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1、斜坡稳定性问题的工程地质分析,王兰生,斜坡稳定性问题的工程地质分析（大纲）,1. 慨述 2.斜坡的变形与破坏 3. 斜坡变形破坏机制与演化 4.斜坡破坏后的运动学 5.斜坡稳定性与内外营力的关系 6.斜坡稳定性评价预测系统 7.斜坡变形破坏防治对策 8.典型实例,2.1.慨述,图2-1 中国大陆及邻区地壳厚度与滑坡崩塌发育状况对比图 （参照地球物理所及地矿部环境地质研究所） 滑坡崩塌高频多发区；滑坡崩塌多发区,图2-2 斜坡稳定问题工程地质分析系统框图,斜坡变形破坏的典型实例,1 大河口电站变形破裂实例（1995） 2 意大利Vajont 电站大滑坡（1963.10） 3 长江三峡库区秭归县千
2、将坪滑坡（2003.7） 4 日本长野地附山滑坡(1981),5 长江三峡新滩滑坡（1985.6.12） 6 岷江叠溪地震堵江滑坡（1933.8.10) 7 暴雨滑坡,瓦依昂电站大坝远眺（下游）,瓦依昂大坝下游面,173m,瓦依昂滑坡发生前的大坝,1963年 1730m高双曲拱坝,VAJONT滑坡后的大坝,下游远处为再建的隆加罗勒村,三峡水库区秭归县千将坪滑坡2003.7,日本长野地附山滑坡,1980,日本长野地附山滑坡平面图,1980,日本地附山滑坡（治理后）,叠溪较场滑坡堰塞湖（小海子）,2.2斜坡的变形与破坏,2.2.1斜坡岩(土)体应力应变场特征 （1）斜坡含有平缓的或倾向坡外的软弱结
3、构面时，在成坡过程中有利于上覆岩体中水平构造剩余应力的释放和结构调整，使其应力状况由重力场和剩余应力叠加型向重力场转化。拉应力区有所扩大，易形成拉张破裂。 （2）软弱结构面倾向坡内，往往可约束部分剩余应力，随斜坡继续变形而逐渐释放。 （3）坡内含有软弱层(带)，其影响与它在成坡过程中，压缩变形或塑性流变程度有关，可使上覆岩体中拉应力区和可能的破坏区明显增加，更易被拉裂解体。 （4）由于斜坡的变形破裂或风化等原因，在斜坡坡面或临空面附近形成一应力降低带；而应力增高带则分布在一定深度以内。在河谷地区，由于斜坡不同部位经历变形的历史和表生改造程度不同，应力增高带的分布深度也有所差异。,斜坡成坡过程中
4、地应力场的变化,1应力场发生重分布，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，还是在有残余构造应力叠加的情况下，其总的特征是愈靠近临空面，最大主应力迹线愈接近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交； 2应力场出现分异，形成应力集中带。在坡脚一带形成应力增高带，是最大主应力和最大剪应力的集中带、在坡缘一带形成拉应力集中带； 3主应力迹线发生偏转，最大剪应力迹线，由成坡前的直线型转化为凹面朝向临空面方向的圆弧型； 4临空面附近由于径向应力实际近于零，实际处于两向或单向应力状态（不考虑斜坡走向方向的力2时），向内逐渐转变为三向（考虑2时）。 斜坡形成过程中，岩体内部应变能的释放与变化也会
5、改变应力场的分布规律。,2.2.2斜坡变形破坏分类,2.2.2.1斜坡变形的主要方式 一般分为卸荷回弹(unloading rebound)和斜坡蠕变(slope creep)两种方式。 斜坡的蠕变是在坡体应力(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(图2-4)。斜坡中已有明显变形破裂迹象的岩体，或已查明处于进展性变形的岩体，称为变形体(defomed rock mass)。,图2-4 岩体中与卸荷回弹有关的结构面的主要类型,2.2.2.2斜坡破坏的分类,将崩落(塌)(falling)、滑落(坡)(sliding)和(侧向)扩离
6、 (1aterl spreading)作为三种基本破坏方式(图2-5)，也是斜坡失稳(slope instability)的基本方式。就岩体破坏机制而言，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。,图2-5 斜坡破坏(失稳)基本类型图表,坡滑术语样板图,图2-6 坡滑术语样板图,1.冠(crown)；2主断壁(main scrap)；3顶(top)；4头(head)；5次断壁(minor scarp)；6主滑体(main body)；7足(foot)；8.趾尖(tip);9.趾(toe);10滑动面(破坏面)(surface of rupture)；11滑面趾(t
7、oe of surface of rapture)或剪出口;12.分离面或滑覆面(surface of separation)；13变位体(displaced material)；14减损带(zone of depletion);15加积带(zone of accumulation)；16减损拗陷(depletion，断壁、原坡面和滑体后缘台面围限的空间)；17减损体(dcpleted mass,原坡面与滑覆面间保存的滑坡残体)；18加积体或滑覆堆积体(accumalation，滑体超出原坡面部分的体积);19.滑坡翼flank)；wa.滑坡体宽(最大值)；wr滑动面宽(最大值);L滑坡总长；
8、Lr滑动面长；Dd滑体厚(最大值)；Dr滑前滑面深度(最大值),图2-7 扩离（或块状滑坡）体平面、剖面典型示意图,2.2.2.3斜坡变形破坏的地质力学模式,根据岩体变形破坏的力学机制，斜坡变形可概括为下列几种基本地质力学模式，即蠕滑(滑移)一拉裂(creep or sliding and fracturing)；滑移压致拉裂(sliding and compression cracking)；弯曲一拉裂(bending and fracturing或 topling)塑流一拉裂(plastic flowing and fracturing和滑移一弯曲(sliding and bending或
9、buckiling)。 上述斜坡变形地质力学模式，揭示了斜坡发展内在的力学机制，并且在很大程度上确定了斜坡岩体最终破坏的可能方式与特征。因而可按与破坏相联系的变形模式，对破坏类型作进一步分类，如蠕滑一拉裂式滑坡(其扩展方式相当于前进式)、滑移一压致拉裂式滑坡 (相当于前进式)、滑移一拉裂式滑坡(相当于后退式)、塑流一拉裂式滑坡(相当于前进式或后退式)、弯曲一拉裂式崩塌(包括翻倒、坠落等)或滑坡(相当于前进式)和塑流一拉裂式扩离(相当于扩大式)等。此时可称其为斜坡变形破坏地质力学模式。,岩土体变形破裂基本单元,1 拉裂（fracturing）,为拉断破坏，包括以拉应力为主造成的拉裂（tensil
10、e cracking）和以压应力为主造成的压致拉裂（compression cracking）。其力学特征表现为弹性介质模型； 2 蠕滑(creep sliding)为剪切变形破坏，包括沿某潜在剪切面的剪切蠕变（creep shearing)、沿原有结构面的滑移（sliding）和介于两者之间的蠕变滑移，即蠕滑。这类变形破裂单元具流变特征，一般属粘弹粘塑性介质模型； 3 弯曲（bending）系指弯曲变形，按受力方式可分为横弯曲和纵弯曲；按支持约束方式，可分为简支梁、外伸梁和悬臂梁弯曲等。其流变特征一般属粘弹粘塑性介质模型。 4 塑流（plastic flowing）系指岩土体中软弱层（带）的
11、压缩和向临空或减压方向的塑性流动，包括岩土体中原有软弱层的塑性流动，也包括岩土体变形破坏发展中的压碎带或塑性破坏带的塑性流动，其流变特征属粘弹塑性介质模型。 这四个变形破裂单元中，后三者具有明显的时间,岩体变形破坏的地质力学模式,变形破裂单元 （1） 拉裂（fracturing)拉裂（tensile cracking);压致拉裂（compression cracking) （2） 蠕滑 （creep sliding)（剪切）蠕滑（creep shearing);滑移（sliding) （3）弯曲（bending)横弯曲，纵弯曲；简支梁，外伸 梁，悬臂梁 （3）塑流 （plastic flowi
12、ng) 岩体变形破坏地质力学基本模式 蠕滑拉裂；滑移压致拉裂；弯曲 拉裂； 塑流拉裂； 滑移弯曲,三向应力状态下岩石的破坏方式,图2-8 斜坡变形破坏机制模式演进图式及判据,2.3 斜坡变形破坏机制与演化,2.3.1 蠕滑拉裂 这类变形导致斜坡岩体向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(1类)中，倾内薄层状层状体坡(5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，它受最大剪应力状况的控制。该面以上实际为一自坡面向下递减的剪切蠕变带,蠕滑拉裂演化图示,图2-9 致密土斜坡蠕滑拉裂变形图示
13、（据F.Miller，1962年）,图2-10 碎裂体中斜坡蠕滑拉裂演变过程据F.Miller，1962年）,图2-9 致密土斜坡蠕滑拉裂变形图示 （参照Zaruba，1965年）,蠕滑拉裂形成演化过程,（1）表层蠕滑。岩层向坡下弯曲，后缘产生拉应力(图2-8A(a)。 （2）后缘拉裂。通常造成反坡台阶(图2-8A(b)。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2-11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。看来这与地震在界面处造
14、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。 （3）潜在剪切面剪切扰动阶段(图2-8A(c)。随剪切变形进一步发展，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。,图2-11 地震触发形成的反坡台坎（美国阿拉斯家奴纳塔克山区所见） （据拉德布鲁克霍克，1978年）,2.3.2 滑移一压致拉裂,这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜坡(1，)中。坡体沿平缓结构面向坡前临空方向
15、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面上发发展起来的。 （1）卸荷回弹阶段(图2-8B(a) （2）压致拉裂面自下而上扩展阶段(图2-8B(b)。 （3）滑移面贯通阶段(图2-8B(c),图2-12 大渡河拱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料，1965年） a.剖面图；b.a.图中处细部放大
16、；k1.缓倾角裂隙；k2.陡倾角裂隙,图2-12 大渡河拱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料，1965年） 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2-13 黄土塬边斜坡中可见滑移压致拉裂变形现象,重庆黔江大河口水电站坝肩压致拉裂变形破裂,2.3.2.2起动机制及判据,n=,2.3.2滑移一拉裂,主要发生在2、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28(c1)，(c2)。 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，俟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，当时，即可出现这种情况。而当时，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2-7所示扩离体相似。,图2-14 滑移拉裂变形图示（参照Zaruba，1965年）原地面线；变形前；页岩夹层（滑
