图 6－12 葛洲坝工程二江电厂基坑边坡蠕滑剖面图 1－基岩面线；2－第一年基坑开挖线；3－第二年基坑开挖线；4－原地面线； 14、17、28、29、35 为大口径钻孔编号；212、214、215、218 为软弱夹层编号 (3)受软弱基座控制的蠕滑和塑流 由于斜坡基座具有较厚的软弱岩层，在上覆岩体的作用 下，基座软岩受压，承载力不够，发生塑性变形，向临空方向或减压方向流动和挤出，引起斜坡 的变形。基座软岩的挤出在侵蚀河谷和挖方地段最为常见。与前述蠕动形式不同的是，蠕滑和塑 流不是沿一个统一的滑面，而是受整个软弱基座层控制。 软岩基座通常为厚层粘土岩、泥灰岩、炭质页岩及煤系地层等；而斜坡则往往由坚硬厚层且 裂隙发育的岩层构成，坡高而陡。如厚层砂岩、灰岩、玄武岩、流纹岩等组成的斜坡最易发生这 类变形。例如阿尔及尔由珊瑚灰岩构成的陡坡，由于下面的泥灰岩浸水软化，使斜坡产生蠕动， 最后经过长期变形转变为块体滑坡， 裂隙发育的灰岩也形成大块体陷进软化的泥岩中(图 6－14)。
    斜坡的蠕动变形，虽然位移较小，但由于实际上已成为斜坡失稳的初期阶段，在一定的触发 因素条件下，如暴雨、地震、人类工程活动等，极易迅速转为加速蠕变直至破坏。所以对斜坡蠕 动变形应高度重视。
    图 6－13 葛洲坝工程二江电厂基坑边坡 侧向位移长观曲线
    图 6－14 阿尔及尔由软岩基座蠕滑面发展成的滑坡 ①－结晶片岩；②－中新统砂岩及砾岩；③－泥灰岩；④－海绿石泥灰岩； ⑤－厚层珊瑚灰岩；⑥－浸水软化的泥灰岩；⑦－下沉的石灰岩块体 3.弯曲倾倒(bend toppling) 由陡倾或直立板状岩体组成的斜坡， 当岩层走向与坡面走向大致相同时， 在自重的长期作用 下，由前缘开始向临空方向弯曲、折裂，并逐渐向坡内发展，这种变形通常称为弯曲倾倒。陡倾 的板状岩体， 在自重产生的弯矩作用下向临空方向作悬臂梁式的弯曲， 弯曲的板梁之间被拉裂或 错动，形成平行于走向的槽沟或反坡台坎；前倾的板梁弯曲最强烈的部位也往往被折裂。近年来 国内外所发现的斜坡弯曲倾倒的实例很多， 如我国甘肃自龙江地区， 湖南五强溪坝址以及甘肃金 川露天矿等处均相继发现。金川露天矿位于强烈构造变动区，岩层为前震旦纪变质岩系，单斜似 层状，倾角 70o 左右，边坡由性质及结构各不相同的岩体组成(图 6－15)，其中存在多条断层及 断层密集的破碎带，使边坡形成硬、软岩层相间的介质结构。边坡最大开挖深度 310m。在图 6 －l5 所示剖面方向存在较大的构造应力，在边坡开挖深处约 10Mpa，边坡属反倾型，坡角 37o 左右。边坡开挖之初变形较小，最大水平变形速率为 l.3mm／d，垂直变形速率 1.7mm／d，随 着边坡继续开挖开始出现明显的弯曲倾倒变形，其发展过程如图 6－16 所示。其力学性质主要 是岩体沿反倾措层层面产生逐层滑动；由于变形的累积效应，变形范围不断扩大，倾倒陡坎高差 达 4m，坡脚部位的阶段平台向采坑倾斜 l0－20o 左右；因岩层严重倾倒，平台大量破坏，边坡 呈现一坡到底，坡面上局部滚石不时发生。
    图 6－15 金川露天矿上盘边坡地质剖面 这类变形主要有如下特征：岩层向临空方向弯曲，与岩层原有的层面约成 20－50o 夹角；弯 曲倾例的程度自地面向深处逐渐减小，深度可达 40m,但一般不低于坡脚高程；下部岩层折断， 张裂隙发育，层序一般不乱，但岩层位移明显；常产生沿层面或反坡向裂隙，裂隙面闭合，有错 动迹象，错动方向是上盘向下，下盘向上，块体受重力作用向外弯曲倾倒。斜坡弯曲倾例变形一 般经过较长时间演变。如金川矿初始变形阶段起于 1964 年，1980 年，才发展成为坍塌、滚石； 但是有时速度也相当快， 如白龙江碧石水电站， 在溢洪道的开挖面上 3－5 天内即形成 1－2m 厚 的倾倒体斜坡弯曲倾倒变形， 虽然在坡面上可以表现出十分明强的变形破坏， 但是由于不存在明 显的总体滑面，所以在通常情况下一般不会出现大规模的、突然的整体性滑动。如金川露天矿， 边坡的累计垂直位移及水平位移虽达到 10m 以上，但仍未产生大规模整体滑动破坏。 综上所述， 斜坡不但具有不同的变形形式， 而且具有不同的变形性质。 从变形的连续性来看， 拉裂和倾倒变形属于不连续变形， 而蠕动变形通常属于连续变形。 由于斜坡是由具有特定结构形 式的不连续介质组成的，所以坡体的变形总是不均匀的，总体上表现为连续变形，实际上也包含 拉裂等不连续变形因素；因此在斜坡变形研究中，应综合各种不同的变形形式来分析，而不应孤 立地将其割裂开来。斜坡变形表明其已趋于不稳定态势，发展结果必然导致斜坡的破坏。 一、斜坡变形(slope deformation) 斜坡变形 斜坡变形主要有三种形式，即拉裂、蠕动和弯曲倾倒。 1.拉裂(tensile crack) 斜坡岩土体在局部拉应力集中部位和张力带内， 形成张裂隙的变形形式称为拉裂。 拉裂形成 机制有三种类型。 (1)在坡面和坡顶张力带中拉应力集中形成拉裂 高陡斜坡的坡面和坡顶附近张力带内拉应 力较强，极易产生与坡面近于平行的张裂面，如果坡体中存在有与坡面近于平行的构造节理时， 更易沿之发展形成上宽下窄向深处发展的裂隙，其倾角一般较陡(图 6－8)。 (2)卸荷回弹(unloading rebound)或岩体初始应力(地应力)释放产生拉裂 当斜坡的侧应力 削弱后，由于卸荷回弹或水平地应力释放而形成张裂面，通常称为卸荷裂隙。这种裂隙通常与原
    始谷坡坡面相平行。随着河谷的深切，卸荷裂隙逐渐向深部发展，从而引起裂隙顶部的累计变形 越来越大。在块状岩层地区(例如花岗岩区)，有时卸荷裂隙呈多层状发育，而在斜坡坡面及坡脚 处形成卸荷带。 卸荷带向坡体内的发育宽度与斜坡岩性和岩体有关， 此外还受边坡状态和初始应 力状态的控制。斜坡愈高愈陡，水平地应力愈大，裂隙愈发育；有时卸荷带发育宽达 100m，自 地表向下的发育深度可达 100m 以上。
    图 6－8
    斜坡拉裂示意图 在斜坡坡体中存在有软弱结构面时，斜坡常沿该面 )作用下，沿缓倾角软弱面两侧产生张开裂隙(图 6
    (3)因蠕滑形成局部应力集中产生拉裂 有蠕滑趋势。在平行于坡面的最大主应力(
    －9)。这样逐步向上发展，就会慢慢形成由平缓的软弱面与陡倾的张裂面组成的阶梯状变形裂面 (图 6－10)。四川省荣县双河石拱坝左坝肩开挖时就揭露了这种阶梯状裂面，当时尚未发展到坝 顶。
    图 6－9
    沿软弱面蠕滑
    图 6－10
    拉裂发展示意图
    由于斜坡岩土体的拉裂，使其原有的整体性和连续性受到破坏，强度降低；为雨水、地下水 的渗入、 运移提供了通道， 使坡体进一步松弛， 拉裂面逐渐扩展与其它结构面形成贯通性破裂面， 使斜坡产生各种不同形式的破坏。拉裂本身虽仅是一种变形，但却为斜坡破坏创造了条件。大规 模的斜坡破坏无不与拉裂面的发育有关。 2.蠕滑(creep slip) 斜坡岩土体沿软弱面(层)局部向临空方向的缓慢剪切变形称为蠕滑。蠕滑可以在不同情况下 受不同机制的作用而发生，一般主要有三种形式。 (1)受最大剪应力面控制的蠕滑 坡内的应力场特征及斜坡蠕滑情况。 (2)受软弱结构面控制的蠕滑 岩体中常含有各种软弱结构面，如节理、断层、软弱夹层等， 这种情况在均质土坡中较为常见。图 6－11 表示了均质土
    当这些结构面近水平或倾向坡外时， 斜坡蠕动变形常易沿之发生。 这类变形其进程取决于该结构 面的产状与特征。 当局部地段上覆坡体的下滑力达到或超过该面的实际抗滑阻力时， 即出现一系 列小的剪裂，逐步产生缓慢蠕动。如长江葛洲坝工程二江电厂基坑边坡蠕滑即属此类(图 6－l2)， 葛洲坝工程坝基岩层为白垩系下统红色河流相碎屑岩， 岩层产状近于水平， 夹有多层粘土岩类软 弱夹层，水轮机机窝开挖后形成高 40－50m 的基坑边坡，由于出观临空面水平地应力释放及卸 荷回弹，使岩体松弛变形，沿各临空面的软弱夹层发生向基坑的蠕滑位移；开始位移较快，随着 时间的延续，应力逐渐释放，位移趋于停止。一般来说这种卸荷型的蠕动总是十分缓慢的，是一 种减速蠕变(图 6－13)。
    图 6－11
    均质土坡蠕滑分析图
    ∏1∏2—最大剪应力 ∏1’—潜在滑动面 ∑△—斜坡边缘分界面处的变形值
    D—潜在滑动面以上的坡体厚度
    ∑h—坡顶沉降量
    (据 Q·扎鲁巴，1972)
    图 6－12 葛洲坝工程二江电厂基坑边坡蠕滑剖面图 1－基岩面线；2－第一年基坑开挖线；3－第二年基坑开挖线；4－原地面线； 14、17、28、29、35 为大口径钻孔编号；212、214、215、218 为软弱夹层编号
    (3)受软弱基座控制的蠕滑和塑流
    由于斜坡基座具有较厚的软弱岩层，在上覆岩体的作用
    下，基座软岩受压，承载力不够，发生塑性变形，向临空方向或减压方向流动和挤出，引起斜坡 的变形。基座软岩的挤出在侵蚀河谷和挖方地段最为常见。与前述蠕动形式不同的是，蠕滑和塑 流不是沿一个统一的滑面，而是受整个软弱基座层控制。 软岩基座通常为厚层粘土岩、泥灰岩、炭质页岩及煤系地层等；而斜坡则往往由坚硬厚层且 裂隙发育的岩层构成，坡高而陡。如厚层砂岩、灰岩、玄武岩、流纹岩等组成的斜坡最易发生这 类变形。例如阿尔及尔由珊瑚灰岩构成的陡坡，由于下面的泥灰岩浸水软化，使斜坡产生蠕动， 最后经过长期变形转变为块体滑坡， 裂隙发育的灰岩也形成大块体陷进软化的泥岩中(图 6－14)。 斜坡的蠕动变形，虽然位移较小，但由于实际上已成为斜坡失稳的初期阶段，在一定的触发 因素条件下，如暴雨、地震、人类工程活动等，极易迅速转为加速蠕变直至破坏。所以对斜坡蠕 动变形应高度重视。
    图 6－13 葛洲坝工程二江电厂基坑边坡 侧向位移长观曲线
    图 6－14 阿尔及尔由软岩基座蠕滑面发展成的滑坡 ①－结晶片岩；②－中新统砂岩及砾岩；③－泥灰岩；④－海绿石泥灰岩； ⑤－厚层珊瑚灰岩；⑥－浸水软化的泥灰岩；⑦－下沉的石灰岩块体 3.弯曲倾倒(bend toppling) 由陡倾或直立板状岩体组成的斜坡，当岩层走向与坡面走向大致相同时，在自重的长期作用下， 由前缘开始向临空方向弯曲、折裂，并逐渐向坡内发展，这种变形通常称为弯曲倾倒。陡倾的板 状岩体， 在自重产生的弯矩作用下向临空方向作悬臂梁式的弯曲， 弯曲的板梁之间被拉裂或错动， 形成平行于走向的槽沟或反坡台坎； 前倾的板梁弯曲最强烈的部位也往往被折裂。 近年来国内外 所发现的斜坡弯曲倾倒的实例很多， 如我国甘肃自龙江地区， 湖南五强溪坝址以及甘肃金川露天 矿等处均相继发现。金川露天矿位于强烈构造变动区，岩层为前震旦纪变质岩系，单斜似层状， 倾角 70o 左右，边坡由性质及结构各不相同的岩体组成(图 6－15)，其中存在多条断层及断层密 集的破碎带，使边坡形成硬、软岩层相间的介质结构。边坡最大开挖深度 310m。在图 6－l5 所 示剖面方向存在较大的构造应力，在边坡开挖深处约 10Mpa，边坡属反倾型，坡角 37o 左右。 边坡开挖之初变形较小，最大水平变形速率为 l.3mm／d，垂直变形速率 1.7mm／d，随着边坡 继续开挖开始出现明显的弯曲倾倒变形，其发展过程如图 6－16 所示。其力学性质主要是岩体 沿反倾措层层面产生逐层滑动； 由于变形的累积效应，变形范围不断扩大， 倾倒陡坎高差达 4m，
    坡脚部位的阶段平台向采坑倾斜 l0－20o 左右；因岩层严重倾倒，平台大量破坏，边坡呈现一坡 到底，坡面上局部滚石不时发生。
    图 6－15 金川露天矿上盘边坡地质剖面 这类变形主要有如下特征：岩层向临空方向弯曲，与岩层原有的层面约成 20－50o 夹角；弯 曲倾例的程度自地面向深处逐渐减小，深度可达 40m,但一般不低于坡脚高程；下部岩层折断， 张裂隙发育，层序一般不乱，但岩层位移明显；常产生沿层面或反坡向裂隙，裂隙面闭合，有错 动迹象，错动方向是上盘向下，下盘向上，块体受重力作用向外弯曲倾倒。斜坡弯曲倾例变形一 般经过较长时间演变。如金川矿初始变形阶段起于 1964 年，1980 年，才发展成为坍塌、滚石； 但是有时速度也相当快， 如白龙江碧石水电站， 在溢洪道的开挖面上 3－5 天内即形成 1－2m 厚 的倾倒体斜坡弯曲倾倒变形， 虽然在坡面上可以表现出十分明强的变形破坏， 但是由于不存在明 显的总体滑面，所以在通常情况下一般不会出现大规模的、突然的整体性滑动。如金川露天矿， 边坡的累计垂直位移及水平位移虽达到 10m 以上，但仍未产生大规模整体滑动破坏。 综上所述， 斜坡不但具有不同的变形形式， 而且具有不同的变形性质。 从变形的连续性来看， 拉裂和倾倒变形属于不连续变形， 而蠕动变形通常属于连续变形。 由于斜坡是由具有特定结构形 式的不连续介质组成的，所以坡体的变形总是不均匀的，总体上表现为连续变形，实际上也包含 拉裂等不连续变形因素；因此在斜坡变形研究中，应综合各种不同的变形形式来分析，而不应孤 立地将其割裂开来。斜坡变形表明其已趋于不稳定态势，发展结果必然导致斜坡的破坏。 二、斜坡破坏(Slope failure) 斜坡破坏 斜坡岩土体中的局部变形滑移，使分裂面逐渐发展，互相连接，并与外界贯通，使部分岩土 体沿一连续的分离面与坡体分离， 分离的岩土体在连续降雨、 地震或坡脚掏空等触发因素影响下， 以一定的加速度进行运动，此时斜坡就完成了变形至破坏的转变。斜坡破坏的形式很多，主要介 绍崩塌和滑坡这两种常见的形式。 1.崩塌(falling) 斜坡岩土体中被陡倾的张性破裂面分割的块体突然脱离母体并以垂直运动为主， 翻滚跳跃而 下，这种现象和过程称为崩塌。根据崩塌物质的不同，可分为土崩和岩崩；按其规模大小不同，
    又可分山崩和坠落石；如这种现象发生在海湖、河岸边者则称为岸崩。 崩塌主要发生在 60o 以上的高陡斜坡处。厚层脆性岩石中的陡倾张裂缝，将坡体切割成孤 立块体，在一定条件配合下即可崩塌。湖北省远安县境内盐池河磷矿灾难性山崩即为典型实例。 该区位于峡谷中，岩层中发育两组垂直节理，使崩塌山体三面临空；软弱的泥质白云岩及薄层板 状白云岩，构成崩塌山体的追踪滑动面；地下采矿使地表开裂，沿两组垂直节理追踪发展，切割 山体成为孤立的山头；最后整个山头沿层面滑出形成崩塌(图 6－17)。一些土质斜坡也常发生崩 塌，例如高陡且垂直裂隙发育的黄土斜坡，常见的破坏方式就是崩塌(图 6－18)。 2.滑坡 斜坡上的岩土体，沿着贯通的剪切破坏面(带)，产生以水平运动为主的现象，称为滑坡。与 崩塌相比，滑坡在运动过程中基本保持了岩土的完整性，且在较平缓的斜坡中仍可发生。 当斜坡岩土体发生沉陷式的运动时，称为错落性滑坡(我国铁路部门命名为错落)，如图 6－ 19 所示，该处盖层系巨厚的石英砂岩，它具倾向临空的陡立裂面，下伏软弱破碎的粘上质岩。 当侵蚀基准面切割至软岩附近时，它因支持不了盖层岩体的重压而变形(图 6－19a)，随之坡脚 下沉向河道倾斜， 使坡顶陡裂面张开与母岩分开。 由于分离的岩体全部重量压在已变形的软岩上 而使其向外挤出，导致盖层岩体沿陡立的张裂面错落和向前滑动(图 6－19b、c)。
    图 6－16 边坡岩体变形过程
    图 6－17 盐池河崩塌山体地质剖面图 1－灰黑色粉砂质页岩；2－磷矿层；3－厚层块状白云岩；4－薄至中厚层白云岩；6－裂缝 编号；6－白云质泥岩及砂质页岩；7－薄至中厚层板状白芸岩；8－震旦系上统灯影组；9－震 旦系上统陡山沱组。
    图 6－18 黄土陡坡崩塌
    图 6－19 错落性滑坡发育过程示意图 在斜坡破坏形式中，滑坡分布最广，危害最大，是山区主要的地质灾害。世界上多山国家的 滑坡都很发育，如阿尔卑斯山区的瑞士、奥地利，意大利、南斯拉夫等；美国和苏联每年因滑坡 而造成的经济损失达数亿美元；日本也是一个多滑坡国家。尤其沿海地区更为常见。我国滑坡分 布相当广泛，主要集中在西南、西北地区。 三、斜坡变形破坏的地质模型 研究斜坡变形破坏地质模型，主要是利用典型的斜坡变形破坏实例，以地质背景为基础，考 虑各种人为及天然动力因素的影响， 分析斜坡的变形形式及其相应的破坏方式， 进而抽象概括建 立典型地质模型。 建立斜坡变形破坏地质模型的目的， 在于把握斜坡变形破坏的基本规律； 在人类工程经济活 动中可以根据斜坡的地质模型预报斜坡变形的发展趋势及可能的破坏方式， 进行稳定性评价。 同 时也为建立物理模型， 数学模型打下基础。 斜坡变形破坏的地质模型是影响斜坡稳定性各种因素 的综合体现，应能反映斜坡变形破坏的全过程。因此，斜坡变形破坏的地质模型应该具有较为广 泛的内容，不但包括与斜坡有关的地质条件；而且包括斜坡的变形特点及相应的破坏方式，以及 影响斜坡稳定性的各种人为的及天然的动力因素，其基本内容可参阅下面的方框图(图 6－20)。
    图 6－20 边坡地质模型主要内容框图 (据孙玉科等，l983) 近年来国内外研究者都很重视斜坡变形破坏地质模型的研究， 成都地质学院王兰生、 张倬元 提出蠕滑-拉裂-滑移-压致拉裂、 弯曲-拉裂、 塑流-拉裂和滑移-弯曲等 5 种斜坡变形的地质模型(图 6－21)。中科院地质研究所孙玉科等将我国的边坡变形破坏概括为:倾倒变形破坏，(金川模式)、 水平剪切变形(葛洲坝模式)、 顺层高速滑动(塘岩光模式)， 追踪平推滑移(白灰厂模式)和张裂顺层 追踪破坏(盐池河模式)等 5 种模式。这些地质模型是国内目前比较系统的模型系列。此外，根据 各个具体斜坡变形破坏实例而总结出来的模式尚有许多，此处不一一介绍。应当指出的是，这些 模式基本上是大量野外实际资料的经验性概括和典型化抽象。 由于地质体的复杂性， 这些地质模 型都需要进一步修改和补充。因此，在实际工作中应针对具体的研究对象进行具体分析，而不能 简单地套用。
    图 6－21 斜坡变形的基本组合形式图解 (据王兰生、张倬元，1980) 第四节 崩 塌 崩塌是斜坡破坏的一种形式。它对崖壁下的房屋、道路和其它建筑物常带来威胁，尤其对各 种线性工程的危害最严重。如我国成昆线、宝成线、襄渝线等铁路沿线崩塌就很发育。影响铁路 的正常运营。因此，研究崩塌的形成条件、运动学特点，进行合理的分类，制订评价和预测其威 胁性的方法，是斜坡破坏研究的一项重要内容。本节主要对崩塌的形成条件进行介绍。 崩塌一般发生在厚层坚硬岩体中。灰岩、砂岩、石英岩等厚层硬脆性岩石常能形成高陡的斜 坡，其前缘常由于卸荷裂隙的发育而形成陡而深的张裂缝，并与其它结构而组合，逐渐发展而形 成连续贯通的分离面，在触发因素作用下发生崩塌(图 6－22)。此外，由缓倾角软硬相间岩层组 合的陡坡，由于软弱岩层被风化剥蚀而形成凹龛，使上部的坚硬岩层失去依托，故也常发生局部 崩塌(图 6－23)。
    图 6－22
    坚硬岩石组成的斜坡前缘卸荷裂隙导致崩塌示意图 1－砂岩；2－页岩
    图 6－23 软硬岩性
    互层的陡坡局部崩塌示意图 ①－灰岩；②－砂页岩；③－石英砂岩 构造和非构造成因的岩石裂隙对崩塌的形成影响很大。 硬脆性岩石中往往发育两组或两组以 上陡倾节理， 其中与坡面平行的一组常演化为张裂缝。 此时裂隙的切割密度对崩塌块体的大小起 控制作用。当坡体被稀疏但贯通性较好的裂隙切割时，常能形成较大块体的落石，这种崩塌具有 更大的危险性； 当岩石裂隙密集而极度破碎时， 仅能形成小岩块， 一般只能在坡脚处形成倒石堆。 崩塌的形成又与地形直接相关。 在地形强烈切割的山区， 高陡斜坡分布区和深开挖的基坑中， 崩塌现象多见。发生崩塌的地面坡度一般大于 45 ，而大部分分布在大于 60 的斜坡上。地形切 割愈强烈，高差愈大，形成崩塌的可能性和能量也就愈大。 崩塌的动能(即破坏力)可由下式确定：
    o o
    (6－1) 式中：m 为崩落岩体(岩块)的质量；V 为崩落速度。 自由崩落的速度取决于它开始崩落的高度，示即： (6－2) 式中：H 为岩体(岩块)崩落高度；g 为重力加速度。 可见，崩塌的危险性不仅取决于崩落块体的大小，而且也取决于它们坠落位置的高度。 此外，气候条件对崩塌形成也起一定的作用。在干旱、半干旱气候区，由于物理风化强烈， 导致岩石机械破碎而发生崩塌， 季节冻结区斜坡岩石裂隙水的冻胀作用， 解冻时亦可导致崩塌的 发生。 在上述诸条件制约下，当有短时裂隙静水压力，以及地震或爆破等震动等触发因素作用下， 崩塌会突然发生，尤其是强烈的地震，可引起大规模崩塌，以致酿成严重灾祸。 第五节 滑 本节概述 本节概述 滑坡的分布极为广泛， 不仅可以发生在陆地， 而且也可以发生在海洋中。 正因为其广为分布， 且与人类工程-经济活动密切相关，所以受到各国学者的高度重视。滑坡研究最早的报道是海姆 (A·Heim)在 1882 年发表的一篇关于瑞士阿尔卑斯山区某处滑坡的文章。100 余年来滑坡研究方 兴未艾，目前正形成为一门成熟的独立学科，即以滑坡现象、滑坡作用过程以及滑坡防治为研究 对象的滑坡学。 坡
    一、滑坡形态要素 滑坡现象常以自己独有的地貌形态与其它类型的坡地地貌形态相区别。 滑坡形态既是滑坡特 征的一部分，又是滑坡力学性质在地表的反映。不同的滑坡有不同的形态特征。滑坡的不同发育 阶段也有各自的形态特征。 因此在滑坡工程地质研究中， 识别滑坡形态特征是认识滑坡的极其重 要的方面。 滑坡形态要素如图 6－24 所示，各部位特点如下：
    图 6－24 滑坡形态要素示意图 ①－后缘环状拉裂缝；②－滑坡后壁；③－横向裂缝及滑坡台阶；④－滑坡舌及隆张裂隙； ⑤－滑坡侧壁及羽状裂隙；⑥－滑坡体；⑦－滑坡床；⑧－滑动面(带) (1)滑坡体(简称滑体) 它指与母体脱离经过滑动的岩土体。因系整体性滑动，岩土体内部相 对位置基本不变， 故还能基本保持原来的层序和结构面网络， 但在滑动动力作用下又产生了新的 裂隙，使岩土体明显松动。 (2)滑坡床(简称滑床) 它指滑坡体之下未经滑动的岩土体。它基本上未发生变形，完全保持 原有结构。 只有在前缘部分因受滑坡体的挤压而产生一些挤压裂隙， 在滑坡壁后缘部分出现弧形 张裂隙，两侧有剪裂隙发育。 (3)滑动面(简称滑面带) 它是滑坡体与滑坡床之间的分界面， 也就是滑体沿之滑动而与滑坡 床相接触的面。由于滑动时的摩擦，滑动面一般是光滑的，有时还可看到擦痕。滑动面上的士石 破坏比较剧烈，形成一个破碎带，土石受到揉皱，发生片理和糜棱化的现象，其厚度可达数十厘 米，甚至达数米，故常称之为滑动带。 (4)滑坡周界 围。 (5)滑坡壁 滑坡后部滑下所形成的陡壁。对新生滑坡而言，这实际上是滑动面的露出部分。 平面呈圈椅状，其高度视位移与滑坡规模而定，一般数米至数十米，有的达 200 多米，陡度多 为 36－80o，形成陡壁。 (6)滑坡台地 (7)封闭洼地 (8)滑坡舌 滑坡鼓丘。 (9)滑坡裂隙 滑坡体在滑动过程中各部位受力性质和移动速度不同，受力不均而产生力学 属性不同的裂隙系统。一般可分为拉张裂隙、剪切裂隙、羽状裂隙、鼓张裂隙和扇形张裂隙等。 拉张裂隙主要出现在滑坡体后缘，受拉而形成，延伸方向与滑动方向垂直，往往呈弧形分布。剪 切裂隙分布在滑坡体中下部两侧， 因滑坡体与其外的不动体之间产生相对位移， 在分界处形成剪 又称滑坡台阶，即滑体因各段下滑的速度和幅度不同而形成的一些错台，常 滑坡体与滑坡壁之间常拉开成沟槽或陷落成洼地，四周高中间低，地下水流 滑坡体前部伸出如舌状的部位，前端往往伸入沟谷河流。舌根部隆起部分称为 出现数个陡坎和高程不同的平缓台面。 出或地表水汇集成湿地沼泽， 甚至成为水塘。 老滑坡因后壁及坡体坍塌， 洼地可逐渐填平而消失。 滑坡体与其周围不动体在平面上的分界线称为滑坡周界。它圈定了滑坡的范
    力区并出现剪切裂隙，它与滑动方向斜交，其两边常伴生有羽状裂隙。鼓张裂隙又称隆张裂隙， 常分布在滑体前缘，受张力而形成，其延伸方向垂直于滑动方向。扇形裂隙也分布在滑坡体的前 缘，尤以舌部为多；是因土石体扩散而形成的，作放射状分布呈扇形。 (10)滑坡轴(主滑线) 滑坡在滑动时，滑体运动速度最快的纵向线。它代表整个滑坡滑动方 向，位于滑床凹槽最深的纵断面上，可为直线或曲线。 应该注意的是， 上述的形态要素一般在发育完全的新生滑坡才具备。 自然界许多新老滑坡由 于要素发育不全或经过长期剥蚀及堆积作用，常常会消失掉一种或多种要素，应注意观察。 滑坡的形态特征是判断斜坡是否受过滑动的重要标志，是滑坡研究的一项重要内容。 二、滑坡识别方法 滑坡的识别是研究滑坡的最基础工作， 在此基础之上才能探讨形成机制并提出合理的整治措 施。虽然由于地质条件的差异，滑坡形态繁多，同时又因后期改造而使其更趋复杂，但是，对滑 坡的研究也还是有一定规律可循的。 人们通过长期研究， 目前对滑坡识别已逐步形成了一套行之 有效的方法。 滑坡识别方法主要有三种：利用遥感资料，如航片、彩虹外照片来解释；通过地面调查测绘 来解决；采用勘探方法来查明。 应用遥感图象识别滑坡，主要应用航空遥感所提供的大比例尺(1：10000－1：15000)全色、 彩虹外象片。另外也辅之以其它航空遥感图象，如多光谱摄影，多光谱扫描，侧视雷达扫描等。 航空象片(简称航片)上的色调、色彩、阴影所构成的各种形态、大小、结构、纹影图案，把一定 范围内的地表景观按一定比例尺真实地、 客观地显示出来， 使我们能够迅速判别此地是否存在滑 坡及其规模和性质等。 在航片上识别滑坡， 实质上就是识别滑坡的形态要素， 然后结合收集研究地区的地质资料进 行综合分析，从而确认滑坡。据研究，由于滑坡过程是由陡坡变为缓坡的位能释放过程，所以滑 坡体的总体坡度较周围山体平缓，有的甚至成为平地地形或凹地。由于岩性、构造、地下水活动 和滑坡体积等条件不同， 滑坡以不同形状下滑， 最典型的是滑坡体与后壁两侧壁构成的圈椅状地 形，其它如舌形，梨形、三角形、不规则形等也很普遍。滑坡体的这些形状在航空照片上均有清 晰的影象，容易被识别。滑坡体征滑动前及滑动过程中，滑体前，后缘、两侧及中部均会产生裂 缝； 首次滑动以后这些裂缝在地表水和其它营力作用下发育成大小不同的冲沟。 这些冲沟在航片 上表现为明显的带状阴影和色调差异。 因而， 在航片上可以判读滑坡体上沟谷的展布规模、 条数、 切割深度、宽度、沟内分布物等。同理，滑坡体上的其它水体如水田、沼泽、池塘等在航片上也 都容易识别。 在航片上可以看到滑坡体上不规则的阶梯状地面，即平台与陡坎相间的地形。因此，根据航 片上滑坡台地的形状，大小、级数和位置，可以间接地推测滑坡体上再次滑动次数，滑动区段， 范围等情况。 滑坡在向前滑动时如果受阻就会形成隆起的丘状地形即滑坡鼓丘， 鼓丘在航片上常 较清楚。 当然， 多数滑坡不一定具备所有这些判读特征。 各项判读特征在各个具体情况下的表现也不 尽相同。 因此必须综合判读各要素才能确定一个滑坡。 例如雅砻江下游的大坪子滑坡。 在航片上， 明显的缓坡地形与陡直的后壁、 侧壁组成簸箕状缓坡的前缘向前推出， 雅砻江呈明显的异常弯道。 缓坡上有三级、四处明显的陡坎、台地相间地形。台地上均有深浅不同的蓝色水体(水田)分布， 部分呈红色，表明有作物生长。坡体上可见到顺坡方向展布的 9 条冲沟，最长一条几乎贯通整 个坡体，沟边植物茂盛。结合地质资料又知该处为风化破碎的砂、页、泥岩互层地层，有三条断 层在坡体上通过。至此可以判断出大坪子为一滑坡。 利用遥感图象进行滑坡判读，特别是区域性滑坡群的识别，优点是很多的。它突出地表现为 效率高、视野广和准确度高，是一种先进的工作方法。但是也应指出，滑坡是一种复杂的动力地 质现象，航空遥感不可能完全代替滑坡的地面调查工作，特别在详细研究阶段，它更不能代替物