第八章 斜坡变形破坏工程地质研究

1、第八章 斜坡变形破坏工程地质研究 :49:39 编辑:本站编辑 第一节 概 述      斜坡系指地壳表部一切具有侧向临空面的地质体。它包括自然斜坡和人工边坡两种。前者是在一定地质环境中，在各种地质营力作用下形成和演化的自然历史过程的产物，如山坡、海岸、河岸等。后者则是由于人类某种工程、经济目的而开挖的、往往在自然斜坡基础上形成，其特点是具有较规则的几何形态，如路堑、露天矿坑边帮、运河（渠道）边坡等。      斜坡具有坡体、坡高、坡角、坡肩、坡面、坡脚、坡顶面、坡底面等各项

2、要素（图81）。      斜坡在各种内、外地质营力作用下，不断地改变着坡高和坡角，使坡体内应力分布发生变化。当组成坡体的岩土体强度不能适应此应力分布时，就产生了斜坡的变形破坏作用。尤其是大规模的工程建设使自然斜坡发生急剧变化。斜坡的稳定程度也变化极大，往往酿成灾害。斜坡的变形与破坏，实质上是由斜坡岩土体内应力与其强度这一对矛盾的发展演化所决定的。      由于斜坡变形破坏，给人类和工程建设带来的危害在国内外不乏其例。在我国由于特殊的自然地理和地质条件所制约，斜坡地质灾害分布广泛，活动强烈，危

3、害严重。      自然斜坡的变形破坏，是山区主要的工程动力地质作用。我国广大的西南、西北地区这一作用尤为突出，灾害频发，而且近10余年来有进一步加重的趋势。如：1982年7月，四川省云阳县鸡扒子滑坡，使长江严重阻航；1983年3月，甘肃省东乡县洒勒山滑坡，摧毁了4个村庄，人畜伤亡惨重；1985年6月湖北省姊归县新滩滑坡，使新滩古镇毁于一旦，并影响长江航道；1987年8月，四川省巫溪县城岩崩，造成了严重的生命财产损失；1989年7月，四川省华金山普降暴雨，遭致崩滑1800余处而其中的马鞍山岩崩物质被洪水冲下，使溪口镇6个厂矿和3个村蒙难。

4、60;     自然斜坡由于人类工程、经济活动而产生的斜坡破坏往往是灾难性的。如1963年10月9日所发生的意大利瓦依昂水库左岸大滑坡，是由于水库蓄水造成潜在滑动面上空隙水压力增大，而导致业已发生蠕动的左岸山体突然下滑，体积达（2730）X 108m3激起 250m高的巨大涌浪，高150m的洪波溢过坝顶冲向下游，约有3000人丧生，该水库也失去效用。又如 1980年6月，我国湖北省远安县盐池河磷矿岩崩酿成的惨案，则是由于坡脚部位开拓水平采矿巷道，使坡体的应力状态发生急剧变化而导致坡肩部位产生多条拉裂缝所致。    

5、  人工边坡变形破坏，见诸于报道的主要是水利水电工程边坡、铁路路堑和露天采坑边帮的失稳。如抚顺煤矿和大冶铁矿露天采坑，都曾发生过失稳事故对生产和生命财产造成一定的损失。      由于斜坡变形破坏对人类工程、经济活动和生命财产的危害较大，所以它是工程地质学研究的主要课题之一也是环境地质学和灾害地质学研究的重要内容。第二节 斜坡中的应力分布特征      斜坡中的应力分布特征决定了斜坡变形破坏的形式和机制，对斜坡稳定性评价和合理防治措施也有一定意义。所以首先要了解斜坡形成后坡体中应力分布

6、的特征。      一、斜坡中应力状态的变化      天然岩土体中应力分布是比较复杂的，除普遍存在的自重应力外，有时还有构造应力、热应力、地下水应力等。一般认为：当仅存在自重应力的情况下未形成斜坡前岩土体中的主应力（初始应力）是呈铅直与水平状态的，即铅直应力为最大主应力，水平应力为最小主应力，此时岩土体内的最大剪应力与最大、最小主应力多呈45”交角。      在斜坡形成过程中，由于侧向临空面的产生，坡面附近的岩土体发生卸荷回弹，引起应力重分布

7、和应力分异、应力集中等效应。根据弹性力学有限单元分析和光测弹性试验，均可确定坡体在尚未发生明显变形或破坏之前的应力状态。其总的特征可概括为4个方面（图82）即：      （1）无论什么样的天然应力场斜坡面附近的主应力迹线均明显偏转，表现为愈接近坡面，最大主应力愈与之平行，而最小主应力与之近乎正交，向坡体内逐渐恢复初始状态。      （2）由于应力分异结果，在坡面附近产生应力集中带。不同部位应力状态是不同的。在坡脚附近，最大主应力（表现为切向应力）显著增高，而最小主应力（表现为径向应力）显著降

8、低，甚至可能为负值。由于应力差大，于是形成了最大剪应力增高带，最易发生剪切破坏。在坡肩附近在一定条件下坡面的径向应力和坡顶的切向应力可转化为拉应力（应力值为负值）形成一张力带（图83）。当斜坡愈陡则此带范围愈大。因此坡肩附近最易拉裂破坏。      （3）由于主应力偏转，坡体内的最大剪应力迹线也发生变化由原来的直线变为凹向坡面的圆弧状（图84）。      （4）坡面处的径向应力实际为零，所以坡面处处于二向应力状态。    二、影响斜坡应力分布的因素

9、60;     1岩体初始应力的影响      主要指的是水平构造应力存在的影响。水平构造应力能使斜坡应力集中和分异现象加剧它对斜坡坡肩附近张力带的发展影响尤为明显。水平构造应力量值愈大测影响愈大（图85）。在新构造运动强烈的地区，岩体中常存在较大的水平构造应力，对斜坡稳定性的影响是不容忽视的。      2坡形的影响      坡高、坡角、坡底宽度和斜坡平面形态等对斜坡应力分布均有一定影响。坡高不改变坡体

10、中应力等值线的图形但坡高愈大，应力量值愈大。      坡角大小可以改变斜坡中应力分布的图像。坡脚附近的剪应力集中带和坡肩附近的张力带其范围和量值是随着坡角增大而增大的。也就是说，陡峻的斜坡更易发生变形破坏。      坡底宽度的影响可以用WH值来表征。随着WH值的减小，坡脚的剪应力增大。实际资料表明，当W08H时这种影响就减弱，以至不发生变化了（图86）。所以W/H值很小的高山峡谷地带坡脚剪应力集中现象是非常明显的；尤其当水平构造应力较大时，由于水平挤压力的作用，坡脚应力集中带极强，更易发生斜

11、坡变形破坏。      斜坡平面形态可分为平直形、内凹形和外凸形等。一般地说，内凹形斜坡由于其两侧的支撑作用应力条件较好，即坡脚的剪应力较小。所以露天采坑的平面形态大多是椭圆形的，且其长轴尽量平行于最大水平地应力方向。      3岩土体性质和结构的影响      岩土体的弹性模量对均质坡体应力分布无多大影响，但泊松比一定程度上可影响坡体应力分布。结构面对坡体应力分布的影响十分明显，这是因为结构面的存在使坡体中应力分布出现不连续现象，在这些面的周

12、边成为应力集中带或发生应力阻滞现象这种情况在坚硬岩体斜坡中尤为明显。结构面的产状、性质及组合关系不同，对斜坡稳定性的影响是不同的。      在上述诸因素影响下，坡体应力分布是相当复杂的。对一个具体的斜坡来说，必须进行认真的分析研究。第三节 斜坡变形破坏的类型      斜坡的变形与破坏，可以说是斜坡发展演化过程中两个不同的阶段，变形属量变阶段，而破坏则是质变阶段，它们是一个累进破坏过程。这个过程对天然斜坡来说时间往往较长，而对人工边坡来说时间则较短暂。   

13、60;  一、斜坡变形      斜坡变形按其机制可分为拉裂、蠕滑和弯折倾倒三种型式。      1拉裂      在斜坡岩土体内拉应力集中部位或张力带内，形成的张裂隙变形型式称拉裂。这种现象在由坚硬岩土体组成的高陡斜坡坡肩部位最常见，它往往与坡面近乎平行（见图83），尤其当岩体中陡倾构造节理较发育时，拉裂将沿之发生、发展。      拉裂的空间分布特点是：上宽下窄，以至尖灭；由坡面向坡

14、里逐渐减少。      拉裂还有因岩体初始应力释放而发生的卸荷回弹所致，这种拉裂通常称为卸荷裂隙。      拉裂的危害性是：岩土体完整性遭到破坏；为风化营力深入到坡体内部以及地表水、雨水下渗提供了通道。它们对斜坡稳定均是不利的。      2蠕滑      斜坡岩土体沿局部滑移面向临空方向的缓慢剪切变形称蠕滑。蠕滑发生的部位，在均质岩士体中一般受最大剪应力迹线（见图84）控制，而当存在软弱结构面

15、时，往往受缓倾坡外的弱面所控制。当斜坡基座由很厚的软弱岩土体组成时，则坡体可能向临空方向塑流挤出，称之为深层蠕滑。      当坡体内各局部剪切面（蠕滑面）贯通且与坡顶拉裂缝也贯通时，即演变为滑坡。      蠕滑往往不易被人们察觉，因为它不像拉裂变形那样暴露于地表，一般均产生于坡体内。所以要加强监测，并采取措施控制蠕滑，使之不向滑坡方向演化。      3弯折倾倒      由陡倾板（片）状岩石

16、组成的斜坡，当走向与坡面平行时，在重力作用下所发生的向临空方弯折倾倒的特征是：弯折角约20°-50°；弯折倾倒程度由地面向深处逐渐减小，一般不会低于坡脚高程；下部岩层往往折断张裂隙发育但层序不乱，而岩层层面间位移明显；沿岩层面产生反坡向陡坎。其发展过程如图87所而这种斜坡变形现象在天然斜坡或人工边坡均可见到。      弯折倾倒的机制，相当于悬臂梁在弯矩作用下所发生的弯曲。      弯折倾倒发展下去，可形成崩塌、滑坡。    

17、0; 二、斜坡破坏      斜坡破坏的型式主要为崩塌和滑坡。      1崩塌      斜坡岩上体被陡倾的拉裂面破坏分割，突然脱离母体而快速位移，翻滚、跳跃和坠落下来，堆于崖下，即为崩塌。      按崩塌的规模，可分为山崩和坠石。按物质成分，又可将崩塌分为岩崩和土崩。      崩塌的特征是：一般发生在高陡斜坡的坡肩部位；质点位移矢量铅直方向

18、较水平方向要大得多；崩塌发生时无依附面；往往是突然发生的，运动快速。      2滑坡      斜坡岩上体沿着贯通的剪切破坏面所发生的滑移现象称为滑坡。滑坡的机制是某一滑移面L剪应力超过了该面的抗剪强度所致。滑坡的规模有的可以很大，达数亿至数十亿立方米。      滑坡的特征是：通常是较深层的破坏，滑移面深入到坡体内部以至坡脚以下；质点位移矢量水平方向大于铅直方向；有依附面（即滑移面）存在；滑移速度往往较慢，且具有“整体性”。 

19、60;    滑坡是斜坡破坏型式中，分布最广、危害最为严重的一种。世界上不少国家和地区深受滑坡灾害之苦，如欧洲阿尔卑斯山区、高加索山区，南美洲安第斯山区，日本、美国和我国等。并且，它经常与地震区伴生。第四节 崩 塌      崩塌是斜坡破坏的一种型式，它对房屋、道路等建筑物常带来威胁酿成人身安全事故。尤其对交通线路的危害最严重，我国宝成、成昆、襄渝铁路和川藏公路沿线崩塌灾害常影响线路正常运营。因此，对崩塌的形成和运动学特征需很好地进行研究。      一、崩塌的形成

20、条件      1崩塌一般发生在厚层坚硬脆性岩体中。这类岩体能形成高陡的斜坡斜坡前缘由于应力重分布和卸荷等原因，产生长而深的拉张裂缝，并与其他结构面组合，逐渐形成连续贯通的分离面。在触发因素作用下发生崩塌（图88）。组成这类岩体的岩石有砂岩、灰岩、石英岩、花岗岩等。此外。近于水平状产出的软硬相间岩层组成的陡坡，由于软弱岩层风化剥蚀形成四龛或蠕变，也会形成局部崩塌（图89）。      2. 构造节理和成岩节理对崩塌的形成影响很大。硬脆性岩体中往往发育有二组或二组以上的陡倾节理，其中与坡面平行的一

21、组节理常演化为拉张裂缝。当节理密度较小，但延展性、穿切性较好时，常能形成较大体积的崩塌体。此外大规模的崩塌（山崩）经常发生在新构造运动强烈、地震频发的高山区。      3. 崩塌的形成又与地形直接相关。崩塌一般发生在高陡斜坡的前缘。发生崩塌的地面坡度往往大于45°，尤其是大于60°的陡坡。地形切割愈强烈、高差愈大，形成崩塌的可能性愈大，并且破坏也愈严重。      4.风化作用也对崩塌形成有一定影响。因为风化作用能使斜坡前缘各种成因的裂隙加深加宽，对崩塌的发生起催化作用。此

22、外，在干旱、半干旱气候区，由于物理风化强烈，导致岩石机械破碎而发生崩塌。高寒山区的冰劈作用也有利于崩塌的形成。      在上述诸条件制约下，崩塌的发生还与短时的裂隙水压力以及地震或爆破震动等触发因素有密切关系。尤其是强烈的地震，常可引起大规模崩塌，造成严重灾祸。      湖北省远安县境内的盐池河磷矿灾难性山崩，是崩塌形成诸条件制约的典型实例。该磷矿位于一峡谷中。岩层为上震县统灯影组（Zbdn）厚层块状白云岩及上震旦统陡山沱组（Zbd）含磷矿层的薄至中厚层白云岩、白云质泥岩及砂质页岩。岩层中发

23、育有两组垂直节理，使山顶部的灯影组厚层白云岩三面临空。地下采矿平巷使地表沿两组垂直节理追踪发展张裂缝。1980年6月8一10日连续两天大雨的触发，使山体顶部前缘厚层白云岩沿层面滑出形成崩塌，体积约100万立方米，造成生命财产的严重损失（图810）。    二、崩塌的运动学特征      崩塌运动学特征的研究，对进一步研究它的破坏力和防治对策有一定意义。崩塌的运动学参数是必不可少的数据。这里主要讨论两个问题即崩塌块体的破坏力（能量）有多大？崩落有多远？      前已

24、述及，崩塌运动的特点是质点位移矢量中垂直分量大大超过其水平分量，而且崩塌体完全与母体脱离。在悬崖峭壁的情况下，块体位移服从自由落体运动规律，即V=(2gH)1/2     （81）但事实上，经常的情况是坡角小于90°，若是单一斜坡，则运动速度为              v=2gH(1-Kctg)1/2       (8一2)  

25、0;   式中；g为重力加速度；H为坡高；a为坡角；K为决定于石块大小、形状、岩石性质、石块运动状况等的综合影响系数，一般采取现场实验统计方法取得。设（82）式中，(1-Kctg) 1/2。（2g）1/2 ,则VH1/2。若坡角在40°90°之间，则0.421.00，而1.834.30。      需要指出的是，大型山崩在崩塌过程中位移体附近的空气承受临时性压缩而产生“气垫效应”，实际运动速度将会大于理论计算值。      运动速度获得后即可求得其动能大小

26、（破坏力大小）。崩塌块体沿斜坡运动的主要形式是跳跃和滚动。如果崩塌块体为跳跃形式，则其动能为                        E0.5mv2  （83）如果崩塌块体为滚动形式，则其动能为             &#

27、160;          E=0.5mv2 +0.5I2      (8-4)式中：m为崩塌块体的质量；v为块体具有的线速度, I为块体具有的转动惯量；为块体具有的角速度。      崩塌块体沿斜坡运动的轨迹呈抛物线形。当质点运动呈跳跃的轨迹方程可接向下抛射物体的运动规律进行推导（图812）。      设崩塌块体在斜坡某处跳跃初速度为V0 ,与水平面夹角

28、（抛射角）为则水平分速和铅直分速分别为        V0x= V0.cos= V0.cos(90°-)        V0y= V0.sin= V0.sin(90°-)    过t时间后，在x,y方向上的位移距离为                &

29、#160;   x=V0.sin.t                    y= V0.cos.t=0.5gt2    解此联立方程，得崩塌块体跳跃的轨迹方程为        y=ctg.x+0.5g.x2/2 V20.sin2 （8-5）    &

30、#160;             按此轨迹方程，即可求得崩塌块体的落点，为设防范围提供依据。      由于各种因素的制约，实际上的崩塌过程是相当复杂的。所以其运动学特征最好通过实验观测来确定。第五节 滑 坡    一、滑坡的形态要素      滑坡的一个重要特征是在其运动过程中保持相对的完整性，往往表现出其特定的形态外貌。因此在滑坡工程地质研究中，人们可

31、以从形态要素来认识它。这是滑坡研究的一项重要内容。      一个典型滑坡所具有的基本形态要素如图8-l3 所示，其说明如下：      (1)滑坡体 与母体脱离经过滑动的那部分岩土体。岩土体内部相对位置基本不变，还能保持原来的层序和结构面网络，但由于滑动作用，在滑坡体中有时出现沼皱和断裂现象，岩士体结构也会松动。      （2）滑坡床 滑坡体之下未经滑动的岩土体。它保持原有的结构而未变形，只是在靠近滑坡体部位有些破碎。  

32、    （3）滑动面（带）滑坡体与滑坡床之间的分界面。由于滑动过程中滑坡体与滑坡床之间相对摩擦，滑动面附近的土石受到揉皱、辗磨作用，可形成厚数厘米至数米的滑动带。所以滑动面往往是有一定厚度的三度空间。根据岩土体性质和结构的不同，滑动面的形状是多种多样的大致可分为圆弧状、平面状和阶梯状等（图814）。一个多期活动的大滑坡体，往往有多个滑动面，一定要分清主滑面与次滑面老滑面与新滑面，尤其要查清高程最低的那个滑动面。      （4）滑坡周界 滑坡体与周围未变位岩土体在平面上的分界线。它圈定了滑坡的范围。 &#

33、160;    （5）滑坡壁 滑坡体后缘由于滑动作用所形成的母岩陡壁，其坡角多为35°一80°平面上往往呈圈椅状。滑坡壁上经常可以见到铅直方向的擦痕。      （6）滑坡台阶 滑坡体下滑时各部分运动速度不同而形成的一些错台。大滑坡体上可见到数个不同高程的台面和陡坎。      （7）滑坡舌（滑坡前缘）滑坡体前部伸出如舌状的部位。它往往伸入沟谷、河流，甚至对岸。最前端滑坡面出露地表的部位，称滑坡剪出口。研究滑坡剪出口高程对研究滑坡的形成年代以及滑

34、坡与该地区近期地壳抬升运动的关系有重要意义。      （8）滑坡裂隙 由于滑坡体在滑动过程中各部位受力性质和大小不同，滑速也不同，因而不同部位产生不同力学性质的裂隙，有拉张裂隙、剪切裂隙、鼓张裂隙和扇形裂隙等。拉张裂隙位于滑体后部，有时滑床后壁附近也有，呈弧形分布，与滑动方向垂直。剪切裂隙呈羽状分布于滑坡体中前部的两侧，它是因滑坡体与滑坡床之间相对位移的力偶作用而形成的，与滑动方向斜交。鼓张裂隙一般分布于滑体前缘，由于滑体后部的推挤鼓起而成，与滑动方向垂直。扇形裂隙位于滑体舌部，是因前部岩土体向两侧扩散而产生的作放射状分布呈扇形。除上述要素外

35、还有一些滑坡标志，如封闭洼地、滑坡鼓丘、滑坡泉、马刀树、醉汉林等可以帮助人们认识滑坡。    二、滑坡的识别      滑坡识别是研究滑坡的最基础工作。对于正在活动的滑坡来说，因形态要素清晰而容易识别。但处于“休眠期”的老滑坡则因后期改造强烈而难于识别，甚至误将重要建筑物置于其上而造成生命财产的损失。因此，不管地质条件和滑坡形态多么复杂繁多，一定要采用各种方法、手段来查明它。      在实际滑坡调查工作中，主要是通过遥感信息、地面地质测绘和勘探试验方法来进行的。&

36、#160;     1. 应用遥感信息识别滑坡，主要采用航空遥感所提供的大比例尺（1：10000一1。15000）黑白和彩红外像片来进行。在航片上识别滑坡，实质就是识别滑坡的形态要素，然后结合搜集研究地区的地质资料进行综合分析，从而确认滑坡的存在。典型滑坡在航摄像片上所显示的地形地貌特征尤为明显。在较顺直的山坡上突然出现圈椅状的陡坎或陡壁，其下为封闭洼地，再向下则表现为上凹下凸坡形，有时可见台阶状平地，更低一些的部位则为拢洼起伏的舌形坡地，突出于沟谷或河边，甚至将河道向对岸推移，阶地变位，其两侧有沟谷发育，并表现为双沟同源的景观。整个滑坡体平面形状如长舌

37、形、梨形或三角形等。利用遥感图像进行滑坡判读，在区域性滑坡群的识别方面优点是很多的。它突出地表现为效率高、视野广和准确度高，是一种有效的手段。但是需要提出的是，滑坡是一种复杂的工程动力地质现象，通过航空遥感手段识别的滑坡，必须要通过地面地质测绘及勘探试验等手段来验证。      2. 地面地质测绘是识别滑坡的最主要手段。因为通过地面调查可直接观察到滑坡各形态要素，并可搜集到滑动的证据。斜坡经过滑动破坏之后地形特征比较明显特别是站在滑坡对岸高处瞻望时，滑坡区的地形地貌特征更是清楚。一般情况下，滑坡体上的岩石较周围岩石破碎，结构较松散；岩层产状与周

38、围岩层产状也不一致，尤其是滑坡剪出口处的岩层较破碎，可见反翘现象。在滑体上还会产生小招皱和断裂。滑坡侧沟调查在识别滑坡中往往起着重要作用，因为若沟谷深切至滑坡床时，在侧沟壁上常可见到滑动面（带）物质也可观察到岩层层序的扰动。滑坡作用的结果可以改变地下水的径流状况，由于滑坡面（带）往往是一些不透水泥质物质，滑坡体本身渗透性又相对较强，因而滑坡体前缘或两侧多见泉水出露，有时在表面局部形成积水洼地。此外，新生滑坡体上的植被覆盖较周围要好，树木歪斜零乱，可见到醉汉林和马刀树。建筑物及地面变形破坏现象也可作为滑坡存在的佐证之一。      3. 勘探手段

39、包括钻探、坑探和物探，是为了了解滑坡体的结构、岩石破碎程度、地下水位，确定滑动面（带）的位置、形状以及对滑带物质进行物理力学性质试验。勘探工作的布置，应根据航片和地面测绘所了解的滑坡体的大小、形状和地质条件来进行一般起码应布置纵横两条勘探线（图815）。在同一条勘探线上可联合应用不同类型的勘探手段和方法，以便于分析比较。对滑带物质进行物理力学性质试验可在平硐中作原位剪切试验，以求取滑带的抗剪强度参数（C、值），也可在钻孔或平桐中取样作室内试验。    三、滑坡活动的阶段性      滑坡的发生、发展演化过程，是一个

40、累进性变形破坏过程，而且往往具有多次周期性活动的特点。根据每一期次滑坡活动的运动学特征，可划分为四个阶段：      （1）蠕滑阶段 即为变形阶段。此阶段表现为斜坡坡肩附近及坡体某些部位出现拉张裂缝；坡体内局部剪切破坏面亦出现，并向贯通性的滑面方向发展。蠕滑阶段的持续时间与斜坡中应力集中和分异的速度以及外力作用的强度有关，一般持续时间较长。      （2）滑动阶段 滑动面已贯通，前缘出现剪出口；滑体的前后及两侧出现了不同力学机制的裂隙，并有局部坍塌。这些都标志着斜坡处于滑动阶段。此时滑坡的位移

41、速率不断加大。      （3）剧滑阶段 滑移速率急剧加大，后缘拉裂缝急速张开和下错，后壁不断坍塌；两侧及前缘表部坍塌。滑动面（带）上岩土体结构进一步破坏，含水量增大，有时随滑舌伸出而流出大量泥水。滑坡体以较大速率向前滑移，滑速可达到每秒数十米，滑距较大。在滑速很大时甚至产生气浪。此阶段的持续时间很短。      （4）稳定阶段 经过大量滑移后滑体重心降低，滑动时产生的动能逐渐消耗于克服滑移阻力和滑体的变形中。滑体中部分地下水排出，使滑面强度有所提高。滑移速率渐减以至停上滑动。此时滑坡处于稳定阶

42、段。      需要指出的是，并非所有滑坡都会出现这四个阶段主要取决于滑动面的特征以及外力作用的方式和强度。如有的滑坡滑动阶段较长，而不出现剧滑阶段；有的滑坡则是蠕滑和滑动阶段不明显，主要表现为剧滑阶段。此外，滑坡处于稳定阶段期间，若外部条件发生变化，又会重新滑动，故一个滑坡往往有多期活动性。    四、滑坡分类      滑坡分类的目的，是对滑坡作用的各种环境和现象特征以及产生滑坡的各种因素进行概括，以反映各类滑坡的特征和发生、发展演化的规律并有效地防治它们。&#

43、160;     迄今为止国内外滑坡分类的方案很多，其原因是分类依据各异。下面介绍几种常用的分类。      （一）按滑面与岩层层面关系的分类      这种分类应用很广。可分之为无层（均质）滑坡、顺层滑坡和切层滑坡三类。      （1）无层滑坡 这是发生在均质、无明亚层理的岩土体中的滑坡。滑动面不受层面控制，一般呈圆弧状。在粘土岩、粘性土和黄土中较常见。如陕西省阳（平关）安（康）铁路中段的西乡路堑滑坡即

44、属之（图816）。      （2 ）顺层滑坡 沿岩层面发生滑动的滑坡。这类滑坡多发生在岩层倾向与斜坡倾向一致、但倾角小于坡角的条件下；特别是在有原生的或次生的软弱夹层存在时，该夹层易成为滑动面（带）。顺着残坡积物与其下部基岩面下滑的滑坡，也属顺层滑坡。顺层滑坡的滑动面形态视岩层面的情况而定它可以是平直的，也可以是圆弧状或折线状的。顺层滑坡在自然界分布较广而且规模也较大。意大利瓦依昂水库左岸的巨型滑坡即属此类滑坡，滑坡发生在向斜谷中，滑面呈圆弧状（图817）。我国三峡工程库区云阳一奉节段也有多处这种类型的大型滑坡。  

45、60;   （3）切层滑坡 滑动面切过岩层面的滑坡。多发生在岩层面近乎水平的平迭坡条件下。滑动面一般呈圆弧状或对数螺旋曲线（图818）。      （二）按滑坡始滑部位的分类      这种分类对防治滑坡有很大的实际意义。一般可分为推动式滑坡、牵引式滑坡、混合式滑坡和平移式滑坡。      （1）推动式滑坡 始滑部位位于滑坡的后缘（图819（a。这类滑坡的发生，主要是因为坡顶堆载重物或进行建筑等引起坡顶部不稳所致。 

46、     （2）牵引式滑坡 始滑部位位于滑坡的前缘（图819（b。这类滑坡的发生，主要是因为坡脚受河流冲刷或人工开挖，以至坡脚部位应力集中过大所致。      （3）混合式滑坡 始滑部位前、后缘均有（图819（C。这种情况比较多。      （4）平移式滑坡 始滑部位分布于滑动面的许多部位，同时局部滑移，然后贯通为整体滑移（图 819（d）。      （三）按岩土类型的分类  

47、0;   按岩土类型来划分滑坡，能够综合反映滑坡的特点。因为斜坡的物质成分不同，其滑坡的形态和滑动力学特征均不相同，滑坡体结构和滑动面形状也各异。按岩土类型可将滑坡首先分为基岩滑坡和土体滑坡两大类，随后再将这两大类滑坡细分之。但目前尚无确切的细分方案。我国铁道部门分为堆积层滑坡、黄土滑坡、粘土滑坡和基岩滑坡等四类。第六节 影响斜坡稳定性的因素      影响斜坡稳定性的因素复杂多样，有自然的和人为的其中主要是斜坡岩土类型和性质、岩体结构和地质构造、风化、水的作用、地震和人类工程活动等。正确分析各因素的作用。是斜坡稳定性评价的

48、基础工作之一，且可为预测斜坡变形破坏的发生、发展演化趋势以及为有效的防治措施提供依据。      各种因素主要从三方面影响着斜坡的稳定。第一方面影响斜坡岩士体的强度，如岩性、岩体结构、风化和水对岩士的软化作用等。第二方面影响着斜坡的形状·如河流冲刷、地形和人工开挖斜坡、填土等。第三方面影响斜坡内应力状态，如地震、地下水压力、堆载和人工爆破等。它们的负影响表现在增大下滑力而降低抗滑力，促使斜坡向不稳定方向转化。      上述诸因素中，岩土类型和性质、岩土体结构是最主要的因素，其他因素通

49、过它才能起作用。很据各因素对斜坡稳定性的影响程度可将它们分为两大类：一类为主导因素，是长期起作用的因素，有岩土类型和性质、地质构造和岩体结构、风化作用、地下水活动等；另一类为触发因素，是临时起作用的因素，有地震、洪水、暴雨、堆载、人工爆破等。下面将分述各主要因素。      一、岩土类型和性质      岩土类型和性质是影响斜坡稳定性的根本因素。在坡形（坡高和坡角）相同的情况下，显然岩土体愈坚硬，抗变形能力愈强，则斜坡的稳定条件愈好；反之则斜坡稳定条件愈差。所以，坚硬完整的岩石（如花岗岩、石英砂

50、岩、灰岩等）能形成稳定的高陡斜坡，而软弱岩石和土体则只能维持低缓的斜坡、一般来说，岩石中含泥质成分愈高，抵抗斜坡变形破坏的能力则愈低。近年来，我国的滑坡研究者将那些容易引起滑坡破坏的岩性组合，称为“易滑地层”。如砂泥（页）岩互层、灰岩与页岩互层、粘土岩、板岩、软弱片岩及凝灰岩等尤其是当它们处于同向坡的条件下。滑坡则成群分布。上体中的裂隙粘土和黄土类土也属“易滑地层”。      此外，岩性还制约斜坡变形破坏的型式。一般来说，软弱地层常发生滑坡，而坚硬岩类形成高陡的斜坡，受结构面控制其主要破坏型式是崩塌。顺坡向高陡斜坡上的薄板状岩石，则往往出现弯

51、折倾斜以至发展成为滑坡。黄土因垂直节理发育，故常有崩塌发生。    二、岩体结构及地质构造      对岩质斜坡来说，其变形破坏多数是受岩体中软弱面控制的。所以结构面的成因、性质、延展特点、密度以及不同方向结构面的组合关系等的研究是相当重要的。有关这方面的研究，已在第一篇中进行过了，这里不再赘述。      在斜坡稳定性研究中，主要软弱面与斜坡临空面的关系至关重要。可以分为如下几种基本情况：      （1

52、）平迭坡 主要软弱结构面是水平的。这种斜坡一般比较稳定，但厚层软硬相间岩层会形成崩塌破坏（见图89）厚层软弱岩（如粘土岩）会发生像均质土那样的无层滑坡。      （2）逆向坡 主要软弱结构面的倾向与斜坡倾向相反，即岩层倾向坡内。这种斜坡是最稳定的，有时有崩塌发生，而滑坡的可能性很小。      （3）横交坡 主要软弱结构面的走向与斜坡走向正交。这类斜坡的稳定较好，很少发生滑坡。      （4）斜交坡 主要软弱结构面的走向与斜坡走向斜交。这类斜

53、坡当弱面倾向坡外其交角小于40°时稳定性较差，否则较稳定。      （5）顺向坡 主要软弱结构面的倾向与斜坡临空面倾向一致。根据其倾角与坡角的相对大小，稳定性情况是不相同的。当坡角大于弱面倾角a时（图820（a，斜坡稳定性最差，极易发生顺层滑坡。自然界这种滑坡最为常见。当a时（图820（b，斜坡稍稳定。但因还有其他结构面存在，特别是向坡外缓倾的结构面相组合，还可能产生滑坡。      以上讨论的仅是一组软弱结构面的情况。若软弱结构面有二组或二组以上时，要视它们的组合情况对斜坡稳定性的

54、影响如何进行分析，其分析就比较复杂了。      一些大的或区域性的断层破碎带，尤其是近期强烈活动的断裂带，沿之崩塌、滑坡往往呈线性密集分布。我国川滇山区是南北向地震带的南段，由于地震强烈活动，岩体结构破坏严重。地貌上又处第一台阶向第二台阶过渡的边缘山地，地面高差悬殊，谷坡陡峻。因此崩塌、滑坡丛生，常酿成灾害性事件。    三、地形地貌条件      斜坡形态对其稳定性的影响前已述及这里一加以讨论。总之，坡形对斜坡稳定性有直接影响。   

55、;   从区域地形地貌条件看，斜坡变形破坏主要集中发育于山地环境中，尤其在河谷强烈切割的峡谷地带。我国由于挽近地质时期大洋板块和大陆板块相互作用的制约西部挤压隆起，东部拉张陷落，形成了西高东低的台阶状地形，可明显地划分出三个台阶。处于两个台阶转折地带的边缘山地，山谷狭窄高耸陡峻，地面高差悬殊因此斜坡变形破坏现象十分发育。    四、水的作用      水对斜坡稳定性有显著影响。它的影响是多方面的包括软化作用、冲刷作用、静水压力和动水压力作用，还有浮托力作用等。   

56、   1水的软化作用      水的软化u系指由于水的活动使岩土体强度降低的作用。对岩质斜坡来说，当岩体或其中的软弱夹层亲水性较强，有易溶于水的矿物存在时浸水后岩石和岩体结构遭到破坏，发生崩解泥化现象，使抗剪强度降低，影响斜坡的稳定。对于土质斜坡来说，遇水后软化现象更加明显，尤其是粘性土和黄土斜坡。      2水的冲刷作用      河谷岸坡因水流冲刷而使斜坡变高、变陡，不利于斜坡的稳定。冲刷还可使坡脚和滑动面临空，易导致滑

57、动。水流冲刷也常是岸坡崩塌的原因。此外，大坝下游在高速水流冲刷下形成冲刷坑，其发展的结果会使冲坑边坡不断崩落，以致危及大坝的安全。      3静水压力      作用于斜坡上的静水压力主要有三种不同的情况：其一是当斜坡被水淹没时作用在坡面上的静水压力；其二是岩质斜坡张裂隙充水时的静水压力；其三是作用于滑体底部滑动面（或软弱结构面）上的静水压力。      当斜坡被水淹没，而斜坡的表部相对不透水时，坡面上就承受一定的静水压力。由于该静水压力指向坡

58、面且与其正交，所以对斜坡稳定有利。在水库蓄水的条件下，对库岸稳定性计算时应计入此静水压力。      岩质斜坡中的张裂隙（或陡倾节理），如果因降雨或地下水活动使裂隙充水，则裂隙将承受静水压力的作用（图821）。该裂隙静水压力Pw为（取单宽坡体）            Pw=0.5H.L.w.g       （86）式中：H为裂隙水的水头高;L为充水裂隙的长度；w为水的密度;g为

59、重力加速度。      这一静水压力对斜坡稳定是不利的，由于它的作用使斜坡受到一个向着临空面的侧向推力，易发生失稳。雨季时一些斜坡产生崩塌或滑坡，往往与裂隙静水压力的作用有关。      如果斜坡上部为相对不透水的岩土体则当河水位上涨或水库蓄水时，地下水位上升，斜坡内不透水岩土底面将受到静水压力作用，削减该结构面上的有效应力，从而降低了抗滑力，不利于斜坡的稳定（图822）。显然，地下水位愈高，则对斜坡稳定愈不利。当河水位或库水位迅速消落时由于地下水的滞后效应，结构而卜存在较大的静水压力，岸坡破坏

60、就比较普遍。      4动水压力      如果斜坡岩上体是透水的，地下水在其中渗流时由于水力梯度作用，就会对斜坡产生动力，其方向与渗流方向一致指向临空面因而对斜坡稳定是不利的。在河谷地带当洪水过后河水位迅速下降时岸坡内可产生较大的动水压力，往往使之失稳。同样，当水库水位急剧下降时，库岸也会由于很大的动水压力而致失稳。      此外，地下水的潜蚀作用，会削弱甚至破坏应力 士体的结构联结，对斜坡稳定性也是有影响的。  

61、60;   5浮托力      处于水下的透水斜坡，将承受浮托力的作用，使坡体的有效重量减轻，对斜坡稳定不利。一些由松散堆积物组成库岸的水库，当蓄水时岸坡发生变形破坏，原因之一就是浮托力的作用。    五、地震      地震对斜坡稳定性的影响较大。强烈地震时由于水平地震力的作用，常引起山崩、滑坡等斜坡破坏现象，国内外都有大量实例。例如，1933年8月25日四川迭溪大地震，引起大滑坡和山崩，摧毁了迭溪镇。滑坡和崩塌体将限江堵塞形成4一5

62、亿立方米的堰塞湖。10月9日堵体溃决，湖水急速下泄。造成下游2500余人死亡，是迭溪镇死亡人数的5倍。1965年智利84一8.6级地震，曾造成数以千计的滑坡和崩塌。      地震对斜坡稳定性的影响是因为水平地震力使法向压力削减和下滑力增强，促使斜坡易于滑动（图823）。      此外，强烈地震的振动，使地震带附近岩上体结构松动，也给斜坡稳定带来潜在威胁。第七节 斜坡稳定性评价方法      斜坡稳定性评价的目的是：合理设计人工边坡，使之既稳定

63、安全，又不浪费开挖工作量；评定、核算与工程有关的天然斜坡稳定性现状及受工程影响后的稳定性状况；对已建成的人工边坡检查其稳定性状况；为整治斜坡提供设计依据。      斜坡稳定性评价方法有多种，常用的有：自然历史分析法、力学计算法、图解法和工程地质类比法。大体上属定性评价和定量评价两大类。    一、自然历史分析法      这是一种定性评价的方法。主要通过研究斜坡形成的地质历史和所处的自然地理及地质环境、斜坡的地貌和地质结构、发展演化阶段及变形破坏形迹，来分析主要的

64、和次要的影响因素，从而对斜坡稳定性作出初步评价。所以这种方法实际上是通过追溯斜坡发生、发展演化的全过程，来进行稳定性评价的。它对研究斜坡稳定性的区域性规律尤为适用。      自然历史分析法主要包括三方面研究内容：      （1）区域地质背景的研究，包括区域构造、地层岩性分布和地形地貌特点以及近期地壳运动强烈程度（如地壳运动形式、地应力状态、有否活断层分布及其特征等），并结合斜坡变形破坏的分布和特征，就可以建立起斜坡变形破坏现象与区域地质背景间的相关关系。可由点到面来研究斜坡变形破坏的某些规律

65、。这是一项基础性、且带有全局意义的研究工作。例如，我国四川盆地主要由保罗系红色砂、泥岩互层组成属典型的挡式沼皱构造，近期江河强烈下切。因此在处于同向坡的背、向斜转折部位，尤其在河谷地带，斜坡变形破坏现象十分发育。      （2）分析促使斜坡演变的主导因素及触发因素。尤其是一些周期性因素（气候、水文、地震）与斜坡变形破坏间的相关性。      （3）预测斜坡所处的演化阶段和发展趋势，可能的破坏方式。可通过斜坡地质结构、外形及变形破坏形迹来进行，也可通过必要的监测手段来研究。  

66、;  需要指出的是：自然历史分析法虽属初步的、定性的评价方法，但是它是其他各种评价方法的基础；没有这种评价方法。其他评价方法将难以进行。    二、力学计算法      力学计算法主要适用于滑坡类破坏型式，是一种定量评价的方法。常用的是刚体极限平衡法。采用这种方法的前提条件是：只考虑破坏面上的极限平衡状态，而不考虑岩上体的变形，即视岩土体为刚体；破坏面（滑动面）上的强度由凝聚力和摩擦力（C、值）控制，即遵循库仑判据；滑体中的应力以正应力与剪应力的方式，集中作用于滑面上，即均为集中力；以平面（二维）课题来处

67、理，这是为了求解方便而对实际情况的简化。      刚体极限平衡法表面上看来是一种严格的定量评价方法，但是由于上述的前提条件以及边界条件确定和计算参数的取得都还存在不少问题。因此在实际工作中常根据斜坡或边坡工程的重要性及具体情况，用一个安全稳定系数K。来保证计算的安全度。一般规定K=11一15，即要求计算所得斜坡或工程边坡的稳定系数K大于这个数字才是安全稳定的否则将是不安全的。      （一）土质斜坡稳定性计算土质斜坡可分为无粘性土斜坡和粘性上效协对这两种斜坡稳定性的计算方法是不同的。

68、0;     1无粘性土斜坡      无粘性土以砂类土为代表，由于砂类土不存在凝聚力只依靠摩擦力维持自身的稳定所以斜坡稳定性计算比较简单。坡面单元土体的稳定情况可代表斜坡的稳定性。      在干燥条件下如果土坡坡角为，坡面上单元土体自重为W,则W可分解为平行坡面的力T和垂直坡面的力N，如图824所示。其计算公式为            

69、;                              TW·sin                   

70、;                       NW·cos      T为切向力（使士体下滑的力）；由法向力N引起的抗滑力为粒间的摩擦力tg（为内摩擦角）。则砂土坡的稳定系数K为          K=N.tg/T=tg/tg&

71、#160;          （87）      由上式可知。如果斜坡坡角大于砂土的内摩擦角时，斜坡的K值小于1斜坡显然是不稳定的。一般粗、中砂的角为34°一40°，细砂和粉砂为30°左右或更小。      2粘性士斜坡      由于粘性土具有凝聚力，所以斜坡稳定性计算与砂类土不同。此外，在计算粘性土斜坡稳定拨的必须先知道滑动

72、面才行。但是困难的是滑动面往往并不已知，常须先假定滑动面的位置和形状，然后求算各个假定滑动面的稳定系数。最后，通过一定的方法获取稳定系数最小值及其滑动面。根据该最可能滑动面的稳定系数（Kmin）与设计的安全稳定系数（Kc）相比较，来判定该斜坡的稳定性。      粘性土斜坡稳定性计算最常用的方法是圆弧法。这种方法假定滑动面的空间形状为一圆柱面，在剖面上则为一圆弧。因此，粘性土坡的滑坡可以看作是一种沿弧面的旋转运动，其稳定性计算是以力矩平衡条件为基础的。下面介绍目前国内外广泛采用的瑞典条分法。    

73、60; 设一简单均质土坡，取一假定滑弧圆心为O，半径为R和滑弧AC。将滑动土体沿铅直方向分成若干土条（常将土条分为R/10R/20宽）取其中第i条进行受力分析（图825）。      受力分析时不考虑土条间的作用力、则第i士条作用在滑弧面上的力有：      （1）由土条自重Wi；在滑弧上引起的切向力为                Ti=Wi.s

74、inai                  =.g.bi.hi.sinai      式中：为土的密度;g为重力加速度;第i土条宽度bi;该土条平均高度hi；a为该土条底面中心铅直线与圆弧法线间的夹角，此夹角顺坡向为正，逆坡向为负。      （2）由土条自重Wi在滑弧上引起的法向力所构成的抗滑力为  

75、60;               Ffi=Ni.tg=Wi.cosai.tg=.g.bi.hi.cosai.tg      式中：为滑动面上的摩擦角；其他符号同前式。      （3）滑动面上的凝聚力形成的抗滑力为            

76、                 Fci=C.Li      式中C为滑动面上的凝聚力；Li为第i土条的弧长。      如果斜坡滑动时，各土条围绕圆心O旋转，则斜坡的稳定系数即为该土条的总抗滑力矩与总滑动力矩之比，表达式为 K= K=(C.Li+(.g.b.tghi.cosai)tg).R/ (.g.bi.hi.Sinai).

77、R  (8-7)      若各土条宽度相等，则      K=( C.L+.g.b.tghi.cosai)/ .g.b.tghi.cosa   (8-9)      式中：L为滑弧全长。      由上述可知，对应于不同圆心有不同的半径（力矩），计算出来的K值也不相同。为了确定录小K值，必须经过大量的试算方可找出最小的K值（Kmin）以及相应的最危险滑动面。如果Km

78、in>Kc，认为土坡是稳定的；否则就不稳定。      根据经验，对均质粘性上斜坡其最危险滑动面应通过坡脚，圆心o的位置按以下步骤确定：      （1）据表81中坡角值查1和2，找出O点（图826）      （2）按图826所示确定E点；      （3）连接EO，在EO的延长线上取一系列圆心Q1，O2，On；      （4）分别计算Q

79、1，O2，On所对应滑动圆弧上的稳定系数K1，K2，Kn，通过Q1，O2，On分别以垂直OE的不同长度的线段代表K1，K2，Kn值，联其端点，则所得曲线上最小的Kmin值所对应的Om点，即为最危险滑弧圆心。但若土层较复杂则Om不一定是最危险滑动弧圆心，为此，尚可过Om点作垂直OE的线段，在该线段上再取几个点作圆心，分别求其相应的K值，用上述方法求得最小的Kmin值，即为所求。该斜坡的稳定性系数为Kmin；n。最后比较Kmin与Kc的关系，以判断斜坡是否稳定。      （二：）岩质斜坡稳定性计算    &

80、#160;  岩质斜坡的稳定性一般取决于软弱结构面的特点及其组合关系。进行稳定性计算时应先确定可能的滑动面，即岩体中存在的软弱结构面。其中比较简单的是单一同向结构面的斜坡。由二组或二组以t结构面控制的斜坡，条件就比较复杂了。这里介绍单一同向结构面和折线形滑面两种斜坡的稳定性计算。      1单一同向结构面斜坡      斜坡稳定性受倾向与坡向一致的一组软弱结构面控制。其稳定性计算可沿滑动方向取一单宽剖面（图827）。由滑动岩体自重所产生的下滑力T和抗滑力F分别为  

81、;    TWsina      F=Ntg+C.L       =Wcosa.tg+C.L      K= (Wcosa.tg+C.L)/W.sina              (8-10)      因为 W=0.5.g.h.

82、cosa.L      K=tg/tga + 4C/(.g.h.sin2a)       (8-11)      式中:h为由坡顶至滑动面的高度也称为变形体高度；其他符号意义同前。    由上面的计算式可看出，这类斜坡的滑动面长度L对其稳定性无影响，而变形体高度h和滑动面倾角a的影响则较大即h和a愈大斜坡稳定性愈差。而滑动面的性质对斜坡稳定性影响是很大的如果该面很软弱（如泥化夹层），而且平整光滑时，斜坡的稳定程度则大大下降。尤其当结构面上的凝聚力很小，甚至接近于零时测滑体的稳定性仅取决于摩擦阻力的大小，即