大路坝地震之外，7次破坏性地震有等烈度线资料，其中有6次地震等烈度线长轴方向为NE向(中国地震局地质研究所，2013)，与区域NE向构造一致，反映了本区地震是在大致统一的现代构造应力场环境下产生的。

[10]Anderson,L.M.,&Pearson,C.M.:Tit for Tat The Spiraling Effects of Incivility in the Workplace.Academy of Management Review,1999,24.

从前人测定的震源机制解(许忠淮等，1994)中，选取了研究区及扩大范围的10个震源机制解(图15)，可以判断出研究区处于以NW-SE向水平主压应力为主的现代构造应力场中。

图 15 区域及邻区地震震源机制解图 Fig. 15 Focal mechanism solutions in the study region and adjacent areas.

根据国家重大科学工程——中国地壳运动观测网络1999—2004年的GPS复测资料，张培震等(2005)建立了中国大陆现今构造作用的地块运动和连续变形耦合模型，表明包括研究区在内的华东地区各点位水平运动方向基本一致： 为S45°～50°￣E，大小无明显差异。

综上所述，结合实际考察，由图2 所示，小南海、掌上界、汪大海3处崩塌滑坡NNE向展布，且均分布在黔江断裂上盘，崩塌滑坡的规模随着与断裂距离的缩小而增大。推断地震时NE向黔江断裂(或其分支)的逆冲兼走滑运动造成了此次大规模崩塌。在区域NW-SE向的现代构造应力场作用下，黔江断裂错动，产生SE方向、带垂直分量的地表加速度，地震时山体在短时遭受到1个自NW向SE方向的加速度冲击。

我们利用Matlab软件模拟了一个通电矩形线圈周围产生的磁感应强度分布，并讨论了数值上的离散对场点磁感应强度计算的误差和收敛问题。通过计算空间中各点的磁感应强度矢量，我们定量地分析了矩形线圈周围磁场的均匀性问题，并发现如果保持线圈周长不变，在临边相等时能够产生最大范围的均匀磁场。对于更为复杂的电流回路周围的磁场仿真模拟可以依照类似的方法进行。我们相信，随着今后计算机技术的发展，数值仿真模拟在科学研究、工业制造等各个领域将具有不可估量的应用前景。

3.2 坡体地貌形态与岩层结构面特征

利用生成的2m间隔的高精度等高线地形图，结合野外实地调查结果，对崩滑体的一些精细特征进行描述：

江浙沪地区县域乡村旅游公路属于我国县域乡村旅游公路的组成部分,并不能代表我国全部县域乡村旅游公路,关于县域乡村旅游公路选线适宜性的指标体系和评价模型还需要更深入的研究和探讨。期待未来能够不断完善和健全县域乡村旅游相关的研究,为乡村旅游业的发展提供一个积极、理想的载体。

(1)地形地貌特征。野外实地调查与卫星影像分析表明，在小南海周边未发生崩塌滑坡的地区，山高坡陡，公路两侧坡体坡度大部分>￣60°，部分近于直立。高陡的地形地貌特征与河流的侵蚀作用是滑坡发生的重要地质条件。

1856年大路坝地震诱发了一系列的崩塌型滑坡，其中有3处大型崩滑体，分别位于重庆黔江区的小南海、湖北咸丰大路坝乡的掌上界与汪大海(图2)。尽管3处崩滑体的后缘陡崖延伸方向不同，但其崩滑方向均为SE，且滑移距离均相对较远，最大达到1km左右。遥感影像上3处崩塌滑坡大体上沿NNE方向分布，这与已知的黔江断裂的延伸方向大体一致。

(3)构造节理面。在小南海及邻区未发生崩塌滑坡的基岩区，岩层中主要发育2组构造节理，呈“X”形(表1，图16，图17)，2组节理产状分别为： 1)290°～330°∠75°～85°；2)50°～70°∠80°～85°。崩塌滑坡区原始地层中构造面以走向NW与NE、倾角均为陡立的2组节理为主。

图 16 小南海地层产状及2组主要构造节理赤平投影图(下半球投影) Fig. 16 Stereographic projection(hyposphere)of occurrence of the stratum and two main joints in Xiaonanhai.

图 17 节理走向玫瑰花图 Fig. 17 Rose diagram of joint strikes.

表 1 节理产状统计 Table1 Statistics of joint occurrences in rock

序号走向/(°)倾角/(°)倾向/(°)序号走向/(°)倾角/(°)倾向/(°)130065308758534020809095080140329390/103108540421580125112908520535075260123258555670851601330085/728590/148085/

小南海崩滑体后缘陡壁走向296°(NW向)，掌上界崩滑体后缘陡壁走向76°(NE向)，汪大海崩滑体后缘陡壁走向分别为300°与76°(对应NW向与NE向)，上述3处后缘陡壁走向与该地区2组节理走向基本一致，可以推断崩滑体后缘陡壁应是沿节理面产生的。构造节理切割地层，基岩坡体整体性变差，地震中坡体向临空面垮塌。

3.3 崩塌滑坡的形成机制

地震动是坡体发生崩塌滑坡的触发因素，地形地貌及组成山体的岩层结构特征则成为坡体发生崩塌滑坡的内在控制因素。在1856年地震崩滑地质灾害发生区，山高坡陡，地层层面向SE方向缓倾。当坡体坡向、地层倾向、断层错动方向三者一致时，以往的震后灾害调查表明，山体更容易发生崩塌滑坡(周庆等，2014)，且缓倾的岩层可以使坡体崩塌滑移距离较远；泥岩夹层硬度低，是导致滑坡失稳的软弱带，很多发育滑坡的地层中均含有页岩、泥质岩类等软弱岩层(陈晓利等，2011)。

地震时NE向黔江断裂(或其分支)上盘向SE方向逆冲，被近直立构造节理切割的坡体在强震作用下，由于存在以泥岩为主的软弱带，组成坡体的巨大岩块发生崩塌并向S或SE方向滑移，从而形成了3处大型崩塌滑坡体(图18)。

图 18 滑坡破坏模式简化图 Fig. 18 Simplified diagram of failure model of a landslide.

4 结语

通过对现场调查资料的汇总分析和室内综合研究，得出以下几点认识:

(1)1856年大路坝地震诱发了一系列的崩塌型滑坡，其中小南海、掌上界与汪大海3处大型崩塌型滑坡，大体上沿NNE方向分布，与相邻的黔江断裂的延伸方向大体一致。3处崩滑体各自的总体崩滑方向均为SE方向，且滑移距离均相对较远，最大达到1km左右。

(2)在区域现代构造应力场作用下，黔江断裂(或其分支)错动产生SE方向、带垂直分量的地表加速度，使山体在短时遭受到1个自NW向SE方向的加速度冲击。

（2）腌制：原料提前加工腌制，生时味由外而入内，熟食味由内而溢到外，丰富原料内涵，主要适合于煎、炸、烙、烹、蒸等原料。

(3)山体岩层倾向与坡向一致，且被NE向与NW向2组近陡立构造节理切割，在SE方向地震动作用下最终发生了向山体临空面(SE方向)的各自崩滑，从而形成了3处大型崩塌滑坡体。

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