工程地质分析原理教案(成都理工精品课程)

地信人生 · 发表于 2010-11-20 20:13

绪  论
一、工程地质的基本任务
人类工程活动  地质环境的相互作用
研究对象：工程地质条件  工程活动的地质环境
工程地质学的基本任务：
研究人类工程活动与地质环境（工程地质条件）之间的相互作用，以便正确评价、合理利用、有效改造和完善保护地质环境。
二、工程地质分析的基本方法
研究对象：工程地质问题：即：人类工程活动与地质环境相互制约的主要形式。
例：区域稳定问题  岩土体稳定问题  围岩稳定问题  地基稳定问题  边坡稳定问题
变形  程度  时间效应
研究内容：工程地质问题产生的地质条件、形成机制、发展演化趋势
研究方法：地质分析、地质模拟分析、试验分析、力学分析

第一章  地壳岩体结构的工程地质分析
1.1  基本概念
岩体：指与工程建设有关的那一部分地质体。它处于一定的地质环境中，被各种结构面所分割。

注意：与岩石、岩块的区别。
结构面：岩体中具有一定方向、力学强度相对（上下岩层）相对较低而延伸（或具一定厚度）的地质界面。
结构体：由结构面分割、围成的岩石块体（相对完整）。
岩体结构：由岩体中含有的不同结构面和结构体在空间的排列分布和组合状态所决定。（8类）。
为什么要研究岩体结构。
a. 结构面是岩体中力学强度相对较薄弱的部位，导致岩体的不连续性、不均一性和各面异性。
b. 岩体结构特征对岩体的变形、破坏方式和强度特征起重要的控制作用。
c. 在地表的岩体，其结构特征在很大程度上决定了外营力对岩体的改造程程。
风化、地下水等。
1.2  岩体结构的主要类型与特征
1.2.1  结构面的主要类型及其特征
从成因角度：
原生结构面
构造结构面
表生结构面：层向错动、泥化夹层、表生夹泥
1.2.2  岩体结构类型
一、岩体分类
a. 分类目的和原则
目的：对工程地质条件优劣不同的岩体进行分类，便于深入评价岩体的工程地质性质和特征，以达到合理利用和有效治理的目的。
b.  原则
①差异性原则：不同类别的岩体的工程地质性质有明显的差异。
②适用性原则：分类体系便于（工程）应用。
③分类指标便于测定原则
岩体分类的三大体系：
①以岩石材料的力学性质指标为基础的分类。如Y轴抗压强度。
②以岩体稳定性为基础的分类——专门性分类。如RMR、Q等。
③以岩体结构为基础的分类。
目前岩体分类的趋势：
①考虑岩石的基本性质。（建造）
②考虑岩体强度的改造。
③考虑岩体所处的实际地质环境条件。
二、岩体结构类型划分
以中科院地质所方案为代表，重点考虑岩体的改造，并应用地质力学观点对岩体结构类型进行详细划分。
这种分类方案首先考虑建造特征。
分为块体（整体）状
块状
层状
散体状——松散堆积
其次考虑岩体的改造特征
如完整的、块裂化的（或板裂化的），碎裂化的散体化的。
1.3  岩体原生结构特征的岩相分析
原生结构体系对岩体的性能及其变形破坏起着重要的控制作用，因此对原生结构体系特征的研究显得极其重要。
以河流沉积主要相模式的研究为例。
一、河流沉积主要相模式及其工程地质特征
a. 高弯度河流沉积相模式。
河流特点：河床比降小、弯度大、水深但流态较稳定，单向环流。
其沉积物分：底部滞留相（河床）；中部边滩相（粉砂岩）；顶部：天然堤相和洪积相（砂堤、决口肩、滨岸沼泽沉积等）
特征：自下而上由粗变细
岩体具软硬相间的互层状结构特征
砂岩抗风化能力弱，自下而上强度由高变低
顶部边滩相松散沉积物易发生砂土液化
b. 瓣状河流沉积相模式（游荡型）
河流特点：河谷纵坡降大，河床不稳定、弯度小、水浅、流态不稳定，具复杂环流特征。
沉积物分：底部（滞留相）
中部心滩相（上部，小型槽状交错层；下部，大型单斜交错层）
顶部，边滩相、洪流相（细砂、中砂、泥岩，具水平层理或包卷层理）
特征：具层状或块状结构特征
滞留相岩泥岩砾石层成为主要软弱层
顶部相不发育
中部心滩相砂岩（砾岩）具较高的强度（抗风化能力强）
二、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
河流相沉积中的软弱夹层按亚相、微相特征见表1-4。（P20）注意洪泛平原砂岩层与天然堤粉砂质泥岩层的展布特征。
在亚相、微相分析中注意准同生变形作用。
b.  砂岩体中原生结构面的微相分析
流水沉积的层理类型与泥砂粒度、水流状态、水流强度相关。
由此追溯和判断沉积环境和古水流特征。
高弯度河流边滩相，下部为大型槽状交错层，向上递变为平行层理，小型波状交错层理，向上与堤岸相过渡。
而瓣状河流则主要由大型楔状交错层理，楔型错层理、逆行沙波为特征。
变质岩自己看。
1.4  岩体构造结构特征的地质力学分析
1.4.1  构造断裂的基本组合模式
解决两大问题：区域构造稳定和岩体稳定性
            追溯应力演变历史
根据现代构造地质学研究，构造断裂的形成，表现为两种或多种机制的组合。
纵向上分为上层构造（表现为剪切或拉裂）、中层构造（表现为弯曲）和下层构造（表现为压扁、流动）
一、聚合带（大型推覆构造）
按构造分类：厚皮构造、薄皮构造、接触扰动带
a、厚皮构造带
发育高角度逆冲断层。
由中、下构造层的物质组成。
以塑性、韧性变形破裂为主，并沿推覆方向逐渐减弱。
后期叠加脆性破裂，沿推覆方向逐渐增强。
b. 薄皮构造带
以弯曲和剪切造成的浅部褶皱断裂为主，伴随表部的重力滑动构造——滑覆体。
层间错动方式尤为突出。
c. 接触振动带
以地表条件的弯曲、剪切为主，形成正错叠瓦式断裂。
二、裂谷带（伸展带）
一般认为是区域隆起背景上以断陷谷为特征的大型复杂地堑系。
a. 深部
形成一系列拉张断裂或正断层。
b. 盖层
盖层随裂谷的扩展，在地幔中隆起轴附近形成受深部断裂控制的拉张断裂。
或随裂谷的拉张，形成侧缘拉裂，不受深部断裂控制。
三、走滑断裂
主要发育于相对稳定的地块中，属拉性剪切破裂。
地质力学对走滑断裂的研究较深入。
插图
现在的研究表明，最大主压应力在断层错动面附近发生偏转，偏转方向向错动方向。
1.5  岩体结构特征的统计分析
重点介绍路线精测法。迹线法和统计窗法、实习中已介绍。
一、结构面现场测量和资料较正
主要针对延伸数米或数十米结构面。
方法：在掌子面上布置相互垂直的18条测线，组成测网。在网内，逐一测量每一条与测线相交的结构面位置、产状、延伸长度、张开度、充填情况、表面特征资料。
实践证明，采用六条测线已能正确探明结构面的状况。
资料较正：主要解决被测机率不等的问题。特别是与长子面交角较小的节理，被子测机会大大减小。
资料校正分长度校正和方位校正。
a. 长度校正
以测线中最长线段Ln作为标准长度。，其它线段的应测结构面数量修改为：（按某组结构面进行校正）

b. 方位校正
即调整到结构面组法线方向上来确定结构面的数量。

二、岩体结构特征量化模式程序
第二章  地壳岩体天然应力状态
2.1  基本概念及研究意义
天然应力：指未经人为扰动，主要是在重力场、构造应力场综合作用下，所形成的应力状态，亦称初始应力（物理、化学、变化，岩浆侵入等）由人为活动而引起的应力场变化原生应力。
a. 自重应力场

亦有
b. 构造应力场
由地壳的构造运动所引起，活动的、剩余的。
c. 变异应力与残余应力
变异应力：为物理、化学变化及岩浆侵入形成的应力场。
残余应力：岩体卸荷或部分卸荷所形成的拉压应力自相平衡的应力场。
2.2  影响岩体天然应力状态的主要因素
一、主要因素
天然应力场的形成取决于地质条件和岩体所经历的地质历史。
地质条件：岩性 R、E、μ
      岩体结构不连续性、各向异性、应力集中
地质历史：构造作用及其演变历史（主要因素）
      区域卸荷作用
a. 构造作用
分活动构造应力，即现今还在形成，累积的应力场。
剩余构造应力，即地质历史时期构造作用形成的应力至今尚未完全卸除。
活动构造应力所形成的应力场，其最大主应力比较一致或呈规律变化而剩余应力则各地不一，比较杂乱。
b. 区域卸荷作用
指区域性的面剥蚀。
例：岩体内  深度处的侵入岩应力场（静水应力状态）

经地面剥蚀后，剥蚀厚度为h。
则
水平应力与垂直应力的减小幅有很大不同。
思考题：岩体卸荷过程中能否造成岩体破坏（设 > ）
二、自由临空面附近的应力重分布
以河谷为例：
河谷下切，形成地表的自由临空面，由此引起临空面附近岩体卸荷回弹，形成临空面附近岩体内应力重分布。
重分布应力大小和特点受原始地应力水平、岩性特征、临空面形态特征的影响。
重分布应力的主要特征：
①主应力方向在临空面附近发生明显变化
最大重应力与临空面近于平行，而最小主应力与临空面近于垂直。
②最大主应力由内向外逐渐增大，而最小主应力由内向外逐渐减小，至临空面上为零，甚至出现拉应力。
③  应力在坡脚附近显著增大。
应力增大现象称应力集中。集中程度用应力集中系数表示。
三、岩体切割面附近的残余应力效应
由于岩体是由多种力学性质不同的材料（元件）组成，在加载条件和卸载条件下，不同力学性质的材料表现出不同的变形特征，以达到岩体内部应力和变形的总体平衡。
特征：以达到岩体内部应力和变形的总体平衡。
约束紧密的不同材料卸载的残余应力效应。
2.3  我国地应力场的空间分布随时间变化的一般规律
2.3.1 我国地应力场的空间分布特点
a. 各地的最大重应力方向呈明显规律性
大致与察隅和伊斯兰堡连线的夹角平分线方向一致。
仅伊斯兰堡外侧和察隅外侧不同。
b. 三向应力状态与由此决定的现代构造活动呈规律分布。
①潜在逆断型应力状态主重要分布于喜马拉雅山前缘一带。（与印度板块碰撞有关）
、水平，垂直
②潜在走滑型应力状态区主要分布于中、西部广大地区。
、水平垂直
③潜在正断型和张剪性走滑型应力状态区，主要分布于西藏高原（正断型）、东北、华北地区，汾渭地堑（张剪走滑型）。
2.3.2  断裂带附近局部构造应力集中作用
a. 一般规律
岩体受力变形时，其内所含的结构面会出现应力集中，使岩体内应力状态复杂化。
易于发生应力集中的部位往往是裂隙、断裂的端点、交汇点、错裂段、拐点、锁固段、分支点等。
b. 局部应力集中区与活动断层的关系
上述应力集中的特殊部位往往形成与之相适应的构造带。局部压力集中区，形成局部隆起和挤压型构造，伴强震。反之，局部拉应力集中区形成拗陷和拉裂型构造，伴正断型地震。
2.4  地应力随时间变化与地壳岩体应变速率的关系
a. 地应力与应变速率的关系
地壳岩体是粘弹性介质。
伊腾等做的试验表明，当应力小于某临界值时，（不同材料的临界值不同）。变形初期，应力增高，但随时间推移，应力一旦达到某一极限值就会不再增长，而变形不断发展。
前段表现出弹性介质特征，而后者表现出粘性特征。
当应力大于临界值，则岩体表现弹性介质特征，直至破坏，断裂是岩体的薄弱环节，其变形较岩体更加容易。
b. 地应力随时间变化的一般规律
从以上规律可得出应力随时间变化的一般规律。
在岩体中地应力大于临界应变速率的地区，应力随时间呈线性递增。
在岩体地应力低于其临界应变速率，但高于断裂的临界应变速率时，岩体中应变速率递增到一定程度后将稳定在与临界应变速率相适应的应力水平，而断裂的应力所属于递增型。
当岩体中的应变速率和断裂应变速率均低于断裂临界应变速率时，岩体中的应力和断裂带内的应力都在初期递增至一定水平后，将稳定在与岩体和断裂应变速率相适应的水平。
2.4  地壳表层岩体应力状态的复杂性
仅为经验总结，并无统一的认识。
2.4.1  岩体应力的若干规律
a. 垂直应力
（岩体应力随深度增加，地表岩体卸荷尚未完成）
b. 水平应力
①各方向上应力水平各异，并非如，最大值与最小值的关系为
=(0.5~0.75) ，且相互正交，
②水平应力随深度变化
分三种情况即          < （重力型）
= 少见（静水压力型）深部塑性区
                     > 多见（构造应力型）或卸荷作用
③浅部应力与深部应力状态差异明显
由于浅部河谷临空面的影响，使近地表岩体中应力无论量值还是方向均发生重大变化。
其次由于应力变化梯度不同，使浅部应力状态与深部应力状态发生了变化。
2.5  岩体应力场与区域应力场研究（主要研究方法）
研究途径：
①以地质、地貌方法研究构造应力场的演变历史和现今应力场的基本特征。（定性研究）
②在此基础上进行应力场实测。
③在应力实测基础上进行地应力场的数值模拟。
2.5.1  地质、地貌研究
一、构造应力场演变历史的研究
可采用地质力学的研究方法（构造体系配套）
配合断层错动机制的极射赤平投影方法。
二、现今地应力基本特征研究
主要采用震源机制解
（新断裂网络地质地貌解析）
三、应力累积条件和累积程度研究
主要查明：
a. 历史上各时期及当代地壳隆起的速度和高度。
b. 应力集中条件和集中区的分布。
c. 高地力区的标志的地质、地貌现象发育及分布。
2.5.2  岩体的应力测定
主要有：应力解除法、应力恢复法、水力压裂法等。
Kaiser效应测量法
2.5.3  区域地应力场的物理模拟及数值模拟
第三章  岩体的变形与破坏
3.1  基本概念及研究意义
变形：岩体的宏观连续性无明显变化者。
破坏：岩体的宏观连续性已发生明显变化。
岩体破坏的基本形式：（机制）剪切破坏和拉断（张性）破坏。
一、岩体破坏形式与受力状态的关系
岩体破坏形式与围岩大小有明显关系。
注意：岩全破坏机制的转化随围压条件的变化而变化。
破坏机制转化的界限围压称破坏机制转化围压。
一般认为，1/5~1/4[ ]不可拉断转化为剪切。
      1/3~2/3[ ]可由剪切转化为塑性破坏。
有人认为（纳达），可用偏向的程度来划分应力状态类型。
应力状态类型参数
   （＝1，即σ2＝σ1；＝－1，即σ2＝σ3）
二、岩体破坏形式与岩体结构的关系
低围压条件下岩石三轴试验表明。
坚硬的完整岩体主要表现为张性破坏。
含软弱结构面的块状岩体，当结构面与最大主应力夹角合适时，则表现为沿结构面的剪切。
碎裂岩体的破坏方式介于二者之间。
碎块状或散体状岩体主要为塑性破坏。
对第一种情况，某破坏判据已经介绍很多了。
第二种情况，可采用三向应力状态莫尔圆图解简单判断。
三、岩体的强度特征
单轴应力状态时，结构与方向决定了岩体的破坏形式。
复杂应力状态时，含一组结构面的岩体破坏形式与岩体性质、结构面产状，应力状态关系很大。
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
一、拉应力条件下的拉断破坏
当时，拉应力对岩石破坏起主导作用。

二、压应力条件下的拉断破坏
压应力条件下裂缝尖端拉应力集中最强的部位位于与主压应力是地方向上，并逐渐向与平行地方向扩展。当时，破坏准则为：

=0时为单轴压拉断。
3.2.2  剪切变形破坏机制与过程
一、潜在剪切面剪断机制与过程
A．滑移段
B．锁固段
进入稳定破裂阶段后，岩体内部应力状态变化复杂。产生一系列破裂。
（1）拉张分支裂隙的形成，原理同前。
（2）不稳定破裂阶段法向压碎带的形成，削弱锁固段岩石。
（3）潜在剪切面贯通。
剪胀，压碎带剪坏，锁固段变薄弱，最终全面贯通。
剪切破坏过程中岩石销固段被各个击破，所以整个剪切过程中剪切位段具有脉动的特征。
二、单剪应力条件下变形破坏机制与过程
即力偶作用于有一定厚度的剪切带中。
这种应力条件下可出现的两种破坏，张性雁裂和压扭性雁裂。其中张性雁裂对软弱带的强度削弱最大。
三、沿已有结构面剪切机制及过程（略）
3.2.3  弯曲变表破坏机制与过程
一、弯曲变形的基本形式
按受力条件：横弯、纵弯。
按约束条件：简支梁、外伸梁、悬臂梁。
梁弯曲时，轴受挤压，两翼受剪力作用→板梁滑脱
二、横弯条件下岩体的弯形与破坏
a. 轴部区
若以，代表岩石的曲服应力。
极梁弯曲变形分三个阶段。
①轻微隆起阶段
弯曲初期。梁底中心两侧出现局部塑性破坏，顶部受拉，但尚未破坏。（H/D=1.8%），H上隆量。
②强列隆起阶段
随弯曲加剧，轴部顶、底均出现破坏区，并有上下贯通的趋势。H/D=7.8%。
③折断破坏阶段
破坏进一步扩展，最终连通、折断破坏。（H/D=4.8%）
b. 横弯滑脱
滑脱可缓解轴部应力集中现象，亦可使翼部应变能释放。但可引起地震。
三、纵弯曲条件下岩体的变形与破坏
a. 极梁的屈曲的应力条件
由经典欧拉公式，简支梁条件下，屈曲的纵向压力
其中惯性矩J=bh3/12 （矩形梁板时取单宽）
则临界应力

多层板梁组合情况（二层介质），等厚
   n：板梁层数
弯曲段波长：
b. 轴部的变形与破坏
亦可分为三个阶段：
①轻微隆起阶段，顶部拉裂，底部出现剖面x节理。
②强裂隆起阶段，顶部拉裂向纵深发展，底部x节理，护展层为中性层。
③剪断破坏阶段，x节理与拉裂面贯通，或切断板梁形成逆冲断裂。大多数背斜符合纵弯模式。
三、纵弯过程中的滑脱
分两种形式：
背斜式滑脱：轴部虚脱，翼部单剪式剪裂。
向斜式滑脱：主要发生向临空面方向的滑脱，甚至核部挤出。（地面剥蚀）
3.3  岩体在卸荷过程中的变形与破坏
3.3.1  基本类型
拉裂面：拉应力集中部位
压致拉裂面：平行临空面的拉裂面
剪裂面：层间剪切滑段
基坑底板弯曲隆起等。
3.3.2  差异性卸荷回弹造成的破裂
一、张性破裂面
a. 材料性质不同造成
b. 应力历史不同造成
颗粒受压变形，后期胶结，胶结物未经压缩，卸荷面导致颗粒与胶结物接触界面上的拉裂。
裂纹之高部受压亦相同。
二、剪切破裂
以  状岩芯为典型
其本质也是差异性卸荷回弹，所不同的是其差异性卸荷回弹是由受限面引起的。
3.3.3  卸荷造成的变形、破裂空间组合模式
3.4动荷载（略）
3.5  岩体变形破坏过程中的时间效应
分两种类型：蠕变、松驰
3.5.1  岩石变形时间效应介质模型
经典的描述介质流变性能的本构模型为马克斯韦尔模型和开尔文模型。这种模型仅考虑了粘性和弹性性质，而没有考虑岩石介质的塑性性质。
经过这些单元的不同组合，可形成各种各样岩体的流变本构模型。
岩体力学这已介绍。
3.5.2  岩体的累进性破坏和加速蠕变
累进性破坏，即应力变化不大，微裂及扩张地不断进行扩张、转移直至整体破坏。
流变试验已经证实，只有应力水平达到或超过其长期强度，加速蠕变阶段才能出现（累进性破坏）。
3.5.3  岩体变形破坏与应变速率的关系
由马克斯韦尔模型来说明。
应变：（）
应变速率：＋
当时，即常数，常数。
应为等速蠕变，岩体内应力保持不变。
当 <0，则C< ，岩体松驰。
当 >0，则C> ，岩体内应力有增加趋势，直至达到新的平衡。
由此看来，岩体变形过程存在一临界应变速率C0。
当C<C0时，无加速蠕变。
反之，当C>C0时，加速蠕变，可导致岩体破坏可能。
当应变速率C降低，岩体内应力将逐渐减小，松驰。
3.5.4  粘滑和嵌入蠕变
粘滑：指剪切破坏过程中，由于动、静摩擦角的差异或由于凸起体剪断、翻越，或由于转动磨擦中的翻转所造成的剪切位移突跃现象。
粘滑现象可能与剪切上的凸起体嵌入蠕变机制有关。
嵌入时，静磨擦系数将提高。
结论：
①按运动特征，沿结构面的滑移分稳滑和粘滑面种基本类型。
稳滑状态的产生条件：结构面平堤或有足够厚的夹泥。
匀速滑动
②粘滑时释放的能量大小不仅与粘滑机制有关，对某一特定剪切滑移，停止活动承受法向应力时间愈长，则粘滑时释放的能量也就愈高。
3.6  空隙水压力在岩体变形破坏中的作用
一、有效应力原理在岩体中的适用性
完全适用
注意：其对岩体强度的影响。


显然， < 。即存在时，岩体强度降低。
二、空隙水压力变化对岩体变形破坏的影响
↗， ↘。反之变然。
空隙水压力变化原因：
①地下水补排条件变化（略）
②岩体受荷状态变化
形成超孔隙水压力如地震，土力学介绍很多。
③岩体变形、破裂
封闭水体，破裂形成使空隙水压力降低甚至形成负压，形成膨胀强化现象。
非封闭水体，破裂扩容超过地下水补给，亦可形成膨胀强化现象。
“水击”现象。
3.7  岩体变形、破坏的地质模式
岩体变形的基本单元
拉裂       含压致拉裂       脱性
蠕滑       剪切
弯曲       悬臂梁弯曲、纵、横弯
剪流       塑性流动
上述各变形单元往往不是单独产生，往往相伴另外的变形单元，且互为因果的变形单元对变形、破坏起主导作用。
基本组合地质模式：
蠕滑—拉裂
滑移—压致拉裂
弯曲—拉裂
塑流—拉裂
滑移—弯曲

第四章  活断层的工程地质研究
4.1  基本要领及研究意义
活断层：目前还在持续活动，或在近期地质历史时期活动过，极可能在不远的将来重新活动的断层
10000年以来活动过的断层称全新活动断层。
活断层的活动特征：蠕滑、粘滑。
意义（工程意义）：规避重大破坏性地震对建筑群的破坏，防止因活断层位错坏建筑物（无破坏性地震）。
4.2  活断层的特性
包括：活断层的类型
   活动方式
   规模
   错动速率及基本分级
   活动周期
   古地震事件
4.2.1  活断层的类型和活动方式
按构造应力状态，活断层可划分为三类：
走向滑动型（平移断层）
逆断层
正断层
由于三类活断层的几何特征及运动特性各不相同，因而对工程场地的影响也不同。
一、走向滑动断层
应力状态为垂直，、水平。
特征：断层面倾向大（近于垂直）
   断层的地表出露线平直
   地貌上常形成陡直的断崖
   以水平运动为主，相对垂直升降量很小
   分支断裂较少，断层带宽度小
这类断层的水平错动量往往很大，因而易于识别，易于发生强震。
二、逆断层
应力状态为垂直，、水平。
特征：断层地倾角较小，一般20－40o之间，上盘上升引起上盘一侧地面隆升，下盘一般无地表变形，分支断层发育，主要产生在上盘。
断层面的地面出露线不平直，呈波状弯曲。
逆断层也是强烈发震断层。
三、正断层
应力状态为垂直，、水平。
特征：
断层面倾角介于逆断层与平移断层之间，一般60~80º之间。上盘下降并发育分支断层
近断层可以引发中强震。
由于地应力场的复杂性，因此，实际发育的断层往往既有水平运动分量亦有垂直运动分量。因为形成走滑逆冲断层或走滑正断层等。
活断层活动的两种基本方式：粘滑和稳滑。
易发生同期强地震。
4.2.2  活断层的长度和断距
对活断层，其长度和断距是表征活断层的重要数据，通常用：强度导致地面破裂的长度（L）和一次错段的最大位移（D）来表示。
一般地震地表错段长度从由百米至数百公里，最大位移自几十厘米至十余米。
地震愈大，震源愈浅，则地表错段就愈长。
我国的经验公式为：

或：
统计分析是一种常用的研究方法。
然而，断裂面长度与震级之间的关系并非如此简单，还受许多因素的影响。如断裂面的形状，剪切模量、断层性质、大地构造环境等因素有关。
但若采用地震面波震级Ms与或进行相关分析，则有较好的关系，见图4-12和4-13。（P147）
分支断裂的错断位移则随主断层的距离加大而减少。
4.2.3  活断层的错动速率和重复周期
错动速率与地震重现周期是地震预报的重要数据。一般活断层错动的速率愈大，则两次错断的时间间隔就愈短。
根据断层速率，我国将其分为四级。
A
B
C
D

100<R<10
10>R>1
1>R>0.1
R<0.1

特别强烈
强烈
中等
弱

m>8.0
7~7.9
6~6.9
6以下

对断层错动速率的研究，可以采用跨断层重复测量，但对于获取平均错动速率有时较难。
另一种研究方法，叫地质、地貌分析法。重要研究大地震事件。古地震事件的地貌证据：
走滑型：冲沟、溪流、阶地、冲积扇和山脊错断
倾滑型：断层陡坎、断层三角面、断陷湖等
此外，如错断第四系、地震崩积楔、地震冲填楔等。
通过对这些地震事件的分析、判断事件发生时间，次数、累积错的距离，各事件的绝对年龄，就可以求出平均错动速率和重复错动事件。
地震崩积楔
关于测年，有许多方法，用得较普遍的是14C，此外如热释光（TL）电子自旋共振等方法（ESR）。K-Ar法。
因此，研究活断层错速率和重交周期的地质、地貌学方法，首先是取得某一断层多次古地震事件位错资料（地震崩积楔、地震充填楔）。亦获得其年代数据（K-Ar、14C、TL、ESR）。由此研究这一条断裂的平均位错速率及由这一速率形成地震的位错量，推算下一次地震的重复周期。
此外，地震重复周期与一次地震产生的位错量成正比，而与平均错动速率成反比，即：

有蠕滑成分时，

4.3  活断层活动的时空不均匀性
时间上，时密（群发性），时稀。
空间上，有弱活动区和强活动区这分，并随时间发生迁移。
4.3.1  活断层突然错动在时间分布上的不均匀性

活断层活动具有间歇性活动特点。
特点  总体时间上  具群集性  相对于分布稀疏
总体：单发型  每隔一段时间发生一次强震，新验的二台断裂
   群集型  在某段时间多发，别的时间稀少  阿尔金断裂
   混合型  某时段群发，某时段单发解水河断裂
4.3.2  活断层错动在空间上的不均匀性
我国活断层的错动速率具有区域性的不均匀性，根据区域性差异，共分为七个断块，其中青藏高原、台湾等断块、断层的新活动性比较强烈。
同一区域的断层，也存在不均匀性。
同一断层的不同段，也存在不均匀性。
4.3.3  活断层迁移
当活断层的活动段发生一系列的群集方式的破裂后，（地震）断裂活动往往会转移到别的段落式别的区域，即形成活断层的迁移。
以郯庐断裂为例。
活断层的迁移，对地震的预报关系极大。研究活动断裂的发展规律及其时间序列。
4.4  活断层区规划设计建筑的原则
活动断层对建筑物的安全性危害很大，一般在活断层附近不宜选择建筑场地，特别是重要建筑物。
当不能避让活断裂时，也必须在场地选择、建筑物类型选择、结构设计等方面采取措施，以保证建筑物的安全。
4.4.1  场地选择
一、选择对抗震有利的地段
a. 低级别活断层地带优于高级别活断层地带。活动时期老的活断层地带优于新的地带。（尤其是全新世活动地带）
b. 避开主干断层带，避开有强烈变形的地带，分支断层发育地带。（逆断和正断的下盘有利抗震）
c. 避开填土层，避开结构自振周期与土层特征周期相同（相近）地带。
d. 避开浅埋大溶洞、地下采空区等地带。
e. 避开有加重震害的突出孤立地形、崩滑斜坡地带。
f. 持力层的选择宜选择基岩或坚硬岩土作为地基。
4.4.2  建筑物类型选择
选择有利于抗大变形的建筑物类型。
大坝：以堆石坝、抗变形能力较强。
选择有利于抗震的平面设计（图、方形、矩形）无凹凸，有利的立面设计（利用沉降缝分割成规则单元）减轻重量，降低重心。
4.5  活断层的调查与判别
目的：确定断层带的位置、宽度、分支断裂发育情况。错动幅度及变形带宽度，以及活断层的活动时间间隔。
一、地质、地貌调查
植被、溪流、山脊错动、微地貌变形、不良地质现象、断层三角面等。断陷湖及洼地。
二、历史标志
历史上记录的地震证据和说明。
三、地震标志
震中沿一定的断层线分布。
四、航空摄影
低阳光角源空摄影，增加断层崖、断层三角面等地面起伏的阴影效果。
红外摄影，了解地下水的分布特征。
五、大地测量和活断层监测
六、断层带研究
开挖措施，研究最新沉积物是否被错断及错动幅度。
提取样品 14C、TL、ESR
研究擦痕
研究断层性及混入物充填物（砂脉等）
注意区别假象

第五章  地震的工程地质研究
5.1  基本概念及研究意义
地震：地表岩层中因弹性波的传播所引起的震动。
震源：地球深处因岩石破裂引起地壳振动的发源地。
震中：震源在地面的投影。
震源深度：震中至震源的距离。
按震源深度将地震分为：
浅源地震（0~70km）
中源地震（70~300km）
  深源地震（300~700km）
我国地处两大地震带，是地震多发国家。
5.2  地震及地震波
5.2.1  地震波
地震时，震源释放的能量以弹性波的形式向四处传播，这种弹性波就是地震波。
地震波种类：体坡 P波（纵波）、S波（横波）
         面坡 R波（瑞利波）、Q波（勒夫波）
5.2.2  震源机制和震源参数
震源机制：地震发生时震源的物理过程。
震源参数：指描述震源物理过程的一组物理量。
一、震源机制
推拉模式
单力偶模式
双力偶模式
震源机制断层面解
利用赤平投影可以表达地震P波初动最适合的象限分布特征。
[实例]解水河断裂带震源机制解与断裂带变形组合的关系。
二、震源参数
震源实际上一个产生有限错动的断层面。
限定一个震源需要以下七个物理是：
断层面长度、宽度、走向、倾向和倾角、断层错动方向、错距、破裂扩展速度。
5.2.3  地震的震级和烈度
震级是表示地震发生时，震源释放的能量大小。震波与释放能量大小的关系为：
lgE=11.8+1.5M
地震烈度是表示地震发生时对一个具体地点的实际震动的强弱程度。它不仅取决于地震能量大小，还与震源深度、震中距离、传播介质特征等因素有关。
按地震发生时对人或地面的影响程度，可分为十二度。（见表5－2）
平均震害指数：
   i=震害指数  0≤i≤1
仅相类似条件比较才能真正确定出地震烈度的相对强弱。
有的学者想用地震力的大小来表描地震的破坏力。但统计也较困难。
基本烈度：指在今后一定时期内，在一定地点的一般场地可能遭受的最大烈度。
5.3  我国地震地质的基本特征
5.3.1  世界范围内的主要地震带及其大地构造环境
地震并非均匀分布在地球各部分，而是集中于某些特定的条带，称为地震带。
世界范围的地震带主要为：
一、环太平洋带集中了全世界的绝大部分地震
二、地中海—喜马拉雅地震带以浅源地震为主
三、大洋海岭地震带以浅源地震为主，震级也不大
上述三大地震带均处于板块构造的边缘。
由于地幔物质对流，运载着深浮其上的刚性极块运移，因而造成了板块增生带、板块消减带和转换断层三个发震构造带。
a. 板块增生带
地幔软流图圈在海岭两侧作相反方向流动，使海岭中轴承受拉应力，产生正断层面发生地震。
b. 转换断层
在海岭间形似走滑断层，在转换断层上常发生走滑断层地震。
c. 板块消减带
两大板块相接触，产生两种运动方式：俯冲和碰撞。
太平洋板块向欧亚板块下俯冲，在泮壳一侧形成正断型地震，陆壳一侧产生逆断型地震，其中洋壳可俯冲至720km深度形成深源地震。
印度板块与欧亚板块发生碰撞，欧亚板块以低角度仰冲起覆于印度板块之上，形成喜马拉雅山强烈隆开，并伴随地震，以低角度逆动型地震为主。
5.3.2  我国地震的基本特征
我国除台湾东部、西藏南部和吉林东部深源地震外，其余地区的地震均属大陆板块内部地震。
一、我国强震空间分布及地震带划分
以东经105º为界，西部地震广泛分布、东部仅华北和东南沿海一带有地震分布，西部地震强度和数量也大于东部，西部塔里木、  准噶尔等盆地地震亦少发生。
有的研究者将我国及邻近区域共划分为12个地震区见P194页图5-21。
从西部看，地震以喜马拉雅南缘、青藏高原南部最强，向北减弱，但天山南北地震有所增强。
地震发震深度西部40~70km，东部20km，东南沿海仅10km。
二、我国强震发生的地质构造条件
已有资料表明，绝大多数强震都发生在稳定地块边缘的深达岩石圈，基底岩层深大活动断裂或断陷盆地中。
a. 强震与活动断裂的关系
强震经常发生在活动断裂的应力集中的特定部位上，如：
①活动得大断裂的交汇部位，约占50%；
②活动性得大断裂的转折段，约占15%；
③活动性得大断裂的端部或锁固段（错裂段）
在发震断裂中，第四纪以来有明显活动的、晚第三纪以来有活动者和新生代以来有活动者的比例为7∶2∶1。
由此看来，新近活动的第四纪活动断裂活动性最强。
b. 强震与断陷盆地的关系
断陷盆地受活动断裂的影响和控制，因而也是强震的多发地。其主要发震构造部位为：
①对于倾斜的断陷盆地，其较深、较陡的一侧的活动断裂易形成地震。
②盆地间或盆地内由横向断裂控制的隆起带两侧。
③断陷盆地的锐角形端部。
④断陷盆地内多组断裂交汇部位。
⑤复合盆地中的次级凹陷带。
c. 地震活动与深部构造的关系
主要是地壳厚度的梯度异常带或莫霍面的梯度异常带，如青藏高原周边，常发育深达地壳的地壳断裂，或岩石圈断裂，常发生强震。
5.4  地震区划
即根据基本烈度对地震的可能危害程度进行分区。1977年内国家地震局已编制了《中国地震烈火度区域划分图》，作为工程建设参考。
其方法是首先地震区或地震带在未来100年内可能发生的各极地震的地点、地段、勾划出各极地震活动危险区。
其后，根据地震活动危险区，以及我国历史地震的震级与震中烈度的经验关系，将各级地震危险区核算为相应的震中烈度。地震影响烈度及其分布范围。编制地震烈度区划图。
目前地震区划多采用概率模型。（略）
5.5  场地地震反应及地震小区划
上述的地震区划图比例尺太小，是较大地区内地震危险性的平均估计。显然，对于某一特定的场地或工程建设项目，由于具体的工程地质条件不同，（包括地形、地质、水文地质条件等），因而地震震害的影响也就不同，因而有必要根据具体场地的工程地质条件，编制适合于工程建设和土地规划利用的地震小区划图。
地震的小区划图的编制需要结构场地的具体工程地质条件，根据地震破坏效应来进行。
地震破坏效应：在地震波的作用下，场地会出现的各种破坏作用。
它包括两个方面的内容：场地破坏效应和强烈震动效应。
5.5.1  场地破坏效应
一、地面破裂效应
分两种情况：
其一，活动断裂错动，直接将地面错裂。
其二，地震力超过地面质点的弹性极限，从而形成地面破裂。
二、地基失效
松散土体震动变形造成沉降或不均匀沉降。如地震砂土液化引起地基失效。
三、斜坡破坏效应
包括地震诱发的崩塌、滑坡、地震水体溃决等，引起的附加破坏效应。
5.5.2  强烈地震动
强烈地震动造成的地震力是造成人员伤亡的直接原因，地震力的大小为：
F=ma= =k•m
K：地震系数：垂直、水平
描述地震强烈程度的参数为：振幅、频谱和地震持续时间。
一、振幅
由地震加速度：
A即为振幅，是质点的最大位移。
二、频谱
地震波是由不同振幅、不同频率的谐波合成的，不同振幅、不同相位的谐波随频率的变化规律称为频谱。
由于地震波频谱复杂，因而地基对某些频率的波有选择性放大的作用。当震动的频率与地基的固有频率（特征周期、卓越周期）相同（相近）时，地基发生共振，震达到最大值。
建筑物与地基也有共振的问题。
三、持续时间
震动持续时间愈长，对建筑物的危害也愈大。
5.5.3  场地条件对地震动的影响
一、基岩
基岩在地震动时振幅小，持续时间短，因基岩地基一般震害小。
图5-38和表5-8（P220）
二、深厚松散覆盖层
松散覆盖层自振周期长，震动持续时间也较长，因一般震害较重。
沉积物的厚度对建筑物的危害影响较大，一般厚度大的覆盖层（160m以上），对高层建筑影响大；中等厚度覆盖层对中等高度建筑物影响较大。
表5-9  （P221）
随沉积层厚度的增大，木结构房屋破坏严重。
一般卓越周期 T=
H：沉积层厚    Vs：剪切波速
因此抗震设计中应避开地基的卓越周期。
三、局部地形对震害
一般突出、孤立地形对震害有加强作用，而低洼地带对震害有减弱的作用。
此外，岩、土体不稳定地形有加重震害的作用。
四、砂土液化
a. 砂土液化机理
砂土液化按形成机制可分为振动液化和渗流液化。
b. 振动液化
松散砂体饱水，由于砂粒振动挤密排水，当排水不畅时将形成孔隙水压力增高，以致于抵削了有效应力，砂粒处于无联接状态而液化。
b. 渗流液化
①渗流液化产生条件
渗流段微元左端作用的水压力为：
F1=
右                   F2=
合力为：    F=F1-F2= F1=
当水石流动时，，相当于土体微元固体积水作用于渗流方向上地分力。（重力分力）
因此，水流动时，作用于土体微元上地动水压力合力
FW= F- F0
                              =
定义：将作用于单位体积土骨架上的力称为动水压力（fd）
则 fd =
   =J
J为水力坡度
颗粒流动条件为：动水压力要克服土粒的有效重度（水下重度）
即：    fd =
由此得：    称临界水力坡度。
②渗流液化
对于砂土渗流液化来说，除原有的静水压力Pwo外，还有因振动所产生的超孔隙水压力Pwe。（内骨架转化而来）
总孔隙水压力PW = Pwo + Pwe
而 Pwo =
   Pwe =
则 Pw = Pwo + Pwe =    即起孔隙水压力随深度的增加而增大。将向压力小的方向消散。
在深度Z1和Z2上，水头差h为：
• h =（ - w）Z2-（ - w）Z1
=（ - w）•
则水力坡度
③地震砂土液化的评价
相对象度判别
地面最大加速度
不发生流化的相对密度

0.10g
Dr>53

0.15g
Dr>64

0.20g
Dr>78

0.30g
Dr>90

砂土的粒度和级配
中、粗砂，排水条件好，不易形成超孔隙水压力，不易液化。
粘粒，具有较大的粒间粘结力，对液化有抵卸作用。
因此，当粉、细砂、粘土中粉粒含量少时，有可能液化。
对于粉土不液化条件：
地震烈度
7
8
9

粘粒含量（%）
10
13
16

不发生液化
原位试验判别（粉、细砂、粉土）
Ncr = No [ 0.9+0.1 ( ds-dw) ]
      N0：基准标贯击数；
      ds：标贯深度
      dw：地下水位
      ：粉粒含量百分比
烈  度
7
8
9

近  震
6
10
16

远  震
8
12
—

当N>Ncr时，不易液化。
埋藏条件
根据砂土液化机理，只有当孔隙水压力大于砂粒间的有效应力时，才能产生液化，而有效应力取决于固结压力的大小和固结时间。
从固结压力来讲，埋藏愈深，自重压力愈大，有利于产生较大的有效应力。
如果饱水砂层埋藏很深，则由上覆自重建以抑制砂土液化，则砂土液化将不会产生。
工程上，当上覆土层厚度和地下水深度符合下列条件之一，则不考虑液化。
du>dp+db-2
dw>do+db-3
du+dw>1.5do+2db-4.5
du：上覆非液化土层厚度（m）
do：基础深度
dw：地下水位深度
db：液化土层特征深度，按下表取值
烈  度
7
8
9

粉  土
6
7
8

砂  土
7
8
9

饱水砂层的成因和时代
时代古老的土、固结时间长、固结程度高、密实，不易产生液化。故，一般晚更新世（Q3）以前的土可判定为不液化。
砂土液化前若上覆土层能保持一定的强度从而使地基不失效的话，则下伏的液化层能起到阻止地震剪切波的作用进而免除建筑物遭受震害威胁。

第六章  水库诱发地震活动的工程地质分析
6·1  基本概念及研究意义
n 在一定条件下，人类的工程活动可以诱发地震，诸如修建水库，城市或油田的抽水或注水，矿山坑道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起当地出现异常的地震活动，这类地震活动统称为诱发地震。其形成一方面依赖于该区的地质条件、地应力状态和有待释放的应变能积累程度等因素；另一方面也与工程行为是否改变了一定范围内应力场的平衡状态密切相关。
6.2  水库诱发地震活动性变化的几种典型情况
6.2.1 蓄水后地震活动性增强
n6.2.1.1  卡里巴—科列马斯塔型
    地震活动性的主要变化主要发生在1963年6月水库蓄水位超出正常高水位之后，尤以1963年8月库水位超出正常高水位2.9m之后为最强烈，此时水头增值仅为2％，以此作为地震活动性强烈变化的诱因是缺乏说服力的。可是在正常高水位附近，水位波动几米库容变化却很大，显然库底岩石所承受的水库附加荷载以及附加荷载的影响深度都随之产生较大变化，水库底部承受附加应力超出一定值的岩石的体积也会产生很大变化。
6.2.1.2  科因纳—新丰江型
科因纳水库诱发地震
    科因纳水库诱发地震之所以具有典型意义，就在于它是迄今为止最强的水库诱发地震(0.5级，地震序列中大于5.0级的达15次)，而又是产生在构造迹象最不明显、岩层产状基本水平、近200 a附近没有明显地层活动的印度地盾德干高原之上。
 库、坝区均位于厚达1500m、产状水平、自古至始新世喷发的玄武岩层之上，由致密块状玄武岩与凝灰岩及气孔状玄武岩互层，凝灰岩中央有红色粘土，渗透性不良(图6—7)。
6.2.2 蓄水后地震活动性减弱

6.3  水库诱发地震的共同特点
从以上典型实例描述可知，水库诱发地震不同类型虽各有其特性，但概括起来它们却有很多共性。这主要是这类地层的产生空间和地震活动随时间的变化与水库所在空间和水库水位或荷载随时间的变化密切相关，表示介质品质的地震序列有其固有特点和震源机制解得出的应力场与同一地区产生天然地震的应力场基本相同。
6.3.1地震活动与水库的空间联系
 6.3.1.1  震中密集于库坝附近

通常主要是密集分布于水库边岸几km到十几km范围之内。
或是密集于水库最大水深处及其附近(卡里巴、科因纳)，
或是位于水库主体两侧的峡谷区(新丰江见图6—12，丹江口如图6—25)。
如库区及附近有断裂，则精确定位的震中往往沿断裂分布。
有的水库诱发地层初期距水库较远而随后逐渐向水库集中(丹江口、苏联的努列克)。

  6.3.1.2  震源极浅、震源体小
 水库诱发地震主要发生在库水或水库荷载影响范围之内，所以震源深度很浅。一般多
在地表之下10km之内，以4—7km范围内为最多，且有初期浅随后逐步加深的趋势。例如我国新丰江水库诱发地震1962年至1965年5月震源深度分布有如图6—26所示。
 由于震源浅，所以面波强烈，震中烈度一般较天然地层高，零点几级就有感，3级就可以造成破坏。

6.3.2  诱发地震活动与库水位及水荷载随时间变化的相关性
 这种相关性已被广泛用以判别地震活动是否属水库诱发地震。一般是水库蓄水几个月之后为微地震活动即有明显的增强，随后地震频度也随水位或库容而明显变化，但地震活动峰值在时间上均较水位或库容峰值有所滞后。
 我国几个水库诱发地震蓄水开始与微震活动加强有如表6—3所示的关系。

6.3.3 水库诱发地震序列的特点
 既然水库诱发地震有水的活动和水库荷载参与，这一特点必然在地震序列中有所反映。根据多个水库诱发地震序列的研究，它们的特点如下：
 (1)水库诱发地震以前震极丰富为特点，属于前震余震型(茂木2型)，而相同地区的天然地震往往届主震余震型(茂木1型)(图6—27)。以新丰江水库诱发地震为例，从蓄水到主震发生的39个月内，共记录到从＞o．4的前震81719次。

(2)水库诱发地震余震活动以低速度衰减，例如我国新丰江水库诱发地震，1960年10月18日新丰江水库设立第一个地层台开始至1987年12月31日止，已记录到从＞0.6级地震337461次，活动时间持续至今，整个活动期已30余年，科因纳水库地震活动迄今仍未停止。

(3)频度震级关系式中b值高和最大余震与主震震级比值高，主震震级不高，已有实例小于或等于6.5。

6.3.4  水库诱发地震的震源机制解
根据所有研究过的水库诱发地震的震源机制服应指出以下值得注意的两点：
(1)由震源机制解得出的应力场，与天然地震应力场或根据当地地质特征判定的应力场相同。
(2)水库诱发地震震源机制主要为走向滑动型和正断型两种，且前者多于后者。属于逆冲型机制者极共少见，苏联努列克水库南侧的诱发地层为逆冲断层型的少数实例之。
6．4  水库诱发地震的诱发机制
水库诱发地震的确切诱因现在尚未完全查明，但已有震例已经以充分资料证明，这类地震不是由于水库荷载直接造成的．而是水库的某种作用间接诱发的(indirectly induced)。
亦即水库的某种作用迭加于已有的天然应力场之上，使水库蓄水前由于自然作用积累起来的应变能较早地以地震的方式释放出来。
这方面的证据最主要的有以下两点：
(1)根据水库诱发地震震源机制解得出的应力场与该区天然地震应力场或根据近期
活动构造所得出的区域应力场完全一致．说明产生地震的应力场并非是由于水库荷载产生的，而是近期构造活动天然形成的。
(2)震源区由于水库荷载而产生的应力增量一般是很小的，单独不足以使岩体破坏或使岩体中已有断裂面的两侧产生相互错动。
6．4．2  水库蓄水对库底岩体的各种效应
概括说来，水库蓄水以后对库底岩体可以产生以下三方面的效应。
6.4.1.1  水的物理化学效应
这种效应使岩体断裂面及其充填物软化和泥化，从而降低了它的抗剪强度。只有当水库蓄水前库底岩体是干的才会出现这种效应，而天然情况下河谷下的断裂面上一般是含水的．可见这类效应并非是经常部起作用的。

相应地降低了作用在裂隙面上的有效正应力，从而按下式降低抗剪强度
τ＝C十(σn一pw)tgψ (6-）
式中： τ为抗简强度；c为内聚力； σn为正应力；pw为空隙水压力， ψ为内内摩擦角。
6.4.2  各种天然应力状态下的诱发机制
既然水库蓄水仅能起诱发作用，那么要产生水库诱发地震必须是岩体之内预先存在着最大最小应力差相当大的天然应力场。在水库的荷载效应和空隙水压力效应联合作用下使岩体内产生错动而诱发地震。
假定水库水体为无限延伸的，现在让我们分别讨论各种天然应力状态下诱发地震活动的情况。
天然地应力状态有潜在正断型、潜在走沿型和潜在逆冲型三种情况。
水库荷载应力的主要分量是垂直的(σv)．与此同时在水平方向由于侧压力效应使水平应力亦有所增加，其增量为σH＝(μ/(1- μ)) σv，如波松比μ取0.3，则 σH ＝0.43σv 。显然，上述三种应力状态下荷载效应所造成的后果是不同的。
如图6-32所示，正断型时由于σv与垂直方向的最大主应力迭加，侧压力效应使水平的最小主应力增值仅为0.43 σv ，莫尔园加大并稍向右移，结果是更接近于包络线，即稳定条件有所恶化。
潜在走向滑动型σv迭加于垂直的中间主应力之上，莫尔因大小没有变化，但水平的最大、最小主应力同时都增加了0.43σv ，致使莫尔园右移，使稳定状况稍有改善。
潜在逆冲型则由于σv与垂向的最小主应力迭加，而水平的最大主应力的增量仅为0.43 σv ，结果是莫尔园减小并右移，稳定状况大为改善。
总之荷载效应仅使潜在正断型的稳定状况有所恶化，而使走向滑动型与逆断型两者在不同程度上有所改善。
空隙水压力效应同时使最大最小主应力减小一个空隙水压力增值。令其值近似等于γh(γ为水的容重，A为水库水深)，则其值近似等于σv 。其结果是在三种应力状态下都使莫尔圆大为左移，亦即大大接近于包络线，即使震源岩体稳定性恶化。
上述两种效应迭加后，震源岩体稳定性最终变化如下：潜在正断型强烈恶化，走向滑动型因为荷载效应使莫尔圆离开包络线的距离小于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，故最终结果是有所恶化。
潜在逆冲型的莫尔圆因荷载效应使之离开包络线的距离大致等于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，但是荷载效应使改变了的莫尔圆小于原始莫尔圆，所以最终稳定程度稍有改善。
已有的地应力测定结果的75％属水平应力大于垂直应力的情况，这也就是绝大多数水库蓄水后地震活动性没有明显变化的原因。甚至可以有天然应力状态下有地震活动．蓄水后地震活动反而减小的情况。

6.4.3  水库范围有限且水位变动时水库荷载效应及空隙水压力效应的变化
根据土力学原理，有限延伸的水库所不同于无限延伸水库的是荷载造成的附加应力随远离加荷中轴而迅速减小。图6—33图解表示了无限延伸水库(a)及有限延伸水库(b)的荷载应力及空隙水压力的不同。无限延伸水库荷载应力无空间上的变化，表示荷载应力和空隙水压力的线都是水平的。水位上升立即使荷载应力增高如图中L线所示。由于空隙水压力的升高需要有一个渗入时间，所以水位升高后空防水压力是逐步升高．
6．5  产生水库诱发地震的地质条件
6.5.1 大地构造条件
（1)板块俯冲、碰撞带届于潜在逆冲型的应力状态，产生诱发地震的可能性很小。例如环太平洋地震带除美国西海岸一带及新西兰的一大部分外均属于板块俯冲带，在这带内水库诱发地层的震例极少。
(2)转换断层及大的平移断层，诸如美国加州圣安德烈期断层、新西兰阿尔卑斯断层、土耳其安纳托利亚断层等的附近地带，由于属潜在走向滑动型应力状态，有产生诱发地震的可能性。
(3)潜在正断型应力场产生水库诱发地震的可能性最大．但在大陆上属于此种应力状态者限于东非断裂谷型地堑带或其它大断陷盆地，典型震例为卡里巴。
n
6.5.2区域地质条件
区域地质条件中能够用以判定诱发地震潜在可能性的，有近期构造活动迹象、地热流特征、介质品质及有利于空隙水压力活动的水文地质条件等方面。
6.6  水库诱发地震工程地质研究的基本原则

7. 地震导致的区域性砂土液化
7·1  基本概念及研究意义
粒间无内聚力的松散砂体，主要靠粒间摩擦力维持本身的稳定性和承受外力。当受到振动时，粒间剪力使砂粒间产生滑移，改变排列状态。如果砂土原处于非紧密排列状态，就会有变为紧密排列状态的趋势，如果砂的孔隙是饱水的，要变密实效需要从孔隙中徘出一部分水，如砂粒很细则整个砂体渗透性不良，瞬时振动变形需要从孔隙中排除的水来不及排出于砂体之外，结果必然使砂体中空隙水压力上升，砂检之间的有效正应力就随之而降低，当空隙水压力上升到使砂粒间有效正应力降为零时，砂钦就会悬浮于水中，砂体也就完全丧失了强度和承载能力，这就是砂土液化(sand liquefacation)。
砂土液化引起的破坏主要有以下四种：(1)涌砂；(2)地基失效；(3)滑塌；(4)地面沉降及地面塌陷。
7．2  地震时砂土液化机制
7.2.1  振动液化
砂土受据动时，每个颗粒都受到其值等于振动加翅度与颗粒质量乘积的惯性力的反复作用。由于颗粒间没有内聚力或内聚力很小，在惯性力周期性反复作用下，各颗粒就都处于运动状态，它们之间必然产生相互错动并调整其相互位置，以便降低其总势能最终达到最稳定状态。如振动前砂体处于紧密排列状态，经震动后砂粒的排列和砂体的孔限度不会有很大变化，如振动前砂土处于疏松排列状态，则每个颗粒都具有比紧密排列高得多的势能，在振动加速度的反复荷载作用下，必然逐步加密，以期最终成为最稳定的紧密状态。
如果砂土位于地下水位以上的包气带中，由于空气可压缩又易于排出，通过气体的迅速排出立即可以完成这种调整与变密过程，此时只有砂土体积缩小而出现的“覆陷”现象，不会液化。如果砂土位于地下水位以下的饱水带，情况就完全不同，此时要变密就必须排水。地层的振动频串大约为1-2周／秒，在这种急违变化的周期性荷裁作用下，伴随每一次振动周期产生的孔阳度瞬时减小都要求排挤出一些水，如砂的渗透性不良，排水不通畅，则前一周期的排水尚未完成，下一周期的孔隙度再成小又产生了。应排除的水不能排出，而水又是不可压缩的，所以孔隙水必然承受由孔隙度减小而产生的挤压力，于是就产生了剩余孔隙水压力或超孔隙水压力(excess pore water pressuree)。前一个周期的剩余孔隙水压尚未消散，下一周期产生的新的剩余孔隙水压力又迭加上来，故随振动持续时间的增长，剩余孔隙水压会不断累积而增大。
7.3  区域性砂土地震液化的形成条件
从砂土地霞液化机制的讨论中可以得出，砂土层本身和地震这两方面具备一定条件才能产生砂土液化。砂上层本身方面一般认为砂土的成分、结构以及饱水砂层的埋藏条件这几个方面需具备一定条件才易于液化。
7.3.1  沙土特性和饱水砂层埋藏条件及成因时代特征
7.3.1.1  砂土特性
（1）对地层液化的产生具有决定性作用的，是土在地震时易于形成较高的剩余空隙水压力。高的剩余空隙水压力形成的必要条件，一是地震时砂土必须有明显的体积缩小从而产生空防水的排水．二是向砂土外的排水滞后于砂体的振动变密，即砂体的渗透性能不良，不利于剩余空隙水压力的迅速稍散，于是随荷载循环的增加空隙水压力因不断累积而升高。通常以砂土的相对密度从和砂土的粒径和级配．来表征砂土的液化条件。
（2）．砂土的粒度和级配：具备一定粒度成分和级配是一个很重要的液化条件
。
7.3.1.2  饱水砂土层的埋藏条件
 当空隙水压大于砂粒间有效应力时才产生液化饱水砂层埋藏条件包括地下水埋深及砂层上的非液化粘性土层厚度这两类条件。地下水埋深愈浅，非液化盖层愈薄，则愈易液化。
 7.3.1.3  饱水砂层的成因和时代
 具备上述的颗粒细、结构疏松、上覆非液化盖层薄和地下水埋深浅等条件，而又广泛分布的砂体，主要是近代河口三角洲砂体和近期河床堆积砂体，其中河口三角洲砂体是造成区域性砂土液化的主要砂体。已有的大区域砂土地震液化实例，主要形成于河口三角洲砂体内。而是往往是有史时期或全新世形成的硫松沉积物。

7·3·2 地震强度及持续时间
引起砂土液化的动力是地震加速度，显然地震愈强、加速度愈大，则愈容易引起砂土液化。
7.4 砂土地震液化的判别
7·4.1  地震液化初判的限界指标
7.4.1.1  地震条件
1．液化最大震中距
分析我国1955年以前近900 a间历次地震喷水冒砂资料得出震级(M)与液化最大震中距(Dmax)有如下关系：
Dmax＝0.82×100.862(M-5)
由上式可以判定，如M＝5则液化范围限于震中附近1km之内。
2．液化最低地震烈度
我国地震文献中没有地震霞级小于5级的喷水冒砂记录。
故液化最低烈度为VI度。
 7.4.1.2  地质条件
震级5级震中烈度为VI度，近年来历次地震震后调查发现，发生液化处所多为全新世乃至近代海相及河湖相沉积平原，河口三角洲，特别是洼地、河流的泛滥地带、河漫摊、古河道、滨海地带及人工填土地带等。
7.4.1.2  埋藏条件
1．最大液化深度
 一般认为液化判别应在地下15m深度范围内进行。最大液化深度可达20m，但对一般浅基础而言，即使15m以下液化，对建筑物影响也极轻微。
 2．最大地下水位深度
 喷砂冒水严重的地区，地下水埋深一般不超过3m，甚至不足1m，深为3—4m时喷砂冒水现象少见，超过5m没有喷砂冒水实例。《工业与民用建筑抗震设计规范》(TJll—85)
7.4.1.4  土质条件
n 液化土的某些特性指标的限界值为；
 (1)平均粒径(D50。)为0.01一1.0mm；
 (2)粘粒(粒径＜0.005)含量不大于10％；或15％。
 (3)不均匀系数(η)不大于10；
 (4)相对密度(Dr)不大于75％；
 (5)级配不连续的土粒径＜1m·m的颗粒含量大于40％；
(6)塑性指数(Ip)不大于10。按上述判别条件进行初判可归纳为如图7—19的流程框图。初判结果虽偏于安全，但可将广大非液化区排除，把进一步的工作集中于可能液化区。
7.4.2 现场测试法
n 几经初步判别认为有可能液化或需考虑液化影响的饱和砂土或粉土，都应进行以现场测试为主的进一步判别。主要方法有标贯判别，静力触探判别和剪切波速判别。其中以标贯判别简便易行最为通用。
 7.4.2.l  标贯判别法
n                日本新泻地震时，B区与C区(图7—12)的土层性质、地下水埋深均相同，但液化程度和建筑物损害情况B区比C区轻得多，以标形员入试验法探测土层性质时发现，在地表到4.5米深以内，二者贯入击数基本相同，而自4.5m至约14m处，B区的贯人击数显著高于C区(图7—20)。所以国外乡采用标准贯人击数值来进行液化可能性的初步判断。
7.4.2.2 剪切波速判别

7.5  砂土地震液化的防护措施

7·5.1  良好场地的选择
7.5.2人工改良地基
  采取措施消除液化可能性或限制其液化程度。主要有增加盖重、换土、增加可液化砂土层密实程度和加速空隙水压力消散等措施。
7.5.2.1  增加盖重
新泥地震时强烈液化的C区，有的建筑物建于原地面上演有3m厚的填土层上，周围建筑物强烈损坏而此建筑物则无损害。填土厚度应使饱水砂层顶面的有效压重大于可能产生液化的临界压重。

7.5.2.2  换土
 适用于表层处理．一股在地表以下3—6m有易液化土层时可以饱除回填以压实粗砂。
 7.5.2.3  改善饱水砂层的密实程度
7.5.2.4  消散剩余孔隙水压

7.5.2.5 围封法
7.5.3基础形式选择

8.地面沉降问题的工程地质分析
8.l  基本概念及研究意义
地面沉降的主要危害
(1).沿海地区沉降使地面低于海面，受海水侵袭；
(2)一些港口城市，由于码头、堤岸的沉降而丧失或降低了港湾设施的能力;
(3)桥墩下沉，桥梁净空减小，影响水上交通.
(4)在一些地面沉降强烈的地区，伴随地面垂直沉陷而发生的较大水平位移，往往会对许多地面和地下构筑物造成巨大危害;
(5)在地面沉降区还有一些较为常见的现象，如深井管上升、井台破坏，高摆脱空，桥墩的不均匀下沉等，这些现象虽然不致于造成大的危害，但也会给市政建设的各方面带来一定影响。
8.2  地面沉降的形成机制
8.2.1  承压水位降低所引起的应力转变及土层的压密
位于末固结或半固结疏松沉积层地区内的大城市，因为潜水易于污染往往开发深层的
承压水作为工业及生活用水的水源。在孔隙承压含水层中，抽汲地下水所引起的承压水位的降低，必然要使含水层本身和其上、下相对含水层中的孔隙水压力随之而减小。根据有效应力原理可知，土中由复盖层荷载引起的总应力是由孔隙中的水和土颗粒骨架共同承担的。
由水承担的部分称为孔隙水压力，它不能引起土层的压密，故又称为中性压力，而由土骨架承担的部分则能直接造成土层的压密，故称为有效应力；二者之和等于总应力。假定抽水过程中土层内的总应力不变，那么孔隙水压力的减小必然导致土中有效应力的等量增大，结果就会引起土层成比例的固结。由于区域性地面沉降范围较广阔，压缩层厚度与沉降范围相比较，又相对较小，因此无论从理论或实际应用上，即可以把这类由于抽水引起的地面沉降问题按一维固结问题处理。
8.2.2  土层的性质及其变化与地面沉降的关系
  8·2·2.1  土层的固结状态与地面沉降的关系
讨论了承压水位下降引起地面沉降尽管情况要复杂得多。如前所述，在土的固结、压密过程中起作用的只是有效应力，也就是说，土的固结、压密程度主要取决于曾经作用于土体上的有效应力的大小。通常将曾经作用于土层中的最大有效应力称为该土层的予固结应力(或先期固结应力)，它相当于压缩曲线上开始的近水平段终点处的压力值(如图8—7)，故可通过实验加以测定。
如果抽水前土层不同深度处的固结程度都与土中现有的天然有效应力此相适应，那么这种土层就称为正常固结的土层，此时该土层内的天然孔隙水压力线(即静水压力线)与预因结应力线相重合。这里所谓的预固结应力线，是指在不同深度上，从总应力线向左方截取该深度土的预固结应力值所得各点的连续。倘若当前土层内不同深度处的固结程度不与现有的天然有效应力此相
在相同的条件下，超固结土层的压密星将小于正常固结土层，同理，欠固结土层的压密量则将大于正常固结土层。
8.2.2·3  砂层与粘土层的压密在地面沉降中的相对重要性
在较低的有效应力增长条件下，粘土层的压密在地面沉降中起主要作用，而在水位回升过程中，砂层的膨胀回弹则有决定意义。
8.2.3  地下水位变化的类型和特点及其与沉降的关系
8.3  地面沉降的产生条件
从前面的讨论中可以看出，地面沉降的产生需要一定的地质、水文地质条件和土层内的应力转变(由水所承担的那部分应力不断转移到土颗粒上)条件。
从前面的讨论中可以看出，地面沉降的产生需要一定的地质、水文地质条件和土层内的应力转变(由水所承担的那部分应力不断转移到土颗粒上)条件。
从地质、水文地质条件来看，疏松的多层含水体系；共中承压含水层的水量丰富，适于长期开采；开采层的影响范围内，特别是它的顶、底板，有厚层的正常固结甚或欠固结的可压缩性粘性土层等，对于地面沉降的产生是特别有利。
从土层内的应力转变条件来看，承压水位大幅度波动式的趋势性降低，则是造成范围不断扩大的、累进性应力转变的必要前提。
8.4  地面沉降的研究、预测及防治
  8.4.1场面沉降的工程地质研究
  为了掌握地面沉降的规律和特点，
下述内容：
(1)地区地质结构的研究；
(2)地面水准点的定期测量；
(3)地下水开采量统计及地下水位的长期观jgl；
(4)粘性土层孔隙水压力的观测；
(5)土层性质的测试；
(6)各土层实际沉降量的监测及土性参数的反算。
其中前三项工作属常规性质，用一般通用的方法进行。
8·4.1.1  粘性土层孔隙水压力的观测
为研究抽、灌水作用下，土层不同深度处孔隙水压力的消关数据，应有计划地开展现场孔阳水压力观测工作。，除常规上工试验外，
还需进行以下一些专门性质的试验研究工作：
为此，需在不同地区酌粘性土层内埋没孔隙水压力观测孔，其结构
如图8—18所示c孔隙水压力的观测在夏军用水期一般每5天一次，其他季节每10天一次。
8.4.1.2  土层性质的测试研究
从地面沉降角度研究土层的性质
8.4.1.3  各土层实际沉降量的监测及土性参数的反算
8.4.2  地面沉降的预测及防治
（1）    防治地面沉降的原则和方法
（2）    控制地面沉降中的计算

（3）

第七章

7.5.2.5  围5

第八章

第九章  斜坡岩（土）体稳定性的工程地质分析
9.1  基本要领及研究意义
斜坡或边坡在形成过程中，其内部的应力状态也将发生变化，引起应力重分布→应力集中→斜坡变形、破坏→危及安全。
斜坡变形、破形或多样：崩、滑为主要、剧烈的形式。
斜岩土体稳定工程地质分析的重要任务是：
* 斜坡稳定性评价和预测
* 设计合理的边坡及制定有泖的斜坡整治措施
9.2  斜坡岩体应力分布特征
9.2.1  斜坡应场的基本特征
斜坡形成后引起斜坡临空面周围卸荷回弹，在坡面附近造成应力重分布，其特点如下：
（1）最大重应力近于平行临空面，最小重应力近于与坡面正交。
（2）坡脚剪应力集中形成剪应力增高带，坡顶附近出现拉应力。
（3）最大剪应力迹残由原来的直线变为近似圆弧线，并凹向临空面
（4）坡面的实际径向压力为零。
远离斜坡面的岩体内，地应力逐渐恢复状态。
9.2.2  影响斜坡岩体应力分布的重要因素
a. 原始应力状态
b. 坡形
c. 岩体特征和结构特征
对均质体而言，岩体弹模，泊松比对斜坡应力分布影响不大。
对斜坡应力分布影响最大的是岩体结构特征，斜坡附近的结构面往往是应力集中的部位。易于变形或破坏。
9.3  斜坡的变形与破坏
斜坡破坏：系指斜坡岩体内已形成贯通性的破坏面从而使分割的岩体整体破坏。在此之前的斜坡演进过程称为变形。
变形→破坏→继续运动
9.3.1  斜坡变形的主要方式
a. 卸荷回弹
使原有结构松驰
产生残余应力
形成卸荷带：斜坡经卸荷回弹松驰，残余应力形成一系列的表生结构面，包含回弹松驰和表生结构面的岩带称为卸荷带。
b. 蠕变
斜坡应力长期作用下发生的一种缓慢而持续的变形，包括坡体内的局部破裂和产生的表生结构面。
9.3.2  斜坡破坏的基本类型
斜坡破坏分类方案很多，按破坏物质的运动方式分崩塌和滑坡。
9.3.2.1  崩塌
包括撒落、落石（坠落）、岩崩、山崩等多种形式。规模大小不一。脱离母体的岩体在重力作用下自由下落，这一过程叫崩塌。
a. 崩塌的发生条件
①坡形。高陡山坡，一般55º以上。
②岩性。坚硬岩体，抗风化能力较强，岩体中有规模大，间隔大的节理发育。
软硬相间岩体易形风化凹醋，上覆坚硬岩体易崩塌。
③坡体结构。即岩层产状与坡面的关系，反向坡一般易形成陡坡，利于崩塌产生。
④地质构造。节理、断裂对斜坡岩体分割、易于形成分离岩体，形成崩塌。
b. 崩落体的继续运动

运动轨迹
根据跳跃的运动轨迹，可以设计栏网位置及栏网高度。
当条件合适时，崩塌体可形成碎屑流（气垫效应）。
9.3.2.2  滑坡
a. 滑坡要素
斜坡的部分岩体沿贯通的剪切破坏面（或带）以一定的加速度下滑，这一过程叫滑坡。
滑坡的组成部分（要素）为：
b. 滑坡的分类
有许多分类方案。
按滑坡物分：覆盖层滑坡
         基岩滑坡
         特殊滑坡——融冻、陷落
按滑坡体厚度：浅层    6m以内
            中层    6~20m
            深层    20~30m
            超深层 >30m
接规模：小型    30万m3以内
      中型    3万~50万m3
      大型    50万~300万m3
      巨型    >300万m3
按形成年代：新滑坡
         滑坡
按力学条件：牵引式、推移式
c. 斜坡变形、破坏的地质力学模式
主要根据斜坡变形破坏的力学机制，其变形、破坏可概括为五种地质力学模型，即：
蠕滑（滑移）——拉裂式
滑移——压致拉裂式
弯曲——拉裂式
塑流——拉裂式
滑移——弯曲式
称为斜坡变形破坏的地质力学模式，它表达了斜坡岩（土）体结构类型之间的内在联系，揭示了斜坡发展变化的内在力学机制，并在很大程度上确定了斜坡最终破坏的可能方式与特征，达到系统评价预测斜坡稳定性的目的。
9.4  斜坡变形破坏机制与演化
一、蠕滑——拉裂
形成条件：中等坡度的均质斜坡，（似均质斜坡）碎裂岩中也可能发生此种类型的变形和破坏。
变形发展过程：自坡面向斜坡内，由重力作用形成一剪切蠕变带，其中坡面位移最大，向深度逐渐递减。至位移逆减为零的位置，剪应力高度集中，此位置即为潜在滑移面位置。当剪应力集中达到岩体的拉剪强度时，该面剪切破坏形成滑面。
在剪切蠕变形带发展过程中，坡顶出现自上而下扩展地拉裂缝。
演变过程（以反倾斜坡为例）
a. 表层蠕滑
岩（土）体向坡下蠕变，后缘拉应力产生。
b. 岩缘拉裂
通常形成反坡台坎，由于后缘拉应力释放，潜在剪切面上的剪应力集中程度加大。此外，外营力进入后缘拉裂缝，使斜坡条件进一步恶化，更加促进剪切面的变形。
c. 潜在剪切面剪切扰动。随剪切变形进一步发展，中部剪切带扰动扩容，变形体下半部隆起，随变形体沿剪切拢动带转动滑移，上部下沉，后缘拉裂缝闭合，岩体进入累进性破坏阶段，一旦剪切面被剪切贯通，滑坡发生。
这种类型的滑坡可按瑞典圆弧法计算其稳定系数。
二、滑移——压致拉裂
形成条件：中等——陡的平缓层状斜坡，坡体内有水平向残余应力。
演变过程：
a. 卸荷回弹阶段，坡体内残余应力开始释放，岩层沿缓倾结构面缓回弹滑移，坡面形成齿状剪出。
岩层内领固段或错  段附近因拉应力集中而产生自下而上扩展的拉裂隙。
b. 压致拉裂面自下布上扩展阶段
在大致平行坡面的重压应力作用下，拉裂隙端部被压致拉裂，裂纹扩展方向逐渐趋向于主压应力方面一致。这种压致拉裂缝向上扩展，直至达到地面，并伴有向坡面方向的转动。
c. 滑移面贯通阶段
随拉裂面的逐渐贯通，岩体转动，变形进入破坏阶段。陡倾的阶状裂面成为剪应力集中带，陡缓转角处的嵌合体被逐个剪断、压碎、并伴有扩容，待陡倾裂面与平缓滑移面构成贯通性滑面时，滑坡发生。
d. 起动判据
根据三维应力状态下含软弱结构面强度计算公式：
？
为与结构面的夹角。
为结构面内磨擦角。
e. 嵌合带剪断压碎判据
参照hock的修正格里菲斯准则
   进行判断
三、滑移——拉裂
形成条件：层状、块状、岩体、斜坡中有一潜在倾向坡外滑移面，且有效临空。
变形过程，岩体在重力作用下沿已有滑移面向临空方向滑移，后部拉裂。滑坡能否形成，取决于滑面产状及后缘分隔条件。
当后缘分割条件成熟时，滑面的内磨擦角小于斜坡角，则滑坡发生。
四、滑移——弯曲
形成条件：具有中一陡倾外的层状岩体或藻层状岩体斜坡，顺层斜坡，滑移面未有效临空。滑面倾角大于滑移面倾角。
变形过程：层状岩体在自重作用下沿外倾结构面蠕变下滑，由于下部滑移面未临空，造成坡脚附近顺层板梁纵向受压，在一定条件下弯曲隆起进而发展成滑坡。
演变过程：
a. 轻微隆起阶段。近坡脚部位岩层在纵向压力下顺层弯曲，局部出现压碎，坡面轻微隆起，岩体松动。
b. 强烈弯曲、隆起阶段
弯曲显著增强，强烈弯曲段出现剖面x型节理，部分岩体垮塌、充填虚脱部位。弯曲部位岩体扩容，地面显著隆起，岩体松动。剖面x节理中的一组逐渐形成滑移切出面。
c. 切出面贯通阶段，切出面与滑移面贯通形成整体滑面，滑移岩体沿切出回弹射抛出，形成滑坡。
某些椅状层面也能形成这类滑坡。
起动判据
K = Ler/L    实际长度
Lcr =    临界长度
式中：
               各符号意义见书（P331）
当K≤1时，有屈曲可能。
五、弯曲——拉裂
形成条件：陡立或陡倾内层状斜坡，坡度中——陡坡。
变形过程：斜坡前缘，陡倾的斜坡岩体在重力作用下向临空方向作悬臂梁弯曲，单梁的弯曲逐渐向深部发展。前部悬臂梁弯曲后为后部悬臂梁弯曲提供了空间，这种弯曲逐渐向斜坡后缘逐个悬臂梁地传递，导致斜坡岩体整体弯曲。
演化过程：
a. 卸荷回弹陡倾拉裂阶段。
b. 板梁弯曲，拉裂面向深部扩展并向坡后缘推移，板梁之间反向错动。
c. 板梁根部折裂、压碎，折裂面逐渐贯通，岩块转动、倾倒。
当折裂面贯通后，斜坡变形岩体将转化为蠕滑拉裂型滑动破坏。
弯曲拉裂弯曲判据
根据重自应力

h为弯折断高度，t为平行板梁表面裂隙间距。
六、塑流——拉裂
形成变形条件：软弱基座斜坡，上覆厚层坚硬岩层。
变形过程：下伏软弱基度在上覆岩层重压下产生塑性变形，并向临空方向流动而形成塑性挤出。软岩塑流挤出又导致上覆岩层拉裂。
演化过程：
a. 卸荷回弹，陡出裂缝形成。
由于应力分异，形成由坡缘拉应力带向纵深扩展的一系裂陡立拉裂缝。
b. 前缘塑流——拉裂变形
随软弱基座被切出，遭受重压的原封闭的软基向切出的临空方向挤出，进而导致且覆岩层不均匀沉陷和拉裂。拉裂的岩柱倒塌。
c. 深部塑流——拉裂
随陡坡坡缘破坏，变形向坡缘后部推移。被分割的高大岩柱或板梁其根部可能因此被剪裂或压碎，便变形向蠕滑——拉裂转化。
上述斜坡P变形模式可以形成空间组合，也可形成变形模式的转化。
9.5  （研究生内容）
9.5  斜坡变形破坏与内外营力的关系
斜坡是一个开放系统，它与外界有能量的交换，外营对斜坡稳定性的影响主要通过三方面来实现。
第一，改变斜坡的外形→改变斜坡的应力场。
第二，改变斜坡的岩体结构特征→使斜坡的强度降低。
第三，改变岩体的应力状况。
9.6.1  地表水
一、河流地质作用
许多斜坡都流水地质作用形成的，而新构造运动对河流的地质作用有很大的关系。
少年期河流，以下切作用为主，由于处于河谷形成的初期，岸坡卸荷作用剧烈，应力分异显著，河岸斜坡变形剧裂但规模一般不大。数量大、规模小。
中年期河流，以侧蚀作用为主，下切减缓。这一阶段以时间效应特征的大型破坏为主要特征。数量少，规模大。
老年期河流，冲淤近于平衡，河谷总体形态变化不大，以老滑坡复活为主。
b. 河流演化史分析
河谷的中、淤关系：冲刷期，岸坡失稳可能性增大。
               淤积期，岸坡稳定性增高。
波浪
9.6.2  地下水
地下水对斜坡稳定性的影响主要表现在四个方面：
①形成静水压力
②地下水流动形成渗透压力（代替法）
③改变潜在滑面的力学性质（降低）
④形成空隙水压力，降低斜坡的抗滑力
9.6.3  气候
主要是降雨，其余是风化、冻融等。
降雨总量与斜坡失稳有一定关系，但最主要的是降雨强度和持续时间。
降雨对斜坡的稳定性影响具有周期性作用。
9.6.4  植被
有利、有弊→防止水土流失有利
9.6.5  地震
破坏斜坡岩体结构条件
诱发地质灾害、斜坡失稳
9.6.6  人为因素
开挖、不合理排水等。
9.7  斜坡稳定性评价与预测
评价和预测：稳定性和演化趋势、设计边坡提供科学依据
方法：过程机制分析法（演变历史分析法）、理论计算分析法、工程地质类比法。
9.7.1  过程机制分析法
分析方法实质：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，对斜坡稳定性现状、发展总趋势和区域性特征做出评价和预测.
一、根据阶段性规律预测斜坡所处演化阶段和发展趋势
步骤：
a. 确定斜坡可能的变形形式和破坏方式
根据斜坡外形，坡体结构、斜坡环境条件，并应用赤平投影的方法，即可确定斜坡可能的变形破坏的地质力学模式及其变形破坏机制，以及主控条件。
b. 根据斜坡的变形阶段判定斜坡的变形迹象
变形迹象：分析其形成机制，参照前述的斜坡变形破坏的地质力学模式及各演化阶段特征，确定斜坡所处的演化阶段。
转化标志：如蠕滑——拉裂型斜坡变形、后缘拉裂缝曲拉开转为闭合，即可认为是大滑动的前兆。
c. 演化全过程的再现模拟
采用物理模拟或数值模拟方法，再现斜坡变形破坏全过程，验证前述分析的可靠性，并对照斜坡变形实际情况，以此作为斜坡变形破坏演化趋势的预测依据。
二、根据周期性规律判定促进斜坡演变的主导因素
各种影响因素是有周期的，根据周期分析，可以判定影响斜坡变形、破坏的主导因素为预测、预报和滑坡治理提供依据。
（周期：地壳升降、降雨、地震、河流侵淤等）
三、根据区域性规律、阐明斜坡稳定性分区特征
依据：工程地质条件相似，则斜坡演变规律相似。非相同也！
依据共性：判定斜坡变形破坏的规律性的区域分布特点。→分区依据、规划依据
根据个性：判定斜坡变形、破坏的不同特点。→防治依据
↓
内外动力因素作用分析
由外动力因素
a. 地区近斯的升降特征
特别注意河谷下切期，是斜坡变形破坏的活跃期。是斜坡变形、破坏的活跃期。
b. 地区构造最大主应力方面及其变化
最大主应力场及其变化与河谷的关系，大凡与河谷正交的应力场部位，往往是斜坡变形、破坏较强的部位。
c. 活断层断面特征及活动方式
这是判断局部应力集中的方法，也是判断岩体完整性及其变形、破裂机制的重要途径。
9.7.2  理论计算分析法
已在岩、土、力学、弹、塑性力学中介绍了理论分析方法。这里要注意的是对原型的分析。
只有对地质原型及春演化趋势进行深入分析，以此建立理论分析的模型（地质模型、物理模型、力学模型、数学模型等），才能获得合乎实际的理论分析结果。
一、破坏概率分析法
斜坡稳定性计算中所采用的参数，大多数是随机变量，因此，采用均值所做的确定性分析，往往不能客观的反映斜坡变形、破坏的实际情况。
由此，斜坡的稳定性系数，实际也是一个随机变量。
a. 强度参数的随机分布
计算参数的分布类型是多种多样的。对于某个研究对象，例入岩体的C、值，已经说明某分布具有正态分布的特征，其概率密度：
：
c值：             x>0
式中的a和分别为随机变量的数学期望和方差，根据最大似然估计。

即：我们可以用实际样本的均值和均方差来做估计其概率密度中的数学期望和方差。
实际操作中，样本数量最小值不得少于6个。
b.蒙脱——卡洛模拟
通过上述估计，我们获得了岩体强度参数概率密度，要计算稳定系数K值的概率分布，强度参数取值便是主要的技术手段，一般采用蒙脱——卡洛方法来抽样计算样本，即采均匀分布的方法伴随机数，每一个随机数对应一组计算参数，即对应一个稳定系数K值的抽样。如此多次抽样、多次计算，可以获得一组K=（Ki）（i=1……n）。
c. 破坏概率计算
对应于每一组随机变量的抽样，可以获得一个K值的计算值：
K = f ( x1 …… x2 )
对于n组抽样，则：K =  ( Ki …… Kn )
则破坏概率可用n组抽样中K<1的频率来估计。
Pf=N(K<1) / N
同时，可以获得关于N个x值概率分布的数学期望和方差的估计，并评价上述估计的质量。
二、因素敏感性分析
根据影响斜坡稳定的各种影响因素的分析，可以获得对稳定性影响最敏感的因素，从而为防治措施的制定提供理论依据。
三、斜坡失稳时间预报
目前，滑坡的中长期预报比较令人满意，区域危险性预报也有较好效果，但对于某一具体的滑坡，其临滑预报仍是难点。
滑坡失稳预报可根据现象预报（前兆），也可根据位移进行预报，而且是目前采用最广泛的预报方法。
日本斋藤根据大量实践，得出均匀土坡发展为滑坡的时间与蠕变速率间的关系为：
lgtr=2.33-0.916•lg ±0.59
tr与在对数坐标中是线性关系。
滑坡破坏时间可根据加速蠕变阶段的位移——时间曲线进行预测。
则：进行预报。
四、斜坡稳定程度的空间评价预测
a. 单因素分析法
即通过影响斜坡稳定的单因素固体划分的叠置，来判定各种环境因素在地质灾害形成中的地位和作用，及判定灾害多发区的主控因素进行预测。
b. 综合评判
按一定分区进行标准处理，再接一定评价模型进行综合评判。
9.7.3  工程地质类比法
工程地质条件相似情况下进行。
9.8  防治斜坡变形破坏的原则及主要措施
9.8.1  防治原则
以防为主，及时治理。
防：
a. 选择合适的场地、制定合理的施工方案。边坡走向尽量平行最大主应力方向。
b. 查清影响斜坡稳定的因素，消除隐患。
及时处理：
考虑工程的重要性（遵循经济原则），方案优化。
9.8.2  防治措施（略）

第十章  地下旧空围岩稳定性的工程地质分析
10.1  基本概念及研究意义
为各种目的修建在地下的中空通道称为地下洞室，它具有一定的横断面形状和尺寸，并有较大的延伸长度。
围岩：洞室开挖，周边岩体卸荷而形成应力重分布，把洞室周边应力重分布范围内的岩体称为围岩。
围岩稳定性：即保证洞室安全和正常使用条件下，允许围岩变形、破坏的限度。
10.2  地下开挖后围岩应力的重分布
10.2.1  围岩重分布的一般特点
地下洞室一般都开挖在地下浅、表部，因此假定仅受重力场的影响，其应力状态为：

根据圣·维南原理，洞室开挖以后，其对应力场影响仅仅局限在洞室周围较小的范围内，超出此范围，地应力场将不受影响。因此，洞室形成后，其边界应力场设为洞室开挖前洞中心的初始应力场。即如上式所示，洞室开挖后的围岩应力可按弹性理论求解。
洞室形成以后，原来的应力平衡被打破，围岩内各质点在回弹应力作用下将沿最短途径向消除应力的自由表面方向位移，甚至达到新的平衡。如此，回弹方向产生了岩体松胀，而另一个方向则产生更大的挤压。
围岩应力的分布和大小，是围岩稳定分析的基础，必须对围岩庆力的分布状况有清楚的了解。
对圆形洞室，自重应力场条件下的围岩应力，有两个方向的应力分布状态值得关注：即垂直方向的洞顶和水平方向的洞周。
当时，洞顶将出现环向拉应力。
10.2.2 圆、椭圆形洞室周边应力分布的一般规律
圆形洞室周边应力集中状况
根据弹性理论，圆、椭圆形洞室的洞顶（A点）和水平洞边的环向应力（切向应力），可由下式计算：
   式中称为应力集中系数

α
β

A点
-1

B点

-1

a为椭圆的短轴
b为椭圆的长轴
短形洞空在转角处，应力集中程度最高（压应力）
一、拉应力产生的条件
a. 当N=1时，即静水压力状态，任何轴比的洞室周边均不产生拉应力。
b. 当N=0时，即洞室处于单向受压状态时，最大拉应力总是产生于最大主应力轴向的洞室顶点。（A点）且与洞形无关。
c. 其余情况，特定洞室有产生拉应力的临界N值。但拉应力仍然产生在最大主应力轴向的洞室顶点，即当0<N<1时，为A点，N>1时为B点，且N值愈高于临界值，拉应力愈大。
二、最大压应力集中规律
a. 当b/a=N时，洞空周边无拉应力，全为压应力，且应力集中系数最小。
差值愈大，应力集中愈大

b. 当b/a>N时，最大压应力集中于B点。
c．当b/a<N时，最大压应力集中于A点。
洞空周边附近有结构面存时，将在结构面与洞空间岩体中产生应力集中。
非线性岩体中近洞壁附近的切向应力较弹性介质低，远离洞壁一定距离后，切向应力增大。
此外，各向异性材料的应力集中程度也大于各向同性材料。
相邻洞室的影响
由于一点的应力总值等于两个或多个洞室在该点的应力之和，故相邻洞室的存在会使围岩应力集中程度增高。因此，工程实践中常规定洞室安全距离。
由此推知，相交洞室围岩应力集中。
10.3  地下洞室围岩变形破坏及山岩压力
10.3.1  山岩太力（围岩压力）
作用于衬砌上的力。
可由围岩变形引起。
也可由围岩塌落形成。（脱落围岩的重量在衬砌上的分量）
（吸水膨胀等）
松动圈的形成。塑性变形甚至破坏，应力内部转移。
10.3.2  脆性围岩的变形和破坏
主要为块状结构或层状结构的坚硬或半坚硬岩体。
脆性围岩的变形和破坏除与旧形有关外，还与围岩结构关系很大。
a. 弯折内鼓
岩体条件：层状。特别是薄层状岩体结构条件，平行于洞壁
力学条件：卸荷回弹。特别是切向应力超过层状岩体的抗弯折强度。
水平状岩层：洞顶
垂直状岩层：洞侧壁
构造的影响
b. 张裂塌落
岩体条件：块状或厚层状岩体
力学条件：拉应力超过岩体的抗拉强度（洞顶）
10.3.2.3  劈裂剥落、剪切滑移和碎裂松动
a. 劈裂剥落
岩体条件：坚硬、半坚硬完整岩体
力学条件：压应力集中，导致压致拉裂
b. 剪切滑移
岩体条件：厚层状或块状岩体，并受结构面影响
力学条件：切向应力远大于径向应力。
沿结构面的剪切滑移造成次生的拉裂，形成隔离从面塌落。
c. 碎裂松动
岩体条件：碎裂岩体（强度降低）
力学强度：围岩应力超过岩体的屈服强度，沿结构面的剪切造成岩体碎裂松动，形成松动圈。
10.3.2.4  岩爆
岩体条件：完整岩体，弹性模较大
力学条件：高地应力
围岩破坏以爆炸的形成向外弹射，称岩爆。
岩爆形成条件为：应力高度集中和岩体内储存很大的弹性应变能。
10.3.3  塑性围岩的变形与破坏
指软弱岩体（粘土岩类）和散体结构岩体。
塑性挤出
围岩应力超过围岩的屈服强度时，软岩产生塑性挤出。
膨胀内鼓
岩水吸水膨胀
塑流涌出
饱水松散物，断层带易发
重力坍塌
破碎岩体塌方。
坝基的滑动破坏及抗滑稳定性问题
重力坝在库水推力作用下有三种不同类型，即：表面滑动，浅部滑动和深部滑动。
1、表面滑动
混凝土底面与基岩接触面发生的剪切滑动。
岩体强度远大于混凝土强度，岩体完整、无控制性软弱结构面。
2、浅层滑动
当坝基的岩体抗剪强度低于坝体混凝土抗剪强度时，则往往发生浅部滑动。
分三种情况：
软弱岩体，在表层岩体内部发生剪切滑移。
薄层状岩体，沿层面发生滑移——弯曲变形、破坏。
碎裂结构岩体，沿滑移线滑动。
应力较小时
应力增大时
随BC面滑移量增大，被动区出现滑移面
3、深层滑动
坝基深部具有控制性滑面时，当控制性滑动与别的结构面构成不利组合时，易于产生深层滑动。
当坝基内软弱结构面无明显优势控制方位时，则滑移面才能沿最大剪应面产生。
10.3.4  围岩变形破坏发展和山岩压力问题
10.3.4.1  围岩变形破坏的累进性发展
应力集中程度高，围岩的强度低（包括结构强度）的部位往往是累进性破坏的突破口。→应力转移→新的突破口→连锁反应。
最终导致大范围的围岩失稳、破坏。→对关键部位采取措施，防止之。
三个影响因素：原岩应力的大小及方向
            地下洞室的形状及尺寸
            岩体结构及强度
天荒坪实例介绍，应力转移，塑性区扩大，支护可以较好地防范围岩破坏区扩大。
10.3.4.2  山岩压力问题
一、基本概念
因围岩破坏（变形）作用于支护结构上的力称山岩压力或叫围岩压力。
围岩应力——内力。
山岩压力——对支衬结构来说是外力→反作用，亦是外力。
山岩压力是由围岩应力转化而来（有前提）→有破坏性变形，需要衬砌。
支护时间
支护时间过快有可能形成很大的山压，支护时间过慢。围岩可能产生松动圈，因此，支护时机的掌握很重要，一般是在其破前进行支护。充分采用围岩的自承能力是现代支护设计的重要思想。
二、关于山岩压力的计算
山压中的变形山岩，主要由围岩的塑性挤出，膨胀内鼓、剪切碎裂及弯折内鼓等变形破坏新造成，主要内薄层状、脆性、半脆性围岩的地下洞室中，可采用弹塑性力学的计算方法。
散体山岩则主要由围岩张裂塌落、剪切滑移、碎裂松动及重力坍塌等变形、破坏构成，亦有多种算法。
三、铁道部门隧道规范所建议的计算方法
这是一种半经验的山压估算方法，即：围岩垂直均布压力接下式计算：
P=0.45•26-5•r•w
s：围岩类别；w：宽度影响系数
w=1+i(B-5)
B：为隧道宽度；i：为山压增减率
上式适用条件：
（1）隧道高度比（H/B）<1.7；因高边墙隧道主要问题在边墙上；
（2）深埋隧道。因浅埋隧道不能形成压力拱；
（3）不产生偏压及膨胀压力；
（4）采用一般隧道施工法的隧道。
四、水电方法
铅直向山压：p=Sy、r、B（宽）
水平向山压：q=Sx、r、H（高）
Sy、Sx为钻直和水平的压系数，可查表。
10.4  地下洞室围岩稳定性分析与评价
10.4.1  影响因素分析
围岩稳定：即应力→强度的关系
根据上述观点，影响地下洞室围岩稳定性的因素可分为三类：
第一类：影响围岩的应力状态。主要把天然应力状态及洞室的形状和尺寸。当洞室轴比b/a=N时，可不产生拉应力。
第二类：影响围岩的强度。包括岩性和岩体结构。
第三类：即影响围岩应力状态，又影响岩体的力学性质。主要以地下水活动为代表。
10.4.2  围岩稳定性评价（定性）
由于目前的隧道多为浅埋隧道，故原岩应力水平不高，因而，围岩破坏主要发生于哪些强度不高的岩段中。
不稳定岩体的主要特征：
a. 强裂破碎岩体或岩性软弱岩体。
b. 碎裂结构岩体或半坚硬薄层状岩体。
c. 坚硬岩体中有不利于岩体稳定的分离块体。
工程上常根据经验值来表达岩体的稳定性，例如常用的围岩坚固性系数fk值（称普氏系数）。
但由于普氏系数的物理意义不明确，理论上很难有所发展，目前有些单位对其进行修正，随着岩体质量分级的应用，普氏系数也有淘汰趋势。
10.4.3  围岩稳定性定量评价
目前所采用的方法有解析法（理论解）、实体比例投影法（结构面切割的块体）和数值分析法。
一、解析法（略）
均质、完整岩体，用点应力状态的材料破坏判据判别，重点是，压应力最大和拉应力最大的代表点的验算判别。
单一结构面是校核其剪切滑移的可能性。
分离块体采用极限平衡的计算方法。
二、图解法
一、顶拱结构体的图解分析及稳定性验算
若在一个导洞中测得三条结构面的产状，且三组结构面有可能在顶拱形成分高体。则在此，我们要确定以下问题：
a. 这些结构面能否形成分离体，且完全临空。
b. 其体积是多大？
c. 稳定性如何？
采用实体比例投影法可以方便地解决这类问题。
1）作三组结构面的赤平台投影图，三组结构面的交线为AO、BO、CO。
2）过洞壁上三结构面实测点MF1、MF2、和MF3三点作走向线、相交于A1，B1和C1点，则 A1B1C1便是在导洞测点平面的分离体底面。
3）过A1、B1、C1三点作与AO、BO、CO平行的线交于O1点，则O1点为三结面形成的结构体在水平面上的投影。
4）为判断结构体在顶拱的规模及位置，画出平硐剖面图（按比例）将D1和G1点投在M平面上，并按①和②的角度在剖面上画< 和< 交于点。
拱项即是过顶点的重面上分高体的规模。
5）为求分离的结构体的规模不需将剖面图上的各特征点再反投回去。
获得结构体在拱顶的底面积及其高点可得其体积，可根据实际情况进行评价。
边墙上结构面图解分析见书。
（数值分析略）
10.5  地下洞室围岩变形量测的方法及应用
10.5.1  方法概述
目的：
a. 位移反分析，求解工程区初始地应力场的量级或弹模，为设施和优化分析提供依据。
b. 开挖或运行过程进行监测（长期监测）。
方法：
洞壁收敛量测：采用收敛计在毛洞或支护条件下测量洞周边的收缩或扩展变形随时间的关系。
围岩内部位移量测：在钻孔中的不同深度布设伸长计或钻孔位移计，测量围岩内位移随时间的发展。
10.5.2  成果的分析及应用
一、位移反分析
位移反分析是通过对位移的实际量测，按弹性（弹塑性）理论反算应力值或弹性参数。一般反算应力水平的实例较多。
（虎克定律：）
方法步骤：
a. 实测洞室开挖（扩挖）所造成的围岩位移。
b. 确定介质模型的力学参数，其中弹模常为实测指标。
c.建立原始地应力场模型，如常设为自重应立场，从而反求水平应力场。
d. 采用数值分析方法反求计算出水平应力的量级。
二、围岩稳定程度的判定
利用实测位移随深度的变化，或洞壁位移随时间的变化，可以判定洞室围岩的稳定程度。
如较村中所示：
图10-58
a. 正常变形，围岩基本稳定
b. 表层出现劈裂
c. 深度出现滑移（沿结构面滑移）
10.6  支护措施（略）

第十一章  地基岩体稳定性的工程地质分析
11.1  基本概念及研究意义
一般工民建中的地基承受垂直荷载为主，而水工建筑物则受斜向荷载的作用。
水工建筑物地质条件比较复杂，世界上因地质原因而造成的大坝破坏达30~40%，基原则是多种多样的。
a. 坝基程度太低，运行期间又遭进一步恶化。
b. 坝基抗滑稳定性低，运行期又遭恶化。
c. 坝基中存在抗剪程度低的土层，造成坝体滑坍。
d. 因潜蚀而破坏坝基，造成坝基强度降低。
e. 坝肩岩体稳定性低。
f. 坝下溢流冲刷掏空。
g. 地震。
潜蚀与渗透变形
岩土体中的物质被地下水流的动力压力下或溶解作用下被逐渐带走，使岩土中的空隙增大。这种作用称潜蚀。分机械潜蚀和化学潜蚀。
因潜蚀而使岩、土体的程度降低、稳定性降低这种作用叫渗透变形。
11.2  地基内的应力分布特征
11.2.1  垂直荷载作用下地基的应力分布
均质地基
其应力分布量压力泡。
层状结构岩体，其应分布具明显的各向异性，有如下规律：（试验）
a. 受软弱结构面分割的岩体，使附加应力在分割体内集中，并影响很深。
b. 地基应力分布特点与软弱结构面产状有密切关系。
碎块体地基。附加应力按一定的范围分布。其中，基础中心线下应力集中程度最高。随地基刚性加大，附加应力分布呈驼峰型。
11.2.2  斜向荷载作用下地基内的应力分布
斜向荷载在坝基形成的附加基底压力分为垂直基底附加应力和水平基底附加应力面部分。均呈形分布，坝趾应力最大。
按条基形垂直压力和水平压力分布分别计算可知坝基内任一点的应力状态。
水坝的上游一带有拉应力存在。是需要引起重视的问题。
11.3  坝基岩体的变形与破坏
坝基分土基和岩基，土基要软弱些，岩基坚硬。
11.3.1  松软土基的变形与破坏
一、垂直荷载条件
变形——按分层综合法计算
破坏——按地基强度校核方法验算
重点介绍坝坡坍滑问题。
坝坡坍滑有两种类型。第一类坍滑速度小，所涉及的地基滑动范围小，软粘土控制；另一类坍滑速度较快，所涉及的地基滑动范围要大些。坝基内粘土中有薄砂层控制坍滑。
对于第一类坍滑，由于坝基内发育软土，在坝体重力作用下，软粘土中形成很高的孔隙水压力且难以消散，故滑动面上的有效应力近似为零。抗滑力主要由内聚力产生。
第二类坍滑是由于软粘土向粘土中的薄砂层排水，使薄砂层中的有效应力降低，而薄砂层的C=0，故薄砂层的强度极小，坍滑速度较快。
排水通畅的砂层的强度曲线如S3，一般不会形成坝坡坍滑。
二、倾斜荷载条件
当作用的倾斜荷载增大到某一临界值时，地基将沿一定的深部弧形滑动破坏。其评价可按力学理论进行。
但当垂直荷载小于地基的临塑荷载，但水平荷载有可能使坝基面滑动。需要校核。
11.3.2  岩石坝基的变形
岩石坝基的变形量一般较小，但大坝对不溺沉陷较敏感，故对不均匀沉陷的研究较重视。
a. 当坝基内应力分布不均匀，可造成不均匀沉降。
b. 坝基不同部分岩性差异造成坝基不均匀沉陷。
处理（预留沉降缝）
11.3.3  岩石坝基的滑动破坏及抗滑稳定性问题
11.3.3.1  岩石坝基滑动破坏的形成、特点和发生条件

因此，对深层滑动而言，一类无抗力体，但滑移面与临空面有不利组合；另一类是有抗力体，抗力体的稳定性决定了坝基的稳定性。
对抗力体的研究对评价第二类深层滑动可能性有重要意义。
抗力体所可能产生滑动的潜在滑移面不可分两种情况。
第一种情况是抗力体中有倾向上游的软弱结构面时，该面为实际可能的滑移面，有这种结构面的抗力体，抗力体的实际作用已不大。
另一种是无明显结构面的抗力体，通过试算寻找最不稳定的第一破裂面位置。
总结岩石坝基滑动破坏分类见表11-2（P449）
11.3.3.2  坝基开挖对坝基稳定性的影响
坝基开挖过程中的某些作用可以降低坝基的抗滑稳定性，如不及时对这些作用进行处理，任期发展，则将造成坝基的整体破坏的严重后果。
a. 开挖卸荷回弹与应力释放所造成的变形与破坏，基坑壁和底部的变形——破坏。
b. 附加应力作用造成的坝基变形、破坏并使孔隙水应力升高，对坝基稳定性构成威胁。
不均匀沉陷，使坝体断裂，同时破坏防渗排水设施。
坝上重拉应力区岩体拉裂，并与孔隙水压力相互促进。
最终便张裂与深部缓倾软弱结构面连通形成坝基失稳。
c. 高水头作用下地下水渗流和地表水溢流造成坝基岩体性质恶化。
11.4  坝基（肩）岩体稳定性的工程地质评价
11.4.1  坝基（肩）稳定性岩体结构条件分析
坝基（肩）稳定性取决于岩体结构条件。
一、平缓层状岩体分布区
指岩层倾角在30º以下的岩层分布区。
由于构造活动不强烈，故构造结构面不发育（亦可能存在平面x型结构面），这种地区岩体中的软弱夹层对坝基（肩）的稳定性影响较大。
软弱夹层容易形成层间错动，揉褶等，且遇水易软化
这些软弱夹层的抗剪强度指标一般较低。（f = 0.2~0.3）
二、倾斜岩层地区
指岩层倾角30~60º以上（一般40~50º）
构造运动比较剧烈，发育各种成因的结构面，倾角较大，所形成结构体嵌入地下深处，稳定条件较好。
有两种情况可形成危险的楔形体：
a. 岩层走向与河谷走向平行时，反倾结构面与层面构成楔形体。
b. 岩层与河谷正交。注意反倾向的压性结构面。
斜交时有时亦有局部不稳定分高体。
三、陡倾或倒转岩层
岩层倾角在60º以上。
a. 原来的层面“x”型破裂因岩层变陡，在地面呈现走向平行，产状相反的共轭x破裂，形成滑移面。
b. 剖面“x”节理与岩层面反倾部分所形成滑移面，有时其倾角较缓。
四、块状岩体
以岩浆岩为代表。
软弱节构面为：
a. 强风化带（地表面）
b. 缓倾角裂隙（成因不清楚）
c. 水平卸荷裂隙（河谷下）
但这些软弱结构面延伸一般不大。
（具体问题具体分析是分析方法的精髓。）
（未述变质岩）
11.4.2  坝基岩体强度及变形性评价
岩体的强度主要受结构面控制，因此，用岩石的抗压强度指标不能表达岩体的强度特征，但常采用岩石的抗压强度根据结构面的发育特征进行折减，一般取

R为岩石的极限抗压强度（立方强度）。
对圆形试件则根据下式换算为立方强度：

d：直径    L：试样高
由岩石的极限抗压强度，根据岩石的具体情况来确定岩石坝基的允许压力：
坚硬岩石：
一般坚硬岩石：
软弱岩石：
要求坝基实际受力：  P≤[P] 以保证安全
11.4.3  坝基岩体抗滑稳定性评价
一、首先确定岩石坝基滑动破坏的基本模式
二、确定可能滑动体的形态及规模
分析确定主控滑移面，及配套的分割面和临空面，确定滑移体的形态和规模。
单滑面岩体：用剖面图即可表示形态和规模（单宽）。