第九章斜坡岩 (土 )体稳定性的工程地质分析
9.1 基本概念及研究意义
斜坡岩 (土 )体稳定性的工程地质分折涉及两个方面的任务。
一方面要对斜坡的稳定性作出评价和预测；
另一方面要为设计合理的人工边坡以及制定有效整治措施提供依据。
崩塌、滑坡名称 发生日期 方量（ 104m3） 运动速度 最大运动距离（ m） 死亡人数 斜坡类型 ① 诱发因素盐池河崩塌
（湖北）
1980.6.3 100 34 m/s
（最大值）
400 284 平缓层状，软弱基座地下采矿铁西滑坡
（四川，成昆线）
1981.7.8 220 4m/h
(平均值）
70 中倾外层状体，
老滑体局部复活地面采石渡口灰岩矿山滑坡
（四川，攀枝花）
1981.6.1
0
416 5.5m/min
（平均值）
220 中倾外层状体斜坡地面采石四川盆地西部暴雨滑坡
1981.
7月,9月数百个，单个滑坡方量大多小于 100万 m3
5 m/s± 100 ± 约 10人 多种类型层状体斜坡暴雨（数十年一遇，暴雨强度＞
200mm/d）
鸡扒子滑坡
（四川，长江云阳）
1982.7.2
4
1500 3－ 10
m/min
150－ 200 变角倾外层状体斜坡，老滑坡局部复活暴雨洒勒山滑坡－碎屑流
（甘肃）
1983.3.7 3000－ 4000 32 m/s
（最大值）
900 237 平缓层状体斜坡新滩滑坡
（湖北，长江新滩）
1985.6.1
2
3000 10 m/s 80 老滑坡复活马家坝滑坡
（湖北，姊归）
1986.7.1
6
2400 中速 数十米 缓倾外层状体斜坡，老滑坡复活暴雨西宁滑坡－碎屑流
（四川，巫溪）
1988.1.1
0
700 18－ 50
m/s
800 26 倾内层状体斜坡，软弱基底溪口滑坡－碎屑流
（四川，华蓥山）
1989.7.1
0
20 20－ 30
m/s
1500 221 倾内层状体斜坡暴雨昭通滑坡－碎屑流
（云南，金沙江支流）
1991.9.2
3
1500－ 2000 75m/s
（平均）
4500 216 倾外层状斜坡 暴雨表 9－ 1 我国 80年代重大崩、滑灾害事件
① 斜坡结构类型分类原则相见 9.3节。
9.2 斜坡岩体应力分布特征
9.2.1 斜坡应力场的基本特征
(1)由于应力的重分布，斜坡周围主应力迹线发生明显偏转。无论是在重力场条件下，还是在以水平应力为主的构造应力场条件下，其总的特征表现为愈靠近临空面，最大主应力愈接近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交 (图 9— 2下 )。
(2)由于应力分异的结果，在临空面附近造成应力集中带。但坡脚区和坡线 (斜坡面与坡顶面的交线 )区情况有所不同。
坡脚附近最大主应力 (相当于临空面的切向应力 )显著增高，且愈近表面愈高 (图 9— 2下 )；最小主应力 (相当于径向应力 )显著降低，于表面处降为零，甚至转为拉应力。因而，这一带是斜坡中应力差或最大剪应力最高的部位，形成一最大剪应力增高带，通常是斜坡中最容易发生变形和破坏的部位，往往因此而产生与坡面或坡底面平行的压致拉裂面 (参见图 3— 29)。
图 9－ 2 用有限元解出的位移迹线图（上）和主应力迹线图（下）
（ a）重力场条件（ N＝ 0.33）；（ b）以水平应力为主的构造应力场条件下（ N＝ 3）
坡缘附近，在一定条件下，按面的径向应力和按顶面的切向应力可转为拉应力，形成一张力带 (图 9— 3)。因而，这些部位的岩体容易被拉裂形成与波面近于平行的拉裂面 (参见图 3— 29)。
(3)与主应力迹线偏转相联系，坡体内最大剪应力迹线由原先的直线变为近似圆弧线，弧的下凹面朝着临空方向。
(4)坡面处由于径向压力实际等于零，所以实际上处于单向应力状态 (不考虑斜坡
走向方向的 σ2 时 )，向内渐变为两向或三向 (考虑
σ2 时 )状态。
9.2.2 影响斜坡岩体应力分布的主要因素
9.2.2.1 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 (图 9— 2下 )，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。
在坡脚区，根据图 9— 2可见，坡底的切向应力最大值约相当于原始水平应力的三倍左右。当有侧向水平应力时，该值成倍增高，如当 σ L＝
3ρgh 时，该值可达 7-10ρgh,与 σ L=0的情况相比，相差十分悬殊。
图 9－ 3 斜坡张力带分布状况及其与水平剩余应力（ σ L）、
坡角（ β ）关系示意图
（据 Stacey,1970）
图 9－ 4 坡角最大剪应力与坡脚和坡底宽（ W）关系图解
（据 Stacey,1970）
9.3 斜坡的变形与破坏
斜坡形成过程中，由于应力状态的上述变化，
斜坡岩 (土 )体特发生不同方式、不同规模和不同程度的变形，并在一定条件下发展为破坏。 斜坡破坏系指斜坡岩 (上 )体中已形成贯通性破坏面时的变动。
而在贯通性破坏面形成之前，斜坡岩体的变形与局部破裂，称为斜坡变形。
斜坡中已有明显变形破裂迹象的岩体，或已查明处于进展性变形的岩体，称为变形体。
被贯通性破坏面分割的斜坡岩体，可以多种运动方式失稳破坏，如滑落、崩落等。破坏后的滑落体 (滑坡 )或崩落体等被不同程度地解体。但在特定的自身或环境条件下，它们还可继续运动，
演化或转化为其他运动方式，称为破坏体的继续运动。
斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动，分别代表了斜坡变形破坏的三个不同演化阶段。
9.3.1 斜坡变形的主要方式
斜坡变形实际上在其形成过程中即已发生，
表现为 卸荷回弹 和 蠕变 两种主要方式。
卸荷回弹 (unloading rebund)是斜坡岩体内积存的弹性应变能释放而产生的。在高地应力区的岩质斜坡中尤为明显。成坡过程中斜坡岩体向临空方向回弹膨胀 (参见图 9— 2上 )，使原有结构松弛；同时又可在集中应力和剩余应力作用下，
产生系列新的表生结构面 (参见图 3— 29)，或改造一些原有结构面。
在此过程中当然也包含有蠕变，但是它是由岩体中积存的内能作功所造成的，所以一旦失去约束的那一部分内能释放完毕，这种变形即告结束，
大多在成坡以后于较短时期内完成。
斜坡中经卸荷回弹而松弛，并含有与之有关的表生结构面的那部分岩体，通常称为 卸
荷带。 它的发育深度与组成斜坡的岩性、岩体结构特征、天然应力状态、外形以及斜坡形成演化历史等因素有关。卸荷带也是斜坡中应力释放的部位，相当于应力的降低带。一般情况下，卸荷带愈深，应力集中带也分布得愈探。
斜坡的蠕变是在坡体压力 (以自重应力为主 )
长期作用下发生的一种缓慢而持续的变形，这种变形包含某些局部破裂，并产生一些新的表生破裂面。坡体随蠕变的发展而不断松弛。瓦伊昂滑坡失事前三年开始的长期观测，已发现该区有蠕变迹象。
1963年春季以前，大致保持等速蠕变，同年春季、
夏季测得的位移速率为 0.14cm／ d左右。
9月 18日连续大雨后，位移速度逐日迅速增大直至滑坡发生。蠕变波及范围可以相当大，
9.3.2 斜坡破坏基本类型
斜坡破坏的分类，国内外已有许多不同的方案。近年来，国际工程地质协会 (IAEG)滑坡委员会建议 (D,M,Cruden,1989)采用瓦思斯的滑坡分类 (D,Varnes,1978)作为国际标准方案。分类综合考虑了斜坡的物质组成和运动方式。按物质组成分为岩质和土质斜坡；按运动方式划分为崩落 (塌 )(faIls)、倾倒 (topples)、滑动
(落 )(slides)、侧向扩离 (1ateral spreads)和流动 (flows)等 5种基本类型。还可组合成多种复合类型，如崩塌 — 碎屑流、滑坡 — 泥石流等。
瓦恩斯的分类实际上是将斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动三者综合在一起。如分类中的
,流动,包括了斜坡岩体的蠕变 (creep)，又包括了碎屑流 (debris flow)和泥流 (mud flow)等。前者属斜坡变形，实际上斜坡发生滑坡、崩塌等破坏之前，都可能经历过蠕变；后者作为一种与斜坡破坏相联系的现象，则大多是由崩塌或滑坡体在继续运动过程中发展而成的运动方式。又如分类中的,倾倒,,实际上也是一种变形方式，其最终破坏可表现为崩塌或滑坡。
鉴于以上原因，可将崩落 (塌 )(falls)、滑落
(坡 )(s1iding)和 (侧向 )扩离 (1ateral spreading)
作为三种基本破坏方式 (图 9-7)，也是斜坡失稳的基本方式。就岩体破坏机制而言 (参见图 3-2)，崩塌以拉断破坏为主、滑坡以剪切破坏为主、扩离则主要是由塑性流动破坏所致。
(1)崩塌崩塌包括了小规模块石的坠落 (free fall)和大规模的山 (岩 )崩 (rock avalanches)．
崩塌体通常破碎成碎块堆积于坡脚，形成具有一定天然休止角的岩堆 (图 9— 71)。在一定条件下，
可在继续运动过程中发展为碎屑流。
(2)滑坡滑坡可按滑动面或破坏面 (surface of rupture)
纵剖面形态划分为平滑型 (顺层 )(translational
sliding)和弧形或转动型 (切层 )滑 (slump或
rotational sliding)两种类型。
(3)扩离扩离是由于斜坡岩 (土 )体中下伏平缓产状的软弱曾塑性破坏或流动引起的破坏，软层上覆岩 (土 )
体或做整体，或被解体为系列块体向坡前方向,漂移,。这种破坏方式与块状滑坡类似。但由于呈塑性流动状态的软岩，可因块体重力压缩而被挤入被解体的块体之间，造成块体,东倒西歪,,这是它区别于一般滑坡的重要特征。
fA
崩塌滑坡滑坡的表面形态及结构 (国际滑坡编目小组 )
（ 1） 冠
（ 2） 主断壁
（ 3） 顶
（ 4） 头
（ 5） 次断壁
（ 6） 主滑体
（ 7） 足
（ 8） 趾尖
（ 9） 趾
（ 10） 破坏面
（ 11） 破坏面趾
（ 12） 滑覆面（分隔面）
（ 13） 滑移体
（ 14） 减损带
（ 15） 加积带
（ 16） 减损坳陷
（ 17） 减损体
（ 18） 加积体
（ 19） 侧翼
（ 20）原始地面
a:后缘环状拉裂缝 b,滑坡断壁 c：横向裂缝及滑坡台阶
d,滑坡舌及纵张裂缝后缘 e：滑坡侧壁及羽状裂缝类型 主要特征 主要模式 可能破坏方式结构及产状 外形
Ⅰ 均质或似均质体斜坡均质的土质或半岩质斜坡，
包括碎裂状或碎块体斜坡决定于土、石性质或天然休止角蠕滑－拉裂 转动型滑坡或滑塌
Ⅱ
层状体斜坡
Ⅱ 1 平缓层状体坡
α=0 － ± φ r
α ＜ β 滑移－压致拉裂 平推式滑坡，转动型滑坡
Ⅱ 2 缓倾外层状体坡
α= φ r － φ p
α ≈ β 滑移－拉裂 顺层滑坡，或块状滑坡
Ⅱ 3 中倾外层状体坡
α= φ p － 40°
α ≥ β 滑移－弯曲 顺层－切层滑坡
Ⅱ 4 陡倾外层状体坡
α=40 ° － 60°
α ≥ β 弯曲－拉裂 崩塌或切层转动型滑坡
Ⅱ 5 陡立－倾内层状斜体坡
α ＞ 60° －倾内弯曲－拉裂（浅部）
蠕滑－拉裂（深部）
崩塌，深部切层转动型滑坡
Ⅱ 6 变角倾外层状体坡上陡，下缓（ α ＜ φ r ）
α ≤ β 滑移－弯曲 顺层转动型滑坡
Ⅲ
块状体斜坡可根据结构面组合线产状按 Ⅱ 类方案细分滑移－拉裂为多见
Ⅳ
软弱基座体斜坡
Ⅳ 1 平缓软弱基座体斜坡
Ⅳ 2 缓倾内软弱基底体斜坡一般情况上陡下
（软弱基底）缓塑流－拉裂扩离，块状滑坡崩塌，转动型滑坡（深部）
表 9－ 4 斜坡岩体结构类型与变形破坏方式对照表注,φ r,φ p软弱面的残余（或起动）和基本摩擦角； α 软弱面倾角,β 斜坡坡角。
9.4 斜坡变形破坏机制与演化
本节分别讨论各类变形破坏地质力学模式的形成与演化，以及它们在空间上的复合与过程中的转化方式。
9.4.1蠕滑 — 拉裂
这类变形导致斜坡岩体向坡前临空方向发生剪切蠕变，其后缘发育自坡面向深部发展的拉裂。
主要发育在均质或似均质体斜坡 (I类 )中，侵内薄层状层状体坡 (II5类 )中也可发生。一般发生在中等坡度 (β ＜ 40。 )斜坡中。
变形发展过程中，坡内有一可能发展为破坏面的潜在滑移面，它受最大剪应力面分布状况的控制。
该面以上实际上为一自坡面向下递减的剪切蠕变带 (参见图 3— 50中的 1,2）
图 9－ 12 致密粘土边坡蠕滑－拉裂变形图示
这类变形，以图 9-14为例，演变过程可划分为三个阶段。
(1)表层蠕滑。岩层向坡下弯曲，后缘产生拉应力 (图 9— 14左 )；
(2)后缘拉裂。通常造成反坡台阶 (图 9-14中 )。
当坡体后缘发育有陡倾坡内的软弱结构面时，拉裂更易发育，这种破裂也可能在地震或人工爆破的触发下突然产生。美国阿拉斯加山区一实例非常典型。如图 9一 15所示，被陡倾坡内的一组结构面分割的岩体，在一次地震后形成一系列反坡台坎和串珠状洼地，台坎最大高差达 3.8m。
这与地震在界面处造成的瞬时拉应力，或饱水裂面在被压缩的,瞬间,空隙水压力的急剧增高等效应有关，它促进陡倾结构面张性破裂，或在抗剪强度瞬时突然降低时，陡面上积存的残余剪应力使裂面产生,瞬时,剪动，其结果就造成了上述现象。后缘被拉裂后，造成潜在剪切面上剪应力集中，促进了最大剪应力带的剪切变形。
(3)潜在剪切面剪切扰动。随剪变进一步发展，
中部剪应力集中部位可被扰动扩容，使斜坡下半部分逐渐隆起。
随着变形体开始发生转动，后缘明显下沉，拉裂面由开初的张开转为渐趋闭合，裂面互错方向与前一阶段恰好相反。这些迹象预示变形进入累进性破坏阶段，一旦潜在剪切面被剪断贯通，则发展为滑坡。
这类变形体发展为滑坡，由于潜在破坏面呈弧形，共起动条件可采用圆弧滑面试算加
以确定，而潜在滑移面处岩 (土 )体被扰动的程度和贯通率，决定了斜坡的稳定状况。
9.4.2 滑移 — 压致拉裂
9.4.2.1 形成条件与演变过程
这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜按 (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。滑移面的锁固点或错列点附近，
因拉应力集中生成与滑移面近于垂直的拉张裂隙，向上 (个别情况向下 )扩展且其方向渐转成与最大主应力方向趋于一致 (大体平行坡面 )并伴有局部滑移。这种拉裂面的形成机制与压应力作用下格里菲斯裂纹的形成扩展规律近似，所以它应属压致拉裂。滑移和拉裂变形是由斜坡内软弱结构面处自下而上发展起来的
(图 9— 16)。
据实例分析和模拟研究，这类变形演变过程可分为三个阶段 (图 9— 17)。
(1)卸荷回弹阶段 [图 9一 17(a)]
图 9－ 16 大渡河龚咀前震旦纪花岗岩斜坡中滑移－压致拉裂变形迹象
（参照原水电部成勘院资料,1965）
（ a）剖面图；（ b）（ a）图中①处细部放大； K1—— 缓倾角裂隙； K2—— 陡倾角裂隙图 9－ 17 滑移－压致拉裂变形演说图
（ a）、（ b）、（ c）、（ d）发展阶段，
说明见正文
(2)压致拉裂面自下而上扩展阶段 [图 9一 17]
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。图 9— 16所示为一典型实例。花岗岩体中十分发育的席状裂隙产状近于水平，另有两组陡倾裂隙，其中一组走向与坡面近于平行。平洞内岩体蠕变松动迹象明显，平行被面陡倾裂隙普遍被拉开，并出现多条滑移面与陡倾裂断面交替的阶状裂隙。
在平洞约 60m深处见有一条阶状裂面，陡面张开达
2.5cm，由其中涌出大量黄泥浆水。与此同时邻近钻孔水位普遍降落，表明与洽移相伴的压致拉裂面已与地表贯通。在陡缓交界处见有如图 9-15(b)
所示羽状裂面，说明变形体已有轻微转动。
(3)滑移面贯通阶段 [图 9－ 17(d)]
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。
9.4.3滑移 — 拉裂
9.4.3.1 形成条件与演变过程
主要发生在 II2,III等类型斜坡中。斜坡岩体沿下伏软弱面向坡前临空方向滑移，并使滑移体拉裂解体 (图 9— 20)。
图 9－ 20 滑移－拉裂变形图示
（参照 Zaruba,1965）
① —— 原地面线；② —— 变形前；开挖坡面；③ —— 页岩夹层（滑移面）
受已有软弱面控制的这类变形，其进程取决于作为滑移面的软弱面的产状与特性。当滑移面向临空方向倾角已足以使上覆岩体的下滑力超过该面的实际抗剪阻力时，则在成坡过程中该面一经被揭露临空，其后缘拉裂面一出现即迅速滑落，
蠕变过程极为短暂。一般情况下，当,α ＞ φ p
时，即可出现这种情况。而当,α ＝ φ r时，变形可向滑动逐渐过渡发展为由坡前向顶缘逐步解体的块状 (又称迷宫式 )滑坡，其外观与图 9-10所示扩离体相似。
9.4.4 滑移 — 弯曲
9.4.4.1 形成条件与演变过程
主要发育在中 — 陡倾外层状体斜坡 (II3，、
II4)中，尤以簿层状岩体及延性较强的碳酸
盐类层状岩体中为多见。这两类斜坡的滑移控制面倾角已明显大于该面的峰值摩擦角，上覆岩体具备沿滑移面下滑条件。但由于滑移面未临空，
使下滑受阻，造成坡脚附近顺层板梁承受纵向压应力，在一定条件下可使之发生弯曲变形。
根据实例分析和模拟研究，这类变形演变过程可分为三个阶段 (以平面滑面为例 )。
(1)轻微弯曲阶段 （图 9— 24(a)]。弯曲部位仅出现顺层拉裂面、局部压碎，坡面轻微隆起，
岩体松动。前述金龙山实例属此阶段。弯曲隆起通常发生在近坡脚而又略高于坡脚的部位，这可能是由于该处顺层压应力与垂直层面的压应力之间压力差较大所致。此外，层状岩体原始起伏弯曲部位，也是有利于发生弯曲的部位。
(2)强烈弯曲、隆起阶段 [图 9— 24(b)]。弯曲显著增强，并出现剖面 X型错动，
图 9－ 23 瓦伊昂水库滑坡滑动前位移观测资料（ a）和地质剖面图（ b）
（据 L.Muller,1974）
① —— 灰岩；② —— 含粘土夹层的薄层灰岩（侏罗系）；③ —— 含燧石的厚岩灰岩
（白垩系）；④ —— 泥灰质灰岩（白垩系）；⑤ —— 老滑坡；⑥ —— 滑移面；
⑦ —— 滑动后地面线
其中一组逐渐发展为滑移切出面。由于弯曲部位岩体强烈扩容，地面显著隆起，岩体松动加剧，
往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的
,卸荷,也更加促进了深部的变形与破坏。
(3)切出面贯通阶段 。滑移面贯通并发展为滑坡，具崩滑特性，有的表现为滑塌式滑坡。
,椅,形滑移面情况与平直滑移面的有所不同，其强烈弯曲部位发生在滑移面转折处，且不需形成切出面而沿原有靠椅形面滑动。
此外，岩层倾角大于斜坡坡角 (α ＞ β) 时，
也可发生类似变形。图 9— 25所示铁西滑坡即为一典型实例。
滑坡发生在强烈弯曲隆起的滑移 — 弯曲体之上。
由图可见，滑移 — 弯曲体的上部沿层面下滑，挤压下部岩层使之挠曲，并形成一弧形潜在滑移面
(图 9— 25中 2— 2割面 )，而弯曲最强烈的部位发生在滑移面转缓部位 [与椅状滑面情况类似 )。滑坡的发生正是由于恰好在强烈弯曲部位采石所致。
图 9－ 24 雅垄江霸王山滑坡形成过程示意图
在高山峡谷区，尤其在高地应力地区，这类变形的发育深度可以很深。图 9一 22所示为雅垄江二滩金龙山斜坡中的变形体。经勘探发现斜坡中上覆二叠纪玄武岩和阳新灰岩，沿与下伏粘土岩的接触带发生滑移 (部分沿玄武岩与阳新灰岩接触面滑移 )，并在坡脚附近造成弯曲，使岩层产状出现异常 (图 9— 22中⑤ )，产生一系列破裂迹象。近几年来的观测资料也表明，变形仍在缓慢进展。
9.4.5 弯曲 — 拉裂 (倾倒 )
9.4.5.1 形成条件与演变过程
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伴有拉裂，弯曲体后缘出现拉裂缝，形成平行于定向的反坡台阶和槽沟。
板梁弯曲剧烈部位往往产生横切扳梁的折裂 (图
9— 27)。
硬而厚的板粱，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。
(2)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。
(3)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。
图 9－ 27 弯曲－拉裂变形实例
（ a）石英片岩斜坡中的变形迹象（岷江上游耽达）；
（ b）陡立厚层灰岩斜坡中的变形迹象（峨嵋）
图 9－ 28 弯曲－拉裂（厚层板梁）变形演进图
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
(图 9— 29)。在这种情况下，继续变形将主要受这些倾向坡外的破裂面所控制，实际上已转为滑移
(或蠕滑 )— 拉裂变形，最终发展为滑坡 (图 9— 29)，
这一演化过程已为再现模拟所证实 (固 9— 30)。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，可分别形成表层滑场和深部滑坡 (图 9— 30)。
9.4.6塑流 — 拉裂
这类变形主要发生在软弱基座体斜坡 (IV类斜坡 )中。下伏软岩在上段岩层压力作用下，产生塑性流动并向临空方向挤出，导致上覆较坚硬的岩层拉裂、解体和不均匀沉陷。
风化作用以及地下水对软弱基座的软化或溶蚀、
潜蚀作用，是促进这类变形的主要因素。
在软弱基座产状近于水平的斜坡 (IV1)中，通常可见如图 9— 3l所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始于软弱层的接触面，这是由于软岩的 水平变形远远超过硬岩所致。
斜坡前缘可出现局部坠落。随着上覆坡体的拉断解体，则发展为侧向扩离，或块状 (迷宫式 )滑坡
(见图 9一 10)。当上覆岩层也具有一定塑性时，被下伏呈塑流状的软岩载驮的坡体可整体向临空方向漂移，并于其后缘某处产生拉裂造成陷落带，
形成整体式的侧向扩离，其演进过程如（图 9— 32）
所示。上述两种形式的变形体，也可在特大暴雨作用下产生平推式滑坡。
图 9－ 31 塑流－拉裂变形体
（实例据 Zaruba,1971）
图 9－ 32 塑流－拉裂发展为整体式侧向扩离的过程示意图
（实例据 J.Rabar,1971）
黑色层为褐煤层，其它为粘土层
软弱基座倾向坡内的陡崖 (IV2)，变形过程表现为另一种方式 (图 9— 33)：
(1)卸荷回弹陡立裂缝的形成 [图 9— 33中 (a)]
在陡崖形成过程中，由于应力分异形成由坡缘拉应力带向纵深扩展的一系列陡立拉裂缝。
(2)前缘塑流 — 拉裂变形（图 9— 33(b)一 (c)]
软弱基座被切露，改变了其原有的封闭状态，
并在上覆岩层的强大压力作用下而被压结和向临空方向挤出，使上覆岩体产生自坡面向内其值递减的不均匀沉陷，因而造成上覆
硬岩被拉裂，或使原已形成的拉裂缝得以进一步扩展。
拉裂缝首先出露于陡崖坡缘附近，自上而下地扩展。
被拉裂缝分割出来的板粱或岩柱，可因基座软岩挤出的进一步发展而倾倒崩落。
(3)深部塑流一拉裂变形 [图 9－ 33中 (d)－ (f)]
随基座软层塑流的发展，拉裂缝出现部位由坡缘向后侧推移。某些高陡斜坡中，这种拉裂缝发育深度可达 200m以上。被分割的高大岩柱或板梁，其根部可因此而被剪裂或压碎，使变形向蠕滑 — 拉裂方式转化。
一旦后缘拉裂面转而闭合，则预示进入潜在滑移面贯通阶段，变形将发展为崩滑或滑塌。
图 9－ 33 软弱基座陡崖塑流－拉裂演化过程示意图
（ a）卸荷回弹拉裂；（ b）前缘塑流－拉裂；
（ c）前缘倾倒崩落；（ d）深部塑流－拉裂；
（ e）转化为蠕滑－拉裂；（ f）崩滑
9.4.7 斜坡变形模式的复合
9.4.7.1 变形模式的空间组合
(1)斜坡前、后不同变形模式的组合
如图 9一 35所示为坡前的弯曲 — 拉裂与后侧滑移 — 压致拉裂组合的实例。
(2)浅部、深部不同变形模式的组合
前述金龙山斜坡变形体为一典型实例 (见图
9— 22)。其深部为滑移 — 弯曲变形，而在坡脚临空面影响范围之内的浅部，玄武岩沿一组向坡外倾斜的似层面蠕滑，后缘陡倾坡内的一组裂隙被显著拉开，属典型的滑移 — 拉裂变形。深部弯曲造成的表层岩石隆起与松动必然会促进浅部变形的发展，如果浅部岩体因变形发展而滑落，减小弯曲部分的垂向压力，
9.4.7.2 变形模式的转化图 9－ 37 弯曲－拉裂转化为蠕滑－拉裂
（参照霍夫曼,1973）
转化具有多种形式。根据本章前述实例，
弯曲 — 拉裂 —— 滑移 (或蠕滑 )— 拉裂，
弯曲 — 拉裂 —— 滑移 — 压致拉裂；
塑流 — 拉裂 —— 蠕滑 — 拉裂；
滑移 — 弯曲 —— 蠕滑 (滑移 )— 拉裂。
查纳滑坡贵阳沙冲路滑坡龙羊峡库岸滑坡
2003年 5月 11日贵州省三穗县平溪特大桥滑坡致使
35人死亡，毁坏桥墩
2003年 7月 13日 三峡库区沙镇溪发生千将坪滑坡，
致使 24人失踪。
滑坡壁滑坡周界西藏易贡特大崩滑灾害鸡扒子滑坡全貌盐池河崩塌新滩滑坡全貌
9.5 斜坡破坏后的运动学
9.5.1 滑落体运动速度
9.5.2 崩 (坠 )落块石的运动特征
其运动方式随接受块石斜坡的坡度、坡形和性能不同而不同。研究表明 (只有在坡度小于某一临界值 (约 27。 )时，崩落体才停积于崖脚：随坡度增大，可分别表现为滑动、滚动、跳跃和自由崩落等方式，大部或全部被搬运至坡脚 (图 9— 40)。
9.5.3运动状态的,流体,化
一定条件下，滑坡体或崩塌休可在继续运动过程中转化为,流体,状态，称,流体,化。主要表现为碎屑流、泥流或土爬、泥石 (洪 )流和浊流等。
碎屑流 (debris flows)和泥流或土爬
(earthJl珊 )系指由滑坡体或崩塌体自身转化而成的流体。前者是一种高速散体状流体，后者则是一种速度不太大的塑性粘滞流。
泥石 (洪 )流 (debrjs flows)按其定义应届一种洪流。它总是与暴雨或山洪相联系，是在有足够酌外部水流 (或降雨 )参与下形成的一种高密度
,流体,。我国 1981,1982四川暴雨滑坡发生期间，有不少这样的实例。
浊流 (turbidity current)系指水下的高密度流或异重流，见于水下滑坡 (见图 9— 11)。滑入水中的滑坡或崩塌体，也可部分转化为浊流。
泥 石 型水石型泥流型坡面型泥石流沟谷型泥石流
9.6 斜坡变形破坏与内外应力的关系
斜坡之所以能发展为最终破坏，又总是和一定的内外应力对斜坡的改造作用相联系的。这些作用对斜坡稳定性造成的影响有的是可逆的，有的是不可逆的。它们主要通过以下几方面来改变斜坡的稳定性。
(1)改变斜坡的外形,实际上是改变了斜按的临空状况及应力场。属于这方面的作用包括流水、
海、湖 (包括人工湖泊 )的蚀淤，泥石流的侵蚀刨蚀和堆填以及人工开挖、堆放等：
(2)改变斜坡岩体的结构特征和力学性质,
即降低斜坡的抗变形、抗破坏能力。属于这方面的作用包括风化作用、冻融作用和地下水的作用等不可逆因素 (水的浸湿软化作用等可逆因素 )。
(3)改变斜坡岩体的应力状况。 属于这方面的作用包括地下水动水压力和空 (孔 )隙水压力的作用、区域构造应力场的变化、地震力、人工爆破震动力以及开挖斜坡、工程荷载等。这些动力如果已使斜坡造成变形或破坏，其影响则为不可逆的，否则为可逆的。
在影响某一斜坡稳定性的诸多因素中，往往可以确定其中起关健性作用的 主导因素,
它是在斜坡演变历史中不断降低斜坡稳定性的动力因素。某些可逆因素，如降雨、洪水、
地震及气温的变化等，可以使稳定性已接近失稳状态的斜坡突然破坏，它并不一定是促使
斜坡稳定性降低的主导因素，称为触发或诱发因素 (图 9— 45)。
与地下水作用的关系
地下水作用活跃带及水动力模型
斜坡岩 (土）体中地下水作用活跃带可有多种形式。强烈的 溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用 等，可在斜坡中形成对斜坡演变起重要控制作用的活跃带 (如图 9— 48所示 )。
经历过强烈风化的某些斜坡岩体 (如岩浆岩等 )，
在强风化带或残积土层与弱风化带间，也可形成一为承压特征的地下水活跃带 (如图 9— 49所示 )。
此外某些滑坡或崩坡积物与基岩接触面，也常可成为地下水作用的活跃带。如图 9— 50所示，当覆盖物的透水性能低于下伏基岩时，使斜坡岩体中原来的潜水水流变为承压水流，这样接触面处不仅成为地下水渗透变形的活跃带，并且对上覆堆积物底面可形成明显的空隙水扬压力。
斜坡岩体在变形发展过程中，将不断产生一系列新的破裂面，从而改变了岩体的水动力学特征，也可形成一些新的地下水活跃带。以倾向层状体斜坡为例，可划分为图 9— 51所示几种主要水动力学模型。
地下水的溶蚀和渗透变形等作用的分析评价，
属其它有关章节讨论内容。这里着重讨论地下水压力造成的影响。
图 9－ 51 顺向层状体斜坡水动力学基本模型左：包气带－季节变动带水动力型：（ a）（ b）间歇裂隙充水承压型（阴影曲线代表空隙水压力分布状况），（ c）间歇下渗－潜水型，（ d）间歇潜水型；右：层间含水层水动力型,（ a）弱循环承压型，（ b）、（ c）强循环承压型
1 动水压力和空隙水压力起动机制斜坡岩 (土 )体中水动力条件的剧变，通常是由于地下水补给的激增 (如特大暴雨、山洪等 )或排泄水位异常变动 (如河、库水位波动或排泄通道堵塞等 )所引起。可通过以下方式造成斜坡失稳。
1．动水压力驱动型主要发生在具间歇性 (下渗 )潜水型水动力特征
(图 9— 511(c),I(d)型 )的斜坡或滑坡体中。可按异常水力梯度计算稳定性。前述 1982年长江鸡扒子滑坡和 1986年香溪马家坝滑坡 (见表 9— 1)，均为老滑坡体的局部和整体复活，并且都是由暴雨引发的异常动水压力的驱动所致。经计算，鸡扒子滑坡起动时水力梯度高达 0.19倍，稳定系数陡降 0.2左右，导致滑坡体复活。
2．空隙水压力起动型
(1)平推式滑坡主要发生在平缓层状体斜坡的滑移 — 压致拉裂或塑流 — 拉裂变形体中。斜坡岩体具有间歇裂隙充水承压型水动力特征 [图 9— 51左 (a)]。在特大暴雨条件下，岩体在裂隙中充水的静水压力和滑移面空隙水扬压力的联合作用下，有可能被平推滑出。其起动机制如图 9— 52所示。可以后缘拉裂缝 (假定垂直分布 )中充水临界高度 (hcr)作为起动判据，在滑面缓倾外 (或内 )时：
（ 9－ 23）
式中,W—— 滑坡单宽重量（ t/m）； α —— 滑移面顺滑坡方 向倾角（倾向坡外为正值，反之为负）； L—— 滑块底 面沿滑动方向长；
φ —— 滑面摩擦角，不考虑内聚力 C； γ w 为水的容量（ γ w ＝ ρ wg）。
当 α ＝ 0时，上式可简化为：
（ 9－ 22）
tgLtgWtgLh
wcr c o s2
s inc o sc o s8c o s2 1 2122
tgLtgWtgLh
w
cr 282
1 2122
(2)倾倒失稳发生在厚扳梁弯曲 — 拉裂 (倾倒 )变形体中。空隙水压力作用方式与前者相似，但以块体绕支撑轴作转动倾倒坠落方式失稳 (图 9— 53)。
9.6.2.3 超空隙水压力激发机制
斜坡岩 (土 )体的变形与破裂，也可引起斜坡内部空隙水压力的激变．从而促进其变形与白破坏。可有以下几种方式。
1．架空、扩容带突然压密激发机制
2．水击激发机制
9.6.3 与气候条件的关系
气候条件通过多种作用方式改变斜坡的稳定状况。如风化作用、降雨 (暴雨 )作用，风蚀作用以及高寒地区的冻融作用等。
9.6.4 与人工开挖的关系
9.7 斜坡稳定性评价与预测
9.7.1过程机制分析法
这种方法的实质就是应用前述斜坡变形、破坏的基本规律，通过追溯斜坡演变的全过程，对斜坡稳定性发展的总趋势和区域性特征作出评价和预测。主要包括以下几个方面。
9.7.1.l 根据阶段性规律预测斜坡所处演变阶段和发展趋势
这方面的预测大致有以下一些内容：
(1)确定斜坡可能的变形形式和破坏方式
如前所述，斜坡可能具有的变形形式和破坏方式与斜坡外形特征、地质结构以及所处环境之间是密切相关的。对于一个具一定外形和结构特征的斜坡，可以应用赤平投影方法综合分析坡体中起控制作用的结构面或软弱带的空间组合状况，对照表 9— 4，即可大致确定斜坡的类型和可能的变形机制及破坏方式。
(2)根据斜坡变形迹象判定斜坡演变阶段
通过现场调研，查明某一具体斜坡已有的变形迹象，阐明其形成演变机制，即可参照前述各类变形模式演变图式和阶段划分的地质依据，
确定斜坡所处演变阶段。例如图 9— 16所示某坝左岸平洞中所揭示变形迹象和岸坡外形特征等，可以判定变形已进入,压裂面扩展,阶段．这是当时放弃该坝址的重要原因之一。又如鲁庞水库古坝肩的地面和平洞资料 (参见图 9一 18)，清楚显示变形已进入,滑移面贯通,阶段．并可大致固定必须加以清除的范围。
分析中应特别注意变形模式的转化标志。例如前述黄崖斜坡 (参见图 9— 34)，长期位移观测资料表明，陡立拉裂面目前仍在缓慢拉开，且拉裂面外测相对上错，说明其变形仍属塑流一拉裂的继续。
若转化为蠕滑一拉裂，必然引起后线拉裂面闭合和错动方式的改变，这是,转化,的标志，也是这类变形体即将产生深层大规模破坏的预兆。
此外，还可以根据推算蠕变速率等方法来确定演变阶段 (参见 9·4·5,6)。
(3)演化全过程再现模拟分析
9.7.l.2 根据周期性规律判定促进斜坡演变的主导因素
促进斜坡变形破坏的各种因素，在地质历史进程中部有其各自的周期性变化规律。
例如河流由侵蚀变为淤积、由淤积再转为侵蚀；
地震的周期性出现以及气象、水文动态的季节性变化和多年变化等。因而斜坡演变也会具有周期性变化规律，并且必然受主导因素的周期性变化规律所制约。这样，追溯斜坡演变过程中的周期性规律，也就可以判定不同时期促进斜坡演变的主导因素。
9.7.1.3 根据区域性规律阐明斜坡稳定性分区特征
(1)地区近期的升降特征
地区近期的升降状况，决定了区域斜坡稳定状况的演化趋势。
在评价河谷斜坡稳定性时，应注意河谷发育史中曾出现过的强烈下切期。这些时期也就是斜坡变形破坏的活跃期，常常可能保存着相应时期造成的古滑坡、崩塌残体。这种现象在我国西南山区河流中十分普通，往往是水库库岸稳定性研究的重点地段，
(2)地区构造最大主压应力方向及其变化
(3)活断层断面特征及活动方式
9.7.2 理论计算 (量化 )分析法
9.7,2.I 理论计算 (量化分析 )及其与过程机制分析的关系
(1)力学模型和数学模型：必须根据地质和演变机制模式建模。潜在破坏面的位臵和形态特征、
坡体中的变形破裂迹象，以及水动力学模式等，
均要通过变形破坏机制分析加以确定。
(2)主导因素和敏感因素：根据斜坡形成演化全过程与各环境动力因素的相关分析加以确定。
不仅是单体斜坡稳定性计算中建立动力作用模型的依据，而且也是群体斜坡稳定性评价时确定权值和隶属度等有关参数的重要信息。
(3)计算参数的选取：坡体各种强度参数和物理、水理等参数，那是随斜坡演化的变量，因而只有判明斜坡的演变机制和发展阶段，才能正确选定。例如进入滑移面贯通阶段的变形体，滑移面强度已接近残余值；缓慢变形的蠕变体，可采用流变试验确定有关参数。此外在采用反演分折推定参数时，也必须对变形破坏机制和 (或 )破坏后运动学特征作出正确判断。
(4)计算方法的选择：方法选择也要建立在机制分析基础上。破坏判据计算法，可以更充分地反映斜坡演变的实际情况，得进一步探索完善的分析方法。
9.7.2.2斜坡稳定性计算（略）
9.8 防治斜坡变形破坏的原则及主要措施
9.8.1 斜坡变形破坏的防治原则
防治原则应 以防为主，及时治理,并应根据工程的重要性制订具体整治方案。
以防为主就是要尽量做到防患于未然。所谓防主要包括两方面内容。
第一，要正确地选择建筑场地，合理地制订人工边坡的布臵和开挖方案。例如在高地皮力区开拍人工边按时，应注意合理布臵边坟方向，尽可能使边坡走向大致与地区最大主应力方向一致，
露天采矿宜采用椭圆形矿坑 (参见图 9— 5)，其长轴应平行于最大主应力方向。
对于那些稳定性极差，而治理又难度高、耗资大的斜坡地段 (例如；有可能发生或再次活动的大型滑坡区、崩塌区 )，应以绕避为宜。
第二，查清可能导致天然斜坡或人工边坡稳定性下降的因素，事前采取必要措施消除或改变这些因素，并力图变不利因素为有利国亲，以保持斜坡的稳定性，甚至向提高稳定性的方向发展。
及时处理就是要针对斜坡已出现的变形破坏的具体状况，及时采取必要的增强稳定性的措施。
当斜坡变形迹象已十分明显或已进入加速短变阶段时，仅采取消除或改变主导因素的措施已不足以制止破坏发生，在这种情况下，必须及时采取降低斜坡下滑力，增强斜坡抗滑能力的有效措施，
迅速改善斜坡的稳定性。
考虑工程的重要性是制订整治方案必须遵循的经济原则。对于那些威胁到重大永久性工程安全的斜坡变形和破坏，应采取较全面的、严密的整治措施，以保证斜坡具有较高的安全系数。对于一般性工程或临时性工程，则可采取较简易的防治措施。
9.8.2 斜坡变形破坏的防治措施
根据上述防治原则，措施可归纳为以下几个方面。
9.8.2.l 消除、削弱或改变使斜坡稳定性降低的各种因素
这方面的措施可分为两类。一类是针对导致斜坡外形改变的因素而采取的措施。主要是保证斜坡不受地表水的冲刷或海、湖、水库水波浪的冲蚀。如修筑导流堤 (顺坝或丁坝 )、水下防波堤
(破浪堤 )等 (参见第十四、十五两章 )。另一类措施是针对改变斜坡岩体强度和应力状态的因素采取的。为了防止易风化的岩石表层由于风化而产生剥落可以在边坡筑成之后
用灰浆抹面，或在坡面上用浆砌片石筑一层护墙。在护墙脚处一定要设排水措施，排除坡内积水。为了防止坠石，可在坡面上铺设钢丝网，
或增设阻挡落石的铁链拦栅。对于胀缩性较强的土质斜坡，可在边坡面上种植草皮，使坡面土层保持一定的湿度．防止坡面开裂，减小降水沿裂缝渗入的可能性，避免土层性能恶化而发生土爬或滑坡。
调整坡面水流、排除斜坡内的地下水、截断进入坡内的地下水流，对于防止坡体软比、消除渗透变形作用、降低空隙水压力和动水压力，都是极为有效的。这些措施在滑坡区和可能产生滑坡的地区尤为重要。
为了不让外围地表水进入滑坡区，可沿滑坡边界修筑天沟（图 9－ 78a）沟壁应不透水，否则反而起到向斜坡内输水的作用。在滑坡区内，为了减少降雨渗入，可在坡面修筑排水沟。在岩质斜坡中还可采用灰浆沟缝等措施。
图 9－ 78 排除滑坡区地表和地下水的措施排除地下水的措施很多，应根据斜坡地质结构特征和水文地质条件加以选择。通常在土质斜坡内修筑支撑盲沟能收到良好效果（图 9－ 78b）。截断地下水流对于防止深层滑动或治理较大型的滑坡是很有效的，
一般采用地下排水坑道（图 9－ 79）。斜坡若有含水层时，水平坑道设在含水层与隔水层之间效果较好。
图 9－ 79 截断地下水流的地下排水坑道
① —— 排水坑道； ② —— 含水层；
③ —— 基岩； ④ —— 滑坡体
9.8.2.2降低下滑力，提高斜坡抗滑能力降低下滑力主要通过刷方减载。在刷方时必须正确设计刷方断面遵循,砍头压脚,的原则。特别注意不要在滑移 —— 弯曲变形体隆起部位刷方，否则可能加速深部变形的发展。
提高滑体抗滑能力的措施很多。一种是直接修筑支、挡建筑物以支撑、抵挡不稳定岩体。支、挡建筑物的基础必须砌臵在滑移面以下。岩质斜坡采用预应力锚杆或钢筋混凝土锚固桩杆加固，是一种很有效的措施。它可以增高结构面的抗滑能力，改善结构面上剪应力的分布状况．显著降低沿之发生累进性破坏的可能性。锚杆的方向和设臵深度应视斜坡的结构特征而定 (图 9— 80)。在大型的滑坡体中还可采用成排的抗滑桩或 (和 )预应力锚索格子梁等措施阻挡滑坡，后者在日本、香港等地滑坡治理中已收到良好效果。
另一类方式是通过改良岩体的强度性能来增强斜坡的抗滑能力。对于岩质斜坡可采用固结灌浆等措施，但必须注意选择适宜的灌浆压力，否则反而促进斜坡变形。对于土质斜坡可采取电化学加固法、冻结法 (用于临时性边坡 )，还可采用焙烧法，即对坡脚处的土体进行焙烧加热，使其成为坚硬似砖的天然挡土堵 (图 9— 81)，这种方法仅适用于粘土类土层中。我国铁路线上某些滑坡曾采用过这种方法，并取得良好效果。
9.8.2.3 防因和绕避措施
9.1 基本概念及研究意义
斜坡岩 (土 )体稳定性的工程地质分折涉及两个方面的任务。
一方面要对斜坡的稳定性作出评价和预测；
另一方面要为设计合理的人工边坡以及制定有效整治措施提供依据。
崩塌、滑坡名称 发生日期 方量（ 104m3） 运动速度 最大运动距离（ m） 死亡人数 斜坡类型 ① 诱发因素盐池河崩塌
（湖北）
1980.6.3 100 34 m/s
（最大值）
400 284 平缓层状，软弱基座地下采矿铁西滑坡
（四川，成昆线）
1981.7.8 220 4m/h
(平均值）
70 中倾外层状体，
老滑体局部复活地面采石渡口灰岩矿山滑坡
（四川，攀枝花）
1981.6.1
0
416 5.5m/min
（平均值）
220 中倾外层状体斜坡地面采石四川盆地西部暴雨滑坡
1981.
7月,9月数百个，单个滑坡方量大多小于 100万 m3
5 m/s± 100 ± 约 10人 多种类型层状体斜坡暴雨（数十年一遇，暴雨强度＞
200mm/d）
鸡扒子滑坡
（四川，长江云阳）
1982.7.2
4
1500 3－ 10
m/min
150－ 200 变角倾外层状体斜坡，老滑坡局部复活暴雨洒勒山滑坡－碎屑流
（甘肃）
1983.3.7 3000－ 4000 32 m/s
（最大值）
900 237 平缓层状体斜坡新滩滑坡
（湖北，长江新滩）
1985.6.1
2
3000 10 m/s 80 老滑坡复活马家坝滑坡
（湖北，姊归）
1986.7.1
6
2400 中速 数十米 缓倾外层状体斜坡，老滑坡复活暴雨西宁滑坡－碎屑流
（四川，巫溪）
1988.1.1
0
700 18－ 50
m/s
800 26 倾内层状体斜坡，软弱基底溪口滑坡－碎屑流
（四川，华蓥山）
1989.7.1
0
20 20－ 30
m/s
1500 221 倾内层状体斜坡暴雨昭通滑坡－碎屑流
（云南，金沙江支流）
1991.9.2
3
1500－ 2000 75m/s
（平均）
4500 216 倾外层状斜坡 暴雨表 9－ 1 我国 80年代重大崩、滑灾害事件
① 斜坡结构类型分类原则相见 9.3节。
9.2 斜坡岩体应力分布特征
9.2.1 斜坡应力场的基本特征
(1)由于应力的重分布，斜坡周围主应力迹线发生明显偏转。无论是在重力场条件下，还是在以水平应力为主的构造应力场条件下，其总的特征表现为愈靠近临空面，最大主应力愈接近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交 (图 9— 2下 )。
(2)由于应力分异的结果，在临空面附近造成应力集中带。但坡脚区和坡线 (斜坡面与坡顶面的交线 )区情况有所不同。
坡脚附近最大主应力 (相当于临空面的切向应力 )显著增高，且愈近表面愈高 (图 9— 2下 )；最小主应力 (相当于径向应力 )显著降低，于表面处降为零，甚至转为拉应力。因而，这一带是斜坡中应力差或最大剪应力最高的部位，形成一最大剪应力增高带，通常是斜坡中最容易发生变形和破坏的部位，往往因此而产生与坡面或坡底面平行的压致拉裂面 (参见图 3— 29)。
图 9－ 2 用有限元解出的位移迹线图（上）和主应力迹线图（下）
（ a）重力场条件（ N＝ 0.33）；（ b）以水平应力为主的构造应力场条件下（ N＝ 3）
坡缘附近，在一定条件下，按面的径向应力和按顶面的切向应力可转为拉应力，形成一张力带 (图 9— 3)。因而，这些部位的岩体容易被拉裂形成与波面近于平行的拉裂面 (参见图 3— 29)。
(3)与主应力迹线偏转相联系，坡体内最大剪应力迹线由原先的直线变为近似圆弧线，弧的下凹面朝着临空方向。
(4)坡面处由于径向压力实际等于零，所以实际上处于单向应力状态 (不考虑斜坡
走向方向的 σ2 时 )，向内渐变为两向或三向 (考虑
σ2 时 )状态。
9.2.2 影响斜坡岩体应力分布的主要因素
9.2.2.1 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 (图 9— 2下 )，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。
在坡脚区，根据图 9— 2可见，坡底的切向应力最大值约相当于原始水平应力的三倍左右。当有侧向水平应力时，该值成倍增高，如当 σ L＝
3ρgh 时，该值可达 7-10ρgh,与 σ L=0的情况相比，相差十分悬殊。
图 9－ 3 斜坡张力带分布状况及其与水平剩余应力（ σ L）、
坡角（ β ）关系示意图
（据 Stacey,1970）
图 9－ 4 坡角最大剪应力与坡脚和坡底宽（ W）关系图解
（据 Stacey,1970）
9.3 斜坡的变形与破坏
斜坡形成过程中，由于应力状态的上述变化，
斜坡岩 (土 )体特发生不同方式、不同规模和不同程度的变形，并在一定条件下发展为破坏。 斜坡破坏系指斜坡岩 (上 )体中已形成贯通性破坏面时的变动。
而在贯通性破坏面形成之前，斜坡岩体的变形与局部破裂，称为斜坡变形。
斜坡中已有明显变形破裂迹象的岩体，或已查明处于进展性变形的岩体，称为变形体。
被贯通性破坏面分割的斜坡岩体，可以多种运动方式失稳破坏，如滑落、崩落等。破坏后的滑落体 (滑坡 )或崩落体等被不同程度地解体。但在特定的自身或环境条件下，它们还可继续运动，
演化或转化为其他运动方式，称为破坏体的继续运动。
斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动，分别代表了斜坡变形破坏的三个不同演化阶段。
9.3.1 斜坡变形的主要方式
斜坡变形实际上在其形成过程中即已发生，
表现为 卸荷回弹 和 蠕变 两种主要方式。
卸荷回弹 (unloading rebund)是斜坡岩体内积存的弹性应变能释放而产生的。在高地应力区的岩质斜坡中尤为明显。成坡过程中斜坡岩体向临空方向回弹膨胀 (参见图 9— 2上 )，使原有结构松弛；同时又可在集中应力和剩余应力作用下，
产生系列新的表生结构面 (参见图 3— 29)，或改造一些原有结构面。
在此过程中当然也包含有蠕变，但是它是由岩体中积存的内能作功所造成的，所以一旦失去约束的那一部分内能释放完毕，这种变形即告结束，
大多在成坡以后于较短时期内完成。
斜坡中经卸荷回弹而松弛，并含有与之有关的表生结构面的那部分岩体，通常称为 卸
荷带。 它的发育深度与组成斜坡的岩性、岩体结构特征、天然应力状态、外形以及斜坡形成演化历史等因素有关。卸荷带也是斜坡中应力释放的部位，相当于应力的降低带。一般情况下，卸荷带愈深，应力集中带也分布得愈探。
斜坡的蠕变是在坡体压力 (以自重应力为主 )
长期作用下发生的一种缓慢而持续的变形，这种变形包含某些局部破裂，并产生一些新的表生破裂面。坡体随蠕变的发展而不断松弛。瓦伊昂滑坡失事前三年开始的长期观测，已发现该区有蠕变迹象。
1963年春季以前，大致保持等速蠕变，同年春季、
夏季测得的位移速率为 0.14cm／ d左右。
9月 18日连续大雨后，位移速度逐日迅速增大直至滑坡发生。蠕变波及范围可以相当大，
9.3.2 斜坡破坏基本类型
斜坡破坏的分类，国内外已有许多不同的方案。近年来，国际工程地质协会 (IAEG)滑坡委员会建议 (D,M,Cruden,1989)采用瓦思斯的滑坡分类 (D,Varnes,1978)作为国际标准方案。分类综合考虑了斜坡的物质组成和运动方式。按物质组成分为岩质和土质斜坡；按运动方式划分为崩落 (塌 )(faIls)、倾倒 (topples)、滑动
(落 )(slides)、侧向扩离 (1ateral spreads)和流动 (flows)等 5种基本类型。还可组合成多种复合类型，如崩塌 — 碎屑流、滑坡 — 泥石流等。
瓦恩斯的分类实际上是将斜坡变形、破坏和破坏后的继续运动三者综合在一起。如分类中的
,流动,包括了斜坡岩体的蠕变 (creep)，又包括了碎屑流 (debris flow)和泥流 (mud flow)等。前者属斜坡变形，实际上斜坡发生滑坡、崩塌等破坏之前，都可能经历过蠕变；后者作为一种与斜坡破坏相联系的现象，则大多是由崩塌或滑坡体在继续运动过程中发展而成的运动方式。又如分类中的,倾倒,,实际上也是一种变形方式，其最终破坏可表现为崩塌或滑坡。
鉴于以上原因，可将崩落 (塌 )(falls)、滑落
(坡 )(s1iding)和 (侧向 )扩离 (1ateral spreading)
作为三种基本破坏方式 (图 9-7)，也是斜坡失稳的基本方式。就岩体破坏机制而言 (参见图 3-2)，崩塌以拉断破坏为主、滑坡以剪切破坏为主、扩离则主要是由塑性流动破坏所致。
(1)崩塌崩塌包括了小规模块石的坠落 (free fall)和大规模的山 (岩 )崩 (rock avalanches)．
崩塌体通常破碎成碎块堆积于坡脚，形成具有一定天然休止角的岩堆 (图 9— 71)。在一定条件下，
可在继续运动过程中发展为碎屑流。
(2)滑坡滑坡可按滑动面或破坏面 (surface of rupture)
纵剖面形态划分为平滑型 (顺层 )(translational
sliding)和弧形或转动型 (切层 )滑 (slump或
rotational sliding)两种类型。
(3)扩离扩离是由于斜坡岩 (土 )体中下伏平缓产状的软弱曾塑性破坏或流动引起的破坏，软层上覆岩 (土 )
体或做整体，或被解体为系列块体向坡前方向,漂移,。这种破坏方式与块状滑坡类似。但由于呈塑性流动状态的软岩，可因块体重力压缩而被挤入被解体的块体之间，造成块体,东倒西歪,,这是它区别于一般滑坡的重要特征。
fA
崩塌滑坡滑坡的表面形态及结构 (国际滑坡编目小组 )
（ 1） 冠
（ 2） 主断壁
（ 3） 顶
（ 4） 头
（ 5） 次断壁
（ 6） 主滑体
（ 7） 足
（ 8） 趾尖
（ 9） 趾
（ 10） 破坏面
（ 11） 破坏面趾
（ 12） 滑覆面（分隔面）
（ 13） 滑移体
（ 14） 减损带
（ 15） 加积带
（ 16） 减损坳陷
（ 17） 减损体
（ 18） 加积体
（ 19） 侧翼
（ 20）原始地面
a:后缘环状拉裂缝 b,滑坡断壁 c：横向裂缝及滑坡台阶
d,滑坡舌及纵张裂缝后缘 e：滑坡侧壁及羽状裂缝类型 主要特征 主要模式 可能破坏方式结构及产状 外形
Ⅰ 均质或似均质体斜坡均质的土质或半岩质斜坡，
包括碎裂状或碎块体斜坡决定于土、石性质或天然休止角蠕滑－拉裂 转动型滑坡或滑塌
Ⅱ
层状体斜坡
Ⅱ 1 平缓层状体坡
α=0 － ± φ r
α ＜ β 滑移－压致拉裂 平推式滑坡，转动型滑坡
Ⅱ 2 缓倾外层状体坡
α= φ r － φ p
α ≈ β 滑移－拉裂 顺层滑坡，或块状滑坡
Ⅱ 3 中倾外层状体坡
α= φ p － 40°
α ≥ β 滑移－弯曲 顺层－切层滑坡
Ⅱ 4 陡倾外层状体坡
α=40 ° － 60°
α ≥ β 弯曲－拉裂 崩塌或切层转动型滑坡
Ⅱ 5 陡立－倾内层状斜体坡
α ＞ 60° －倾内弯曲－拉裂（浅部）
蠕滑－拉裂（深部）
崩塌，深部切层转动型滑坡
Ⅱ 6 变角倾外层状体坡上陡，下缓（ α ＜ φ r ）
α ≤ β 滑移－弯曲 顺层转动型滑坡
Ⅲ
块状体斜坡可根据结构面组合线产状按 Ⅱ 类方案细分滑移－拉裂为多见
Ⅳ
软弱基座体斜坡
Ⅳ 1 平缓软弱基座体斜坡
Ⅳ 2 缓倾内软弱基底体斜坡一般情况上陡下
（软弱基底）缓塑流－拉裂扩离，块状滑坡崩塌，转动型滑坡（深部）
表 9－ 4 斜坡岩体结构类型与变形破坏方式对照表注,φ r,φ p软弱面的残余（或起动）和基本摩擦角； α 软弱面倾角,β 斜坡坡角。
9.4 斜坡变形破坏机制与演化
本节分别讨论各类变形破坏地质力学模式的形成与演化，以及它们在空间上的复合与过程中的转化方式。
9.4.1蠕滑 — 拉裂
这类变形导致斜坡岩体向坡前临空方向发生剪切蠕变，其后缘发育自坡面向深部发展的拉裂。
主要发育在均质或似均质体斜坡 (I类 )中，侵内薄层状层状体坡 (II5类 )中也可发生。一般发生在中等坡度 (β ＜ 40。 )斜坡中。
变形发展过程中，坡内有一可能发展为破坏面的潜在滑移面，它受最大剪应力面分布状况的控制。
该面以上实际上为一自坡面向下递减的剪切蠕变带 (参见图 3— 50中的 1,2）
图 9－ 12 致密粘土边坡蠕滑－拉裂变形图示
这类变形，以图 9-14为例，演变过程可划分为三个阶段。
(1)表层蠕滑。岩层向坡下弯曲，后缘产生拉应力 (图 9— 14左 )；
(2)后缘拉裂。通常造成反坡台阶 (图 9-14中 )。
当坡体后缘发育有陡倾坡内的软弱结构面时，拉裂更易发育，这种破裂也可能在地震或人工爆破的触发下突然产生。美国阿拉斯加山区一实例非常典型。如图 9一 15所示，被陡倾坡内的一组结构面分割的岩体，在一次地震后形成一系列反坡台坎和串珠状洼地，台坎最大高差达 3.8m。
这与地震在界面处造成的瞬时拉应力，或饱水裂面在被压缩的,瞬间,空隙水压力的急剧增高等效应有关，它促进陡倾结构面张性破裂，或在抗剪强度瞬时突然降低时，陡面上积存的残余剪应力使裂面产生,瞬时,剪动，其结果就造成了上述现象。后缘被拉裂后，造成潜在剪切面上剪应力集中，促进了最大剪应力带的剪切变形。
(3)潜在剪切面剪切扰动。随剪变进一步发展，
中部剪应力集中部位可被扰动扩容，使斜坡下半部分逐渐隆起。
随着变形体开始发生转动，后缘明显下沉，拉裂面由开初的张开转为渐趋闭合，裂面互错方向与前一阶段恰好相反。这些迹象预示变形进入累进性破坏阶段，一旦潜在剪切面被剪断贯通，则发展为滑坡。
这类变形体发展为滑坡，由于潜在破坏面呈弧形，共起动条件可采用圆弧滑面试算加
以确定，而潜在滑移面处岩 (土 )体被扰动的程度和贯通率，决定了斜坡的稳定状况。
9.4.2 滑移 — 压致拉裂
9.4.2.1 形成条件与演变过程
这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜按 (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。滑移面的锁固点或错列点附近，
因拉应力集中生成与滑移面近于垂直的拉张裂隙，向上 (个别情况向下 )扩展且其方向渐转成与最大主应力方向趋于一致 (大体平行坡面 )并伴有局部滑移。这种拉裂面的形成机制与压应力作用下格里菲斯裂纹的形成扩展规律近似，所以它应属压致拉裂。滑移和拉裂变形是由斜坡内软弱结构面处自下而上发展起来的
(图 9— 16)。
据实例分析和模拟研究，这类变形演变过程可分为三个阶段 (图 9— 17)。
(1)卸荷回弹阶段 [图 9一 17(a)]
图 9－ 16 大渡河龚咀前震旦纪花岗岩斜坡中滑移－压致拉裂变形迹象
（参照原水电部成勘院资料,1965）
（ a）剖面图；（ b）（ a）图中①处细部放大； K1—— 缓倾角裂隙； K2—— 陡倾角裂隙图 9－ 17 滑移－压致拉裂变形演说图
（ a）、（ b）、（ c）、（ d）发展阶段，
说明见正文
(2)压致拉裂面自下而上扩展阶段 [图 9一 17]
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。图 9— 16所示为一典型实例。花岗岩体中十分发育的席状裂隙产状近于水平，另有两组陡倾裂隙，其中一组走向与坡面近于平行。平洞内岩体蠕变松动迹象明显，平行被面陡倾裂隙普遍被拉开，并出现多条滑移面与陡倾裂断面交替的阶状裂隙。
在平洞约 60m深处见有一条阶状裂面，陡面张开达
2.5cm，由其中涌出大量黄泥浆水。与此同时邻近钻孔水位普遍降落，表明与洽移相伴的压致拉裂面已与地表贯通。在陡缓交界处见有如图 9-15(b)
所示羽状裂面，说明变形体已有轻微转动。
(3)滑移面贯通阶段 [图 9－ 17(d)]
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。
9.4.3滑移 — 拉裂
9.4.3.1 形成条件与演变过程
主要发生在 II2,III等类型斜坡中。斜坡岩体沿下伏软弱面向坡前临空方向滑移，并使滑移体拉裂解体 (图 9— 20)。
图 9－ 20 滑移－拉裂变形图示
（参照 Zaruba,1965）
① —— 原地面线；② —— 变形前；开挖坡面；③ —— 页岩夹层（滑移面）
受已有软弱面控制的这类变形，其进程取决于作为滑移面的软弱面的产状与特性。当滑移面向临空方向倾角已足以使上覆岩体的下滑力超过该面的实际抗剪阻力时，则在成坡过程中该面一经被揭露临空，其后缘拉裂面一出现即迅速滑落，
蠕变过程极为短暂。一般情况下，当,α ＞ φ p
时，即可出现这种情况。而当,α ＝ φ r时，变形可向滑动逐渐过渡发展为由坡前向顶缘逐步解体的块状 (又称迷宫式 )滑坡，其外观与图 9-10所示扩离体相似。
9.4.4 滑移 — 弯曲
9.4.4.1 形成条件与演变过程
主要发育在中 — 陡倾外层状体斜坡 (II3，、
II4)中，尤以簿层状岩体及延性较强的碳酸
盐类层状岩体中为多见。这两类斜坡的滑移控制面倾角已明显大于该面的峰值摩擦角，上覆岩体具备沿滑移面下滑条件。但由于滑移面未临空，
使下滑受阻，造成坡脚附近顺层板梁承受纵向压应力，在一定条件下可使之发生弯曲变形。
根据实例分析和模拟研究，这类变形演变过程可分为三个阶段 (以平面滑面为例 )。
(1)轻微弯曲阶段 （图 9— 24(a)]。弯曲部位仅出现顺层拉裂面、局部压碎，坡面轻微隆起，
岩体松动。前述金龙山实例属此阶段。弯曲隆起通常发生在近坡脚而又略高于坡脚的部位，这可能是由于该处顺层压应力与垂直层面的压应力之间压力差较大所致。此外，层状岩体原始起伏弯曲部位，也是有利于发生弯曲的部位。
(2)强烈弯曲、隆起阶段 [图 9— 24(b)]。弯曲显著增强，并出现剖面 X型错动，
图 9－ 23 瓦伊昂水库滑坡滑动前位移观测资料（ a）和地质剖面图（ b）
（据 L.Muller,1974）
① —— 灰岩；② —— 含粘土夹层的薄层灰岩（侏罗系）；③ —— 含燧石的厚岩灰岩
（白垩系）；④ —— 泥灰质灰岩（白垩系）；⑤ —— 老滑坡；⑥ —— 滑移面；
⑦ —— 滑动后地面线
其中一组逐渐发展为滑移切出面。由于弯曲部位岩体强烈扩容，地面显著隆起，岩体松动加剧，
往往出现局部的崩落或滑落，这种坡脚附近的
,卸荷,也更加促进了深部的变形与破坏。
(3)切出面贯通阶段 。滑移面贯通并发展为滑坡，具崩滑特性，有的表现为滑塌式滑坡。
,椅,形滑移面情况与平直滑移面的有所不同，其强烈弯曲部位发生在滑移面转折处，且不需形成切出面而沿原有靠椅形面滑动。
此外，岩层倾角大于斜坡坡角 (α ＞ β) 时，
也可发生类似变形。图 9— 25所示铁西滑坡即为一典型实例。
滑坡发生在强烈弯曲隆起的滑移 — 弯曲体之上。
由图可见，滑移 — 弯曲体的上部沿层面下滑，挤压下部岩层使之挠曲，并形成一弧形潜在滑移面
(图 9— 25中 2— 2割面 )，而弯曲最强烈的部位发生在滑移面转缓部位 [与椅状滑面情况类似 )。滑坡的发生正是由于恰好在强烈弯曲部位采石所致。
图 9－ 24 雅垄江霸王山滑坡形成过程示意图
在高山峡谷区，尤其在高地应力地区，这类变形的发育深度可以很深。图 9一 22所示为雅垄江二滩金龙山斜坡中的变形体。经勘探发现斜坡中上覆二叠纪玄武岩和阳新灰岩，沿与下伏粘土岩的接触带发生滑移 (部分沿玄武岩与阳新灰岩接触面滑移 )，并在坡脚附近造成弯曲，使岩层产状出现异常 (图 9— 22中⑤ )，产生一系列破裂迹象。近几年来的观测资料也表明，变形仍在缓慢进展。
9.4.5 弯曲 — 拉裂 (倾倒 )
9.4.5.1 形成条件与演变过程
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伴有拉裂，弯曲体后缘出现拉裂缝，形成平行于定向的反坡台阶和槽沟。
板梁弯曲剧烈部位往往产生横切扳梁的折裂 (图
9— 27)。
硬而厚的板粱，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。
(2)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。
(3)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。
图 9－ 27 弯曲－拉裂变形实例
（ a）石英片岩斜坡中的变形迹象（岷江上游耽达）；
（ b）陡立厚层灰岩斜坡中的变形迹象（峨嵋）
图 9－ 28 弯曲－拉裂（厚层板梁）变形演进图
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
(图 9— 29)。在这种情况下，继续变形将主要受这些倾向坡外的破裂面所控制，实际上已转为滑移
(或蠕滑 )— 拉裂变形，最终发展为滑坡 (图 9— 29)，
这一演化过程已为再现模拟所证实 (固 9— 30)。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，可分别形成表层滑场和深部滑坡 (图 9— 30)。
9.4.6塑流 — 拉裂
这类变形主要发生在软弱基座体斜坡 (IV类斜坡 )中。下伏软岩在上段岩层压力作用下，产生塑性流动并向临空方向挤出，导致上覆较坚硬的岩层拉裂、解体和不均匀沉陷。
风化作用以及地下水对软弱基座的软化或溶蚀、
潜蚀作用，是促进这类变形的主要因素。
在软弱基座产状近于水平的斜坡 (IV1)中，通常可见如图 9— 3l所示变形迹象，上覆硬岩的拉裂起始于软弱层的接触面，这是由于软岩的 水平变形远远超过硬岩所致。
斜坡前缘可出现局部坠落。随着上覆坡体的拉断解体，则发展为侧向扩离，或块状 (迷宫式 )滑坡
(见图 9一 10)。当上覆岩层也具有一定塑性时，被下伏呈塑流状的软岩载驮的坡体可整体向临空方向漂移，并于其后缘某处产生拉裂造成陷落带，
形成整体式的侧向扩离，其演进过程如（图 9— 32）
所示。上述两种形式的变形体，也可在特大暴雨作用下产生平推式滑坡。
图 9－ 31 塑流－拉裂变形体
（实例据 Zaruba,1971）
图 9－ 32 塑流－拉裂发展为整体式侧向扩离的过程示意图
（实例据 J.Rabar,1971）
黑色层为褐煤层，其它为粘土层
软弱基座倾向坡内的陡崖 (IV2)，变形过程表现为另一种方式 (图 9— 33)：
(1)卸荷回弹陡立裂缝的形成 [图 9— 33中 (a)]
在陡崖形成过程中，由于应力分异形成由坡缘拉应力带向纵深扩展的一系列陡立拉裂缝。
(2)前缘塑流 — 拉裂变形（图 9— 33(b)一 (c)]
软弱基座被切露，改变了其原有的封闭状态，
并在上覆岩层的强大压力作用下而被压结和向临空方向挤出，使上覆岩体产生自坡面向内其值递减的不均匀沉陷，因而造成上覆
硬岩被拉裂，或使原已形成的拉裂缝得以进一步扩展。
拉裂缝首先出露于陡崖坡缘附近，自上而下地扩展。
被拉裂缝分割出来的板粱或岩柱，可因基座软岩挤出的进一步发展而倾倒崩落。
(3)深部塑流一拉裂变形 [图 9－ 33中 (d)－ (f)]
随基座软层塑流的发展，拉裂缝出现部位由坡缘向后侧推移。某些高陡斜坡中，这种拉裂缝发育深度可达 200m以上。被分割的高大岩柱或板梁，其根部可因此而被剪裂或压碎，使变形向蠕滑 — 拉裂方式转化。
一旦后缘拉裂面转而闭合，则预示进入潜在滑移面贯通阶段，变形将发展为崩滑或滑塌。
图 9－ 33 软弱基座陡崖塑流－拉裂演化过程示意图
（ a）卸荷回弹拉裂；（ b）前缘塑流－拉裂；
（ c）前缘倾倒崩落；（ d）深部塑流－拉裂；
（ e）转化为蠕滑－拉裂；（ f）崩滑
9.4.7 斜坡变形模式的复合
9.4.7.1 变形模式的空间组合
(1)斜坡前、后不同变形模式的组合
如图 9一 35所示为坡前的弯曲 — 拉裂与后侧滑移 — 压致拉裂组合的实例。
(2)浅部、深部不同变形模式的组合
前述金龙山斜坡变形体为一典型实例 (见图
9— 22)。其深部为滑移 — 弯曲变形，而在坡脚临空面影响范围之内的浅部，玄武岩沿一组向坡外倾斜的似层面蠕滑，后缘陡倾坡内的一组裂隙被显著拉开，属典型的滑移 — 拉裂变形。深部弯曲造成的表层岩石隆起与松动必然会促进浅部变形的发展，如果浅部岩体因变形发展而滑落，减小弯曲部分的垂向压力，
9.4.7.2 变形模式的转化图 9－ 37 弯曲－拉裂转化为蠕滑－拉裂
（参照霍夫曼,1973）
转化具有多种形式。根据本章前述实例，
弯曲 — 拉裂 —— 滑移 (或蠕滑 )— 拉裂，
弯曲 — 拉裂 —— 滑移 — 压致拉裂；
塑流 — 拉裂 —— 蠕滑 — 拉裂；
滑移 — 弯曲 —— 蠕滑 (滑移 )— 拉裂。
查纳滑坡贵阳沙冲路滑坡龙羊峡库岸滑坡
2003年 5月 11日贵州省三穗县平溪特大桥滑坡致使
35人死亡，毁坏桥墩
2003年 7月 13日 三峡库区沙镇溪发生千将坪滑坡，
致使 24人失踪。
滑坡壁滑坡周界西藏易贡特大崩滑灾害鸡扒子滑坡全貌盐池河崩塌新滩滑坡全貌
9.5 斜坡破坏后的运动学
9.5.1 滑落体运动速度
9.5.2 崩 (坠 )落块石的运动特征
其运动方式随接受块石斜坡的坡度、坡形和性能不同而不同。研究表明 (只有在坡度小于某一临界值 (约 27。 )时，崩落体才停积于崖脚：随坡度增大，可分别表现为滑动、滚动、跳跃和自由崩落等方式，大部或全部被搬运至坡脚 (图 9— 40)。
9.5.3运动状态的,流体,化
一定条件下，滑坡体或崩塌休可在继续运动过程中转化为,流体,状态，称,流体,化。主要表现为碎屑流、泥流或土爬、泥石 (洪 )流和浊流等。
碎屑流 (debris flows)和泥流或土爬
(earthJl珊 )系指由滑坡体或崩塌体自身转化而成的流体。前者是一种高速散体状流体，后者则是一种速度不太大的塑性粘滞流。
泥石 (洪 )流 (debrjs flows)按其定义应届一种洪流。它总是与暴雨或山洪相联系，是在有足够酌外部水流 (或降雨 )参与下形成的一种高密度
,流体,。我国 1981,1982四川暴雨滑坡发生期间，有不少这样的实例。
浊流 (turbidity current)系指水下的高密度流或异重流，见于水下滑坡 (见图 9— 11)。滑入水中的滑坡或崩塌体，也可部分转化为浊流。
泥 石 型水石型泥流型坡面型泥石流沟谷型泥石流
9.6 斜坡变形破坏与内外应力的关系
斜坡之所以能发展为最终破坏，又总是和一定的内外应力对斜坡的改造作用相联系的。这些作用对斜坡稳定性造成的影响有的是可逆的，有的是不可逆的。它们主要通过以下几方面来改变斜坡的稳定性。
(1)改变斜坡的外形,实际上是改变了斜按的临空状况及应力场。属于这方面的作用包括流水、
海、湖 (包括人工湖泊 )的蚀淤，泥石流的侵蚀刨蚀和堆填以及人工开挖、堆放等：
(2)改变斜坡岩体的结构特征和力学性质,
即降低斜坡的抗变形、抗破坏能力。属于这方面的作用包括风化作用、冻融作用和地下水的作用等不可逆因素 (水的浸湿软化作用等可逆因素 )。
(3)改变斜坡岩体的应力状况。 属于这方面的作用包括地下水动水压力和空 (孔 )隙水压力的作用、区域构造应力场的变化、地震力、人工爆破震动力以及开挖斜坡、工程荷载等。这些动力如果已使斜坡造成变形或破坏，其影响则为不可逆的，否则为可逆的。
在影响某一斜坡稳定性的诸多因素中，往往可以确定其中起关健性作用的 主导因素,
它是在斜坡演变历史中不断降低斜坡稳定性的动力因素。某些可逆因素，如降雨、洪水、
地震及气温的变化等，可以使稳定性已接近失稳状态的斜坡突然破坏，它并不一定是促使
斜坡稳定性降低的主导因素，称为触发或诱发因素 (图 9— 45)。
与地下水作用的关系
地下水作用活跃带及水动力模型
斜坡岩 (土）体中地下水作用活跃带可有多种形式。强烈的 溶蚀作用、渗透变形以及软化、泥化作用 等，可在斜坡中形成对斜坡演变起重要控制作用的活跃带 (如图 9— 48所示 )。
经历过强烈风化的某些斜坡岩体 (如岩浆岩等 )，
在强风化带或残积土层与弱风化带间，也可形成一为承压特征的地下水活跃带 (如图 9— 49所示 )。
此外某些滑坡或崩坡积物与基岩接触面，也常可成为地下水作用的活跃带。如图 9— 50所示，当覆盖物的透水性能低于下伏基岩时，使斜坡岩体中原来的潜水水流变为承压水流，这样接触面处不仅成为地下水渗透变形的活跃带，并且对上覆堆积物底面可形成明显的空隙水扬压力。
斜坡岩体在变形发展过程中，将不断产生一系列新的破裂面，从而改变了岩体的水动力学特征，也可形成一些新的地下水活跃带。以倾向层状体斜坡为例，可划分为图 9— 51所示几种主要水动力学模型。
地下水的溶蚀和渗透变形等作用的分析评价，
属其它有关章节讨论内容。这里着重讨论地下水压力造成的影响。
图 9－ 51 顺向层状体斜坡水动力学基本模型左：包气带－季节变动带水动力型：（ a）（ b）间歇裂隙充水承压型（阴影曲线代表空隙水压力分布状况），（ c）间歇下渗－潜水型，（ d）间歇潜水型；右：层间含水层水动力型,（ a）弱循环承压型，（ b）、（ c）强循环承压型
1 动水压力和空隙水压力起动机制斜坡岩 (土 )体中水动力条件的剧变，通常是由于地下水补给的激增 (如特大暴雨、山洪等 )或排泄水位异常变动 (如河、库水位波动或排泄通道堵塞等 )所引起。可通过以下方式造成斜坡失稳。
1．动水压力驱动型主要发生在具间歇性 (下渗 )潜水型水动力特征
(图 9— 511(c),I(d)型 )的斜坡或滑坡体中。可按异常水力梯度计算稳定性。前述 1982年长江鸡扒子滑坡和 1986年香溪马家坝滑坡 (见表 9— 1)，均为老滑坡体的局部和整体复活，并且都是由暴雨引发的异常动水压力的驱动所致。经计算，鸡扒子滑坡起动时水力梯度高达 0.19倍，稳定系数陡降 0.2左右，导致滑坡体复活。
2．空隙水压力起动型
(1)平推式滑坡主要发生在平缓层状体斜坡的滑移 — 压致拉裂或塑流 — 拉裂变形体中。斜坡岩体具有间歇裂隙充水承压型水动力特征 [图 9— 51左 (a)]。在特大暴雨条件下，岩体在裂隙中充水的静水压力和滑移面空隙水扬压力的联合作用下，有可能被平推滑出。其起动机制如图 9— 52所示。可以后缘拉裂缝 (假定垂直分布 )中充水临界高度 (hcr)作为起动判据，在滑面缓倾外 (或内 )时：
（ 9－ 23）
式中,W—— 滑坡单宽重量（ t/m）； α —— 滑移面顺滑坡方 向倾角（倾向坡外为正值，反之为负）； L—— 滑块底 面沿滑动方向长；
φ —— 滑面摩擦角，不考虑内聚力 C； γ w 为水的容量（ γ w ＝ ρ wg）。
当 α ＝ 0时，上式可简化为：
（ 9－ 22）
tgLtgWtgLh
wcr c o s2
s inc o sc o s8c o s2 1 2122
tgLtgWtgLh
w
cr 282
1 2122
(2)倾倒失稳发生在厚扳梁弯曲 — 拉裂 (倾倒 )变形体中。空隙水压力作用方式与前者相似，但以块体绕支撑轴作转动倾倒坠落方式失稳 (图 9— 53)。
9.6.2.3 超空隙水压力激发机制
斜坡岩 (土 )体的变形与破裂，也可引起斜坡内部空隙水压力的激变．从而促进其变形与白破坏。可有以下几种方式。
1．架空、扩容带突然压密激发机制
2．水击激发机制
9.6.3 与气候条件的关系
气候条件通过多种作用方式改变斜坡的稳定状况。如风化作用、降雨 (暴雨 )作用，风蚀作用以及高寒地区的冻融作用等。
9.6.4 与人工开挖的关系
9.7 斜坡稳定性评价与预测
9.7.1过程机制分析法
这种方法的实质就是应用前述斜坡变形、破坏的基本规律，通过追溯斜坡演变的全过程，对斜坡稳定性发展的总趋势和区域性特征作出评价和预测。主要包括以下几个方面。
9.7.1.l 根据阶段性规律预测斜坡所处演变阶段和发展趋势
这方面的预测大致有以下一些内容：
(1)确定斜坡可能的变形形式和破坏方式
如前所述，斜坡可能具有的变形形式和破坏方式与斜坡外形特征、地质结构以及所处环境之间是密切相关的。对于一个具一定外形和结构特征的斜坡，可以应用赤平投影方法综合分析坡体中起控制作用的结构面或软弱带的空间组合状况，对照表 9— 4，即可大致确定斜坡的类型和可能的变形机制及破坏方式。
(2)根据斜坡变形迹象判定斜坡演变阶段
通过现场调研，查明某一具体斜坡已有的变形迹象，阐明其形成演变机制，即可参照前述各类变形模式演变图式和阶段划分的地质依据，
确定斜坡所处演变阶段。例如图 9— 16所示某坝左岸平洞中所揭示变形迹象和岸坡外形特征等，可以判定变形已进入,压裂面扩展,阶段．这是当时放弃该坝址的重要原因之一。又如鲁庞水库古坝肩的地面和平洞资料 (参见图 9一 18)，清楚显示变形已进入,滑移面贯通,阶段．并可大致固定必须加以清除的范围。
分析中应特别注意变形模式的转化标志。例如前述黄崖斜坡 (参见图 9— 34)，长期位移观测资料表明，陡立拉裂面目前仍在缓慢拉开，且拉裂面外测相对上错，说明其变形仍属塑流一拉裂的继续。
若转化为蠕滑一拉裂，必然引起后线拉裂面闭合和错动方式的改变，这是,转化,的标志，也是这类变形体即将产生深层大规模破坏的预兆。
此外，还可以根据推算蠕变速率等方法来确定演变阶段 (参见 9·4·5,6)。
(3)演化全过程再现模拟分析
9.7.l.2 根据周期性规律判定促进斜坡演变的主导因素
促进斜坡变形破坏的各种因素，在地质历史进程中部有其各自的周期性变化规律。
例如河流由侵蚀变为淤积、由淤积再转为侵蚀；
地震的周期性出现以及气象、水文动态的季节性变化和多年变化等。因而斜坡演变也会具有周期性变化规律，并且必然受主导因素的周期性变化规律所制约。这样，追溯斜坡演变过程中的周期性规律，也就可以判定不同时期促进斜坡演变的主导因素。
9.7.1.3 根据区域性规律阐明斜坡稳定性分区特征
(1)地区近期的升降特征
地区近期的升降状况，决定了区域斜坡稳定状况的演化趋势。
在评价河谷斜坡稳定性时，应注意河谷发育史中曾出现过的强烈下切期。这些时期也就是斜坡变形破坏的活跃期，常常可能保存着相应时期造成的古滑坡、崩塌残体。这种现象在我国西南山区河流中十分普通，往往是水库库岸稳定性研究的重点地段，
(2)地区构造最大主压应力方向及其变化
(3)活断层断面特征及活动方式
9.7.2 理论计算 (量化 )分析法
9.7,2.I 理论计算 (量化分析 )及其与过程机制分析的关系
(1)力学模型和数学模型：必须根据地质和演变机制模式建模。潜在破坏面的位臵和形态特征、
坡体中的变形破裂迹象，以及水动力学模式等，
均要通过变形破坏机制分析加以确定。
(2)主导因素和敏感因素：根据斜坡形成演化全过程与各环境动力因素的相关分析加以确定。
不仅是单体斜坡稳定性计算中建立动力作用模型的依据，而且也是群体斜坡稳定性评价时确定权值和隶属度等有关参数的重要信息。
(3)计算参数的选取：坡体各种强度参数和物理、水理等参数，那是随斜坡演化的变量，因而只有判明斜坡的演变机制和发展阶段，才能正确选定。例如进入滑移面贯通阶段的变形体，滑移面强度已接近残余值；缓慢变形的蠕变体，可采用流变试验确定有关参数。此外在采用反演分折推定参数时，也必须对变形破坏机制和 (或 )破坏后运动学特征作出正确判断。
(4)计算方法的选择：方法选择也要建立在机制分析基础上。破坏判据计算法，可以更充分地反映斜坡演变的实际情况，得进一步探索完善的分析方法。
9.7.2.2斜坡稳定性计算（略）
9.8 防治斜坡变形破坏的原则及主要措施
9.8.1 斜坡变形破坏的防治原则
防治原则应 以防为主，及时治理,并应根据工程的重要性制订具体整治方案。
以防为主就是要尽量做到防患于未然。所谓防主要包括两方面内容。
第一，要正确地选择建筑场地，合理地制订人工边坡的布臵和开挖方案。例如在高地皮力区开拍人工边按时，应注意合理布臵边坟方向，尽可能使边坡走向大致与地区最大主应力方向一致，
露天采矿宜采用椭圆形矿坑 (参见图 9— 5)，其长轴应平行于最大主应力方向。
对于那些稳定性极差，而治理又难度高、耗资大的斜坡地段 (例如；有可能发生或再次活动的大型滑坡区、崩塌区 )，应以绕避为宜。
第二，查清可能导致天然斜坡或人工边坡稳定性下降的因素，事前采取必要措施消除或改变这些因素，并力图变不利因素为有利国亲，以保持斜坡的稳定性，甚至向提高稳定性的方向发展。
及时处理就是要针对斜坡已出现的变形破坏的具体状况，及时采取必要的增强稳定性的措施。
当斜坡变形迹象已十分明显或已进入加速短变阶段时，仅采取消除或改变主导因素的措施已不足以制止破坏发生，在这种情况下，必须及时采取降低斜坡下滑力，增强斜坡抗滑能力的有效措施，
迅速改善斜坡的稳定性。
考虑工程的重要性是制订整治方案必须遵循的经济原则。对于那些威胁到重大永久性工程安全的斜坡变形和破坏，应采取较全面的、严密的整治措施，以保证斜坡具有较高的安全系数。对于一般性工程或临时性工程，则可采取较简易的防治措施。
9.8.2 斜坡变形破坏的防治措施
根据上述防治原则，措施可归纳为以下几个方面。
9.8.2.l 消除、削弱或改变使斜坡稳定性降低的各种因素
这方面的措施可分为两类。一类是针对导致斜坡外形改变的因素而采取的措施。主要是保证斜坡不受地表水的冲刷或海、湖、水库水波浪的冲蚀。如修筑导流堤 (顺坝或丁坝 )、水下防波堤
(破浪堤 )等 (参见第十四、十五两章 )。另一类措施是针对改变斜坡岩体强度和应力状态的因素采取的。为了防止易风化的岩石表层由于风化而产生剥落可以在边坡筑成之后
用灰浆抹面，或在坡面上用浆砌片石筑一层护墙。在护墙脚处一定要设排水措施，排除坡内积水。为了防止坠石，可在坡面上铺设钢丝网，
或增设阻挡落石的铁链拦栅。对于胀缩性较强的土质斜坡，可在边坡面上种植草皮，使坡面土层保持一定的湿度．防止坡面开裂，减小降水沿裂缝渗入的可能性，避免土层性能恶化而发生土爬或滑坡。
调整坡面水流、排除斜坡内的地下水、截断进入坡内的地下水流，对于防止坡体软比、消除渗透变形作用、降低空隙水压力和动水压力，都是极为有效的。这些措施在滑坡区和可能产生滑坡的地区尤为重要。
为了不让外围地表水进入滑坡区，可沿滑坡边界修筑天沟（图 9－ 78a）沟壁应不透水，否则反而起到向斜坡内输水的作用。在滑坡区内，为了减少降雨渗入，可在坡面修筑排水沟。在岩质斜坡中还可采用灰浆沟缝等措施。
图 9－ 78 排除滑坡区地表和地下水的措施排除地下水的措施很多，应根据斜坡地质结构特征和水文地质条件加以选择。通常在土质斜坡内修筑支撑盲沟能收到良好效果（图 9－ 78b）。截断地下水流对于防止深层滑动或治理较大型的滑坡是很有效的，
一般采用地下排水坑道（图 9－ 79）。斜坡若有含水层时，水平坑道设在含水层与隔水层之间效果较好。
图 9－ 79 截断地下水流的地下排水坑道
① —— 排水坑道； ② —— 含水层；
③ —— 基岩； ④ —— 滑坡体
9.8.2.2降低下滑力，提高斜坡抗滑能力降低下滑力主要通过刷方减载。在刷方时必须正确设计刷方断面遵循,砍头压脚,的原则。特别注意不要在滑移 —— 弯曲变形体隆起部位刷方，否则可能加速深部变形的发展。
提高滑体抗滑能力的措施很多。一种是直接修筑支、挡建筑物以支撑、抵挡不稳定岩体。支、挡建筑物的基础必须砌臵在滑移面以下。岩质斜坡采用预应力锚杆或钢筋混凝土锚固桩杆加固，是一种很有效的措施。它可以增高结构面的抗滑能力，改善结构面上剪应力的分布状况．显著降低沿之发生累进性破坏的可能性。锚杆的方向和设臵深度应视斜坡的结构特征而定 (图 9— 80)。在大型的滑坡体中还可采用成排的抗滑桩或 (和 )预应力锚索格子梁等措施阻挡滑坡，后者在日本、香港等地滑坡治理中已收到良好效果。
另一类方式是通过改良岩体的强度性能来增强斜坡的抗滑能力。对于岩质斜坡可采用固结灌浆等措施，但必须注意选择适宜的灌浆压力，否则反而促进斜坡变形。对于土质斜坡可采取电化学加固法、冻结法 (用于临时性边坡 )，还可采用焙烧法，即对坡脚处的土体进行焙烧加热，使其成为坚硬似砖的天然挡土堵 (图 9— 81)，这种方法仅适用于粘土类土层中。我国铁路线上某些滑坡曾采用过这种方法，并取得良好效果。
9.8.2.3 防因和绕避措施
