工程地质分析原理

0.绪论绪论0.1人类活动与地质环境人类生活在地球上，各种工程活动天天在地质环境中进行，二者之间相互制约，始终是客观存在的。地质环境对人类工程活动的制约：①人类在从事工程活动中影响工程活动的平安：如采煤过程中的瓦斯爆炸、涌水，隧道掘进过程中出现塌顶、岩爆或涌水等；②影响工程建筑物的稳定和正常使用：如瓦伊昂事件，水库渗漏、滑坡、泥石流破坏公路与铁路；③地质条件不具备而使工程造价提高：如沿海三角洲地区城市修建高层建筑，往往由于软基需要深基坑或桩基或筏式地基而增加造价，高烈度地区建造巨型电站因考虑高烈度而使造价大幅度提高。

人类工程活动又会以各种方式影响地质环境，即人类工程活动对地质环境的制约：人类工程活动对地表的改造已到达不可无视的程度，到目前为止人类活动已涉及到地表80％的地区。如在上游修建梯级电站，改变河流的地质作用，大规模的砍伐森林造成荒漠化，道路修建中不合理削坡使坡体稳定性降低，水库蓄水导致水库诱发地震等等。

工程活动与地质环境之间的相互制约：

如在岩土体稳定差的地区修建水库，造价高，另一方面水库的修建使近坝、库岸的岸坡的稳定性降低，尤其是水位骤然升降经常引起岸坡失稳，蓄水引起水库诱发地震等等。

研究人类工程活动与地质环境之间的相互制约并保证这种制约关系向良性方向开展的科学称之为工程地质学工程地质学的学科性质和根本任务工程地质学是研究人类工程活动与地质环境之间的相互制约关系，以便科学评价、合理利用、有效改造和妥善保护地质环境的科学；是地质学与工程学的边缘学科，是地质学的一个分支。工程地质学的特点是始终与工程实践紧密联系0.2工程地质学的研究对象工程地质学的上述任务，必须要求对工程活动的地质环境——或称工程地质条件，进行深入研究.工程地质条件包括地层岩性、地质构造、地貌、水文地质条件、岩土体的工程性质、物理地质现象和天然建筑材料等方面。研究岩土体的工程性质及其在自然或人类活动影响下的变化是工程岩土学的根本任务研究工程活动与地质环境相互制约的主要形式—即工程地质问题。分析这些问题产生的地质条件、力学机制及其开展演化规律，以便正确评价和有效防治其不良影响是工程地质学另一专门分支工程地质分析的根本任务。查明工程地质条件并研究查明工程地质条件的方法和手段是工程地质勘查的根本任务上述三个专门分支学科是工程地质学的理论根底。本课程重点介绍工程地质分析的根本原理和方法。0.3工程地质分析的根本方法①定性研究：通过实验、详细的实地研究，对地质过程的形成机制进行分析，得出定性评价。②定量评价：定性分析根底上，通过定量计算，进行定性与定量评价相结合的地质过程机制分析—定量评价。0.4工程地质分析原理的内容及学习方法主要的工程地质问题有：区域稳定性问题、岩体稳定问题、与地下渗流相关的问题以及与侵蚀淤积有关的工程地质问题等4个方面。区域稳定问题：活断层、地震、水库诱发地震、砂土液化和地面沉降。掌握这些问题的规律性，对于选场或对地质环境的合理开发与妥善保护，具有重要意义；岩〔土〕体稳定：斜坡稳定、洞室稳定、地基岩土体稳定的成因，开展历史分析和力学机制分析，用于具体场地稳定性评价具有重要意义，线上及面上岩、土体稳定的大调查对保护地质环境有重要意义。与地下渗流有关的工程地质问题包括岩溶渗漏分析和渗透变形分析两局部，前者以保证水工建筑正常工作为目的，后者主要讨论渗流作用下土体的稳定性。与侵蚀淤积有关的工程地质问题，包括河流侵蚀淤积和海湖边岸磨蚀堆积规律及人为工程活动对它们的影响两章，前者对改造河流，后者对开发海洋都有重要意义。第一章地壳岩体结构特征的工程地质分析1.1根本概念及研究意义岩体〔rockmass〕通常指地质体中与工程建设有关的那一局部岩石，它处于一定的地质环境、被各种结构面所分割。岩体具有一定的结构特征，它由岩体中含有的不同类型的结构面及其在空间的分布和组合状况所确定。结构面是指岩体中具有一定方向、力学强度相对较低、两向延伸〔或具有一定厚度〕的地质界面〔或带〕。如岩层层面、软弱夹层、各种成因的断裂、裂隙等。由于这种界面中断了岩体的连续性，故又称不连续面。结构体：结构面在空间的分布和组合可将岩体切割成形状、大小不同的块体，称结构体。工程地质之所以要将岩体的结构特征作为重要研究对象，意义如下：⑴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。只有掌握岩体的结构特征，才有可能说明岩体不同荷载下内部的应力分布和应力状况。⑵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，各结构面分别为确定坝肩岩体抗滑稳定的分割面和滑移控制面。⑶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。这是由于结构面往往是风化、地下水等各种外营力较活动的部位，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，往往开展为重要的控制面。总之，对岩体的结构特征的研究，是分析评价区域稳定性和岩体稳定性的重要依据。研究结构面最关键的是研究各类结构面的分布规律、发育密度、外表特征、连续特征以及它们的空间组合形式等。1.2岩体结构特征及主要类型1.2.1结构面的主要类型及特征

结构面的成因分类：原生结构面、构造结构面及浅表生结构面沉积结构面：层理，层面，软弱夹层，不整合面，原假整合面，古冲刷面等。生火成结构面：侵入体与围岩接结触面，岩脉、岩墙接触面，喷出岩构的流线、流面，冷凝节理面变质结构面：片理，片麻理，板劈理，片岩软弱夹层。构节理〔X型节理，张节理〕造结断层〔正断层，逆断层，走滑断层〕构面层间错动带，羽状裂隙，破劈理。

浅部卸荷断裂浅结、构重力扩展变形破裂表面生结表卸荷裂隙构部风化裂隙面结风化夹层构泥化夹层面次生夹泥

结构面规模等级划分：按其对岩体力学行为所起控制作用，可划分为三个等级，即贯穿性宏观软弱面〔A类〕；显现结构面〔B类〕；和隐微结构面〔C类〕。

类型主要特征力学性质代表性结构面A.贯通性宏观结构面连续性好，延伸方向确定，通常具一定厚度与方向破坏岩体的连续性，构成岩体力学性质作用边界，控制岩体变形破坏方向，稳定性计算的边界层面，软弱夹层，断层面或断层破碎带B.显现结构面硬性结构面，随机断续分布，延伸长度米级-数十米，具有统计优势方位破坏岩体的完整性，使岩体力学性质具各向异性特征，影响岩体变形破坏方式各类原生和构造裂隙，表生破裂结构面C.隐微结构面短小闭合，长度从毫米级至厘米级，随机分布可有统计优势方位影响岩块的强度和变形破坏特征岩石的隐微裂隙1.2.2岩体分类1.2.2.1岩体结构分类按建造特征可将岩体划分为块体状〔或整体状〕结构、块状结构、层状结构、碎块状结构和散体状结构等类型。块体状结构：代表岩性均一，无软弱面的岩体，含有的原生结构面具有较强的结合力，间距大于1m。通常出现在厚层的碳酸盐岩、碎屑岩；花岗岩、闪长岩；原生节理不太发育的流纹岩、安山岩、玄武岩、凝灰角砾岩中等。

块体结构：代表岩性较均一，含有2-3组较发育的软弱结构面的岩体，结构面间距1～0.5m。成岩裂隙较发育的厚层砂岩或泥岩，槽状冲刷面发育的河流相砂岩体等沉积岩，原生节理发育的火山岩体等。层状结构：代表一组连续性好，抗剪性能显著较低的软弱面的岩体，一般岩性不均一。可进一步分为层状〔软弱面间距50～30cm〕，薄层状〔间距小于30cm〕。还可以据不均一程度划分出软硬相间的互层状结构。碎块状结构：代表含有多组密集结构面的岩体，岩体被分割成碎块状，以某些动力变质岩为典型，如溪洛渡泡灰岩。另外按岩体的改变程度可划分为完整的、块裂化或板裂化，碎裂化、散体化的等四个等级。1.2.2.2岩体的工程分类工程应用分类是以岩体稳定性或岩体质量评价为根底的分类。为综合性分类，目前主要考虑三方面因素的指标：即与岩石工程性质有关的指标〔力学性质〕、岩体后期改造有关的指标(岩体结构)和岩体赋存条件方面的指标〔地下水或地应力〕。通常有:RMR(宾尼亚斯基分类，Bieniawski);

巴顿的Q分类;谷德振的岩体质量指标Z系统分类〔1979〕。(见表1-3。)

分类方案岩体质量指标计算公式及方法参数RMR系统RMR=A+B+C+D+E+F和差综合法〔并联系统〕〔T.Bieniawski,1973)A—岩石强度〔点荷载.单轴压)分数15—0B—RQD(岩石质量指标〕分数20—3D—不连续面性状〔粗糙—夹泥〕分数30—0C—不连续面间距〔>2m—<3m)分数20—5E—地下水〔枯燥—流动〕分数15—0F—不连续面产状条件〔很好—很差〕分数0—-12等级划分I很好RMR100—81II好RMR80—61III中等RMR60—41IV差RMR40—21V很差RMR<=20RSR系统RSR=A+B+C和差综合法〔并联系统〕〔G.Wickham,1974)A—地质〔岩石类型：按三大岩类由硬质至破碎划分四个等级。构造由整体—强烈断裂褶皱分为四等〕，分数30—6B—节理裂隙特征〔按整体至极密集分为6个等级，按走向倾角与掘进方向关系折减〕分数45—7C—地下水〔无至大量〕分数25—6RSR的变化范围25—100Q系统Q=RQD/Jn

.Jr/Ja

.Jw/SRF乘积法串联系统〔Baton,1974)RQD—岩石质量指标0—100Jn—裂隙组数，无裂—破裂，0.5—20Jr—裂隙粗糙度，粗糙—镜面，4—0.5Ja—裂隙蚀变程度，新鲜—蚀变夹泥，0.75—20Jw—裂隙水折减系数，枯燥—特大水流，1—0.05SRF—应力折减系数，表示洞室开挖中岩性和地应力对围岩抗变形能力的折减，高者可达20〔高应力状态岩石趋于流动〕，低者2.5〔接近地表的坚硬岩石〕

很好Q400—1000极好Q100—400

很好Q40—100好Q10—40一般Q4—10坏Q1—4很坏Q0.1—1坏Q0.01—0.1特坏Q0.001—0.01Z系统Z=I.f.R乘积法〔串联系统〕谷德振，1979I—完整性系数，I=V2m/V2rVm—岩体中纵波速Vr—岩石中纵波速f—结构面抗剪强度系数R—岩石巩固系数〔为岩石湿单轴抗压强度的百分之一〕Z的变化范围为0.01—20表1—3岩体质量分类代表性方案1.2.2.3分类标准的定量化—岩体质量指标70年代以来岩体分类中采用了“岩体质量指标〞或“综合特征指标〞来判别岩体性能的优劣，因而含有这类指标的分类又被称为岩体质量分级，如上所述的RMR、Q和Z系统。分类中有了定量指标作为依据，更便于将作过详细勘探测试研究的场地的经验和成果应用于研究程度较差或处于勘探初级阶段的工地，从而到达简化或减少勘探程序和工作量的目的。

分类中，为了探讨不同分类方案之间的相关性，鲁弗里奇等根据新西兰多个工程的经验，对RMR、RSR和Q系统三者得出的如下关系式：RMR=1.35lgQ+43RSR=0.77RMR+12.4RSR=13.3lgQ+46.5

1.3岩体原生结构特征的岩相分析岩相的横向变化引起岩性及厚度的变化，从而引起岩体的力学性质在横向上的差异性。充分了解岩相变化可以更好地提供面上资料，为工程建设效劳。1.3.1河流相沉积岩岩体结构特征的岩相分析⑴：主要相模式及其工程地质特征①高弯度河流沉积相模式及该相岩体的主要工程地质特征坡降缓，弯度大，流态稳定，水流较深，单向环流为主。其主要工程特征有：a.岩体具层状或软硬相间互层状结构特征；b.砂岩体抗风化性能弱，强度具明显自下而上的递变规律如四川白垩系红层的砂岩。②辫状〔游荡型〕河流沉积相模式特点：坡降陡，河床不稳定，弯度小，水浅，流态不稳定，具复杂环境的河流沉积模式。岩体主要工程地质特征：a.岩体具层状或块状结构特征：岩体中以含泥砂砾的滞留砾石层为其主要软弱层，断续分布，起伏差大，多呈槽状；b.砂岩体具较高的抗风化能力和强度。⑵.岩体原生结构特征的亚相、微相分析a.软弱夹层的亚相、微相分析b.砂岩体中原生结构面的微相分析。1.3.2变质岩岩体结构特征的岩相分析1.3.2.1叶理发育程度的岩相分析及其应用变质岩叶理质量分级可以为评价变质岩岩体工程地质特性提供了重要依据。具体来说，叶理指标可对同一地区或不同地区类型岩石的叶理发育程度〔表1-5〕作出比照评价，还可用于定量评价岩石〔体〕的各向异性特征，通过相关分析，作为确定岩石〔体〕某些重要力学参数的依据。叶理指标还可作为岩体潜在剪动〔滑动〕带演变程度的判据。1.3.2.2变质软弱岩带的岩相分析及其应用：

①.

软弱岩带工程地质特征的演化分析a.

空间展布特征受气—液通道断裂控制b.

断裂的演化经历确定了变质岩带的力学特征c.

表生改造确定了变质岩性能的近期变化②.

软弱岩带岩体质量分级中的岩相分析对岩石展开薄片岩相鉴定、X射线衍射分析、有效空隙率、弹性波速、磁化率、传导率和有关力学实验，证明变质岩的蚀变程度可以作为岩体分级的一个重要依据。1.4岩体构造结构特征的地质力学分析1.4.1构造断裂的根本组合模式⑴.根据构造断裂组合规律去分析评价区域构造稳定性或岩体稳定性具有重大影响的构造结构特征。⑵.通过追溯应力场演变史来说明具有复杂历史的构造断裂的工程地质性质。构造地质学构造地质学的现代研究，提出按变形(破坏)力学机制对构造断裂进行分类(Mattauer等，1980)，将其划分为剪切(shearing)，代表断层和与断层相伴的张性拉裂(fracturiug)；弯曲(bending)，代表柔性“同心〞或“平行〞褶皱；压扁(flattening)，代表强烈挤压条件下劈理、叶理等韧性变形；流动〔flowing)代表高温条件下岩石呈固熔状态的粘滞流动变形。构造断裂的形成过程，表现为两种机制类型的组合。通常随深度加深和温度增高，呈如下序列：剪切或拉裂拉裂与弯曲弯曲弯曲与压扁压扁压扁与流动流动。

1.4.2大型推覆构造岩体结构特征分析龙门山中北段推覆构造发育，按构造分区，可将岩体划分成厚皮构造、薄皮构造和接触扰动带。2.4.2.1厚皮构造结构特征这一带岩体主要由高角度的逆断层推至接近地表的中下构造层物质组成。以塑性、韧性变形破裂为主，叠加接近地表处所产生的脆性破裂。具体特征为〔1〕系列陡倾逆冲断裂构成岩体个宏观格架。〔2〕变质岩以压扁流动形成的密集片理化为其主要特征。〔3〕岩浆岩以S型花岗岩为典型代表，属地壳重溶型〔与逆冲断层摩擦热有关〕岩浆岩中韧性断裂和其他类型类型动力变质现象发育。上述特征也是这一带岩体遭受风化，并在重力作用下容易发生变形破坏的重要原因。较完整的岩浆岩可储藏很高的弹性应变能，在区域剥蚀和现代地貌形成过程中，容易产生应变能释放而造成的浅表生变形破裂结构。1.4.2.2薄皮构造岩体结构特征这一带以弯曲和剪切造成的浅部褶皱断裂为其主要特征，伴有表部重力滑动构造。具体特征为：〔1〕系列上叠式弧型断裂构成岩体的宏观格架。〔2〕浅部岩层强烈弯曲褶皱，层间错动发育。错动在硬软接触面尤为明显，削弱了层间联结能力和抗剪强度，成为岩体在重力场条件下变形破坏的重要控制面。1.4.3伸展带岩体结构特征分析裂谷是区域隆起背景上以断陷谷为特征的大型复杂地堑系；如大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。〔1〕裂谷深部断裂的根本形式断裂根本模式〔见图〕〔2〕裂谷区覆盖岩体结构特征上述不同模式断裂系统的近期活动，在区域稳定性分析中具有重要的意义。如它对浅表层岩体构造结构的形成和演化的控制作用。第一类断裂模式，盖层结构以垂向或陡倾大断裂为分割边界，呈明显分带或分块特征，裂网络受深部断裂格架控制，拉张最强烈的部位往往出现在地幔隆起轴附近。第二类断裂模式，盖层随裂谷扩展而出现拉张破裂，但断裂网络并不一定与深部断裂相吻合。拉张最强烈的部位往往出现在裂谷的一侧(如图1一17模式b的东侧)，或两侧〔如模式C〕1.4.4走滑断裂区岩体结构特征分析〔1〕走滑断裂的根本组合模式典型的走滑断裂系统发育在相对稳定的地块中，也可于板块转换断层接触带，它是最大、最小主应力近于水平的地应力环境下的产物，大多属于脆性剪切破裂。按地质力学观点，断裂组合可有多种形式，但某一主干断层与其伴生的不同次序的断裂的组合形式，可视为根本模式。巴杰利〔1959〕曾提出一对共额走滑断层与各序次断裂共生组合的理想模式〔图1-19〕。80年代以来大量调查证明，实际情况要复杂一些〔图1-20〕1.5岩体结构特征的统计分析结构面统计主要统计优势方位，间距，长度，连续率等。结构面统计中由于А类规模大，一般都有专题研究，C类结构面规模小，具体反映在岩块或大试件试验成果中。而B类结构面适合野外实测，即在岩体中目测的裂隙系统。有多种测量方法，如岩心裂隙测量法〔RQD〕，取样状窗法〔samplingwindow〕，又可称为面积测量方法和路线精测法〔linescaning〕。实践说明，路线精测法较为完整。为了客观反映统计数据的正确性，需要进行资料校正〔P34、35〕通常要进行两方面的校正：①.长度校正N'校正后的数目，N实测数，Ls长线段，Ln实测长度。②.方位校正〔图中符号见图1-29〕2.5.2岩体结构特征量化模式程序 以校正后的资料为根底，建立岩体的定量化模式，其程序见图1-30。1.5.3岩体结构面优势方位统计分析通常采用系统测量节理数据，然后用DIPS程序进行处理，求出结构面相关等密度。2.5.4结构面的平均间距、长度和连续率的统计分析①.平均间距综合各测线，即得平均间距为：其倒数定义为结构面的密度：②.结构面平均长度③.结构面的平均间断长和连续率现场实测结构面的平均长度和平均间断长i，那么可判断结构面的平均连续率： 结构面的连续率为：第二章地壳岩体的天然应力状态2.1根本概念及研究定义2.1.1岩体应力的一些根本概念地壳岩体内的天然应力状态，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，常称为天然应力或初始应力。人类从事工程活动，在岩体天然应力场内，因挖除局部岩体或增加结构面而引起的应力，称为感生应力。

按成因，可对构成岩体应力的各组分作如下分类：岩体应力：天然应力和初始应力〔virginalstress〕自重应力〔gravitationalstress〕构造应力〔tectonicstress〕活动的〔activetectonicstress〕剩余的〔residualtectonicstress〕变异及剩余应力〔alteredandresidualstress〕感生应力〔inducedstress〕

⑴.自重应力：在重力场作用下生成的应力为自重应力。在地表近水平的情况下，重力场在岩体内的某一任意类形成相当于上覆岩层重量的垂直正应力σv。σv=γh〔r为岩石的容重；h为该点的埋深；σv相当于该点三向应力中的最大主应力。〕由于泊松效应〔即侧向膨胀〕造成水平正应力σh，相当于三向应力中的最小应力：

〔μ为岩体的泊松比，N。称为岩体的侧压力系数。〕

对于大多数坚硬岩体：μ为0.2～0.3，即N。为0.25～0.43。对于半坚硬岩体:N。大于0.43；而且当上覆荷载大，下伏岩体呈塑流时，μ接近0.5，N。近于1，也就是说该点近于静水平应力状态。⑵构造应力岩石圈运动在岩体内形成的应力称为构造应力。构造应力又可称为活动构造应力和剩余构造应力。活动构造应力，即狭义的地应力，是地壳内现在正在积累的能够导致岩石变形和破裂的应力。剩余的构造应力是古构造运动残留下来的应力。⑶变异及剩余应力变异应力：岩体的物理、化学变化及岩浆的侵入等引起的应力。具体来说是岩体的物理状态、化学性质或赋存条件的变化引起的，通常只具有局部意义，可统称为变异应力。剩余应力：承载岩体遭受卸荷或局部卸荷时，岩体中某些组分的膨胀回弹趋势局部地受到其他组分的约束，于是就在岩体结构内形成剩余的拉、压应力自相平衡的应力系统，此即剩余应力。2.1.2岩体天然应力状态类型目前有三种观点：⑴由瑞士地质学家海姆于1905-1912年提出的，他以岩体具有蠕变的性能为依据，认为地壳岩体任一类的应力都是各向相等的，均等于上覆岩层的自重，即：σx=σy=σv=rh⑵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。⑶水平应力为主的观点近年来，大量的震源机制资料和应力实测资料清楚地揭示出地壳岩体内的应力状态存在着不同的类型，其中包括以下三种典型情况：①.中间主应力近于垂直，最大主应力σ1和最小主应力σ3近于水平，我国的大多数地区如邢台、新丰江、丹江口以及西南南北向构造均属这种类型。在这种应力状态下，如果发生破坏〔或再活动〕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σ3近于垂直，最大主应力与中间主应力轴近于水平。喜妈拉雅的前缘地区属于这种类型。在此种应力状态下发生的破坏，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。③应力场中的最大主应力轴σ1垂直，其余两主应力水平分布。在地处大洋中脊轴部地带的冰岛地区测得的三向应力状态就是这种类型。此应力状态下发生的破坏〔或再活动〕，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。上述为三种典型情况，大多数地区接近其中某一种，有些地区应力状态属主应力轴倾斜的过度类型。总之大量实测资料说明，世界上大多数地区岩体内的天然应力状态是以水平应力为主。2.1.3研究意义地壳岩体的天然应力状态与人类的工程活动关系极大，它不仅是决定区域稳定性的重要因素，而且往往对各类建筑物的设计和施工造成直接的影响。实践说明，在高应力区，地表、地下工程施工期间所进行的岩体开挖工作，往往能在岩体内引起一系列与卸荷回弹和应力释放相联系的变形和破坏现象，其结果是不仅会恶化地基或边坡岩体的工程地质条件，而且作用的本身有时也会对建筑物造成直接的危害。地壳开挖导致的岩体变形和破坏主要有以下几种类型：⑴基坑底部的隆起、爆裂和沿已有结构面的逆冲错动。

⑵边墙向临空方向的水平位移和沿已有的近水平的结构面发生剪切错动。⑶边墙或边坡岩体的倾斜。地下开挖产生的岩体变形和破坏也有不同的类型：⑴拱顶裂缝掉块； ⑵边墙内鼓张裂；⑶底鼓及中心线偏移； ⑷施工导坑缩径。此外，修建高坝、大型水库和深大的地下硐室等，常能在更大范围内天然应力的平衡，引起一系列诸如断层复活、水库地震以及大型岩爆等严重危害建筑物和人民生命财产的工程地质作用。对于天然岩体应力状态的研究，是工程地质工作者的一项重要任务。

2.2影响岩体天然应力状态的主要因素及其作用2.2.1地区地质条件及岩体所经历的地质历史对岩天然状态的影响⑴岩体的岩性及结构特征对天然岩体应力状态形成的影响。a：岩体的岩性及结构特征决定着岩体的容重〔γ〕和泊松比〔μ〕等物理力学性质指标的大小，从而影响自重应力场特征〔σv=γh〕。b：在统一区域构造应力作用下，岩体内应力分布的特征主要取决于岩性、结构特征及其非均一性。c:岩体的岩性和结构特征决定着岩体的强度及其蠕变特征，因而决定了岩体承受及传递应力的能力。⑵构造作用及其演变历史对岩体天然应力状态形成的影响。统计说明活动的构造应力对世界上大局部地区岩体的天然应力状态起着决定性的作用，而剩余构造应力作用仅局限于一些地区。⑶区域卸荷作用对地壳表层岩体应力状态形成的影响。区域性的地表剥蚀卸荷作用在增大某些岩体内的水平应力方面有着重要的作用。对于侵入体，当岩体侵入时，由于岩体呈熔融状态侵入地下一定深处，其中的应力呈静水应力式分布。如以下图所示：AB为原始地面，那么岩体内任一深度h0+h处的P点的应力为：σh=σv=γ(h0+h)此后，岩体经剥蚀而出露地表。随着岩体剥蚀卸荷，岩体内的应力随之而变化，但垂直应力σv与水平应力σh的变化幅度不同。假定剥蚀厚度为h0，那么上述P点处的σv和σh分别变为：σv=γ(h0+h)-γh0=γhσh=γ(h0+h)-μ/(1-μ)×γh0=γh-((1-2μ)/(1-μ))×γh0(a)可见地表卸荷在增大侵入岩体内水平应力方面起了重要作用。但卸荷作用在岩体内造成的高水平应力不具方向性，即σx=σy，所以与构造作用造成的各向不等的高水平应力区区别明显。

岩体内自由临空面附近的应力重分布及应力集中作用岩体内自由临空面附近的应力重分布及应力集中作用是促使岩体内应力状态复杂化的另一个重要因素。岩体内的自由临空面包括地表的和地下的两类，前者主要是地表水流的切割造成的；而后者那么与各种成因的地下洞穴的形成有关。河谷下切所引起的应力变化有以下几条规律：⑴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，而最小主应力那么与之近于垂直。⑵最大主应力由内向外逐渐增大，至临空面到达最大值，而最小主应力那么恰好相反，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。锦屏河谷下切后最大主应力分布锦屏河谷下切后剪应力分布图⑶通常将最大主应力〔或剪应力〕在临空面附近增大〔或减少〕的现象称为应力集中，而将变化后的主应力与初始应力之比称为应力集中系数。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，可达原始应力场中水平应力的三倍。

因此，在高应力区，河谷临空面附近的应力集中，往往使周围岩体内的应力〔特别是坡脚和谷底〕超过其强度，使岩体发生破裂变形，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，高应力集中区那么向岩体内部转移。值得一提的是，垂直于最大主应力的河谷段，临空面附近的应力集中程度要比平行于最大主应力的河谷段高得多。

模型Ⅰ表示的是两长一短的弹簧被同时固定在两端的夹具之间。这样A、B两类弹簧因发生了弹性变形而处于不同的受力状态。但是A类弹簧受到的是压缩变形，内部产生压应力；而B弹簧那么因处于引张状态而产生拉应力。体系内上述两类应力的总和彼此相等，故而整个体系在外荷载为零的情况下处于内力平衡状态。2.2.3岩体切割面附近的剩余应力效应非均质的承载岩体，卸荷后，天然岩体内形成自我平衡的剩余应力体系，可用图Ⅰ及图Ⅱ所示的力学模型来表示。模型I然而，天然岩体大多是一种粘-弹性介质，更符合于Ⅱ图所示的沃依特流变模型。与模型Ⅰ不同的是，以阻尼器〔粘滞性约束元件〕代替弹性约束元件B弹簧。因粘滞元件具有流变性，故随着时间的推移，其内部的拉应力将不断降低，从而导致整个应力体系的松弛。所以，从整体来看，这类剩余应力体系始终处于内力缓慢降低的动平衡之中。力学模型II在自我平衡的剩余应力体系中，起主导作用的是约束元件，正是由于它的存在，剩余应力的形成才成为可能。“约束元件〞一旦丧失其约束能力〔例如当拉应力超过其抗拉强度时〕，束缚于体系内的剩余应变能就会突然而猛烈地以膨胀回弹和生成垂直于卸荷方向的引张裂面的方式释放出来，对以该岩体为地基或环境的结构物发生影响或危害。2.3我国地应力场的空间分布及随时间变化的规律2.3.1地应力场的空间分布及其与板块运动的关系2.3.1.1我国地应力场的空间分布特点〔1〕各地最大主应力的发育呈明显的规律性各地的σ1方向均与由各该点向我国的察隅和巴基斯坦的伊斯兰堡联线所构成的夹角等分线方向相吻合或相近似，仅在两侧边缘地带略有偏转，即东侧向顺时针偏转，西侧向逆时针偏转。〔2〕三向应力状态及其所决定的现代构造活动类型呈有规律的空间分布：①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。〔σ3垂直，σ1和σ2水平〕②潜在走滑型应力状态区主要分布于我国中西部广阔地区，其主要特点是只有一个水平主应力大于垂直主应力，具中等挤压区的特征。。〔σ2垂直，σ1和σ3水平〕③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：区内新生代以来正断层与地堑或断陷盆地十分发育，发育方向NE、NEE，推积厚度数千米；区内KZ堆积具双层结构(图2-20)，E充填断陷盆地，N-Q掩埋了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；区内地震由两个方向断裂引起，即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(图2—19)。该区内广泛地发育着可能是新生代形成的近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层，且主拉应力轴为近东西(图2—21)。2.3.1.2地应力场的形成与板块运动的关系我国大局部地区最大主应力方向和量值的上述变化规律，完全是由印度板块与欧亚板块的碰撞、挤压所导致的。一般认为，白垩纪末印度板块从西南向北北东方向推移，并在始新世中期末，即大约距今3800万年前与欧亚板块相碰撞〔对接〕。此后印度板块仍以每年约5cm的速度向北北东方向推进，这样一种巨大而持续的板块间的相互作用是控制我国西部地区地应力场的决定性因素；在同一时期，东部太平洋板块和菲律宾海板块那么分别从北东东和南东方向向欧亚大陆之下俯冲，从而分别对我国华北和华南地区地应力场的形成产生重大影响；并认为华北地区目前处于太平洋板块俯冲带的内侧，大洋扳块俯冲引起地幔内高温、低波速的熔融或半熔融物质上涌并挤入地壳，使地壳受拉而变簿，外表发生裂谷型断裂作用，这样形成的北西一南东向拉张和太平洋板块于上地幔深处对欧亚板块所造成的南西西向的挤压相结合，就决定了华北地区现代地应力场和最新构造活动的特征。2.3.2断裂带附近的局部构造应力集中作用

⑴一般规律对于一个三向受力的岩体，那些与最大主应力成30°～40°左右交角的断裂，特别是这类方向的雁行式或断续直线式排列的断裂组，应力集中程度最高。特别是在断裂端点、首尾错列段、局部拐点、分枝点或与其它断裂的交汇点，总之一切能对继续活动起阻碍作用的地方，都是应力高度集中的部位，所以这些地方常成为强震发生的特殊部位。

⑵局部构造应力集中区的发育与活断层的关系活断层或活动断块的特定部位，往往形成很高的局部构造应力集中地区。(对照图2-23讲解)2.3.3地应力随时间变化与地壳岩应变速率的关系⑴地壳岩体的应力-应变性状与应变速率间的关系。伊藤、熊谷等人的研究说明：岩体的应变速率是决定粘弹性介质力学性状的主要因素。当应变速率C小于某临界值C0时(对于实验的花岗岩C0=10-13—10-14/S)，岩体在受力初期随应变的增大而发生应力积累，但当应力增大到一定程度时，应力就不再增大，而变形那么不断增大，即进入粘性流动阶段，但不发生破坏。但当C大于C0时，那么岩体的性状近于弹性，即随着应变的开展，岩体内的应力不断增大，最终导致突然的破坏。

在统一的区域构造力的作用下，岩体内部的应变速率和沿断裂带的应变速率通常是不同的，一般是前者小于后者。在天然条件下就可能出现三种不同的组合情况。

①当区域构造力的作用使岩体的应变速率CR大于临界应变速率C0时〔此时CF必然大于C0〕，地壳岩体整个处于弹性状态，随着变形的开展，岩体内部及沿断裂带的应力不断增高，到达一定程度发生破坏。破坏即可沿已有的断裂发生，也可在岩体内部发生，历史上岩石圈遭受强烈运动时会出现这种情况。据计算，在30km深度C=10ˉ13/s的应变速率，大体相当于地表隆起速度为5cm/a。(2)当区域构造力的作用使岩体的应变速率CR介于C0和某一临界值Ca(相当于使岩体内方向有利的断裂带的CF=C0时〔此时CR<C0〕的岩体应变速率，见图2—28(a))之间，即C0>CR>Ca。(如图2—28(a)中的②区)时，那么岩体本身的力学性状与断裂带不同：岩体本身，因其应变速率CR<C0，故随应变、应力的开展很快进入粘性变形阶段，沿最大受力方向产生粘性的压缩变形，垂直于最大主应力方向那么产生伸长和隆起，而不发生破坏；方向有利的断裂带内，因其应变速率CF>C0，而具弹性性状，应力随形变的开展不断增高，最终发生破裂，导致再活动，引起地震。日本列岛地区地形变和断裂新活动性的开展就是在这样的背景条件下发生的。这也是所有构造新活动区所具有的共同特征。一些地震活动强烈地区的地表隆升速度的资料说明，地壳隆升速率大于或等于2mm/a的可能属于这类地区。〔3〕区域构造力的作用微弱，致使岩体的应变速率CR<Ca。在这样的条件下，由于岩体本身及断裂带的应变速率均低于临界应变速率C0(如图2—28(a)中的③区)，故这类地区的特点应是以地壳隆升或沉降为标志的地形变微弱，无活断层发育，故代表着现代构造稳定区的情况。2.4地壳表层岩体应力状态的复杂性2.4.1地壳表层岩体应力分布的规律2.4.1.1垂直应力的分布世界各地实测应力资料的统计说明，不同地区地壳表层岩体垂直应力随深度的分布，通常有如下关系：σv=A+γh〔γ大体相当于岩体的平均容重，A为常数〕我国地壳表层岩体内垂直应力随深度的分布也大体上与国外统计结果相一致。表2-3我国σv/γh比值统计资料σv

/γh<0.80.8-1.2>1.2所占百分比13.717.360从统计关系可以看出：地表表层岩体内的垂直应力成分主要由上覆岩层自重所引起，即随深度而线性增大，且其增长率相当于岩体的平均容重；大多数地区，在遭受区域性剥蚀的过程中，由于垂向卸荷不彻底而保存一局部剩余自重应力，公式中常数项的存在就说明了这一点。2.4.1.2水平应力的分布及应力状态的类型 从已有的实测资料分析，有如下规律： 水平应力分量的各向异性，即σh2/σh1不等于1，其比值介于0.5-0.75之间。平均水平应力的分布及应力状态的的类型：平均水平应力随深度而增大，并可区分三种情况：a.σh<σv沉积物沉积后未受构造扰动或仅受轻微构造作用或明显遭受侧向卸荷影响的岩体具有这种应力状态。〔σ1垂直,重力场〕；b.σh=σv近期未受构造挤压的深部塑性变形区或某些具有高塑性的沉积岩层，N=1，静水应力分布；c.σh>σv分布较为普遍，σ1、σ3水平或垂直，N>1或<1。〔σ2垂直，水平应力场〕2.4.1.3局部地带的应力异常分布在断层及一些剪切带附近垂直应力及水平应力随深度的分布明显高于同深度的其它地带，正是这种异常往往导致诱发地震的产生。2.4.1.4浅部与深部应力状态的差异已有的资料说明，近地表的浅部和较深部的应力状态有时明显不同。导致这种差异的原因有：a.地表切割所引起的侧向卸荷和河谷临空面附近的应力重分布作用往往会使地表附近岩体的应力在量值和方向上变化很大，从而导致深浅部的不同；b.各应力分量随深度的变化梯度不同，从而导致深浅部应力状态的差异.2.4.2地表高应力区及其地质地貌标志研究说明，高应力区在地表地质地貌上有明显的表现。因此，通过地质地貌研究可以揭示是否高应力区的存在。2.4.2.1天然条件下高水平应力释放有关的浅表生时效变形现象〔1〕隐爆 最早发现于美国南安大概省，其表现为近地表出现细长的隆褶或类似低角度逆断层的断隆，一般高度较小，而延伸长度较大。最早称之为隆爆〔POP-UP〕现象。其发育特征有：a.发育在强度和厚度都不太大的近水平层状岩层中；b.隆爆轴与实测最大主应力根本垂直C.绝大多数隆爆都是该区大陆冰川消退不久的产物。分析认为这种现象乃是该区地表岩体中的一种与高水平应力释放有关的表生时效变形现象。导致这种高水平应力那么是由构造应力及大陆冰川加载后的卸荷作用共同导致的。〔2〕蓆状裂隙在出露于地表的侵入岩体中，广泛见于一种近地表平行分布的区域性裂隙发育，通常上部较密，向下逐渐变稀疏，即蓆状裂隙。这是区域性卸荷剥蚀的结果。〔解释：初始为深部静水应力状态，随着侵蚀，垂直应力减少，应力差逐渐增大，当超过岩体极限事，形成水平破裂。〔3〕谷下水平卸荷裂隙及谷坡内水平剪切蠕动变形带 大量的勘察资料说明，在高地应力区内的较开阔的河谷经常有一系列开口良好，透水性很强的卸荷裂隙，特别是当最大主应力与河段走向垂直时，这种卸荷裂隙尤为发育。它们多沿已有的层面或断裂结构面发育而成。因此，这种裂隙最易产生于近水平产出的沉积岩分布区或缓倾角裂隙发育的岩浆岩分布区。发育在谷坡内的水平剪切蠕动变形带是高地应力区常见的；另一种应力释放类型产生时效变形现象是河谷形成的不同阶段，由差异回弹导致的沿坡角附近已有平缓结构面发生的减速型剪切蠕动变形的产物。〔4〕应力释放型的深大拉张变形带一些地段的谷坡后缘发育有深大的拉裂缝及拉张断陷带。这类拉张变形带以其规模大，延伸方向稳定和发育面深区别于通常的卸荷裂隙。2.4.2.2与钻进有关的岩体应力释放及伴生现象〔1〕岩心饼化现象钻进过程中岩心裂成饼状的现象是高地应力区所特有的岩体力学现象。这种现象有几个方面的共性：a.所有的饼状岩心在形态上均有其共同特征：岩饼的厚度与岩心的直径有一定的关系，一般约为直径的1/4到1/5，所以不同的钻孔，只要孔径相同，岩饼的厚度就大致相近；所有岩饼的外表均为新鲜破裂面，而且边缘局部粗糙，多数内部隐约见有顺槽，或沿一个方向的擦痕与之正常的拉裂坎。b.饼状岩心是钻进过程中差异卸荷回弹的产物，破裂主要发生在一定高度的岩心根部，是由拉张和复合机制导致的。c.饼状岩心的产生需具备特定的岩体力学条件：弹性高，储能条件好的岩性条件，如火成岩；整体块状的岩体结构条件；高地应力条件，最大主应力在30MPa以上。(2)钻孔崩落现象：研究发现，一些钻孔的孔径不是园的，而呈椭圆型，长短轴之差可达3-18cm。观察说明，这种孔径的增大是由于孔壁局部破损崩落所致，即钻孔崩落。进一步研究发现：破裂首先出现于孔壁应力集中程度最高的部位；破坏域侧向角的大小主要受岩石的强度参数及水平应力的控制。2.4.2.3与开挖卸荷及应力释放相联系的岩体变形破坏现象及研究意义开挖往往引起岩体内一系列卸荷回弹和应力释放相关联的变形破坏现象：采场及基坑底部的隆爆；边坡及边墙向临空方向的水平位移和沿已有的近水平的结构面发生剪切错动；边坡、边墙岩体的倾倒；地下硐室、巷道的变形与破坏等这些变形和破坏不仅会恶化建筑物场地的工程地质条件，有时还会对建筑物造成直接危险。在各个方向的开挖中，垂直于最大主应力的地表、地下开挖，引起的变形和破坏最为强烈。

2.5岩体应力和区域应力场研究

鉴于天然应力状态复杂性，为了从定性、定量两个方面说明一个地区天然应力状态的总体特征，一般采用下述途径：以地质、地貌方法研究该区构造应力场的演化历史和现今应力场根本特征；在此根底上，选择一些有代表性的地点进行应力测定；以这些实测应力资料和已掌握的应力集中区的发育分布规律，对区域构造应力场进行数值模拟研究，并根据反演分析结果建立区域应力场的定量化模型。2.5.1构造应力场的演化历史和现今地应力场的根本特征的地质地貌研究〔1〕构造应力场演化历史研究通过地质力学方法通过断层错动机制解的赤平投影解释〔2〕现今地应力场根本特征研究研究方法：断层错动机制解地质地貌方法新断裂网络地质地貌分析法地震震源机制解所谓新断裂是指最新构造应力场下形成与开展的断裂。在一定区域内，不同性质的新断裂往往构成一定形式的网络。构成新断裂网络的成分包括一对共轭的剪切面，一组压性结构面和一组张裂面，其中后二者一般发育较差。共轭剪列面大多数表现为两组区域性剪裂隙，该裂隙陡倾且彼此近于正交。奥地利学者认为这类区域性剪裂隙是在蠕动条件下沿最大剪应力迹线形成的。这一对共轭剪裂面常常是新断裂网络中的根本成分，且其锐角等分线就是区域最大主应力方位。2.5.1.3区域岩体应力积累和程度的研究〔1〕历史上各时期及当代地壳隆升的速度和高度：通过层状地貌进行详细研究〔剖面测量和测年〕，求出抬升速率和幅度；在此根底上，以地壳岩体应变速率的变化趋势，结合历史时期的断裂活动情况，总体上判明当前区内岩体应力积累和程度。〔2〕区内应力集中条件和应力集中区的分布：取决于岩性和构造部位；〔3〕可以作为高应力区标志的地质、地貌现象的发育历史和分布：如河谷强烈的卸荷回弹、岩饼、基坑、平硐中的岩爆和其它强烈变形现象。2.5.2岩体应力测量目前岩体应力测量的方法很多，分类也不尽一致，但归纳起来可分为直接测试法和间接测试法两类：岩体应力测试方法直接测试法间接测试法应力恢复法应力解除法水力压裂法〔水压致裂法〕钻孔崩落法定向岩心非弹性应变恢复法凯塞尔效应测试法2.5.2.1应力恢复法〔stress-recoverymethod)当岩体应力被解除后，通过施加压力，使岩体恢复到原来的状态，以求得岩体应力解除时的应力值。其优点是当决定岩体的应力时，不需测定岩体的应力应变关系2.5.2.2应力解除法〔stress-reliefmethod)：在拟测点附近的一个小岩石单元周围切割出的一个“槽子〞，使得这一小局部岩体不再承受旁侧岩体传来的应力。从刻槽前装置好的仪器测出由于这种应力解除而引起的应变。并根据有关岩石的应力—应变关系换算出解除前岩体内的应力。以其精度高、测值稳定可靠等优点，被广泛应用于岩土工程设计、矿产开采、地震研究等方面。压磁全应力解除法实现了单孔测量三维地应力，它克服了一般应力解除测量法对岩石条件要求高、野外测量工序复杂、工期长、费用高等缺点，可实现垂直孔深0～100米的三维地应力测量。该方法最大的优点是能够精确测得三维主应力的大小和方向，以及可以在狭窄的坑道内完成测量。图3-28应力解除法布置图1.刻痕；2.电阻片的布置图3-29钻孔内应力解除法2.5.2.3水压致裂法(hydraulicfracturingmethod)通过钻孔向地下某深度处的测点段压液，用高压将孔壁压裂，然后根据破坏压力、关闭压力和破裂面的方位，计算和确定岩体内各主应力的大小和方向。该法能有效地利用已有钻孔进行深部地应力测试，且具有操作简便、无须知道岩体力学参数等优点，已被广泛应用于水电工程设计、铁路、公路的隧道选线、场地稳定性评价、核废料处理以及地学研究等领域。应用该测试方法，可以得到垂直于钻孔平面的最大和最小应力的大小和方向。对于垂直钻孔，由不同深度的测试数据，可得到最大和最小水平主应力随深度变化规律。对三个或三个以上的交汇钻孔进行测试，经过数据处理计算得到测点附近的三维应力状态。2.5.2.4钻孔测量崩落测量法：研究说明钻孔崩落现象是由孔壁应力集中部位的局部破坏引起的，且崩落的长轴垂直区内水平最大主应力方向，而崩落域侧向角〔θb〕及破坏应力比〔σH/σh〕的大小那么主要与岩石的性质及水平最小主应力有关。由此可以求出该区水平最大、最小主应力的方向及大小。步骤如下：(1)详细测量区内的钻孔崩落现象，并根据崩落域的长轴展布确定该区水平最大主应力和最小主应力。(2)按照实际的岩体条件进行模拟试验，求得θb—σh直线关系(图2—50)，并根据实测的σb求出区内的水平最小主应力(σh)的量值。(3)根据σh及实测的C0，利用图2—51即可得出区内水平最大主应力(σH)的大小。2.5.2.5定向岩心非弹性应变恢复测量法：1．根本原理实测结果说明，岩石应变恢复的性状(图2—52)有如下主要特征：(1)岩石的总应变恢复量(ε)是由弹性应变恢复(ε′)和非弹性应变恢复(ε″)两局部所组成，且整个应变恢复的时间足够长，约达30余小时。(2)在未发生非线性蠕变的条件下主应变恢复(无论是弹性的或是非弹性的)的轴向与主应力方向一致，即：ε1、ε′2、ε″3、与σl的方向一致，而ε3、ε′3、ε″3与σ3的方向一致，且ε1=ε′1+ε″1ε3=ε′3+ε″3(3)如果发生非线性蠕变，那么最大弹性应变恢复轴与最大非弹性应变恢复轴的方向将是不同的。此时，弹性应变恢复的轴向所反映的是较新的应力环境，而非弹性应变恢复的轴向所代表的那么是较老的应力环境。但实测资料说明，出现非线性蠕变的情况是很少的。(4)在整个应变恢复过程中，主应变比(无论是弹性或是非弹性的)与主应力比始终保持相等。2．测量的方法及步骤(1)从钻孔中取定向岩心。(2)在岩心内选三个不同方向的面，且在每个面上的三个不同方向上进行应变恢复测量(所得结果显然是非弹性的)，然后根据测量资料计算三个主应变的方向及比值。如果有一个主应力是垂直的，且其大小等于上覆层的重量，那么只在水平面内的三个不同方向上进行应变恢复测量，求得两个水平主应变的方向及比值即可。(3)测量时应注意使岩心密封，以防止温度及湿度变化对测量结果的影响。2.5.2.6凯塞尔〔Kaiser〕效应测量法1.根本原理1950年，德国学者J.Kaiser发现受单向拉伸力作用的金属材料，只有当应力到达并超过材料所受过的最大先期应力时才会开始有明显的声发射现象出现，这就是著名的凯塞尔效应。1963年，Goodman通过实验证实岩石也具有凯塞尔效应，从而为应用这一技术测定岩体应力奠定了根底。70年代末期以来，日，美、中学者对这一问题开展了广泛的理论及实验研究，先后解决了凯塞尔效应方向独立性、三维地应力测量及试验过程中噪声的排除等问题，使凯塞尔效应在地应力测量领域已根本具有实用性。

为了深入理解凯塞尔效应及其在地应力测量方面的应用，首先需对下述根本问题作简要的讨论。(1)岩石凯塞尔效应的微观机理研究说明，岩石的声发射现象实际上是来源于其内部显微缺陷的受力扩展，而岩石的每一次受力，都会使其内部组织结构产生与荷载大小及方向相适应的显微破裂系统，再次加载时，如果荷载小于先期荷载，那么先期形成的缺陷不会发生进一步破裂，因此也就几乎没有声发射出现，—·旦荷载到达并超过先期荷载，，已有的裂纹即将进一步扩展，声发射随之开始大量持续出现，这就是凯塞尔效应的根本机理。

(2)岩石凯塞尔效应对地应力的记忆功能已有的研究认为，通过凯塞尔效应所测得的是岩体在地质历史时期内所遭受过的最大应力。如果确是这样，实际上就无法利用凯塞尔效应来解决现今地应力的测量问题，因为在遭受过构造变动，且有断裂发育的地区，任何一局部岩体当时都遭受过很大的，甚至是接近其破裂强度的应力。但是，一系列实测资料说明，利用凯塞尔效应测得的岩体应力远小于该岩体的破裂强度，而与用套钻法测得的现今岩体应力十分接近(表2—10)o对于为什么出现这种矛盾现象，以往的研究也未能加以说明。通过对已有实测资料的深入分析，我们发现凯塞尔效应实际上只能记忆挽近时期的应力；而不能记忆古构造力。之所以如此，看来这里有一个显微破裂的愈合问题。随着环境的改变，岩石会发生重结晶或新晶体生长的作用，使那些古老的显微破裂焊接愈合，从而也就使其丧失对古构造应力的记忆能力。

相反，挽近时期岩体的受力过程是在该岩体己处于地表附近的常温，低围压条件下发生的，此时所产生的显微破裂系统，由于形成后所经历的时间很短，且始终处于常温和低围压条件下，所以不会发生愈合。因此，当采样并对岩石试件加载、且应力到达和超过挽近时期岩体所遭受的应力量级时，这类显微破裂即将进一步扩展，从而引起声发射的急剧增加，这也就是岩石凯塞尔效应只能记忆挽近时期岩体所遭受过的应力的道理所在。此外，值得指出的是，近些年来的研究发现，挽近时期遭受过方向和量值不同的多期应力作用的岩石，在其再次受力过程中可能出现多个声发射频数急骤增高点(图2—53)，分别对应不同的先期应力，这种现象可称为多期凯塞尔效应。岩石多期凯塞尔效应的产生，是因为对于不同的主应力组合，岩石内部最易发生进一步破裂的缺陷方位不同，因而遭受过不同方向主应力组合作用的岩石，在其内部将产生多个与各次受力相对应的显微破裂系统。当对这类岩石试件进行加压试验并记录其声发射现象时，随着压力的逐渐增大，每当外荷载引起的应力到达与某一期应力相等的量级时，与之相对应的显微破裂就开始扩展，声发射的累计频数也就随之出现一次突增，这就是多期凯塞尔效应产生的机制。(3)测量结果的应用通过上述讨论不难看出，与其它的应力测量方法不同，凯塞尔效应测量结果所揭示的，并不是现存应力，而是岩体于挽近期所遭受过的最大应力。如果在此期间岩体曾遭受过不同应力场的作用，那么通过多期凯塞尔效应，还可揭示出岩体挽近期的受力历史及每一期主应力的方向及其最大值。由凯塞尔效应所揭示的最新应力场，在方向上必定与现存应力场相一致，而在量值方面那么可能出现等于或大于现存应力的两种情况。导致出现后一种情况2·5·3区域地应力场的物理及数值模拟研究。近些年来，由于物理模拟，电算以及有限元方法的迅速开展，已有可能对通过现场调研所建立起的区域应力—形变场发育的根本模式，进行进一步物理和数值模拟研究。通过这种研究，不仅可以根据区内一些点的应力实测资料反演现今区域地应力场，建立其现状的定量化模型，取得不同地段在应力—形变强度和发震能力方面的定量关系，而且可以通过改变外力或边界条件的系统分析，深入研究区域地应力场的形成演化机制和规律，为定量评价岩体稳定性及区域构造稳定性提供科学依据。2.5.3.1模型的建立通过对区域构造应力场演变史及现今地应力场根本特征的地质、地貌研究和局部地点岩体应力的实测，应对区域构造格架及区域应力—形变场发育的根本特征有了一个总体认识。以此为根底，通过适当的简化〔概化〕，建立一个符合实际的地质—力学模型，是保证模拟研究成功的关键。具体说来，模型的建立就是要正确确定模型的下述特征，(1)模型的范围、内部结构及各局部的力学参数，(2)模型的边界条件及可能的外力作用方式，(3)地区的总体应力—形变图象和局部地点的主应力方向及大小。2.5.3.2机制模拟研究为考察模型建立的正确性和进—步研究作用的根本机制，比较有效的方法是进行相似材料模拟研究。方法的要点是，按抽象出的模式用相似材料制成模型，并于其外表画上方格网，然后放入专门设计的装置中施加外力进行变形实验，在外力不断增大，变形累进开展过程中仔细观察模型中所出现的各种现象，并以间断拍照的方式记录变形开展的全过程。第三章岩体的变形与破坏3.1根本概念及研究意义变形：岩体承受应力，就会在体积、形状或宏观连续性上发生某种变化〔解释〕。宏观连续性无明显变化者称为变形〔deformation)。破坏：如果宏观连续性发生了显著变化的称为破坏〔failure)。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。为什么要研究这两个问题，因为岩体在变形开展与破坏过程中，除岩体内部结构与外型不断发生变化外，岩体的应力状态也随之调整，并引起弹性变形和释放等效应。区域稳定和岩体稳定工程分析中的一个核心问题就是要对上述变化和效应作出预测和评价，并论证它们对人类工程活动的影响。本章首先讨论不同荷载条件下岩体变形破坏机制和过程；在此根底上讨论变形破坏过程中的时间效应及岩体中空隙水压力对岩体变形破坏的影响。3.1.1岩体变形破坏的根本过程与阶段划分根据裂隙岩石的三轴压缩实验过程曲线，可大致将块状岩体受力变形破坏过程划分为五个阶段：见图图3-1三轴压应力作用下岩石的变形破坏过程3.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开展，当应力保持不变时，破裂也停止开展。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1.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4.微破裂的开展出现了质的变化：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开展。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2.经压密后，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5.强度丧失和完全破坏阶段：岩体内部的微破裂面开展为贯穿性破裂面，岩体强度迅速减弱，变形继续开展，直至岩体被分成相互脱离的块体而完全破坏屈服强度上述各阶段不同的岩体会存在一些差异，但所有岩体都具有如下一些共性：〔1〕岩体的最终破坏是以形成贯穿性破坏面，并分裂成相互脱离的块体为其标志。〔2〕变形过程中所具有的阶段性特征是判断岩体或地质体演变阶段、预测其开展趋势的重要依据。〔3〕变形过程中还包含恒定应力的长期作用下的蠕变〔或流变〕。即变形到破坏有时经历一个相当长的时期，过程中蠕变效应意义重大。岩体的不稳定开展阶段相当于加速蠕变阶段，进入此阶段的岩体到达最终破坏已势在必然，仅仅是个时间的问题。判断进入加速蠕变阶段的变形标志和临界应力状态是一个重要的课题。3.1.2岩体破坏的根本形式

根据岩体破坏机制可将岩体破坏划分为剪性破坏和张性破坏两类。岩体破坏剪断破坏剪性破坏张性破坏剪切滑动破坏塑性破坏〔a)拉断破坏；(b)剪断破坏；(c)塑性破坏破坏方式影响因素：荷载条件、岩性、结构及所处的环境特征及配合情况

3.1.2.1岩体变形破坏形式与受力状态的关系岩石的三轴实验说明，岩石破坏形式与围压的大小有明显的关系。〔1〕当在负围压及低围压条件下岩石表现为拉破坏；〔2〕随着围压增高将转化为剪破坏；〔3〕当围压升高到一定值以后，表现为塑性破坏。破坏机制转化的界限称为破坏机制转化围压〔如表3-1〕。从表中可以看出，由拉破坏转化为简断破坏的转化围压为1/5——1/4[σ]〔岩石单轴抗拉强度〕，由剪切转化为塑性破坏的转化围压为1/3—2/3[σ]。在三向应力状态，中间主应力〔σ2〕与最大主应力、最小主应力之间的比值关系上决定岩石破坏性质的一个重要因素。纳达〔1970〕提出σ2偏向最大主应力或最小主应力的“应力状态类型参数〞—α来划分应力状态类型：α=〔2σ2-σ1-σ3〕/〔σ1-σ3〕;当α=1时，即σ2=σ1，为拉伸应力状态；当α=-1时，即σ2=σ3，为压缩应力状态。3.1.2.2岩体破坏形式与岩体结构特征关系在低围压条件下岩石的三轴试验说明：〔1〕在相同的应力状态下完整块体状坚硬岩石表现为张性破坏，通常释放出高的弹性应变能；〔2〕含有软弱结构面的块状岩体，当结构面与最大主应力之间角度适宜时，那么表现为沿结构面剪切滑动破坏；〔3〕碎裂状岩体的破坏方式介于二者之间；〔4〕碎块状或散体状岩体，表现为塑性破坏。3.1.3岩体的强度特征岩体的强度不能简单地用岩石的强度来表示。它不仅与岩体的岩性、结构、岩体的受力状态有关，而且还决定于岩体的可能破坏方式。设结构面与最大主应力夹角α。模拟实验说明：〔1〕0º<α<8º或42º<α<52º岩体破坏破坏形式将局部沿结构面剪切滑移、局部剪断完整岩石，此时岩石的强度与结构面和岩石的抗剪性能有关。图3-4三种破坏形式的极限应力系数(n)①沿结构面滑动；②剪断完整岩石；③局部沿结构面，局部剪断岩石〔2〕8º<α<42º岩体的破坏将采取沿结构面剪切滑移的形式。此时，岩体的强度受结构面抗剪性能及其方位所控制；〔3〕α>52º时岩体破坏为剪断完整岩体。以上讨论的为岩体的极限强度。岩体由弹性变形阶段进入塑性变形阶段的临界应力称为岩体的屈服强度〔σy〕岩体进入不稳定破裂开展阶段的临界应力称为长期强度〔σc〕。岩体遭受最终破坏以后仍然保存有一定的强度，称为剩余强度。3.2岩体在加荷过程中的变形与破坏3.2.1拉断破坏机制与过程3.2.1.1拉应力条件下的拉断破坏拉应力条件下岩石的拉断破坏过程十分暂短。根据格里菲斯破坏准那么，当σ1+3σ3≤0时，拉应力σ3对岩石的破坏起主导作用，此时拉破坏准那么为：〔σ3〕=-St〔St：岩石的抗拉强