第三章 岩体的变形与破坏
3.1 基本概念及研究意义
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，因为岩体在变形发展与破坏过程中，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； 在此基础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 岩体变形破坏的基本过程与阶段划分
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
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
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发展为贯通性破裂面，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 贯通性破坏面,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,预测其发展趋势的重要依据 。
（ 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。岩体的不稳定发展阶段相当于 加速蠕变 阶段，进入此阶段的岩体达到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 岩体破坏的基本形式
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表明，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（ σ 2）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 σ 2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 =（ 2 σ 2-σ1 -σ 3） /（ σ 1 -σ3） ;
当 α=1时，即 σ 2 = 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 岩石的三轴试验表明：
（ 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 角度合适 时，则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。
模拟实验表明：
（ 1） 0o< α<8 o或 42o< α<52 o
岩体破坏破坏形式将 部分沿结构面剪切滑移、部分剪断完整岩石,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 部分沿结构面，
部分剪断岩石
（ 2） 8o< α<42 o
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>52 o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发展阶段的临界应力称为 长期强度 （ σ c ）。
岩体遭受最终破坏以后仍然保存有一定的强度，
称为 残余强度 。
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则，当 σ1+ 3σ3 ≤0 时，拉应力 σ3 对岩石的破坏起主导作用，此时拉破坏准则为：
σ 3? =-St （ St：岩石的抗拉强度）
当岩体中的结构面处于有利位臵时，岩体的抗拉强度远低于岩石，拉断破坏更易发生。
3.2.1.2 压应力条件下的拉断破坏
压应力条件下的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 β
为 30-40o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 2β,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（ compression fracture）
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。
按格里菲斯准则，当 σ1+ 3σ3 >0 时
其破坏准则为（ σ1 - σ3 ） 2/ （ σ1+ σ3 ） =8 St
(岩石的抗拉强度）
单轴条件下,? σ1? = 8 St
三向压应力条件下有：
（ σ1 - σ2 ） 2 + （ σ2 - σ3 ） 2 + （ σ1 -σ3
2/ （ σ1 + σ2 + σ3 ） =24 St
3.2.2 剪切变形破坏机制与过程
3.2.2.1 完整岩体的剪断破坏机制与过程一完整岩体的剪断破坏具有明显的阶段性。经压密、弹性变形两个阶段进入破裂阶段以后，内部变形破裂变形十分复杂（图 3－ 9） 。
1,沿潜在剪切面
的剪断机制与过程
（ 1）拉张分支裂隙的形成与扩展
（ 2）法向压碎带的形成
（ 3）潜在剪切面的贯通
2,单剪应力条件下的破坏变形机制与过程
当剪切变形发生在有一定厚度的剪切带中，表现为在单剪（ simple shear）应力条件下或一对力偶作用下的变形破坏。
在所形成的破裂迹象中较为常见和具有代表性的是雁列破裂面。这种破裂面进一步分为张性雁列和压扭性雁列两类，排列方式正好相反。 张性雁列缝 T的生长方向大体与单剪带中的最大主应力方向平行，与剪切方向夹角约 45°,有时还可形成共扼的两组低次序剪切裂隙。
压扭性雁列缝 P生长方向与剪动方向夹角大约与岩石材料内摩擦角相当。两者有时可在同一剪切带中叠加产出。
3.2.2.2 沿原有结构面的剪切机制与过程
这类破坏机制及过程与结构面特征密切相关。断续结构面，其剪切破坏过程与前者相近，这里着重讨论连续性较好的结构面 (带 ),按其抗剪性能可分为平面摩擦、糙面摩擦和转动 (滚动 )摩擦三类。
1,平面摩擦表现为平面摩擦特征的结构面，通常为地质历史过程中曾经遭受过剪切滑动、随后又未胶结的结构面，
如层间错动面、扭性断裂面、滑动面等。这类结构面在其形成过程中，随剪切滑动的发展，结构面的抗剪强度已接近残余强度 (图 3— 13① )；某些充填有足够厚的塑性夹泥致使隙面的起伏差和糙度已不起控制作用的结构面，亦具平面摩擦特征，其抗剪强度由夹泥的性能所决定。
对于这类结构面，一旦剪应力达到结构面的残余抗剪强度，或外力作用方向与结构面法线方向间夹角
α( 称倾斜角 )等于或大于平面摩擦角 φ s (一般情况相当于残余摩擦角 φ r)时，
即
S=σtg φ s
或 α ≥ φ s
则剪切滑动发生。
在三向应力状态下的起动判据，可采用公式 (3一
2，假定不考虑 C值，则有,
（ ncr为应力系数） 结构面的动摩擦角 φ k低于其静摩擦角 φ s,两者相差的程度与岩石性质、接触面的光滑程度、温度，充填物的性质，滑移速度，湿度以及振动状况都有关。某些材料试验表明动、静摩擦角的差别可以十分悬殊 (如铸铁的 φ s，为 48?，而其 φ k值仅为 8?30′),因而剪切位移一旦起动，由于静、动摩擦相差悬殊，可出现突跃的剪切位移，即所谓粘滑
stick— slip)现象。
如果图 3— 14中滑块为一不受弹簧约束的自由块，
一旦起动并在外力持续作用的条件下，可获得一定加速度作继续运动，直至外力降至 F2后 [图 3— 14(b)]，
才转为减速制动。
以上分析表明，受这类结构面控制的滑移运动对外力十分敏感。沿这类结构面的滑动也具有脉动特征，
通常认为沿其发生的稳滑很可能是由一系列小阶步脉动滑移所组成，或属蠕动滑移性质。
2 糙面摩擦
具这类摩擦特征的结构面，通常为地质历史过程中来遭受过明显剪动的结构面，如张性断裂面，原生波状面等。这类结构面具有明显的起伏差或凸起体，
就其表面形态可分为曲齿状，锯齿状和波状三类 [图
3— 15(a)]并且在大的起伏面上还可划分出次一级起伏
[图 3-15(b)]。剪切破坏可能有三种情况：
(1)越过凸起体
相对两个面的凸起体相互滑过而不发生破坏。这种方式发生在结构面法向 (有效 )应力低，起体起伏角
(i)较缓且刚度较高的情况下。此时发生剪动的条件为：
S=σtg(φ J+i) (3— 10)
剪动过程具有以下动态特征：
①均匀的波状面，随剪切位移（ u）的增大,i值也随之变化。以正弦波状面为例，在 u=0-1/4λ 区段,i=f(u)
为增函数 ;u=1/4-1/2λ 段,f(u)为减函数。当 u越过 1／
2λ 时,i室为负值。上述过程中，剪切带也将以 λ ／ 2为周期发生剪胀和闭合交替现象。
②均匀的锯齿状结构面，剪动过程也具有上述类似特征。但齿端应力集中现象较前者更强烈，往往被压碎，其发展趋势使锯齿面向波状面演化 (图 3— 16)。齿端剪断阶段
[图 3－ 16（ c） ]时的抗剪强度为：
S= σtgφ 0+acC0 (3-10)
i
式中,φ 0,C0为岩石材料的内摩擦角和内聚力,ac为齿端剪断面所占比例 。 剪切的继续发展,其强度则与波状面的情况类似 [图 3－ 16（ d） ]
③ 天然起伏面，大数呈不规则状态。剪切起始阶段，一些陡度大而形体窄小的凸起体将首先被剪断。
随剪动进展，起伏角将由那些宽缓且在相应法应力条件下不会被剪断的凸起体的平均坡角（ i）所决定，强度表达式分别为：
起动阶段,Sa=σtg(φ J+i)+ acC0 ) (3-11)
剪断后 S=σtg(φ J+i) (3-12)
式中,α c为剪断的凸起体所占面积比。
上述特征说明，这类结构面在剪动过程中也具有明显的脉动特征，且剪胀与压缩交替出现，这在岩体变形破坏论证中具有十分重要的意义。
（ 2）剪断凸起体剪切过程中将凸起体剪断（图 3－ 17）。这种现象较普遍，通常大量发生于高法向（有效）应力条件下。不过研究表明，即使法向应力为零的条件下,i角大于 550－ 650的凸起体（凸齿状结构面,[图 3－ 17（ a） ]仍会被剪断，此时发生剪断滑动的条件为：
(3-13)
式中,(1-ac)相当于无凸起体的平滑段所占比例。
)()1( 001 ctgtgs cc
试验显示（图 3－ 17），凸起体被剪断，实际上式一个拉张和压碎的过程，将图 3－ 17与图 3－ 10对照，
凸起体的剪断与锁固段的破裂压碎过程十分相似。根据这一破坏机制，可采用岩石的单轴抗压强度（ RC )
和抗拉强度（ St)来确定其抗剪强度，费赫斯特
（ Fairhurst,1964）提出的表达式为：
(3-14)
式中：
2/1)1)(1(
t
c snn
mRs
2/1)1(,/ nmSRn tC
(3)刻痕或犁槽凸起体在其相对面上刻痕或犁槽，这也是一种普遍现象，
但都发生于凸起体的硬度不低于对面的硬度时。此时要使之产生滑动，也需要克服一部分内聚力，起动条件为：
(3一 15)
式中,c。为刻 (犁 )槽提供的内聚力；?t为刻 (犁 )槽所占面积比例。有关其剪动过程,将在时间效应一节中讨论。
0ctg ti
由以上讨论可见，糙面摩擅所具有的高于平面摩擦的强度值，均与凸起体的特征有关，它的剪动过程与前述剪断过程有相似之处．当施加的剪应力低于该面的峰值强度，但已超过其残余强度时，即当,f＝ 0
时，沿结构面的剪切变形仍有可能进入破裂发展阶殴，
甚至可能进入不稳定破裂发展阶段，通过累进性破坏导致最终破坏．这是因为那些凸起部位与锁固段 B一样，
也将是剪应力高度集中的部位，且凸起愈陡，应力集中程度也将愈高。此外，诸凸起体的抗剪强度也可因岩性的下均一而有所不同．这样，
那些应力集中程度已超过凸起体的极限强度的部位，将立即被剪断，而那些应力稍低但已达到使凸起体的变形进入不稳定破裂发展阶段的部位，也会由于破裂的累进发展而逐惭被剪断．随着这些凸起体被各个击破，剪应力将向另一些未被剪断的凸起体集中，使另一些凸起体遭受破坏。
这种“各个击破”的破坏方式继续进行的结果，常能使岩体沿这类结构面突然丧失稳定性，而且一旦破坏，共强度急剧降低，因而所造成的破坏往往是突发而迅猛的，能迅速释放出大量动能。过程中每次凸起体的突破或被越过，
都会造成剪切位移的突跃．
对于这类结构面，正确判定其是否已进入发生累进性破坏的不稳定破裂阶段，将是十分重要的．水电部门规范中规定，当峰值抗剪强度中考虑了剪断锁固段 (不连续段 )岩石的内聚力时．安全系数应提高到
3.5-4．
巴顿 (Barton,1977)根据大量试验资料，按结构面的糙度和边壁的抗压强度来确定结构面的峰值抗剪强度：
(3— 16)
式中,JRC代表结构面粗糙废系数，糙度划分为图 3—
18所示十个等级,JRC值变化在 0-20之间；
b
n
n
J C S
J R Ctg?
)lg (
JCS代表结构面边壁的抗压强度，可用回弹仪在现场直接测定,φ b为结构边壁的基本摩擦角 (接近残余摩擦角 φ r)，由试验或经验确定 ; σ n为结构面上的有效法向应力。该公式不考虑岩石的内聚力，直接从结构面边壁的抗压强度与其实际承受的法向应力两者来确定糙度在增强抗剪强度方面所起的作用，该值可作为确定结构面的长期抗剪强度的重要参考值。
3.转动摩擦和滚动摩擦
当剪切是沿某一碎块体构成的剪切带，或沿夹有许多碎块的断裂面发生时，被两组或两组以上的结构面切割的块体或碎块可能发生转动，这种碎块的转动将成为这类结构面（带）剪动的控制机制。纳西曼托
(Nascimento,1971)提出如图,3—— 19所示转动摩擦模式，模式中假定碎抉是一些规则的平行六面体。
4.分离,碎块,的转动摩擦
由图 3— 19(a)① 可见，剪动过程中六面体碎块将以其底面的边棱线为转动轴 (该轴线在图面上投影为 o
点 )。这样，上滑面的运动轨迹由碎块上轴点 o的对角点 P的运动轨迹所决定。
P点的运动轨迹为一条以 o为圆心，以斜边长 oP为半径的圆弧线 C（图 3— 19(a)② )。因此滑动过程相当于滑块越过一个圆弧形的凸起体，该圆弧线上任一点的切线与剪切方向线的夹角即为该点处滑块爬升或下降的坡角 (如图 3一土 9(a)② )。如果不考虑滑块间的面摩擦，
则该坡角即为转动时的摩擦角 φ,它应与处于极限平衡状态时作用力的倾斜角 α 一致 [图 3一 19（ a）① )。
起动时曲角为
φ= α=δ=tg -1(a/b)
式中,δ 为翻转角,a,b分别为碎块的宽和高。随后，
Φ 随碎块的转动角 γ 而呈线性降低（图 3-19（ a)③ ）,
即
f＝ d－ l (3-17)
当对角线 OP直立（ a=0)时：
l＝ d
即 f＝ 0
此时上滑面抬升至最高点，继续滑动将使碎块,翻转,
（故称 d角为翻转角）。上下滑面的间距开始缩短，剪胀变为负值,f值也将变为负值，滑面将承受平行与滑动方向的拉应力。
2.紧贴碎块的转动摩擦
（ 1）当碎块相互紧贴时，如仍以碎块转动方式起动，则尚需克服以下附加摩擦阻力：
式中,scn为接触面法向应力； fs为接触面摩擦角（不考虑内聚力）； tc× b 为相对于 O点的力矩，则阻止碎块转动的附加阻力为：
单位附加阻力为：
scnc tg
abtgab scnc
随碎块转动,Sc’为 l的减函数（假定 scn 无明显变化）；
（ 3－ 18）
（ 2）碎块与主滑面接触端错位摩擦阻力（ Sc2 ）。由图可见，紧密平排列的碎块要向一侧倾倒，必将发生沿剪动方向的侧向扩张，接触点间距由原始的？随转动角 λ 而增大为 a/cosγ,因而转动的实现尚需克服接触端与主滑面相互错位的摩擦阻力，它相当于前述刻痕或梨痕的阻力。
根据公式 3－ 18可见,转动一旦起动，摩擦阻力也将随之降低（图 3－ 19（ b）③）。
3/1
2
221 )
6(2
3
n
EE
cr
由以上分析可以注意到下列几点：
（ 1）转动摩擦将以结构面间所夹碎块的翻转角 δ
小于该面的静摩擦角为其发生的前提条件；
（ 2）分割碎块的结构面愈密集（ δ 也就愈小），
转动摩擦也就愈容易发生，正是由于这个缘故，所以在薄层状的岩体中容易造成与层面近于正交的剪动带；
（ 3）紧贴碎块只有在碎块间接触面的?s值明显偏低或碎块因侧向松弛，接触面抗剪强度显著降低的情况下才有可能发生转动，并且通常总是发生在碎块的原始倾角 λ 比较接近倾倒角 δ 的情况下；
（ 4）转动剪动一旦起动，摩擦角将随之而降低，
甚至变为负值，因而剪切位移的跃变（粘滑）现象也十分明显，并且往往造成突发性破坏；
（ 5）碎块的边角越多，愈趋向于圆球形，则其翻转角 δ 也愈小乃至接近于零，此时转动摩擦将变为滚动摩擦。后者为前者的一种极端情况，滚动摩擦角?变得很小。碎块也可在剪动过程中由于相互摩擦、错位而使,棱角,破坏从而降低转动摩擦角，这种效应可导致剪动位移速度迅速增大。
3.2.3 弯曲变形破坏机制与过程
3.2.3.1 岩体弯曲变形的基本类型与主要特征
近地表岩体和工程岩体中所发生的弯曲变形，都表现为具有一定塑性和延性变形特征，并伴有脆性破裂。
按受力状况，可分为横弯曲和纵弯曲两类，按弯曲板梁约束支承情况，可分为简支梁，外伸梁和悬臂梁弯曲等
(图 3— 20)。
现象与理论计算表明，弯曲板梁的轴部和翼部变形破裂的机制与过程有明显差别。
轴部区 (或枢纽部位 )是压应力和拉应力的集中部位，也是变形破裂最显著的部位，并且这个部位的变形破裂对整个板梁的演化起着重要控制作用 (图 3— 21)。
翼部区则主要表现为剪应力集中所造成的变形与破裂，这方面的问题已在前一节中作了详细讨论；值得注意的是由此造成的板梁之间的滑脱脱离现象；有的研究者称为弯曲滑动或分离滑动 (如图 3-21(b)，由于滑脱的产生，轴部区的应力集中现象也有所缓解，
影响了轴部区的演化方式。滑脱还可表现为多种其他方式。
3.2.3.2 横弯曲条件下岩体的变形与破坏
1,轴部区的变形与破坏
现场观察与模拟研究证明，岩体在横向力作用下弯曲变形破坏的演化过程具有明显的
阶段性特征。图 3— 22为弹一塑性有限元模拟成果，以等效 <单轴 )应力 [σ] 表示板内
应力状况，等效于三向应力效应，表达为：
(3-19)
当 σ 达到岩石屈服应力 σ y，则判定发生塑性破坏。
模拟中考虑了桥梁的自重应力场，并假
定为静水压力状态，亦即 σ ＝ o。演化过程可划分为三个阶段：
(1)轻微隆起阶段 (图 3— 22中的 1)
上隆初期应力状态发生显著变化的部位主要分布在板梁底部隆起中心的两侧和顶面中
心部位。顶部中心部位虽已出现拉张变形，但尚未出现塑性破裂，仅在底部出现小范围破
坏。模型所示特定条件下，上隆量 (H)约为板梁厚度 D
的 1,8％。
(2)强烈隆起阶段 (图 3— 22中的 2)
顶、底部塑性破坏区相互贯通，形成一宽度大体与隆起带宽度 (只 )相当的拉张破碎带，模型的 H／ D为
2.8％。
(3)折断破坏阶段 (图 3— 22中的 3)
轴部区顶、底面塑性破坏区形成并不断扩展。由前述应力分析 (公式 3— 19)可见，由于塑性破坏区的形成，尤其是板梁顶部拉张破裂的出现，特使承受弯矩的板梁的实际厚度减薄，应力集中现象向板梁中部推进，因而弯曲破坏实际已进入不稳定破裂阶段。该阶段模型的 H／ D为 4.9％。
2,横弯曲过程中的滑脱（下图）
3.2.3.3 纵弯曲条件下岩体的变形与破坏
纵弯曲的形成较横弯曲要复杂一些。可有如下情况：当岩体板梁原始状态起伏弯曲时，在轴向力作用下，板内应力将叠加一弯矩产生的附加应力，从而使弯曲形成；当板梁为平直状态时，如轴向力为偏心加载，也可使板内叠加使其弯曲的弯矩，形成弯曲，如轴向力为均匀加载，则只有当轴向力达到使板梁屈曲
(Buckling)时，才发生明显弯曲或折断。
1．板梁的屈曲
造成板粱屈曲，其临界纵向压力
常按经典欧拉公式确定：
（ 3－ 20）
采用惯性距 J＝ bh3 /12,则临界应力（ σ cr)为：
（ 3－ 21）
当岩体为多层板梁，假定硬软相间、等厚互层，且不考虑层间摩擦阻力时，则有：
2
2
l
EJN
cr
22
12
l
hE
cr
（ 3－ 22）
而容易弯曲的波长（ Wd)为：
（ 3－ 23）
式中,E1,E2,η1,η2 分别代表硬层和软层的弹模和粘滞系数,h为板梁总厚度,n为板梁层数。
由以上分析可见，相同厚度的板梁，分层愈密，即单层厚愈薄，则弯曲波长愈短，且也愈易发生弯曲。据此推论，在不等厚互层板梁中，可由不同波长的弯曲层组成那个（图 3－ 20（ B） c）。
3/1
2
2
21 )
6(2
3
n
EE
cr
3/1
2
1 )
6(2?
nhw
d?
2.轴部区的变形与破坏按弹性理论，板梁一旦屈曲则被折断破坏。但地质体和岩体中更普遍的情况式板梁在轴向压力作用下，表现一定塑性变形和流变特征，逐渐弯曲达到破坏。演化过程也可划分为三个阶段（图 3－
25）。轻微隆起阶段（图 3－ 25（ a）），弯曲板梁顶面出现少量拉裂隙、底面附近可见少量稀疏发育的剖面 X剪切断裂；强烈隆起阶段 (图 3－ 25（ b） ),
顶面普遍拉裂且向深处扩展，底面附近的 X断裂扩展至中性层附近；至剪断破坏阶段（图 3.－ 25
（ c）），剪 切断裂穿过中性层与拉裂贯通，或切断板梁形成,逆,断层。
3．纵弯曲过程中的滑脱
(1)背斜式滑脱可有多种形式．图 3--21(b)所示为一种较普遍的方式。
层间滑脱使轴部板层间架空 (虚脱 )，扳梁整体性降低．更易使板梁被分层破坏。 在一定条件下，可出现由冀部板梁中的低序次剪裂 [R，参见图 3--12(a)]发展而成的滑脱，其形成过程如图 3— 29(a)’所示。当弯曲岩体下伏有轴向力作用下发生塑性流动的软弱岩层时 [图 3--26(b)]，也可因软岩,上涌 "
而造成滑脱 [图 3--26(b)]。
背斜式滑脱不仅是弯曲岩体的一种特殊破坏方式，井且也是造成岩体碎裂松动的重要形成机制．例如在地质体中，
受强烈挤压的背斜的倾伏处，可因为两翼滑脱，逆断层在地面交汇，形成一楔形松动体 (图 3— 27)。
(2)向褂式滑脱其形成过程如图 3一 28所示。弯曲的层状岩体因某种原因 (如地质过程中的剥蚀 )使板梁被切断（图 3--
28(b)），弯曲变形的继续则有可能使抗剪强度低的接触面发生滑脱（图 a--28(c)）。滑脱发动于临空端，
由于剪动时滑面强度降至动摩擦强度 (参见图 3--14)，
因而波及范围可达到图 3－ 28（ d）所示范围。
3,3 岩体在卸荷过程中的变形与破坏
3.3·I 卸荷破裂面的基本类型
岩体应力状态分析已指出，卸荷作用将引起卸荷面附近岩体内部应力重分布，造成局部应力集中效应；
并且在卸荷回弹变形过程中，还会因差异回弹而在岩体中形成一个被约束的残余应力体系。岩体在卸荷过程中的变形与破坏，正是由于应力状态的上述两方面的变化所引起的 (图 3— 29)。
应力分异 (重分布与集中 )所造成的变形和破坏，
其力学机制与前述加荷过程的情况类似。
在拉应力集中带产生的拉裂面在平行临空面的压应力集中带中形成的与临空面近于平行的压致拉裂面剪切破裂面拉裂面剪裂面
此外在卸荷过程也可产生弯曲变形，它总是与一些破裂面的生成相伴生。
3.3.2 差异卸荷回弹造成的破裂岩体中紧密相连而材料性质不同的颗粒体系 (图 3—
30)，如果在加荷过程中，
弹性强的单元 1引起纯弹性应变，而弹性弱的单元
2则在弹性变形后发生了塑性变形 [图 3— 30(b)]。卸荷回弹时，两者膨胀程度不一，于是分别在单元 1
和单元 2内产生了残余压应力和残余拉应力 [图 3—
30(C)]。一旦残余拉应力达到颗粒材料的抗拉强度，
助产生拉裂面 [图 3— 30(d)]。
3.3.2.应力史不同造成的差异回弹碎屑岩中碎屑颗粒和胺结物两者可具有不同的应力史，如左，
颗粒承受荷载被压缩，或产生切过颗粒的张性破裂面，方向和加荷方向近于平行 (a) 。在颗粒被压缩的情况下充人胶结物，因此卸荷时，处于压缩状态的颗粒力图膨胀，但这种膨胀受到胶结物的限制，使胶结物转为拉伸状态，一旦被残余拉应力突破，即产生沿颗粒边界的与回弹方向近于正交的拉裂面 (b) 。
在压应力作用下，岩体中原有裂隙或裂纹的端部发生压应力集中 [图 3— 32(b)]，如集中应力使端部岩石塑性变形或压碎，
应力集中部位随之向内部转移 [图 3— 32(c)]。这样，卸荷回弹时由于裂隙端部的回弹能力明显削弱，而内侧应力集中处的完整岩石具有高
3.3.2.2 差异卸荷回弹造成的剪切破裂
卸荷回弹同样可在岩体中造成残余剪应力，并导致剪切破裂。通常这种现象与卸荷边界条件不同所造成的差异回弹有关，在高地应力区钻进过程中所见到的岩心裂成饼状 (简称,裂饼,,下同 )现象，可作为阐明这类剪切破裂形成机制的力学模式。
岩心裂饼现象自本世纪 60年代末以来开始引起岩石力学界的注意，我国西南、西北几个新勘察的电站以及我国地下核试验所造成的高应力区也见到这种现象。它多半发生在坚硬完整的岩石中，如花岗岩、玄武岩、片麻岩等 。
图 3— 33所示为雅碧江上某电站河心钻孔中取出的正长岩岩饼，岩饼的厚度与岩饼直径大体保持一定的比值
(该岩饼比值约为 O,257— 0,269)，亦即直径相同者其厚度大致相近。岩饼略呈椭圆形、微微上凹，凹槽轴与长轴一致。破裂面新鲜，可见沿长轴方向的剪切擦痕和与擦痕方向大体正交的拉裂坎。上述迹象表明，
岩饼是沿长轴方向剪切破裂的产物，该方向代表钻进中岩心柱最大的侧向回弹膨胀方向，也相当于最大主压应力方向；研究表明，该方向与河谷近于正交 (参见
9,2)。
钻进中岩心柱的受力状况，可用图 3— 34加以说明。
如图所示，切出的岩柱由于受根部 x— x受限面的约束而不能充分回弹，其回弹的充分程度随距受限面高度 A
而增大。这种差异回弹使受限面上产生残余剪应力 τ,
其值视切出的岩柱中被约束而末释放的回弹力之大小而定。根据弹性力学森维南原理，受限面只能在一个局部范围内约束岩柱的回弹，超过某一临界高度 h0的部份则已充分回弹，所以沿岩柱短轴方向中垂面上法向残余压应力与受限面上残余剪应力两者可有如图 3—
34(b)所示变化图式。
由图可见，当切出的岩柱所达到的高度已足以使岩柱边缘的最大剪应力达到以致超过岩石的抗剪强度，则岩柱沿受限面被迅速剪断，所以在一定的地应力环境中，同类岩石的岩饼，其厚度与直径的比值十分相近。
根据以上分析可知，在高地应力区的河谷下切或人工开挖过程中，特别当地区最大主压应力方向与谷按近于正交时，由于坡脚根部受限面上下岩体的差异回弹，也可于坡脚一带造成平缓的剪裂面 (图 3— 29中
9)。当岩体中含有平缓的软弱面时，这种现象就更易发生 (图 3— 29中 l0)。
3.3.3卸荷造成变形破裂的空间组合模式
根据以上分析，以河谷区为例，河谷形态和地质条件不同，卸荷造成的变形破裂的发育状况和空间组合形式也各异。例如平缓层状岩体组成的宽谷区，一般情况下可具有如图 3— 36(a)所示的发育状况，当侧向地应力 (σ y)较高时，往往造成 谷底隆起,甚至形成
,空洞,,是这类地区影响坝基稳定性和渗漏条件的重要因素；而高山峡谷区，发育状况可有图 3— 36(b)
所示形式，当侧向地应力较高时，坡脚谷底一带坚硬完整的岩石中可形成一高强应力集中带，积存很高的弹性应变能 。
3,4 岩体在动荷载条件下的变形与破坏
3,4,1 动荷载下岩体的应力状态
动荷载来源于天然地震、诱发地震、化爆、核爆以及机械振动等。
动荷载在岩体中造成的动应力，实质上是在岩体中传播的一种应力波 (stress wave)，它的传播方式与发震方式有关。
地层或爆破给岩体以突然的初始位移，使岩石受冲击而发生反常应力，岩体以其本身的震动特征来决定这种应力波的传播方式。由于岩体存在有阻尼，因此激发产生的震动终会消失 [固 3— 37(a)]。
机械振动通常是连续作用的，并且作用力本身具有特定的振动特征，它对岩体产生的动应力称为干扰力。
应力波以强迫振动方式传播 [图 3— 37(b)]，岩体的最终稳定运动频率和外加干扰力的频率一致。
3.4.2 岩体结构特征对应力波传播的影响应力波在穿过某些地质界面时，由于两侧介质特性的差异，
特产生反射波，因此在界面造成反射波应力 (σ r )和透射波应力 (σ t ）它们与入射波应力 (σ 1 )之间有如下关系：
σ t ＝ 2 σ 1 /（ 1＋ n） （ 3－ 29）
σ r ＝ σ 1 （ 1－ n） /（ 1+n) （ 3－ 30）
式中,n＝（ ρ 1E1/ ρ 2E2） 1/2= ρ 1Vp1 / ρ 2Vp2ρ 1,ρ 2,
E1,E2,VP1,VP2,岩体的密度、弹模和 P波传播速度。
应力波的上述反射机制，使得在各类结构面附近出现了复杂的动应力分异效应。根据上述公式，可概括以下几种在岩体稳定性评价中极为重要的动应力分异情况。
(1)当应力波从相对坚硬的岩体传入较软弱的岩层中，亦即 E1>E2时，由于 n>1，此时产生的反射波为拉伸波，则将在界面处产生拉应力，并且两介质的 E值相差愈大，拉应力值愈高。显然，这种情况对岩体的稳定性是很不利的。科茨曾指出，爆炸在靠近自由面的岩石内发生时，在自由面附近出现的逐层剥落现象，即是发射波应力的后果。应该指出，
裂隙面、尤其是有一定张开度的或被充填的裂隙，
其本身就是介质特性突变部位，也将产生反射波应力，促进其被拉裂。
(2)应力波穿过软弱夹层或断层破碎带时，由于应力波的反射机制和低强度岩石吸收了大量的能量，所以这些软弱带成为一个阻挡动应力的屏障，
它使传入其后的动应力显著削弱 (图 3— 38)。
3.4.3动荷载作用下岩体变形破坏特征动荷载作用下岩体处于反复的瞬时加荷和卸荷状态，变形破坏表现为两种状态的综合结果。
3.4.3.1 变形破坏的分布规律在爆破动应力作用下，爆破中心附近岩石的变形表现出一定的分布规律。以点源爆破为例，其周围岩石变形破坏规律如图 3－ 39所示。爆心一带岩石承受巨大的径向压力，并出现巨大压缩使之形成切向压力，
岩石遭受挤压剪断破坏，破碎成碎许或岩粉（图 3--
39a区）。外围区径向压力衰减，径向压缩变小，切向压力也降低或消失，可产生径向压致拉裂裂隙（图
3－ 39b,c区）并由于压力波的反射机制，可造成环绕爆破中心的环向张裂隙 (图 3— 39b区 )，但分布范围较径向裂隙小。
3.4.3.2 动应力效应岩体稳定性评价中更为关注的是动应力的参与对岩体 (稳定性的影响，应注意以下两方面效应。
1,触发效应触发效应可表现为两方面：
(1)如前所述，应力场可在裂隙或软弱夹层中产生反射应力波，造成瞬时拉应力。因而当岩体中某些软弱结构面本身巳具有或储有足够的剪切应变能时，应力波 (如地震或爆破引起的震动 )的介入则有可能促进这些结构面发生破裂，如岩体稳定性已接近临界状态，
或某一控制画已近于贯通，由于震动可使岩体突然受荷而丧失稳定，导致破坏突然发生，这种现象在斜坡岩体的变形破坏中尤为突出 (参见图 9一 15)。
(2)某些对震动特别敏感的岩体或土体，如饱水的碎裂岩体、松散岩体，饱水的疏松砂土、敏感粘土等，
在动应力作用下可因骨架的迅速变形造成空隙水压力的突然变化，从而导致岩体失稳，崩溃或土体液化 (见第七章 )等。
2,累积效应岩体若在地震力的某一作用方向出现剪切失稳，
由于作用时间短暂，它可能造成一次跃变剪切位移而并不破坏，但多次位移的累积，如果使剪切面中某些锁固段被突破，或越过某些凸起体，造成抗剪强度显著削弱，则有可能导致最终破坏。因此，必须具体确定动应力作用下的上述累积效应，才能正确判定岩体变形破坏的可能性 (见第九章 )
3.5 岩体变形破坏过程中的时间效应岩体变形破坏过程中的时间效应表现为两方面：其一，
在应力恒定的情况下岩石变形随时间而发展，称为蠕变
(creep)；其二，庄变形恒定的情况下岩石内应力随时间而降低，称为松弛 (relaxation)。
岩体的蠕变是一种十分普遍的现象，在天然斜坡、人工边坡、地下洞室围岩中可直接观测到。岩体因加荷速率、变形速率不同所表现的不同变形破裂性状，岩体的累进性破坏机制和剪切粘滑机制等，也都与时间效应有关。
研究证明，坚硬岩石即使在低应力的长期持续作用下，
也会像流体那样具有粘滞流动的性质，因而提出了伯格斯模 (Burgers model)。它由马克斯韦尔模型与凯尔文模型串联而成 (图 3— 41(a)]，属复合粘弹性模型，用来表示较坚硬岩石的流变特征．其蠕变应变 ε T表示为：
（ 3－ 31）
12
2
21
e x p1 tT EtEE
式中,E1,E2和 η 1,η 2分别代表被串联的马克斯韦尔和凯尔文两模型中的弹性模量和粘滞系数。蠕变参数根据试验求得。
坚硬岩石的上述性能已为室内模拟试验和大量野外调查资料所证实 (详见第九章 )。
伯格斯模型的应变是没有极限的，作为一种复合粘弹性模型，它的应变将无限制地作粘性流动，
不反映何时屈服，因而不能全面地表示岩石介质的性能。实践证明岩石介质粘弹性流动到一定程度以后，或应力超过某一屈服值 (σ y)，将进入塑性状态。宾汉姆 (Bingham)模型考虑了这一情况，建立了由弹性、粘性和塑性三个元件组成的弹 -粘塑性模型。西原模型将宾汉姆模型与凯尔文模型串联起来，
表示了岩石介质弹性、粘弹性和粘塑性三方面特征 (图
3— 41(b))，蠕变应变表示为：
σ ≤ σ y时 （ 3－ 32）
σ ＞ σ y时 （ 3－ 33）
更为完善的介质流变模型仍在探索中．朗格
(Langer)在第四届国际岩石力学大会的流变学综合报告中指出，经过修正的索弗尔德 -斯科特 -布内尔介质流变本构模型，是当前最具普遍性模型 [图 3— 41(c)]。
1121 e x p1 EtEET
tEtEE yT
21
1
21
e x p1
由以上分析可见，当 σ>σ y时，岩石实际表现为塑性流动．岩体中由于软岩的塑性流动而产生的现象是相当普遍的，即使表层岩体在重力场作用下，也会发生塑流。图 3－ 42所示河谷谷底所见,鼓起,现象即是典型例证，它们都是由于河谷下切卸荷，两岸下伏的粘图 3－ 42 下伏粘土或软岩塑流造成河床,鼓起,的实例
（ a）英格兰布桑溪河谷底里阿斯粘土的,鼓起,（据 Hollingworth等，
1944）①－粘土；②－砂岩；③－粘土；④－石灰岩；⑤－粘土；⑥－页岩；⑦－冰碛层（ b）卢西兰河床中泥质页岩的挤出（据查鲁巴,1956）
①－早白垩纪泥质页岩；②－方沸粗玄岩；③－板岩；④－河床中扰动的页岩土或泥质页岩在上覆岩层重力压缩下，向河谷长期缓慢塑性流动所造成，软岩的塑流和,鼓起,使上覆岩体发生弯曲、
下陷或断裂。
3.5.2 岩体的累进性破坏和加速蠕变前述分析已指出，岩体承受的应力一旦超过了它的长期强度，则将进入累进性破坏阶段，它相当子岩体的加速蠕变阶段。
岩石的蠕变试验曲线 (图 3－ 43)表明，仅当荷载达到或超过某临界值 (相当岩石的长期强度 )的情况下，岩石的蠕变才有可能在经厉了前两阶段以后，继续进入加速蠕变阶段，
并最终导致破坏。试验还证明，岩石的应变速率 c随荷载增高而增大 [图 3－ 43(b)]，同时加速蠕变达到最终破坏所经历的时间也随之缩短。
图 3－ 43 砂岩梁弯曲蠕变试验关系曲线在岩体稳定性分析中，对岩体变形破坏作时、空预测时，需要判定岩体进入累进性破坏的临界应力状态，也需要判定不同条件下累进性破坏发展为最终破坏所需要经历的时间，这是一项十分重要的工作，但迄今为止尚无成熟的经验和方法，有待于进一步研究。
为确定岩体的长期强度，显然不仅要考虑岩体可能的破坏方式，并且也要考虑岩体结构特征对局部应力集中效应的有利程度。例如结构面的连续率愈高，其中局部的非连续部位的应力集中程度也将愈高。因而某些规范中经验规定当连续率大于 5O％
时，结构面的抗剪强度则不宜再考虑其非连续部位岩石的内聚力。
又如结构面上不同等级的起伏 [参见图 3－ 15(b)]也应分别对待。
凸起体愈窄小、起伏角愈大、分布愈不均匀，应力的局部集中程度也愈高．因而在稳定性分析中只能考虑那些宽厚、平缓且分布又较均匀的起伏所能增高的那部分抗剪强度。同时，还必须考虑岩抗风化和抵抗地下水等外营力作用的能力，这些作用降低了岩体的强度，促进累进性破坏的发生和进展。
在实际工作中可以根据岩体动态长观资料来预测岩体的变形破坏，例如地下洞室围岩变性形长现资料、边破位移长观资料等。图 3－ 44所示为某露天采矿边坡的位移－
时间曲线图，根据 1969年 1月 13日以前所测得的资料，初步判定边坡岩体于 10月底至 11月初进入加速蠕变阶段，并且根据曲线 A的延伸情况成功地预测到边坡于 l969年 2月 18
日发生破坏。
3.5.3 岩体变形破坏与应变速率的关系根据岩石的流变模型可以进一步讨论岩体应变速率与其变形破坏的关系。为简便起见，以上述模型中含有底马克斯韦尔模型为例进行讨论．其蠕变应变表达式为：
（ 3－ 34）
则应变速率 C表示为：
（ 3－ 35）
由上式可见：当 C＝ 时,＝ 0，亦即
＝ 0,σ 为常值，
也就是说此时岩体内的应力保持不变；
t
ET
t
EC T
.
.,1
E
,1?E
当 C<σ/η 时,σ<o,则岩件内的应力有随时间递减的趋势，亦即应力松弛；
当 C> σ/η 时,σ>o,则岩体内的应力有随时间递增的趋势，直到达到的应力值与应变速率 C相适应时为止。
由上可见，岩体变形过程中存在着一个临界应变速率 (C0，
如花岗岩，根据伊藤等的试验,C0为 (10-14－ 10-13） /s），从这一概念出发，可得出以下两点重要认识：
(1)当岩体的实际应变速率低于临界值 C0时，岩体在受力的初随应变的增大发生应力积累。但当应力增大到 — 定程度以后，应力也就不再升高，继之以随时间增长的流变，岩体不分进入加速蠕变阶段。相反，当 C等干或大干 C0时，岩体变形进展必将进入加速蠕变阶段，岩体内应力不断积累，则可能最终导致岩体破坏。
(2)当应变速率因某种原因转为递减趋势或降为零时，岩体内已积累的应力将随时间而松弛。例如当式 3
－ 5中 C＝ 0时，则有或两侧积分得：
式中,σ 0为岩体内初始应力。积分后得：
t
dt
Ed
dt
Ed
E
0
.
0
0
1
tE 0lnln
也就式说，岩体中的应力降为初始应力的 1／ 2.718所需的时
t＝ η/E,该时间称之为松弛期 (relaxation time)，以 T表示。以灰岩为例，设粘滞系数？泊，弹性模量 E＝ 6.5× 109N
／ cm2，则松弛期 T约等于 3200年。所以，一些研究者认为地壳表层高地应力区通常总是和近期构造变动有关。
在实际工作中，可以应用地貌第四纪分析或设立变形精测装臵来估算或测定沿断裂面、滑移面的历史的或现时的应变速率，据此时岩体变形破坏进行预报。这种预报方法不需要了解变形随时间的变化趋势，因而它能更早地预见岩体变形破坏所处发展阶段和发展趋势。
tE e x p0故,（ 3－ 36）
当 t=η/E 时，则 7 1 8.2
00 e
(3-37)
式中,α 为常数； P1为单位时间内测得的被嵌入物的抗嵌入强度。
由于凸起体嵌入面积随时间而增大，所以，无论是剪断凸起体、还是在接触面中犁槽，结构面的抗剪阻力都有所增高，
因而可以想象，结构面的静摩擦系数 fs也将因嵌入蠕变的进展而有所增高，两者之间的关系可定量表示为：
(3-38)
式,fs为单位接触面时间的摩擦系数。
ss ftf )lg1(
1
)lg1( PNtA
这就意味着嵌入蠕变时间增长，结构面静摩擦与动摩擦之间的差值增大，因而粘滑发生时能释放出更大的能量。
由上还可推论，在滑动中凸起体嵌入的面积 A以及与此相关的动摩擦系数 fk与滑动的速度（ V）有关，滑动速度愈快，接触嵌入的时间也愈短暂，所以 A和 fk两者均随速度的增大而降低，可以下列关系式表示：
(3-39)
(3-40)
式中,β 为取决于常数 α 和凸起体形状的常数 ; fk相当于 S/ P1(S为嵌入体抗剪强度）
kk fVf
P
NVA
_
1
)lg1(
)lg1(
由上述关系式可见，仅当滑动速度保持不变时,A和 fk才为常值．
据以上试验和分析，可得出两点结论：
(1)按运动特征，沿结构面的滑移有稳滑与粘滑两种基本类型，稳滑状态的产生条件不仅与结构面特怔有关 (如结构面较为平坦或夹由足够厚的夹泥等 )，并且还必须与不同断的匀速运动相累．世界著名的美国圣安德烈斯大断层的某些段是自然界宏观稳滑断裂的极好实例。据研究和观测，该断层中平直段，断层帖土充填物的分布可选 12km深．并且一直保持着平均约 3cm／ s左右的滑动速率．可以想见，任伺处于稳滑状态的断裂面，都会因滑动速率的陡然增、减而引起粘滑或孕育着断的粘滑,
(2)粘滑时释放的能量的大小不但与不同的粘滑机制有关，对于某一特定的剪切滑移面而言，停止活动承受法向应力的时间愈长则粘滑时释放的舵量也就愈高．
以上两点对于分析地震的发震机制，以及阐明岩体失稳时滑动的动力特征，都具有十分重要的意义，
3.6 空隙水压力在岩体变形破坏中的作用地下水普遍赋存于岩体之中，它与岩体间的相互作用主要可归为两个方画：一是地下水与岩体间发生机械的、物理的或化学的相互作用．使岩体和地下水的性质或状态发生不断的变化，二是地下水与岩体间发生的力学方面的相互作朋．它不断地改变着作用双方的力学状态和特性．
AB面上的应力可用图 3－ 45（ c）的莫尔圆表示。由该图可见，空隙水压力的作用使整个莫尔圆向左侧移动,AB
面上有效正应力（?s ）降低，等于总正应力（? ）减去空隙水压力（ pw），即：
s＝? － pw
由于空隙水压力垂直作用于结构面，因此它对剪应力不发生影响，即：
s＝?
这样，干燥岩体 AB平面上的抗剪强度：
S＝?tg?＋ c
而含空隙水时,AB平面上的 抗剪强度：
S＝（?－ pw )tg?+c (3-41)
上述关系表明，由于空隙水压力的作用，岩体强度降低了 pw tg?,结构面也将因此而张开，引起岩体变形。一旦因空隙水压力增大使结构面的抗剪强度降至与剪应力相等时（ s=? ），则将引起岩石破坏。
上述有效应力原理在应用于仅含有空隙的岩石材料时，由于空隙水压力仅存于其间的孔隙之中，因此需要考虑孔隙水压力作用的有效面积系数 η,
其物理意义如图 3－ 46所示。因而岩石材料中的有效正应力和抗剪强度为：
（ 3－ 42）
（ 3－ 43）
对于不同的岩石材料，由于孔隙度的不同,η 值可变化于 0
－ 1之间，可由试验测定，也可按吉尔茨马（ Ceertsma）的关系式进行计算，即：
ctgpS
p
w
ws
)(
（ 3－ 44）
式中,Bc为岩体的体积弹性模量,B为岩体的体积弹性模量，且
（ 3－ 45）
E和?分别为岩体在无孔隙水压力作用时外力作用下的弹性模量和泊松比。
按 3－ 44式计算，混凝土的?值大约为 0.84，与试验结果相似。而用三轴试验法测得花岗岩的?值为 0.65
CB
B1?
)21(3
EB
显然，有效面积的大小与岩石的空隙率有一定关系．不过进一步的实险表明它还与岩石的某些性质有关．某些柔性较高的岩石，如石灰岩、大理岩．白云岩等，在低压力条件下，其?值大于 0.5，甚至接近于 1，
但在较高的应力条件下，它们的变形和强度几乎与孔隙水压力无关,?值接近于零。这可能与岩石具柔性有关，在较高应力下矿物发生柔性适应，使岩石中的孔隙或 微裂隙有关，因而水无法进入。
应该指出，在变形试验中求得的?值只表示有效面积的平均值，而不是在研究岩体的稳定性或破坏时所必须考虑的最坏情况下的最大值。因而在研究破坏问题时，即使是完整岩体，也必须选取? 。在研究大型建筑物的变形问题时，塞拉芬 (serafim,1969)
认为，对于裂隙岩体仍取?＝ 1，而对于完整块体状岩体，
可考虐采用较低的?,其大小按试验确定．
3.6.2空隙水压力的变化对岩体变形破坏影响上进分析表明，无论是哪一种类型的岩体，有效应力原理是普遍适用的，岩体的变形破坏取决于有效应力，
因而岩体内空隙水压力的变化必将对岩体的变形破坏产生影响．
引起岩体内空隙水压力变化的原因，可有以下几个方面．
3.6.2.1 地下水补给排泄条件的变化引起的岩体内空隙水压力的变化例如特大降雨、洪水、持续干旱、人工抽水、注水或水库蔷水等．均能造成地下水位大幅度的变化，
从而引起岩体内空隙水压力的增减。
这类变化往往具有区域性恃怔，影响的范围和深度都可以较大，例如水库落水使地下水位拾升．根据卡布里耳坝的观测资料证明，由于岩体中空隙水力增高．出现山体高度增高，两侧谷壁相互靠近的现象。
而大面积的长期抽取地下水引起的地下水位的降低，
含造成大范围内的地面沉降 (见第八章 )．一些巨型的崩滑体的发生，常常也与这类变化有关。水库蓄水和深井注水还可引起深部岩体破裂，造成水库地震 (见第六章 )．
一些研究表明，上述因素所造成的水位变动与岩体内空隙水压力变化之间总有一定的时差，
且遁常空隙水压力的变化总是滞后于气象、水文条件的改变，图 3－ 47所示为卡布里尔水库水位与坝基某点空隙水压随时间而变化的曲线．它清楚表明，水库水位和该点空隙水压力之间有 4天的时差。看来时差的大小与测点的位臵和岩体的透水性密切相关，测点距补给源或排泄点位臵愈远，
透水性愈小，则时差愈大，了解这一点对于判明水库地震的诱发机制和预测崩滑体活动状况有重要意义．
3.6.2.2岩体受荷状态的变化引起的岩体内空隙水压力的变化土力学中已指出，资加荷过程中，饱水的土体所承受的附加压力 p时由水和颗粒骨架两相分别承担的 。其中由水承受的压力称之为中性压力 Pwe，由颗粒骨架承受的那部分压力称之为有效压力 Ps,这种由于附加压力引起的中性压力，它不同于由土体中静水压力造成的空隙水压力 Pw0，称之为剩余空隙水压力或超空隙水压力（ excess pore pressure）表示为：
p= Pwe +Ps
或 Pwe =p－ Ps
超空隙水压力的出现，显然使土体的抗剪强度降低：
S=(?S - Pwe)tg?+c (3-46)
当 Pwe=? － Pw0时，抗剪强度几乎为零，砂土类土和饱和水敏感粘土可因此而发生变化（参见第七章）
固结的理论同样也适用于较软弱破碎的岩体。
坚硬的裂隙岩体，由于透水性和排水条件均较土体为好，变形模量也远铰土体为高，因而缓慢的加荷过程很难在岩体内形成具有实际意义的超空隙水压力．但是突发的规模较大约动荷载 (如地震，人工爆破 )，则可因裂隙中的水来不及消散而造成瞬时的较高的超空隙水压力（如图 3— 48(a)所示 )．因此，在分析地震或人工爆破对饱水岩体稳定性的影响，必须考虑这一因素，尤其当裂隙中充有粘土等降低裂隙透水性能的物质时，这种影响更为明显,
3.6.2.3 岩体变形破裂引起的岩体内空隙水压力的变化岩体变形进入破裂阶段（尤其是进入不稳定破裂阶段）
以后，破裂造成扩容现象可引起空隙水压力发生显著变化,
岩体所处环境不同，可表现为不同的变化机制 。
1.膨胀强化机制根据岩体三轴试验分析（参见图 3－ 1），可有两种表现方式：
（ 1）饱水封闭岩体在受力过程中，扩容部位造成真空，使空隙水压力迅速降低，甚至变为负（参见图 3－ 1中空隙水压力曲线①及图 3－ 48（ b）），
产生所谓岩体强度的,膨胀强化,现象。扩容停止以后，空隙水压力随着四周地下水的缓慢流入而部分回升 ;
（ 2）非封闭的、水进出较为畅通的岩体，也可由于迅速加荷造成的破裂扩容迅速超过四周地下水流入扩容区的速度，而引起与前者相似的,膨胀强化,现象。不过区别在于一旦扩容速度减缓或停止，
空隙水压力可迅速回升 (参见图 3— l空隙水压力曲线
② )。
上述分析还表明,,膨胀强化,是 — 种暂时性现象。随着四周地下水,缓慢,或,迅速,进入扩容体。
负压现象亦即降低或消失，岩体将因丧失这种临时性的,强化,而导致最终破坏。因而由,膨胀强化,所引起的一些特征现象，如地下水位由急剧上升 (表明岩体被强烈挤压 )转为平静或下降（如 1958年邢台地震发震前所见 )，滑坡滑前所测的微震（表明岩体出现破裂 )
的突然消失 (如 1983年甘肃洒勒山滑坡滑前微震测试资料所示 )以及滑移速度由加速突然制动等，都可能是岩体破坏的预兆．在临震或临滑预报中．具有重要意义 。
2．超空隙水压力激发机制岩体剪切变形破坏过程的前述分析中已指出，某些剪切椿在演化进程中可出现扩容和压缩交替出现的现象．以单剪切带的演化模式 <参见图 3— 12)为例：当剪切带中出现拉张裂隙，井被地下水充填饱和，如果进一步剪动造成塑性破坏使位张裂隙压密，这一过程十分迅速以至于空隙水被,封闭,在剪切带中不能及时排出，则有可能在剪切带中造成异常超空隙水压力，它甚至可使有效压应力降为零，
成为导致岩体破坏的重要激发机制．
此外，某些外动力地质作用．也可促成这种激发机制的形成．例如在斜坡的潜在剪切带中．如果正好是地下水渗透变形或溶蚀作用活跃带，造成岩 (土 )体结构,粗化,
或空隙率增高，一且因剪动而引起结构破坏和突然压密，
则可激发起很高的超空隙水压力，成为斜坡失稳和高速滑坡的重要形成机制之一 (详见第九章 )。
3.水击（锤）机制当破裂扩容区与具有高水头的地表水体（如水库、湖泊）
直接连通，由于地表水迅速贯入，尔后又因出口排水不良而堵塞，此时可产生,水击,,在突然出现的破裂面中造成惊人的高水头超空水压力。图 3－ 49表示了 1932年西格陵兰所观察的冰裂缝中喷出的高达 300m的喷泉这一奇观的形成机制。冰川从大陆向湖泊运动，其前缘承受湖水的浮力，致使冰川,折断,。
湖水在高达 700m的水头差迅速贯入裂缝，由于出口处裂缝狭窄，
阻塞高速流动的水流，因而造成水击，形成喷泉。水击机制对于水下岩体的突发性崩坏具有很重要的意义。空隙水压的上述变化的某些定量评价，将在以后有关章节中结合具体问题再作详细讨论。
3·7 岩体变形破坏的地质力学模式以上分析表明，岩体在不问应力状态下其最终破坏不外乎剪切破坏和拉断破坏这样两种主要方式．但是，不同岩性和蛄构特征的岩体，在不同的应力状态下，其变形破坏过程则是多种多样的，并且过程中时间效应特征和空隙水历力所起的作用也各不相同。
根据岩体变形破坏的模拟试验和理论研究，结合大量地质观察资料，可以从岩体变形破坏过程中划分出若干基本单元．井用这些单元的特定组合表征岩体变形机制和演进特征．建立岩体变形破坏的地质力学模式。基本的变形破裂单元可分为拉裂、蠕滑 (滑移 )．弯曲和塑流四种．
拉裂 (fracturing)，为拉断破裂，包括以拉应力为主造成的拉裂（ tensile cracking)和以压应力为主造成的压致拉裂 (compression cracking)．共力学特征表现为弹性介质模型．
蠕滑 (creep sliding)为剪切变形破坏，包括沿某潜在剪切面的剪切蠕变 (creepshearing)、沿原有结构面的滑移 (sliding)和介于两者之间的蠕变一滑移，即蠕滑 (图 3— 50)。其流变特征一般属粘弹 — 粘塑性介质模型,
弯曲 (bending)系指弯曲变形，按受力方式可分为横弯曲和纵弯曲，按支撑约束方式可分为简支梁、并伸梁和悬臂梁弯曲等。其流变特征一般属粘弹 — 帖塑性介质模型,
塑流（ plastic flowing)系指岩体中的软弱层 (带 )的压缩和向临空或减压方向的塑性流动．包括岩体中原有软弱层的塑性流动，也包括岩体变形破坏发展中的压碎带或塑性破坏带的塑性流动．其流变特征属粘弹－塑性介质模型以上四个变形破裂单元中，后三者具有明显的时间效应，它们决定了岩体变形破坏演化过程中的时间效应特征。
拉裂的产生往往具有突发性，是岩体演变进程中可能引起空隙水压力跃变的重要因素,
对不同荷载条件下岩体变形破坏过程所怍分析表明，
各变形破裂单元井非单独产生，一种单元的出现总是伴有另外一些单元，并且往往是一对互为因果的单元对岩体变形破坏进程起主导作用，反映丁演化过程中内在的力学机制．因而，据此可将岩体的变形破坏机制划分为若干基本的地质力学模式（图 3-51）。
(1)蠕滑 (滑移 )－拉裂可发生在各类岩体中，但以块状，层状和散体状岩体中多见．表现为一定形状的岩体沿岩体中原有的 0软弱面或潜在剪切面的蠕滑，井伴有向滑移面方向逐渐收敛的拉裂，如图 3— 51,1所示．斜坡体中的这类变形往往可于变形体的后缘直接观测到拉裂缝，它是判断变形的发生和进展情况的重要标志，发生在坝基的这类变形．可使坝址部位岩体拉裂，从而造成防渗帷幕失效．洞室边墙或顶拱围岩中的这类变形，将增高围岩对支撑的压力，这类变形的进展主要由蠕滑的发展所控制，一旦使滑移面贯通或剪断潜在剪切面．即发展为剪切破坏,
(2)滑移－压致拉裂，大多数发生在块状或层状岩体中．表现为一定形状的岩体沿软弱面的滑移，并伴以起源于 i滑移面的分枝拉裂面，如图 3一 61,2所示。
这类变形的发展可使岩体碎裂化，散体化，也可因拉裂画与滑移面的交接郎位压碎扩容，使两者连成贯通牲滑动面而发展为剪切破坏，
(3)弯曲－拉裂：主要发生在层状．尤其是在薄层状岩体中．表现为层状或板状岩体的悬臂梁弯曲．横弯曲和纵弯曲，井伴以层间拉裂，如图 3— 51,3所示．斜坡岩体中陡立的层状岩体经卸荷回弹扑在自重应力作用下发生向临空方向的弯曲，于后缘造成拉裂，
坝基陡立层状岩件在坝体水平剪应力作用下发生弯曲，
于坝踵部位产生拉裂，同样可导致防渗帷幕破裂失效．洞室层状围岩的这裂类变形可引起顶拱下陷、边缘突出．底板隆起，变形的进展可使一曲的尾 (板 )状岩体被折断，导救拉断破坏．
(4)塑流～拉裂，主要见于硬软相间互层状岩体中．通过下伏软弱县 (或破碎带。压碎带等 )的塑性流动导致上覆岩体弯折拉裂，如图 3－ 51,4所示，变形发展可使上覆岩件解体或造成剪切破坏．
(5)滑移 — 弯曲；主要见于层状岩体．表现为层状岩体顺层滑移并伴以纵弯曲，如图 3－ 51,5所示，弯曲部位内部可出现层间拉裂．变形的发展往往因弯曲部位被剪断成压碎而导致剪切破坏，
此外，岩体变形形式还可由两种或两种以上基本组合模式复合而咸，并且某些组合模式在发展演变过程中也可转化为另一种组合模式．
应该指出．当今构造地质学研究中，也倾向采用变形破裂机制对构造形迹进行分类 (Mattauer等,1984)．划分出剪忉 — 拉裂。弯曲 -拉裂等多种类型 (参见第一章 )．
建立岩体变形破坏的地质力学模式，在岩体稳定性分析中具有广泛的用途，例如：
(1)根据各模式的产生条件．预测岩体可能的主要变形破坏方式，
(2)在详细研究各模式演进的阶段划分判据和各阶段的典型结构图式的基础上，据实际观察到的变形破裂迹象和外貌特征来判定岩体所处演变阶段，预测其发展趋势，
(3)判定促进岩体变形破坏的关键部位以及岩体中的应力集中和营力活跃部位，为定量评价其稳定性相和制定整治方靠提供依据。
有关上述诸方面的详细讨论将在以后有关章节中进行。
3.1 基本概念及研究意义
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，因为岩体在变形发展与破坏过程中，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； 在此基础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 岩体变形破坏的基本过程与阶段划分
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
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
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发展为贯通性破裂面，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 贯通性破坏面,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,预测其发展趋势的重要依据 。
（ 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。岩体的不稳定发展阶段相当于 加速蠕变 阶段，进入此阶段的岩体达到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 岩体破坏的基本形式
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表明，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（ σ 2）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 σ 2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 =（ 2 σ 2-σ1 -σ 3） /（ σ 1 -σ3） ;
当 α=1时，即 σ 2 = 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 岩石的三轴试验表明：
（ 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 角度合适 时，则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。
模拟实验表明：
（ 1） 0o< α<8 o或 42o< α<52 o
岩体破坏破坏形式将 部分沿结构面剪切滑移、部分剪断完整岩石,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 部分沿结构面，
部分剪断岩石
（ 2） 8o< α<42 o
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>52 o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发展阶段的临界应力称为 长期强度 （ σ c ）。
岩体遭受最终破坏以后仍然保存有一定的强度，
称为 残余强度 。
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则，当 σ1+ 3σ3 ≤0 时，拉应力 σ3 对岩石的破坏起主导作用，此时拉破坏准则为：
σ 3? =-St （ St：岩石的抗拉强度）
当岩体中的结构面处于有利位臵时，岩体的抗拉强度远低于岩石，拉断破坏更易发生。
3.2.1.2 压应力条件下的拉断破坏
压应力条件下的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 β
为 30-40o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 2β,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（ compression fracture）
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。
按格里菲斯准则，当 σ1+ 3σ3 >0 时
其破坏准则为（ σ1 - σ3 ） 2/ （ σ1+ σ3 ） =8 St
(岩石的抗拉强度）
单轴条件下,? σ1? = 8 St
三向压应力条件下有：
（ σ1 - σ2 ） 2 + （ σ2 - σ3 ） 2 + （ σ1 -σ3
2/ （ σ1 + σ2 + σ3 ） =24 St
3.2.2 剪切变形破坏机制与过程
3.2.2.1 完整岩体的剪断破坏机制与过程一完整岩体的剪断破坏具有明显的阶段性。经压密、弹性变形两个阶段进入破裂阶段以后，内部变形破裂变形十分复杂（图 3－ 9） 。
1,沿潜在剪切面
的剪断机制与过程
（ 1）拉张分支裂隙的形成与扩展
（ 2）法向压碎带的形成
（ 3）潜在剪切面的贯通
2,单剪应力条件下的破坏变形机制与过程
当剪切变形发生在有一定厚度的剪切带中，表现为在单剪（ simple shear）应力条件下或一对力偶作用下的变形破坏。
在所形成的破裂迹象中较为常见和具有代表性的是雁列破裂面。这种破裂面进一步分为张性雁列和压扭性雁列两类，排列方式正好相反。 张性雁列缝 T的生长方向大体与单剪带中的最大主应力方向平行，与剪切方向夹角约 45°,有时还可形成共扼的两组低次序剪切裂隙。
压扭性雁列缝 P生长方向与剪动方向夹角大约与岩石材料内摩擦角相当。两者有时可在同一剪切带中叠加产出。
3.2.2.2 沿原有结构面的剪切机制与过程
这类破坏机制及过程与结构面特征密切相关。断续结构面，其剪切破坏过程与前者相近，这里着重讨论连续性较好的结构面 (带 ),按其抗剪性能可分为平面摩擦、糙面摩擦和转动 (滚动 )摩擦三类。
1,平面摩擦表现为平面摩擦特征的结构面，通常为地质历史过程中曾经遭受过剪切滑动、随后又未胶结的结构面，
如层间错动面、扭性断裂面、滑动面等。这类结构面在其形成过程中，随剪切滑动的发展，结构面的抗剪强度已接近残余强度 (图 3— 13① )；某些充填有足够厚的塑性夹泥致使隙面的起伏差和糙度已不起控制作用的结构面，亦具平面摩擦特征，其抗剪强度由夹泥的性能所决定。
对于这类结构面，一旦剪应力达到结构面的残余抗剪强度，或外力作用方向与结构面法线方向间夹角
α( 称倾斜角 )等于或大于平面摩擦角 φ s (一般情况相当于残余摩擦角 φ r)时，
即
S=σtg φ s
或 α ≥ φ s
则剪切滑动发生。
在三向应力状态下的起动判据，可采用公式 (3一
2，假定不考虑 C值，则有,
（ ncr为应力系数） 结构面的动摩擦角 φ k低于其静摩擦角 φ s,两者相差的程度与岩石性质、接触面的光滑程度、温度，充填物的性质，滑移速度，湿度以及振动状况都有关。某些材料试验表明动、静摩擦角的差别可以十分悬殊 (如铸铁的 φ s，为 48?，而其 φ k值仅为 8?30′),因而剪切位移一旦起动，由于静、动摩擦相差悬殊，可出现突跃的剪切位移，即所谓粘滑
stick— slip)现象。
如果图 3— 14中滑块为一不受弹簧约束的自由块，
一旦起动并在外力持续作用的条件下，可获得一定加速度作继续运动，直至外力降至 F2后 [图 3— 14(b)]，
才转为减速制动。
以上分析表明，受这类结构面控制的滑移运动对外力十分敏感。沿这类结构面的滑动也具有脉动特征，
通常认为沿其发生的稳滑很可能是由一系列小阶步脉动滑移所组成，或属蠕动滑移性质。
2 糙面摩擦
具这类摩擦特征的结构面，通常为地质历史过程中来遭受过明显剪动的结构面，如张性断裂面，原生波状面等。这类结构面具有明显的起伏差或凸起体，
就其表面形态可分为曲齿状，锯齿状和波状三类 [图
3— 15(a)]并且在大的起伏面上还可划分出次一级起伏
[图 3-15(b)]。剪切破坏可能有三种情况：
(1)越过凸起体
相对两个面的凸起体相互滑过而不发生破坏。这种方式发生在结构面法向 (有效 )应力低，起体起伏角
(i)较缓且刚度较高的情况下。此时发生剪动的条件为：
S=σtg(φ J+i) (3— 10)
剪动过程具有以下动态特征：
①均匀的波状面，随剪切位移（ u）的增大,i值也随之变化。以正弦波状面为例，在 u=0-1/4λ 区段,i=f(u)
为增函数 ;u=1/4-1/2λ 段,f(u)为减函数。当 u越过 1／
2λ 时,i室为负值。上述过程中，剪切带也将以 λ ／ 2为周期发生剪胀和闭合交替现象。
②均匀的锯齿状结构面，剪动过程也具有上述类似特征。但齿端应力集中现象较前者更强烈，往往被压碎，其发展趋势使锯齿面向波状面演化 (图 3— 16)。齿端剪断阶段
[图 3－ 16（ c） ]时的抗剪强度为：
S= σtgφ 0+acC0 (3-10)
i
式中,φ 0,C0为岩石材料的内摩擦角和内聚力,ac为齿端剪断面所占比例 。 剪切的继续发展,其强度则与波状面的情况类似 [图 3－ 16（ d） ]
③ 天然起伏面，大数呈不规则状态。剪切起始阶段，一些陡度大而形体窄小的凸起体将首先被剪断。
随剪动进展，起伏角将由那些宽缓且在相应法应力条件下不会被剪断的凸起体的平均坡角（ i）所决定，强度表达式分别为：
起动阶段,Sa=σtg(φ J+i)+ acC0 ) (3-11)
剪断后 S=σtg(φ J+i) (3-12)
式中,α c为剪断的凸起体所占面积比。
上述特征说明，这类结构面在剪动过程中也具有明显的脉动特征，且剪胀与压缩交替出现，这在岩体变形破坏论证中具有十分重要的意义。
（ 2）剪断凸起体剪切过程中将凸起体剪断（图 3－ 17）。这种现象较普遍，通常大量发生于高法向（有效）应力条件下。不过研究表明，即使法向应力为零的条件下,i角大于 550－ 650的凸起体（凸齿状结构面,[图 3－ 17（ a） ]仍会被剪断，此时发生剪断滑动的条件为：
(3-13)
式中,(1-ac)相当于无凸起体的平滑段所占比例。
)()1( 001 ctgtgs cc
试验显示（图 3－ 17），凸起体被剪断，实际上式一个拉张和压碎的过程，将图 3－ 17与图 3－ 10对照，
凸起体的剪断与锁固段的破裂压碎过程十分相似。根据这一破坏机制，可采用岩石的单轴抗压强度（ RC )
和抗拉强度（ St)来确定其抗剪强度，费赫斯特
（ Fairhurst,1964）提出的表达式为：
(3-14)
式中：
2/1)1)(1(
t
c snn
mRs
2/1)1(,/ nmSRn tC
(3)刻痕或犁槽凸起体在其相对面上刻痕或犁槽，这也是一种普遍现象，
但都发生于凸起体的硬度不低于对面的硬度时。此时要使之产生滑动，也需要克服一部分内聚力，起动条件为：
(3一 15)
式中,c。为刻 (犁 )槽提供的内聚力；?t为刻 (犁 )槽所占面积比例。有关其剪动过程,将在时间效应一节中讨论。
0ctg ti
由以上讨论可见，糙面摩擅所具有的高于平面摩擦的强度值，均与凸起体的特征有关，它的剪动过程与前述剪断过程有相似之处．当施加的剪应力低于该面的峰值强度，但已超过其残余强度时，即当,f＝ 0
时，沿结构面的剪切变形仍有可能进入破裂发展阶殴，
甚至可能进入不稳定破裂发展阶段，通过累进性破坏导致最终破坏．这是因为那些凸起部位与锁固段 B一样，
也将是剪应力高度集中的部位，且凸起愈陡，应力集中程度也将愈高。此外，诸凸起体的抗剪强度也可因岩性的下均一而有所不同．这样，
那些应力集中程度已超过凸起体的极限强度的部位，将立即被剪断，而那些应力稍低但已达到使凸起体的变形进入不稳定破裂发展阶段的部位，也会由于破裂的累进发展而逐惭被剪断．随着这些凸起体被各个击破，剪应力将向另一些未被剪断的凸起体集中，使另一些凸起体遭受破坏。
这种“各个击破”的破坏方式继续进行的结果，常能使岩体沿这类结构面突然丧失稳定性，而且一旦破坏，共强度急剧降低，因而所造成的破坏往往是突发而迅猛的，能迅速释放出大量动能。过程中每次凸起体的突破或被越过，
都会造成剪切位移的突跃．
对于这类结构面，正确判定其是否已进入发生累进性破坏的不稳定破裂阶段，将是十分重要的．水电部门规范中规定，当峰值抗剪强度中考虑了剪断锁固段 (不连续段 )岩石的内聚力时．安全系数应提高到
3.5-4．
巴顿 (Barton,1977)根据大量试验资料，按结构面的糙度和边壁的抗压强度来确定结构面的峰值抗剪强度：
(3— 16)
式中,JRC代表结构面粗糙废系数，糙度划分为图 3—
18所示十个等级,JRC值变化在 0-20之间；
b
n
n
J C S
J R Ctg?
)lg (
JCS代表结构面边壁的抗压强度，可用回弹仪在现场直接测定,φ b为结构边壁的基本摩擦角 (接近残余摩擦角 φ r)，由试验或经验确定 ; σ n为结构面上的有效法向应力。该公式不考虑岩石的内聚力，直接从结构面边壁的抗压强度与其实际承受的法向应力两者来确定糙度在增强抗剪强度方面所起的作用，该值可作为确定结构面的长期抗剪强度的重要参考值。
3.转动摩擦和滚动摩擦
当剪切是沿某一碎块体构成的剪切带，或沿夹有许多碎块的断裂面发生时，被两组或两组以上的结构面切割的块体或碎块可能发生转动，这种碎块的转动将成为这类结构面（带）剪动的控制机制。纳西曼托
(Nascimento,1971)提出如图,3—— 19所示转动摩擦模式，模式中假定碎抉是一些规则的平行六面体。
4.分离,碎块,的转动摩擦
由图 3— 19(a)① 可见，剪动过程中六面体碎块将以其底面的边棱线为转动轴 (该轴线在图面上投影为 o
点 )。这样，上滑面的运动轨迹由碎块上轴点 o的对角点 P的运动轨迹所决定。
P点的运动轨迹为一条以 o为圆心，以斜边长 oP为半径的圆弧线 C（图 3— 19(a)② )。因此滑动过程相当于滑块越过一个圆弧形的凸起体，该圆弧线上任一点的切线与剪切方向线的夹角即为该点处滑块爬升或下降的坡角 (如图 3一土 9(a)② )。如果不考虑滑块间的面摩擦，
则该坡角即为转动时的摩擦角 φ,它应与处于极限平衡状态时作用力的倾斜角 α 一致 [图 3一 19（ a）① )。
起动时曲角为
φ= α=δ=tg -1(a/b)
式中,δ 为翻转角,a,b分别为碎块的宽和高。随后，
Φ 随碎块的转动角 γ 而呈线性降低（图 3-19（ a)③ ）,
即
f＝ d－ l (3-17)
当对角线 OP直立（ a=0)时：
l＝ d
即 f＝ 0
此时上滑面抬升至最高点，继续滑动将使碎块,翻转,
（故称 d角为翻转角）。上下滑面的间距开始缩短，剪胀变为负值,f值也将变为负值，滑面将承受平行与滑动方向的拉应力。
2.紧贴碎块的转动摩擦
（ 1）当碎块相互紧贴时，如仍以碎块转动方式起动，则尚需克服以下附加摩擦阻力：
式中,scn为接触面法向应力； fs为接触面摩擦角（不考虑内聚力）； tc× b 为相对于 O点的力矩，则阻止碎块转动的附加阻力为：
单位附加阻力为：
scnc tg
abtgab scnc
随碎块转动,Sc’为 l的减函数（假定 scn 无明显变化）；
（ 3－ 18）
（ 2）碎块与主滑面接触端错位摩擦阻力（ Sc2 ）。由图可见，紧密平排列的碎块要向一侧倾倒，必将发生沿剪动方向的侧向扩张，接触点间距由原始的？随转动角 λ 而增大为 a/cosγ,因而转动的实现尚需克服接触端与主滑面相互错位的摩擦阻力，它相当于前述刻痕或梨痕的阻力。
根据公式 3－ 18可见,转动一旦起动，摩擦阻力也将随之降低（图 3－ 19（ b）③）。
3/1
2
221 )
6(2
3
n
EE
cr
由以上分析可以注意到下列几点：
（ 1）转动摩擦将以结构面间所夹碎块的翻转角 δ
小于该面的静摩擦角为其发生的前提条件；
（ 2）分割碎块的结构面愈密集（ δ 也就愈小），
转动摩擦也就愈容易发生，正是由于这个缘故，所以在薄层状的岩体中容易造成与层面近于正交的剪动带；
（ 3）紧贴碎块只有在碎块间接触面的?s值明显偏低或碎块因侧向松弛，接触面抗剪强度显著降低的情况下才有可能发生转动，并且通常总是发生在碎块的原始倾角 λ 比较接近倾倒角 δ 的情况下；
（ 4）转动剪动一旦起动，摩擦角将随之而降低，
甚至变为负值，因而剪切位移的跃变（粘滑）现象也十分明显，并且往往造成突发性破坏；
（ 5）碎块的边角越多，愈趋向于圆球形，则其翻转角 δ 也愈小乃至接近于零，此时转动摩擦将变为滚动摩擦。后者为前者的一种极端情况，滚动摩擦角?变得很小。碎块也可在剪动过程中由于相互摩擦、错位而使,棱角,破坏从而降低转动摩擦角，这种效应可导致剪动位移速度迅速增大。
3.2.3 弯曲变形破坏机制与过程
3.2.3.1 岩体弯曲变形的基本类型与主要特征
近地表岩体和工程岩体中所发生的弯曲变形，都表现为具有一定塑性和延性变形特征，并伴有脆性破裂。
按受力状况，可分为横弯曲和纵弯曲两类，按弯曲板梁约束支承情况，可分为简支梁，外伸梁和悬臂梁弯曲等
(图 3— 20)。
现象与理论计算表明，弯曲板梁的轴部和翼部变形破裂的机制与过程有明显差别。
轴部区 (或枢纽部位 )是压应力和拉应力的集中部位，也是变形破裂最显著的部位，并且这个部位的变形破裂对整个板梁的演化起着重要控制作用 (图 3— 21)。
翼部区则主要表现为剪应力集中所造成的变形与破裂，这方面的问题已在前一节中作了详细讨论；值得注意的是由此造成的板梁之间的滑脱脱离现象；有的研究者称为弯曲滑动或分离滑动 (如图 3-21(b)，由于滑脱的产生，轴部区的应力集中现象也有所缓解，
影响了轴部区的演化方式。滑脱还可表现为多种其他方式。
3.2.3.2 横弯曲条件下岩体的变形与破坏
1,轴部区的变形与破坏
现场观察与模拟研究证明，岩体在横向力作用下弯曲变形破坏的演化过程具有明显的
阶段性特征。图 3— 22为弹一塑性有限元模拟成果，以等效 <单轴 )应力 [σ] 表示板内
应力状况，等效于三向应力效应，表达为：
(3-19)
当 σ 达到岩石屈服应力 σ y，则判定发生塑性破坏。
模拟中考虑了桥梁的自重应力场，并假
定为静水压力状态，亦即 σ ＝ o。演化过程可划分为三个阶段：
(1)轻微隆起阶段 (图 3— 22中的 1)
上隆初期应力状态发生显著变化的部位主要分布在板梁底部隆起中心的两侧和顶面中
心部位。顶部中心部位虽已出现拉张变形，但尚未出现塑性破裂，仅在底部出现小范围破
坏。模型所示特定条件下，上隆量 (H)约为板梁厚度 D
的 1,8％。
(2)强烈隆起阶段 (图 3— 22中的 2)
顶、底部塑性破坏区相互贯通，形成一宽度大体与隆起带宽度 (只 )相当的拉张破碎带，模型的 H／ D为
2.8％。
(3)折断破坏阶段 (图 3— 22中的 3)
轴部区顶、底面塑性破坏区形成并不断扩展。由前述应力分析 (公式 3— 19)可见，由于塑性破坏区的形成，尤其是板梁顶部拉张破裂的出现，特使承受弯矩的板梁的实际厚度减薄，应力集中现象向板梁中部推进，因而弯曲破坏实际已进入不稳定破裂阶段。该阶段模型的 H／ D为 4.9％。
2,横弯曲过程中的滑脱（下图）
3.2.3.3 纵弯曲条件下岩体的变形与破坏
纵弯曲的形成较横弯曲要复杂一些。可有如下情况：当岩体板梁原始状态起伏弯曲时，在轴向力作用下，板内应力将叠加一弯矩产生的附加应力，从而使弯曲形成；当板梁为平直状态时，如轴向力为偏心加载，也可使板内叠加使其弯曲的弯矩，形成弯曲，如轴向力为均匀加载，则只有当轴向力达到使板梁屈曲
(Buckling)时，才发生明显弯曲或折断。
1．板梁的屈曲
造成板粱屈曲，其临界纵向压力
常按经典欧拉公式确定：
（ 3－ 20）
采用惯性距 J＝ bh3 /12,则临界应力（ σ cr)为：
（ 3－ 21）
当岩体为多层板梁，假定硬软相间、等厚互层，且不考虑层间摩擦阻力时，则有：
2
2
l
EJN
cr
22
12
l
hE
cr
（ 3－ 22）
而容易弯曲的波长（ Wd)为：
（ 3－ 23）
式中,E1,E2,η1,η2 分别代表硬层和软层的弹模和粘滞系数,h为板梁总厚度,n为板梁层数。
由以上分析可见，相同厚度的板梁，分层愈密，即单层厚愈薄，则弯曲波长愈短，且也愈易发生弯曲。据此推论，在不等厚互层板梁中，可由不同波长的弯曲层组成那个（图 3－ 20（ B） c）。
3/1
2
2
21 )
6(2
3
n
EE
cr
3/1
2
1 )
6(2?
nhw
d?
2.轴部区的变形与破坏按弹性理论，板梁一旦屈曲则被折断破坏。但地质体和岩体中更普遍的情况式板梁在轴向压力作用下，表现一定塑性变形和流变特征，逐渐弯曲达到破坏。演化过程也可划分为三个阶段（图 3－
25）。轻微隆起阶段（图 3－ 25（ a）），弯曲板梁顶面出现少量拉裂隙、底面附近可见少量稀疏发育的剖面 X剪切断裂；强烈隆起阶段 (图 3－ 25（ b） ),
顶面普遍拉裂且向深处扩展，底面附近的 X断裂扩展至中性层附近；至剪断破坏阶段（图 3.－ 25
（ c）），剪 切断裂穿过中性层与拉裂贯通，或切断板梁形成,逆,断层。
3．纵弯曲过程中的滑脱
(1)背斜式滑脱可有多种形式．图 3--21(b)所示为一种较普遍的方式。
层间滑脱使轴部板层间架空 (虚脱 )，扳梁整体性降低．更易使板梁被分层破坏。 在一定条件下，可出现由冀部板梁中的低序次剪裂 [R，参见图 3--12(a)]发展而成的滑脱，其形成过程如图 3— 29(a)’所示。当弯曲岩体下伏有轴向力作用下发生塑性流动的软弱岩层时 [图 3--26(b)]，也可因软岩,上涌 "
而造成滑脱 [图 3--26(b)]。
背斜式滑脱不仅是弯曲岩体的一种特殊破坏方式，井且也是造成岩体碎裂松动的重要形成机制．例如在地质体中，
受强烈挤压的背斜的倾伏处，可因为两翼滑脱，逆断层在地面交汇，形成一楔形松动体 (图 3— 27)。
(2)向褂式滑脱其形成过程如图 3一 28所示。弯曲的层状岩体因某种原因 (如地质过程中的剥蚀 )使板梁被切断（图 3--
28(b)），弯曲变形的继续则有可能使抗剪强度低的接触面发生滑脱（图 a--28(c)）。滑脱发动于临空端，
由于剪动时滑面强度降至动摩擦强度 (参见图 3--14)，
因而波及范围可达到图 3－ 28（ d）所示范围。
3,3 岩体在卸荷过程中的变形与破坏
3.3·I 卸荷破裂面的基本类型
岩体应力状态分析已指出，卸荷作用将引起卸荷面附近岩体内部应力重分布，造成局部应力集中效应；
并且在卸荷回弹变形过程中，还会因差异回弹而在岩体中形成一个被约束的残余应力体系。岩体在卸荷过程中的变形与破坏，正是由于应力状态的上述两方面的变化所引起的 (图 3— 29)。
应力分异 (重分布与集中 )所造成的变形和破坏，
其力学机制与前述加荷过程的情况类似。
在拉应力集中带产生的拉裂面在平行临空面的压应力集中带中形成的与临空面近于平行的压致拉裂面剪切破裂面拉裂面剪裂面
此外在卸荷过程也可产生弯曲变形，它总是与一些破裂面的生成相伴生。
3.3.2 差异卸荷回弹造成的破裂岩体中紧密相连而材料性质不同的颗粒体系 (图 3—
30)，如果在加荷过程中，
弹性强的单元 1引起纯弹性应变，而弹性弱的单元
2则在弹性变形后发生了塑性变形 [图 3— 30(b)]。卸荷回弹时，两者膨胀程度不一，于是分别在单元 1
和单元 2内产生了残余压应力和残余拉应力 [图 3—
30(C)]。一旦残余拉应力达到颗粒材料的抗拉强度，
助产生拉裂面 [图 3— 30(d)]。
3.3.2.应力史不同造成的差异回弹碎屑岩中碎屑颗粒和胺结物两者可具有不同的应力史，如左，
颗粒承受荷载被压缩，或产生切过颗粒的张性破裂面，方向和加荷方向近于平行 (a) 。在颗粒被压缩的情况下充人胶结物，因此卸荷时，处于压缩状态的颗粒力图膨胀，但这种膨胀受到胶结物的限制，使胶结物转为拉伸状态，一旦被残余拉应力突破，即产生沿颗粒边界的与回弹方向近于正交的拉裂面 (b) 。
在压应力作用下，岩体中原有裂隙或裂纹的端部发生压应力集中 [图 3— 32(b)]，如集中应力使端部岩石塑性变形或压碎，
应力集中部位随之向内部转移 [图 3— 32(c)]。这样，卸荷回弹时由于裂隙端部的回弹能力明显削弱，而内侧应力集中处的完整岩石具有高
3.3.2.2 差异卸荷回弹造成的剪切破裂
卸荷回弹同样可在岩体中造成残余剪应力，并导致剪切破裂。通常这种现象与卸荷边界条件不同所造成的差异回弹有关，在高地应力区钻进过程中所见到的岩心裂成饼状 (简称,裂饼,,下同 )现象，可作为阐明这类剪切破裂形成机制的力学模式。
岩心裂饼现象自本世纪 60年代末以来开始引起岩石力学界的注意，我国西南、西北几个新勘察的电站以及我国地下核试验所造成的高应力区也见到这种现象。它多半发生在坚硬完整的岩石中，如花岗岩、玄武岩、片麻岩等 。
图 3— 33所示为雅碧江上某电站河心钻孔中取出的正长岩岩饼，岩饼的厚度与岩饼直径大体保持一定的比值
(该岩饼比值约为 O,257— 0,269)，亦即直径相同者其厚度大致相近。岩饼略呈椭圆形、微微上凹，凹槽轴与长轴一致。破裂面新鲜，可见沿长轴方向的剪切擦痕和与擦痕方向大体正交的拉裂坎。上述迹象表明，
岩饼是沿长轴方向剪切破裂的产物，该方向代表钻进中岩心柱最大的侧向回弹膨胀方向，也相当于最大主压应力方向；研究表明，该方向与河谷近于正交 (参见
9,2)。
钻进中岩心柱的受力状况，可用图 3— 34加以说明。
如图所示，切出的岩柱由于受根部 x— x受限面的约束而不能充分回弹，其回弹的充分程度随距受限面高度 A
而增大。这种差异回弹使受限面上产生残余剪应力 τ,
其值视切出的岩柱中被约束而末释放的回弹力之大小而定。根据弹性力学森维南原理，受限面只能在一个局部范围内约束岩柱的回弹，超过某一临界高度 h0的部份则已充分回弹，所以沿岩柱短轴方向中垂面上法向残余压应力与受限面上残余剪应力两者可有如图 3—
34(b)所示变化图式。
由图可见，当切出的岩柱所达到的高度已足以使岩柱边缘的最大剪应力达到以致超过岩石的抗剪强度，则岩柱沿受限面被迅速剪断，所以在一定的地应力环境中，同类岩石的岩饼，其厚度与直径的比值十分相近。
根据以上分析可知，在高地应力区的河谷下切或人工开挖过程中，特别当地区最大主压应力方向与谷按近于正交时，由于坡脚根部受限面上下岩体的差异回弹，也可于坡脚一带造成平缓的剪裂面 (图 3— 29中
9)。当岩体中含有平缓的软弱面时，这种现象就更易发生 (图 3— 29中 l0)。
3.3.3卸荷造成变形破裂的空间组合模式
根据以上分析，以河谷区为例，河谷形态和地质条件不同，卸荷造成的变形破裂的发育状况和空间组合形式也各异。例如平缓层状岩体组成的宽谷区，一般情况下可具有如图 3— 36(a)所示的发育状况，当侧向地应力 (σ y)较高时，往往造成 谷底隆起,甚至形成
,空洞,,是这类地区影响坝基稳定性和渗漏条件的重要因素；而高山峡谷区，发育状况可有图 3— 36(b)
所示形式，当侧向地应力较高时，坡脚谷底一带坚硬完整的岩石中可形成一高强应力集中带，积存很高的弹性应变能 。
3,4 岩体在动荷载条件下的变形与破坏
3,4,1 动荷载下岩体的应力状态
动荷载来源于天然地震、诱发地震、化爆、核爆以及机械振动等。
动荷载在岩体中造成的动应力，实质上是在岩体中传播的一种应力波 (stress wave)，它的传播方式与发震方式有关。
地层或爆破给岩体以突然的初始位移，使岩石受冲击而发生反常应力，岩体以其本身的震动特征来决定这种应力波的传播方式。由于岩体存在有阻尼，因此激发产生的震动终会消失 [固 3— 37(a)]。
机械振动通常是连续作用的，并且作用力本身具有特定的振动特征，它对岩体产生的动应力称为干扰力。
应力波以强迫振动方式传播 [图 3— 37(b)]，岩体的最终稳定运动频率和外加干扰力的频率一致。
3.4.2 岩体结构特征对应力波传播的影响应力波在穿过某些地质界面时，由于两侧介质特性的差异，
特产生反射波，因此在界面造成反射波应力 (σ r )和透射波应力 (σ t ）它们与入射波应力 (σ 1 )之间有如下关系：
σ t ＝ 2 σ 1 /（ 1＋ n） （ 3－ 29）
σ r ＝ σ 1 （ 1－ n） /（ 1+n) （ 3－ 30）
式中,n＝（ ρ 1E1/ ρ 2E2） 1/2= ρ 1Vp1 / ρ 2Vp2ρ 1,ρ 2,
E1,E2,VP1,VP2,岩体的密度、弹模和 P波传播速度。
应力波的上述反射机制，使得在各类结构面附近出现了复杂的动应力分异效应。根据上述公式，可概括以下几种在岩体稳定性评价中极为重要的动应力分异情况。
(1)当应力波从相对坚硬的岩体传入较软弱的岩层中，亦即 E1>E2时，由于 n>1，此时产生的反射波为拉伸波，则将在界面处产生拉应力，并且两介质的 E值相差愈大，拉应力值愈高。显然，这种情况对岩体的稳定性是很不利的。科茨曾指出，爆炸在靠近自由面的岩石内发生时，在自由面附近出现的逐层剥落现象，即是发射波应力的后果。应该指出，
裂隙面、尤其是有一定张开度的或被充填的裂隙，
其本身就是介质特性突变部位，也将产生反射波应力，促进其被拉裂。
(2)应力波穿过软弱夹层或断层破碎带时，由于应力波的反射机制和低强度岩石吸收了大量的能量，所以这些软弱带成为一个阻挡动应力的屏障，
它使传入其后的动应力显著削弱 (图 3— 38)。
3.4.3动荷载作用下岩体变形破坏特征动荷载作用下岩体处于反复的瞬时加荷和卸荷状态，变形破坏表现为两种状态的综合结果。
3.4.3.1 变形破坏的分布规律在爆破动应力作用下，爆破中心附近岩石的变形表现出一定的分布规律。以点源爆破为例，其周围岩石变形破坏规律如图 3－ 39所示。爆心一带岩石承受巨大的径向压力，并出现巨大压缩使之形成切向压力，
岩石遭受挤压剪断破坏，破碎成碎许或岩粉（图 3--
39a区）。外围区径向压力衰减，径向压缩变小，切向压力也降低或消失，可产生径向压致拉裂裂隙（图
3－ 39b,c区）并由于压力波的反射机制，可造成环绕爆破中心的环向张裂隙 (图 3— 39b区 )，但分布范围较径向裂隙小。
3.4.3.2 动应力效应岩体稳定性评价中更为关注的是动应力的参与对岩体 (稳定性的影响，应注意以下两方面效应。
1,触发效应触发效应可表现为两方面：
(1)如前所述，应力场可在裂隙或软弱夹层中产生反射应力波，造成瞬时拉应力。因而当岩体中某些软弱结构面本身巳具有或储有足够的剪切应变能时，应力波 (如地震或爆破引起的震动 )的介入则有可能促进这些结构面发生破裂，如岩体稳定性已接近临界状态，
或某一控制画已近于贯通，由于震动可使岩体突然受荷而丧失稳定，导致破坏突然发生，这种现象在斜坡岩体的变形破坏中尤为突出 (参见图 9一 15)。
(2)某些对震动特别敏感的岩体或土体，如饱水的碎裂岩体、松散岩体，饱水的疏松砂土、敏感粘土等，
在动应力作用下可因骨架的迅速变形造成空隙水压力的突然变化，从而导致岩体失稳，崩溃或土体液化 (见第七章 )等。
2,累积效应岩体若在地震力的某一作用方向出现剪切失稳，
由于作用时间短暂，它可能造成一次跃变剪切位移而并不破坏，但多次位移的累积，如果使剪切面中某些锁固段被突破，或越过某些凸起体，造成抗剪强度显著削弱，则有可能导致最终破坏。因此，必须具体确定动应力作用下的上述累积效应，才能正确判定岩体变形破坏的可能性 (见第九章 )
3.5 岩体变形破坏过程中的时间效应岩体变形破坏过程中的时间效应表现为两方面：其一，
在应力恒定的情况下岩石变形随时间而发展，称为蠕变
(creep)；其二，庄变形恒定的情况下岩石内应力随时间而降低，称为松弛 (relaxation)。
岩体的蠕变是一种十分普遍的现象，在天然斜坡、人工边坡、地下洞室围岩中可直接观测到。岩体因加荷速率、变形速率不同所表现的不同变形破裂性状，岩体的累进性破坏机制和剪切粘滑机制等，也都与时间效应有关。
研究证明，坚硬岩石即使在低应力的长期持续作用下，
也会像流体那样具有粘滞流动的性质，因而提出了伯格斯模 (Burgers model)。它由马克斯韦尔模型与凯尔文模型串联而成 (图 3— 41(a)]，属复合粘弹性模型，用来表示较坚硬岩石的流变特征．其蠕变应变 ε T表示为：
（ 3－ 31）
12
2
21
e x p1 tT EtEE
式中,E1,E2和 η 1,η 2分别代表被串联的马克斯韦尔和凯尔文两模型中的弹性模量和粘滞系数。蠕变参数根据试验求得。
坚硬岩石的上述性能已为室内模拟试验和大量野外调查资料所证实 (详见第九章 )。
伯格斯模型的应变是没有极限的，作为一种复合粘弹性模型，它的应变将无限制地作粘性流动，
不反映何时屈服，因而不能全面地表示岩石介质的性能。实践证明岩石介质粘弹性流动到一定程度以后，或应力超过某一屈服值 (σ y)，将进入塑性状态。宾汉姆 (Bingham)模型考虑了这一情况，建立了由弹性、粘性和塑性三个元件组成的弹 -粘塑性模型。西原模型将宾汉姆模型与凯尔文模型串联起来，
表示了岩石介质弹性、粘弹性和粘塑性三方面特征 (图
3— 41(b))，蠕变应变表示为：
σ ≤ σ y时 （ 3－ 32）
σ ＞ σ y时 （ 3－ 33）
更为完善的介质流变模型仍在探索中．朗格
(Langer)在第四届国际岩石力学大会的流变学综合报告中指出，经过修正的索弗尔德 -斯科特 -布内尔介质流变本构模型，是当前最具普遍性模型 [图 3— 41(c)]。
1121 e x p1 EtEET
tEtEE yT
21
1
21
e x p1
由以上分析可见，当 σ>σ y时，岩石实际表现为塑性流动．岩体中由于软岩的塑性流动而产生的现象是相当普遍的，即使表层岩体在重力场作用下，也会发生塑流。图 3－ 42所示河谷谷底所见,鼓起,现象即是典型例证，它们都是由于河谷下切卸荷，两岸下伏的粘图 3－ 42 下伏粘土或软岩塑流造成河床,鼓起,的实例
（ a）英格兰布桑溪河谷底里阿斯粘土的,鼓起,（据 Hollingworth等，
1944）①－粘土；②－砂岩；③－粘土；④－石灰岩；⑤－粘土；⑥－页岩；⑦－冰碛层（ b）卢西兰河床中泥质页岩的挤出（据查鲁巴,1956）
①－早白垩纪泥质页岩；②－方沸粗玄岩；③－板岩；④－河床中扰动的页岩土或泥质页岩在上覆岩层重力压缩下，向河谷长期缓慢塑性流动所造成，软岩的塑流和,鼓起,使上覆岩体发生弯曲、
下陷或断裂。
3.5.2 岩体的累进性破坏和加速蠕变前述分析已指出，岩体承受的应力一旦超过了它的长期强度，则将进入累进性破坏阶段，它相当子岩体的加速蠕变阶段。
岩石的蠕变试验曲线 (图 3－ 43)表明，仅当荷载达到或超过某临界值 (相当岩石的长期强度 )的情况下，岩石的蠕变才有可能在经厉了前两阶段以后，继续进入加速蠕变阶段，
并最终导致破坏。试验还证明，岩石的应变速率 c随荷载增高而增大 [图 3－ 43(b)]，同时加速蠕变达到最终破坏所经历的时间也随之缩短。
图 3－ 43 砂岩梁弯曲蠕变试验关系曲线在岩体稳定性分析中，对岩体变形破坏作时、空预测时，需要判定岩体进入累进性破坏的临界应力状态，也需要判定不同条件下累进性破坏发展为最终破坏所需要经历的时间，这是一项十分重要的工作，但迄今为止尚无成熟的经验和方法，有待于进一步研究。
为确定岩体的长期强度，显然不仅要考虑岩体可能的破坏方式，并且也要考虑岩体结构特征对局部应力集中效应的有利程度。例如结构面的连续率愈高，其中局部的非连续部位的应力集中程度也将愈高。因而某些规范中经验规定当连续率大于 5O％
时，结构面的抗剪强度则不宜再考虑其非连续部位岩石的内聚力。
又如结构面上不同等级的起伏 [参见图 3－ 15(b)]也应分别对待。
凸起体愈窄小、起伏角愈大、分布愈不均匀，应力的局部集中程度也愈高．因而在稳定性分析中只能考虑那些宽厚、平缓且分布又较均匀的起伏所能增高的那部分抗剪强度。同时，还必须考虑岩抗风化和抵抗地下水等外营力作用的能力，这些作用降低了岩体的强度，促进累进性破坏的发生和进展。
在实际工作中可以根据岩体动态长观资料来预测岩体的变形破坏，例如地下洞室围岩变性形长现资料、边破位移长观资料等。图 3－ 44所示为某露天采矿边坡的位移－
时间曲线图，根据 1969年 1月 13日以前所测得的资料，初步判定边坡岩体于 10月底至 11月初进入加速蠕变阶段，并且根据曲线 A的延伸情况成功地预测到边坡于 l969年 2月 18
日发生破坏。
3.5.3 岩体变形破坏与应变速率的关系根据岩石的流变模型可以进一步讨论岩体应变速率与其变形破坏的关系。为简便起见，以上述模型中含有底马克斯韦尔模型为例进行讨论．其蠕变应变表达式为：
（ 3－ 34）
则应变速率 C表示为：
（ 3－ 35）
由上式可见：当 C＝ 时,＝ 0，亦即
＝ 0,σ 为常值，
也就是说此时岩体内的应力保持不变；
t
ET
t
EC T
.
.,1
E
,1?E
当 C<σ/η 时,σ<o,则岩件内的应力有随时间递减的趋势，亦即应力松弛；
当 C> σ/η 时,σ>o,则岩体内的应力有随时间递增的趋势，直到达到的应力值与应变速率 C相适应时为止。
由上可见，岩体变形过程中存在着一个临界应变速率 (C0，
如花岗岩，根据伊藤等的试验,C0为 (10-14－ 10-13） /s），从这一概念出发，可得出以下两点重要认识：
(1)当岩体的实际应变速率低于临界值 C0时，岩体在受力的初随应变的增大发生应力积累。但当应力增大到 — 定程度以后，应力也就不再升高，继之以随时间增长的流变，岩体不分进入加速蠕变阶段。相反，当 C等干或大干 C0时，岩体变形进展必将进入加速蠕变阶段，岩体内应力不断积累，则可能最终导致岩体破坏。
(2)当应变速率因某种原因转为递减趋势或降为零时，岩体内已积累的应力将随时间而松弛。例如当式 3
－ 5中 C＝ 0时，则有或两侧积分得：
式中,σ 0为岩体内初始应力。积分后得：
t
dt
Ed
dt
Ed
E
0
.
0
0
1
tE 0lnln
也就式说，岩体中的应力降为初始应力的 1／ 2.718所需的时
t＝ η/E,该时间称之为松弛期 (relaxation time)，以 T表示。以灰岩为例，设粘滞系数？泊，弹性模量 E＝ 6.5× 109N
／ cm2，则松弛期 T约等于 3200年。所以，一些研究者认为地壳表层高地应力区通常总是和近期构造变动有关。
在实际工作中，可以应用地貌第四纪分析或设立变形精测装臵来估算或测定沿断裂面、滑移面的历史的或现时的应变速率，据此时岩体变形破坏进行预报。这种预报方法不需要了解变形随时间的变化趋势，因而它能更早地预见岩体变形破坏所处发展阶段和发展趋势。
tE e x p0故,（ 3－ 36）
当 t=η/E 时，则 7 1 8.2
00 e
(3-37)
式中,α 为常数； P1为单位时间内测得的被嵌入物的抗嵌入强度。
由于凸起体嵌入面积随时间而增大，所以，无论是剪断凸起体、还是在接触面中犁槽，结构面的抗剪阻力都有所增高，
因而可以想象，结构面的静摩擦系数 fs也将因嵌入蠕变的进展而有所增高，两者之间的关系可定量表示为：
(3-38)
式,fs为单位接触面时间的摩擦系数。
ss ftf )lg1(
1
)lg1( PNtA
这就意味着嵌入蠕变时间增长，结构面静摩擦与动摩擦之间的差值增大，因而粘滑发生时能释放出更大的能量。
由上还可推论，在滑动中凸起体嵌入的面积 A以及与此相关的动摩擦系数 fk与滑动的速度（ V）有关，滑动速度愈快，接触嵌入的时间也愈短暂，所以 A和 fk两者均随速度的增大而降低，可以下列关系式表示：
(3-39)
(3-40)
式中,β 为取决于常数 α 和凸起体形状的常数 ; fk相当于 S/ P1(S为嵌入体抗剪强度）
kk fVf
P
NVA
_
1
)lg1(
)lg1(
由上述关系式可见，仅当滑动速度保持不变时,A和 fk才为常值．
据以上试验和分析，可得出两点结论：
(1)按运动特征，沿结构面的滑移有稳滑与粘滑两种基本类型，稳滑状态的产生条件不仅与结构面特怔有关 (如结构面较为平坦或夹由足够厚的夹泥等 )，并且还必须与不同断的匀速运动相累．世界著名的美国圣安德烈斯大断层的某些段是自然界宏观稳滑断裂的极好实例。据研究和观测，该断层中平直段，断层帖土充填物的分布可选 12km深．并且一直保持着平均约 3cm／ s左右的滑动速率．可以想见，任伺处于稳滑状态的断裂面，都会因滑动速率的陡然增、减而引起粘滑或孕育着断的粘滑,
(2)粘滑时释放的能量的大小不但与不同的粘滑机制有关，对于某一特定的剪切滑移面而言，停止活动承受法向应力的时间愈长则粘滑时释放的舵量也就愈高．
以上两点对于分析地震的发震机制，以及阐明岩体失稳时滑动的动力特征，都具有十分重要的意义，
3.6 空隙水压力在岩体变形破坏中的作用地下水普遍赋存于岩体之中，它与岩体间的相互作用主要可归为两个方画：一是地下水与岩体间发生机械的、物理的或化学的相互作用．使岩体和地下水的性质或状态发生不断的变化，二是地下水与岩体间发生的力学方面的相互作朋．它不断地改变着作用双方的力学状态和特性．
AB面上的应力可用图 3－ 45（ c）的莫尔圆表示。由该图可见，空隙水压力的作用使整个莫尔圆向左侧移动,AB
面上有效正应力（?s ）降低，等于总正应力（? ）减去空隙水压力（ pw），即：
s＝? － pw
由于空隙水压力垂直作用于结构面，因此它对剪应力不发生影响，即：
s＝?
这样，干燥岩体 AB平面上的抗剪强度：
S＝?tg?＋ c
而含空隙水时,AB平面上的 抗剪强度：
S＝（?－ pw )tg?+c (3-41)
上述关系表明，由于空隙水压力的作用，岩体强度降低了 pw tg?,结构面也将因此而张开，引起岩体变形。一旦因空隙水压力增大使结构面的抗剪强度降至与剪应力相等时（ s=? ），则将引起岩石破坏。
上述有效应力原理在应用于仅含有空隙的岩石材料时，由于空隙水压力仅存于其间的孔隙之中，因此需要考虑孔隙水压力作用的有效面积系数 η,
其物理意义如图 3－ 46所示。因而岩石材料中的有效正应力和抗剪强度为：
（ 3－ 42）
（ 3－ 43）
对于不同的岩石材料，由于孔隙度的不同,η 值可变化于 0
－ 1之间，可由试验测定，也可按吉尔茨马（ Ceertsma）的关系式进行计算，即：
ctgpS
p
w
ws
)(
（ 3－ 44）
式中,Bc为岩体的体积弹性模量,B为岩体的体积弹性模量，且
（ 3－ 45）
E和?分别为岩体在无孔隙水压力作用时外力作用下的弹性模量和泊松比。
按 3－ 44式计算，混凝土的?值大约为 0.84，与试验结果相似。而用三轴试验法测得花岗岩的?值为 0.65
CB
B1?
)21(3
EB
显然，有效面积的大小与岩石的空隙率有一定关系．不过进一步的实险表明它还与岩石的某些性质有关．某些柔性较高的岩石，如石灰岩、大理岩．白云岩等，在低压力条件下，其?值大于 0.5，甚至接近于 1，
但在较高的应力条件下，它们的变形和强度几乎与孔隙水压力无关,?值接近于零。这可能与岩石具柔性有关，在较高应力下矿物发生柔性适应，使岩石中的孔隙或 微裂隙有关，因而水无法进入。
应该指出，在变形试验中求得的?值只表示有效面积的平均值，而不是在研究岩体的稳定性或破坏时所必须考虑的最坏情况下的最大值。因而在研究破坏问题时，即使是完整岩体，也必须选取? 。在研究大型建筑物的变形问题时，塞拉芬 (serafim,1969)
认为，对于裂隙岩体仍取?＝ 1，而对于完整块体状岩体，
可考虐采用较低的?,其大小按试验确定．
3.6.2空隙水压力的变化对岩体变形破坏影响上进分析表明，无论是哪一种类型的岩体，有效应力原理是普遍适用的，岩体的变形破坏取决于有效应力，
因而岩体内空隙水压力的变化必将对岩体的变形破坏产生影响．
引起岩体内空隙水压力变化的原因，可有以下几个方面．
3.6.2.1 地下水补给排泄条件的变化引起的岩体内空隙水压力的变化例如特大降雨、洪水、持续干旱、人工抽水、注水或水库蔷水等．均能造成地下水位大幅度的变化，
从而引起岩体内空隙水压力的增减。
这类变化往往具有区域性恃怔，影响的范围和深度都可以较大，例如水库落水使地下水位拾升．根据卡布里耳坝的观测资料证明，由于岩体中空隙水力增高．出现山体高度增高，两侧谷壁相互靠近的现象。
而大面积的长期抽取地下水引起的地下水位的降低，
含造成大范围内的地面沉降 (见第八章 )．一些巨型的崩滑体的发生，常常也与这类变化有关。水库蓄水和深井注水还可引起深部岩体破裂，造成水库地震 (见第六章 )．
一些研究表明，上述因素所造成的水位变动与岩体内空隙水压力变化之间总有一定的时差，
且遁常空隙水压力的变化总是滞后于气象、水文条件的改变，图 3－ 47所示为卡布里尔水库水位与坝基某点空隙水压随时间而变化的曲线．它清楚表明，水库水位和该点空隙水压力之间有 4天的时差。看来时差的大小与测点的位臵和岩体的透水性密切相关，测点距补给源或排泄点位臵愈远，
透水性愈小，则时差愈大，了解这一点对于判明水库地震的诱发机制和预测崩滑体活动状况有重要意义．
3.6.2.2岩体受荷状态的变化引起的岩体内空隙水压力的变化土力学中已指出，资加荷过程中，饱水的土体所承受的附加压力 p时由水和颗粒骨架两相分别承担的 。其中由水承受的压力称之为中性压力 Pwe，由颗粒骨架承受的那部分压力称之为有效压力 Ps,这种由于附加压力引起的中性压力，它不同于由土体中静水压力造成的空隙水压力 Pw0，称之为剩余空隙水压力或超空隙水压力（ excess pore pressure）表示为：
p= Pwe +Ps
或 Pwe =p－ Ps
超空隙水压力的出现，显然使土体的抗剪强度降低：
S=(?S - Pwe)tg?+c (3-46)
当 Pwe=? － Pw0时，抗剪强度几乎为零，砂土类土和饱和水敏感粘土可因此而发生变化（参见第七章）
固结的理论同样也适用于较软弱破碎的岩体。
坚硬的裂隙岩体，由于透水性和排水条件均较土体为好，变形模量也远铰土体为高，因而缓慢的加荷过程很难在岩体内形成具有实际意义的超空隙水压力．但是突发的规模较大约动荷载 (如地震，人工爆破 )，则可因裂隙中的水来不及消散而造成瞬时的较高的超空隙水压力（如图 3— 48(a)所示 )．因此，在分析地震或人工爆破对饱水岩体稳定性的影响，必须考虑这一因素，尤其当裂隙中充有粘土等降低裂隙透水性能的物质时，这种影响更为明显,
3.6.2.3 岩体变形破裂引起的岩体内空隙水压力的变化岩体变形进入破裂阶段（尤其是进入不稳定破裂阶段）
以后，破裂造成扩容现象可引起空隙水压力发生显著变化,
岩体所处环境不同，可表现为不同的变化机制 。
1.膨胀强化机制根据岩体三轴试验分析（参见图 3－ 1），可有两种表现方式：
（ 1）饱水封闭岩体在受力过程中，扩容部位造成真空，使空隙水压力迅速降低，甚至变为负（参见图 3－ 1中空隙水压力曲线①及图 3－ 48（ b）），
产生所谓岩体强度的,膨胀强化,现象。扩容停止以后，空隙水压力随着四周地下水的缓慢流入而部分回升 ;
（ 2）非封闭的、水进出较为畅通的岩体，也可由于迅速加荷造成的破裂扩容迅速超过四周地下水流入扩容区的速度，而引起与前者相似的,膨胀强化,现象。不过区别在于一旦扩容速度减缓或停止，
空隙水压力可迅速回升 (参见图 3— l空隙水压力曲线
② )。
上述分析还表明,,膨胀强化,是 — 种暂时性现象。随着四周地下水,缓慢,或,迅速,进入扩容体。
负压现象亦即降低或消失，岩体将因丧失这种临时性的,强化,而导致最终破坏。因而由,膨胀强化,所引起的一些特征现象，如地下水位由急剧上升 (表明岩体被强烈挤压 )转为平静或下降（如 1958年邢台地震发震前所见 )，滑坡滑前所测的微震（表明岩体出现破裂 )
的突然消失 (如 1983年甘肃洒勒山滑坡滑前微震测试资料所示 )以及滑移速度由加速突然制动等，都可能是岩体破坏的预兆．在临震或临滑预报中．具有重要意义 。
2．超空隙水压力激发机制岩体剪切变形破坏过程的前述分析中已指出，某些剪切椿在演化进程中可出现扩容和压缩交替出现的现象．以单剪切带的演化模式 <参见图 3— 12)为例：当剪切带中出现拉张裂隙，井被地下水充填饱和，如果进一步剪动造成塑性破坏使位张裂隙压密，这一过程十分迅速以至于空隙水被,封闭,在剪切带中不能及时排出，则有可能在剪切带中造成异常超空隙水压力，它甚至可使有效压应力降为零，
成为导致岩体破坏的重要激发机制．
此外，某些外动力地质作用．也可促成这种激发机制的形成．例如在斜坡的潜在剪切带中．如果正好是地下水渗透变形或溶蚀作用活跃带，造成岩 (土 )体结构,粗化,
或空隙率增高，一且因剪动而引起结构破坏和突然压密，
则可激发起很高的超空隙水压力，成为斜坡失稳和高速滑坡的重要形成机制之一 (详见第九章 )。
3.水击（锤）机制当破裂扩容区与具有高水头的地表水体（如水库、湖泊）
直接连通，由于地表水迅速贯入，尔后又因出口排水不良而堵塞，此时可产生,水击,,在突然出现的破裂面中造成惊人的高水头超空水压力。图 3－ 49表示了 1932年西格陵兰所观察的冰裂缝中喷出的高达 300m的喷泉这一奇观的形成机制。冰川从大陆向湖泊运动，其前缘承受湖水的浮力，致使冰川,折断,。
湖水在高达 700m的水头差迅速贯入裂缝，由于出口处裂缝狭窄，
阻塞高速流动的水流，因而造成水击，形成喷泉。水击机制对于水下岩体的突发性崩坏具有很重要的意义。空隙水压的上述变化的某些定量评价，将在以后有关章节中结合具体问题再作详细讨论。
3·7 岩体变形破坏的地质力学模式以上分析表明，岩体在不问应力状态下其最终破坏不外乎剪切破坏和拉断破坏这样两种主要方式．但是，不同岩性和蛄构特征的岩体，在不同的应力状态下，其变形破坏过程则是多种多样的，并且过程中时间效应特征和空隙水历力所起的作用也各不相同。
根据岩体变形破坏的模拟试验和理论研究，结合大量地质观察资料，可以从岩体变形破坏过程中划分出若干基本单元．井用这些单元的特定组合表征岩体变形机制和演进特征．建立岩体变形破坏的地质力学模式。基本的变形破裂单元可分为拉裂、蠕滑 (滑移 )．弯曲和塑流四种．
拉裂 (fracturing)，为拉断破裂，包括以拉应力为主造成的拉裂（ tensile cracking)和以压应力为主造成的压致拉裂 (compression cracking)．共力学特征表现为弹性介质模型．
蠕滑 (creep sliding)为剪切变形破坏，包括沿某潜在剪切面的剪切蠕变 (creepshearing)、沿原有结构面的滑移 (sliding)和介于两者之间的蠕变一滑移，即蠕滑 (图 3— 50)。其流变特征一般属粘弹 — 粘塑性介质模型,
弯曲 (bending)系指弯曲变形，按受力方式可分为横弯曲和纵弯曲，按支撑约束方式可分为简支梁、并伸梁和悬臂梁弯曲等。其流变特征一般属粘弹 — 帖塑性介质模型,
塑流（ plastic flowing)系指岩体中的软弱层 (带 )的压缩和向临空或减压方向的塑性流动．包括岩体中原有软弱层的塑性流动，也包括岩体变形破坏发展中的压碎带或塑性破坏带的塑性流动．其流变特征属粘弹－塑性介质模型以上四个变形破裂单元中，后三者具有明显的时间效应，它们决定了岩体变形破坏演化过程中的时间效应特征。
拉裂的产生往往具有突发性，是岩体演变进程中可能引起空隙水压力跃变的重要因素,
对不同荷载条件下岩体变形破坏过程所怍分析表明，
各变形破裂单元井非单独产生，一种单元的出现总是伴有另外一些单元，并且往往是一对互为因果的单元对岩体变形破坏进程起主导作用，反映丁演化过程中内在的力学机制．因而，据此可将岩体的变形破坏机制划分为若干基本的地质力学模式（图 3-51）。
(1)蠕滑 (滑移 )－拉裂可发生在各类岩体中，但以块状，层状和散体状岩体中多见．表现为一定形状的岩体沿岩体中原有的 0软弱面或潜在剪切面的蠕滑，井伴有向滑移面方向逐渐收敛的拉裂，如图 3— 51,1所示．斜坡体中的这类变形往往可于变形体的后缘直接观测到拉裂缝，它是判断变形的发生和进展情况的重要标志，发生在坝基的这类变形．可使坝址部位岩体拉裂，从而造成防渗帷幕失效．洞室边墙或顶拱围岩中的这类变形，将增高围岩对支撑的压力，这类变形的进展主要由蠕滑的发展所控制，一旦使滑移面贯通或剪断潜在剪切面．即发展为剪切破坏,
(2)滑移－压致拉裂，大多数发生在块状或层状岩体中．表现为一定形状的岩体沿软弱面的滑移，并伴以起源于 i滑移面的分枝拉裂面，如图 3一 61,2所示。
这类变形的发展可使岩体碎裂化，散体化，也可因拉裂画与滑移面的交接郎位压碎扩容，使两者连成贯通牲滑动面而发展为剪切破坏，
(3)弯曲－拉裂：主要发生在层状．尤其是在薄层状岩体中．表现为层状或板状岩体的悬臂梁弯曲．横弯曲和纵弯曲，井伴以层间拉裂，如图 3— 51,3所示．斜坡岩体中陡立的层状岩体经卸荷回弹扑在自重应力作用下发生向临空方向的弯曲，于后缘造成拉裂，
坝基陡立层状岩件在坝体水平剪应力作用下发生弯曲，
于坝踵部位产生拉裂，同样可导致防渗帷幕破裂失效．洞室层状围岩的这裂类变形可引起顶拱下陷、边缘突出．底板隆起，变形的进展可使一曲的尾 (板 )状岩体被折断，导救拉断破坏．
(4)塑流～拉裂，主要见于硬软相间互层状岩体中．通过下伏软弱县 (或破碎带。压碎带等 )的塑性流动导致上覆岩体弯折拉裂，如图 3－ 51,4所示，变形发展可使上覆岩件解体或造成剪切破坏．
(5)滑移 — 弯曲；主要见于层状岩体．表现为层状岩体顺层滑移并伴以纵弯曲，如图 3－ 51,5所示，弯曲部位内部可出现层间拉裂．变形的发展往往因弯曲部位被剪断成压碎而导致剪切破坏，
此外，岩体变形形式还可由两种或两种以上基本组合模式复合而咸，并且某些组合模式在发展演变过程中也可转化为另一种组合模式．
应该指出．当今构造地质学研究中，也倾向采用变形破裂机制对构造形迹进行分类 (Mattauer等,1984)．划分出剪忉 — 拉裂。弯曲 -拉裂等多种类型 (参见第一章 )．
建立岩体变形破坏的地质力学模式，在岩体稳定性分析中具有广泛的用途，例如：
(1)根据各模式的产生条件．预测岩体可能的主要变形破坏方式，
(2)在详细研究各模式演进的阶段划分判据和各阶段的典型结构图式的基础上，据实际观察到的变形破裂迹象和外貌特征来判定岩体所处演变阶段，预测其发展趋势，
(3)判定促进岩体变形破坏的关键部位以及岩体中的应力集中和营力活跃部位，为定量评价其稳定性相和制定整治方靠提供依据。
有关上述诸方面的详细讨论将在以后有关章节中进行。
