斜坡巖體變形地基本地質(zhì)力學(xué)模式

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1、斜坡巖體變形的根本地質(zhì)力學(xué)模式 王蘭生X倬元 〔某某地質(zhì)學(xué)院〕 提要 大量現(xiàn)場觀測資料明確，斜坡變形按其地質(zhì)特征和力學(xué)機(jī)制可劃分為 5種根本模式， 即〔1〕滑移〔或蠕滑〕一拉裂； 〔2〕滑移一壓致拉裂；〔3〕彎曲一拉裂；〔4〕滑移一彎曲 和〔5〕塑流一拉裂等。文中討論了各變形模式的形成條件、演進(jìn)圖式和階段劃分依據(jù)，并 討論了各模式的空間結(jié)合和開展過程中的轉(zhuǎn)化。這種模式有助于確定斜坡可能的變形形式、 判斷其開展階段和預(yù)測它的開展趨勢，也有助于設(shè)計(jì)合理可行的物理模擬和穩(wěn)定性計(jì)算方 案，并且還可期望應(yīng)用于其它類型的巖體穩(wěn)定性問題和區(qū)域構(gòu)造穩(wěn)定性分析評價(jià)中。 六十年代初瓦依昂水庫巨型崩滑

2、事件預(yù)測失誤一事， 在國際工程地質(zhì)、巖石力學(xué)界引起 了極大震動。人們認(rèn)識到把滑動體作為剛性體按極限平衡條件分析其穩(wěn)定性的傳統(tǒng)方法， 由 于未能考慮到斜坡破壞之前的變形全過程、 割斷了歷史，因而難干對它的穩(wěn)定性的現(xiàn)狀和開 展趨勢作出符合實(shí)際的評價(jià)和預(yù)測。 近年來，斜坡巖體的變形和蠕變已成為國際工程地質(zhì)界 主要關(guān)注的課題之一。 斜坡在達(dá)到最終破壞前總要經(jīng)歷或長或短的變形階段， 其中包含有卸荷回彈和蠕變這兩 個(gè)過程。已有文獻(xiàn)中討論過多種蠕變形式，但尚無一套較完整的斜坡變形分類方案。 根據(jù)大量現(xiàn)場觀測資料，我們將斜坡變形歸納為六種根本類型。 由于這種變形類型與斜 坡巖體的物質(zhì)組成和地質(zhì)

3、結(jié)構(gòu)密切相關(guān)， 并且反映了斜坡形成和演變的力學(xué)機(jī)制， 所以稱之 為斜坡巖體變形的地質(zhì)力學(xué)模式。 這類模式有助于認(rèn)識斜坡變形、 破壞的機(jī)制和開展演變?nèi)? 過程，據(jù)此可以鑒別和判定斜坡所處演變階段和開展趨勢， 并且是物理、數(shù)值模擬研究和定 量評價(jià)斜坡穩(wěn)定性的重要依據(jù)。 一、變形地質(zhì)力學(xué)模式的組成 單元和形成條件 地質(zhì)觀察和模擬試驗(yàn)明確，斜坡巖體變形過程中，必將出現(xiàn)一系列新的表生結(jié)構(gòu)面和褶 皺，它們可以由原有的結(jié)構(gòu)開展而成， 也可以是新產(chǎn)生的。 這類表生結(jié)構(gòu)隨著變形的開展而 進(jìn)一步得到改造變得更加復(fù)雜。它們既是斜坡巖體變形的產(chǎn)物，也是斜坡變形的標(biāo)志和佐證。 因而可以把這類表生結(jié)構(gòu)稱之為斜

4、坡變形的組成單元。 研究明確，所有這些表生結(jié)構(gòu)按其形 成的力學(xué)機(jī)制，可概括為以下四類： 〔1〕拉裂包括由拉應(yīng)力造成的破裂，稱簡單拉裂；因壓應(yīng)力集中引起坡體向臨空方向 擴(kuò)容所致的破裂，稱壓致拉裂等。這類破裂面外表常可見波紋狀或半月形拉裂痕。 〔2〕滑移沿某一帶或某一面的剪切變形，包括沿剪切帶的剪切蠕變；沿剪切面的島狀 滑移，其中包括沿鎖固段或不連續(xù)段的逐個(gè)剪斷和沿剪切帶和面的蠕動滑移 〔蠕滑〕等。這 類滑移面中?？捎谀嗷瘖A層、 表生夾泥、風(fēng)化膜和鈣華沉淀物中留下擦痕， 其錯(cuò)動方向明顯 受斜坡結(jié)構(gòu)特征與臨空狀況所控制。 *本文最早于1979年參加第一屆工程地質(zhì)會議，以后編人 工程地質(zhì)

5、分析原理"教材，此篇根據(jù)：納入加拿 大滑坡文集稿適當(dāng)修改補(bǔ)充而成。 表1斜坡結(jié)構(gòu)類型、變形地質(zhì)力學(xué)模式和破壞方式對照表 I均質(zhì)〔或類均質(zhì)〕斜 多為土質(zhì)或半巖質(zhì)斜坡 坡 n層狀體斜坡 坡體中單一的或一組原 有的軟弱面成為斜坡巖 體強(qiáng)度的控制面。包括 含有軟面或與基巖接觸 面的土質(zhì)坡體 皿塊狀體斜坡坡體中兩 組或兩組以上原有結(jié)構(gòu) 面成為斜坡巖體強(qiáng)度控 制面 w碎塊狀體斜坡坡體強(qiáng) 度由密集的多組結(jié)構(gòu)面 所控制 V軟弱基座體斜坡 1.傾向坡內(nèi)的層狀坡 體，傾角=10 — 30 2.傾向坡外層狀坡體, 傾角＞ r* 3.平緩層狀坡體，傾角 =0— 10

6、4.較陡傾坡外的層狀坡 體＞＞ r e.滑移面平直未臨 空 f.滑移面呈勺狀，平緩 段臨空 5.陡立或陡傾坡內(nèi)、外 的層狀坡體 g. 厚層狀 h. 薄層狀 各面組合成不同幾何 形狀的變形體 性能與類均質(zhì)體坡近 似 1 .平緩軟弱基座體 (A)蠕滑——拉裂 (A) 滑移——拉裂 (B) 滑移——壓致拉裂 (C) 滑移——彎曲(D) 彎曲——拉裂(傾倒) 〔A 或 D〕 滑移-拉裂 或彎曲-拉 裂 (A)蠕滑——拉裂(E)塑流——拉 塑性較強(qiáng)的坡體開展為 轉(zhuǎn)動型滑坡； 高陡脆性較強(qiáng)的坡體開 展為崩滑-碎屑流 =r，開展為緩滑型〔塊 狀〕滑坡，又稱迷宮式滑 坡

7、 轉(zhuǎn)動型滑坡、崩滑、平推 式滑坡 多開展為轉(zhuǎn)動型滑坡或 崩滑 墜石崩落，崩塌 滑坡或滑塌 滑坡或滑塌 轉(zhuǎn)動型滑坡，滑塌 緩滑型〔塊狀〕滑坡，平 推式滑坡 坡體下部基座處軟弱層 2 .傾坡內(nèi)軟弱基座體 裂 巖崩、崩滑，滑塌等 〔帶〕控制斜坡巖體強(qiáng) 度 1龜 權(quán)1

8、 r :軟弱面抗剪剩余摩擦角 〔3〕彎曲 斜坡巖體在自重應(yīng)力作用下發(fā)生的“褶皺〃變形。包括橫彎曲、縱彎曲和 懸臂梁彎曲等?？筛鶕?jù)“層間錯(cuò)動〃方向、彎曲軸面傾斜方向、彎曲層的破裂特征等與構(gòu)造 形跡加以區(qū)別。 〔4〕塑流斜坡基座軟弱層〔帶〕在上覆層壓縮下的壓縮變形和軟巖或壓碎物質(zhì)向臨空 或減壓方向的塑性流動〔擠出〕。 上述四種變形根本單元中拉裂屬脆性破裂， 后三者屬彈塑性、 塑性或粘彈性變形， 時(shí)間 效應(yīng)可表征為彈一塑性介質(zhì)或粘一彈性介質(zhì)模型等。 斜坡巖體變形的時(shí)間效應(yīng)特征通常主要 由后三者所確定。 研究還明確，某一類型的變形體中盡管包含有多種變形單元， 但往往可從中確定一對

9、互 為因果、相互制約和對變形進(jìn)程起主導(dǎo)作用的變形單元。它們反映了斜坡變形的力學(xué)機(jī)制， 據(jù)此可將斜坡變形劃分為五種根本地質(zhì)力學(xué)模式， 即滑移〔或蠕滑〕一拉裂、滑移一壓致拉 裂、滑移一彎曲、彎曲一拉裂和塑流一拉裂等。各模式的形成條件、結(jié)構(gòu)特征與可能的最終 破壞方式見表1。 二、變形地質(zhì)力學(xué)模式的主要特征 1.滑移〔或蠕滑〕一拉裂 蠕滑一拉裂變形多見于均質(zhì)或類均質(zhì)體斜坡中。 如表I圖a所示，潛在滑移面受坡體最 大剪應(yīng)力面的位置所控制， 該面以上坡體實(shí)際為一自地表向下遞減的剪切蠕變帶。 隨蠕滑進(jìn) 展，坡面下沉，后緣X力帶發(fā)育拉裂面并向深部逐漸擴(kuò)展與潛在滑移面相連， 造成沿潛在滑 移面剪

10、應(yīng)力集中并有利于地表水滲入。 最后潛在滑移面被剪斷而開展為滑坡。 在高陡的斜坡 中，尤其當(dāng)坡體具脆性特征時(shí)，常常開展成劇沖性崩滑，甚至演變?yōu)楦咚偎樾剂鳌? 薄層狀巖層如傾向坡內(nèi)，傾角中等，如此層理有利于坡體發(fā)生上述蠕變〔表 I圖b〕。層理 的撓動情況可將斜坡演變過程清晰地記錄下來。 觀察明確，可劃分如圖I所示三個(gè)階段。初 期由于表層剪切蠕變，后緣造成輕微拉裂〔圖 1a〕；中期剪切蠕變向深部開展，后緣拉裂擴(kuò) 展加深〔圖1b〕；到后期由于應(yīng)力重分布沿最大剪應(yīng)力帶產(chǎn)生剪切變形，造成這一帶內(nèi)巖層 剪切撓曲，使變形體沿潛在滑移面發(fā)生轉(zhuǎn)動， 后緣拉裂面逐漸閉合。此時(shí)變形進(jìn)入累進(jìn)性破 壞階段，最后開

11、展為滑坡。 圖I傾向坡內(nèi)的薄層狀體斜坡蠕滑一拉裂演進(jìn)圖式 坡體中的軟弱面或復(fù)合軟弱面傾向坡外， 且傾角不小于軟弱面的實(shí)際可能剩余摩擦角 時(shí)，如此以滑移一拉裂為其變形的主要形式〔表 1圖c和i〕。這種變形的進(jìn)程取決于作為 滑移面的軟面的產(chǎn)狀與特征。當(dāng)滑移面向臨空方向的傾角已足以使上覆坡體的下滑力超過該 面的實(shí)際抗剪強(qiáng)度時(shí)，如此在成坡過程中該面一經(jīng)揭露即迅速導(dǎo)致破壞， 開展為崩滑型滑坡， 變形過程短暫；而當(dāng)滑移面傾角接近該面剩余摩擦角， 且其抗剪強(qiáng)度接近剩余值時(shí)， 變形可向滑動逐漸過渡，開展為使坡體逐漸解體的緩滑?；w內(nèi)不同方向裂隙被拉開成網(wǎng)狀巷道, 形成所謂“迷宮式〃〔塊狀〕滑

12、坡。 這是發(fā)育在具有平緩軟弱面坡體中的一種變形形式〔表 111 — 3，圖d〕。坡體在自重應(yīng) 力作用下向臨空方向緩慢滑移。 滑移面上的鎖固點(diǎn)或錯(cuò)列點(diǎn)附近， 因拉應(yīng)力集中生成與滑移 面近于垂直的拉裂，向上〔個(gè)別情況向下〕擴(kuò)展且其方向漸轉(zhuǎn)成與最大主應(yīng)力方向趨于一致 〔大體平行坡面〕。這種拉裂面的形成機(jī)制與壓應(yīng)力作用下格里菲斯裂紋形成擴(kuò)展規(guī)律近似， 所以它應(yīng)屬壓致拉裂。 這類變形與前者的最大區(qū)別在于拉裂變形從總體而言是由坡體內(nèi)滑移面處自下而上開 展起來的?；泼娓浇衙娴臄U(kuò)展使這一帶常常成為地下水的活躍帶， 它是促進(jìn)這類變形 開展的主要因素。變形演變可分為三個(gè)階段〔圖 2〕： 〔1〕

13、卸荷回彈滑移階段〔圖 2a〕 坡體向臨空方向回彈滑移。 人工開挖邊坡中可直接觀測到。 在高地應(yīng)力區(qū)，當(dāng)水平最大 主應(yīng)力與斜坡走向近于正交時(shí)， 變形尤為顯著。這類變形完成所經(jīng)歷的時(shí)間可由數(shù)日 〔美國 波特蘭露天采礦邊坡資料〕，至數(shù)月或數(shù)年〔葛洲壩基坑開挖邊坡資料〕 。 〔2〕壓裂面自下而上擴(kuò)展階段〔圖 2b, c〕 隨著變形的開展，裂面可擴(kuò)展至地表。坡體結(jié)構(gòu)隨變形開展而松動，并伴有輕微的轉(zhuǎn) 動，但仍處于穩(wěn)定破裂階段。圖3所示為一典型實(shí)例。如下列圖花崗巖體中一組十分發(fā)育的 席狀裂隙，產(chǎn)狀近于水平。另有兩組陡傾裂隙，其中一組走向與坡面近于平行。平硐內(nèi)巖體 蠕變松動跡象明顯，平行坡面陡傾裂隙普遍

14、被拉開， 并出現(xiàn)多條滑移面與陡傾拉裂面交替的 階狀裂隙。在平硐約 60米深處見有一條階狀裂面〔圖 3a①〕，陡面X開達(dá)2.5厘米，由其 中涌出大量黃泥漿水， 與此同時(shí)鄰近鉆孔水位普遍降落， 說明與滑移相伴的壓致拉裂面已與 地表貫穿。在陡緩面的交界處見有如圖 3b所示羽狀裂面，說明變形體已有輕微轉(zhuǎn)動。 ? 變形體開始明顯轉(zhuǎn)動，陡傾的階狀裂面成為應(yīng)力集中帶。 陡緩轉(zhuǎn)角處的嵌合體逐個(gè)被剪 斷、壓碎并伴有擴(kuò)容，致使坡面隆起，后緣拉裂轉(zhuǎn)向閉合。此時(shí)變形進(jìn)入不穩(wěn)定破裂階段， 一旦階狀滑移面被貫穿，如此導(dǎo)致滑坡。 圖2滑移一壓致拉裂變形演進(jìn)圖式 〔3〕階狀滑移面貫穿階段〔圖 2d〕 圖3某前

15、震旦紀(jì)花崗巖斜坡中的滑移一壓致拉裂 變形跡象〔b為①處放大圖〕 類似的變形在某些土質(zhì)斜坡中亦可見到〔如黃土斜坡、龍羊峽超固結(jié)粘土質(zhì)斜坡等〕 圖4所示為渭河黃土塬邊斜坡中所見變形跡象，平緩滑移面沿黃土與砂礫石土接觸面發(fā)育， 陡傾壓致拉裂面受黃土中的垂直裂隙所牽制，轉(zhuǎn)角處可見羽狀裂隙或壓碎帶。 3.彎曲一拉裂〔傾倒〕 這類變形主要發(fā)育在由直立或陡傾坡內(nèi)的層狀巖體組成的陡坡中， 且結(jié)構(gòu)面走向與坡面 走向夾角應(yīng)小于30，變形多半發(fā)生在斜坡前緣局部。陡傾的板狀巖體在自重彎矩作用下， 于前緣開始向臨空方向作懸臂梁彎曲， 并逐漸向內(nèi)開展。彎曲的板梁之間互相錯(cuò)動并伴有拉 裂，彎曲體后緣出現(xiàn)拉裂縫，

16、 形成平行于走向的反坡臺階和槽溝。 板梁彎曲劇烈部位往往產(chǎn) 生橫切板梁的折裂。滲入裂隙中水的空隙水壓力作用、 水的楔入作用、高寒地區(qū)滲水反復(fù)凍 融產(chǎn)生的膨脹力和震動等，是促進(jìn)這類變形的主要因素。 硬而厚的板梁，其演變可劃分如圖 5所示各階段，即： 〔1〕卸荷回彈陡傾面拉裂階段〔圖 5, a〕； 〔2〕板梁彎曲，拉裂面深向擴(kuò)展、后向推移階段〔 b〕。如坡度陡，常伴有坡緣、坡面 局部崩落； 〔3〕板梁根部折裂、壓碎階段。一旦失去平衡，巖塊轉(zhuǎn)動、傾倒導(dǎo)致崩塌。 由于隨板梁彎曲開展，作用于板梁的力矩也隨之增大。所以一旦板梁發(fā)生了明顯彎曲， 變形實(shí)際已進(jìn)入累進(jìn)性破壞階段。 圖4黃土塬邊

17、斜坡中所見滑 移一壓致拉裂變形跡象 薄而軟的“板梁〃，由于變形的角度可以很大， 在最大彎折帶通常形成傾向坡外的斷斷 續(xù)續(xù)的拉裂面〔表1圖h〕，或使原來垂直層面的近于水平的裂隙轉(zhuǎn)為向坡外傾斜〔圖 6〕。 在這種情況下繼續(xù)的變形將主要受傾向坡外的裂隙面所控制， 實(shí)際上已轉(zhuǎn)化為滑移一拉裂最 終開展為滑坡。 這類變形主要發(fā)育在較陡傾坡外層狀體坡體中，尤以薄層狀與柔性較強(qiáng)的碳酸鹽類層 狀巖體中最常見。層狀坡體沿滑移面下滑， 由于下部受阻，在順滑移方向的壓應(yīng)力作用下發(fā) 生縱彎曲〔“褶皺〃〕變形。下部受阻的原因多因滑移面并未臨空〔如表 1圖e〕，或滑移面 下端雖已臨空，但滑移面呈“靠椅

18、'’狀（勺狀），上部陡傾，下部轉(zhuǎn)為近于水平而顯著增大了 滑移阻力（表1圖f）。調(diào)查統(tǒng)計(jì)明確，許多巨型滑坡常與這類變形相連系。瓦伊昂水庫災(zāi)難 性滑坡就是由勺狀滑移面構(gòu)成的滑移一彎曲變形開展而成的。 滑移面平直的這類變形可劃分為如圖 7所示三個(gè)階段： （1） 輕微彎曲階段（圖7a） 彎曲部位僅出現(xiàn)順層拉裂面、局部壓碎；坡面輕微隆起，巖體松動。野外觀測明確， 彎曲隆起通常發(fā)生在近坡腳而又略高于坡腳的部位， 這可能是由于該處順層壓應(yīng)力與垂直層 面方向的壓應(yīng)力之壓力差較大所致； （2） 強(qiáng)烈彎曲、隆起階段（圖7b） 彎曲顯著增強(qiáng)，并出現(xiàn)剖面 x錯(cuò)動，其中一組逐漸開展為滑移切出面。由于彎曲部

19、位 顯著擴(kuò)容，致使坡面明顯隆起。 有的斜坡上還可觀察到縱向甚至放射狀隆褶。 坡體松動解體 進(jìn)一步加劇，可發(fā)生局部的崩落或滑落， 這種坡腳附近的“自動卸載〃更加促進(jìn)了深部變形 的開展。此時(shí)變形已進(jìn)入累進(jìn)性破壞階段； （3） 切出面貫穿階段（圖7c） 滑移面貫穿并開展為滑坡，多為崩滑。 在巖層傾角明顯大于斜坡坡角的斜坡中，也可發(fā)現(xiàn)這類變形。圖 8所示為一十分典型 的實(shí)例，沿層面下滑的巖體擠壓下部巖層發(fā)生隆褶和撓曲形成一弧形潛在滑移面 （見圖8中 老滑動體X圍和剖面1，2）。由于采石場恰好設(shè)在強(qiáng)烈隆褶帶，使這一帶卸載而引起上部巖 體隨采石進(jìn)展而逐漸增加下滑速度， 因而在老滑動體中形成

20、一個(gè)規(guī)模較小的新的滑移一彎曲 變形體。值得注意的是，由于采石場兩側(cè)巖體對下滑巖體的阻力較中間被采石場擾動的部位 高，因而下滑巖體擠壓兩側(cè) （圖8a⑤）使它們隆起并產(chǎn)生拉裂縫。觀測資料證明兩側(cè)隆起帶 在發(fā)生滑坡前常有脫落的塊石崩落。 同時(shí)兩側(cè)這種擠壓隆起帶如像是兩座橋墩一樣使中部下 滑巖體遭受兩側(cè)的擠壓而形成縱向和放射狀褶皺。 滑坡發(fā)生后采石場被毀，經(jīng)強(qiáng)烈隆褶的放 射狀“背斜'’群（圖8a⑥）仍清晰可見，它就像一個(gè)以兩側(cè)隆起帶為支墩的平拱支撐著后側(cè) 下滑巖體。 “靠椅〃形滑移面的變形情況與上述實(shí)例相近，其強(qiáng)烈彎曲部位發(fā)生在滑移面轉(zhuǎn)折處 附近。但它不需形成潛在切出面，整體沿原有“靠椅〃形軟

21、面滑移。 5 ?塑流一拉裂 主要發(fā)育在以軟弱層（帶）為基座的軟弱基座型斜坡中。軟層在上覆體壓力作用下壓縮 變形和軟巖（土）或壓碎物質(zhì)向臨空或減壓方向的塑流擠出， 導(dǎo)致上覆較硬層拉裂、 解體和不 均勻沉陷。 fb) 圖8某某涼山鐵西滑坡平面、剖面示意圖〔參照鐵道部第二某某資料〕 a.平面圖：1-老滑移一彎曲滑動體邊界；2-新滑坡界限；3-陡壁；4-拉裂；5-隆起拉裂；6-隆起褶皺；7-溢出泉；8-階地推積 物；9-沖溝；10-采石場；11-道路；12-河流；13-陡壁 b.剖面圖：1-砂巖；2-泥巖；3-老滑動體；4-采石場；5-階地堆積物 在軟弱基座產(chǎn)狀平緩的坡體中，通常

22、可見表 I圖k所示變形跡象。上覆硬層的拉裂面 起始于接觸面，這是由于軟層的水平位移變形遠(yuǎn)大于硬層所致，坡體前緣常出現(xiàn)局部崩落。 變形進(jìn)一步可開展為緩滑型滑坡。 當(dāng)上覆層被下伏塑流層載馱整體向臨空方向滑移， 如此于 其后緣產(chǎn)生拉裂并造成陷落 （Sackung），其演變過程如圖 9所示。后緣下落的楔形斷塊所產(chǎn) 生的側(cè)向分力，也可成為使坡體向外滑移的推力。如果軟基因地震等因素的觸發(fā)而突然液化， 可造成迅速滑動的滑坡。值得指出的是這類變形發(fā)育的斜坡在特大暴雨 （據(jù)調(diào)查在暴雨強(qiáng)度 大于200毫米/晝夜時(shí)）條件下，可因后緣拉裂縫和下部滑移面上空隙水壓力的劇增而使上 覆坡體被迅速推出，形成所謂有平推式

23、滑坡〔圖 10〕。作者曾在1981年某某特大暴雨后在 川西丘陵地紅層分布區(qū)發(fā)現(xiàn)大量這類滑坡。 圖10特大暴雨條件下產(chǎn)生的平推式滑坡〔某某〕 圖9平緩軟弱基座斜坡塑 流-拉裂演進(jìn)圖式 〔參照 J. Rabar, 1971 〕 1-白堊系紅色粉細(xì)砂巖；2-白堊系泥巖；3-后緣陷落帶；4- 前緣滑塌堆積物；5-溢出泉；6-泥流 軟弱基座傾向坡內(nèi)的陡坡，這類變形表現(xiàn)為另一種形式〔表 1圖1〕，可有圖11所示演 變過程，前緣和深部情況有所不同。 〔1〕淺部塑流-拉裂變形〔圖11，a— c〕 變形首先發(fā)生于前緣。由于軟基被壓縮和緩慢向臨空方向擠出，上覆層產(chǎn)生自坡面向 內(nèi)其值遞減的不

24、均勻沉陷，因而使上覆層被拉裂。拉裂縫先出露于坡緣附近，自上而下開展， 被分割出來的巖柱可因塑流的進(jìn)一步開展而不斷向外傾倒，或按彎曲一拉裂方式繼續(xù)變形， 最后因失去平衡或根部被剪破或折斷而崩落〔圖 11, c〕 〔2〕深部塑流一拉裂變形〔圖 11，d—f〕 隨塑流的開展，拉裂縫出現(xiàn)部位由坡緣向后側(cè)推移。遠(yuǎn)離坡緣的拉裂縫可以發(fā)育很深〔有 的深達(dá)200多米〕。被分割的高大巖柱根部可因此而被剪裂或壓碎，促使變形向蠕滑一拉裂 變形轉(zhuǎn)化。一旦后緣拉裂面轉(zhuǎn)而閉合， 預(yù)示進(jìn)入潛在滑移面貫穿階段， 變形將迅速開展為崩 滑或滑塌。 圖12所示變形體為一很好的實(shí)例，位移觀測資料〔圖 12n〕證明拉裂縫仍處于

25、加寬階 段，但深處巖柱根部已查見剪裂， 預(yù)示變形已有轉(zhuǎn)化的可能。 實(shí)踐證明該斜坡由于與時(shí)于坡 頂爆破卸載，顯著改善了斜坡的穩(wěn)定性。 圖11內(nèi)傾軟弱基座斜坡塑流-拉裂演變圖 式 a-b前緣塑流-拉裂；c-前緣傾倒崩落；d- 深部塑流-拉裂；e-轉(zhuǎn)化為蠕滑-拉裂；f-崩 滑 圖12烏江渡黃崖斜坡中塑流-拉裂變形跡 象〔參照水電部八局，1977〕 a-厚層灰?guī)r；b1-薄層灰?guī)r夾頁巖；b2-泥巖、 頁巖、薄層灰?guī)r夾煤層； bs-頁巖、灰?guī)r夾砂 巖和煤層；c-灰?guī)r；d-崩塌堆積；e-拉裂面; g-剪裂面；n-沉陷量隨深度變化曲線 或者在開展過程中由一種 三、變形地質(zhì)力學(xué)模

26、式的復(fù)合 某些情況下，同一斜坡可同時(shí)出現(xiàn)兩種或兩種以上變形模式, 模式轉(zhuǎn)化為另一種。 坡體結(jié)構(gòu)與形態(tài)的特定配合，可使坡體內(nèi)的不同部位受控于不同變形模式。例如： 〔1〕坡體前部、后部不同變形模式的結(jié)合。 圖13所示為前部彎曲一拉裂與后部滑移一 圖13大渡河上游花崗巖斜坡中兩種變形形式的空間結(jié)合 ①花崗巖；②輝綠巖巖墻；③拉裂面中充填的碎石 壓致拉裂相結(jié)合的典型實(shí)例。坡前部 被陡傾裂面分割的花崗巖體“傾倒〃 導(dǎo)致輝綠巖墻后側(cè)拉裂；坡后部坡體 如此在形成拉裂臨空面的條件下沿 一組緩傾角裂隙發(fā)育滑移一壓致拉 裂變形，這種變形又會對前部施加 “主動土壓力〃，促使前部“傾倒〃 體底部緩傾裂面開

27、展為滑移面，所以 最終將以貫穿前部緩裂面而導(dǎo)致整 體破壞。 〔2〕淺部、深部不同模式的結(jié) 合。如圖14所示的金龍山斜坡，其深部為滑移一彎曲形，而在坡腳臨空面影響 X圍之內(nèi)的 淺部玄武巖沿一組傾坡外的似層面滑移， 后緣一組陡傾坡內(nèi)的裂隙被拉開， 屬滑移一拉裂變 形。深部彎曲造成的淺部巖石隆起與松動必然會促進(jìn)淺部變形的開展， 如果淺部巖體因變形 開展而滑落、從而減小彎曲局部的垂向壓力，又可促進(jìn)深部彎曲的進(jìn)一步開展。 空間結(jié)合形式尚有多種，這里不再一一論述。 變形開展過程中，由于變形、應(yīng)力集中和累進(jìn)性破壞，坡體中原有結(jié)構(gòu)面的特性和產(chǎn)狀不斷 有所變化。某些新的拉裂面、剪切面的形成與開展，

28、使變形的根本條件發(fā)生了變化，其結(jié)果 有時(shí)可能使變形模式轉(zhuǎn)化。例如前述塑流一拉裂轉(zhuǎn)化為蠕滑一拉裂〔圖 1le〕、彎曲一拉裂 轉(zhuǎn)化為滑移一拉裂〔圖6〕以與滑移一彎曲轉(zhuǎn)f｛二為滑移一拉裂〔圖7,切出面形成后〕等。 此外還有其它形式。 值得注意的是許多轉(zhuǎn)化實(shí)例明確，滑移〔蠕滑〕 一拉裂或滑移一壓致拉 裂往往是最終使大規(guī)模坡體失穩(wěn)的主要變形形式。 圖14 雅礱江金龍山斜坡中的變形跡象〔參照原水電部成勘院一隊(duì)資料， 1978〕 1-石炭系灰?guī)r；2-二疊系涼山組粘土巖〔滑移面〕；3-二疊系灰?guī)r；4-二疊系玄武巖；5-巖 層彎曲部位；6-淺部滑移-拉裂部位 轉(zhuǎn)化是斜坡演變發(fā)生躍變的一個(gè)重要標(biāo)志

29、，往往預(yù)示著變形開展進(jìn)入累進(jìn)性破壞階段。 我們可以根據(jù)實(shí)地觀察到的表生結(jié)構(gòu)面或斜坡變形跡象的特征進(jìn)展判斷， 也可根據(jù)位移觀測 資料作出分析和預(yù)測 〔如圖12實(shí)例所示〕。為了進(jìn)一步說明這種分析方法， 試討論滑移一彎 曲的應(yīng)變速率分析。這類變形的時(shí)間效應(yīng)可用圖 14所示模型說明。兩個(gè)摩擦件〔fi和f2〕 分別代表上滑移面和下滑移面或切出面〔平直面型〕 。變形體的應(yīng)變速率 C可表達(dá)為 圖15滑移-彎曲變形時(shí)間效應(yīng)介質(zhì)模型 式中T為滑移-彎曲體的應(yīng)變速率， L代表上滑體下滑距離，L為滑移一彎曲變形體沿滑 移面方向的長度。模型明確，當(dāng)上滑塊下滑速度很低，彎曲部位的應(yīng)變速率 C低于其臨界值

30、 G〔與巖石性質(zhì)有關(guān)〕時(shí)，如此彎曲部位在受力初期隨應(yīng)變的增大而發(fā)生應(yīng)力積累，應(yīng)力增 加到一定程度以后不再升高，繼之以隨時(shí)間而增長的流變。如不考慮外界因素的影響，在長 期地質(zhì)歷史時(shí)期內(nèi)可形成強(qiáng)烈褶皺而不發(fā)生壞破。相反，滑動速度相當(dāng)高而致使應(yīng)變速率 C 超過Co時(shí)，隨應(yīng)變的進(jìn)展，彎曲部位應(yīng)力得以逐漸積累，一旦達(dá)到下滑面或切出面的抗剪 強(qiáng)度，如此開展為滑坡。因而既可用據(jù)位移觀測資料推算應(yīng)變速率的方法， 也可用據(jù)地貌第 四紀(jì)地質(zhì)分析和測定與變形有某種聯(lián)系的沉積物的絕對年齡來推算的方法， 對斜坡變形開展 階段作出判定和預(yù)報(bào)。 結(jié)束語 初步實(shí)踐證明，根據(jù)這種地質(zhì)力學(xué)模式， 有助于我們確定斜坡可能

31、的變形形式， 判斷變 形的開展階段和預(yù)測它的開展趨勢； 也有助于我們設(shè)計(jì)合理可行的物理模擬和穩(wěn)定性計(jì)算方 案和選定合理的計(jì)算參數(shù)。 上述模式反映了巖體在天然條件下長期演變的全過程，在一定程度上概括了表層巖體 在應(yīng)力作用下演變的主要特征。所以它還可以應(yīng)用于其它類型的巖體穩(wěn)定性分析以與區(qū)域構(gòu) 造穩(wěn)定性分析評價(jià)中。 參考文獻(xiàn)〔略〕 BASIC GEOMECHANIC MODEL OF SLOPE DEFORMATION Wang Lan she ngZha ng Zhuoyua n (Che ngdu College of Geology) Abstract Large amoun

32、ts of data from in-situ observation indicate that slope deformations can be grouped accord ing to their geologic characteristics and deformati on mecha nism into five geomechanic models, namely: 1. sliding (or creep sliding)-tensile fracturi ng; 2. slid in g-pressi onal fracturi ng; 3. bendin g-te

33、nsile fracturi ng; 4. sliding-bending; and 5. plastic flow-tensile fructuring. The paper deals with the geological sett ings and modes of occure nee, developme nt stages and characteristic types of failure of each model of deformation, also deals with the bination of these models in space and the

34、 conversion becwee n them. Such models will ben efit the determ in ati on of possible patter ns of slope deformati on, the judgi ng of developme nt stage, and the predict ion of evoluti on trend. They will be also useful in the desig n of feasible physical modelling and stability calculation, and in the analysis and evaluation of other unstability problems of rock masses as well as the stability of regi onal structures.