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1、斜坡稳定性问题的工程地质分析,王兰生,斜坡稳定性问题的工程地质分析（大纲）,1.慨述2.斜坡的变形与破坏3.斜坡变形破坏机制与演化4.斜坡破坏后的运动学5.斜坡稳定性与内外营力的关系6.斜坡稳定性评价预测系统7.斜坡变形破坏防治对策8.典型实例,2.1.慨述,图2-1 中国大陆及邻区地壳厚度与滑坡崩塌发育状况对比图（参照地球物理所及地矿部环境地质研究所）滑坡崩塌高频多发区；滑坡崩塌多发区,图2-2 斜坡稳定问题工程地质分析系统框图,斜坡变形破坏的典型实例,1 大河口电站变形破裂实例（1995）2 意大利Vajont 电站大滑坡（1963.10）3 长江三峡库区秭归县千将坪滑坡（2003.7）4
2、 日本长野地附山滑坡(1981),5 长江三峡新滩滑坡（）6 岷江叠溪地震堵江滑坡（1933.8.10)7 暴雨滑坡,意大利瓦依昂水库坝前大滑坡1963.10,瓦依昂电站大坝远眺（下游）,瓦依昂大坝下游面,173m,瓦依昂滑坡发生前的大坝,1963年 1730m高双曲拱坝,VAJONT滑坡后的大坝,下游远处为再建的隆加罗勒村,三峡水库区秭归县千将坪滑坡2003.7,日本长野地附山滑坡,1980,日本长野地附山滑坡平面图,1980,日本地附山滑坡（治理后）,叠溪较场滑坡堰塞湖（小海子）,2.2斜坡的变形与破坏,斜坡岩(土)体应力应变场特征（1）斜坡含有平缓的或倾向坡外的软弱结构面时，在成坡过程中
3、有利于上覆岩体中水平构造剩余应力的释放和结构调整，使其应力状况由重力场和剩余应力叠加型向重力场转化。拉应力区有所扩大，易形成拉张破裂。（2）软弱结构面倾向坡内，往往可约束部分剩余应力，随斜坡继续变形而逐渐释放。（3）坡内含有软弱层(带)，其影响与它在成坡过程中，压缩变形或塑性流变程度有关，可使上覆岩体中拉应力区和可能的破坏区明显增加，更易被拉裂解体。（4）由于斜坡的变形破裂或风化等原因，在斜坡坡面或临空面附近形成一应力降低带；而应力增高带则分布在一定深度以内。在河谷地区，由于斜坡不同部位经历变形的历史和表生改造程度不同，应力增高带的分布深度也有所差异。,斜坡成坡过程中地应力场的变化,1应力场发
4、生重分布，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，还是在有残余构造应力叠加的情况下，其总的特征是愈靠近临空面，最大主应力迹线愈接近平行于临空面，最小主应力则与之近于正交；2应力场出现分异，形成应力集中带。在坡脚一带形成应力增高带，是最大主应力和最大剪应力的集中带、在坡缘一带形成拉应力集中带；3主应力迹线发生偏转，最大剪应力迹线，由成坡前的直线型转化为凹面朝向临空面方向的圆弧型；4临空面附近由于径向应力实际近于零，实际处于两向或单向应力状态（不考虑斜坡走向方向的力2时），向内逐渐转变为三向（考虑2时）。斜坡形成过程中，岩体内部应变能的释放与变化也会改变应力场的分布规律。,斜坡变形破
5、坏分类,斜坡变形的主要方式一般分为卸荷回弹(unloading rebound)和斜坡蠕变(slope creep)两种方式。斜坡的蠕变是在坡体应力(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(图2-4)。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(defomed rock mass)。,图2-4 岩体中与卸荷回弹有关的结构面的主要类型,斜坡破坏的分类,将崩落(塌)(falling)、滑落(坡)(sliding)和(侧向)扩离(1aterl spreading)作为三种基本破坏方式(图2-5)，也是斜
6、坡失稳(slope instability)的基本方式。就岩体破坏机制而言，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。,图2-5 斜坡破坏(失稳)基本类型图表,坡滑术语样板图,图2-6 坡滑术语样板图,1.冠(crown)；2主断壁(main scrap)；3顶(top)；4头(head)；5次断壁(minor scarp)；6主滑体(main body)；7足(foot)；8.趾尖(tip);9.趾(toe);10滑动面(破坏面)(surface of rupture)；11滑面趾(toe of surface of rapture)或剪出口;12.分离面或滑覆
7、面(surface of separation)；13变位体(displaced material)；14减损带(zone of depletion);15加积带(zone of accumulation)；16减损拗陷(depletion，断壁、原坡面和滑体后缘台面围限的空间)；17减损体(dcpleted mass,原坡面与滑覆面间保存的滑坡残体)；18加积体或滑覆堆积体(accumalation，滑体超出原坡面部分的体积);19.滑坡翼flank)；wa.滑坡体宽(最大值)；wr滑动面宽(最大值);L滑坡总长；Lr滑动面长；Dd滑体厚(最大值)；Dr滑前滑面深度(最大值),图2-7 扩离
8、（或块状滑坡）体平面、剖面典型示意图,斜坡变形破坏的地质力学模式,根据岩体变形破坏的力学机制，斜坡变形可概括为下列几种基本地质力学模式，即蠕滑(滑移)一拉裂(creep or sliding and fracturing)；滑移压致拉裂(sliding and compression cracking)；弯曲一拉裂(bending and fracturing或 topling)塑流一拉裂(plastic flowing and fracturing和滑移一弯曲(sliding and bending或buckiling)。上述斜坡变形地质力学模式，揭示了斜坡发展内在的力学机制，并且在很大程度
9、上确定了斜坡岩体最终破坏的可能方式与特征。因而可按与破坏相联系的变形模式，对破坏类型作进一步分类，如蠕滑一拉裂式滑坡(其扩展方式相当于前进式)、滑移一压致拉裂式滑坡(相当于前进式)、滑移一拉裂式滑坡(相当于后退式)、塑流一拉裂式滑坡(相当于前进式或后退式)、弯曲一拉裂式崩塌(包括翻倒、坠落等)或滑坡(相当于前进式)和塑流一拉裂式扩离(相当于扩大式)等。此时可称其为斜坡变形破坏地质力学模式。,岩土体变形破裂基本单元,1 拉裂（fracturing）,为拉断破坏，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）。
10、其力学特征表现为弹性介质模型；2 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（creep shearing)、沿原有结构面的滑移（sliding）和介于两者之间的蠕变滑移，即蠕滑。这类变形破裂单元具流变特征，一般属粘弹粘塑性介质模型；3 弯曲（bending）系指弯曲变形，按受力方式可分为横弯曲和纵弯曲；按支持约束方式，可分为简支梁、外伸梁和悬臂梁弯曲等。其流变特征一般属粘弹粘塑性介质模型。4 塑流（plastic flowing）系指岩土体中软弱层（带）的压缩和向临空或减压方向的塑性流动，包括岩土体中原有软弱层的塑性流动，也包括岩土体变形破坏发展中的压碎带
11、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。这四个变形破裂单元中，后三者具有明显的时间,岩体变形破坏的地质力学模式,变形破裂单元（1）拉裂（fracturing)拉裂（tensile cracking);压致拉裂（compression cracking)（2）蠕滑（creep sliding)（剪切）蠕滑（creep shearing);滑移（sliding)（3）弯曲（bending)横弯曲，纵弯曲；简支梁，外伸 梁，悬臂梁（3）塑流（plastic flowing)岩体变形破坏地质力学基本模式 蠕滑拉裂；滑移压致拉裂；弯曲 拉裂；塑流拉裂；滑移弯曲,三向应力状态下岩石的破坏方式
12、,图2-8 斜坡变形破坏机制模式演进图式及判据,2.3 斜坡变形破坏机制与演化,2.3.1 蠕滑拉裂这类变形导致斜坡岩体向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(1类)中，倾内薄层状层状体坡(5类)中也可发生。一般发生在中等坡度(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，它受最大剪应力状况的控制。该面以上实际为一自坡面向下递减的剪切蠕变带,蠕滑拉裂演化图示,图2-9 致密土斜坡蠕滑拉裂变形图示（据F.Miller，1962年）,图2-10 碎裂体中斜坡蠕滑拉裂演变过程据F.Miller，1962年）,图2-9 致密土斜坡蠕
13、滑拉裂变形图示（参照Zaruba，1965年）,蠕滑拉裂形成演化过程,（1）表层蠕滑。岩层向坡下弯曲，后缘产生拉应力(图2-8A(a)。（2）后缘拉裂。通常造成反坡台阶(图2-8A(b)。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2-11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。看来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。（3）潜在剪切面剪切扰动阶段(图2-8A(c)。随剪切变形进
14、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。,图2-11 地震触发形成的反坡台坎（美国阿拉斯家奴纳塔克山区所见）（据拉德布鲁克霍克，1978年）,2.3.2 滑移一压致拉裂,这类变形主要发育在坡度中等至陡的平缓层状体斜坡(1，)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)扩展且其方向渐成与最大主应
15、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面上发发展起来的。（1）卸荷回弹阶段(图2-8B(a)（2）压致拉裂面自下而上扩展阶段(图2-8B(b)。（3）滑移面贯通阶段(图2-8B(c),图2-12 大渡河拱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年）a.剖面图；b.a.图中处细部放大；k1.缓倾角裂隙；k2.陡倾角裂隙,图2-12 大渡河拱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年）a.剖面图；
16、b.a.图中处细部放大；k1.缓倾角裂隙；k2.陡倾角裂隙,图2-13 黄土塬边斜坡中可见滑移压致拉裂变形现象,重庆黔江大河口水电站坝肩压致拉裂变形破裂,起动机制及判据,n=,滑移一拉裂,主要发生在2、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28(c1)，(c2)。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，俟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，当时，即可出现这种情况。而当时，变形可向滑动逐渐过渡，发展为
17、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2-7所示扩离体相似。,图2-14 滑移拉裂变形图示（参照Zaruba，1965年）原地面线；变形前；页岩夹层（滑移面）,旋转式滑移拉裂,滑移块体的一侧，如因某种原因(如滑移面产状的变化、侧向切割面的限制等)受阻，可表现为平面旋转式的滑移一拉裂。图2-15为一典型实例，被裂隙分割的砂岩块体沿下伏泥岩面滑动。由于滑面南侧产状转为向坡内倾斜(图2-15中)，滑坡则以该处为约束端作旋转滑动，形成如图所示呈放射状的滑块。类似的现象也可在块状体斜坡(类)楔形滑体中见到。,图2-15 长江三峡秭归县沙镇溪陕西营滑坡实测素描图（右上，受力分析图）陡壁处
18、滑面出露位置；新出现的裂缝；近期发生坠石的陡壁；岩层产状转NW倾向；为斜坡侧向约束边界；反向错落块体；滑落残留碎块,长江三峡秭归县沙镇溪陕西营滑坡景观1989.4,滑移一弯曲,主要发育在中一陡倾外层状体斜坡(44：)中，尤以薄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。但由于滑移面末临空，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。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。变角倾外(椅状)层状体斜坡(6)中，也可发生类似的变形。滑移面前缘虽已临空，但平缓
19、段上覆岩体起阻抗作用。在上部陡倾段滑移体的作用，可在岩层转缓部位造成这弯曲变形。意大利瓦依昂水库巨型滑坡就是由这类变形发展为滑坡的典型实例。如图2-17所示，滑面上上半段倾角约下半段近于水平。滑坡发生前的位移长观资料清楚反映了这类变形的位移特征图2-17(a)。,图2-16 雅砻江某电站金龙山斜坡深部滑移弯曲变形示意图,图2-17 瓦伊昂水库滑坡前位移观察资料和地质剖面图（据L.Maller，1974年）,滑移弯曲形成演化过程,（1）轻微变曲阶段图2-8(D1，D2)。弯曲部位仅出现顺层拉裂面、局部压碎，坡面轻脚的部位，这可能是由于该处顺层压力与垂直层面的压应力之间压力差较大所致。此外，层状岩
20、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2-8(D1，D2)。弯曲显著增强，并出现削面X型错动，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“卸载”也更加促进了深部的变形与破坏。（3）切出面贯通阶段图2-8(Dl，D2(c)。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”形滑移面与平直滑移面有所不同，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。,图2-18 成昆铁路铁西（四川凉山）滑坡示意图1.老滑移弯曲滑体；2.新滑坡；3.陡壁；4.拉
21、裂缝；5.隆起裂缝；6.褶皱轴线；7.泉；8.阶地；9.冲沟；10.采石场；11.路；12.河。（b）1.砂岩；2.泥岩；3.老滑动体；4.采石场；5.阶地堆积,2.3.3.2 滑移弯曲抗变形稳度系数判据,滑移弯曲起动的应变速率判据,这类变形的两个组成单元都具有明显的时间效应，所以它的时间效应特征较其它类型变形更为突出。可以用图2-19的模型予以说明，两个摩擦件分别代表上滑和下滑移面(椅形)或切出面(平直形面)，中间的马克斯威尔模型代表曲部位的时间效应介质模型。由模型可知，当滑块沿上滑移面下滑的速度很低，致使弯曲部位的应变速率C低于临界值C0时，则弯曲部位在受力的初期应变的增大而发生应力积累，
22、应力增加到一定程度后不再升高，继之以随时间而拉长的流变。如不考虑外界因素的影响，在长期地质历史时期内可形成强烈褶皱而不发生破坏。相反，如滑动速度相当高，以致应变速率C大于临界值C0时，随应变的进展，弯曲部位应力得以逐渐积累，一旦达到下滑面或切出面的抗剪强度，即发展为滑坡。因而可以通过推算应变速率的方法来判定这类弯曲部位变形所处发展阶段。有位移观测资料的即可直接计算求得应变速率。也可根据地貌第四纪地质分析和测定与蠕变有某种联系的沉积物的绝对年龄等方法推算应变速率。此外，还可配合粘、弹、塑性有限元分析作出判断。,弯曲一拉裂(倾倒-拉裂),主要发育在陡立或陡倾内层状体(4、5类)组成的中一极陡坡中(
23、图2-8E)。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缘，形成平行于走向的反坡台阶和槽沟。板梁弯曲剧烈部位往往产生横切板梁的折裂(图2-20)。硬而厚的板梁，其变形的发展可划分为如图2-8E所示各阶段：（1）卸荷回弹陡倾面拉裂阶段(图2-8E(a)。（2）板梁弯曲，拉裂面向深部扩展并向坡后推移阶段(图2-8E(b)。如果坡度很陡，此阶段大多伴有坡缘、坡面局部崩落。（3）板梁根部析裂、压碎阶段(图2-8E(c)。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增
24、大，所以这类变形一旦发生，通常显示累进性破坏特性。,弯曲拉裂演化过程,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2-21(a)。在这种情况下，继续变形将主要受这些倾向坡外的坡裂面所控制，实际上已转为滑移(或蠕滑)一拉裂变形，最终发展为滑坡(图2-21(a)，这一演化过程已再现模拟所证实(图2-21(b)。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，可分别形成表层滑塌和深部滑坡(图2-21(b)。,黔江大河口水电站千枚岩中的倾倒拉裂变形破裂体,2.3.4.2.2 板梁根部破坏导致失稳的判据,（1
25、）板梁根踵剪断压碎大多发生在厚板梁中，后缘拉裂使根踵一带成为压力集中带，这部分岩体的破坏过程与前述嵌合带压碎破坏相类似，一旦进入剪断过程，也将造成后缘裂缘由拉裂向闭合方向转化，并倦有下错。破坏通常以剧冲型崩滑为其特点。（2）板梁根趾压碎、折断设板梁剖面为一高为H、宽为b的直方柱，作向外倾倒悬臂梁弯曲，后缘拉裂缝顶它为(挠度)，经理论计算(据李强，1990年)，板梁表面的垂向和水平方向的切向应力分别为：根趾：,滚动摩擦起动机制与判据滑带或折裂破碎带中的块石处于某种有利状态时，平面摩擦可为块石的滚动所取代，导致抗剪强度陡降而失稳。这种现象多见于发育在强风化带的变形体中。在弯曲一拉裂变形体中，折裂带
26、的形成与发展，有利于这种转化的发生(见图2-8E(b)。碎块转动摩擦角确定为：,塑流一拉裂,这类变形主要发生在软弱基座体斜坡(类斜坡，表2-2)中。下伏软岩在上覆岩层压力作用下，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。风化作用是引入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。在软基座产状近于水平的斜坡(1)中，通常可见如图2-22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(参见图2-7)。当上覆岩层也具有一定
27、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2-8F1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。,软弱基座倾向坡内的陡崖(2)的变形过程(图28F2)：,（1）卸荷回弹陡立裂缝的形成图2-23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）前缘塑流一拉裂变形2-23中(a)(b)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缩和向临空方向挤出，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
28、原已形成的拉裂缝得以进一步扩展（3）深部塑流一拉裂变形图2-23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，使变形向蠕滑一拉裂方式转化。一旦后缘位裂面转而闭合，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。,软弱基座陡崖塑流拉裂演化过程示意图,变形模式的空间组合、复合与转化,2.4.斜坡破坏后的运动学,滑落体(滑坡)运动速度等级滑速计算1.理论计算法2反推计算法(运动特征参数计算法)3间接测定法崩(坠)落块石的运动特征运动状态的“流体”化制动机制（1）能量充分
29、耗散型;（2）空隙水压力、动水压力扩散型;（3）缓滑暂稳型;（4）空间结构约束型;,2.5.斜坡稳定性与内外营力的关系,与地下水作用的关系,图2-30 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)间隙冲水承压型；(c)间隙下渗潜水型；(d)间隙潜水型；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,动水压力和空隙水压力起动机制,1.动水压力和空隙水压力起动机制 1 动水压力驱动型 2 空隙水压力起动型（1）平推式滑坡（2）翻倒失稳 3 超空隙水压力激发机制（1）架空、护容带突然压密激发机制（2）水击激发机制,图2-31 空隙水压力引发的平推
30、式滑坡和翻倒失稳a.四川盆地1981年78月暴雨滑坡实例；b.翻倒失稳受力分析,图2-32 梅山水库连拱坝因坝肩岩体变形造成破裂图示,图2-32 梅山水库连拱坝因坝肩岩体变形造成破裂图示,与气候条件的关系,临界暴雨强度 暴雨滑坡事件发生概率与周期,与植被的关系,与地震和人工爆破的关系,地震和人工爆破对斜坡稳定性的影响表现为累积和触发(诱发)等两方面效应。（1）累积效应（2）触发(诱发)效应 触发效应有多种表现形式。在强震区，地震触发的崩塌、滑坡往往与断裂活动相联系。,四川岷江叠溪地震堵江滑坡（）,与人工开挖的关系,2.6斜坡稳定性评价预测系统,斜坡稳定性评价预测系统评价预测方法可概括为过程(演
31、化)机制分析法、理论计算法和工程地质类对比法。三者构成评价预测系统。2.6.1.1(演化)机制分析法1 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 2)根据斜坡变形迹象判定斜坡演变阶段 3)演化全过程再现模拟分析 2根据周期性规律判定促进斜坡演变的主导因素,理论计算法 机制分析至少从以下几个方面为理论计算提供了必不可少的信息：,（1）力学模型和数学模型：必须根据地质和演化机制模式建模。潜在破坏面的位置和形态特征、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
32、演化全过程与各环境动力因素的相关分析加以确定。（3）计算参数的和选取：坡体各种强度参数和物理、水理性质等参数，都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。（4）计算方法的选择：如表2-6所示，方法选择也要建立在机制分析基础上。工程地质类(对)比法,2.7斜坡变形破坏防治对策,防治原则和依据 防治原则应以防为主，及时治理、并根据工程的重要性及社会效应制订具体的整治方案，主要依据有以下三个方面：1工程措施的技术可能性及必要性（1）场地的合理选择与规划的预见性（2）消除或改变不利因素的可能性（3）增强斜坡稳定性的工程措施之必要性2工程措施的经济合理性 这是制定具体整治方
33、案应遵循的经济原则，包含以下内容：（1）按工程的重要性分别对待（2）工程措施方案的优化3工程措施的社会环境特征与效应斜坡治理往往是社会环境综合治理的一个组成部分，因而在防治中应考虑以下因素：（1）斜坡所处社会环境特征及其工程措施的社会效益（2）斜坡运行的管理水准（3）斜坡的环境效应,斜坡变形破坏的防治措施,1.消除、削弱或改变使斜坡稳定性降低的各种因素,2.降低下滑力，提高斜坡抗滑能力,3.防御和绕避措施,2.8典型实例分析,三峡链子崖危岩体形成演化机制分析（1）T8-T12，裂缝组总体走向与斜坡坡面走向约呈斜交，均为拉张裂缝，由坡缘向内逐渐收敛、尖灭；（2）裂缝外侧位移长观资料显示，位移矢量
34、大体与拉张裂缝正交，呈NNE方向，与斜坡走向斜交，顺NNE向层面倾角约左右；（3）岸坡北端水马门处为变形破裂相对集中部位，表现为破裂隆张。,长江新滩滑坡运动学特征分析,长江三峡新滩滑坡,万州区玉皇观滑坡,岷江叠溪地震滑坡（1933年8月25),叠溪滑坡叠溪县城原址,湖北鄂西盐池河崩塌灾害点（1980.6.3)及其附近矿山变形破裂迹象,乌江鸡冠岭崩塌滑坡堵江（1994.4.30),华蓥山,葛洲坝鸟瞰图,图1,照片13,照片14,图4 小浪底水利枢纽消力池上游边坡地质剖面示意图,图3 小浪底水利枢纽进水塔塔后边坡立视图,照片15,照片11,照片9,照片8,对滑坡、崩塌、泥石流地质灾害防灾工作的几点
35、建议,（1）防灾工作与战略性搬迁相结合。地方政府与专业队伍共同制定符合当地实际情况的可操作性强的防灾预案，对地质灾害防治工作做出合理规划；在有灾害经历和（或）灾害频发地区，采取主动战略性搬迁，将人口聚集地移出灾害活跃带。对西南山区崩塌、滑坡、泥石流的调查表明，发生灾害地区大多集中在沟口一带或主、支沟交汇处，这可能与这些地区往往是人口相对集聚的地方有关，并且也是作用频度和强度相对较高的部位。这些发生泥石流灾害的地区，往往可以查见历史时期老的泥石流堆积扇和泥石流活动的迹象。丹巴县邛山沟泥石流的调查资料显示，它是一条历史上（如1951、1968、1978年）多次发生过灾害的老泥石流沟。1999年6月
36、16日岷江上游松潘县龙潭堡泥石流也是发生在沟口泥石流堆积扇上，调查注意到灾害发生在沟口堆积扇相对低洼的主沟道附近，两侧泥石流堆积扇台阶并未受到波及。对大渡河、岷江上游多处灾害点考察，进一步证实了这一事实，如果沟口居民避开堆积扇中可能发生泥石流的活跃带，或者采取必要的防范措施，是可以减轻或避免灾害的。,重大灾害的发生，往往会有一些前兆，如异常的气候（降雨）过程，破坏前的变形过程等。如果灾害的形成与灾害链效应相联系时，灾害链的形成过程也为紧急疏散躲避提供了极为宝贵的时间。据调查，2003年的邛山沟泥石流发生前已经有两个月的断续降雨，灾害发生前又出现过暴雨，泥石流从形成地运动到沟口成灾处历时半个小时
37、左右；1999年岷江的龙潭堡泥石流，灾害发生前异常降雨，住在山坡上的村民亲眼看见发生滑坡堰塞沟道，随后溃决造成泥石流冲向沟口，但无法迅速通知沟口居民，眼铮铮目睹灾难发生。如今通讯条件已大有改善，在圈定的潜在灾害地区，设立报警系统和装置，便于群众及时报警，为赢得宝贵的紧急疏散时间。,（2）进一步完善监测预警系统，建议我国通讯部门应主动参与，注意对灾害链效应的监控，充分利用传统的和先进的手段，及时发出警告和警报。,（3）建立专家跟踪咨询网络系统，提高预测预报的系统性和实效,灾害发生，组织专家视察、考察是十分必要的，查清原因，总结经验教训。如果能对一些初步圈定的潜在灾害地区，有计划组织专家跟踪监控咨询，在防止灾害发生方面发挥专家的作用，则更有意义。,（4）选择具有潜在地质灾害发生的地区，建立防灾试验示 范基地，把地质灾害的防灾工作与城市的生态环境保护和环境综合治理结合起来。,研究灾害及灾害链形成规律,进行监测预报,工程治理对策,城市环境综合治理及科学管理的防灾系统研究.（5）进一步加强山坡开挖（包括采石场）和地下采掘的政府管理，完善法规，杜绝一切破坏性开采。建立更完善的管理法规,严禁一切可能致灾的破坏性开采.,谢谢大家,
