斜坡巖體變形地基本地質力學模式

斜坡巖體變形的根本地質力學模式王蘭生X倬元某某地質學院提要大量現場觀測資料明確，斜坡變形按其地質特征和力學機制可劃分為5種根本模式，即1滑移或蠕滑一拉裂；2滑移一壓致拉裂；3彎曲一拉裂；4滑移一彎曲和5塑流一拉裂等。文中討論了各變形模式的形成條件、演進圖式和階段劃分依據，并 討論了各模式的空間結合和開展過程中的轉化。這種模式有助于確定斜坡可能的變形形式、 判斷其開展階段和預測它的開展趨勢，也有助于設計合理可行的物理模擬和穩(wěn)定性計算方 案，并且還可期望應用于其它類型的巖體穩(wěn)定性問題和區(qū)域構造穩(wěn)定性分析評價中。六十年代初瓦依昂水庫巨型崩滑事件預測失誤一事，在國際工程地質、巖石力學界引起了極大震動。人們認識到把滑動體作為剛性體按極限平衡條件分析其穩(wěn)定性的傳統(tǒng)方法，由于未能考慮到斜坡破壞之前的變形全過程、割斷了歷史，因而難干對它的穩(wěn)定性的現狀和開展趨勢作出符合實際的評價和預測。近年來，斜坡巖體的變形和蠕變已成為國際工程地質界主要關注的課題之一。斜坡在達到最終破壞前總要經歷或長或短的變形階段，其中包含有卸荷回彈和蠕變這兩個過程。已有文獻中討論過多種蠕變形式，但尚無一套較完整的斜坡變形分類方案。根據大量現場觀測資料，我們將斜坡變形歸納為六種根本類型。由于這種變形類型與斜坡巖體的物質組成和地質結構密切相關，并且反映了斜坡形成和演變的力學機制，所以稱之為斜坡巖體變形的地質力學模式。 這類模式有助于認識斜坡變形、破壞的機制和開展演變全過程，據此可以鑒別和判定斜坡所處演變階段和開展趨勢，并且是物理、數值模擬研究和定量評價斜坡穩(wěn)定性的重要依據。一、變形地質力學模式的組成單元和形成條件地質觀察和模擬試驗明確，斜坡巖體變形過程中，必將出現一系列新的表生結構面和褶 皺，它們可以由原有的結構開展而成，也可以是新產生的。 這類表生結構隨著變形的開展而進一步得到改造變得更加復雜。它們既是斜坡巖體變形的產物，也是斜坡變形的標志和佐證。 因而可以把這類表生結構稱之為斜坡變形的組成單元。研究明確，所有這些表生結構按其形成的力學機制，可概括為以下四類：1拉裂包括由拉應力造成的破裂，稱簡單拉裂；因壓應力集中引起坡體向臨空方向 擴容所致的破裂，稱壓致拉裂等。這類破裂面外表?？梢姴y狀或半月形拉裂痕。2滑移沿某一帶或某一面的剪切變形，包括沿剪切帶的剪切蠕變；沿剪切面的島狀滑移，其中包括沿鎖固段或不連續(xù)段的逐個剪斷和沿剪切帶和面的蠕動滑移蠕滑等。這類滑移面中?？捎谀嗷瘖A層、表生夾泥、風化膜和鈣華沉淀物中留下擦痕，其錯動方向明顯受斜坡結構特征與臨空狀況所控制。*本文最早于1979年參加第一屆工程地質會議，以后編人工程地質分析原理"教材，此篇根據：納入加拿大滑坡文集稿適當修改補充而成。表1斜坡結構類型、變形地質力學模式和破壞方式對照表I均質或類均質斜多為土質或半巖質斜坡坡n層狀體斜坡坡體中單一的或一組原 有的軟弱面成為斜坡巖 體強度的控制面。包括 含有軟面或與基巖接觸 面的土質坡體皿塊狀體斜坡坡體中兩 組或兩組以上原有結構 面成為斜坡巖體強度控 制面w碎塊狀體斜坡坡體強 度由密集的多組結構面 所控制V軟弱基座體斜坡1.傾向坡內的層狀坡體，傾角=10 302.傾向坡外層狀坡體, 傾角 r*3.平緩層狀坡體，傾角=0 104.較陡傾坡外的層狀坡 體 re.滑移面平直未臨 空f.滑移面呈勺狀，平緩 段臨空5.陡立或陡傾坡內、外 的層狀坡體g. 厚層狀h. 薄層狀各面組合成不同幾何形狀的變形體性能與類均質體坡近 似1 .平緩軟弱基座體(A)蠕滑拉裂(A) 滑移拉裂 (B) 滑移壓致拉裂 (C) 滑移彎曲(D) 彎曲拉裂(傾倒)A 或 D滑移-拉裂或彎曲-拉裂(A)蠕滑拉裂(E)塑流拉塑性較強的坡體開展為 轉動型滑坡；高陡脆性較強的坡體開 展為崩滑-碎屑流=r，開展為緩滑型塊 狀滑坡，又稱迷宮式滑 坡轉動型滑坡、崩滑、平推 式滑坡多開展為轉動型滑坡或 崩滑墜石崩落，崩塌滑坡或滑塌滑坡或滑塌轉動型滑坡，滑塌緩滑型塊狀滑坡，平 推式滑坡坡體下部基座處軟弱層2 .傾坡內軟弱基座體裂巖崩、崩滑，滑塌等帶控制斜坡巖體強度1龜權1r :軟弱面抗剪剩余摩擦角3彎曲 斜坡巖體在自重應力作用下發(fā)生的“褶皺變形。包括橫彎曲、縱彎曲和 懸臂梁彎曲等?？筛鶕皩娱g錯動方向、彎曲軸面傾斜方向、彎曲層的破裂特征等與構造 形跡加以區(qū)別。4塑流斜坡基座軟弱層帶在上覆層壓縮下的壓縮變形和軟巖或壓碎物質向臨空 或減壓方向的塑性流動擠出。上述四種變形根本單元中拉裂屬脆性破裂，后三者屬彈塑性、 塑性或粘彈性變形， 時間效應可表征為彈一塑性介質或粘一彈性介質模型等。斜坡巖體變形的時間效應特征通常主要由后三者所確定。研究還明確，某一類型的變形體中盡管包含有多種變形單元，但往往可從中確定一對互為因果、相互制約和對變形進程起主導作用的變形單元。它們反映了斜坡變形的力學機制， 據此可將斜坡變形劃分為五種根本地質力學模式，即滑移或蠕滑一拉裂、滑移一壓致拉裂、滑移一彎曲、彎曲一拉裂和塑流一拉裂等。各模式的形成條件、結構特征與可能的最終 破壞方式見表1。二、變形地質力學模式的主要特征1.滑移或蠕滑一拉裂蠕滑一拉裂變形多見于均質或類均質體斜坡中。如表I圖a所示，潛在滑移面受坡體最大剪應力面的位置所控制， 該面以上坡體實際為一自地表向下遞減的剪切蠕變帶。隨蠕滑進展，坡面下沉，后緣X力帶發(fā)育拉裂面并向深部逐漸擴展與潛在滑移面相連，造成沿潛在滑移面剪應力集中并有利于地表水滲入。 最后潛在滑移面被剪斷而開展為滑坡。 在高陡的斜坡 中，尤其當坡體具脆性特征時，常常開展成劇沖性崩滑，甚至演變?yōu)楦咚偎樾剂鳌１訝顜r層如傾向坡內，傾角中等，如此層理有利于坡體發(fā)生上述蠕變表I圖b。層理的撓動情況可將斜坡演變過程清晰地記錄下來。觀察明確，可劃分如圖I所示三個階段。初期由于表層剪切蠕變，后緣造成輕微拉裂圖1a；中期剪切蠕變向深部開展，后緣拉裂擴展加深圖1b；到后期由于應力重分布沿最大剪應力帶產生剪切變形，造成這一帶內巖層 剪切撓曲，使變形體沿潛在滑移面發(fā)生轉動，后緣拉裂面逐漸閉合。此時變形進入累進性破壞階段，最后開展為滑坡。圖I傾向坡內的薄層狀體斜坡蠕滑一拉裂演進圖式坡體中的軟弱面或復合軟弱面傾向坡外，且傾角不小于軟弱面的實際可能剩余摩擦角時，如此以滑移一拉裂為其變形的主要形式表1圖c和i。這種變形的進程取決于作為滑移面的軟面的產狀與特征。當滑移面向臨空方向的傾角已足以使上覆坡體的下滑力超過該 面的實際抗剪強度時，如此在成坡過程中該面一經揭露即迅速導致破壞，開展為崩滑型滑坡，變形過程短暫；而當滑移面傾角接近該面剩余摩擦角，且其抗剪強度接近剩余值時，變形可向滑動逐漸過渡，開展為使坡體逐漸解體的緩滑。滑體內不同方向裂隙被拉開成網狀巷道, 形成所謂“迷宮式塊狀滑坡。這是發(fā)育在具有平緩軟弱面坡體中的一種變形形式表111 3，圖d。坡體在自重應力作用下向臨空方向緩慢滑移?；泼嫔系逆i固點或錯列點附近，因拉應力集中生成與滑移面近于垂直的拉裂，向上個別情況向下擴展且其方向漸轉成與最大主應力方向趨于一致大體平行坡面。這種拉裂面的形成機制與壓應力作用下格里菲斯裂紋形成擴展規(guī)律近似， 所以它應屬壓致拉裂。這類變形與前者的最大區(qū)別在于拉裂變形從總體而言是由坡體內滑移面處自下而上開 展起來的?；泼娓浇衙娴臄U展使這一帶常常成為地下水的活躍帶，它是促進這類變形開展的主要因素。變形演變可分為三個階段圖2：1卸荷回彈滑移階段圖 2a坡體向臨空方向回彈滑移。 人工開挖邊坡中可直接觀測到。 在高地應力區(qū)，當水平最大 主應力與斜坡走向近于正交時， 變形尤為顯著。這類變形完成所經歷的時間可由數日 美國 波特蘭露天采礦邊坡資料，至數月或數年葛洲壩基坑開挖邊坡資料 。2壓裂面自下而上擴展階段圖 2b, c隨著變形的開展，裂面可擴展至地表。坡體結構隨變形開展而松動，并伴有輕微的轉 動，但仍處于穩(wěn)定破裂階段。圖3所示為一典型實例。如下列圖花崗巖體中一組十分發(fā)育的 席狀裂隙，產狀近于水平。另有兩組陡傾裂隙，其中一組走向與坡面近于平行。平硐內巖體 蠕變松動跡象明顯，平行坡面陡傾裂隙普遍被拉開，并出現多條滑移面與陡傾拉裂面交替的階狀裂隙。在平硐約 60米深處見有一條階狀裂面圖3a，陡面X開達2.5厘米，由其中涌出大量黃泥漿水， 與此同時鄰近鉆孔水位普遍降落，說明與滑移相伴的壓致拉裂面已與地表貫穿。在陡緩面的交界處見有如圖 3b所示羽狀裂面，說明變形體已有輕微轉動。變形體開始明顯轉動，陡傾的階狀裂面成為應力集中帶。陡緩轉角處的嵌合體逐個被剪斷、壓碎并伴有擴容，致使坡面隆起，后緣拉裂轉向閉合。此時變形進入不穩(wěn)定破裂階段， 一旦階狀滑移面被貫穿，如此導致滑坡。圖2滑移一壓致拉裂變形演進圖式3階狀滑移面貫穿階段圖 2d圖3某前震旦紀花崗巖斜坡中的滑移一壓致拉裂變形跡象b為處放大圖類似的變形在某些土質斜坡中亦可見到如黃土斜坡、龍羊峽超固結粘土質斜坡等 圖4所示為渭河黃土塬邊斜坡中所見變形跡象，平緩滑移面沿黃土與砂礫石土接觸面發(fā)育， 陡傾壓致拉裂面受黃土中的垂直裂隙所牽制，轉角處可見羽狀裂隙或壓碎帶。3.彎曲一拉裂傾倒這類變形主要發(fā)育在由直立或陡傾坡內的層狀巖體組成的陡坡中，且結構面走向與坡面走向夾角應小于30，變形多半發(fā)生在斜坡前緣局部。陡傾的板狀巖體在自重彎矩作用下， 于前緣開始向臨空方向作懸臂梁彎曲，并逐漸向內開展。彎曲的板梁之間互相錯動并伴有拉裂，彎曲體后緣出現拉裂縫， 形成平行于走向的反坡臺階和槽溝。板梁彎曲劇烈部位往往產生橫切板梁的折裂。滲入裂隙中水的空隙水壓力作用、水的楔入作用、高寒地區(qū)滲水反復凍融產生的膨脹力和震動等，是促進這類變形的主要因素。硬而厚的板梁，其演變可劃分如圖5所示各階段，即：1卸荷回彈陡傾面拉裂階段圖5, a；2板梁彎曲，拉裂面深向擴展、后向推移階段b。如坡度陡，常伴有坡緣、坡面局部崩落；3板梁根部折裂、壓碎階段。一旦失去平衡，巖塊轉動、傾倒導致崩塌。由于隨板梁彎曲開展，作用于板梁的力矩也隨之增大。所以一旦板梁發(fā)生了明顯彎曲， 變形實際已進入累進性破壞階段。圖4黃土塬邊斜坡中所見滑移一壓致拉裂變形跡象薄而軟的“板梁，由于變形的角度可以很大，在最大彎折帶通常形成傾向坡外的斷斷續(xù)續(xù)的拉裂面表1圖h，或使原來垂直層面的近于水平的裂隙轉為向坡外傾斜圖6。在這種情況下繼續(xù)的變形將主要受傾向坡外的裂隙面所控制，實際上已轉化為滑移一拉裂最終開展為滑坡。這類變形主要發(fā)育在較陡傾坡外層狀體坡體中，尤以薄層狀與柔性較強的碳酸鹽類層狀巖體中最常見。層狀坡體沿滑移面下滑，由于下部受阻，在順滑移方向的壓應力作用下發(fā)生縱彎曲“褶皺變形。下部受阻的原因多因滑移面并未臨空如表1圖e，或滑移面下端雖已臨空，但滑移面呈“靠椅'狀（勺狀），上部陡傾，下部轉為近于水平而顯著增大了 滑移阻力（表1圖f）。調查統(tǒng)計明確，許多巨型滑坡常與這類變形相連系。瓦伊昂水庫災難 性滑坡就是由勺狀滑移面構成的滑移一彎曲變形開展而成的?；泼嫫街钡倪@類變形可劃分為如圖7所示三個階段：（1）輕微彎曲階段（圖7a）彎曲部位僅出現順層拉裂面、局部壓碎；坡面輕微隆起，巖體松動。野外觀測明確，彎曲隆起通常發(fā)生在近坡腳而又略高于坡腳的部位，這可能是由于該處順層壓應力與垂直層面方向的壓應力之壓力差較大所致；（2）強烈彎曲、隆起階段（圖7b）彎曲顯著增強，并出現剖面x錯動，其中一組逐漸開展為滑移切出面。由于彎曲部位顯著擴容，致使坡面明顯隆起。 有的斜坡上還可觀察到縱向甚至放射狀隆褶。坡體松動解體進一步加劇，可發(fā)生局部的崩落或滑落，這種坡腳附近的“自動卸載更加促進了深部變形的開展。此時變形已進入累進性破壞階段；（3）切出面貫穿階段（圖7c）滑移面貫穿并開展為滑坡，多為崩滑。在巖層傾角明顯大于斜坡坡角的斜坡中，也可發(fā)現這類變形。圖8所示為一十分典型的實例，沿層面下滑的巖體擠壓下部巖層發(fā)生隆褶和撓曲形成一弧形潛在滑移面（見圖8中老滑動體X圍和剖面1，2）。由于采石場恰好設在強烈隆褶帶，使這一帶卸載而引起上部巖 體隨采石進展而逐漸增加下滑速度，因而在老滑動體中形成一個規(guī)模較小的新的滑移一彎曲變形體。值得注意的是，由于采石場兩側巖體對下滑巖體的阻力較中間被采石場擾動的部位 高，因而下滑巖體擠壓兩側 （圖8a）使它們隆起并產生拉裂縫。觀測資料證明兩側隆起帶 在發(fā)生滑坡前常有脫落的塊石崩落。同時兩側這種擠壓隆起帶如像是兩座橋墩一樣使中部下滑巖體遭受兩側的擠壓而形成縱向和放射狀褶皺?；掳l(fā)生后采石場被毀，經強烈隆褶的放射狀“背斜'群（圖8a）仍清晰可見，它就像一個以兩側隆起帶為支墩的平拱支撐著后側 下滑巖體?！翱恳涡位泼娴淖冃吻闆r與上述實例相近，其強烈彎曲部位發(fā)生在滑移面轉折處 附近。但它不需形成潛在切出面，整體沿原有“靠椅形軟面滑移。5 塑流一拉裂主要發(fā)育在以軟弱層（帶）為基座的軟弱基座型斜坡中。軟層在上覆體壓力作用下壓縮 變形和軟巖（土）或壓碎物質向臨空或減壓方向的塑流擠出，導致上覆較硬層拉裂、 解體和不均勻沉陷。fb)圖8某某涼山鐵西滑坡平面、剖面示意圖參照鐵道部第二某某資料a.平面圖：1-老滑移一彎曲滑動體邊界；2-新滑坡界限；3-陡壁；4-拉裂；5-隆起拉裂；6-隆起褶皺；7-溢出泉；8-階地推積物；9-沖溝；10-采石場；11-道路；12-河流；13-陡壁b.剖面圖：1-砂巖；2-泥巖；3-老滑動體；4-采石場；5-階地堆積物在軟弱基座產狀平緩的坡體中，通?？梢姳鞩圖k所示變形跡象。上覆硬層的拉裂面起始于接觸面，這是由于軟層的水平位移變形遠大于硬層所致，坡體前緣常出現局部崩落。 變形進一步可開展為緩滑型滑坡。當上覆層被下伏塑流層載馱整體向臨空方向滑移，如此于其后緣產生拉裂并造成陷落 （Sackung），其演變過程如圖 9所示。后緣下落的楔形斷塊所產 生的側向分力，也可成為使坡體向外滑移的推力。如果軟基因地震等因素的觸發(fā)而突然液化， 可造成迅速滑動的滑坡。值得指出的是這類變形發(fā)育的斜坡在特大暴雨（據調查在暴雨強度大于200毫米/晝夜時）條件下，可因后緣拉裂縫和下部滑移面上空隙水壓力的劇增而使上 覆坡體被迅速推出，形成所謂有平推式滑坡圖10。作者曾在1981年某某特大暴雨后在川西丘陵地紅層分布區(qū)發(fā)現大量這類滑坡。圖10特大暴雨條件下產生的平推式滑坡某某圖9平緩軟弱基座斜坡塑流-拉裂演進圖式參照 J. Rabar, 19711-白堊系紅色粉細砂巖；2-白堊系泥巖；3-后緣陷落帶；4-前緣滑塌堆積物；5-溢出泉；6-泥流軟弱基座傾向坡內的陡坡，這類變形表現為另一種形式表 1圖1，可有圖11所示演 變過程，前緣和深部情況有所不同。1淺部塑流-拉裂變形圖11，a c變形首先發(fā)生于前緣。由于軟基被壓縮和緩慢向臨空方向擠出，上覆層產生自坡面向 內其值遞減的不均勻沉陷，因而使上覆層被拉裂。拉裂縫先出露于坡緣附近，自上而下開展， 被分割出來的巖柱可因塑流的進一步開展而不斷向外傾倒，或按彎曲一拉裂方式繼續(xù)變形， 最后因失去平衡或根部被剪破或折斷而崩落圖11, c2深部塑流一拉裂變形圖 11，df隨塑流的開展，拉裂縫出現部位由坡緣向后側推移。遠離坡緣的拉裂縫可以發(fā)育很深有 的深達200多米。被分割的高大巖柱根部可因此而被剪裂或壓碎，促使變形向蠕滑一拉裂 變形轉化。一旦后緣拉裂面轉而閉合，預示進入潛在滑移面貫穿階段，變形將迅速開展為崩滑或滑塌。圖12所示變形體為一很好的實例，位移觀測資料圖12n證明拉裂縫仍處于加寬階段，但深處巖柱根部已查見剪裂， 預示變形已有轉化的可能。 實踐證明該斜坡由于與時于坡 頂爆破卸載，顯著改善了斜坡的穩(wěn)定性。圖11內傾軟弱基座斜坡塑流-拉裂演變圖式a-b前緣塑流-拉裂；c-前緣傾倒崩落；d-深部塑流-拉裂；e-轉化為蠕滑-拉裂；f-崩滑圖12烏江渡黃崖斜坡中塑流-拉裂變形跡象參照水電部八局，1977a-厚層灰?guī)r；b1-薄層灰?guī)r夾頁巖；b2-泥巖、 頁巖、薄層灰?guī)r夾煤層； bs-頁巖、灰?guī)r夾砂 巖和煤層；c-灰?guī)r；d-崩塌堆積；e-拉裂面;g-剪裂面；n-沉陷量隨深度變化曲線或者在開展過程中由一種三、變形地質力學模式的復合 某些情況下，同一斜坡可同時出現兩種或兩種以上變形模式, 模式轉化為另一種。坡體結構與形態(tài)的特定配合，可使坡體內的不同部位受控于不同變形模式。例如：1坡體前部、后部不同變形模式的結合。圖13所示為前部彎曲一拉裂與后部滑移一圖13大渡河上游花崗巖斜坡中兩種變形形式的空間結合花崗巖；輝綠巖巖墻；拉裂面中充填的碎石壓致拉裂相結合的典型實例。坡前部 被陡傾裂面分割的花崗巖體“傾倒 導致輝綠巖墻后側拉裂；坡后部坡體 如此在形成拉裂臨空面的條件下沿 一組緩傾角裂隙發(fā)育滑移一壓致拉 裂變形，這種變形又會對前部施加“主動土壓力，促使前部“傾倒 體底部緩傾裂面開展為滑移面，所以 最終將以貫穿前部緩裂面而導致整 體破壞。2淺部、深部不同模式的結合。如圖14所示的金龍山斜坡，其深部為滑移一彎曲形，而在坡腳臨空面影響X圍之內的淺部玄武巖沿一組傾坡外的似層面滑移，后緣一組陡傾坡內的裂隙被拉開，屬滑移一拉裂變形。深部彎曲造成的淺部巖石隆起與松動必然會促進淺部變形的開展，如果淺部巖體因變形開展而滑落、從而減小彎曲局部的垂向壓力，又可促進深部彎曲的進一步開展?？臻g結合形式尚有多種，這里不再一一論述。變形開展過程中，由于變形、應力集中和累進性破壞，坡體中原有結構面的特性和產狀不斷 有所變化。某些新的拉裂面、剪切面的形成與開展，使變形的根本條件發(fā)生了變化，其結果 有時可能使變形模式轉化。例如前述塑流一拉裂轉化為蠕滑一拉裂圖1le、彎曲一拉裂轉化為滑移一拉裂圖6以與滑移一彎曲轉f二為滑移一拉裂圖7,切出面形成后等。 此外還有其它形式。 值得注意的是許多轉化實例明確，滑移蠕滑一拉裂或滑移一壓致拉裂往往是最終使大規(guī)模坡體失穩(wěn)的主要變形形式。圖14 雅礱江金龍山斜坡中的變形跡象參照原水電部成勘院一隊資料，19781-石炭系灰?guī)r；2-二疊系涼山組粘土巖滑移面；3-二疊系灰?guī)r；4-二疊系玄武巖；5-巖層彎曲部位；6-淺部滑移-拉裂部位轉化是斜坡演變發(fā)生躍變的一個重要標志，往往預示著變形開展進入累進性破壞階段。我們可以根據實地觀察到的表生結構面或斜坡變形跡象的特征進展判斷， 也可根據位移觀測 資料作出分析和預測 如圖12實例所示。為了進一步說明這種分析方法， 試討論滑移一彎 曲的應變速率分析。這類變形的時間效應可用圖 14所示模型說明。兩個摩擦件fi和f2 分別代表上滑移面和下滑移面或切出面平直面型 。變形體的應變速率 C可表達為圖15滑移-彎曲變形時間效應介質模型式中T為滑移-彎曲體的應變速率，L代表上滑體下滑距離，L為滑移一彎曲變形體沿滑移面方向的長度。模型明確，當上滑塊下滑速度很低，彎曲部位的應變速率 C低于其臨界值 G與巖石性質有關時，如此彎曲部位在受力初期隨應變的增大而發(fā)生應力積累，應力增 加到一定程度以后不再升高，繼之以隨時間而增長的流變。如不考慮外界因素的影響，在長 期地質歷史時期內可形成強烈褶皺而不發(fā)生壞破。相反，滑動速度相當高而致使應變速率C超過Co時，隨應變的進展，彎曲部位應力得以逐漸積累，一旦達到下滑面或切出面的抗剪 強度，如此開展為滑坡。因而既可用據位移觀測資料推算應變速率的方法，也可用據地貌第四紀地質分析和測定與變形有某種聯系的沉積物的絕對年齡來推算的方法，對斜坡變形開展階段作出判定和預報。結束語初步實踐證明，根據這種地質力學模式， 有助于我們確定斜坡可能的變形形式，判斷變形的開展階段和預測它的開展趨勢；也有助于我們設計合理可行的物理模擬和穩(wěn)定性計算方案和選定合理的計算參數。上述模式反映了巖體在天然條件下長期演變的全過程，在一定程度上概括了表層巖體 在應力作用下演變的主要特征。所以它還可以應用于其它類型的巖體穩(wěn)定性分析以與區(qū)域構 造穩(wěn)定性分析評價中。參考文獻略BASIC GEOMECHANIC MODEL OF SLOPE DEFORMATIONWang Lan she ngZha ng Zhuoyua n(Che ngdu College of Geology)AbstractLarge amounts of data from in-situ observation indicate that slope deformations can be grouped accord ing to their geologic characteristics and deformati onmecha nisminto five geomechanic models, namely: 1. sliding (or creep sliding)-tensile fracturi ng; 2. slid in g-pressi onal fracturi ng; 3. bendin g-te nsile fracturi ng; 4.sliding-bending; and 5. plastic flow-tensile fructuring. The paper deals with the geological sett ings and modes of occure nee, developme nt stages and characteristictypes of failure of each model of deformation, also deals with the binationof thesemodels in space and the conversion becwee n them. Such models will ben efit thedeterm in ati on of possible patter ns of slope deformati on, the judgi ng of developme nt stage, and the predict ionof evoluti ontrend. They will be also useful in the desig nof feasible physical modelling and stability calculation, and in the analysis and evaluation of other unstability problems of rock masses as well as the stability of regi onal structures.