斜坡岩体变形的基本地质力学模式Word文档格式.docx
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表1斜坡结构类型、变形地质力学模式和破坏方式对照表
Ⅰ均质（或类均质）斜坡
多为土质或半岩质斜坡
︵
A
︶
蠕
滑
|
拉
裂
塑性较强的坡体发展为转动型滑坡；
Ⅱ层状体斜坡
1．倾向坡内的层状坡体，倾角α=10︒—30︒
A'
移
B
压
致
C
弯
曲
D'
倾
倒'
高陡脆性较强的坡体发展为崩滑-碎屑流
坡体中单一的或一组原有的软弱面成为斜坡岩体强度的控制面。
包括含有软面或与基岩接触面的土质坡体
2．倾向坡外层状坡体，倾角α≥φr*
α=φr，发展为缓滑型（块状）滑坡，又称迷宫式滑坡
3．平缓层状坡体，倾角α=0－±
10︒
4．较陡倾坡外的层状坡体α>
>
φr
转动型滑坡、崩滑、平推式滑坡
多发展为转动型滑坡或崩滑
e.滑移面平直未临空
f.滑移面呈勺状，平缓段临空
5．陡立或陡倾坡内、外的层状坡体
g.厚层状
h.薄层状
坠石崩落，崩塌
滑坡或滑塌
Ⅲ块状体斜坡坡体中两组或两组以上原有结构面成为斜坡岩体强度控制面
各面组合成不同几何形状的变形体
（A'
或D）滑移-拉裂或弯曲-拉裂
Ⅳ碎块状体斜坡坡体强度由密集的多组结构面所控制
性能与类均质体坡近似
转动型滑坡，滑塌
Ⅴ软弱基座体斜坡
1．平缓软弱基座体
E
塑
流
缓滑型（块状）滑坡，平推式滑坡
坡体下部基座处软弱层（带）控制斜坡岩体强度
2．倾坡内软弱基座体
岩崩、崩滑，滑塌等
*φr：
软弱面抗剪残余摩擦角
（3）弯曲斜坡岩体在自重应力作用下发生的“褶皱”变形。
包括横弯曲、纵弯曲和悬臂梁弯曲等。
可根据“层间错动”方向、弯曲轴面倾斜方向、弯曲层的破裂特征等与构造形迹加以区别。
（4）塑流斜坡基座软弱层（带）在上覆层压缩下的压缩变形和软岩或压碎物质向临空或减压方向的塑性流动（挤出）。
上述四种变形基本单元中拉裂属脆性破裂，后三者属弹塑性、塑性或粘弹性变形，时间效应可表征为弹一塑性介质或粘一弹性介质模型等。
斜坡岩体变形的时间效应特征通常主要由后三者所确定。
研究还表明，某一类型的变形体中尽管包含有多种变形单元，但往往可从中确定一对互为因果、相互制约和对变形进程起主导作用的变形单元。
它们反映了斜坡变形的力学机制，据此可将斜坡变形划分为五种基本地质力学模式，即滑移（或蠕滑）一拉裂、滑移一压致拉裂、滑移一弯曲、弯曲一拉裂和塑流一拉裂等。
各模式的形成条件、结构特征及可能的最终破坏方式见表1。
二、变形地质力学模式的主要特征
1.滑移（或蠕滑）一拉裂
蠕滑一拉裂变形多见于均质或类均质体斜坡中。
如表l图a所示，潜在滑移面受坡体最大剪应力面的位置所控制，该面以上坡体实际为一自地表向下递减的剪切蠕变带。
随蠕滑进展，坡面下沉，后缘张力带发育拉裂面并向深部逐渐扩展与潜在滑移面相连，造成沿潜在滑移面剪应力集中并有利于地表水渗入。
最后潜在滑移面被剪断而发展为滑坡。
在高陡的斜坡中，尤其当坡体具脆性特征时，常常发展成剧冲性崩滑，甚至演变为高速碎屑流。
薄层状岩层如倾向坡内，倾角中等，则层理有利于坡体发生上述蠕变（表l图b）。
层理的挠动情况可将斜坡演变过程清晰地记录下来。
观察表明，可划分如图l所示三个阶段。
初期由于表层剪切蠕变，后缘造成轻微拉裂（图1a）；
中期剪切蠕变向深部发展，后缘拉裂扩展加深（图1b）；
到后期由于应力重分布沿最大剪应力带产生剪切变形，造成这一带内岩层剪切挠曲，使变形体沿潜在滑移面发生转动，后缘拉裂面逐渐闭合。
此时变形进入累进性破坏阶段，最后发展为滑坡。
图l倾向坡内的薄层状体斜坡蠕滑一拉裂演进图式
坡体中的软弱面或复合软弱面倾向坡外，且倾角不小于软弱面的实际可能残余摩擦角φr时，则以滑移一拉裂为其变形的主要形式（表1图c和i）。
这种变形的进程取决于作为滑移面的软面的产状与特征。
当滑移面向临空方向的倾角已足以使上覆坡体的下滑力超过该面的实际抗剪强度时，则在成坡过程中该面一经揭露即迅速导致破坏，发展为崩滑型滑坡，变形过程短暂；
而当滑移面倾角接近该面残余摩擦角，且其抗剪强度接近残余值时，变形可向滑动逐渐过渡，发展为使坡体逐渐解体的缓滑。
滑体内不同方向裂隙被拉开成网状巷道，形成所谓
“迷宫式”（块状）滑坡。
2.滑移一压致拉裂
这是发育在具有平缓软弱面坡体中的一种变形形式（表1II—3，图d）。
坡体在自重应力作用下向临空方向缓慢滑移。
滑移面上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裂，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）。
这种拉裂面的形成机制与压应力作用下格里菲斯裂纹形成扩展规律近似，所以它应属压致拉裂。
这类变形与前者的最大区别在于拉裂变形从总体而言是由坡体内滑移面处自下而上发展起来的。
滑移面附近拉裂面的扩展使这一带常常成为地下水的活跃带，它是促进这类变形发展的主要因素。
变形演变可分为三个阶段（图2）：
（1）卸荷回弹滑移阶段（图2a）
坡体向临空方向回弹滑移。
人工开挖边坡中可直接观测到。
在高地应力区，当水平最大主应力与斜坡走向近于正交时，变形尤为显著。
这类变形完成所经历的时间可由数日（美国波特兰露天采矿边坡资料），至数月或数年（葛洲坝基坑开挖边坡资料）。
（2）压裂面自下而上扩展阶段（图2b，c）
随着变形的发展，裂面可扩展至地表。
坡体结构随变形发展而松动，并伴有轻微的转动，但仍处于稳定破裂阶段。
图3所示为一典型实例。
如图所示花岗岩体中一组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。
平硐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拉裂面交替的阶状裂隙。
在平硐约60米深处见有一条阶状裂面（图3a①），陡面张开达2.5厘米，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，说明与滑移相伴的压致拉裂面已与地表贯通。
在陡缓面的交界处见有如图3b所示羽状裂面，说明变形体已有轻微转动。
.
（3）阶状滑移面贯通阶段（图2d）
变形体开始明显转动，陡倾的阶状裂面成为应力集中带。
陡缓转角处的嵌合体逐个被剪断、压碎并伴有扩容，致使坡面隆起，后缘拉裂转向闭合。
此时变形进入不稳定破裂阶段，一旦阶状滑移面被贯通，则导致滑坡。
图2滑移一压致拉裂变形演进图式
图3某前震旦纪花岗岩斜坡中的滑移一压致拉裂变形迹象（b为①处放大图）
类似的变形在某些土质斜坡中亦可见到（如黄土斜坡、龙羊峡超固结粘土质斜坡等）。
图4所示为渭河黄土塬边斜坡中所见变形迹象，平缓滑移面沿黄土与砂砾石土接触面发育，陡倾压致拉裂面受黄土中的垂直裂隙所牵制，转角处可见羽状裂隙或压碎带。
3.弯曲一拉裂（倾倒）
这类变形主要发育在由直立或陡倾坡内的层状岩体组成的陡坡中，且结构面走向与坡面走向夹角应小于30︒，变形多半发生在斜坡前缘部分。
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，形成平行于走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的折裂。
渗入裂隙中水的空隙水压力作用、水的楔入作用、高寒地区渗水反复冻融产生的膨胀力和震动等，是促进这类变形的主要因素。
硬而厚的板梁，其演变可划分如图5所示各阶段，即：
（1）卸荷回弹陡倾面拉裂阶段（图5，a）；
（2）板梁弯曲，拉裂面深向扩展、后向推移阶段（b）。
如坡度陡，常伴有坡缘、坡面局部崩落；
（3）板梁根部折裂、压碎阶段。
一旦失去平衡，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增大。
所以一旦板梁发生了明显弯曲，变形实际已进入累进性破坏阶段。
图4黄土塬边斜坡中所见滑移一压致拉裂变形迹象
图5弯曲一拉裂（厚层板梁）变形演进围式
薄而软的“板梁”，由于变形的角度可以很大，在最大弯折带通常形成倾向坡外的断断续续的拉裂面（表1图h），或使原来垂直层面的近于水平的裂隙转为向坡外倾斜（图6）。
在这种情况下继续的变形将主要受倾向坡外的裂隙面所控制，实际上已转化为滑移一拉裂最终发展为滑坡。
4.滑移一弯曲
这类变形主要发育在较陡倾坡外层状体坡体中，尤以薄层状及柔性较强的碳酸盐类层状岩体中最常见。
层状坡体沿滑移面下滑，由于下部受阻，在顺滑移方向的压应力作用下发生纵弯曲（“褶皱”）变形。
下部受阻的原因多因滑移面并未临空（如表1图e），或滑移面下端虽已临空，但滑移面呈“靠椅”状（勺状），上部陡倾，下部转为近于水平而显著增大了滑移阻力（表1图f）。
调查统计表明，许多巨型滑坡常与这类变形相连系。
瓦伊昂水库灾难性滑坡就是由勺状滑移面构成的滑移一弯曲变形发展而成的。
滑移面平直的这类变形可划分为如图7所示三个阶段：
（1）轻微弯曲阶段（图7a）
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。
野外观测表明，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方向的压应力之压力差较大所致；
（2）强烈弯曲、隆起阶段（图7b）
弯曲显著增强，并出现剖面x错动，其中一组逐渐发展为滑移切出面。
由于弯曲部位显著扩容，致使坡面明显隆起。
有的斜坡上还可观察到纵向甚至放射状隆褶。
坡体松动解体进一步加剧，可发生局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的“自动卸载”更加促进了深部变形的发展。
此时变形已进入累进性破坏阶段；
（3）切出面贯通阶段（图7c）
滑移面贯通并发展为滑坡，多为崩滑。
在岩层倾角明显大于斜坡坡角的斜坡中，也可发现这类变形。
图8所示为一十分典型的实例，沿层面下滑的岩体挤压下部岩层发生隆褶和挠曲形成一弧形潜在滑移面（见图8中老滑动体范围和剖面1，2）。
由于采石场恰好设在强烈隆褶带，使这一带卸载而引起上部岩体随采石进展而逐渐增加下滑速度，因而在老滑动体中形成一个规模较小的新的滑移一弯曲变形体。
值得注意的是，由于采石场两侧岩体对下滑岩体的阻力较中间被采石场扰动的部位高，因而下滑岩体挤压两侧（图8a⑤）使它们隆起并产生拉裂缝。
观测资料证明两侧隆起带在发生滑坡前常有脱落的块石崩落。
同时两侧这种挤压隆起带如像是两座桥墩一样使中部下滑岩体遭受两侧的挤压而形成纵向和放射状褶皱。
滑坡发生后采石场被毁，经强烈隆褶的放射状“背斜”群（图8a⑥）仍清晰可见，它就像一个以两侧隆起带为支墩的平拱支撑着后侧下滑岩体。
“靠椅”形滑移面的变形情况与上述实例相近，其强烈弯曲部位发生在滑移面转折处附近。
但它不需形成潜在切出面，整体沿原有“靠椅”形软面滑移。
5．塑流一拉裂
主要发育在以软弱层（带）为基座的软弱基座型斜坡中。
软层在上覆体压力作用下压缩变形和软岩（土）或压碎物质向临空或减压方向的塑流挤出，导致上覆较硬层拉裂、解体和不均匀沉陷。
图8四川凉山铁西滑坡平面、剖面示意图（参照铁道部第二设计院资料）
a.平面图：
1-老滑移—弯曲滑动体边界；
2-新滑坡界线；
3-陡壁；
4-拉裂；
5-隆起拉裂；
6-隆起褶皱；
7-溢出泉；
8-阶地推积物；
9-冲沟；
10-采石场；
11-道路；
12-河流；
13-陡壁
b.剖面图：
1-砂岩；
2-泥岩；
3-老滑动体；
4-采石场；
5-阶地堆积物
在软弱基座产状平缓的坡体中，通常可见表l图k所示变形迹象。
上覆硬层的拉裂面起始于接触面，这是由于软层的水平位移变形远大于硬层所致，坡体前缘常出现局部崩落。
变形进一步可发展为缓滑型滑坡。
当上覆层被下伏塑流层载驮整体向临空方向滑移，则于其后缘产生拉裂并造成陷落（Sackung），其演变过程如图9所示。
后缘下落的楔形断块所产生的侧向分力，也可成为使坡体向外滑移的推力。
如果软基因地震等因素的触发而突然液化，可造成迅速滑动的滑坡。
值得指出的是这类变形发育的斜坡在特大暴雨（据调查在暴雨强度大于200毫米／昼夜时）条件下，可因后缘拉裂缝和下部滑移面上空隙水压力的剧增而
使上覆坡体被迅速推出，形成所谓有平推式滑坡（图10）。
作者曾在1981年四川特大暴雨后在川西丘陵地红层分布区发现大量这类滑坡。
图9平缓软弱基座斜坡塑流-拉裂演进图式
（参照J.Rabar,1971）
图10特大暴雨条件下产生的平推式滑坡（四川）
1-白垩系红色粉细砂岩；
2-白垩系泥岩；
3-后缘陷落带；
4-前缘滑塌堆积物；
5-溢出泉；
6-泥流
软弱基座倾向坡内的陡坡，这类变形表现为另一种形式（表1图1），可有图11所示演变过程，前缘和深部情况有所不同。
（1）浅部塑流-拉裂变形（图11，a—c）
变形首先发生于前缘。
由于软基被压缩和缓慢向临空方向挤出，上覆层产生自坡面向内其值递减的不均匀沉陷，因而使上覆层被拉裂。
拉裂缝先出露于坡缘附近，自上而下发展，被分割出来的岩柱可因塑流的进一步发展而不断向外倾倒，或按弯曲一拉裂方式继续变形，最后因失去平衡或根部被剪破或折断而崩落（图11，c）
（2）深部塑流一拉裂变形（图11，d—f）
随塑流的发展，拉裂缝出现部位由坡缘向后侧推移。
远离坡缘的拉裂缝可以发育很深（有的深达200多米）。
被分割的高大岩柱根部可因此而被剪裂或压碎，促使变形向蠕滑一拉裂变形转化。
一旦后缘拉裂面转而闭合，预示进入潜在滑移面贯通阶段，变形将迅速发展为崩滑或滑塌。
图12所示变形体为一很好的实例，位移观测资料（图12n）证明拉裂缝仍处于加宽阶段，但深处岩柱根部已查见剪裂，预示变形已有转化的可能。
实践证明该斜坡由于及时于坡顶爆破卸载，显著改善了斜坡的稳定性。
图11内倾软弱基座斜坡塑流-拉裂演变图式
a-b前缘塑流-拉裂；
c-前缘倾倒崩落；
d-深部塑流-拉裂；
图12乌江渡黄崖斜坡中塑流-拉裂变形迹象（参照水电部八局，1977）
a-厚层灰岩；
b1-薄层灰岩夹页岩；
b2-泥岩、页岩、薄层灰岩夹煤层；
e-转化为蠕滑-拉裂；
f-崩滑
b3-页岩、灰岩夹砂岩和煤层；
c-灰岩；
d-崩塌堆积；
e-拉裂面；
g-剪裂面；
n-沉陷量随深度变化曲线
三、变形地质力学模式的复合
某些情况下，同一斜坡可同时出现两种或两种以上变形模式，或者在发展过程中由一种模式转化为另一种。
1.模式的空间结合
坡体结构及形态的特定配合，可使坡体内的不同部位受控于不同变形模式。
例如：
图13大渡河上游花岗岩斜坡中两种变形形式的空间结合
①花岗岩；
②辉绿岩岩墙；
③拉裂面中充填的碎石
（1）坡体前部、后部不同变形模式的结合。
图13所示为前部弯曲一拉裂与后部滑移一压致拉裂相结合的典型实例。
坡前部被陡倾裂面分割的花岗岩体“倾倒”导致辉绿岩墙后侧拉裂；
坡后部坡体则在形成拉裂临空面的条件下沿一组缓倾角裂隙发育滑移一压致拉裂变形，这种变形又会对前部施加“主动土压力”，促使前部“倾倒”体底部缓倾裂面发展为滑移面，所以最终将以贯通前部缓裂面而导致整体破坏。
（2）浅部、深部不同模式的结合。
如图14所示的金龙山斜坡，其深部为滑移一弯曲形，而在坡脚临空面影响范围之内的浅部玄武岩沿一组倾坡外的似层面滑移，后缘一组陡倾坡内的裂隙被拉开，属滑移一拉裂变形。
深部弯曲造成的浅部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、从而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。
空间结合形式尚有多种，这里不再一一论述。
2.变形模式在发展进程中的转化
变形发展过程中，由于变形、应力集中和累进性破坏，坡体中原有结构面的特性和产状不断有所变化。
某些新的拉裂面、剪切面的形成与发展，使变形的基本条件发生了变化，其结果有时可能使变形模式转化。
例如前述塑流一拉裂转化为蠕滑一拉裂（图1le）、弯曲一拉裂转化为滑移一拉裂（图6）以及滑移一弯曲转f{二为滑移一拉裂（图7，切出面形成后）等。
此外还有其它形式。
值得注意的是许多转化实例表明，滑移（蠕滑）一拉裂或滑移一压致拉裂往往是最终使大规模坡体失稳的主要变形形式。
图14雅砻江金龙山斜坡中的变形迹象（参照原水电部成勘院一队资料，1978）
1-石炭系灰岩；
2-二叠系凉山组粘土岩（滑移面）；
3-二叠系灰岩；
4-二叠系玄武岩；
5-岩层弯曲部位；
6-浅部滑移-拉裂部位
转化是斜坡演变发生跃变的一个重要标志，往往预示着变形发展进入累进性破坏阶段。
我们可以根据实地观察到的表生结构面或斜坡变形迹象的特征进行判断，也可根据位移观测资料作出分析和预测（如图12实例所示）。
为了进一步说明这种分析方法，试讨论滑移一弯曲的应变速率分析。
这类变形的时间效应可用图14所示模型说明。
两个摩擦件（f1和f2）分别代表上滑移面和下滑移面或切出面（平直面型）。
变形体的应变速率C可表达为
图15滑移-弯曲变形时间效应介质模型
而
式中
为滑移-弯曲体的应变速率，
代表上滑体下滑距离，L为滑移一弯曲变形体沿滑移面方向的长度。
模型表明，当上滑块下滑速度很低，弯曲部位的应变速率C低于其临界值C0（与岩石性质有关）时，则弯曲部位在受力初期随应变的增大而发生应力积累，应力增加到一定程度以后不再升高，继之以随时间而增长的流变。
如不考虑外界因素的影响，在长期地质历史时期内可形成强烈褶皱而不发生坏破。
相反，滑动速度相当高而致使应变速率C超过C0时，随应变的进展，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，则发展为滑坡。
因而既可用据位移观测资料推算应变速率的方法，也可用据地貌第四纪地质分析和测定与变形有某种联系的沉积物的绝对年龄来推算的方法，对斜坡变形发展阶段作出判定和预报。
结束语
初步实践证明，根据这种地质力学模式，有助于我们确定斜坡可能的变形形式，判断变形的发展阶段和预测它的发展趋势；
也有助于我们设计合理可行的物理模拟和稳定性计算方案和选定合理的计算参数。
上述模式反映了岩体在天然条件下长期演变的全过程，在一定程度上概括了表层岩体在应力作用下演变的主要特征。
所以它还可以应用于其它类型的岩体稳定性分析以及区域构造稳定性分析评价中。
参考文献（略）
BASICGEOMECHANICMODELOFSLOPEDEFORMATION
WangLanshengZhangZhuoyuan
（ChengduCollegeofGeology）
Abstract
Largeamountsofdatafromin-situobservationindicatethatslopedeformationscanbegroupedaccordingtotheirgeologiccharacteristicsanddeformationmechanismintofivegeomechanicmodels,namely:
1.sliding（orcreepsliding）-tensilefracturing;
2.sliding-compressionalfracturing;
3.bending-tensilefracturing;
4.sliding-bending;
and5.plasticflow-tensilefructuring.Thepaperdealswiththegeologicalsettingsandmodesofoccurence,developmentstagesandcharacteristictypesoffailureofeachmodelofdeformation,alsodealswiththecombinationofthesemodelsinspaceandtheconversionbecweenthem.Suchmodelswillbenefitthedeterminationofpossiblepatternsofslopedeformation,thejudgingofdevelopmentstage,andthepredictionofevolutiontrend.Theywillbealsousefulinthedesignoffeasiblephysicalmodellingandstabilitycalculation,andintheanalysisandevaluationofotherunstabilityproblemsofrockmassesaswellasthestabilityofregionalstructures.
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