许泰， 鄂崇毅， 蒋兴波

(1.青海师范大学， 青藏高原地表过程与生态保育教育部重点实验室， 西宁 810008； 2.青海师范大学地理科学学院， 青海省自然地理与环境过程重点实验室， 西宁 810008；3.高原科学与可持续发展研究院， 西宁 810008； 4.陇东学院能源工程学院， 庆阳 745000； 5.甘肃省地质环境监测院， 兰州 730050)

地质灾害具有很大的破坏力，它能埋没和摧毁农田，损毁国土资源，破坏交通，危害工矿、城镇等，严重影响和制约着经济的发展，并对人民的生命安全构成威胁。由于青藏高原东北缘新构造运动强烈，断裂发育，地质灾害发生的频率和强度都很高。青藏高原与黄土高原过渡区的黄土滑坡灾害尤为严重，中国有近1/3的滑坡灾害都发生在黄土高原地区[1-2]，众多专家学者应用各种方法、模型就黄土滑坡做了大量的研究报道，取得了一系列成果。吴良杰等[3]通过对塬、梁、峁3种典型黄土高原地貌的坡度与坡向统计分析，为黄土地区古滑坡原始地貌恢复提供了检验方法。彭建兵等[4]从区域构造应力、边坡构造应力、黄土易灾特性、动水渗透作用、工程扰动等5个方面论述了黄土沉积层滑移变形规律与动力学机制，为探寻黄土滑坡的“真凶”提供了理论依据。许泰等[5-6]开展地质灾害类型、分布范围、结构特征、影响因素、时空分布规律研究，对不同区域黄土地质灾害的稳定性、危害方式及潜在经济损失进行评价，并针对各地质灾害点形成条件和发育特点提出行之有效的治理方案。亓星等[7]采用物理模拟孔隙水压力变化引起黑方台突发型黄土滑坡破坏的过程。许强等[8]结合三轴常偏应力排水剪试验探究孔隙水压力增加过程对土体变形破坏的影响，建立了黑方台突发型滑坡的临界水位模型。梁燕等[9]通过现场灌溉试验、考虑地下水位、裂缝深度对非饱和黄土斜坡稳定性影响进行评价。

特殊的地质条件使东乡县成为黄土地质灾害高易发区和高危险区，历史上发生过多次重大滑坡地质灾害，著名的1983年洒勒山滑坡就发生在该县的果园乡[10-11]，闫由之等[12]采用离散元方法对洒勒山高速远程滑坡失稳和滑动过程模拟，发现蠕变导致下部老滑坡复活并引发上部滑体滑动，进而造成滑坡整体运动。李秀珍等[13]以洒勒山滑坡为例，发现最优加权组合理论和高斯-牛顿法结合在提高滑坡预测预报精度方面行之有效。随着西北气候变暖变湿，该区域滑坡灾害发生的风险愈发增强。迄今为止，该区滑坡仍然时有发生。例如，2011年3月2日，东乡县萨尔塔文体广场发生了“3·2”特大型滑坡灾害；2016年6月10日，果园乡又发生了约50万 m3滑坡。为了深入研究黄土地区滑坡的发育和形成机制，选取东乡县近年来具有代表性的陈家下坪山黄土滑坡作为研究对象，通过对陈家下坪山黄土滑坡的地貌特征调查，分析发育特征，讨论形成条件及诱发因素，综合评价其稳定程度，为新时期实施“乡村振兴战略”，丰富该区及临近区域的滑坡防治措施提供基础数据和科学依据。

1 滑坡区地质环境概况

1.1 地形地貌

东乡县果园乡地处陇西黄土高原，丘陵连绵、河(沟)谷发育，地貌类型以侵蚀堆积河谷平原和剥蚀侵蚀黄土丘陵为主。下坪山滑坡点所处的巴谢河北岸丘陵区，为沟谷强烈侵蚀形成的梁峁状地形。受南北向冲沟控制，总体呈南北向长梁状，地势南高北低，由南向北倾伏，海拔2 290～1 910 m，相对高差200～400 m，沟谷形态呈“V”字形，沟坡坡度35°～45°，沟道中游由新近系砂砾岩构成的跌水发育。下坪山滑坡发育于南北向长梁末端，形成两沟同源、后壁陡峭、平台阶梯状发育、前缘鼓起的“三角形”或“半圆形”滑坡形态微地貌。

1.2 地层岩性与地质构造

大地构造位置处于以前震旦系变质岩和加里东旋回中期的侵入岩为基底的新生代盆地中心附近(图1)，在洮河以西达板—车家湾一带分布北西向长约16 km的逆断层，隐伏横向断层将其切割为南北两段，使得该断层面呈北东倾向，倾角为50°～65°，但北端断层面呈坡状，北西倾向，呈现出正断层的特性。新构造运动的活动为境内滑坡、泥石流灾害的形成奠定了基础。受区内新构造运动抬升的影响，在各河谷两岸形成不对称多级基座式阶地，呈现出差异性及振荡性抬升。

图1 东乡县构造纲要图Fig.1 Structural outline of Dongxiang County

1.3 水文地质条件

研究区地下水类型为松散岩类孔隙水和碎屑岩类孔隙裂隙水，其中松散岩类孔隙水可细分为黄土孔隙裂隙水和河谷区松散岩类孔隙水两类。黄土孔隙裂隙水主要分布于黄土斜坡地段，含水层较薄，主要接受大气降水补给，由高处向低处径流，以潜流的方式或在低洼处以泉的形式向沟谷中排泄。碎屑岩类孔隙裂隙水在区内广泛分布，主要赋存于临夏组的砂岩、砂砾岩的孔隙裂隙中，以潜水为主。该类水主要接受降雨补给，渗透性弱，沿裂隙径流，径流途径一般较短，由沟岸向谷底及下游以渗流方式排泄。

2 陈家下坪山滑坡发育特征

2.1 滑坡基本特征

下坪山滑坡发育处原为一老滑坡，老滑坡体两侧冲沟同源。滑坡总体长度为125 m，平均宽度为170 m，总面积约0.017 km2，滑体厚20～25 m，总体积约23.74×104m3。为山梁上部黄土切穿其下砂砾岩层并沿泥岩顶面剪出形成的黄土-基岩滑坡，老滑坡堆积体发生整体下错滑动，形成了本次滑坡灾害。滑坡处于南北向长梁末端，滑坡区北部山梁最高处海拔1 990 m，本次滑坡后缘海拔1 968～1 975 m，滑坡中部平台海拔1 948～1 955 m，南部滑坡前缘最低处县级公路路面海拔1 916 m，滑坡相对高差59 m。

图2 果园乡陈家下坪山滑坡全景Fig.2 Panorama of Xiaping mountain landslide in Chenjia, Guoyuan township

2.2 滑坡形态特征

下坪山滑坡平面形态呈“三角形”，属于中层中型滑坡。滑坡后壁平整，高度为15～18 m，西高东低，坡度60°左右(图2)。由于滑坡后缘受到拉张的作用，出现了明显由北向南倾斜的凹陷平台，该平台被大体改造成三级梯田，各级高差1～2 m。滑坡前缘东高西低，坡度40°左右，高差为18～30 m，侵蚀强烈，冲沟发育，坡面上发育大量的拉张型裂缝。

以滑体上原始冲沟作为界限，横向上东侧高于西侧，但是钻孔揭示在横向上滑体厚度西侧却大于东侧，据此推断西侧滑面埋深较东侧更深，且滑面更为平缓。纵向上西侧滑体整体向外呈弧形挤压扩展，后壁面光滑，前缘整体位移达7～8 m，东侧受西侧滑体挤压限制向外扩展没有西侧明显，后壁粗糙，前缘坡脚位移不足5 m，且多为前缘坡面上部土体溜滑后覆于坡脚。因此，将滑体沿该冲沟分为东西两块。

2.2.1 东侧滑坡

东侧滑块的长度、宽度和厚度分别约为115、80、19 m，滑块面积约0.008 km2，体积约9.73×104m3，主滑方向为150°。东侧滑块中部呈现出“大肚”形状，从中部向东西两侧逐渐减薄。西侧缘的土体往中部原始冲沟挤压，前缘及侧缘土体错落。后缘和东侧缘反倾凹陷，并且有大量拉张裂缝出现。

2.2.2 西侧滑坡

西侧滑块的长度、宽度和厚度分别约为115、90、22 m，滑块面积约0.008 km2，体积约14.01×104m3，主滑方向为160°。西侧滑块上下部薄、中部厚，东厚西薄，滑体平台坡度较缓，前缘、侧缘及后缘均有大量裂缝发育。

2.3 滑坡结构特征

下坪山滑坡为老滑坡整体复活，滑体由老滑坡堆积物组成，新滑坡滑壁在原老滑壁基础上下错，滑壁基本一致，仅西侧有薄层粉土残余，按物质组成属土质滑坡；滑坡前缘遭受开挖失稳引起后缘凹陷、错落，按变形方式为牵引式滑坡；按滑坡体积分类为中层中型滑坡(图3)。

图3 果园乡陈家下坪山滑坡剖面示意图Fig.3 Engineering geologic profile of the landslide in Xiaping mountain

2.3.1 滑坡体物质组成

东西两滑块上部物质组成以粉土占主导地位[图4(a)]，其粉土岩芯散碎，易捏碎成粉末状。中下部物质成分以含卵砾石粉土或粉质黏土为主[图4(b)、图4(c)]，厚度为4～7 m，为滑坡后缘新近系砂砾岩错落破碎混杂于粉土中形成，粒径一般为0.5～3.0 cm不等，个别可达4.0 cm，圆状-次圆状。底部物质成分主要是粉土，粉土岩芯相对较完整，在与泥岩接触部位有少量泥岩碎块混杂，黏粒的含量与湿度有所升高，在岩芯的表面可看到白色盐渍化现象。

图4 滑坡体组成物质Fig.4 Composition of landslide body

2.3.2 滑带与滑床特征

下坪山滑坡滑面与滑床的界面较清晰[图5(a)]。钻孔揭露两滑块的滑体底部均切穿了下部的泥岩，滑带以粉土、泥岩团块为主[图5(b)]。粉土呈土黄色、灰黄色，干-稍湿-湿，土质均匀、疏松，针孔状孔隙发育，层次不可辩，岩芯具有微细土楞，有泥岩碎块混入，存在明显的搓揉现象；泥岩团块挤压碎裂，岩芯断面参差不齐，碎片状岩屑[图5(c)]，常见土黄色粉土充填裂隙[图5(d)]，滑带厚度为0.2～1.2 m。钻进时，进尺在滑带部位显著加快，由此可推断滑带呈软塑状，和滑床的岩性差异明显。

下坪山滑坡的滑床为新近系的泥岩和粉砂质泥岩共同组成，在基岩与滑体接触面部位的岩体大多属中等风化泥岩[图5(a)]，沿泥岩与滑体接触面局部可见石膏脉体[图5(e)]，应为老滑坡滑动后雨水沿滑面入渗淋滤形成。

2.4 滑坡变形特征

下坪山滑坡变形特征明显，坡面碎裂、散乱、凹陷等变形迹象非常发育。剖面在形态上呈折线形，滑坡的后壁、台地，以及前缘陡坡在地貌上都比较明显。

(1)后缘“三角形”滑壁在原老滑壁基础下错，下部滑面新鲜，有薄层粉土残留，滑壁高在15～18 m，坡度均60°左右，东侧滑块低，西侧滑块高[图6(a)]。

(2)滑坡平台后部东西两滑块各自向两侧卸荷挤压，在原始冲沟两岸相向发育大量东西向的弧形裂缝和错落体，错落深度0.3～1.4 m，裂缝宽0.4～0.6 m，可见深度1～2 m[图6(b)、图6(c)]。前部裂缝向滑坡前缘呈弧线分布，裂缝宽0.1～0.3 m，错落0.1～0.3 m，相对稀疏细小[图6(d)]；东侧滑块侧缘与后缘形成了宽为10～20 m的凹陷带。

(3)滑坡前缘坡度在40°左右，高差达到18～30 m，土体破碎错落强烈，错落高度为1～2 m，最大达到了5 m。探槽TK1揭露，前缘剪出口处于原公路下方，滑坡体向前推移了近10 m，土体剪出并掩埋原先公路路面[图6(e)～图6(h)]。

图5 滑带与滑床特征Fig.5 Features of sliding zone and sliding bed

(4)羽状裂缝密集分布于滑坡两侧，具有向内倾斜、顺坡延伸的特征。裂缝西侧较东侧密集。西侧裂缝宽0.1～0.2 m，东侧裂缝宽0.05～0.1 m，西侧宽度大于东侧[图6(i)、图6(j)]。

综合来看，下坪山滑坡后缘的裂缝错落、凹陷程度大；前缘土体破碎、错落高度大；裂缝两侧内倾呈弧线分布，两侧密集程度大于中部。据此可认为该滑坡属于前缘土体遭受开挖失稳而引发后缘凹陷、下错的牵引式滑坡。

3 滑坡成因分析

根据下坪山滑坡的基本特征和勘察分析，结合滑坡区域的地质环境条件，对滑坡失稳的原因主要有以下几点认识。

(1)地形地貌。地形地貌作为滑坡发生发展的空间因素，具有一定坡度与高度的斜坡是滑坡发生的必要条件[14-16]。下坪山滑坡所处的山体切割强烈，地形破碎，相对高差达到200 m，坡度大于35°，高而陡的斜坡所形成的有效临空面为滑坡滑动创造了良好的滑动条件。

(2)地层岩性。下坪山滑坡岩土体上部为马兰黄土，以粉粒为主，土体结构疏松，湿陷性强[17]，垂向节理及高倾角节理裂隙发育，利于形成陡坡而具备良好的临空面，促使滑坡的发育。另外，这种特殊的物质组成和结构使降雨极易入渗，且遇水后易膨胀软化，形成软弱面和软弱带，导致土体的内黏聚力与摩擦角等抗剪强度指标不断降低，易使斜坡整体产生蠕滑拉裂变形破坏，导致坡体失稳。

(3)坡体结构。原老滑坡体结构松散，土体坡碎，滑体中节理裂隙发育，老滑坡体原有结构面附近土体抗剪切强度相对较小，形成软弱结构面，滑体易沿原有软弱结构面再次发生剪切破坏。

图6 滑坡变形破坏特征Fig.6 Deformation characteristics of landslide

(4)水文地质条件。钻孔及探槽资料显示，滑体内不存在统一的地下水位，下部含水率较高，土体由干-稍湿渐变为湿。由于特殊的地质结构，在强降雨时滑坡体具有短暂蓄水的条件，在滑带及下伏泥岩中风化层以上可急剧充水，形成具有一定厚度的临时含水层。地下水浸泡泥化、软化滑带土及底部泥岩，与此同时形成动水压力。干旱时含水层厚度减薄直至消失，动水压力变小或消失，被浸泡软化的滑带土及泥岩失水硬化。这种长期的干湿交替作用，使滑带土抗剪强度极大降低，不利于滑坡的稳定。

(5)大气降水。据东乡县气象站资料，县境内年降水量为200～600 mm，多年平均降水量544.6 mm，降水量由南向北逐渐减少，滑坡所在的果园乡为350 mm左右。全年降水集中在6—9月，这4个月的降水占全年总量的70.4%。日最大降水量为64.7 mm，小时最大降水量44.5 mm。降雨通常以暴雨和连阴雨的形式出现。如表1所示，果园乡6月1—10日该区域连续降雨，累计降雨量超过30 mm。下坪山滑坡的前期大量降水，使坡体自重增加1.3～1.4倍[18]，孔隙压力和岩土体强度等发生变化，同时造成坡体与下伏基岩接触带部位的土体泥化、软化，抗剪强度大幅度降低[19]，迫使上覆饱水土体极易沿软弱带产生蠕动滑移，影响坡体的稳定性。

表1 果园乡气象站降水统计(2016年6月1—10日)

(6)人类工程活动。该滑坡为一处老滑坡，区内人类经济工程活动诱发滑坡主要表现为开挖老滑坡坡脚，修建道路，原来坡体应力平衡遭受破坏，使得老滑体前缘临空，前缘阻滑区段土体大面积减少，抗滑能力降低，坡体稳定性变差，最终导致老滑体再次失稳复活。

4 滑坡稳定性分析和综合评价

稳定性评价是滑坡防治的关键问题之一。定性分析是以野外勘查为根本，配合有关地质资料进行综合判断。定量计算是以探槽、钻探等采样信息为基础，结合实测断面有关资料，最终获取主轴剖面参数，完成稳定性计算。

4.1 定性分析

下坪山滑坡主要物质成分为滑坡堆积物，滑坡体整体发生推移式滑动，其滑面位于泥岩、原老滑体接触部位，剪出口位于原公路下方，滑体前缘剪出后堆积覆盖原始坡面并掩埋坡脚公路。综合分析下坪山滑坡所处的地质环境，变形破坏的历史、现今变形迹象及坡体裂隙的分布特征，并与以往同类灾害发生条件对比，参照滑坡稳定性判别表分析其稳定性[20]，判别结果如表2所示。

滑坡区综合工程地质调查和钻探发现，大量发育的卸荷裂缝在滑体前缘和后缘呈带状分布，中部裂缝发育较少，使得滑体内应力在一定程度上有所释放。根据地质条件及变形迹象，现状条件下发生大规模高速滑动的可能性较小；前缘及侧缘裂缝大量发育，坡面上常伴有小型土体溜滑现象，局部发生滑动的可能性较大；在地震、降水、人为活动等因素作用下，滑坡整体滑动失稳的可能性大；目前后壁上部原老滑体残余少量土体，结构松散，有发生表层滑塌的可能。

4.2 定量计算

4.2.1 计算剖面

定量验算过程中需要将滑坡土体进行条块划分，计算断面应选择滑坡堆积体最可能剪出的位置(即最危险滑动面)，根据主滑地质剖面滑面产状的变化，将剖面划分为若干条块[21-22]。为准确计算条块的体积，应充分研究滑体地面起伏状况，进一步细分条块。除此之外，还应该全面认识滑体的岩性分布特征、坡面荷载及地下水位的埋深等诸多要素。

选择下坪山滑坡东西两滑块中的主断面1-1′剖面、5-5′剖面及两侧辅断面进行稳定性定量计算，其中主剖面稳定性计算如图7所示。

图7 陈家下坪山滑坡主剖面稳定性计算图Fig.7 Stability calculation diagram of main section of Xiaping mountain landslide

4.2.2 计算方法及工况计算的选取

该滑坡为堆积层滑坡，滑动面为圆弧形，采用瑞典条分法对下坪山滑坡进行稳定性验算[23-27]。

1)稳定性系数计算

下坪山滑坡稳定性系数计算公式为

(1)

考虑降雨条件时，水体通过裂缝渗入坡体将对结构面产生渗透压力，稳定性系数计算公式为

(2)

式(2)中：RDi为渗透压力产生的平行滑面分力；TDi为渗透压力产生的垂直滑面分力。计算公式为

RDi=rwhiwLisinβisin(αi-βi)

(3)

TDi=rwhiwLisinβicos(αi-βi)

(4)

考虑地震作用的影响时，稳定性系数计算公式为

(5)

式中：K为稳定性系数；αi为第i条块的滑面倾角，(°)；βi为第i条块的地下水流方向，(°)；Wi为第i条块的重量，kN/m；Ci为第i条块的内聚力，kPa；φi为第i条块的内摩擦角，°；hiw为第i条块的滑面高度，m；Li为第i条块的滑面长度，m；Ai为第i条块的地震力，kN/m：Ai=αWi；rw为孔隙水压力比，因为滑体为局部含水，没有形成统一水位，本次不计。

2)计算工况

工况I：自重，安全系数取1.20；工况II：自重+暴雨，安全系数取1.05；工况III：自重+地震，安全系数取1.05。

其中，降水条件下的稳定性系数计算，适当降低滑动面的C、φ。

暴雨标准：按照《滑坡防治工程设计与施工技术规范》(DZ/T 0219—2006)，暴雨强度按10年重现期计，20年进行校核[28]。

地震荷载标准：按照《建筑抗震设计规范》(GB 50011—2010)，本区地震设防烈度为7度，地震动峰值加速度按50～100年超越概率为10%计算，取0.15g(g为重力加速度)[29]。

3)计算参数的确定

土体强度指标C与φ的影响因素不仅比较复杂，并且其细微的改变都会使计算结果偏差较大。在对土工试验数据统计的基础上，遵循滑体与滑带土体的物理力学性质，充分考虑研究区内的地质条件、滑体结构、坡体变形破坏等特征以及空间变化状况，类比参考同类地区的相关参数和有关经验数值，最后根据反算结果综合确定本次计算参数的选取。

根据现场对下坪山滑坡的变形特征和目前稳定性状态的定性评价结果，分析滑坡区内岩土体的物理力学性质变化，按照《滑坡防治工程勘查规范》(DZ/T 0218—2006)提供的公式进行参数反演计算，反演计算公式[28]为

(6)

(7)

式中：F为按照计算工况给定的稳定系数；L为滑带总长度，m。

2016年6月10日下坪山滑坡发生变形破坏，现状条件下两滑块均处于欠稳定或基本稳定状态。根据现有剖面结合滑体土实际情况，在试验值基础上选取较大值作为本次滑体土重度γ(试验样品以粉土为主，实际滑体土为粉土、含卵砾石粉土、泥岩碎块的混杂体)，在此基础上，依据试验值先给定C值，反算出相应的φ，利用理正软件进行反算、校正了滑带土的内聚力C和内摩擦角φ的取值。参数试验值和反演结果如表3所示。

对比发现，内聚力C和内摩擦角φ的反演值较试验值略低，这是因为在取样过程中样品存在扰动，且反演结果更切合滑坡体现状稳定情况，故本次稳定性计算采取反演值，降水条件下的稳定性系数计算，适当降低滑动面的C、φ，其计算采用值如表4所示。

表3 天然状态下下坪山滑带土参数试验值和反演值

表4 下坪山滑带土参数取值

4)计算结果

滑坡稳定状态依据《滑坡防治工程勘查规范》的规定确定稳定系数Fs(Fs<1.00为不稳定，1.0≤Fs<1.05为欠稳定，1.05≤Fs<1.15为基本稳定，Fs≥1.15为稳定)[30]。分别对1-1′和5-5′两主剖面及两侧辅助剖面计算滑坡推力，选用工程领域惯用的增大下滑力传递系数法，计算公式为

Ei=FsWisinαi-Wicosαitanφ-cili+ΨiEi-1

(8)

式(8)中：Ei为第i块滑体剩余下滑力；Ei-1为第i-1块滑体剩余的下滑力；Wi为第i块滑体的重量；Ψi为传递系数，Ψi=cos(αi-1-αi)-sin(αi-1-αi)tanφi；ci为第i块滑体滑面上岩土体的黏聚力；li为第i块滑体的滑面长度；φi为第i块滑面上岩土的内摩擦角；αi为第i块滑面的倾角；αi-1为第i-1块滑面的倾角。

各剖面稳定性计算结果和各工况下滑坡推力计算结果如表5所示。

表5 滑坡体稳定性及推力计算成果

4.3 滑坡稳定性综合评价

定性分析认为，下坪山滑坡在现状条件下发生大规模高速滑动的可能性较小，但是由于前缘及侧缘裂缝大量发育，坡面上时常伴有小型土体溜滑现象，局部发生滑动的可能性仍然较大；在地震、降水、人为活动等因素共同影响下，滑坡整体滑动失稳的可能性大；目前下坪山滑坡后壁上部原老滑体残余少量土体，结构松散，存在发生表层滑塌的可能。定量计算表明，下坪山滑坡西侧整体稳定性好于东侧，与定性判定结果一致。西侧滑块整体在天然状态下沿现有滑面发生再次滑动的可能性小，整体处于基本稳定状态；东侧滑块整体在天然状态下沿现有滑面存在再次滑动的可能，整体处于欠稳定状态；两处滑坡块体在暴雨条件下和地震作用下沿现有滑面发生再次滑动的可能性较大，整体处于不稳定状态。

5 结论与认识

(1)下坪山滑坡属中型黄土-基岩滑坡，平面形态呈“三角形”。以滑体原始冲沟为界将下坪山滑坡分为东西两块，滑体上部物质成分以粉土为主，中下部以含卵砾石粉土或粉质黏土为主，底部主要是粉土，在与泥岩接触部位有少量泥岩碎块混杂。滑体内不存在统一的地下水位，下部含水率较高。变形特征表明该滑坡为前缘土体遭受开挖失稳而引发后缘凹陷、下错的牵引式滑坡。

(2)特殊的地形条件、岩土组合为滑坡的复活奠定了基础。降雨和人类工程活动是该滑坡稳定性的敏感因素，降雨加速了土体的变形，人类工程活动则加大了滑坡的临空面，打破了原有应力平衡。受老滑坡原有结构面控制，老滑坡发生整体失稳复活。

(3)下坪山滑坡定性分析与定量计算结果表明，天然工况下滑坡整体处于基本稳定状态，受裂缝大量发育的影响，局部有发生滑动的可能性。在未来暴雨(连续降雨)、地震、人为活动等因素共同影响下，滑坡整体滑移失稳的可能性大。天然状态下，西侧滑块处于基本稳定状态，东侧滑块处于欠稳定状态，西侧滑块整体稳定性好于东侧，东西两处滑坡块体在遇暴雨或地震沿现有滑面发生再次滑动的可能性较大。