工程地质分析原理全套ppt课件

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0. 绪 论
绪?
论
? 0.1 人类活动与地质环境人类生活在地球上，各种工程活动天天在地质环 境中进行，二者之间相互制约，始终是客观存在的。
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地质环境对人类工程活动的制约：①人类在从事工程活动中影响工程活动的安全： 如采煤过程中的瓦斯爆炸、涌水，隧道掘进过程中出 现塌顶、岩爆或涌水等； ②影响工程建筑物的稳定和正常使用：如瓦伊昂 事件，水库渗漏、滑坡、泥石流破坏公路与铁路；
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③地质条件不具备而使工程造价提高：如沿海三 角洲地区城市修建高层建筑，往往由于软基需要深基 坑或桩基或筏式地基而增加造价，高烈度地区建造巨 型电站因考虑高烈度而使造价大幅度提高。
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人类工程活动又会以各种方式影响地质环境，即人类 工程活动对地质环境的制约：人类工程活动对地表的改造已达到不可忽视的程 度，到目前为止人类活动已涉及到地表 80 ％的地区。 如在上游修建梯级电站，改变河流的地质作用，大规 模的砍伐森林造成荒漠化，道路修建中不合理削坡使 坡体稳定性降低，水库蓄水导致水库诱发地震等等。
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工程活动与地质环境之间的相互制约：如在岩土体稳定差的地区修建水库，造价高，另一方面 水库的修建使近坝、库岸的岸坡的稳定性降低，尤其 是水位骤然升降经常引起岸坡失稳，蓄水引起水库诱 发地震等等。
研究人类工程活动与地质环境之间 的相互制约并保证这种制约关系向 良性方向发展的科学称之为
工程地质学
?工程地质学的学科性质和基本任务工程地质学是研究人类工程活动与地质环境之间 的相互制约关系，以便科学评价、合理利用、有效改 造和妥善保护地质环境的科学；是地质学与工程学的 边缘学科，是地质学的一个分支。 工程地质学的特点是始终与工程实践紧密联系
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0.2
工程地质学的研究对象
工程地质学的上述任务，必须要求对工程活动的 地质环境——或称工程地质条件，进行深入研究. 工程地质条件包括地层岩性、地质构造、地貌、水 文地质条件、岩土体的工程性质、物理地质现象和天 然建筑材料等方面。研究岩土体的工程性质及其在自 然或人类活动影响下的变化是工程岩土学的基本任务 ? 研究工程活动与地质环境相互制约的主要形式 — 即工程地质问题。分析这些问题产生的地质条件、力 学机制及其发展演化规律，以便正确评价和有效防治 其不良影响是工程地质学另一专门分支工程地质分析 的基本任务。 ? 查明工程地质条件并研究查明工程地质条件的方 法和手段是工程地质勘查的基本任务 上述三个专门分支学

科是工程地质学的理论基础。 本课程重点介绍工程地质分析的基本原理和方法。
0.3 工程地质分析的基本方法①定性研究：通过实验、详细的实地研究，对地质过 程的形成机制进行分析，得出定性评价。 ②定量评价：定性分析基础上，通过定量计算，进行 定性与定量评价相结合的地质过程机制分析—定量评价。
0.4 工程地质分析原理的内容及学习方法主要的工程地质问题有：区域稳定性问题、岩体稳定 问题、与地下渗流相关的问题以及与侵蚀淤积有关的工程 地质问题等4个方面。 区域稳定问题：活断层、地震、水库诱发地震、砂土 液化和地面沉降。掌握这些问题的规律性，对于选场或对 地质环境的合理开发与妥善保护，具有重要意义；
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岩（土）体稳定：斜坡稳定、洞室稳定、地基岩 土体稳定的成因，发展历史分析和力学机制分析，用 于具体场地稳定性评价具有重要意义，线上及面上岩、 土体稳定的大调查对保护地质环境有重要意义。 与地下渗流有关的工程地质问题包括岩溶渗漏分 析和渗透变形分析两部分，前者以保证水工建筑正常 工作为目的，后者主要讨论渗流作用下土体的稳定性。 与侵蚀淤积有关的工程地质问题，包括河流侵蚀 淤积和海湖边岸磨蚀堆积规律及人为工程活动对它们 的影响两章，前者对改造河流，后者对开发海洋都有 重要意义。
第一章 地壳岩体结构特征的工程地质分析
1.1?
基本概念及研究意义
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岩体（rockmass）通常指地质体中与工程建设有关的 那一部分岩石，它处于一定的地质环境、被各种结构面所 分割。岩体具有一定的结构特征，它由岩体中含有的不同 类型的结构面及其在空间的分布和组合状况所确定。 结构面是指岩体中具有一定方向、力学强度相对较低、 两向延伸（或具有一定厚度）的地质界面（或带）。如岩 层层面、软弱夹层、各种成因的断裂、裂隙等。由于这种 界面中断了岩体的连续性，故又称不连续面。
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结构体：结构面在空间的分布和组合可将岩体切割成 形状、大小不同的块体，称结构体。 工程地质之所以要将岩体的结构特征作为重要研究对 象，意义如下： ⑴岩体中的结构面是岩体力学强度相对薄弱的部位， 它导致岩体力学性能的不连续性、不均一性和各向异性。 只有掌握岩体的结构特征，才有可能阐明岩体不同荷载下 内部的应力分布和应力状况。 ⑵岩体的结构特征对岩体在一定荷载条件下的变形破 坏方式和强度特征起着重要的控制作用。岩体中的软弱结 构面，常常成为决定岩体稳定性的控制面，各结构面分别 为确定坝肩岩体抗滑稳

定的分割面和滑移控制面。
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⑶靠近地表的岩体，其结构特征在很大程度上确定 了外营力对岩体的改造进程。这是由于结构面往往是风化、 地下水等各种外营力较活动的部位，也常常是这些营力的 改造作用能深入岩体内部的重要通道，往往发展为重要的 控制面。 总之，对岩体的结构特征的研究，是分析评价区域稳 定性和岩体稳定性的重要依据。 研究结构面最关键的是研究各类结构面的分布规律、 发育密度、表面特征、连续特征以及它们的空间组合形式 等。
1.2
岩体结构特征及主要类型结构面的主要类型及特征
1.2.1
结构面的成因分类：原生结构面、构造结构面及浅 表生结构面
原 生 结 构 面
沉积结构面：层理，层面，软弱夹层，不整合面， 假整合面，古冲刷面等。 火成结构面：侵入体与围岩接 触面，岩脉、岩墙接触面，喷出岩 的流线、流面，冷凝节理 变质结构面：片理，片麻理，板劈理，片岩软 弱夹层。
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构 造 结 构 面
节理（X型节理，张节理） 断层（正断层，逆断层，走滑断层） 层间错动带，羽状裂隙，破劈理。
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浅 、 表 生 结 构 面
浅 部 结 构 面表 部 结 构 面
卸荷断裂 重力扩展变形破裂
卸荷裂隙 风化裂隙 风化夹层 泥化夹层 次生夹泥
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结构面规模等级划分： 按其对岩体力学行为所起控制作用，可划分为三 个等级，即贯通性宏观软弱面（ A 类）；显现结构面 （B类）；和隐微结构面（C类）。类型 主要特征 力学性质 代表性结构面 层面，软弱夹 层，断层面或 断层破碎带
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A.贯通 连续性好，延伸方向确定，破坏岩体的连续性， 性宏观 通常具一定厚度与方向 构成岩体力学性质作 结构面 用边界，控制岩体变 形破坏方向，稳定性 计算的边界 B.显现 硬性结构面，随机断续分 破坏岩体的完整性， 结构面 布，延伸长度米级-数十 使岩体力学性质具各 米，具有统计优势方位 向异性特征，影响岩 体变形破坏方式 C.隐微 短小闭合，长度从毫米级 影响岩块的强度和变 结构面 至厘米级，随机分布可有 形破坏特征 统计优势方位
各类原生和构 造裂隙，表生 破裂结构面 岩石的隐微裂 隙
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1.2.21.2.2.1
岩体分类岩体结构分类
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按建造特征可将岩体划分为块体状（或整体状）结构、 块状结构、层状结构、碎块状结构和散体状结构等类型。 块体状结构：代表岩性均一，无软弱面的岩体，含有 的原生结构面具有较强的结合力，间距大于1m。通常出现 在厚层的碳酸盐岩、碎屑岩；花岗岩、闪长岩；原生节理 不太发育的流纹岩、安山岩、玄武岩、凝灰角

砾岩中等。
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块体结构：代表岩性较均一，含有2-3 组较发育的软 弱结构面的岩体，结构面间距 1 ～0.5m。成岩裂隙较发育 的厚层砂岩或泥岩，槽状冲刷面发育的河流相砂岩体等沉 积岩，原生节理发育的火山岩体等。 层状结构：代表一组连续性好，抗剪性能显著较低的 软弱面的岩体，一般岩性不均一。可进一步分为层状（软 弱面间距50～30cm），薄层状（间距小于30cm）。还可以 据不均一程度划分出软硬相间的互层状结构。 碎块状结构：代表含有多组密集结构面的岩体，岩体 被分割成碎块状，以某些动力变质岩为典型，如溪洛渡泡 灰岩。 另外按岩体的改变程度可划分为完整的、块裂化或板 裂化，碎裂化、散体化的等四个等级。
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1.2.2.2 岩体的工程分类 工程应用分类是以岩体稳定性或岩体质量评价为基础 的分类。为综合性分类，目前主要考虑三方面因素的指标： 即与岩石工程性质有关的指标（力学性质）、岩体后期改 造有关的指标(岩体结构)和岩体赋存条件方面的指标（地 下水或地应力）。 通常有: RMR(宾尼亚斯基分类，Bieniawski);巴顿的Q分类; 谷德振的岩体质量指标Z系统分类（1979）。 (见表1-3。)
表1—3 岩体质量分类代表性方案分类 方案R M R 系 统 R S R 系统
岩体质量指标计 算公式及方法RMR=A+B+C+D +E+F 和差综合法
参数A—岩石强度（点荷载.单轴压) 分数 15—0 B—RQD(岩石质量指标） 分数 20—3 C—不连续面间距（>2m—<3m)分数 20—5 D—不连续面性状（粗糙—夹泥） 分数 30—0 I II III
等级划分很好 RMR 100—81 好 RMR 80—61 RMR 40—21 中等 RMR 60—41 很差 RMR<=20
（并联系统）（T. Bieniawski,1973) RSR=A+B+C 和差综合法 （并联系统） （G.Wickham,1974) Q=RQD/Jn . J /J r a . J /SRF w 乘积法 串联系统 （Baton, 1974) Z=I . f . R 乘积法 （串联系统） 谷德振，1979
E—地下水（干燥—流动）分数 15—0 F—不连续面产状条件（很好—很差） 分数 0—-12A—地质（岩石类型：按三大岩类由硬质至破碎划分四个等级。 构造由整体—强烈断裂褶皱分为四等），分数 30—6 B—节理裂隙特征（按整体至极密集分为6个等级，按走向 倾角与掘进方向关系折减）分数 45—7 C—地下水（无至大量） 分数 25—6 RQD—岩石质量指标 0—100 Jn—裂隙组数，无裂—破裂 ，0.5—20 Jr—裂隙粗糙度，粗糙—镜面，4—0.5 Ja—裂隙蚀变程度，新鲜—蚀变夹泥，0.75—20 Jw—裂隙水折减系数，干燥—特大水流，1—0.05 SRF—应力折减系数，表示洞室开挖中岩性和地应力对 围岩抗变形能力的折减，高者可达20（高应力状态 岩石 趋于流动），低者2.5（接近地表的坚硬岩石） I—完整性系数，I=V2m/V2r Vm—岩

体中纵波速 Vr—岩石中纵波速 f—结构面抗剪强度系数 R—岩石坚固系数（为岩石湿单轴抗压强度的百分之一）
IV 差 V
RSR的变化范围
25—100
Q 系 统
很好 极好 很好 好 一般 坏 很坏 坏 特坏
Q Q Q Q Q Q Q Q Q
400—1000 100—400 40—100 10—40 4 —10 1—4 0.1—1 0.01—0.1 0.001—0.01
Z 系 统
Z的变化范围为0.01—20
1.2.2.3 分类标准的定量化—岩体质量指标 70 年代以来岩体分类中采用了?岩体质量指标?或 ?综合特征指标?来判别岩体性能的优劣，因而含有这类 指标的分类又被称为岩体质量分级，如上所述的RMR、Q和 Z系统。 分类中有了定量指标作为依据，更便于将作过详细勘 探测试研究的场地的经验和成果应用于研究程度较差或处 于勘探初级阶段的工地，从而达到简化或减少勘探程序和 工作量的目的。
分类中，为了探讨不同分类方案之间的相关性，鲁弗 里奇等根据新西兰多个工程的经验，对 RMR、RSR 和 Q 系统 三者得出的如下关系式： RMR=1.35lgQ+43RSR=0.77RMR+12.4
RSR=13.3lgQ+46.5
1.3
岩体原生结构特征的岩相分析
岩相的横向变化引起岩性及厚度的变化，从而引起岩 体的力学性质在横向上的差异性。充分了解岩相变化可以 更好地提供面上资料，为工程建设服务。
1.3.1
河流相沉积岩岩体结构特征的岩相分析
⑴：主要相模式及其工程地质特征 ①高弯度河流沉积相模式及该相岩体的主要工程地质特征 坡降缓，弯度大，流态稳定，水流较深，单向环流 为主。
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其主要工程特征有：a.岩体具层状或软硬相间互层状结构 特征；b.砂岩体抗风化性能弱，强度具明显自下而上的递 变规律 如四川白垩系红层的砂岩。 ②辫状（游荡型）河流沉积相模式 特点：坡降陡，河床不稳定，弯度小，水浅，流态不 稳定，具复杂环境的河流沉积模式。 岩体主要工程地质特征：a.岩体具层状或块状结构特 征：岩体中以含泥砂砾的滞留砾石层为其主要软弱层，断 续分布，起伏差大，多呈槽状；b.砂岩体具较高的抗风化 能力和强度。 ⑵.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 b. 砂岩体中原生结构面的微相分析。
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1.3.2
变质岩岩体结构特征的岩相分析
1.3.2.1 叶理发育程度的岩相分析及其应用 变质岩叶理质量分级可以为评价变质岩岩体工程地质 特性提供了重要依据。具体来说，叶理指标可对同一地区 或不同地区类型岩石的叶理发育程度（表 1-5）作出对比 评价，还可用于定量评价岩石（体）的各向异性特征，通 过相关分析，作为确定岩石（体）某些重要力学参数的依 据。叶理指标还可作为岩体潜在剪动（滑动）带

演变程度 的判据。
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1.3.2.2变质软弱岩带的岩相分析及其应用： ①. 软弱岩带工程地质特征的演化分析 a. 空间展布特征受气—液通道断裂控制 b. 断裂的演化经历确定了变质岩带的力学特征 c. 表生改造确定了变质岩性能的近期变化 ②. 软弱岩带岩体质量分级中的岩相分析 对岩石展开薄片岩相鉴定、X射线衍射分析、有效空 隙率、弹性波速、磁化率、传导率和有关力学实验，证明 变质岩的蚀变程度可以作为岩体分级的一个重要依据。
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1.41.4.1
岩体构造结构特征的地质力学分析构造断裂的基本组合模式
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⑴.根据构造断裂组合规律去分析评价区域构造稳定 性或岩体稳定性具有重大影响的构造结构特征。 ⑵.通过追溯应力场演变史来阐明具有复杂历史的构 造断裂的工程地质性质。
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构造地质学构造地质学的现代研究，提出按变形(破 坏)力学机制对构造断裂进行分类(Mattauer等，1980)，将 其划分为剪切 (shearing)，代表断层和与断层相伴的张性 拉裂(fracturiug)；弯曲(bending)，代表柔性?同心?或 ?平行?褶皱；压扁(flattening)，代表强烈挤压条件下劈 理、叶理等韧性变形；流动（flowing)代表高温条件下岩 石呈固熔状态的粘滞流动变形。 构造断裂的形成过程，表现为两种机制类型的组合。 通常随深度加深和温度增高，呈如下序列：剪切或拉裂 拉裂与弯曲 弯曲 弯曲与压扁 压扁 压扁与流 动 流动。
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1.4.2 大型推覆构造岩体结构特征分析龙门山中北段推覆构造发育，按构造分区，可将岩体 划分成厚皮构造、薄皮构造和接触扰动带。 2.4.2.1 厚皮构造结构特征 这一带岩体主要由高角度的逆断层推至接近地表的中 下构造层物质组成。以塑性、韧性变形破裂为主，叠加接 近地表处所产生的脆性破裂。具体特征为
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（1）系列陡倾逆冲断裂构成岩体个宏观格架。（2）变质岩以压扁流动形成的密集片理化为其主要特 征。 （3）岩浆岩以S 型花岗岩为典型代表，属地壳重溶型 （与逆冲断层摩擦热有关）岩浆岩中韧性断裂和其他类型 类型动力变质现象发育。
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上述特征也是这一带岩体遭受风化，并在重力作用下容易 发生变形破坏的重要原因。较完整的岩浆岩可储备很高的 弹性应变能，在区域剥蚀和现代地貌形成过程中，容易产 生应变能释放而造成的浅表生变形破裂结构。
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1.4.2.2 薄皮构造岩体结构特征这一带以弯曲和剪切造成的浅部褶皱断裂为其主要特 征，伴有表部重力滑动构造。具体特征为： （1）系列上叠式弧型断裂构成岩体的宏观格架。 （2）浅部岩层强烈弯曲褶皱，层间错动发育。错动在

硬软接触面尤为明显，削弱了层间联结能力和抗剪强度， 成为岩体在重力场条件下变形破坏的重要控制面。
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1.4.3 伸展带岩体结构特征分析裂谷是区域隆起背景上以断陷谷为特征的大型复杂地 堑系；如大洋裂谷、大陆裂谷和陆间裂谷。 （1）裂谷深部断裂的基本形式 断裂基本模式（见图）
（2）裂谷区覆盖岩体结构特征 上述不同模式断裂系统的近期活动，在区域稳 定性分析中具有重要的意义。如它对浅表层岩体构 造结构的形成和演化的控制作用。 第一类断裂模式，盖层结构以垂向或陡倾大断 裂为分割边界，呈明显分带或分块特征，裂网络受 深部断裂格架控制，拉张最强烈的部位往往出现在 地幔隆起轴附近。 第二类断裂模式，盖层随裂谷扩展而出现拉张 破裂，但断裂网络并不一定与深部断裂相吻合。拉 张最强烈的部位往往出现在裂谷的一侧(如图1一17 模式b的东侧)，或两侧（如模式C）
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1.4.4
走滑断裂区岩体结构特征分析
（1）走滑断裂的基本组合模式 典型的走滑断裂系统发育在相对稳定的地块中，也可 于板块转换断层接触带，它是最大、最小主应力近于水平 的地应力环境下的产物，大多属于脆性剪切破裂。按地质 力学观点，断裂组合可有多种形式，但某一主干断层与其 伴生的不同次序的断裂的组合形式，可视为基本模式。巴 杰利（1959）曾提出一对共额走滑断层与各序次断裂共生 组合的理想模式（图1-19）。80年代以来大量调查证明， 实际情况要复杂一些（图1-20）
1.5
岩体结构特征的统计分析
结构面统计主要统计优势方位，间距，长度，连续率 等。 结构面统计中由于А类规模大，一般都有专题研究， C 类结构面规模小，具体反映在岩块或大试件试验成果中。 而 B类结构面适合野外实测，即在岩体中目测的裂隙系统。 有多种测量方法，如岩心裂隙测量法（ RQD），取样状窗 法（ sampling window），又可称为面积测量方法和路线 精测法（line scaning）。实践表明，路线精测法较为完 整。
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为了客观反映统计数据的正确性，需要进行资料校正 （P34、35） 通常要进行两方面的校正：①.长度校正 N'校正后的数目，N实测数，Ls长线段，Ln实测长度。 N ?? d? d N ? d ? d ? ②.方位校正 cos??L ? ?d ? cos?? d ? ? d ? （图中符号见图1-29）Ls N ?? d? d ? N? d? d Ls N ?? ?? ? ? N? ?? ? Ln Ln
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2.5.2 岩体结构特征量化模式程序以校正后的资料为基础，建立岩体的定量化模式，其 程序见图1-30。
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1.5.3 岩体结构面优势方位统计分析通常采用系统测量节理数据，然后用 DIPS 程序进行

处理，求出结构面相关等密度。
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2.5.4 结构面的平均间距、长度和连续率的统计 分析①.平均间距 n S ? ? SI 综合各测线，即得平均间距为： I ?1 其倒数定义为结构面的密度：? ? 1 S ②.结构面平均长度 ③.结构面的平均间断长和连续率 现场实测结构面的平均长度和平均间断长 i，则可判 L K ? 断结构面的平均连续率： L?i S 结构面的连续率为： K ?L L L
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第二章 地壳岩体的天然应力状态
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2.1
基本概念及研究定义
2.1.1 岩体应力的一些基本概念地壳岩体内的天然应力状态，是指未经人为扰动的， 主要是在重力场和构造应力场的综合作用下，有时也在岩 体的物理、化学变化及岩浆侵入等的作用下所形成的应力 状态，常称为天然应力或初始应力。 人类从事工程活动，在岩体天然应力场内，因挖除部 分岩体或增加结构面而引起的应力，称为感生应力。
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按成因，可对构成岩体应力的各组分作如下分类： 岩体应力： 天然应力和初始应力（virginal stress） 自重应力（gravitational stress） 构造应力 （tectonic stress） 活动的（active tectonic stress） 剩余的（residual tectonic stress） 变异及残余应力（altered and residual stress） 感生应力（induced stress）
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⑴.自重应力： 在重力场作用下生成的应力为自重应力。在地表近水 平的情况下，重力场在岩体内的某一任意类形成相当于上 覆岩层重量的垂直正应力σv。 σv=γh（r为岩石的容重；h为该点的埋深；σv相当于该点三向应 力中的最大主应力。） 由于泊松效应（即侧向膨胀）造成水平正应力σh， 相当于三向应力中的最小应力：
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（μ为岩体的泊松比，N。称为岩体的侧压力系数。）
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对于大多数坚硬岩体：μ为0.2～0.3，即N。为0.25～ 0.43。对于半坚硬岩体:N。大于0.43；而且当上覆荷载大， 下伏岩体呈塑流时，μ接近0.5，N。近于1，也就是说该点 近于静水平应力状态。 ⑵构造应力 岩石圈运动在岩体内形成的应力称为构造应力。构造 应力又可称为活动构造应力和剩余构造应力。 活动构造应力，即狭义的地应力，是地壳内现在正在 积累的能够导致岩石变形和破裂的应力。 剩余的构造应力是古构造运动残留下来的应力。
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⑶变异及残余应力 变异应力：岩体的物理、化学变化及岩浆的侵入等引 起的应力。具体来说是岩体的物理状态、化学性质或赋存 条件的变化引起的，通常只具有局部意义，可统称为变异 应力。 残余应力：承载岩体遭受卸荷或部分卸荷时，岩体中 某些组分的膨胀回弹趋势部分地受

到其他组分的约束，于 是就在岩体结构内形成残余的拉、压应力自相平衡的应力 系统，此即残余应力。
2.1.2 岩体天然应力状态类型?
目前有三种观点：⑴由瑞士地质学家海姆于1905-1912 年提出的，他以岩体具有蠕变的性能为依据，认为地壳岩 体任一类的应力都是各向相等的，均等于上覆岩层的自重， 即：σx=σy=σv=rh
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⑵垂直应力为主的观点 基于弹性理论提出的，认为岩体内的应力主要是重力 场作用下形成的自重应力。 ⑶水平应力为主的观点 近年来，大量的震源机制资料和应力实测资料清楚地 揭示出地壳岩体内的应力状态存在着不同的类型，其中包 括以下三种典型情况： ①.中间主应力近于垂直，最大主应力σ1和最小主应力 σ3近于水平，我国的大多数地区如邢台、新丰江、丹江口 以及西南南北向构造均属这种类型。在这种应力状态下， 如果发生破坏（或再活动）是沿走向与最大主压应力成约 30°～40°左右交角的陡立面产生走向滑动性的断裂活动， 此类三向应力状态称为潜在走向滑动型。
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②.最小主应力轴σ3近于垂直，最大主应力与中间主应 力轴近于水平。喜妈拉雅的前缘地区属于这种类型。在此 种应力状态下发生的破坏，是逆断型的，即沿走向与最大 主应力垂直的剖面 X裂面产生逆断活动，故可称为潜在逆 断型。 ③应力场中的最大主应力轴σ1垂直，其余两主应力水 平分布。在地处大洋中脊轴部地带的冰岛地区测得的三向 应力状态就是这种类型。此应力状态下发生的破坏（或再 活动），是沿走向与最小主应力轴相垂直的面，发生正断 性质的活动，故可称为潜在正断型。上述为三种典型情况，大多数地区接近其中某一种， 有些地区应力状态属主应力轴倾斜的过度类型。总之大量 实测资料表明，世界上大多数地区岩体内的天然应力状态 是以水平应力为主。
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2.1.3
研究意义
地壳岩体的天然应力状态与人类的工程活动关系极大， 它不仅是决定区域稳定性的重要因素，而且往往对各类建 筑物的设计和施工造成直接的影响。实践表明，在高应力 区，地表、地下工程施工期间所进行的岩体开挖工作，往 往能在岩体内引起一系列与卸荷回弹和应力释放相联系的 变形和破坏现象，其结果是不仅会恶化地基或边坡岩体的 工程地质条件，而且作用的本身有时也会对建筑物造成直 接的危害。 地壳开挖导致的岩体变形和破坏主要有以下几种类型： ⑴基坑底部的隆起、爆裂和沿已有结构面的逆冲错动。
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⑵边墙向临空方向的水平位移和沿已有的近水平的结 构面发生剪切错动。 ⑶边墙或边坡岩体的

倾斜。 地下开挖产生的岩体变形和破坏也有不同的类型： ⑴拱顶裂缝掉块； ⑵边墙内鼓张裂； ⑶底鼓及中心线偏移； ⑷施工导坑缩径。 此外，修建高坝、大型水库和深大的地下硐室等，常 能在更大范围内天然应力的平衡，引起一系列诸如断层复 活、水库地震以及大型岩爆等严重危害建筑物和人民生命 财产的工程地质作用。对于天然岩体应力状态的研究，是 工程地质工作者的一项重要任务。
2.2 影响岩体天然应力状态的主要因素及其作用2.2.1地区地质条件及岩体所经历的地质历史对岩天然 状态 的影响?
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⑴岩体的岩性及结构特征对天然岩体应力状态形成的影 响。 a： 岩体的岩性及结构特征决定着岩体的容重（ γ）和泊 松比（μ）等物理力学性质指标的大小，从而影响自重应力 场特征（ σv=γh ）。 b：在统一区域构造应力作用下，岩体内应力分布的特征 主要取决于岩性、结构特征及其非均一性。 c: 岩体的岩性和结构特征决定着岩体的强度及其蠕变特 征，因而决定了岩体承受及传递应力的能力。
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⑵构造作用及其演变历史对岩体天然应力状态形成的 影响。统计表明活动的构造应力对世界上大部分地区岩体 的天然应力状态起着决定性的作用，而剩余构造应力作用 仅局限于一些地区。⑶区域卸荷作用对地壳表层岩体应力状态形成的影响。 区域性的地表剥蚀卸荷作用在增大某些岩体内的水平 应力方面有着重要的作用。 对于侵入体，当岩体侵入时，由于岩体呈熔融状态侵 入地下一定深处，其中的应力呈静水应力式分布。 如下图所示： AB 为原始地面，则岩体内任一深度 h0+h处 的P点的应力为： σh=σv=γ(h0+h)
此后，岩体经剥蚀而出露地表。随着岩体剥蚀卸荷， 岩体内的应力随之而变化，但垂直应力σv与水平应力σh的 变化幅度不同。假定剥蚀厚度为h0，则上述P点处的 σv和 σh 分别变为：
σv=γ(h0+h)-γh0=γhσh=γ(h0+h)-μ/(1-μ) × γh0=γh-((1-2μ)/(1-μ))×γh0
(a)
可见地表卸荷在增大侵入岩体内水平应力方面起了重 要作用。但卸荷作用在岩体内造成的高水平应力不具方向 性，即σx=σy，所以与构造作用造成的各向不等的高水平应 力区区别明显。
2.2.2 岩体内自由临空面附近的应力重分布及应力 集中作用岩体内自由临空面附近的应力重分布及应力集中作用 是促使岩体内应力状态复杂化的另一个重要因素。 岩体内的自由临空面包括地表的和地下的两类，前者 主要是地表水流的切割造成的；而后者则与各种成因的地 下洞穴的形成有关。
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河谷下切所引起的应力变 化有以下几条规律： ⑴主应力方向在河谷临空 面附近发

生明显的变化：最大 主应力与临空面近于平行，而 最小主应力则与之近于垂直。 ⑵最大主应力由内向外逐 渐增大，至临空面达到最大值， 而最小主应力则恰好相反，即 由内向外逐渐减少，至临空面 处变为零，有时甚至出现拉应 力。与此相联系，剪应力在临 空面附近，特别是在下部坡脚 处，显著增大。
锦屏河谷下切后最大主应力分布
锦屏河谷下切后剪应力分布图
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⑶通常将最大主 应力（或剪应力）在临 空面附近增大（或减少） 的现象称为应力集中， 而将变化后的主应力与 初始应力之比称为应力 集中系数。临空面附近 的应力集中现象通常在 坡脚处及河谷底部表现 得最为强烈，可达原始 应力场中水平应力的三 倍。
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因此，在高应力区，河谷临空面附近的应力集中，往 往使周围岩体内的应力（特别是坡脚和谷底）超过其强度， 使岩体发生破裂变形，生成各类表生结构面。而表层岩体 内的应力又因释放而降低，围绕河谷临空面形成一个应力 降低带，高应力集中区则向岩体内部转移。
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值得一提的是，垂直于最大主应力的河谷段，临空面 附近的应力集中程度要比平行于最大主应力的河谷段高得 多。
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2.2.3 岩体切割面附近的残余应力效应非均质的承载岩体，卸荷后，天然岩体内形成自我 平衡的残余应力体系，可用图Ⅰ及图Ⅱ所示的力学模型 来表示。 模型Ⅰ表示的是两长一短的 弹簧被同时固定在两端的夹具之 间。这样A、B两类弹簧因发生了 弹性变形而处于不同的受力状态。 但是A类弹簧受到的是压缩变形， 内部产生压应力；而B弹簧则因 处于引张状态而产生拉应力。体 系内上述两类应力的总和彼此相 等，故而整个体系在外荷载为零 的情况下处于内力平衡状态。
模型I
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然而，天然岩体大多 是一种粘-弹性介质，更符 合于Ⅱ图所示的沃依特流 变模型。与模型Ⅰ不同的 是，以阻尼器（粘滞性约 束元件）代替弹性约束元 件B弹簧。因粘滞元件具有 流变性，故随着时间的推 移，其内部的拉应力将不 断降低，从而导致整个应 力体系的松弛。所以，从 整体来看，这类残余应力 体系始终处于内力缓慢降 低的动平衡之中。
力学模型II
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在自我平衡的残余应力体系中，起主导作用的是约束元件， 正是由于它的存在，残余应力的形成才成为可能。?约束 元件?一旦丧失其约束能力（例如当拉应力超过其抗拉强 度时），束缚于体系内的残余应变能就会突然而猛烈地以 膨胀回弹和生成垂直于卸荷方向的引张裂面的方式释放出 来，对以该岩体为地基或环境的结构物发生影响或危害。
2.3 我国地应力场的空间分

布及随时间变化 的规律2.3.1 地应力场的空间分布及其与板块运动的关系2.3.1.1我国地应力场的空间分布特点 （1）各地最大主应力的发育呈明显的规律性 各地的σ1方向均与由各该点向我国的察隅和巴基斯 坦的伊斯兰堡联线所构成的夹角等分线方向相吻合或相 近似，仅在两侧边缘地带略有偏转，即东侧向顺时针偏 转，西侧向逆时针偏转。 （2）三向应力状态及其所决定的现代构造活动类 型呈有规律的空间分布：
①潜在逆 断型应力 状态区主 要分布于 喜马拉雅 山前缘一 带，其主 要特点是 两个水平 主应力均 大于垂直 主应力。（σ3垂直， σ1和σ2水平）
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②潜在走 滑型应力状态 区主要分布于 我国中西部广 大地区，其主 要特点是只有 一个水平主应 力大于垂直主 应力，具中等 挤压区的特征。 。
（σ2垂直， σ1和σ3水平）
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③潜在正断型和张剪 性走滑应力状态区主要分 布于我国的东部和东北部， 其主要特点是：区内新生 代以来正断层与地堑或断 陷盆地十分发育，发育方 向 NE、NEE， 推 积 厚 度 数 千米；区内KZ堆积具双层 结构 ( 图 2-20) ， E 充填断 陷盆地，N-Q掩埋了E时期 的地堑和地垒，形成了现 代的低平的平原地形，横 向差异小；区内地震由两 个方向断裂引起，即 NNE 向断裂的右旋兼张性活动 和 NNW 向断裂的左旋兼张 性活动。
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卫星影象及天然地 震的震源机制资料还揭 示，在西藏高原内腹， 还存在着一个局部潜在 正断型应力分布区(图 2—19)。该区内广泛地 发育着可能是新生代形 成的近南北向的正断层 和地堑式的断陷谷地。 该区天然地震的震源机 制也大多属正断层，且 主拉应力轴为近东西 (图2—21)。
2.3.1.2 地应力场的形成与板块运动的关系 我国大部分地区最大主应力方向和量值的上述变化规 律，完全是由印度板块与欧亚板块的碰撞、挤压所导致的。 一般认为，白垩纪末印度板块从西南向北北东方向推移， 并在始新世中期末，即大约距今3800万年前与欧亚板块相 碰撞（对接）。此后印度板块仍以每年约5cm的速度向北 北东方向推进，这样一种巨大而持续的板块间的相互作用 是控制我国西部地区地应力场的决定性因素； ? 在同一时期，东部太平洋板块和菲律宾海板块则分别 从北东东和南东方向向欧亚大陆之下俯冲，从而分别对我 国华北和华南地区地应力场的形成产生重大影响；并认为 华北地区目前处于太平洋板块俯冲带的内侧，大洋扳块俯 冲引起地幔内高温、低波速的熔融或半熔融物质上涌并挤 入地壳，使地壳受拉而变簿，表面发生裂谷型断裂作用，
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这样形成的北西一南东向拉张和太平洋板块

于上地幔深处 对欧亚板块所造成的南西西向的挤压相结合，就决定了华 北地区现代地应力场和最新构造活动的特征。
2.3.2 断裂带附近的局部构造应力集中作用? ?
⑴一般规律 对于一个三向受力的岩体，那些与最大主应力成 30°～40°左右交角的断裂，特别是这类方向的雁行式或断 续直线式排列的断裂组，应力集中程度最高。特别是在断 裂端点、首尾错列段、局部拐点、分枝点或与其它断裂的 交汇点，总之一切能对继续活动起阻碍作用的地方，都是 应力高度集中的部位，所以这些地方常成为强震发生的特 殊部位。 ⑵局部构造应力集中区的发育与活断层的关系 活断层或活动断块的特定部位，往往形成很高的局部 构造应力集中地区。(对照图2-23讲解)
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2.3.3 地应力随时间变化与地壳岩应变速率的关系⑴地壳岩体的应力-应变性状与应变速率间的关系。 伊藤、熊谷等人的研究表明：岩体的应变速率是决定粘 弹性介质力学性状的主要因素。 当应变速率C小于某临界值C0时(对于实验的花岗岩 C0=10-13—10-14/S)，岩体在受力初期随应变的增大而发生应 力积累，但当应力增大到一定程度时，应力就不再增大，而 变形则不断增大，即进入粘性流动阶段，但不发生破坏。 但当C大于C0时，则岩体的性状近于弹性，即随着应变 的发展，岩体内的应力不断增大，最终导致突然的破坏。
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在统一的区域构造力的作用下，岩体内部的应变 速率和沿断裂带 的应变速率通常是不同的，一般是前 者小于后者。在天然条件下就可能出现三种不同的组合 情况。①当区域构造力的作用使岩体的应变速率 CR 大于 临界应变速率C0时（此时CF必然大于C0），地壳岩体整 个处于弹性状态，随着变形的发展，岩体内部及沿断裂 带的应力不断增高，达到一定程度发生破坏。破坏即可 沿已有的断裂发生，也可在岩体内部发生，历史上岩石 圈遭受强烈运动时会出现这种情况。据计算，在30km深 度 C=10ˉ13/s 的应变速率，大体相当于地表隆起速度为 5cm/a。
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(2)当区域构造力的作用使岩体的应变速率CR介于C0和 某一临界值Ca(相当于使岩体内方向有利的断裂带的CF=C0 时（此时CR < C0）的岩体应变速率，见图2—28(a))之间， 即C0>CR>Ca。(如图2—28(a)中的②区)时，则岩体本身的 力学性状与断裂带不同： 岩体本身，因其应变速率CRC0，而 具弹性性状，应力随形变的发展不

断增高，最终发生破裂， 导致再活动，引起地震。日本列岛地区地形变和断裂新活 动性的发展就是在这样的背景条件下发生的。
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这也是所有构造新活动区所具有的共同特征。一些地震活 动强烈地区的地表隆升速度的资料表明，地壳隆升速率大 于或等于2mm/a的可能属于这类地区。 （3）区域构造力的作用微弱，致使岩体的应变速率 CR?
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2.4 地壳表层岩体应力状态的复杂性2.4.1 地壳表层岩体应力分布的规律2.4.1.1 垂直应力的分布 世界各地实测应力资料的统计表明，不同地区地 壳表层岩体垂直应力随深度的分布，通常有如下关系： ? σ v =A+ γh（ γ大体相当于岩体的平均容重，A为常数）
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我国地壳表层岩体内垂直应力随深度的分布也大 体上与国外统计结果相一致。 ? 表2-3 我国σ v / γh比值统计资料σ v / γh
所占百分比
<0.8 13.7
0.8-1.2 17.3
>1.2 60
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从统计关系可以看出： ? 地表表层岩体内的垂直应力成分主要由上覆岩层 自重所引起，即随深度而线性增大，且其增长率相当 于岩体的平均容重； ? 大多数地区，在遭受区域性剥蚀的过程中，由于 垂向卸荷不彻底而保存一部分剩余自重应力，公式中 常数项的存在就表明了这一点。2.4.1.2 水平应力的分布及应力状态的类型 从已有的实测资料分析，有如下规律： 水平应力分量的各向异性，即σh2 / σh1不等于1，其 比值介于0.5-0.75之间。
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平均水平应力的分布及应力状态的的类型：平均水平应 力随深度而增大，并可区分三种情况：a. σh < σv 沉积物沉积后未受构造扰动或仅受轻微 构造作用或明显遭受侧向卸荷影响的岩体具有这种 应力状态。（ σ1垂直,重力场）； ? b. σh =σv 近期未受构造挤压的深部塑性变形区或 某些具有高塑性的沉积岩层，N=1，静水应力分布； ? c. σh >σv 分布较为普遍， σ1 、σ3 水平或垂直， N>1或<1。 （ σ2垂直，水平应力场） 2.4.1.3 局部地带的应力异常分布 ? 在断层及一些剪切带附近垂直应力及水平应力 随深度的分布明显高于同深度的其它地带，正是这 种异常往往导致诱发地震的产生。?
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2.4.1.4 浅部与深部应力状态的差异已有的资料表明，近地表的浅部和较深部的应力状态 有时明显不同。导致这种差异的原因有： a.地表切割所引起的侧向卸荷和河谷临空面附近的 应力重分布作用往往会使地表附近岩体的应力在

量值和方 向上变化很大，从而导致深浅部的不同； b.各应力分量随深度的变化梯度不同，从而导致深 浅部应力状态的差异.
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2.4.2 地表高应力区及其地质地貌标志研究表明，高应力区在地表地质地貌上有明显的 表现。因此，通过地质地貌研究可以揭示是否高应力 区的存在。 2.4.2.1 天然条件下高水平应力释放有关的浅表生时 效变形现象 （1）隐爆 最早发现于美国南安大略省，其表 现为近地表出现细长的隆褶或类似低角度逆断层的断 隆，一般高度较小，而延伸长度较大。最早称之为隆 爆（POP-UP）现象。
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其发育特征有：a. 发育在强度和厚度都不太大的近水平层状岩层中； b.隆爆轴与实测最大主应力基本垂直 C.绝大多数隆爆都是该区大陆冰川消退不久的产物。 分析认为这种现象乃是该区地表岩体中的一种与高水 平应力释放有关的表生时效变形现象。导致这种高水平应 力则是由构造应力及大陆冰川加载后的卸荷作用共同导致 的。
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（2）蓆状裂隙 在出露于地表的侵入岩体中，广泛见于一种近地 表平行分布的区域性裂隙发育，通常上部较密，向下 逐渐变稀疏，即蓆状裂隙。这是区域性卸荷剥蚀的结 果。（解释：初始为深部静水应力状态，随着侵蚀， 垂直应力减少，应力差逐渐增大，当超过岩体极限事， 形成水平破裂。
（3）谷下水平卸荷裂隙及谷坡内水平剪切蠕动变形带大量的勘察资料表明，在高地应力区内的较开阔 的河谷经常有一系列开口良好，透水性很强的卸荷裂 隙，特别是当最大主应力与河段走向垂直时，这种卸 荷裂隙尤为发育。它们多沿已有的层面或断裂结构面 发育而成。因此，这种裂隙最易产生于近水平产出的 沉积岩分布区或缓倾角裂隙发育的岩浆岩分布区。 发育在谷坡内的水平剪切蠕动变形带是高地应力 区常见的；另一种应力释放类型产生时效变形现象是 河谷形成的不同阶段，由差异回弹导致的沿坡角附近 已有平缓结构面发生的减速型剪切蠕动变形的产物。
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（4）应力释放型的深大拉张变形带 一些地段的谷坡后缘发育有深大的拉裂缝及拉张断陷 带。这类拉张变形带以其规模大，延伸方向稳定和发育面 深区别于通常的卸荷裂隙。 2.4.2.2 与钻进有关的岩体应力释放及伴生现象（1）岩心饼化现象 钻进过程中岩心裂成饼状的现象是高地应力区所特有 的岩体力学现象。这种现象有几个方面的共性： a. 所有的饼状岩心在形态上均有其共同特征：岩饼 的厚度与岩心的直径有一定的关系，一般约为直径的1/4 到1/5，所以不同的钻孔，只要孔径相同，岩饼的

厚度就 大致相近；所有岩饼的表面均为新鲜破裂面，而且边缘部 分粗糙，多数内部隐约见有顺槽，或沿一个方向的擦痕与 之正常的拉裂坎。
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b.饼状岩心是钻进过程中差异卸荷回弹的产物，破裂 主要发生在一定高度的岩心根部，是由拉张和复合机制导 致的。 c.饼状岩心的产生需具备特定的岩体力学条件： 弹性高，储能条件好的岩性条件，如火成岩； 整体块状的岩体结构条件； 高地应力条件，最大主应力在30MPa以上。
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(2)钻孔崩落现象： 研究发现，一些钻孔的孔径不是园的，而呈椭圆 型，长短轴之差可达3-18cm。观察表明，这种孔径的 增大是由于孔壁局部破损崩落所致，即钻孔崩落。
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进一步研究发现： 破裂首先出现于孔壁应力集中程度最高的部位；破坏 域侧向角的大小主要受岩石的强度参数及水平应力的控制。
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2.4.2.3 与开挖卸荷及应力释放相联系的岩体变形破坏现象 及研究意义 开挖往往引起岩体内一系列卸荷回弹和应力释放相关 联的变形破坏现象： 采场及基坑底部的隆爆； 边坡及边墙向临空方向的水平位移和沿已有的近水平 的结构面发生剪切错动； 边坡、边墙岩体的倾倒； 地下硐室、巷道的变形与破坏等这些变形和破坏不仅 会恶化建筑物场地的工程地质条件，有时还会对建筑物造 成直接危险。在各个方向的开挖中，垂直于最大主应力的 地表、地下开挖，引起的变形和破坏最为强烈。
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2.5 岩体应力和区域应力场研究? ?
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鉴于天然应力状态复杂性，为了从定性、定量两个方 面阐明一个地区天然应力状态的总体特征，一般采用下述 途径： 以地质、地貌方法研究该区构造应力场的演化历史和 现今应力场基本特征； 在此基础上，选择一些有代表性的地点进行应力测定； 以这些实测应力资料和已掌握的应力集中区的发育分布规 律，对区域构造应力场进行数值模拟研究，并根据反演分 析结果建立区域应力场的定量化模型。
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2.5.1 构造应力场的演化历史和现今地应力场的 基本特征的地质地貌研究（1）构造应力场演化历史研究 通过地质力学方法 通过断层错动机制解的赤平投影解释 （2）现今地应力场基本特征研究 研究方法： 断层错动机制解 地质地貌方法 新断裂网络地质地貌分析法 地震震源机制解
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所谓新断裂是指最新构造应力场下形成与发展的断裂。 在一定区域内，不同性质的新断裂往往构成一定形式的网 络。 构成新断裂网络的成分包括一对共轭的剪切面，一组 压性结构面和一组张裂面，其中后二者一般发育较差。共 轭

剪列面大多数表现为两组区域性剪裂隙，该裂隙陡倾且 彼此近于正交。 奥地利学者认为这类区域性剪裂隙是在蠕动条件下沿 最大剪应力迹线形成的。这一对共轭剪裂面常常是新断裂 网络中的基本成分，且其锐角等分线就是区域最大主应力 方位。
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2.5.1.3 区域岩体应力积累和程度的研究 （1）历史上各时期及当代地壳隆升的速度和高度： 通过层状地貌进行详细研究（剖面测量和测年），求出抬 升速率和幅度；在此基础上，以地壳岩体应变速率的变化 趋势，结合历史时期的断裂活动情况，总体上判明当前区 内岩体应力积累和程度。 （2）区内应力集中条件和应力集中区的分布：取决于 岩性和构造部位；（3）可以作为高应力区标志的地质、地貌现象的发育 历史和分布：如河谷强烈的卸荷回弹、岩饼、基坑、平硐 中的岩爆和其它强烈变形现象。
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2.5.2 岩体应力测量目前岩体应力测量的方法很多，分类也不尽一致， 但归纳起来可分为直接测试法和间接测试法两类： 岩 体 应 力 测 试 方 法
直 接 测 试 法间 接 测 试 法
应力恢复法应力解除法 水力压裂法（水压致裂法） 钻孔崩落法 定向岩心非弹性应变恢复法 凯塞尔效应测试法
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2.5.2.1 应力恢复法（stress-recovery method)当岩体应力被解除后，通过施加压力，使岩体恢 复到原来的状态，以求得岩体应力解除时的应力值。 其优点是当决定 岩体的应力时， 不需测定岩体 的应力应变关系
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2.5.2.2应力解除法（ stress-relief method)：在拟测点附近的一个小岩石单元周围切割出的一个 ?槽子?，使得这一小部分岩体不再承受旁侧岩体传来的 应力。从刻槽前装臵好的仪器测出由于这种应力解除而引 起的应变。并根据有关岩石已知的应力—应变关系换算出 解除前岩体内的应力。 以其精度高、测值稳定可靠等优点，被广泛应用于岩 土工程设计、矿产开采、地震研究等方面。压磁全应力解 除法实现了单孔测量三维地应力，它克服了一般应力解除 测量法对岩石条件要求高、野外测量工序复杂、工期长、 费用高等缺点，可实现垂直孔深0～100米的三维地应力测 量。该方法最大的优点是能够精确测得三维主应力的大小 和方向，以及可以在狭窄的坑道内完成测量。
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2 2 2 (a) (b)
a
b
图3-28 应力解除法布臵图 1. 刻痕； 2.电阻片的布臵
图3-29 钻孔内应力解除法
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2.5.2.3 水压致裂法(hydraulic fracturing method) 通过钻孔向地下某深度处的测点段压液，用高压将孔 壁压裂，然后根据破坏压力、关闭压力和破裂面的方位， 计算和确定岩体内各主应力的大

小和方向。 该法能有效地利用已有钻孔进行深部地应力测试，且 具有操作简便、无须知道岩体力学参数等优点，已被广泛 应用于水电工程设计、铁路、公路的隧道选线、场地稳定 性评价、核废料处理以及地学研究等领域。 应用该测试方法，可以得到垂直于钻孔平面的最大和 最小应力的大小和方向。对于垂直钻孔，由不同深度的测 试数据，可得到最大和最小水平主应力随深度变化规律。 对三个或三个以上的交汇钻孔进行测试，经过数据处理计 算得到测点附近的三维应力状态。
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2.5.2.4 钻孔测量崩落测量法：研究表明钻孔崩落现象是由孔壁应力集中部位的局部 破坏引起的，且崩落的长轴垂直区内水平最大主应力方向， 而崩落域侧向角（ θb ）及破坏应力比（ σH / σh ） 的大小则主要与岩石的性质及水平最小主应力有关。由此 可以求出该区水平最大、最小主应力的方向及大小。步骤 如下： (1)详细测量区内的钻孔崩落现象，并根据崩落域的 长轴展布确定该区水平最大主应力和最小主应力。 (2) 按照实际的岩体条件进行模拟试验，求得θb — σh直线关系(图2—50)，并根据实测的σb求出区内的水平 最小主应力(σh )的量值。 (3)根据σh及实测的C0，利用图2—51即可得出区内水 平最大主应力(σH)的大小。
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2.5.2.5 定向岩心非弹性应变恢复测量法：实测结果表明，岩石应变恢复的性状(图2—52)有 如下主要特征： (1) 岩石的总应变恢复量 ( ε)是由弹性应变恢复 ( ε′) 和非弹性应变恢复 ( ε″ ) 两部分所组成，且整 个应变恢复的时间足够长，约达30余小时。 (2) 在未发生非线性蠕变的条件下主应变恢复 ( 无 论是弹性的或是非弹性的)的轴向与主应力方向一致， 即： ε1、 ε′2、 ε″3 、与σl 的方向一致，而ε3、 ε′3、 ε″3与σ3的方向一致，且 ε1= ε′1+ ε″1 ε3= ε′3+ ε″3
? 1．基本原理?
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(3) 如果发生非线性蠕变，则最大弹性应变恢复轴与 最大非弹性应变恢复轴的方向将是不同的。此时，弹性应 变恢复的轴向所反映的是较新的应力环境，而非弹性应变 恢复的轴向所代表的则是较老的应力环境。但实测资料表 明，出现非线性蠕变的情况是很少的。 (4)在整个应变恢复过程中，主应变比(无论是弹性或 是非弹性的)与主应力比始终保持相等。
2．测量的方法及步骤? ?
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(1)从钻孔中取定向岩心。 (2) 在岩心内选三个不同方向的面，且在每个面上的 三个不同方向上进行应变恢复测量 ( 所得结果显然是非弹 性的 ) ，然后根据测量资料计算三个主应变的方向及比值。 如果有一个主应力是垂直的，且其大

小等于上覆层的 重量，则只在水平面内的三个不同方向上进行应变恢复测 量，求得两个水平主应变的方向及比值即可。 (3) 测量时应注意使岩心密封，以避免温度及湿度变 化对测量结果的影响。
? 2.5.2.6 凯塞尔（ Kaiser ）效应测量法??
1.基本原理 1950年，德国学者J.Kaiser发现受单向拉伸力作用的 金属材料，只有当应力达到并超过材料所受过的最大先期 应力时才会开始有明显的声发射现象出现，这就是著名的 凯塞尔效应。 1963 年， Goodman 通过实验证实岩石也具有 凯塞尔效应，从而为应用这一技术测定岩体应力奠定了基 础。70年代末期以来，日，美、中学者对这一问题开展了 广泛的理论及实验研究，先后解决了凯塞尔效应方向独立 性、三维地应力测量及试验过程中噪声的排除等问题，使 凯塞尔效应在地应力测量领域已基本具有实用性。
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为了深入理解凯塞尔效应及其在地应力测量方面的应 用，首先需对下述基本问题作简要的讨论。 (1)岩石凯塞尔效应的微观机理 研究表明，岩石的声发射现象实际上是来源于其内部 显微缺陷的受力扩展，而岩石的每一次受力，都会使其内 部组织结构产生与荷载大小及方向相适应的显微破裂系统， 再次加载时，如果荷载小于先期荷载，则先期形成的缺陷 不会发生进一步破裂，因此也就几乎没有声发射出现，— · 旦荷载达到并超过先期荷载，，已有的裂纹即将进一步 扩展，声发射随之开始大量持续出现，这就是凯塞尔效应 的基本机理。
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(2)岩石凯塞尔效应对地应力的记忆功能 已有的研究认为，通过凯塞尔效应所测得的是岩体在 地质历史时期内所遭受过的最大应力。如果确是这样，实 际上就无法利用凯塞尔效应来解决现今地应力的测量问题， 因为在遭受过构造变动，且有断裂发育的地区，任何一部 分岩体当时都遭受过很大的，甚至是接近其破裂强度的应 力。但是，一系列实测资料表明，利用凯塞尔效应测得的 岩体应力远小于该岩体的破裂强度，而与用套钻法测得的 现今岩体应力十分接近(表2—10)o对于为什么出现这种矛 盾现象，以往的研究也未能加以阐明。通过对已有实测资 料的深入分析，我们发现凯塞尔效应实际上只能记忆挽近 时期的应力；而不能记忆古构造力。之所以如此，看来这 里有一个显微破裂的愈合问题。
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随着环境的改变，岩石会发生重结晶或新晶体生长的 作用，使那些古老的显微破裂焊接愈合，从而也就使其丧 失对古构造应力的记忆能力。 相反，挽近时期岩体的受力过程是在该岩体己处于地 表附近的常温，低围压条件下发生的，此时所产

生的显微 破裂系统，由于形成后所经历的时间很短，且始终处于常 温和低围压条件下，所以不会发生愈合。因此，当采样并 对岩石试件加载、且应力达到和超过挽近时期岩体所遭受 的应力量级时，这类显微破裂即将进一步扩展，从而引起 声发射的急剧增加，这也就是岩石凯塞尔效应只能记忆挽 近时期岩体所遭受过的应力的道理所在。
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此外，值得指出的是，近些年来的研究发现，挽近时 期遭受过方向和量值不同的多期应力作用的岩石，在其再 次受力过程中可能出现多个声发射频数急骤增高点 (图2— 53)，分别对应不同的先期应力，这种现象可称为多期凯 塞尔效应。 岩石多期凯塞尔效应的产生，是因为对于不同的主应 力组合，岩石内部最易发生进一步破裂的缺陷方位不同， 因而遭受过不同方向主应力组合作用的岩石，在其内部将 产生多个与各次受力相对应的显微破裂系统。当对这类岩 石试件进行加压试验并记录其声发射现象时，随着压力的 逐渐增大，每当外荷载引起的应力达到与某一期应力相等 的量级时，与之相对应的显微破裂就开始扩展，声发射的 累计频数也就随之出现一次突增，这就是多期凯塞尔效应 产生的机制。
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(3)测量结果的应用 通过上述讨论不难看出，与其它的应力测量方法不同， 凯塞尔效应测量结果所揭示的，并不是现存应力，而是岩 体于挽近期所遭受过的最大应力。如果在此期间岩体曾遭 受过不同应力场的作用，则通过多期凯塞尔效应，还可揭 示出岩体挽近期的受力历史及每一期主应力的方向及其最 大值。由凯塞尔效应所揭示的最新应力场，在方向上必定 与现存应力场相一致，而在量值方面则可能出现等于或大 于现存应力的两种情况。导致出现后一种情况
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区域地应力场的物理及数值模拟研究。
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近些年来，由于物理模拟，电算以及有限元方法的迅 速发展，已有可能对通过现场调研所建立起的区域应力 — 形变场发育的基本模式，进行进一步物理和数值模拟研究。 通过这种研究，不仅可以根据区内一些点的应力实测 资料反演现今区域地应力场，建立其现状的定量化模型， 取得不同地段在应力—形变强度和发震能力方面的定量关 系，而且可以通过改变外力或边界条件的系统分析，深入 研究区域地应力场的形成演化机制和规律，为定量评价岩 体稳定性及区域构造稳定性提供科学依据。
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2.5.3.1 模型的建立 通过对区域构造应力场演变史及现今地应力场基本特 征的地质、地貌研究和部分地点岩体应力的实测，应对区 域构造格架及区域应力—形

变场发育的基本特征有了一个 总体认识。以此为基础，通过适当的简化（概化），建立 一个符合实际的地质—力学模型，是保证模拟研究成功的 关键。 具体说来，模型的建立就是要正确确定模型的下述特 征， (1)模型的范围、内部结构及各部分的力学参数， (2)模型的边界条件及可能的外力作用方式， (3) 地区的总体应力 — 形变图象和部分地点的主应力 方向及大小。
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2.5.3.2 机制模拟研究 为考察模型建立的正确性和进—步研究作用的基本机 制，比较有效的方法是进行相似材料模拟研究。方法的要 点是，按抽象出的模式用相似材料制成模型，并于其表面 画上方格网，然后放入专门设计的装臵中施加外力进行变 形实验，在外力不断增大，变形累进发展过程中仔细观察 模型中所出现的各种现象，并以间断拍照的方式记录变形 发展的全过程。
第三章 岩体的变形与破坏
? 3.1 基本概念及研究意义? 变形：岩体承受应力，就会在体积、形状或宏 观连续性上发生某种变化（解释）。宏观连续性无 明显变化者称为变形（deformation )。 破坏：如果宏观连续性发生了显著变化的称为 破坏（failure)。岩体变形破坏的方式与过程既取决于岩体的岩 性、结构，也与所承受的应力状态及其变化有关。
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为什么要研究这两个问题，因为岩体在变形发展 与破坏过程中，除岩体内部结构与外型不断发生变化 外，岩体的应力状态也随之调整，并引起弹性变形和 释放等效应。 区域稳定和岩体稳定工程分析中的一个核心问题 就是要对上述变化和效应作出预测和评价，并论证它 们对人类工程活动的影响。 本章首先讨论不同荷载条件下岩体变形破坏机制 和过程；在此基础上讨论变形破坏过程中的时间效应 及岩体中空隙水压力对岩体变形破坏的影响。
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? 3.1.1 岩体变形破坏的基本过程与阶段划分? 根据裂隙岩石的三轴压缩实验过程曲线，可大致将块 状岩体受力变形破坏过程划分为五个阶段： ? 见图
4. 微破裂的发展出现了质的变化：即使 工作应力保持不变，由于应力的集中效应， 破裂仍会不断的累进性发展。首先从薄弱 环节开始，然后应力在另一个薄弱环节集 中，依次下去，直至整体破坏。体积应变 转为膨胀，轴应变速率和侧向应变速率加 速增大
3. 超过弹性极限（屈服 点），岩体进入塑性变 形阶段，体内开始出现 微破裂，且随应力差的 增大而发展，当应力保 持不变时，破裂也停止 发展。由于微破裂的出 现，岩体体积压缩速率 减缓，而轴向应变速率 和侧向应变速率均有所 增高
屈 服 强 度
2.经压密后，岩 体从不连续介

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