“古滑坡”或“老滑坡”这一术语，泛指形成时代久远的滑坡。国家标准《滑坡防治工程勘查规范》（GB/T 32864-2016）中将全新世以前发生滑动、现今整体稳定的滑坡定义为古滑坡，把全新世以来滑动、现今整体稳定的滑坡称为老滑坡。上述表明，无论是古滑坡还是老滑坡，只意味着它们相对暂时稳定，在一定自然因素或人为因素作用下，均可能复活。本文所指的古滑坡包括上述“古滑坡”和“老滑坡”。
一、古滑坡发育规律
（一）地形地貌规律
地形坡度与高差
古滑坡通常发育在一定坡度范围的地形上。一般来说，坡度在 10° - 45° 之间的斜坡较为容易发生滑坡。这是因为在较缓的斜坡上，岩土体的重力分力较小，不足以克服岩土体自身的抗剪强度而产生滑动；而在过陡的斜坡（大于 45°）上，岩土体往往以崩塌的形式破坏，而非滑坡。高差也是一个重要因素，较大的高差意味着岩土体具有更高的重力势能，为滑坡的发生提供了动力条件。例如在山区的深切峡谷两侧，由于山体高差大，山坡上的古滑坡较为发育。
古滑坡的形态也与地形地貌密切相关。其前缘往往处于沟谷、河流等侵蚀作用强烈的地方。河流的侧蚀和下切作用会削弱坡体前缘的支撑力，使得岩土体更容易发生滑动。例如，长江三峡地区的古滑坡，许多都是由于长江的长期下切和侧蚀，导致山坡稳定性降低而形成的。
岩土类型与结构
不同的岩土类型对古滑坡的发育有着显著影响。松散的砂土、粉质土和黄土等是比较容易发生滑坡的岩土类型。砂土的颗粒间黏聚力较小，在饱水状态下容易失去稳定性；粉质土具有一定的黏粒成分，但抗剪强度相对较低；黄土由于其垂直节理发育，在降雨等因素作用下容易发生湿陷和滑坡。
岩石的类型和结构也很关键。如页岩、片岩等软岩，其抗风化能力弱，在风化作用下会逐渐破碎，降低山体的稳定性。层状岩石的层面倾向与山坡坡向一致时，在一定的外力作用下容易沿着层面发生滑动。例如，在一些褶皱山区，岩层褶皱后形成的顺向坡，当受到地震、降雨等因素干扰时，就会频繁出现古滑坡现象。
（二）地质构造规律
断裂和褶皱
断裂构造会破坏岩土体的完整性，使得断裂带附近的岩土体破碎，抗剪强度降低。古滑坡常常发育在断裂带及其附近区域。断裂带中的裂隙为地下水的运移提供了通道，地下水的活动又会进一步软化岩土体，增加滑坡的潜在风险。例如，在板块交界地带，由于地壳运动频繁，断裂发育，古滑坡分布广泛。
褶皱构造对古滑坡的发育也有重要影响。在背斜顶部，岩层受张力作用而破碎，容易发生崩塌和滑坡；向斜槽部由于岩层受压，可能会出现地下水富集的情况，若岩石为软岩，也容易因水的作用而发生滑坡。
地震活动
地震是影响古滑坡区域发育的重要因素之一。地震波的传播会使山体的岩土体受到震动，瞬间增加岩土体的下滑力。强烈的地震可以破坏山体的原有结构，使原本稳定的岩土体变得松散，甚至直接触发滑坡。在地震活动频繁的地区，如环太平洋地震带和地中海 - 喜马拉雅地震带，古滑坡的发育密度较高。历史上许多大型古滑坡的复活都与地震活动密切相关。
（三）气象水文规律
降雨和融雪
降雨是导致古滑坡复活和发育的最常见气象因素。当降雨量较大时，雨水会渗入岩土体孔隙和裂隙中，增加岩土体的重量，即增大下滑力。同时，雨水的渗入会降低岩土体的抗剪强度，因为水会软化岩土体中的黏土矿物，减少颗粒间的摩擦力和黏聚力。例如，在我国南方的雨季，山区的古滑坡经常会因为连续的降雨而出现局部复活的现象。
融雪也是一个重要因素，特别是在高海拔和高纬度地区。春季气温回升时，积雪融化形成的水流渗入地下，同样会改变岩土体的物理力学性质，引发古滑坡。在阿尔卑斯山区和我国青藏高原边缘地区，都有因雪融引发古滑坡的情况。
河流与地下水
河流的作用除了上述提到的侵蚀坡体前缘外，河水水位的变化也会对古滑坡产生影响。当河流水位快速下降时，坡体内部的地下水会向河流排泄，导致岩土体内部的渗流力方向改变，可能引发滑坡。地下水的长期作用对古滑坡的发育更是至关重要。地下水的水位变化、水力坡度等因素都会影响岩土体的稳定性。例如，在一些岩溶地区，地下水的溶蚀作用会形成地下溶洞，导致山体上部岩土体失去支撑，从而引发古滑坡。
二、古滑坡的判识
（一）地形地貌特征判识
宏观地貌形态
从宏观角度看，古滑坡通常会在山体上形成明显的圈椅状地形。其后壁一般较陡，像椅子的靠背一样；前缘则相对平缓，类似椅子的座位部分。这种圈椅状地形是古滑坡滑动后形成的典型地貌特征。在野外，可以通过航空照片或卫星图像初步观察到这种地形形态，对可能存在古滑坡的区域进行圈定。
古滑坡体上还会出现多级台地。这些台地是在滑坡过程中，岩土体分阶段滑动和堆积形成的。台地的存在可以作为古滑坡判识的一个重要依据。例如，在一些大型古滑坡体上，可以看到两到三级明显的台地，台地之间有一定的高差和坡度。
微观地形细节
仔细观察古滑坡体的表面，可以发现一些特殊的微地形。如反坡地形，即滑坡体表面局部出现与整体滑动方向相反的小坡度。这是由于在滑坡过程中，部分岩土体的堆积和相互挤压造成的。另外，还会出现鼓丘和张裂缝等地形特征。鼓丘是在滑坡体前缘由于岩土体的堆积和挤压而形成的隆起地形；张裂缝则主要出现在滑坡体的后壁和两侧，是岩土体在滑动过程中受拉而产生的裂缝，裂缝的宽度和深度因滑坡规模和岩土体性质而异。
（二）岩土体特征判识
岩土体结构变化
古滑坡体中的岩土体结构与周围未滑动的岩土体有明显差异。在滑坡体中，岩土体通常呈现出破碎、杂乱的状态。例如，原本层状的岩石在滑坡后可能会出现岩层扭曲、折断等现象。对于土体，会有明显的扰动痕迹，如土体的分层结构被打乱，出现土块的翻滚和混杂。
可以通过钻探、坑探等手段获取岩土体样本，观察其微观结构。在显微镜下，可以看到滑坡体岩土体中的颗粒排列方向混乱，与正常岩土体的有序排列形成对比。同时，滑坡体岩土体中的孔隙率可能会发生变化，一般会因为破碎和扰动而增大。
岩土体成分差异
在一些情况下，古滑坡体的岩土体成分与周边岩土体也会有所不同。这可能是由于滑动过程中岩土体的混合或者外来物质的混入。例如，在山区的古滑坡体中，如果滑动过程中经过了不同的地层，那么滑坡体中的岩土体可能会包含多种岩石和土壤类型。通过对岩土体成分的化学分析和矿物鉴定，可以帮助判断是否为古滑坡体。
（三）植被特征判识
植被分布异常
古滑坡体上的植被分布与周围正常山体有明显区别。由于滑坡过程中岩土体的扰动和养分的变化，古滑坡体上的植被可能会出现生长不良的情况。在植被类型上，可能会与周边山体不同，例如周边是森林植被，而古滑坡体上可能只有草本植物或者植被稀疏。这种植被分布的差异可以通过遥感影像或者实地调查来发现。
植被的生长方向也可以作为判识古滑坡的一个线索。在古滑坡体上，植被的生长方向可能会受到滑坡地形的影响而发生改变。例如，树木的树干可能会出现倾斜，其倾斜方向与滑坡方向一致，这是因为在滑坡过程中树木的生长受到了岩土体滑动的影响。
三、古滑坡的复活机理
（一）外部因素诱发机理
降雨诱发
降雨对古滑坡复活的诱发作用主要是通过改变岩土体的物理力学性质来实现的。当降雨强度较大且持续时间较长时，雨水大量渗入岩土体，使岩土体处于饱水状态。一方面，饱水后的岩土体重量增加，下滑力增大；另一方面，水会使岩土体中的黏土矿物发生软化，降低颗粒间的摩擦力和黏聚力。例如，对于粉质黏土组成的古滑坡体，降雨后其抗剪强度可能会降低 30% - 50%，从而导致滑坡复活。
降雨还会引起地下水水位的上升。当地下水水位上升到一定程度时，会对岩土体产生浮托力，进一步降低岩土体的稳定性。在一些地下水位埋深较浅的古滑坡区域，降雨引发的地下水水位上升是导致滑坡复活的关键因素。
地震诱发
地震波在山体中传播时，会对古滑坡体的岩土体产生惯性力。这种惯性力会瞬间打破岩土体原有的受力平衡。对于处于临界稳定状态的古滑坡体，地震产生的水平和竖向加速度可能会使其失去稳定性而复活。地震还会破坏岩土体的结构，使原本紧密的岩土体变得松散，增加其孔隙率，从而更容易受到其他因素（如降雨）的影响而发生进一步的滑动。
地震引发的山体松动还可能导致山体上部的岩土体崩塌，这些崩塌物堆积在古滑坡体上，增加了下滑力，也会促使古滑坡复活。例如，在 2008 年汶川地震中，许多古滑坡在地震的直接作用下复活，同时地震引发的大量山体崩塌物又加剧了滑坡的活动。
（二）内部因素变化机理
岩土体强度衰减
随着时间的推移，古滑坡体中的岩土体强度会自然衰减。这主要是由于风化作用和长期的地下水侵蚀。风化作用包括物理风化、化学风化和生物风化。物理风化会使岩土体颗粒逐渐破碎，减小颗粒粒径，降低岩土体的抗剪强度；化学风化会改变岩土体中的矿物成分，例如使一些矿物溶解或发生化学反应，形成新的软弱矿物；生物风化则是由植物根系生长、微生物活动等引起的岩土体结构和性质的变化。
地下水的长期侵蚀会使岩土体中的可溶物质溶解，带走部分颗粒，造成岩土体的空洞和疏松。在岩溶地区，地下水的溶蚀作用尤为明显，古滑坡体中的石灰岩等可溶岩在地下水的长期作用下，可能会形成地下溶洞，导致山体上部岩土体失去支撑而复活。
地下水动力条件改变
地下水的动力条件包括水位变化、水力坡度和渗流方向等。当这些条件发生变化时，会对古滑坡体的稳定性产生重大影响。例如，由于人类工程活动（如修建水库、开采地下水等）导致地下水水位上升或下降，改变了原有的水力坡度。当水力坡度增大时，地下水的渗流力会增加，对岩土体的冲刷和侵蚀作用加强，可能导致古滑坡复活。
地下水的渗流方向改变也会产生类似的效果。如果渗流方向变为指向坡外，会增加岩土体的下滑力，降低其稳定性。在一些靠近河流的古滑坡区域，河流水位的变化会引起地下水渗流方向的改变，从而诱发古滑坡复活。
四、古滑坡的复活过程
（一）初始变形阶段
微裂缝产生
古滑坡复活的初始阶段通常是从岩土体内部产生微裂缝开始的。这些微裂缝可能是由于外部因素（如降雨、地震）的影响，也可能是由于岩土体内部强度的自然衰减。例如，在降雨过程中，岩土体因吸水膨胀而产生内部应力，当这种应力超过岩土体的抗拉强度时，就会产生微裂缝。这些微裂缝一般首先出现在岩土体的薄弱部位，如岩土体的层间界面、已有裂缝的尖端等。
微裂缝的出现会改变岩土体的渗透性，使得雨水等流体更容易渗入岩土体内部，进一步加剧岩土体的变形。在这个阶段，从地表可能还观察不到明显的变形迹象，但通过仪器监测（如钻孔倾斜仪、裂缝计等）可以发现岩土体内部的微小变化。
局部蠕动
随着微裂缝的发展，岩土体开始出现局部蠕动现象。这种蠕动是一种缓慢的、渐进的变形过程，主要是由于岩土体内部应力的重新调整。在古滑坡体的前缘或侧壁等部位，由于岩土体所受的应力相对集中，局部蠕动现象会更加明显。例如，在山体的坡脚部位，岩土体可能会因为自身重力和地下水的作用而出现微小的向外挤出的蠕动，这种蠕动可能会持续数天到数月，具体时间取决于岩土体的性质和外部因素的影响程度。
（二）加速变形阶段
裂缝扩展和贯通
当局部蠕动达到一定程度后，岩土体中的裂缝开始快速扩展和贯通。在这个阶段，原本孤立的微裂缝会相互连接，形成较大的裂缝网络。裂缝的宽度和深度也会不断增加，从地表可以明显观察到这些裂缝的变化。例如，在古滑坡体的后壁上，裂缝可能会从最初的几毫米宽扩展到几十厘米宽，并且裂缝的长度会不断延伸，贯穿整个后壁。
裂缝的扩展和贯通会导致岩土体的整体性下降，使得岩土体更容易受到外部因素的影响。此时，降雨、地震等因素对岩土体稳定性的破坏作用会更加显著，因为流体（雨水、地下水等）可以更容易地通过裂缝网络渗入岩土体内部，增加下滑力和降低抗剪强度。
块体滑动和崩塌
在裂缝扩展和贯通的基础上，古滑坡体中的岩土体开始以块体的形式滑动和崩塌。首先是一些小型的岩土体块体从坡体上脱落，沿着滑动面或坡面滚落。随着时间的推移，这些块体的滑动会逐渐引发更大规模的滑坡。在这个过程中，岩土体的运动速度会逐渐加快，从最初的缓慢蠕动发展到每秒数米甚至数十米的高速滑动。例如，在一些大型古滑坡复活过程中，滑坡体的前缘会迅速向前推进，摧毁沿途的植被、建筑物等。
（三）稳定阶段
堆积和压实
当古滑坡体完成大规模的滑动后，岩土体会在坡脚或山谷等低洼地带堆积。在堆积过程中，岩土体之间会相互挤压和摩擦，逐渐压实。这个过程会使岩土体的孔隙率降低，抗剪强度有所恢复。例如，对于砂土组成的古滑坡体，在堆积后的压实过程中，其孔隙率可能会从最初的 40% 左右降低到 30% 左右，从而提高了自身的稳定性。
堆积和压实过程的时间长短取决于岩土体的类型和堆积厚度等因素。一般来说，黏性土的压实时间较长，而砂土的压实时间相对较短。在这个阶段，虽然古滑坡体的整体稳定性有所提高，但仍需要对其进行长期的监测，因为岩土体的性质可能会因为后期的降雨、地下水活动等因素再次发生变化。
植被恢复和生态重建
在古滑坡体稳定后，植被会逐渐在其表面生长和恢复。首先是一些草本植物会在岩土体表面扎根，它们的根系可以起到一定的加固岩土体的作用。随着时间的推移，灌木和乔木等植物也会逐渐生长起来，形成新的植被群落。植被的恢复不仅可以提高古滑坡体的稳定性，还可以改善当地的生态环境。例如，植物根系可以吸收岩土体中的水分，减少降雨对岩土体的直接冲刷，同时根系的生长还可以增加岩土体的抗剪强度。通过生态重建，古滑坡区域可以逐渐恢复生态平衡，降低未来发生滑坡的风险。
1. 古滑坡复活问题研究进展与展望。朱鸿鹄教授课题组
2. 典型滑坡区介绍——大渡河泸定段古滑坡。领航知识（百家号）
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