斜坡岩土体稳定性的工程地质分析图文

1、第九章第九章 斜坡岩斜坡岩( (土土) )体稳定性的工程地质分析体稳定性的工程地质分析 斜坡岩斜坡岩(土土)体稳定性的工程地质分析涉及两个体稳定性的工程地质分析涉及两个 方面的任务。方面的任务。 n 一方面要对斜坡的稳定性作出评价和预测；一方面要对斜坡的稳定性作出评价和预测； n 另一方面要为设计合理的人工边坡以及制定有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。效整治措施提供依据。 表表9 91 1 我国我国8080年代重大崩、滑灾害事件年代重大崩、滑灾害事件 (1) 由于应力的重分布，斜坡周围主应力迹线由于应力的重分布，斜坡周围主应力迹线 发生明显偏转。发生明显偏转。无论

2、是在重力场条件下，还是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 的特征表现为的特征表现为愈靠近临空面，最大主应力愈接愈靠近临空面，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近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交 (图图9-2下下)。 图图9 92 2 用有限元解出的位移迹线图（上）和主应力迹线图（下）用有限元解出的位移迹线图（上）和主应力迹线图（下） （a a）重力场条件（）重力场条件（N N0.330.33）；（）；（b b）以水平应力为主的构造应力场条件下（）以水平应力为主的构造应力场条件下（N N3 3）

3、 图图9 93 3 斜坡张力带分布状况斜坡张力带分布状况 及其与水平剩余应力（及其与水平剩余应力（L L）、）、 坡角（坡角（）关系示意图）关系示意图 （据（据StaceyStacey，19701970） 图图9 94 4 坡角最大剪应力与坡脚和坡坡角最大剪应力与坡脚和坡 底宽（底宽（W W）关系图解）关系图解 （据（据StaceyStacey，19701970） 斜坡形成过程中，由于应力状态的上述变化，斜坡形成过程中，由于应力状态的上述变化， 斜坡岩斜坡岩(土土)体将发生不同方式、不同规模和不同程体将发生不同方式、不同规模和不同程 度的变形，并在一定条件下发展为破坏。度的变形，并在一定条件下

4、发展为破坏。 被贯通性破坏面分割的斜坡岩体，可以多种运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。破坏后的滑落动方式失稳破坏，如滑落、崩落等。破坏后的滑落 体体( (滑坡滑坡) )或崩落体等被不同程度地解体。但在特定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，称为破坏体的转化为其他运动方式，称为破坏体的继续运动继续运动。 n 斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动，分别代，分别代 表了斜坡变形破坏的三个不同演化阶段。表了斜坡变形破坏的三

5、个不同演化阶段。 斜坡变形实际上在其形成过程中即已发生，表斜坡变形实际上在其形成过程中即已发生，表 现为现为两种主要方式两种主要方式 (unloading rebund)是斜坡岩体内积存是斜坡岩体内积存 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斜坡中尤为明显。成坡过程中斜坡岩体向临空方向 回弹膨胀回弹膨胀(参见图参见图9-2上上)，使原有结构松弛；同时又，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 生结构面生结构面(参见图参见图3-

6、29)，或改造一些原有结构面。，或改造一些原有结构面。 是在坡体压力是在坡体压力(以自以自 重应力为主重应力为主)长期作用下发生的一种缓慢而持续的变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。蠕变迹象。1963年春季以前，大致保持等速蠕变，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同年春季、夏季测得的位移速

7、率为0.14cmd左右。左右。 9月月18日连续大雨后，位移速度逐日迅速增大直至滑日连续大雨后，位移速度逐日迅速增大直至滑 坡发生。坡发生。 n 蠕变波及范围可以相当大，一些高山地区，都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。常常是工程实践中重点研究和治理的对象。 斜坡破坏的分类，国内外已有许多不同的方案。斜坡破坏的分类，国内外已有许多不同的方案。 国际工程地质协会国际工程地质协会(IAEG)滑坡委员会滑坡委员会 (D.MCruden， 1989)建议采用瓦恩斯的滑

8、坡分类建议采用瓦恩斯的滑坡分类(D.Varnes，1978)作为国作为国 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 划分为崩落划分为崩落(塌塌)(falls)、倾倒、倾倒(topples)、滑动、滑动(落落)(slides)、 侧向扩离侧向扩离(lateral spreads)和流动和流动(flows)等等5种基本类型。种基本类型。 还可组合成多种复合类型，如崩塌还可组合成多种复合类型，如崩塌-碎屑流、滑坡碎屑流、滑坡-泥石泥石 流等。流等。 瓦恩斯

9、的分类实际上是将斜坡变形、破坏和破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。如分类中的坏后的继续运动三者综合在一起。如分类中的“流流 动动”包括了斜坡岩体的蠕变包括了斜坡岩体的蠕变(creep)(creep)，又包括了碎，又包括了碎 屑流屑流(debris flow)(debris flow)和泥流和泥流(mud flow)(mud flow)等。前者属等。前者属 斜坡变形，实际上斜坡发生滑坡、崩塌等破坏之前，斜坡变形，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

10、由崩塌或滑坡体在继续运动过系的现象，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。又如分类中的程中发展而成的运动方式。又如分类中的“倾倒倾倒”， 实际上也是一种变形方式，其最终破坏可表现为崩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。塌或滑坡。 鉴于以上原因，可将崩落鉴于以上原因，可将崩落( (塌塌)(falls)(falls)、滑落、滑落 ( (坡坡)(s1iding)(s1iding)和和( (侧向侧向) )扩离扩离(1ateral spreading)(1ateral spreading) 作为三种基本破坏方式作为三种基本破坏方式( (图图9-7)9-7)，也是

11、斜坡失稳的，也是斜坡失稳的 基本方式。就岩体破坏机制而言基本方式。就岩体破坏机制而言( (参见图参见图3-2)3-2)，崩，崩 塌以拉断破坏为主、滑坡以剪切破坏为主、扩离则塌以拉断破坏为主、滑坡以剪切破坏为主、扩离则 主要是由塑性流动破坏所致。主要是由塑性流动破坏所致。 n(1)(1)崩塌崩塌 崩塌包括了小规模块石的坠落崩塌包括了小规模块石的坠落(free fall)(free fall)和和 大规模的山大规模的山( (岩岩) )崩崩(rock avalanches)(rock avalanches) 崩塌体通常破碎成碎块堆积于坡脚，形成具有崩塌体通常破碎成碎块堆积于坡脚，形成具有 一定天然休

12、止角的岩堆一定天然休止角的岩堆( (图图9-7)9-7)。在一定条件下，。在一定条件下， 可在继续运动过程中可在继续运动过程中发展为碎屑流。发展为碎屑流。 崩塌 滑坡 滑坡的表面形态及结构滑坡的表面形态及结构(国际滑坡编目小组国际滑坡编目小组) （1） 冠冠 （2） 主断壁主断壁 （3） 顶顶 （4） 头头 （5） 次断壁次断壁 （6） 主滑体主滑体 （7） 足足 （8） 趾尖趾尖 （9） 趾趾 （10） 破坏面破坏面 （11） 破坏面趾破坏面趾 （12） 滑覆面（分隔面）滑覆面（分隔面） （13） 滑移体滑移体 （14） 减损带减损带 （15） 加积带加积带 （16） 减损坳陷减损坳陷 （1

13、7） 减损体减损体 （18） 加积体加积体 （19） 侧翼侧翼 （20）原始地面）原始地面 a: 后缘环状拉裂缝后缘环状拉裂缝b: 滑坡断壁滑坡断壁c：横向裂缝及滑坡台阶：横向裂缝及滑坡台阶 d: 滑坡舌及纵张裂缝后缘滑坡舌及纵张裂缝后缘e：滑坡侧壁及羽状裂缝：滑坡侧壁及羽状裂缝 表表9 94 4 斜坡岩体结构类型与变形破坏方式对照表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）和基本摩擦角； 软弱面倾角，斜坡坡角。 本节分别讨论各类变形破坏地质力学模式的形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成与演化，以及它们在空间

14、上的复合与过程中的转 化方式。化方式。 这类变形导致斜坡岩体向坡前临空方向发生剪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要发育在均质或似均质体斜坡(I类类)中，倾内薄层状中，倾内薄层状 层状体坡层状体坡(II5类类)中也可发生。一般发生在中等坡度中也可发生。一般发生在中等坡度 (40。 。)斜坡中。 斜坡中。 n 变形发展过程中，坡内有一可能发展为破坏面变形发展过程中，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。的潜在滑移面，它受最大剪应力面分布状况

15、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 ( (参见图参见图3-503-50中的中的1 1、2 2） 图图9 912 12 致密粘土边坡蠕滑拉裂变形图示致密粘土边坡蠕滑拉裂变形图示 这类变形，以图这类变形，以图9-14为例，演变过程可划分为为例，演变过程可划分为 三个阶段。三个阶段。 这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜 坡坡(II1)中。坡体沿平缓结构面向坡前临空方向产生缓慢中。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，因拉应的蠕变性滑移。滑移

16、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，向上力集中生成与滑移面近于垂直的拉张裂隙，向上(个别个别 情况向下情况向下)扩展且其方向渐转成与最大主应力方向趋于扩展且其方向渐转成与最大主应力方向趋于 一致一致(大体平行坡面大体平行坡面)并伴有局部滑移。这种拉裂面的形并伴有局部滑移。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软弱结构面处自下而上发展起来的(图图9-16)。 图

17、图9 916 16 大渡河龚咀前震旦纪花岗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，（参照原水电部成勘院资料，19651965） （a a）剖面图；（）剖面图；（b b）（）（a a）图中处细）图中处细 部放大；部放大；K K1 1缓倾角裂隙；缓倾角裂隙；K K2 2陡陡 倾角裂隙倾角裂隙 图图9 917 17 滑移压致拉裂变形演说图滑移压致拉裂变形演说图 （a a）、（）、（b b）、（）、（c c）、（）、（d d）发展阶段，）发展阶段， 说明见正文说明见正文 主要发生在主要发生在II2、III等类型斜坡中。斜坡岩体沿等类型

18、斜坡中。斜坡岩体沿 下伏软弱面向坡前临空方向滑移，并使滑移体拉裂下伏软弱面向坡前临空方向滑移，并使滑移体拉裂 解体解体(图图9-20)。 图图9 920 20 滑移拉裂变形图示滑移拉裂变形图示 （参照（参照ZarubaZaruba，19651965） -原地面线；原地面线；-变形前；开挖坡面；变形前；开挖坡面；-页岩夹层（滑移面）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空方向倾角已足以使上覆岩体的下滑

19、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，当极为短暂。一般情况下，当 p p时，即可出现时，即可出现 这种情况。而当这种情况。而当r r时，变形可向滑动逐渐过渡时，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发展为由坡前向顶缘逐步解体的块状( (又称迷宫式又称迷宫式) ) 滑坡，其外观与图滑坡，其外观与图9-109-10所示扩离体相似。所示扩离体相似。 可按平面滑移面计算确定发生变形的判据。若可按平面滑移面计算确

20、定发生变形的判据。若 不考虑内聚力，可直接根据滑移面的不考虑内聚力，可直接根据滑移面的值和倾角值和倾角 两者作出判断，后者就是起动角。两者作出判断，后者就是起动角。 主要发育在中主要发育在中-陡倾外层状体斜坡陡倾外层状体斜坡(II3、II4)中，中， 尤以簿层状岩体及延性较强的碳酸盐类层状岩体中尤以簿层状岩体及延性较强的碳酸盐类层状岩体中 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，造成坡脚件。但由于滑移面未临空，使下滑受阻

21、，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。之发生弯曲变形。 变形演变过程可分为三个阶段变形演变过程可分为三个阶段( (以平面滑面为例以平面滑面为例) ) 。 弯曲部位仅弯曲部位仅 出现顺层拉裂面、局部压碎，坡面轻微隆起，岩体出现顺层拉裂面、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该处顺层压应力与垂直层面的压应

22、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。有利于发生弯曲的部位。 弯曲显弯曲显 著增强，并出现剖面著增强，并出现剖面X X型错动，其中一组逐渐发展为型错动，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，这种坡脚附近的落，这种坡脚附近的“卸荷卸荷”也更加促进了深部的也更加促进了深部的 变形与破坏。变形与破坏。 图图9 923 23 瓦伊昂水库滑坡滑动前位移

23、观测资料（瓦伊昂水库滑坡滑动前位移观测资料（a a）和地质剖面图（）和地质剖面图（b b） （据（据L.MullerL.Muller，19741974） 灰岩；灰岩；含粘土夹层的薄层灰岩（侏罗系）；含粘土夹层的薄层灰岩（侏罗系）；含燧石的厚岩灰岩含燧石的厚岩灰岩 （白垩系）；（白垩系）；泥灰质灰岩（白垩系）；泥灰质灰岩（白垩系）；老滑坡；老滑坡；滑移面；滑移面； 滑动后地面线滑动后地面线 n滑坡发生在强烈弯曲隆起的滑移滑坡发生在强烈弯曲隆起的滑移弯曲体之上。弯曲体之上。 由图可见，滑移由图可见，滑移弯曲体的上部沿层面下滑，挤压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

24、面下部岩层使之挠曲，并形成一弧形潜在滑移面( (图图9-9- 2525中中2 22 2剖面剖面) )，而弯曲最强烈的部位发生在滑移面，而弯曲最强烈的部位发生在滑移面 转缓部位转缓部位 与椅状滑面情况类似与椅状滑面情况类似) )。滑坡的发生正是。滑坡的发生正是 由于恰好在强烈弯曲部位采石所致。由于恰好在强烈弯曲部位采石所致。 图图9 924 24 雅垄江霸王山滑坡形成过程示意图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。图形的发育深度可以很深。图9-22所示为雅垄江二滩所示为雅垄江二滩 金龙山斜坡中的变形

25、体。经勘探发现斜坡中上覆二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 发生滑移发生滑移(部分沿玄武岩与阳新灰岩接触面滑移部分沿玄武岩与阳新灰岩接触面滑移)， 并在坡脚附近造成弯曲，使岩层产状出现异常并在坡脚附近造成弯曲，使岩层产状出现异常(图图 922中中)，产生一系列破裂迹象。近几年来的观，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。测资料也表明，变形仍在缓慢进展。 n （1） n 当弯曲部位的应变速率当弯曲部位的应变速率C小于临界值小于临界值C0时，弯时，弯 曲部位在受力初期随

26、应变增大而发生应力积累，应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。的流变。强烈褶皱而不发生破坏。 n 当滑动速度大，应变速率当滑动速度大，应变速率C大于大于C0，随应变的，随应变的 发展，弯曲部位应力得以逐渐积累，一旦达到下滑发展，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。面或切出面的抗剪强度，即发展为滑坡。 n （2） n 多层梁板的纵弯曲是由表层向深部逐渐发展的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。一个累

27、进性变形破裂过程。 n Ka=cr/s Ka为抗弯曲变形稳度系数；为抗弯曲变形稳度系数；cr为使板梁弯曲的纵为使板梁弯曲的纵 向临界应力；向临界应力；s为斜坡作用在可能发生弯曲段上的为斜坡作用在可能发生弯曲段上的 纵向应力。纵向应力。 n 将将Ka=3作为有可能发生这类变形的判据。作为有可能发生这类变形的判据。 n （3） n K=Lcr/L n式中：式中：Lcr为斜坡板梁可能发生屈曲的临界长度；为斜坡板梁可能发生屈曲的临界长度； n L为实际长度。为实际长度。 n当当K=1时，则有屈曲失稳的可能。时，则有屈曲失稳的可能。 主要发育在陡立或陡倾内层状体主要发育在陡立或陡倾内层状体(II4、II

28、5类类)组成组成 的中的中-极陡坡中。主要发生在斜坡前缘，陡倾的板状极陡坡中。主要发生在斜坡前缘，陡倾的板状 岩体在自重弯矩作用下岩体在自重弯矩作用下,于前缘开始向临空方向作悬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 往往产生横切板梁的折裂往往产生横切板梁的折裂(图图9-27)。 n 硬而厚的板粱，其变形的发展可划分为如图硬而厚的板粱，其变形的

29、发展可划分为如图9-9- 2828所示各阶段。所示各阶段。 由于随板梁弯曲发展，作用于板梁的力矩也随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。进性破坏特性。 图图9 927 27 弯曲拉裂变形实例弯曲拉裂变形实例 （a a）石英片岩斜坡中的变形迹象（岷江上游耽达）；）石英片岩斜坡中的变形迹象（岷江上游耽达）； （b b）陡立厚层灰岩斜坡中的变形迹象（峨嵋）陡立厚层灰岩斜坡中的变形迹象（峨嵋） 薄而较软的层状岩体，由于弯曲变形角度可以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

30、形成倾向坡外断续的拉裂面，很大，最大弯折带常形成倾向坡外断续的拉裂面， 岩层中原有的垂直层面的裂隙转向坡外倾斜岩层中原有的垂直层面的裂隙转向坡外倾斜( (图图9-9- 29)29)。在这种情况下，继续变形将主要受这些倾向坡。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，实际上已转为滑移外的破裂面所控制，实际上已转为滑移( (或蠕滑或蠕滑)-)-拉拉 裂变形，最终发展为滑坡裂变形，最终发展为滑坡( (图图9-29)9-29)，这一演化过程，这一演化过程 已为再现模拟所证实已为再现模拟所证实( (固固9-30)9-30)。值得指出的是，倾。值得指出的是，倾 内层状体斜坡演化过程中具有

31、双重潜在滑移面特征，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可分别形成表层滑塌和深部滑坡( (图图9-30)9-30)。 （1 1）悬臂梁弯曲流变判据）悬臂梁弯曲流变判据 n 薄层状陡立或倾内层状斜坡体中，可按悬臂梁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。在重力矩作用下的弯曲流变考虑。 n 可按照粘弹性介质计算板梁最大挠度和转角与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时间的关系式，推断已明显变形的弯曲拉裂体经拉裂体经 历的时间；也可对演化进程做出推定。若挠度变化历的时间；也可对演化进程做出

32、推定。若挠度变化 速率远超过推定值，可推定板梁变形已进入累进性速率远超过推定值，可推定板梁变形已进入累进性 破坏阶段。破坏阶段。 n （2 2） 板梁根部破坏导致失稳的判据板梁根部破坏导致失稳的判据 n 靠近斜坡前缘的陡立板梁，则往往可因板梁根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。部岩体的破坏导致失稳，可有多种形式。 n （2 2） 板梁根部破坏导致失稳的判据板梁根部破坏导致失稳的判据 n A A 板梁根踵剪断压碎板梁根踵剪断压碎 n 大多发生在厚板梁中，后缘拉裂使根踵一带成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

33、碎破坏为压应力集中带，破坏过程与前述嵌合带压碎破坏 类似：类似：【1 1】=A=A3 3+BS+BSt t n 一旦进入剪断过程，也将造成后缘裂缝由拉裂一旦进入剪断过程，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。崩滑为其特点。 n B B 板梁根趾压碎、折断板梁根趾压碎、折断 n 板梁表面的垂向和水平向的切向应力达到和超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、根趾压碎或两者的联合作用而可能由于根踵拉裂

34、、根趾压碎或两者的联合作用而 导致失稳。导致失稳。 n （3 3） 滚动摩擦起动机制与判据滚动摩擦起动机制与判据 n 滑带或折裂破碎带中的块石处于某种有利状态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。时，平面摩擦可为块石的滚动所取代。 n 滚动一旦起动，碎块可随滚动而被磨圆，往往滚动一旦起动，碎块可随滚动而被磨圆，往往 造成高速滑坡。造成高速滑坡。 这类变形主要发生在软弱基座体斜坡这类变形主要发生在软弱基座体斜坡(IV类斜坡类斜坡) 中。下伏软岩在上段岩层压力作用下，产生塑性流中。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

35、层拉裂、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。解体和不均匀沉陷。 n 风化作用以及地下水对软弱基座的软化或溶蚀、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。潜蚀作用，是促进这类变形的主要因素。 n 在软弱基座产状近于水平的斜坡在软弱基座产状近于水平的斜坡(IV1)中，通常中，通常 可见如图可见如图9-3l所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始 于软弱层的接触面，这是由于软岩的于软弱层的接触面，这是由于软岩的 斜坡前缘可出现局部坠落。随着上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，

36、或块状覆坡体的拉断解体，则发展为侧向扩离，或块状(迷迷 宫式宫式)滑坡滑坡(见图见图9-10)。 n 当上覆岩层也具有一定塑性时，被下伏呈塑流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（图向扩离，其演进过程如（图9-329-32）所示。上述两种）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形式的变形体，也可在特大暴雨作用下产生平推式 滑坡。滑坡。 (3)(3) 图图9 93333中

37、中(d)(d)(f)(f) 如图如图9-35所示为坡前的弯曲所示为坡前的弯曲-拉裂与后侧滑移拉裂与后侧滑移- 压致拉裂组合的实例。压致拉裂组合的实例。 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 盐池河崩塌 新滩滑坡全貌 n 崩落体通常作高速运动；扩离体则缓慢运动。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。滑落体的滑速可分为高速、快速、中速和慢速。 其运动方式随接受块石斜坡的坡度、坡形和性其运动方式随接受块石斜坡

38、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能不同而不同。研究表明只有在坡度小于某一临界 值值(约约27。 。)时，崩落体才停积于崖脚 时，崩落体才停积于崖脚;随坡度增大，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，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大部或全部被搬运至坡脚(图图9-40)。 泥石型水石型 泥流型 坡面型泥石流 沟谷型泥石流 (1)改变斜坡的外形改变斜坡的外形 (2)改变斜坡岩体的结构特征和力学性质改变斜坡岩体的结构特征和力学性质 (3)(3)改变斜坡岩体的应力状况改变斜坡岩体的应力状况。属于这方面的作用包。属

39、于这方面的作用包 括地下水动水压力和空括地下水动水压力和空( (孔孔) )隙水压力的作用、区域构造隙水压力的作用、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、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，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。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定其中起关健性作用的主导因素主导因素，它是在斜坡演变历史，它是在斜坡演变历史 中不断降低斜坡稳定

40、性的动力因素。某些可逆因素，如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 定性降低的主导因素，称为定性降低的主导因素，称为触发或诱发因素触发或诱发因素( (图图9-45)9-45)。 n9.6.1.1 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。河流的蚀淤规律，对河谷岸坡的影响很大。 n（1 1）河谷岸坡演化趋势分析）河谷岸坡演化趋势分析 n 少年期：河流下切强烈，使岸坡加高、坡

41、度变陡，并不少年期：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，以弯曲断切露潜在滑面或弱面。变形破坏频繁，规模不等，以弯曲- -拉拉 裂、塑流裂、塑流- -拉裂的浅部崩落和滑移拉裂的浅部崩落和滑移- -拉裂型滑坡为多见。岸坡变拉裂型滑坡为多见。岸坡变 形破坏频率形破坏频率(As(As，每，每kmkm岸线变形破坏点数岸线变形破坏点数) )高高, ,但变形破坏模数但变形破坏模数 (Ms (Ms ，每，每kmkm岸线变形破坏体积岸线变形破坏体积) )不一定大。山区河流的支流和支不一定大。山区河流的支流和支 沟都属于此阶段。沟都属于此阶段。 n 中年期：河流

42、下切速度减缓，侧蚀展宽，中年期：河流下切速度减缓，侧蚀展宽，AsAs低于少年期，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，发育，MsMs比少年期高。多出现滑移比少年期高。多出现滑移- -弯曲型滑坡。弯曲型滑坡。 n 老年期：河流侵蚀速度进一步减缓，或蚀淤接近平衡，伴老年期：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，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、冲刷以及暴大多与洪、枯水位波动带引起的地

43、下水位的变动、冲刷以及暴 雨的作用等因素有关。雨的作用等因素有关。 n（2 2）岸坡稳定性的河流演化史分析）岸坡稳定性的河流演化史分析 n 阐明河床演变与岸坡变形破坏之间的关系阐明河床演变与岸坡变形破坏之间的关系-评价导致评价导致 失稳的主导因素失稳的主导因素-对稳定性及发展趋势作出评价预测。对稳定性及发展趋势作出评价预测。 n如：基岩斜坡崩滑期如：基岩斜坡崩滑期-滑坡稳定性增高期滑坡稳定性增高期-古滑坡再次活古滑坡再次活 动期动期-古滑坡稳定性局部增高期。古滑坡稳定性局部增高期。 n 通过对岸坡的改造作用，引起岸坡变形破坏。通过对岸坡的改造作用，引起岸坡变形破坏。 地下水作用活跃带：强烈的溶

44、蚀作用、渗透变形以及软化、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；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。滑坡或崩坡积物与基岩接触面之间；等。 n 动水压力驱动型：暴雨动水压力驱动型：暴雨 间歇性下渗潜水型水动力特性间歇性下渗潜水型水动力特性 n 空隙水压力驱动型：平推式滑坡、倾倒失稳空隙水压力驱动型：平推式滑坡、倾倒失稳 地下水作用活跃带及水动力模型地下水作用活跃带及水动力模型 n 斜坡岩斜坡岩( (土）体中地下水作用活跃带可有多种形土）体中地下水作用活跃带可有多种形 式。

45、强烈的式。强烈的溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用 等等，可在斜坡中形成对斜坡演变起重要控制作用的活，可在斜坡中形成对斜坡演变起重要控制作用的活 跃带跃带( (如图如图9-489-48所示所示) )。 n 经历过强烈风化的某些斜坡岩体经历过强烈风化的某些斜坡岩体( (如岩浆岩等如岩浆岩等) )， 在强风化带或残积土层与弱风化带间，也可形成一为在强风化带或残积土层与弱风化带间，也可形成一为 承压特征的地下水活跃带承压特征的地下水活跃带( (如图如图9-499-49所示所示) )。此外某些。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滑坡或崩坡积物

46、与基岩接触面，也常可成为地下水作 用的活跃带。如图用的活跃带。如图9-509-50所示，当覆盖物的透水性能低所示，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跃带，并且对上覆堆积物底面可形成明显的空隙水扬 压力。压力。 斜坡岩体在变形发展过程中，将不断产生一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，系列新的破裂面，从而改变了岩体的水动力学特征

47、， 也可形成一些新的地下水活跃带。以倾向层状体斜也可形成一些新的地下水活跃带。以倾向层状体斜 坡为例，可划分为图坡为例，可划分为图9 95151所示几种主要水动力学模所示几种主要水动力学模 型。型。 n 地下水的溶蚀和渗透变形等作用的分析评价，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。力造成的影响。 动水压力和空隙水压力起动机制动水压力和空隙水压力起动机制 斜坡岩斜坡岩( (土土) )体中水动力条件的剧变，通常是由体中水动力条件的剧变，通常是由 于地下水补给的激增于地下水补给的激增( (如特

48、大暴雨、山洪等如特大暴雨、山洪等) )或排泄或排泄 水位异常变动水位异常变动( (如河、库水位波动或排泄通道堵塞如河、库水位波动或排泄通道堵塞 等等) )所引起。可通过以下方式造成斜坡失稳。所引起。可通过以下方式造成斜坡失稳。 1 1动水压力驱动型动水压力驱动型 主要发生在具间歇性主要发生在具间歇性( (下渗下渗) )潜水型水动力特征潜水型水动力特征 ( (图图9-51I (c)9-51I (c)、I(d)I(d)型型) )的斜坡或滑坡体中。可按的斜坡或滑坡体中。可按 异常水力梯度计算稳定性。前述异常水力梯度计算稳定性。前述19821982年长江鸡扒子年长江鸡扒子 滑坡和滑坡和19861986

49、年香溪马家坝滑坡年香溪马家坝滑坡( (见表见表9-1)9-1)，均为老，均为老 滑坡体的局部和整体复活，并且都是由暴雨引发的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起动时水力梯度高达0.190.19倍，稳定系数陡降倍，稳定系数陡降0.20.2 左右，导致滑坡体复活。左右，导致滑坡体复活。 2 2空隙水压力起动型空隙水压力起动型 (1)(1)平推式滑坡平推式滑坡 主要发生在平缓层状体斜坡的滑移主要发生在平缓层状体斜坡的滑移压致拉裂压致拉裂 或塑流或塑流拉裂变形体中。斜坡岩体具有间歇裂隙充

50、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水承压型水动力特征 图图9 95151左左(a)(a)。在特大暴雨。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 起动机制如图起动机制如图9-529-52所示。可以后缘拉裂缝所示。可以后缘拉裂缝( (假定垂假定垂 直分布直分布) )中充水临界高度中充水临界高度(h(hcr cr) )作为起动判据，在滑 作为起动判据，在滑 面缓倾外面缓倾外( (或内或内) )时：时： （923） 式中：式中：W-

51、W-滑坡单宽重量（滑坡单宽重量（t/mt/m）；）；-滑移面顺滑坡方向倾滑移面顺滑坡方向倾 角（倾向坡外为正值，反之为负）；角（倾向坡外为正值，反之为负）；L-L-滑块底面沿滑动方滑块底面沿滑动方 向长；向长；-滑面摩擦角，不考虑内聚力滑面摩擦角，不考虑内聚力C C；w w 为水的容量 为水的容量 （ w w w wg g） 当当0 0时，上式可简化为：时，上式可简化为： tg L tg W tgLh w cr cos2 sincoscos8 cos2 1 2 1 22 tg L tg W tgLh w cr 2 8 2 1 2 1 22 (2)(2)倾倒失稳倾倒失稳 发生在厚板梁弯曲发生在厚

52、板梁弯曲- -拉裂拉裂( (倾倒倾倒) )变形体中。空隙变形体中。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动倾倒坠落方式失稳( (图图9-53)9-53)。 斜坡岩斜坡岩(土土)体的变形与破裂，也可引起斜坡内部体的变形与破裂，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。以下几种方式。 n 1架空、扩容带突然压密激发机制架空、扩容带突然压密激发机制 n 2水击激发机制水击激发机制 气候条件通过多种作用方式改变斜坡的稳定状气候条件通过多种作用方

53、式改变斜坡的稳定状 况。如风化作用、降雨况。如风化作用、降雨(暴雨暴雨)作用、风蚀作用以及作用、风蚀作用以及 高寒地区的冻融作用等。高寒地区的冻融作用等。暴雨作用尤为突出暴雨作用尤为突出。 这种方法的实质就是应用前述斜坡变形、破坏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。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。主要包括以下几个方面。 这方面的预测大致有以下一些内容：这方面的预测大致有以下一些内容： n 如前所述，斜坡可能具有的变形

54、形式和破坏方如前所述，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，对照表作用的结构面或软弱带的空间组合状况，对照表9-49-4， 即可大致确定斜坡的类型和可能的变形机制及破坏即可大致确定斜坡的类型和可能的变形机制及破坏 方式。方式。 n (2)(2)根据斜坡变形迹象判定斜坡演变阶段根据斜坡变形迹象判定斜坡

55、演变阶段 n 通过现场调研，查明某一具体斜坡已有的变形通过现场调研，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，形模式演变图式和阶段划分的地质依据， n若若转化为蠕滑一拉裂，必然引起后缘拉裂面闭合转化为蠕滑一拉裂，必然引起后缘拉裂面闭合 和错动方式的改变，这是和错动方式的改变，这是“转化转化”的标志，也是这的标志，也是这 类变形体即将产生深层大规模破坏的预兆。类变形体即将产生深层大规模破坏的预兆。 n 此外，还可以根据推算蠕变速率等方法来确定此外，还可以根据推算蠕变速率等方法来确定 演

56、变阶段演变阶段( (参见参见9 94 45.6)5.6)。 n (3)(3)演化全过程再现模拟分析演化全过程再现模拟分析 n 例如河流由侵蚀变为淤积、由淤积再转为侵蚀；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，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

57、演变的也就可以判定不同时期促进斜坡演变的主导因素。主导因素。 (1)(1)地区近期的升降特征地区近期的升降特征 n 地区近期的升降状况，决定了区域斜坡稳定状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。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、崩塌残体。这种现象在我国西南山区河流古滑坡、崩塌残体。这种现象在我国西南山区河流 中十分普通，往往是水

58、库库岸稳定性研究的重点地中十分普通，往往是水库库岸稳定性研究的重点地 段，段， n(2)(2)地区构造最大主压应力方向及其变化地区构造最大主压应力方向及其变化 n(3)(3)活断层断面特征及活动方式活断层断面特征及活动方式 n不仅是单体斜坡稳定性计算中建立动力作用模型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要信息。和隶属度等有关参数的重要信息。 n (3)(3)计算参数的选取计算参数的选取：坡体各种强度参数和物：坡体各种强度参数和物 理、水理等参数，都是随斜坡演化的变量，因而只理

59、、水理等参数，都是随斜坡演化的变量，因而只 有判明斜坡的演变机制和发展阶段，才能正确选定。有判明斜坡的演变机制和发展阶段，才能正确选定。 例如进入滑移面贯通阶段的变形体，滑移面强度已例如进入滑移面贯通阶段的变形体，滑移面强度已 接近残余值；缓慢变形的蠕变体，可采用流变试验接近残余值；缓慢变形的蠕变体，可采用流变试验 确定有关参数。此外在采用反演分折推定参数时，确定有关参数。此外在采用反演分折推定参数时， 也必须对变形破坏机制和也必须对变形破坏机制和( (或或) )破坏后运动学特征作破坏后运动学特征作 出正确判断。出正确判断。 (4)(4)计算方法的选择计算方法的选择：方法选择也要建立在机制：方

60、法选择也要建立在机制 分析基础上。破坏判据计算法，可以更充分地反映分析基础上。破坏判据计算法，可以更充分地反映 斜坡演变的实际情况，得进一步探索完善的分析方斜坡演变的实际情况，得进一步探索完善的分析方 法。法。 n（1 1）瑞典条分法瑞典条分法（19271927） n 圆弧滑面。定转动中心，条块间作用合力平行滑面圆弧滑面。定转动中心，条块间作用合力平行滑面 n（2 2）毕肖普法毕肖普法（19551955） n 非圆弧滑面。拟合圆弧与转心，条块间作用力水平，条非圆弧滑面。拟合圆弧与转心，条块间作用力水平，条 间切向力间切向力X X为为0 0。 n（3 3）简布法简布法（19561956） n 非