斜坡岩土体稳定性的工程地质分析.ppt

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1、第九章 斜坡岩(土)体稳定性的工程地质分析,工程地质分析原理,9.1 基本概念及研究意义 斜坡岩(土)体稳定性的工程地质分析涉及两个方面的任务。一方面要对斜坡的稳定性作出评价和预测；另一方面要为设计合理的人工边坡以及制定有效整治措施提供依据。,表91 我国80年代重大崩、滑灾害事件,9.2 斜坡岩体应力分布特征,9.2.1 斜坡应力场的基本特征(1)由于应力的重分布，斜坡周围主应力迹线发生明显偏转。无论是在重力场条件下，还是在以水平应力为主的构造应力场条件下，其总的特征表现为愈靠近临空面，最大主应力愈接近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交(图9-2下)。,(2)由于应力分异的结果，在临空面

2、附近造成应力集中带。但坡脚区和坡缘(斜坡面与坡顶面的交线)区情况有所不同。坡脚附近最大主应力(相当于临空面的切向应力)显著增高，且愈近表面愈高(图9-2下)；最小主应力(相当于径向应力)显著降低，于表面处降为零，甚至转为拉应力。因而，这一带是斜坡中应力差或最大剪应力最高的部位，形成一最大剪应力增高带，通常是斜坡中最容易发生变形和破坏的部位，往往因此而产生与坡面或坡底面平行的压致拉裂面(参见图3-29)。,图92 用有限元解出的位移迹线图（上）和主应力迹线图（下）（a）重力场条件（N0.33）；（b）以水平应力为主的构造应力场条件下（N3）,坡缘附近，在一定条件下，坡面的径向应力和坡顶面的切向应

3、力可转为拉应力，形成一张力带(图9-3)。因而，这些部位的岩体容易被拉裂形成与坡面近于平行的拉裂面(参见图3-29)。(3)与主应力迹线偏转相联系，坡体内最大剪应力迹线由原先的直线变为近似圆弧线，弧的下凹面朝着临空方向。(4)坡面处由于径向压力实际等于零，所以实际上处于单向应力状态(不考虑斜坡走向方向的2时)，向内渐变为两向或三向(考虑2时)状态。,9.2.2 影响斜坡岩体应力分布的主要因素 9.2.2.1 原始应力状态的影响 岩体的原始应力状态中，水平剩余应力的大小对坡体应力状态的影响尤为显著。它不但使主应力迹线的分布形式有所不同(图9-2下)，而且明显地改变了各应力值的大小，尤其对坡脚应力

4、集中带和张力带的影响最大。在坡脚区，根据图9-2可见，坡底的切向应力最大值约相当于原始水平应力的三倍左右。当有侧向水平应力时，该值成倍增高，如当 L3gh时，该值可达7-10gh，与L=0的情况相比，相差十分悬殊。在坡缘区，随着侧向水平应力的增大，张力带的范围也增厚、扩大。可见，当岩体中存在较高的原始侧向水平应力时，斜坡则更容易遭受变形与破坏。,9.2.2 影响斜坡岩体应力分布的主要因素 9.2.2.2 坡形的影响 坡高并不改变应力等值线图像，但坡内各处的应力值均随坡高增高而线性增大。坡角明显改变应力分布状态。随坡角变陡，坡面附近张力带范围也随之扩大和增强，成坡过程中位移矢量离面趋势也更加明显

5、；坡脚应力集中带最大剪应力值也随之增高。坡底的宽度W对坡角应力状态也有一定的影响。计算表明，当W0.8H时，则保持为一常值，与一般斜坡一样。斜坡的平面形态影响：凹坡形应力集中程度明显减缓。圆形和椭圆形矿坑边坡，坡脚最大剪应力只有一般斜坡的一半。对于椭圆形矿坑而言，当主应力平行于长轴时，应力集中程度减轻明显。,图93 斜坡张力带分布状况 及其与水平剩余应力（L）、坡角（）关系示意图（据Stacey，1970）,图94 坡角最大剪应力与坡脚和坡底宽（W）关系图解（据Stacey，1970）,9.2.2 影响斜坡岩体应力分布的主要因素 9.2.2.3 斜坡岩体特性和结构特征的影响 均质坡中，岩体材料

6、性质（弹性模量、泊松比）对应力分布的影响是很微弱的。软弱面的存在使应力分布状况复杂化。斜坡中平缓或倾外的软弱面，在成坡过程中有利于上覆岩体中水平剩余应力的释放和结构松弛，使其应力分布状况由重力场和水平剩余应力叠加型向重力场型转化。平缓或倾坡内的易压缩层，可使上覆岩体中可能破坏区有明显的增加与扩大。,9.3 斜坡的变形与破坏 斜坡形成过程中，由于应力状态的上述变化，斜坡岩(土)体将发生不同方式、不同规模和不同程度的变形，并在一定条件下发展为破坏。斜坡破坏系指斜坡岩(土)体中已形成贯通性破坏面时的变动。而在贯通性破坏面形成之前，斜坡岩体的变形与局部破裂，称为斜坡变形。斜坡中已有明显变形破裂迹象的岩

7、体，或已查明处于进展性变形的岩体，称为变形体。,被贯通性破坏面分割的斜坡岩体，可以多种运动方式失稳破坏，如滑落、崩落等。破坏后的滑落体(滑坡)或崩落体等被不同程度地解体。但在特定的自身或环境条件下，它们还可继续运动，演化或转化为其他运动方式，称为破坏体的继续运动。斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动，分别代表了斜坡变形破坏的三个不同演化阶段。,9.3.1 斜坡变形的主要方式 斜坡变形实际上在其形成过程中即已发生，表现为卸荷回弹和蠕变两种主要方式。卸荷回弹(unloading rebund)是斜坡岩体内积存的弹性应变能释放而产生的。在高地应力区的岩质斜坡中尤为明显。成坡过程中斜坡岩体向临空方向回弹膨

8、胀(参见图9-2上)，使原有结构松弛；同时又可在集中应力和剩余应力作用下，产生系列新的表生结构面(参见图3-29)，或改造一些原有结构面。,在此过程中当然也包含有蠕变，但是它是由岩体中积存的内能作功所造成的，所以一旦失去约束的那一部分内能释放完毕，这种变形即告结束，大多在成坡以后于较短时期内完成。斜坡中经卸荷回弹而松弛，并含有与之有关的表生结构面的那部分岩体，通常称为卸荷带。它的发育深度与组成斜坡的岩性、岩体结构特征、天然应力状态、外形以及斜坡形成演化历史等因素有关。卸荷带也是斜坡中应力释放的部位，相当于应力的降低带。一般情况下，卸荷带愈深，应力集中带也分布得愈深。,斜坡的蠕变（slope c

9、reep）是在坡体压力(以自重应力为主)长期作用下发生的一种缓慢而持续的变形，这种变形包含某些局部破裂，并产生一些新的表生破裂面。坡体随蠕变的发展而不断松弛。瓦伊昂滑坡失事前三年开始的长期观测，已发现该区有蠕变迹象。1963年春季以前，大致保持等速蠕变，同年春季、夏季测得的位移速率为0.14cmd左右。9月18日连续大雨后，位移速度逐日迅速增大直至滑坡发生。蠕变波及范围可以相当大，一些高山地区，都发现深达数百米、长达数千米的巨型蠕变体。它们常常是工程实践中重点研究和治理的对象。,9.3.2 斜坡破坏基本类型 斜坡破坏的分类，国内外已有许多不同的方案。国际工程地质协会(IAEG)滑坡委员会(D.

10、MCruden，1989)建议采用瓦恩斯的滑坡分类(D.Varnes，1978)作为国际标准方案。分类综合考虑了斜坡的物质组成和运动方式。按物质组成分为岩质和土质斜坡；按运动方式划分为崩落(塌)(falls)、倾倒(topples)、滑动(落)(slides)、侧向扩离(lateral spreads)和流动(flows)等5种基本类型。还可组合成多种复合类型，如崩塌-碎屑流、滑坡-泥石流等。,瓦恩斯的分类实际上是将斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动三者综合在一起。如分类中的“流动”包括了斜坡岩体的蠕变(creep)，又包括了碎屑流(debris flow)和泥流(mud flow)等。前者属斜

11、坡变形，实际上斜坡发生滑坡、崩塌等破坏之前，都可能经历过蠕变；后者作为一种与斜坡破坏相联系的现象，则大多是由崩塌或滑坡体在继续运动过程中发展而成的运动方式。又如分类中的“倾倒”，实际上也是一种变形方式，其最终破坏可表现为崩塌或滑坡。,鉴于以上原因，可将崩落(塌)(falls)、滑落(坡)(s1iding)和(侧向)扩离(1ateral spreading)作为三种基本破坏方式(图9-7)，也是斜坡失稳的基本方式。就岩体破坏机制而言(参见图3-2)，崩塌以拉断破坏为主、滑坡以剪切破坏为主、扩离则主要是由塑性流动破坏所致。(1)崩塌 崩塌包括了小规模块石的坠落(free fall)和大规模的山(岩

12、)崩(rock avalanches)崩塌体通常破碎成碎块堆积于坡脚，形成具有一定天然休止角的岩堆(图9-7)。在一定条件下，可在继续运动过程中发展为碎屑流。,(2)滑坡 滑坡可按滑动面或破坏面(surface of rupture)纵剖面形态划分为平滑型(顺层)(translational sliding)和弧形或转动型(切层)滑(slump或rotational sliding)两种类型。(3)扩离 扩离是由于斜坡岩(土)体中下伏平缓产状的软弱层塑性破坏或流动引起的破坏，软层上覆岩(土)体或做整体，或被解体为系列块体向坡前方向“漂移”。这种破坏方式与块状滑坡类似。但由于呈塑性流动状态的软岩

13、，可因块体重力压缩而被挤入被解体的块体之间，造成块体“东倒西歪”，这是它区别于一般滑坡的重要特征。,崩塌,滑坡,滑坡的表面形态及结构(国际滑坡编目小组),（1）冠（2）主断壁（3）顶（4）头（5）次断壁（6）主滑体（7）足（8）趾尖（9）趾（10）破坏面（11）破坏面趾（12）滑覆面（分隔面）（13）滑移体（14）减损带（15）加积带（16）减损坳陷（17）减损体（18）加积体（19）侧翼（20）原始地面,a:后缘环状拉裂缝,b:滑坡断壁,c：横向裂缝及滑坡台阶,d:滑坡舌及纵张裂缝后缘,e：滑坡侧壁及羽状裂缝,表94 斜坡岩体结构类型与变形破坏方式对照表,注：r、p软弱面的残余（或起动）和基

14、本摩擦角；软弱面倾角，斜坡坡角。,9.4 斜坡变形破坏机制与演化 本节分别讨论各类变形破坏地质力学模式的形成与演化，以及它们在空间上的复合与过程中的转化方式。蠕滑拉裂 这类变形导致斜坡岩体向坡前临空方向发生剪切蠕变，其后缘发育自坡面向深部发展的拉裂。主要发育在均质或似均质体斜坡(I类)中，倾内薄层状层状体坡(II5类)中也可发生。一般发生在中等坡度(40。)斜坡中。,变形发展过程中，坡内有一可能发展为破坏面的潜在滑移面，它受最大剪应力面分布状况的控制。该面以上实际上为一自坡面向下递减的剪切蠕变带(参见图3-50中的1、2）,图912 致密粘土边坡蠕滑拉裂变形图示,这类变形，以图9-14为例，演

15、变过程可划分为三个阶段。(1)表层蠕滑。岩层向坡下弯曲，后缘产生拉应力(图9-14左)；(2)后缘拉裂。通常造成反坡台阶(图9-14中)。当坡体后缘发育有陡倾坡内的软弱结构面时，拉裂更易发育，这种破裂也可能在地震或人工爆破的触发下突然产生。美国阿拉斯加山区一实例非常典型。如图9-15所示，被陡倾坡内的一组结构面分割的岩体，在一次地震后形成一系列反坡台坎和串珠状洼地，台坎最大高差达3.8m。,这与地震在界面处造成的瞬时拉应力，或饱水裂面在被压缩的“瞬间”空隙水压力的急剧增高等效应有关，它促进陡倾结构面张性破裂，或在抗剪强度瞬时突然降低时，陡面上积存的残余剪应力使裂面产生“瞬时”剪动，其结果就造成

16、了上述现象。后缘被拉裂后，造成潜在剪切面上剪应力集中，促进了最大剪应力带的剪切变形。(3)潜在剪切面剪切扰动。随剪变进一步发展，中部剪应力集中部位可被扰动扩容，使斜坡下半部分逐渐隆起。,随着变形体开始发生转动，后缘明显下沉，拉裂面由开初的张开转为渐趋闭合，裂面互错方向与前一阶段恰好相反。这些迹象预示变形进入累进性破坏阶段，一旦潜在剪切面被剪断贯通，则发展为滑坡。这类变形体发展为滑坡，由于潜在破坏面呈弧形，其起动条件可采用圆弧滑面试算加以确定，而潜在滑移面处岩(土)体被扰动的程度和贯通率，决定了斜坡的稳定状况。,9.4.2 滑移压致拉裂 9.4.2.1 形成条件与演变过程 这类变形主要发育在坡度

17、中等至陡的平缓层状体斜坡(II1)中。坡体沿平缓结构面向坡前临空方向产生缓慢的蠕变性滑移。滑移面的锁固点或错列点附近，因拉应力集中生成与滑移面近于垂直的拉张裂隙，向上(个别情况向下)扩展且其方向渐转成与最大主应力方向趋于一致(大体平行坡面)并伴有局部滑移。这种拉裂面的形成机制与压应力作用下格里菲斯裂纹的形成扩展规律近似，所以它应属压致拉裂。滑移和拉裂变形是由斜坡内软弱结构面处自下而上发展起来的(图9-16)。,据实例分析和模拟研究，这类变形演变过程可分为三个阶段(图9-17)。(1)卸荷回弹阶段图9-17(a),图916 大渡河龚咀前震旦纪花岗岩斜坡中滑移压致拉裂变形迹象（参照原水电部成勘院资

18、料，1965）（a）剖面图；（b）（a）图中处细部放大；K1缓倾角裂隙；K2陡倾角裂隙,图917 滑移压致拉裂变形演说图（a）、（b）、（c）、（d）发展阶段，说明见正文,(2)压致拉裂面自下而上扩展阶段图9-17 b、c 随着变形的发展，裂面可扩展至地面。其破裂过程与图3-9所示岩体剪断破坏模式十分相似，斜坡岩体结构随变形发展而松动，并伴有轻微的转动，仍处于稳定破裂阶段。图9-16所示为一典型实例。花岗岩体中十分发育的席状裂隙产状近于水平，另有两组陡倾裂隙，其中一组走向与坡面近于平行。平洞内岩体蠕变松动迹象明显，平行坡面陡倾裂隙普遍被拉开，并出现多条滑移面与陡倾裂断面交替的阶状裂隙。在平洞约

19、60m深处见有一条阶状裂面，陡面张开达2.5cm，由其中涌出大量黄泥浆水。与此同时邻近钻孔水位普遍降落，表明与滑移相伴的压致拉裂面已与地表贯通。在陡缓交界处见有如图9-15(b)所示羽状裂面，说明变形体已有轻微转动。,(3)滑移面贯通阶段图917(d)变形进入累进性破坏阶段。变形体开始明显转动，陡倾的阶状裂面成为剪应力集中带，陡缓转角处的嵌合体逐个被剪断、压碎，并伴有扩容，使坡面微微隆起。待陡倾裂面与平缓滑移面构成一贯通性滑移面，则将导致破坏。,9.4.2.2 起动机制及判据(1)变形起动判据 n=1/3=sin(i+j)+sin j/sin(2i+j)-sin j 式中：i为1与结构面的夹角

20、。当结构面某处1/3n时，则有可能沿该面发生蠕滑。(2)嵌合带剪断压碎机制 变形进入第三阶段，变形体后侧阶状破裂面中嵌合体成为应力集中带，一旦被剪断压碎，则可发生滑坡。破坏判据可参照格里菲斯准则：【1】=A 3+BSt 当围压为零时，可取单轴抗压强度作为判据。,9.4.3 滑移拉裂9.4.3.1 形成条件与演变过程 主要发生在II2、III等类型斜坡中。斜坡岩体沿下伏软弱面向坡前临空方向滑移，并使滑移体拉裂解体(图9-20)。,图920 滑移拉裂变形图示（参照Zaruba，1965）-原地面线；-变形前；开挖坡面；-页岩夹层（滑移面）,受已有软弱面控制的这类变形，其进程取决于作为滑移面的软弱面

21、的产状与特性。当滑移面向临空方向倾角已足以使上覆岩体的下滑力超过该面的实际抗剪阻力时，则在成坡过程中该面一经被揭露临空，其后缘拉裂面一出现即迅速滑落，蠕变过程极为短暂。一般情况下，当 p时，即可出现这种情况。而当r时，变形可向滑动逐渐过渡发展为由坡前向顶缘逐步解体的块状(又称迷宫式)滑坡，其外观与图9-10所示扩离体相似。9.4.2.2 起动判据 可按平面滑移面计算确定发生变形的判据。若不考虑内聚力，可直接根据滑移面的值和倾角两者作出判断，后者就是起动角。,9.4.4 滑移弯曲 9.4.4.1 形成条件与演变过程 主要发育在中-陡倾外层状体斜坡(II3、II4)中，尤以簿层状岩体及延性较强的碳

22、酸盐类层状岩体中为多见。这两类斜坡的滑移控制面倾角已明显大于该面的峰值摩擦角，上覆岩体具备沿滑移面下滑条件。但由于滑移面未临空，使下滑受阻，造成坡脚附近顺层板梁承受纵向压应力，在一定条件下可使之发生弯曲变形。,变形演变过程可分为三个阶段(以平面滑面为例)。(1)轻微弯曲阶段（图9-24(a)。弯曲部位仅出现顺层拉裂面、局部压碎，坡面轻微隆起，岩体松动。前述金龙山实例属此阶段。弯曲隆起通常发生在近坡脚而又略高于坡脚的部位，这可能是由于该处顺层压应力与垂直层面的压应力之间压力差较大所致。此外，层状岩体原始起伏弯曲部位，也是有利于发生弯曲的部位。(2)强烈弯曲、隆起阶段图9-24(b)。弯曲显著增强

23、，并出现剖面X型错动，其中一组逐渐发展为滑移切出面。由于弯曲部位岩体强烈扩容，地面显著隆起，岩体松动加剧，往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的“卸荷”也更加促进了深部的变形与破坏。,图923 瓦伊昂水库滑坡滑动前位移观测资料（a）和地质剖面图（b）（据L.Muller，1974）灰岩；含粘土夹层的薄层灰岩（侏罗系）；含燧石的厚岩灰岩（白垩系）；泥灰质灰岩（白垩系）；老滑坡；滑移面；滑动后地面线,(3)切出面贯通阶段。滑移面贯通并发展为滑坡，具崩滑特性，有的表现为滑塌式滑坡。“椅”形滑移面情况与平直滑移面的有所不同，其强烈弯曲部位发生在滑移面转折处，且不需形成切出面而沿原有靠椅形面滑动。此外

24、，岩层倾角大于斜坡坡角()时，也可发生类似变形。图9-25所示铁西滑坡即为一典型实例。,滑坡发生在强烈弯曲隆起的滑移弯曲体之上。由图可见，滑移弯曲体的上部沿层面下滑，挤压下部岩层使之挠曲，并形成一弧形潜在滑移面(图9-25中22剖面)，而弯曲最强烈的部位发生在滑移面转缓部位与椅状滑面情况类似)。滑坡的发生正是由于恰好在强烈弯曲部位采石所致。,图924 雅垄江霸王山滑坡形成过程示意图,在高山峡谷区，尤其在高地应力地区，这类变形的发育深度可以很深。图9-22所示为雅垄江二滩金龙山斜坡中的变形体。经勘探发现斜坡中上覆二叠纪玄武岩和阳新灰岩，沿与下伏粘土岩的接触带发生滑移(部分沿玄武岩与阳新灰岩接触面

25、滑移)，并在坡脚附近造成弯曲，使岩层产状出现异常(图922中)，产生一系列破裂迹象。近几年来的观测资料也表明，变形仍在缓慢进展。,9.4.2.2 起动机制与判据（1）应变速率判别 当弯曲部位的应变速率C小于临界值C0时，弯曲部位在受力初期随应变增大而发生应力积累，应力达到一定程度后不再升高，继之以随时间而增长的流变。强烈褶皱而不发生破坏。当滑动速度大，应变速率C大于C0，随应变的发展，弯曲部位应力得以逐渐积累，一旦达到下滑面或切出面的抗剪强度，即发展为滑坡。（2）抗变形稳度系数判别 多层梁板的纵弯曲是由表层向深部逐渐发展的一个累进性变形破裂过程。Ka=cr/s,Ka为抗弯曲变形稳度系数；cr为

26、使板梁弯曲的纵向临界应力；s为斜坡作用在可能发生弯曲段上的纵向应力。将Ka=3作为有可能发生这类变形的判据。（3）多层板梁屈曲失稳判据 K=Lcr/L式中：Lcr为斜坡板梁可能发生屈曲的临界长度；L为实际长度。当K=1时，则有屈曲失稳的可能。,9.4.5 弯曲拉裂(倾倒)9.4.5.1 形成条件与演变过程 主要发育在陡立或陡倾内层状体(II4、II5类)组成的中-极陡坡中。主要发生在斜坡前缘，陡倾的板状岩体在自重弯矩作用下,于前缘开始向临空方向作悬臂梁弯曲，并逐渐向坡内发展。弯曲的板梁之间互相错动并伴有拉裂，弯曲体后缘出现拉裂缝，形成平行于坡向的反坡台阶和槽沟。板梁弯曲剧烈部位往往产生横切板梁

27、的折裂(图9-27)。,硬而厚的板粱，其变形的发展可划分为如图9-28所示各阶段。(1)卸荷回弹陡倾面拉裂阶段。(2)板梁弯曲，拉裂面向深部扩展并向坡后推移阶段。如果坡度很陡，此阶段大多伴有坡缘、坡面局部崩落。(3)板梁根部折裂、压碎阶段。岩块转动、倾倒，导致崩塌。由于随板梁弯曲发展，作用于板梁的力矩也随之而增大，所以这类变形一旦发生，通常均显示累进性破坏特性。,图927 弯曲拉裂变形实例（a）石英片岩斜坡中的变形迹象（岷江上游耽达）；（b）陡立厚层灰岩斜坡中的变形迹象（峨嵋）,图928 弯曲拉裂（厚层板梁）变形演进图,薄而较软的层状岩体，由于弯曲变形角度可以很大，最大弯折带常形成倾向坡外断续

28、的拉裂面，岩层中原有的垂直层面的裂隙转向坡外倾斜(图9-29)。在这种情况下，继续变形将主要受这些倾向坡外的破裂面所控制，实际上已转为滑移(或蠕滑)-拉裂变形，最终发展为滑坡(图9-29)，这一演化过程已为再现模拟所证实(固9-30)。值得指出的是，倾内层状体斜坡演化过程中具有双重潜在滑移面特征，可分别形成表层滑塌和深部滑坡(图9-30)。,9.4.5.2 起动机制与判据（1）悬臂梁弯曲流变判据 薄层状陡立或倾内层状斜坡体中，可按悬臂梁在重力矩作用下的弯曲流变考虑。可按照粘弹性介质计算板梁最大挠度和转角与时间的关系式，推断已明显变形的弯曲拉裂体经历的时间；也可对演化进程做出推定。若挠度变化速率

29、远超过推定值，可推定板梁变形已进入累进性破坏阶段。（2）板梁根部破坏导致失稳的判据 靠近斜坡前缘的陡立板梁，则往往可因板梁根部岩体的破坏导致失稳，可有多种形式。,9.4.5.2 起动机制与判据（2）板梁根部破坏导致失稳的判据 A 板梁根踵剪断压碎 大多发生在厚板梁中，后缘拉裂使根踵一带成为压应力集中带，破坏过程与前述嵌合带压碎破坏类似：【1】=A3+BSt 一旦进入剪断过程，也将造成后缘裂缝由拉裂向闭合方向转化，并伴有下错。破坏通常以剧冲型崩滑为其特点。B 板梁根趾压碎、折断 板梁表面的垂向和水平向的切向应力达到和超过板梁根部岩体的抗拉强度或抗压强度，板梁则有可能由于根踵拉裂、根趾压碎或两者的

30、联合作用而导致失稳。,9.4.5.2 起动机制与判据（3）滚动摩擦起动机制与判据 滑带或折裂破碎带中的块石处于某种有利状态时，平面摩擦可为块石的滚动所取代。滚动一旦起动，碎块可随滚动而被磨圆，往往造成高速滑坡。,9.4.6 塑流拉裂 这类变形主要发生在软弱基座体斜坡(IV类斜坡)中。下伏软岩在上段岩层压力作用下，产生塑性流动并向临空方向挤出，导致上覆较坚硬的岩层拉裂、解体和不均匀沉陷。风化作用以及地下水对软弱基座的软化或溶蚀、潜蚀作用，是促进这类变形的主要因素。在软弱基座产状近于水平的斜坡(IV1)中，通常可见如图9-3l所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始于软弱层的接触面，这是由于软岩的水平变形

31、远远超过硬岩所致。斜坡前缘可出现局部坠落。随着上覆坡体的拉断解体，则发展为侧向扩离，或块状(迷宫式)滑坡(见图9-10)。,当上覆岩层也具有一定塑性时，被下伏呈塑流状的软岩载驮的坡体可整体向临空方向漂移，并于其后缘某处产生拉裂造成陷落带，形成整体式的侧向扩离，其演进过程如（图9-32）所示。上述两种形式的变形体，也可在特大暴雨作用下产生平推式滑坡。,图931 塑流拉裂变形体（实例据Zaruba，1971）,图932 塑流拉裂发展为整 体式侧向扩离的过程示意图（实例据J.Rabar，1971）黑色层为褐煤层，其它为粘土层,软弱基座倾向坡内的陡崖(IV2)，变形过程表现为另一种方式(图9-3)：(

32、1)卸荷回弹陡立裂缝的形成图9-33中(a)在陡崖形成过程中，由于应力分异形成由坡缘拉应力带向纵深扩展的一系列陡立拉裂缝。(2)前缘塑流拉裂变形（图9-33(b)、(c)软弱基座被切露，改变了其原有的封闭状态，并在上覆岩层的强大压力作用下而被压缩和向临空方向挤出，使上覆岩体产生自坡面向内其值递减的不均匀沉陷，因而造成上覆硬岩被拉裂，或使原已形成的拉裂缝得以进一步扩展。拉裂缝首先出露于陡崖坡缘附近，自上而下地扩展。被拉裂缝分割出来的板粱或岩柱，可因基座软岩挤出的进一步发展而倾倒崩落。,(3)深部塑流一拉裂变形图933中(d)(f)随基座软层塑流的发展，拉裂缝出现部位由坡缘向后侧推移。某些高陡斜坡

33、中，这种拉裂缝发育深度可达200m以上。被分割的高大岩柱或板梁，其根部可因此而被剪裂或压碎，使变形向蠕滑拉裂方式转化。一旦后缘拉裂面转而闭合，则预示进入潜在滑移面贯通阶段，变形将发展为崩滑或滑塌。起动机制与判据：与前述弯曲拉裂类似。,图933 软弱基座陡崖塑流拉裂演化过程示意图（a）卸荷回弹拉裂；（b）前缘塑流拉裂；（c）前缘倾倒崩落；（d）深部塑流拉裂；（e）转化为蠕滑拉裂；（f）崩滑,9.4.7 斜坡变形模式的复合9.4.7.1 变形模式的空间组合(1)斜坡前、后不同变形模式的组合 如图9-35所示为坡前的弯曲-拉裂与后侧滑移-压致拉裂组合的实例。(2)浅部、深部不同变形模式的组合 前述金

34、龙山斜坡变形体为一典型实例(见图9-22)。其深部为滑移弯曲变形，而在坡脚临空面影响范围之内的浅部，玄武岩沿一组向坡外倾斜的似层面蠕滑，后缘陡倾坡内的一组裂隙被显著拉开，属典型的滑移拉裂变形。深部弯曲造成的表层岩石隆起与松动必然会促进浅部变形的发展，如果浅部岩体因变形发展而滑落，减小弯曲部分的垂向压力，又可促进深部弯曲的进一步发展。,9.4.7.2 变形模式的转化,图937 弯曲拉裂转化为蠕滑拉裂（参照霍夫曼，1973）,转化具有多种形式。根据本章前述实例，弯曲拉裂滑移(或蠕滑)拉裂，弯曲拉裂滑移压致拉裂；塑流拉裂蠕滑拉裂；滑移弯曲蠕滑(滑移)拉裂。,查纳滑坡,贵阳沙冲路滑坡,龙羊峡库岸滑坡,

35、2003年5月11日贵州省三穗县平溪特大桥滑坡致使35人死亡，毁坏桥墩,2003年7月13日 三峡库区沙镇溪发生千将坪滑坡，致使24人失踪。,滑坡壁,滑坡周界,西藏易贡特大崩滑灾害,鸡扒子滑坡全貌,盐池河崩塌,新滩滑坡全貌,9.5 斜坡破坏后的运动学9.5.1 滑落体运动速度 崩落体通常作高速运动；扩离体则缓慢运动。滑落体的滑速可分为高速、快速、中速和慢速。9.5.2 崩(坠)落块石的运动特征 其运动方式随接受块石斜坡的坡度、坡形和性能不同而不同。研究表明只有在坡度小于某一临界值(约27。)时，崩落体才停积于崖脚;随坡度增大，可分别表现为滑动、滚动、跳跃和自由崩落等方式，大部或全部被搬运至坡脚

36、(图9-40)。9.5.3 运动状态的“流体”化 一定条件下，滑坡体或崩塌体可在继续运动过程中转化为“流体”状态，称“流体”化。主要表现为碎屑流、泥流或土爬、泥石(洪)流和浊流等。,碎屑流(debris flows)和泥流或土爬(mudflow/earthflow)系指由滑坡体或崩塌体自身转化而成的流体。前者是一种高速散体状流体，后者则是一种速度不太大的塑性粘滞流。泥石(洪)流(debris flows)按其定义应属一种洪流。它总是与暴雨或山洪相联系，是在有足够的外部水流(或降雨)参与下形成的一种高密度“流体”。我国1981、1982年四川暴雨滑坡发生期间，有不少这样的实例。浊流(turbid

37、ity current)系指水下的高密度流或异重流，见于水下滑坡(见图9-11)。滑入水中的滑坡或崩塌体，也可部分转化为浊流。,泥石型,水石型,泥流型,坡面型泥石流,沟谷型泥石流,9.6 斜坡变形破坏与内外应力的关系 斜坡之所以能发展为最终破坏，又总是和一定的内外应力对斜坡的改造作用相联系的。这些作用对斜坡稳定性造成的影响有的是可逆的，有的是不可逆的。它们主要通过以下几方面来改变斜坡的稳定性。(1)改变斜坡的外形，实际上是改变了斜坡的临空状况及应力场。属于这方面的作用包括流水、海、湖(包括人工湖泊)的蚀淤，泥石流的侵蚀刨蚀和堆填以及人工开挖、堆放等。(2)改变斜坡岩体的结构特征和力学性质，即降

38、低斜坡的抗变形、抗破坏能力。属于这方面的作用包括风化作用、冻融作用和地下水的作用等不可逆因素(水的浸湿软化作用等可逆因素)。,(3)改变斜坡岩体的应力状况。属于这方面的作用包括地下水动水压力和空(孔)隙水压力的作用、区域构造应力场的变化、地震力、人工爆破震动力以及开挖斜坡、工程荷载等。这些动力如果已使斜坡造成变形或破坏，其影响则为不可逆的，否则为可逆的。在影响某一斜坡稳定性的诸多因素中，往往可以确定其中起关健性作用的主导因素，它是在斜坡演变历史中不断降低斜坡稳定性的动力因素。某些可逆因素，如降雨、洪水、地震及气温的变化等，可以使稳定性已接近失稳状态的斜坡突然破坏，它并不一定是促使斜坡稳定性降低

39、的主导因素，称为触发或诱发因素(图9-45)。,9.6.1 与地表水作用的关系9.6.1.1 与河流地质作用的关系 河流的蚀淤规律，对河谷岸坡的影响很大。（1）河谷岸坡演化趋势分析 少年期：河流下切强烈，使岸坡加高、坡度变陡，并不断切露潜在滑面或弱面。变形破坏频繁，规模不等，以弯曲-拉裂、塑流-拉裂的浅部崩落和滑移-拉裂型滑坡为多见。岸坡变形破坏频率(As，每km岸线变形破坏点数)高,但变形破坏模数(Ms，每km岸线变形破坏体积)不一定大。山区河流的支流和支沟都属于此阶段。中年期：河流下切速度减缓，侧蚀展宽，As低于少年期，以具有明显时间效应特征的深部大规模破坏为特征。变形体较发育，Ms比少年

40、期高。多出现滑移-弯曲型滑坡。老年期：河流侵蚀速度进一步减缓，或蚀淤接近平衡，伴有侧蚀。变形破坏以老崩塌、滑坡体的局部或整体复活为主，大多与洪、枯水位波动带引起的地下水位的变动、冲刷以及暴雨的作用等因素有关。,9.6.1 与地表水作用的关系9.6.1.1 与河流地质作用的关系（2）岸坡稳定性的河流演化史分析 阐明河床演变与岸坡变形破坏之间的关系-评价导致失稳的主导因素-对稳定性及发展趋势作出评价预测。如：基岩斜坡崩滑期-滑坡稳定性增高期-古滑坡再次活动期-古滑坡稳定性局部增高期。9.6.1.2 与海、湖波浪作用的关系 通过对岸坡的改造作用，引起岸坡变形破坏。9.6.2 与地下水作用的关系9.6

41、.2.1 地下水作用活跃带及水动力模型 地下水作用活跃带：强烈的溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用等；强风化带或残积土层与弱风化带之间的承压区；滑坡或崩坡积物与基岩接触面之间；等。9.6.2.2 动水压力和空隙水压力启动机制 动水压力驱动型：暴雨 间歇性下渗潜水型水动力特性 空隙水压力驱动型：平推式滑坡、倾倒失稳,地下水作用活跃带及水动力模型 斜坡岩(土）体中地下水作用活跃带可有多种形式。强烈的溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用等，可在斜坡中形成对斜坡演变起重要控制作用的活跃带(如图9-48所示)。经历过强烈风化的某些斜坡岩体(如岩浆岩等)，在强风化带或残积土层与弱风化带间，也可形成一为承

42、压特征的地下水活跃带(如图9-49所示)。此外某些滑坡或崩坡积物与基岩接触面，也常可成为地下水作用的活跃带。如图9-50所示，当覆盖物的透水性能低于下伏基岩时，使斜坡岩体中原来的潜水水流变为承压水流，这样接触面处不仅成为地下水渗透变形的活跃带，并且对上覆堆积物底面可形成明显的空隙水扬压力。,斜坡岩体在变形发展过程中，将不断产生一系列新的破裂面，从而改变了岩体的水动力学特征，也可形成一些新的地下水活跃带。以倾向层状体斜坡为例，可划分为图951所示几种主要水动力学模型。地下水的溶蚀和渗透变形等作用的分析评价，属其它有关章节讨论内容。这里着重讨论地下水压力造成的影响。,图951 顺向层状体斜坡水动力

43、学基本模型左：包气带季节变动带水动力型：（a）（b）间歇裂隙充水承压型（阴影曲线代表空隙水压力分布状况），（c）间歇下渗潜水型，（d）间歇潜水型；右：层间含水层水动力型:（a）弱循环承压型，（b）、（c）强循环承压型,动水压力和空隙水压力起动机制 斜坡岩(土)体中水动力条件的剧变，通常是由于地下水补给的激增(如特大暴雨、山洪等)或排泄水位异常变动(如河、库水位波动或排泄通道堵塞等)所引起。可通过以下方式造成斜坡失稳。1动水压力驱动型 主要发生在具间歇性(下渗)潜水型水动力特征(图9-51I(c)、I(d)型)的斜坡或滑坡体中。可按异常水力梯度计算稳定性。前述1982年长江鸡扒子滑坡和1986年

44、香溪马家坝滑坡(见表9-1)，均为老滑坡体的局部和整体复活，并且都是由暴雨引发的异常动水压力的驱动所致。经计算，鸡扒子滑坡,起动时水力梯度高达0.19倍，稳定系数陡降0.2左右，导致滑坡体复活。2空隙水压力起动型(1)平推式滑坡 主要发生在平缓层状体斜坡的滑移压致拉裂或塑流拉裂变形体中。斜坡岩体具有间歇裂隙充水承压型水动力特征图951左(a)。在特大暴雨条件下，岩体在裂隙中充水的静水压力和滑移面空隙水扬压力的联合作用下，有可能被平推滑出。其起动机制如图9-52所示。可以后缘拉裂缝(假定垂直分布)中充水临界高度(hcr)作为起动判据，在滑面缓倾外(或内)时：,（923）式中：W-滑坡单宽重量（t

45、/m）；-滑移面顺滑坡方向倾角（倾向坡外为正值，反之为负）；L-滑块底面沿滑动方向长；-滑面摩擦角，不考虑内聚力C；w 为水的容量（w wg）当0时，上式可简化为：（922）,(2)倾倒失稳 发生在厚板梁弯曲-拉裂(倾倒)变形体中。空隙水压力作用方式与前者相似，但以块体绕支撑轴作转动倾倒坠落方式失稳(图9-53)。,9.6.2.3 超空隙水压力激发机制 斜坡岩(土)体的变形与破裂，也可引起斜坡内部空隙水压力的激变，从而促进其变形与破坏。可有以下几种方式。1架空、扩容带突然压密激发机制 2水击激发机制9.6.3 与气候条件的关系 气候条件通过多种作用方式改变斜坡的稳定状况。如风化作用、降雨(暴雨

46、)作用、风蚀作用以及高寒地区的冻融作用等。暴雨作用尤为突出。9.6.4 与植被的关系水文地质效应、力学效应：均有利弊。利：护坡、防止水土流失、根固和锚筋作用弊：树木荷载、风动力作用,9.6.5 与地震和人工爆破的关系累积效应触发（诱发）效应9.6.6 与人工开挖的关系根部失稳,9.7 斜坡稳定性评价与预测9.7.1 过程机制分析法 这种方法的实质就是应用前述斜坡变形、破坏的基本规律，通过追溯斜坡演变的全过程，对斜坡稳定性发展的总趋势和区域性特征作出评价和预测。主要包括以下几个方面。9.7.1.1 根据阶段性规律预测斜坡所处演变阶段和发展趋势 这方面的预测大致有以下一些内容：(1)确定斜坡可能的

47、变形形式和破坏方式,如前所述，斜坡可能具有的变形形式和破坏方式与斜坡外形特征、地质结构以及所处环境之间是密切相关的。对于一个具一定外形和结构特征的斜坡，可以应用赤平投影方法综合分析坡体中起控制作用的结构面或软弱带的空间组合状况，对照表9-4，即可大致确定斜坡的类型和可能的变形机制及破坏方式。(2)根据斜坡变形迹象判定斜坡演变阶段 通过现场调研，查明某一具体斜坡已有的变形迹象，阐明其形成演变机制，即可参照前述各类变形模式演变图式和阶段划分的地质依据，,确定斜坡所处演变阶段。例如图9-16所示某坝左岸平硐中所揭示变形迹象和岸坡外形特征等，可以判定变形已进入“压裂面扩展”阶段这是当时放弃该坝址的重要

48、原因之一。又如鲁庞水库古坝肩的地面和平洞资料(参见图9-18)，清楚显示变形已进入“滑移面贯通”阶段，并可大致圈定必须加以清除的范围。分析中应特别注意变形模式的转化标志。例如前述黄崖斜坡(参见图9-34)，长期位移观测资料表明，陡立拉裂面目前仍在缓慢拉开，且拉裂面外测相对上错，说明其变形仍属塑流一拉裂的继续。,若转化为蠕滑一拉裂，必然引起后缘拉裂面闭合和错动方式的改变，这是“转化”的标志，也是这类变形体即将产生深层大规模破坏的预兆。此外，还可以根据推算蠕变速率等方法来确定演变阶段(参见945.6)。(3)演化全过程再现模拟分析9.7.l.2 根据周期性规律判定促进斜坡演变的主导因素 促进斜坡变

49、形破坏的各种因素，在地质历史进程中部有其各自的周期性变化规律。,例如河流由侵蚀变为淤积、由淤积再转为侵蚀；地震的周期性出现以及气象、水文动态的季节性变化和多年变化等。因而斜坡演变也会具有周期性变化规律，并且必然受主导因素的周期性变化规律所制约。这样，追溯斜坡演变过程中的周期性规律，也就可以判定不同时期促进斜坡演变的主导因素。9.7.1.3 根据区域性规律阐明斜坡稳定性分区特征(1)地区近期的升降特征 地区近期的升降状况，决定了区域斜坡稳定状况的演化趋势。,在评价河谷斜坡稳定性时，应注意河谷发育史中曾出现过的强烈下切期。这些时期也就是斜坡变形破坏的活跃期，常常可能保存着相应时期造成的古滑坡、崩塌

50、残体。这种现象在我国西南山区河流中十分普通，往往是水库库岸稳定性研究的重点地段，(2)地区构造最大主压应力方向及其变化(3)活断层断面特征及活动方式,9.7.2 理论计算(量化)分析法9.7.2.1 理论计算(量化分析)及其与过程机制分析的关系(1)力学模型和数学模型：必须根据地质和演变机制模式建模。潜在破坏面的位置和形态特征、坡体中的变形破裂迹象，以及水动力学模式等，均要通过变形破坏机制分析加以确定。(2)主导因素和敏感因素：根据斜坡形成演化全过程与各环境动力因素的相关分析加以确定。,不仅是单体斜坡稳定性计算中建立动力作用模型的依据，而且也是群体斜坡稳定性评价时确定权值和隶属度等有关参数的重