工程地质原理与分析方法

1、I、简述人类工程活动与地质环境的相互关系人类工程活动都是在一定的地质环境中进行的，两者之间必然产生特定方式的相互关联和 相互制约。这种相互的关联与制约，始终是客观存在的。一方面，地质环境制约着人类工 程活动；另一方面，人类工程活动又会以各种方式影响着地质环境 地质环境制约着人类工程活动：影响工程活动的安全活动断层和强烈地震区影响工程建筑物的稳定性和正常使用不良地基处理不当、岩溶地区水库的防渗等由于某些地质条件不具备而使工程造价提高场址选择不当、建筑材料选择不当（建筑形式与材料）人类工程活动影响地质环境：人类活动进入工业革命以来，已成为巨大的不容忽视的地质营力，它所产生的后果不但等 同于外动力地

2、质作用，而且无论是强度还是速度都远远超过地质作用。大量抽取地下水、修建水库蓄水、工程开挖等等3、工程地质条件 包括岩石和土的性质，地质构造，地貌，水文地质条件，自然地质现 象和天然建筑材料等方面4、 人类工程活动中可能遇到的主要工程地质问题一主要工程地质问题有：区域稳定问 题、岩体稳定问题、与地下渗流有关的问题以及与侵蚀淤积有关的工程地质问题。5、岩体的概念、结构面的概念岩体通常指地质体中与工程建设有关的那一部分岩石，它处于一定的应力状态，被各种结 构面所分割。结构面是指岩体中具有一定方向，力学强度相对较低，两项延伸的地质界面。6、高弯度河流沉积相模式岩体的主要工程地质特征这是一种河床坡降缓、

3、弯曲大、水流较深，流态较稳定并以单向环流为其主要特征的河流 沉积模式，这类模式岩体的主要工程特征如下：（1）岩体具有层状或者软硬相间互层状 结构特征。（2）砂岩体抗风化性能弱，强度具明显自下而上的递变规律。7、辫状河流沉积相模式岩体的主要工程地质特征这是一种坡度陡，河床不稳定，弯度小，水浅，流态不稳定，具有复杂环流的河流沉积模 式。这类相模式岩体主要工程地质特征如下：（1）岩体具有层状或者块状结构特征（2）砂岩体具有较高的抗风化能力和强度8、工程地质将岩体结构特征作为重要研究对象的意义1）岩体中的结构面是岩体力学强度相对薄弱的部位，它导致岩体力学性能的不连续性、不 均一性和各向异性。只有掌握岩

4、体的结构特征，才有可能阐明岩体在不同荷载下内部的应 力分布和应力分异状况。2）岩体的结构特征对岩体在一定荷载条件下的变形破坏方式和强度特征起着重要的控制作 用。岩体中的软弱结构面，常常成为决定岩体稳定性的控制面3）靠近地表的岩体，其结构特征在很大程度上确定了外营力对岩体的改造进程。结构面是 风化作用和地下水等外营力活跃的部位，也常常是这些营力的改造作用能深入岩体内部的 重要通道，往往发展为重要的控制面。总之，对岩体结构特征的研究，是分析评价区域稳定性和岩体稳定性的重要依据。9、地壳岩体天然应力状态，目前主要有三种观点，试简述之。地壳岩体天然应力状态是指未经人为扰动的，主要是在重力场和构造应力场

5、的综合作用下， 有时也在岩体的物理，化学变化及岩浆侵入等的作用下所形成的应力状态，常称为天然应 力或者初始应力。岩体天然应力状态的类型三种观点：1）“静水应力式”分布的观点 由瑞士地质学家海姆于1905-1912年提出，他以岩体具有 蠕变的性能为依据，认为地壳岩体内任一点的应力都是各向相等的，均等于上覆岩层的自 重2） “垂直应力为主的观点”基于弹性理论提出的，认为岩体内的应力主要是重力场 作用下形成的自重应力。3） 水平应力为主的观点 早在上世纪二十年代，我国著名地质学家李四光教授就指出， 地壳运动以水平运动为主，地应力场是以水平应力为主导的。到五十年代，瑞典学者N.哈 斯特通过在芬-斯地块

6、的矿山岩体应力测量工作，证实该地区应力场以水平应力为主。10、残余应力、临界应变速率 徐的概念残余应力：承载岩体遭受卸荷或者部分卸荷时，岩体中某些部分的膨胀回弹趋势部分的受 到其他组分的约束，于是就在岩体结构内形成残余的拉、压应力自然平衡的应力系统，即 残余应力。应变速率是指单位时间内发生的线应变或剪应变。岩体的应变速率是决定粘弹性介质力学性状的主要因素II、简要叙述何为天然应力状态，按成因天然应力状态可分为哪几种。地壳岩体天然应力状态是指未经人为扰动的，主要是在重力场和构造应力场的综合作用下， 有时也在岩体的物理，化学变化及岩浆侵入等的作用下所形成的应力状态，常称为天然应力或者初始应力。天然

7、应力或初始应力：自重应力，活动构造应力，剩余构造应力，变异及残余应力12、河谷下切形成的自由临空面附近应力重分布的一般规律。1）主应力方向在河谷临空面附近发生明显的变化：最大主应力与临空面近于平行，而最小 主应力则与之近于垂直。2）最大主应力由内向外逐渐增大，至临空面达到最大值；最小主应力则恰好相反，即由内 向外逐渐减少，至临空面处变为零，有时甚至出现拉应力。与此相联系，剪应力在临空面 附近，特别是在下部坡脚处，显著增大。3）将最大主应力（或剪应力）在临空面附近增大（或减少）的现象称为应力集中。临空面 附近的应力集中现象，通常在坡脚处及河谷底部表现得最为强烈。在高应力区河谷临空面附近的应力集中

8、，往往使周围岩体内的应力（特别是坡脚和谷底） 超过其强度，岩体发生破裂变形，生成各类表生结构面。而表层岩体内的应力又因释放而 降低，围绕河谷临空面形成一个应力降低带，高应力集中区则向岩体内部转移。13、地壳岩体内典型的三向应力状态：潜在走向滑动型、潜在逆断型和潜在正断型分别对 应何种应力状态。（1）中间主应力b2近于垂直，最大主应力。1和最小主应力。3近于水平在这种应力状态下，地壳岩体的破坏形式必然是沿走向与最大主压应力成约30。40。左 右交角的陡立面产生走向滑动性的断裂活动，此类三向应力状态称为潜在走向滑动型。（2）最小主应力轴b3近于垂直，最大主应力o1与中间主应力o2轴近于水平。在此种

9、应力状态下，地壳岩体的破坏形式必然是逆断型的，即沿走向与最大主应力垂直的 剖面X裂面产生逆断活动，故可称为潜在逆断型。喜马拉雅山的前缘地区属于这种类型。（3）应力场中的最大主应力轴o1垂直，其余两主应力水平分布。此应力状态下，地壳岩体的破坏形式必然是沿走向与最小主应力轴相垂直的面，发生正断 性质的活动，故可称为潜在正断型。我国青藏高原中部存在这种类型。14、我国地应力场三向应力状态的空间分布规律及其特点。潜在逆断型应力状态区主要分布于喜马拉雅山前缘一带，其主要特点是两个水平主应力 均大于垂直主应力，属强烈水平挤压区。地壳物质运移方向主要是垂直向上。潜在走滑型应力状态区主要分布于我国中西部广大地

10、区，其主要特点是只有一个水平主 应力大于垂直主应，具中等挤压区特征。地震多是由断层走向滑动所引起的，局部也有逆 断及正断机制的地震。潜在正断型和张剪性走滑应力状态区主要分布于我国的东部和东北部，其主要特点是：区内新生代以来NE - NEE向正断层与地堑或断陷盆地十分发育；新生代沉积具有双层结构（下图），E充填断陷盆地，N-Q覆盖E时期的地堑和地垒，形成 了现代的低平的平原地形，横向差异小；地震由NNE向断裂的右旋兼张性活动和NNW向断裂的左旋兼张性活动。卫星影象及天然地震的震源机制资料还揭示：在西藏高原内腹，还存在着一个局部潜在正 断型应力分布区（上图）。该区内广泛地发育着可能是新生代形成的近

11、南北向的正断层和地 堑式的断陷谷地。（该区天然地震的震源机制也大多属正断型，且主拉应力轴为近东西向）。15、岩体的变形与破坏的概念。变形：岩体承受压力，就会在体积、形状或者宏观连续性上发生某种改变，宏观连续性无 显著变化者称为变形。破坏：岩体承受压力，就会在体积、形状或者宏观连续性上发生某种改变，如果宏观连续 性发生了显著变化，称为破坏。 岩体变形破坏的方式与过程既取决于岩体的岩性、结构， 也与所承受的应力状态及其变化有关。16、三轴压应力作用下岩体变形破裂的五个阶段及其特点压密阶段：原有张性结构面逐渐闭合，充填物被压密，压缩变形具非线性特征，应力应 变曲线呈缓坡下凹型。弹性变形阶段：经压密后

12、，岩体从不连续介质转化为似连续介质，进入弹性变形阶段。该过程的长短视岩石坚硬程度而定。稳定破裂发展阶段：超过弹性极限（屈服点），岩体进入塑性变形阶段，体内开始出现 微破裂，且随应力差的增大而发展，当应力保持不变时，破裂也停止发展。由于微破裂的 出现，岩体体积压缩速率减缓，而轴向应变速率和侧向应变速率均有所增高。累进性破坏阶段：微破裂的发展出现了质的变化：即使工作应力保持不变，由于应力的 集中效应，破裂仍会不断的累进性发展。首先从薄弱环节开始，然后应力在另一个薄弱环 节集中，依次下去，直至整体破坏。体积应变转为膨胀，轴应变速率和侧向应变速率加速 增大。强度丧失和完全破坏阶段：岩体内部的微破裂面发

13、展为贯通性破裂面，岩体强度迅速减 弱，变形继续发展，直至岩体被分成相互脱离的块体而完全破坏。17、结合教材中图3-4,分析岩体的强度随结构面与最大主应力之间夹角的变化，可能出现 的破坏形式。设结构面与最大主应力夹角a。模拟实验表明：8 a 52时 剪断完整岩石岩体破坏为剪断完整岩石。0 a 8或42 a 52部分沿结构面，部分剪断岩石岩体破坏破坏形式将部分沿结构面剪切滑动、部分剪断完整岩石，此时岩体的强度与结构 面和岩石的抗剪性能均有关。18、在拉应力条件下，岩石的拉断破坏过程十分短暂，但是在压应力条件下岩体的拉断破 坏过程则复杂得多。试分析压应力条件下岩体的拉断破坏机制及过程。压应力条件下的

14、拉断破坏过程要复杂得多。此时切向拉应力集中最强的部位位于与主 应力方向夹角。为30-40的裂隙的端部，因而破坏首先在这样一些方位有利的裂隙端部 出现，随之扩展为分支裂隙（J2t）。其初始方向与原有裂隙长轴方向间夹角为2 0，随后逐 渐转向与最大主应力平行。随破裂的发展，隙壁上切向拉应力集中程度也随之而降低，当 分支裂隙转为平行于最大主应力方向后即自动停止扩展。故此阶段属稳定破裂发展阶段。 这类张裂隙的形成机制区别于前者，称为压致拉裂。随着压应力的进一步增高，已出现的分支裂隙将进一步扩展，其它方向稍稍不利的裂 隙端部也将产生分之裂隙。岩体中出现一系列与最大主应力方向平行的裂隙。这些裂隙可 表现为

15、具有一定的等距特征，是岩体板裂化的主要形成机制之一。压应力增高至裂隙贯通， 则导致破坏。19、完整的岩体或岩石中，总会有一些随机分布的细微裂隙或裂纹，因而岩体（石）在剪 断过程中，潜在的剪切面往往是追踪这些断续分布的裂隙发展而成。试分析沿潜在剪切面 的剪断机制与过程进入稳定破裂阶段后，内部的应力应变状况将发生明显变化，并产生一系列新的破裂。（1 ）拉张分支裂隙的形成与扩展 滑移段的后侧端部分将由于剪切位移的明显差异而产 生拉张分支裂隙J2t,在稳定破裂阶段中，这些裂隙的生长方向转向与最大主应力平行时， 即停止扩展。（2） 法向压碎带的形成 进入稳定破裂阶段后，一方面上述拉张分支裂隙将继续扩张，

16、 同时滑移段前侧段部分由于主压应力向裂隙方向偏转，可造成与之垂直的法向压碎带，它 的出现使各分支裂隙分割的薄梁遭到破坏，削弱了锁固段岩石的强度。（3） 潜在剪切面的贯通 随着剪应力位移的发展锁固段剪应力集中程度不断增高，同时 由于滑移段沿有起伏的裂面剪切位移所产生的剪张力可使B段承受法向拉应力，加之上述 压碎带的影响，B段的抗剪能力削弱，这样潜在切面的那些剪应力集中程度最高且强度又被 明显削弱的锁固段将首先被剪断，使剪应力更加集中于另外一些未被剪断的锁固段，这样 累计发展下去，一旦被贯通，岩体即被剪断。20、活断层的概念一般被理解为目前还在持续活动的断层，或在历史时期或近期地质时期活动过、极可

17、能在 不远的将来重新活动的断层。后一种情况也可称为潜在活断层。按构造应力状态及两盘相对位移的性质，活断层分为：走向滑动或平移断层，逆断层和正 断层。其中以走向滑动型最为常见。按断裂的主次关系又可将活断层分为主断层，分支断 层和次级断层。活断层活动的两种基本方式是粘滑与稳滑。21、活断层的主要活动方式。粘滑错动是间断性突然性发生的。在一定时间段内断层的两盘就如同粘在一起（锁固起 来），不产生或仅有极其微弱的相互错动，一旦应力达到锁固段的强度极限，较大幅度的相 互错动就在瞬时之内突然发生，锁固期间积蓄起来的弹性应变能也就突然释放出来而发生 较强地震。这种瞬间发生的强烈错动间断的，周期性的发生，沿这

18、种断层就有周期性的地 震活动。稳（蠕）滑的错动是持续地平稳地发生的。由于断层两盘岩体强度低，或由于断层带内 有软弱充填物或有高孔隙水压力，在受力过程中就会持续不断的相互错动而不能锁固以积 蓄应变能，这种方式活动的断层仅伴有小震或无地震活动。有些断层则兼有粘滑与蠕滑22、活断层的鉴别标志分三方面判别标志：即地质地貌判别标志；文献记录判别标志和大地测量判别标志。 活断层的判别标志主要有地质、历史和地震等三类。其中以地质标志为主。地质标志：主要以地貌证据为主。断崖、溪流错开、封闭洼陷或下陷池塘、地下水障壁、 滑坡分布线、错开阶地或错开冲积扇历史标志：历史上记录的地震的证据和说明、历史上记录的地表错断

19、的证据和说明、 断层错动的大地测量记录地震标志：利用地震台网仪器记录确定大地震震中沿一定断层线分布，以此来推断此断层 曾经错动并发震，将来也会错动和发震。23、震源机制解的概念。震源机制解可以使人了解断层的类型，确定产生破坏时的地应力 状态，分别说明下图所对应的震源机制解类型，并分析其三轴应力状态。震源机制:研究多个1的地震波谱，可以确定地震性的物理过程和震源物理过程，一 般称躲源机制牛!层错动这种物理过程造成的象限性初动推拉分布图称为震源 机制面解 .1/ 口a震源层面：正断层 b逆断层c走滑断层25、场地条件对震害和地震动的影响场地条件一般指局部地形地质条件，如近地表几十米至几百米内的地基

20、土石性质、地下水 水位等水文地质条件，微地形以及有无断层破碎带等。1基岩上地震动幅值小、持续短、震害轻2深厚覆盖层上地震动周期长 巨厚冲积层上低加速度的远震可以使高层或其它长周期 建筑物遭到破坏。引起破坏的主要原因是共振，这类自由震动长周期的结构在厚层冲积层 上易于产生共振则表明厚层冲积层上地表震动周期往往比较长。3非发震断层对震害无明显影响4局部地形对震害影响显著 突出孤立的地形使地震动加强，低洼沟谷使地震动减弱。其 原因可用山体或山体内体波多次反射来解释。其中位移放大最明显，可达7倍，速度放大 3-4倍，加速度放大一般不超过2倍。5沙土液化对震害的影响有双重性 （1）强烈液化引起的喷水冒沙

21、往往导致地裂缝、位 错、滑坡、不均匀沉降等地基失效现象，从而加剧建筑物的震害。（2）但当地表2-3米 内有较密实的粘土层，能成为荷载小而基础浅的结构物稳定持力层时，在其下伏层沙土液 化后，此层仍具有一定强度以支承结构物传来的荷载，此时沙土液化作用却可起隔震作用， 使地下强烈震动不再能传至地表。26、地震震级和烈度地震震级是表示地震本身大小的尺度，是由地震所释放出来的能量大小所决定的。释放出 的能量愈大则震级愈大，因为一次地震释放的能量是固定的，所以无论在任何地方测定只 有一个震级。地震烈度是指地震时一定地点的地面震动强弱的尺度，是该地点范围内的平均水平。一次 地震可以有形成不同的烈度区。27、

22、强震与活动断裂的关系强震一般发生在断裂带中应力集中的特定部位上，一般有下面几种情况1）不同方向的断裂 的交汇部位 与强震有关的50%左右发生在这种部位。2）活动性深大断裂的转折部位与 断裂有关的强震约15%发生在这种部位3）活动性深大断裂的端部或其它锁闭段与震裂有 关的强震15%发生在活动性深大断裂的强震活动段，其次断裂活动时代与强震也有密切关系28、地震按成因可分为哪里几类可分为构造地震、火山地震、陷落地震和诱发地震29、地震效应的场地破坏效应（1）地面破坏效应:破坏性地震如果震源较浅，断层错动可以直达地表造成地表错断，对 建于其上的房屋、大坝、道路、管线等造成直接破坏。（2）地基失效：如果

23、建筑物地基强度很低或地震动加速度很大，就会导致地基承载力的下 降、丧失以致变位、移动，由此造成的建筑物破坏即属地基失效造成的破坏。（3）斜坡破坏效应:斜坡破坏效应包括地震诱发的滑坡、崩塌和泥石流。30、砂土液化的概念粒间无内聚力的松散砂体，主要靠粒间摩擦力维持本身的稳定性和承受外力。当受到振动 时，粒间剪力使砂粒间产生滑移，改变排列状态。如果砂土原处于非紧密排列状态，就会 有变为紧密排列状态的趋势，如果砂的孔隙是饱水的，要变密实就需要从孔隙中排出一部 分水，如砂粒很细则整个砂体渗透性不良，瞬时振动变形需要从孔隙中排除的水来不及排 出，结果必然使砂体中孔隙水压力上升，砂粒之间的有效正应力就随之而

24、降低，当孔隙水 压力上升到使砂粒间有效正应力降为零时，砂粒就会悬浮于水中，砂体也就完全丧失了强 度和承载能力，这就是砂土液化（sand liquefacation） o31、砂土液化的形成条件及判断砂土液化是由于孔隙水压力上升，有效应力减小所导致的砂土从固态到液态的变化，饱水的 疏松粉、细砂土在振动作用下突然破坏而呈现液态的现象。其机制是饱和的疏松粉、细砂 土体在振动作用下有颗粒移动和变密的趋势，对应力的承受从砂土骨架转向水，由于粉和 细砂土的渗透力不良，孔隙水压力会急剧增大，当孔隙水压力大到总应力值时，有效应力 就降到0，颗粒悬浮在水中，砂土体即发生液化。砂土液化后，孔隙水在超孔隙水压力下自

25、 下向上运动。形成条件：（1）砂土特性 a.通常以砂土的相对密度砂土的粒径和级配来表征砂土的液化条件， dr越大越难液化，不均匀系数越小，粒径越均匀越易液化。b.饱水砂层埋藏条件直接在地表出露的饱水砂层最易于液化。地下水埋深愈浅，非液化盖层愈薄，则愈易液化。c.成因时代特征具备上述的颗粒细、结构疏松、上覆非液化盖层薄和地下水埋深浅等条件，而又广泛分布的砂体，主要是近代河口三角洲砂体和近期河床堆积砂体，其中河口 三角洲砂体是造成区域性砂土液化的主要砂体。已有的大区域砂土地震液化实例，主要形 成于河口三角洲砂体内。而是往往是有史时期或全新世形成的硫松沉积物。地震强度及持续时间引起砂土液化的动力是地

26、震加速度，显然地震愈强、加速度愈大，则愈容易引起砂土液化。 地震液化初判的限界指标：1、地震条件 液化最大震中距Dmax = 0.82 x 100.862 (M-5)如M=5则液化范围限于震中 附近1km之内液化最低地震烈度为VL度。2、 地质条件全新世乃至近代海相及河湖相沉积平原，河口三角洲，特别是洼地、河流 的泛滥地带、河漫滩、古河道、滨海地带及人工填土地带等。3、 埋藏条件 最大液化深度 液化判别应在地下15m深度范围内进行，即使15m以下液 化，对建筑物影响也极轻微。最大地下水位深度地下水埋深一般不超过3队，甚至不 足1m，深为3-4m时喷砂冒水现象少见，超过5m没有喷砂冒水实例。4、

27、 土质条件 液化土的某些特性指标的限界值为：(1)平均粒径(D50。)为0.01-1.0mm;粘粒(粒径 0.005)含量不大于10 %或15 %。(3)不均匀系数(n )不大于10;相对密度(Dr)不大于75%;(5)级配不连续的土粒径 1mm的颗粒含量大于40%;(6)塑性指数(Ip)不大于10。32、砂土液化的现场测试方法和防护措施主要方法有标准贯入试验法，静力触探法和剪切波速法。其中以标贯判别简便易行最为通 用。砂土液化的防治主要从预防砂土液化的发生和防止或减轻建筑物不均匀沉陷两方面入手。1良好场地的选择2人工改良地基采取措施消除液化可能性或限制其液化程度主要有增加盖重、换土、增加可液

28、化砂土层密实(爆炸振密法，强夯与碾压)3基础形式选择在有液化可能性的地基上建筑，不能将建筑物置于地表或深埋于可液化深度范围之内。如 采用桩基宜用较深的支承桩基或管柱基础。层数较少的建筑物可采用筏片基础，并尽量使 荷重分布均匀，以便地基液化时仅产生整体均匀下沉，这样就可以避免采用昂贵的桩基。 建于液化地基上的桥梁，往往因墩台强烈沉陷造成桥墩折断，最好以选用管注基础为宜。33、滑移-压致拉裂和弯曲-拉裂的形成条件及其演变过程这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜坡(II2)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。1、卸荷回弹阶段2、压致拉裂面自下而上扩展阶段图9-17(b)

29、随着变形的发展，裂面可扩展至地面。其破裂过程与图3-9所示岩体剪断破坏模式十分相 似，斜坡岩体结构随变形发展而松动，并伴有轻微的转动，仍处于稳定破裂阶段。3、滑移面贯通阶段变形进入累进性破坏阶段。变形体开始明显转动，陡倾的阶状裂面成为剪应力集中带，陡 缓转角处的嵌合体逐个被剪断、压碎，并伴有扩容，使坡面微微隆起。待陡倾裂面与平缓 滑移面构成一贯通性滑移面，则将导致破坏。9.4.5弯曲-拉裂(倾倒)主要发育在陡立或陡倾内层状体(II4、II5类)组成的中-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，于前缘开始向临空方向作悬臂梁弯曲，并逐渐向坡内 发展。弯曲的板梁之间互相错动并

30、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。硬而厚的板梁，其变形的发展可划分为如图9 -28所示各阶段。(1)卸荷回弹陡倾面拉裂阶段。板梁弯曲，拉裂面向深部扩展并向坡后推移阶段。如果坡度很陡，此阶段大多伴有坡缘、 坡面局部崩落。板梁根部折裂、压碎阶段。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。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 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。在这种情况下， 继续变形将主要受这

31、些倾向坡外的破裂面所控制，实际上已转为滑移(或蠕滑)-拉裂变形， 最终发展为滑坡，这一演化过程已为再现模拟所证实)。值得指出的是，倾内层状体斜坡演 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。34、 卸荷裂隙卸荷裂隙是由于自然地质作用和人工开挖使岩体应力释放和调整而形成 的裂隙。卸荷裂隙往往受重力、风化及岸坡的物理地质作用进一步张开或位移。35、影响斜坡岩体应力分布的主要因素(1)原始应力状态的影响岩体的原始应力状态中，水平剩余应力的大小对坡体应力状态的影响尤为显著。它不但使主应力迹线的分布形式有所不同，而且明显地改变了各应力值的大小，尤其对坡脚应力集中带和张力带的影响最大。

32、（2 ）坡形的影响坡高:并不改变应力等值线图像，但坡内各处的应力值均随坡高增高而线性增大。坡角:随坡角变陡，坡面附近张力带范围也随之扩大和增强，成坡过程中， 位移矢量离面趋势也变得更加明显；坡脚应力集中带最大剪应力值随之增高。坡底的宽度 （W）:当W0.8H时，则保持为一常 值（称 为“残余坡脚应力”）。斜坡的平面形态:平面形态上的凹形坡，由于受到沿斜坡走向方向 的应力的支撑，应力集中程度明显减缓。圆形和椭圆形矿坑边坡，坡脚最大剪应力仅为一 般斜坡的二分之一左右。（3）斜坡岩体特性和结构特征的影响岩体的弹性模量对均质坡的应力分布并无明显影 响。岩体的泊松比（Q可以改变O、T的大小，但是当斜坡中侧向剩余应力很高时，这种 影响也就被掩盖了。可见，均质坡中，岩体材料性质对应力分布的影响是很微弱的。斜坡 含有平缓的或倾向坡外的软弱结构面时，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。平缓或倾向坡内的易压缩层，可使上覆岩体中可能破坏区有 明显的增加与扩大。36、常用的斜坡稳定性评价与预测方法评价预测方法可概括为过程机制分析、理论计算法和工程地质类比法。过程机制分析这种方法的实质就是应用前述斜坡变形、破坏的基本规