岩质边坡倾倒破坏模式与机理分析

安晓凡，巨广宏，李 宁

(1.中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司, 西安 710065;2.中国电建集团西北勘测设计研究院有限公司博士后科研工作站,西安 710065; 3.西安理工大学岩土工程研究所,西安 710048)

0 前 言

岩体的倾倒通常表现为单个或多个岩块围绕一点(或底面)向前倾覆的现象[1]。据统计，自然界中岩质边坡的失稳有22%为倾倒破坏(包括倾倒引起的落石)，仅次于碎屑流动模式(63%)，高于滑动破坏模式(12%)[2]。

相比于边坡的滑动破坏模式，人类对于倾倒破坏的认识较晚。1968年，Muller[3]在对意大利Vajont拱坝上游左岸滑坡的研究中首次提出了自然岩块的倾覆现象(overturning)。1971年Ashby[4]明确提出了除滑动和落石之外岩质边坡的第三种破坏形式—倾倒(toppling)。近几十年国内外报道出大量地边坡倾倒失稳实例，逐步揭示出一些特殊的和复杂的变形模式。但是现有的关于边坡倾倒类型的研究大多是在Goodman-Bray分类[5](简称G-B分类)框架下开展的，或针对特定案例的具体分析，并没有对这种破坏形式的边坡进行系统的归类和完善的总结。因此有必要以G-B分类为基础，对岩质边坡的倾倒破坏类型进行扩充和重新定义。

本文总结了国内外已报道的较为详细的近80个边坡倾倒实例，从边坡(岩体)几何特征、工程地质特征和失稳诱因3个方面分析归纳了边坡倾倒的变形演化规律和破坏特征。在此基础上，基于G-B分类提出了一种更为全面的倾倒边坡分类系统，包括基本倾倒模式、组合倾倒模式、蠕变模式、悬臂模式和顺层倾倒5个基本大类。新的分类旨在拓宽岩体倾倒破坏的研究范围，为倾倒边坡稳定性的量化分析提供支撑、夯实地质基础。

1 基于Goodman-Bray的边坡倾倒分类

关于岩质边坡倾倒失稳的分类，最早、最具代表性的来自于Goodman和Bray[5]，基本上涵盖了当时自然界能够观察到的所有倾倒边坡。根据岩体内部不连续面的组合形式，将典型的倾倒破坏模式分为：块体倾倒、弯曲倾倒、块体-弯曲倾倒(见图1)。此外，基于倾倒变形的原因和破坏机理，他们又补充了五种次生倾倒模式(见图2)。该分类使得在建立倾倒边坡的解析分析模型时有了基础的参考标准，通过经验类比的方式可以初步判断一类倾倒边坡的变形机理，为后续的稳定性评价提供准备。

此后，一些学者也试图从不同角度对倾倒边坡进行分类研究。Nichol等[6]将边坡倾倒划分为表现出延性破坏特征的弯曲倾倒和呈脆性破坏特征的块体倾倒两类。认为弯曲倾倒发生在软弱岩体中，变形速度慢；而块体倾倒发生在较硬的岩层，变形速度较快。但其忽略了边坡岩体结构面的空间构成，弯曲倾倒也可能会出现在由脆性的坚硬岩体构成的边坡中。此外，脆性破坏的确发生速度快、能量释放明显，但不能否认延性的弯曲倾倒边坡也能够形成巨大的破坏力。近些年我国揭露出的倾倒深度很大的边坡失稳实例，这些延性边坡在失稳前能量聚集大、变形可以不断发展，一旦形成贯通的破坏面，其很可能演化成大规模的滑坡。事实上，边坡的破坏应该是一个从延性过渡到脆性的过程。

黄润秋等[7]并没有着重强调倾倒是否为块体转动或者弯曲折断，而是以倾倒变形的发育深度为基准将倾倒边坡分类为：浅层倾倒变形、深层倾倒变形和复合倾倒变形。McAffee和Cruden[8]提出一种倾倒机理的定义方式：块体倾倒具有明确定义的与坡面近似平行的破坏面，竖直相邻的块体间表现出明显的相对转动；块体-弯曲倾倒包括一些不重要的折断面以及岩柱的弯曲；只有岩柱的挠曲可以促使弯曲倾倒，不存在离散的折断面。但是在此定义下，自然界中的弯曲倾倒就很难发生[6]。由于岩体中存在任意的交叉节理、断裂区域，当转动达到极限时破坏面就会形成。基于此，单纯的区分弯曲和块体倾倒就会受到限制，因为任何边坡都会经历不同变形机理的阶段。

Cruden和Hu[9]认为顺层边坡的倾倒受到不连续面间距的控制，并且基于实例首次报道了该倾倒模式和不连续面的特征。将边坡的顺层倾倒归纳为3种典型模式：块体-弯曲倾倒、多块体倾倒和Chevron倾倒。张丙先[10]详细介绍了西藏玉曲河下游岸坡的倾倒现象，按照空间组成将复杂的倾倒变形体分为3个类型：倾倒折断型，倾倒弯曲型，倾倒揉皱弯曲型。

本文统计了国内外已报道的较为完整的倾倒边坡实例,包括自然边坡(滑坡) 和人工边坡。相比于前者，后者受到工程建设等人类活动的影响较为突出。以边坡的地质力学分析模型建立为目标，在G-B分类的基础上，根据边坡岩体的破坏机理和复杂程度，将上述实例所代表的边坡倾倒模式分为基本倾倒模式、组合倾倒模式、蠕变模式、悬臂模式和顺层边坡倾倒5个大类。每种类型所对应的破坏模式见表1，本文第3节逐一阐述并揭示了各类边坡的失稳机理。

表1 本文提出的边坡倾倒破坏分类

2 典型倾倒边坡的工程地质特征

2.1 边坡岩体几何特征

倾倒边坡的几何特征主要表现在坡高H、坡角α和岩层倾角β这3个方面，以及岩体结构类型(2.2节详述)。坡高的离散程度较高(见图3)，从十几米的小型倾倒体到高度达到一千米以上的深层倾倒体(例如奥地利西南部的Oberes Törl边坡)。因此，从统计结果来看，边坡发生倾倒破坏与坡高并无直接关系。数值模型分析结果显示[11]，倾倒破坏程度和坡高/岩层厚度比有一定的正相关性。

因此，边坡倾倒与岩体结构特性关系密切。如图4所示，反倾边坡的倾倒破坏多发生在岩层倾角为60°～80°之间，约占总统计数量的62%，因此该范围为倾倒破坏的优势岩层倾角区间。当然也不能忽略缓岩层倾角边坡倾倒失稳的可能性。图5统计了各反倾边坡岩层倾角和坡角的关系，可以发现此类边坡变形(破坏)的几何边界条件为：坡角30°≤α≤ 90°，岩层倾角35° ≤β< 90°。结果显示岩层倾角对边坡倾倒变形的影响大于坡角，大多数的弯曲倾倒发生在陡倾角岩体中。坡角的分布则比较离散，这与各边坡，尤其是工程边坡的特殊性有关，还有一些边坡的倾倒变形只发生在局部位置，例如中、高高程处。但是缓坡角、陡倾角的边坡仍然需要特别关注，因为此类边坡往往被认为是稳定的。

发生倾倒的层状岩体可以简化的视为叠合悬臂块体系统，在自重和传递力作用下发生向临空面的倾覆。岩体的变形，包括块体之间的位移和块体本身的变形，会使得层间产生必然的相对位移(或相互错动)，这便是边坡倾倒的开始。对上述过程的力学解释是：当节理或不连续面之间的剪应力大于其抗剪强度时，由于岩体的弯曲变形才会引起层间滑移的发生。无论在何种天然应力场下，坡面的主应力迹线均发生明显的偏转，表现为最大主应力方向与坡面接近于平行，最小主应力方向与坡面接近于正交。因此，对于的反倾层状边坡，若层间摩擦角为φ，则层间滑移所满足的条件为[5]：

α≥90° +φ-β

(1)

图5中虚线为不同层间摩擦角条件下的层间滑移判别标准，可以看出Goodman-Bray准则仅可以作为倾倒发生条件的下限对边坡进行初步判断，因为当φ=20° 时仍有约1/4的边坡不满足该标准[12]。因此，该标准只可以作为判断边坡倾倒的下限条件，破坏还需要关注岩体的强度特性。

定义反倾边坡的特征角ζ为岩层倾角α和坡角β之和。由图6可知，发生倾倒破坏的反倾边坡其特征角基本上保持在大于100° 的范围内，平均值为118° 。根据该统计关系，可以经验性的判断一反倾层状边坡发生倾倒失稳的可能性。

2.2 岩体结构特征

大规模倾倒变形与边坡岩性的软弱程度、岩体结构等有密切关系。通过岩性特征、岩体结构特征和边坡变形特征3个方面阐述倾倒边坡的工程地质特征。

倾倒常发生于片理状的变质岩(片麻岩、片岩、千枚岩、板岩等)组成的岩质边坡，也可能发生于陡倾的层状沉积岩(砂岩、页岩、灰岩等)，也存在于规则节理的块状花岗岩和柱状节理的火山岩中[13-14]。块体倾倒常发生于较为坚硬的、被切割的岩体，相较而言发生弯曲倾倒的岩体较为软弱。此外，软硬互层、薄厚相间的岩体易发生弯曲倾倒或块体-弯曲倾倒，例如砂岩/板岩互层、灰岩/千枚岩互层、白云岩/页岩互层等。由于存在可能导致层间滑移的弱面(层理面)，岩体通常表现出各向异性[15]。

岩质边坡的倾倒破坏通常表现出明显的结构性特征，孙广忠[16]提出岩体结构力学的概念通过岩体的结构形式反映其力学行为。倾倒变形主要发生在块裂结构岩体和板裂结构岩体中，分别对应于块体倾倒和弯曲倾倒。谷德振[17]根据岩体结构划分岩体类别、评价岩体质量。将岩体分为4类，即整块状结构、层状结构、碎裂结构和散体结构。根据此分类能够得到划分岩质边坡块体倾倒和弯曲倾倒的依据：块体倾倒属于Ⅰ2、Ⅱ1类(结构面间距、完整性系数等参数表征)，弯曲倾倒属于Ⅱ1(刚性结构面，脆性破坏)、Ⅱ2类(柔性结构面，延性破坏)、Ⅲ2(互层状岩体结构，泥化结构面)。

通过观测坡表和深部岩体的变形破坏能够反映倾倒边坡的某些特征。如图7(a)所示，倾倒边坡的变形破坏与其他边坡有所不同，其坡表裂缝发展一般先从后缘开始，逐步向前缘发展，并且前缘的变形迹象较少。因此，相比于边坡底部，边坡中、上部发生较大程度的变形；坡面处常常会出现反翘陡坎和羊道(见图7(b))[18]；坡顶后缘形成地堑式沉降。边坡侧缘或平硐内能找到倾倒变形破坏的明确迹象。基于对勘探洞洞壁岩层倾角的测量，和对洞壁进行声波、地震波的测试，可以判断由坡表向坡体内部方向岩体倾倒程度的强弱，以及大致确定倾倒深度。图8(a)、8(b)分别为茨哈峡水电站左岸4号倾倒体PD106号平硐岩层倾角和地震波速沿洞深的变化趋势，该平硐所揭露的岩体倾倒变形深度约为60 m。强倾倒区内岩层倾角的变化较大，但其平均值(约为35°)远小于弱倾倒区(约为60°)；地震波速也能够反映出强倾倒区域岩体的破碎程度大于弱倾倒区。

2.3 失稳诱因

导致滑坡产生的原因可以简单地分为外因和内因。前者是保持岩体抗剪强度不变的情况下增加剪应力的因素，可能是由于例如河水侵蚀或人工开挖等因素使边坡变陡或高度增加而引起的。后者是致使边坡破坏而不改变其几何形状的因素。因此，边坡破坏一定是由于剪应力保持恒定而抗剪强度降低所导致的。抗剪强度降低最常见原因是边坡内水压力的增大，和/或岩体的粘聚力和/或摩擦力逐渐减小，使边坡沿着某些关键层面发生剪切。当然，外部和内部因素可以同时起作用，以降低抗剪强度并增加岩体的剪应力。

导致边坡发生倾倒破坏的内因包括易于倾倒的岩体自身的特殊结构特性，即反倾层状或陡倾顺层结构，此时边坡变形由一组(或多组)切割岩体的结构面所控制；或者特殊的岩性和地质条件。另外坡形也起到关键的作用，如果坡体两侧被两条冲沟切割，呈三面临空状态，从地形上看有利于边坡岩体向临空面倾倒。除此之外，外荷载是特别重要的因素，以下按照影响的重要性和频次逐一介绍。

(1) 自重荷载。特别是会引发类似于蠕变模式的深层重力式滑坡(详见3.3节)。

(2) 水荷载。其影响尤其严重而且发生条件简单、频繁，包括地下水、降雨、库水位变化等引起的岩体静、动水压力的变化。张世殊等[19]解释了蓄水导致溪洛渡水库星光三组倾倒体失稳的过程。

(3) 切坡作用。开挖导致坡脚变陡，对于工程边坡是一个很重要的影响因素[12]，其次导致切坡作用的还包括河流冲刷下切、冰川侵蚀或推移。

(4) 岩土体冻胀。国内外对于这类影响的研究较少，冻融作用导致边坡倾倒多发生于北美落基山脉、欧洲阿尔卑斯山脉以及喜马拉雅山脉。Reitner等以奥地利阿尔卑斯山脉由于冰川侵蚀引起的高边坡变形现象为背景，揭示了冻融循环引起楔形体下移和边坡倾倒的机理[20]。

(5) 动荷载，包括地震和爆破荷载。地震荷载，尤其是水平地震力会增加岩体的倾倒力矩，对控制倾倒变形非常不利。为了保证开挖边坡的陡峭程度，需要针对于不同岩体专门研究确定最佳的爆破模式和技术，包括：使用小直径爆破孔，减少间距和单个孔的装药量，以及在缓冲孔之间设置延迟；监测岩体的最大爆破振动速度，确定不同爆破模式和荷载状况对振动速度的影响[21-22]。

3 岩质边坡倾倒失稳类型和机理

3.1 基本倾倒模式

岩质边坡是多种几何形式和强度结构的岩体的组合体。如果将单独的潜在倾倒岩体作为研究对象，只考虑其自身的变形和破坏特征，不考虑块体之间的相互作用以及其在整个边坡中的作用。那么，岩体的倾倒失稳机制可以分为以下2种：块状岩体倾覆和悬臂状岩体弯曲折断。值得注意的是，独立岩块的倾倒只存在这两种破坏机制。因此，根据控制性失稳机制的不同，将边坡倾倒的基本模式分为块体倾倒、弯曲倾倒和块体-弯曲倾倒3类。

(1) 块体倾倒

运动学[23]是最早用于描述块状岩体倾倒的理论化研究方法。置于斜面上的岩块，在不考虑与斜面之间粘聚力的情况下，根据几何参数的不同可能出现图9所示的4种运动状态。

块体倾倒发生在边坡岩柱由两组特定的正交节理组成的情况。如图10所示，其中主要结构面为一组倾向于坡内、陡倾的小间距节理，第二组结构面是由坡脚处开始发育的、间距较大的节理[24]。因此，边坡坡脚由短岩柱组成，承受由上部较长岩柱传递的荷载，由此推移坡脚处的岩柱运动并使得上部岩体产生倾倒的空间。当块体的质心落在块体底面的外侧或者坡脚处的块体被顶部倾覆块体的传递荷载推移时，倾倒现象便会开始。

相比于弯曲倾倒，块体倾倒中扰动岩体的底面更为明显，由正交节理形成的台阶状层面组成。这种情况下，由于挠曲产生的新的岩石破裂必然很大程度上少于弯曲倾倒。由于整个节理系统的具有很好的连通性，因此倾倒体中的水位并不高。薄层状的沉积岩例如石灰岩、砂岩以及柱状节理的火山岩中可能会发生块体倾倒。块体倾倒总是伴随着落石和崩塌的现象，这是块体倾倒之后岩体的运动表现形式。

(2) 弯曲倾倒

发生弯曲倾倒的边坡，岩体一般存在一组优势的不连续面，使得坡体由半连续的悬臂梁组成。坡脚的滑动、开挖或者侵蚀会使得破坏开始并且向后方传递，形成大面积、深层的拉裂，只有当倾倒折断面与坡顶相交时岩层破裂和弯曲的发展才能够停止。悬臂梁向临空面的运动会产生层间滑移，岩层的一部分上表面可能会暴露在逆向陡坎中。由于弯曲倾倒不存在滑动面，因此由钻探的结果并不会发现顺坡向的岩体滑动现象。此外，由于变形是渐进的，通常很难找到扰动的基线，某些特定的条件下能通过边坡侧面观察到由坡脚发育而成的倾倒折断面，如图11所示[25]。

不同于块体倾倒，由于发生弯曲倾倒的悬臂岩柱之间几乎没有水力传递，因此不同钻孔的水位高度差异非常大。此外，块体倾倒的岩体之间为点-面接触，而弯曲倾倒的岩柱具有更好的连续性，且在弯曲过程中保持面与面的接触。扩展到边坡尺度，一般情况下弯曲倾倒发生在薄层或微变质岩例如页岩和千枚岩中，而不是节理化的沉积岩或者火成岩中。因此，弯曲倾倒边坡表现出典型的层间剪切、坡面处出现反翘陡坎以及坡顶后缘的拉裂缝宽度随着深度而减小的特征。

(3) 块体-弯曲倾倒

块体-弯曲倾倒具有似连续弯曲的特征，即长岩柱的位移由大量正交节理所切割岩体的累计运动组成。坡脚处的岩体沿着节理面发生滑移，同时其他岩体紧密相连的发生滑动和倾覆。其中，滑动的发生是因为累计的倾覆现象使得变形体内的正交节理变得陡峭。相比于块体倾倒，这种模式没有很多的角-边接触，即块体倾倒岩块间的点接触。但是扰动体内的岩层变形足以形成松动的、节理张开程度大的特征，如12所示[26]。因此，薄层状、互层状岩体结构，例如砂板岩互层、燧石板岩互层以及薄层状石灰岩会呈现出块体-弯曲倾倒现象。

图12 大峡谷Clear Creek附近的一处块体-弯曲倾倒。已倾倒块体滑落山坡，底部剩余岩体可观察到明显破坏底面(倾角约35° )，图中远处未完全破坏的倾倒体内发育有大量裂缝和空隙。

从边坡力学模型分析的角度出发，块体-弯曲倾倒可以看作是块体倾倒和弯曲倾倒之间的一种中间状态[27]。即弯曲倾倒边坡在渐进破坏过程中，由于内部岩柱的不连续破裂可能会先过渡为块体-弯曲倾倒模式，然后大量的近似正交节理的形成，使得边坡最后演化为块体倾倒模式(见图13)。由此可以解释，软硬互层、薄厚相间的边坡更容易发生块体-弯曲倾倒。因为边坡在变形过程中，硬岩更容易发生折断而产生不连续的正交节理，而软岩则表现出更强的柔性特征(大变形而不破坏)，具有更好的连续性。

3.2 组合倾倒模式

边坡的组合倾倒是：倾倒和滑动等多种破坏形式在坡体不同空间部位的组合。即边坡的整体稳定性受到包括倾倒在内的多种变形模式控制。这些模式在空间(边坡的各个部位)和时间(岩体变形演化的各个阶段)尺度上存在多种组合形式。统计得到的边坡组合倾倒模式见表1，其中前3类出现在G-B分类中，第四类为本研究新增。以下结合实际案例分别对其变形破坏机理进行阐述。

(1) 上部倾倒-下部滑动

失稳岩体由边坡上部倾倒体和下部滑动体两部分组成。倾倒表现为上部节理岩体向滑动体顶部倾覆，这是由于下部的滑动提供了倾倒的空间。该破坏模式最著名的案例是加拿大Frank滑坡，其变形破坏模式为上部弯曲倾倒-下部剪切滑动[28]。由于所在的Turtle山坡内存在不利的背斜层面，加之采矿活动的影响，1903年4月29日凌晨4点10分，大约三千万立方米的岩体失稳形成大型的高速滑坡，造成约70人死亡。另外一个上部块体倾倒下部滑动失稳的实例是瑞士南部的Randa滑坡(见图14)，该边坡上部为反向陡倾(75°～89°)的厚层状结构岩体，冻融作用导致岩体脆性强度随着时间降低和渐进破坏是滑坡的主要触发因素[29]。

(2) 上部滑动-下部倾倒

边坡由上部滑动体和下部倾倒体两部分组成，失稳模式可能是推移式，也可能是牵引式。前者只能在滑动之后发生，即上部岩土体滑动(或坍塌)所产生的推力作用于下部陡倾层状岩体后缘所形成；而后者倾倒破坏可能会先于以及触发滑移运动。金川露天矿一矿区边坡是一个上部滑动、下部弯曲倾倒的典型案例(见图15)，由地质描述的裂隙特征能够反映区域边坡岩体的破坏形式[30-31]。坡体内的裂隙按错动特征可分为2类：张扭性裂隙主要在边坡上部的滑动区发育，倾向矿坑，裂隙张开，宽1.0 m；压扭性裂隙在边坡下部倾倒区内发育，倾向坡内，形成反坡向陡坎，高达1～2 m，裂隙面上产生明显的擦痕和槽沟。

(3) 顶部滑动-底部倾倒

由上部滑动岩(土)体的传递力导致坡脚处岩体的倾倒。自然界中此类边坡的变形破坏模式较难观察到，不同于上部滑动-下部倾倒模式中滑动力施加在倾倒体的后缘，顶部滑动-底部倾倒模式中滑动体的推力是施加在倾倒体顶部的[32]，如见图16所示。类似于由两种变形机理的岩体组合而成，即滑动体为主动变形区域，潜在的倾倒体为被动变形区域。

(4) 地堑式倾倒

地堑式倾倒即边坡顶部的楔形体失稳后，岩体下滑并作用在中部的倾倒体后缘，导致边坡整体破坏的模式(见图17)。楔形体主动下移之后，坡顶会形成类似于地堑的陡坎。地堑式倾倒主要受到岩体内摩擦角的控制，孔压对中部的弯曲倾倒体的稳定性影响非常大[33]。Alejano等[34]介绍的一个典型的地堑式复合倾倒实例，边坡破坏模式为后缘楔形体滑动-中部倾倒-底部剪切滑动，失稳原因是地下水位的升高导致施加在岩块上的平均水压力增大。类似的破坏还发生在拉西瓦水电站果卜岸坡，坡顶前缘形成高度达到20 m的陡倾错台，坡表出现数条拉裂缝。但是，果卜岸坡为大型的深层蠕变倾倒体，其变形机制更加复杂。

3.3 深层倾倒

早期对于倾倒边坡的研究主要集中在变形深度为十几米的浅层倾倒边坡中，建立的力学和工程地质分析模型也只适用于此类模式单一的小型倾倒体。深层倾倒是近20 a才注意到的，具有倾倒发育范围广、深度大的特征。变形特征可能是蠕变、缓慢的，也有可能会导致大型甚至巨型的滑坡，因此不容忽视。深层倾倒是由深层岩体的弯曲变形所引起的“连锁反应”，从坡表到坡体内部表现出不同的倾倒程度，坡表的强烈倾倒带有可能是块体倾倒的模式[35]，其工程地质模型见图18。

除了水压力等外部影响因素，深层倾倒往往和深层重力边坡变形(deep-seated gravitational slope deformation)关系密切，即重力引起(作用下)的边坡长期蠕变失稳。因此，深层倾倒边坡具有以下规律性的特征：

(1) 据统计，发生深层倾倒的边坡平均坡角37.83° ，远小于倾倒边坡坡角平均值52.43° (全部统计案例平均值)。深层倾倒甚至可以发生在坡角小于或等于30° 的缓坡中，例如锦屏水电站三滩坝址上游的呷巴滑坡坡角在20° ～30° 之间。

(2) 如图19所示，深层倾倒一般发生在高度超过300 m的大型边坡中，平均坡高达到743 m。甚至包括一些高度超过1 000 m的巨型边坡，例如法国La Clapière滑坡、奥地利Oberes Törl滑坡和日本Aka-kuzure滑坡，均是重力荷载驱动下的深层倾倒变形体。根据坡高、倾倒发育程度的不同，弯曲倾倒深度各异，但是平均倾倒深度达到150 m。这些大规模的倾倒边坡虽然变形缓慢，但是可能会逐步演化为大型、甚至巨型的滑坡，因此需要特别关注。

(3) 不同于浅层或小型倾倒体的破坏面是单一的直线型，深层倾倒边坡的破坏面一般为较复杂的多折线形。

(4) 深层倾倒边坡的运动速度可以超过100 mm/d，而不发生灾难性的破坏，意味着岩体的位移积累量可以很大。所观测到的大变形一般出现在破坏区域的中心部位和上部，多数情况下，由于坡顶位移较大可能会形成大范围下降的地堑。因此，深层倾倒可以通过监测手段来预测和预防。通常岩层位移的增加会导致落石可能性的增加，此时人类活动应当受到限制且暂停采矿活动。

(5) 倾倒破坏对由于地下水位变化引起的水压力的微小波动极为敏感，此外坡脚处只要很小的位移就会使得边坡中部和顶部产生大范围的倾倒。因此，坡脚开采或地下水压力波动之后，岩层会出现加速变形的阶段。此外，深层倾倒对不连续面的摩擦角也很敏感。

3.4 拉裂倾倒

拉裂倾倒也称作悬臂梁倾倒，是指陡倾边坡上方所形成的新拉裂缝所演化而成的倾倒块体。可能发生于石灰岩、火山灰、强风化岩体、湿沙以及硬黏土中。如图20所示，边坡的变形表现出岩块从母体中剥离、弯折、破坏的形式，变形块体后部出现明显的、宽度随深度的增加而减小的拉裂缝[36]。与多块体倾倒的区别是，单一岩柱倾倒的稳定性与边坡坡形、地质构造、岩体特性无关，主要取决于岩土体特殊结构、地质特征，另外可能受到外荷载作用。

孤立的柱状危岩体在山区或海岸带很常见，岩性较硬但风化程度一般较高，垂直方向上的稳定性较好，在断面上一般具有高而长的特点。当坡脚由于地下开采或掏蚀冲刷，支撑力减弱，直立的不稳定岩体不断向临空方向倾倒。当岩体重心偏离到一定程度，或在地震等水平力作用下，危岩体根部内侧最大张拉应力超过岩体强度发生拉裂折断，形成倾倒崩塌。实际上，拉裂倾倒的破坏模式可以视为单一或者叠合岩体的块体倾倒或者弯曲倾倒。与本研究所阐述的其他倾倒类型的区别是，在地貌上不是边坡整体的变形演化，而是接近临空面局部岩层的失稳。但其破坏机理仍然是块体倾覆或弯曲折断。法国南部Saint-Jouin-Bruneval附近海岸在2013年发生了一个典型的边坡拉裂倾倒失稳案例，并且被完整记录下来[37]。破坏很有可能是底部饱和粘土的缓慢流动所引发的，土体流失提供了上部岩体倾倒的空间和先决条件。

3.5 顺层倾倒

顺层边坡(cataclinal slope)是指不连续面的倾向与坡面倾向相同的层状边坡，可以进一步被分类为缓倾顺层边坡(不连续面倾角小于或等于坡角)和陡倾顺层边坡(不连续面倾角大于坡角)。大多数的、常规意义上的倾倒(common toppling)发生在反倾边坡(anaclinal slope)中。然而倾倒变形也很有可能发生在陡倾的顺层岩质边坡中，即当不连续面的倾向与坡面倾向相同，且倾角陡于坡角和不连续面摩擦角的情况(见图21)。顺层边坡的倾倒破坏容易被地质学家、地貌学家和岩土工程师所忽视，因为通常情况下此类边坡被归类为是稳定的。

顺层边坡的块体倾倒一般需要借助外力才能发生。然而，G-B模型并未考虑水压力的作用，因此无法解释岩体的非常规倾倒现象，例如不规则底面和倾倒岩体倾角的渐变现象，特别是陡倾顺层岩体的倾倒现象[38]。正是水压力和冻融作用等形成额外的倾倒力矩，才促使顺向坡的陡倾岩层也能够发生向前方临空面的倾倒[39]。

Goodman和Bray将顺层边坡的弯曲倾倒定义为蠕变倾倒，即顺层岩体在自重或外力作用下发生向临空面方向的弯曲蠕变现象，往往呈现出岩体大幅度的柔性弯曲变形。但是很少有研究对该特征做出理论性的解释，更多的是停留在对变形破坏现象的描述。Cruden和Hu[9]首次报道了顺层倾倒的模式和不连续面特征，分析了倾倒的控制条件，描述了顺层边坡倾倒的发展过程。认为顺层边坡可以在不需要外力驱使的条件下发生倾倒破坏，并且将Goodman和Bray针对反倾岩层滑移的判别条件扩展到顺层边坡(见公式(2))。结果显示，相比于G-B分类，倾倒可以发生在更大的空间范围内。

α+(90°-φ)≥β

(2)

根据本研究统计的15个典型的顺层边坡倾倒实例，总结得到此类边坡具有以下典型特征：

(1) 如图22所示，顺层边坡的倾倒失稳一般发生在岩层倾角大于 60° 的条件下，集中在70° ～80° 范围内。坡角的分布范围则较为离散，在30° ～70° 范围内。总体而言，此类边坡的岩层倾角均大于坡角。当层间摩擦角φ=35° 时，各边坡实例均能够满足Cruden-Hu的判别标准。

(2) 陡倾顺层坡倾倒变形破坏多发育在高陡斜坡、尤其是快速下切的河谷岸坡中[40]。

(3) 破坏模式多为顺层-弯曲倾倒，顺层-块体倾倒的情况较为少见。岩性上多发育在软硬相间、力学性质相差较大的互层状岩体，类似于弯曲倾倒或块体-弯曲倾倒模式的岩性特征。

图23展示了一个陡倾顺层边坡倾倒破坏的过程[41]，结合本研究所统计的顺层倾倒特征，可以得到此类边坡失稳的演化过程为：随着边坡变形的发展，中后部岩体在初始扰动或自重荷载的作用下，层状岩体沿片理面开始发生相对滑移。伴随着层间滑移的发展，板状岩体因下部受阻而发生屈曲，当岩层弯曲达到一定的程度，会推动前缘岩体逐渐向临空面倾倒。整个坡体的滑动-倾倒变形进一步加剧，使得后缘屈曲岩层可能发生剪切破坏；前缘岩层的弯曲达到一定程度时可导致根部折断，形成断续分布的折断面，并可能追踪相邻的、倾向坡外的裂隙等结构面。最终，当各部位岩层的最大弯曲、破裂带相互贯通，并形成倾向坡外完整破坏面时，边坡将沿此面发生滑动，形成蠕滑-拉裂型滑坡。因此，陡倾顺层边坡倾倒的机理是中后部岩层滑动而导致坡面浅层或前缘岩体弯曲倾倒的推移式破坏。

4 结 论

(1) 新的分类系统在Goodman和Bray研究[5]的基础上，拓宽了边坡倾倒失稳的研究范围，具体表现在：① 基本模式仍沿用块体倾倒、弯曲倾倒和块体-弯曲倾倒；② 增加了深层倾倒的蠕变模式；③ 增加了顺层倾倒模式；④ 组合模式中增加了地堑式倾倒的亚类；⑤ 区别于多块体倾倒，将悬臂模式从次生倾倒中单独列出。

(2) 块体倾倒和弯曲倾倒的本质区别在于：前者是由于岩块围绕底面端点转动而发生的倾覆现象，块体本身变形很小，发生块体倾倒的边坡一般存在清晰的破坏面；后者是由于岩层塑性弯曲而产生大变形直至断裂，弯曲倾倒边坡在失稳之前一般很难观察到明显的破坏面。

(3) 统计结果显示，边坡倾倒与坡高并无直接关系，而与岩体结构特性关系密切。反倾边坡倾倒破坏多发生在岩层倾角60° ～80° 、特征角(坡角和岩层倾角之和)大于100° 的范围内，且岩层倾角对边坡倾倒的影响大于坡角。顺层倾倒发生在岩层倾角大于60°且大于坡角的情况下，岩性多发育在力学性质相差较大的互层状岩体中，破坏模式为推移式顺层-弯曲倾倒。

(4) 深层倾倒发生在高度超过300 m、坡度相对较缓的大(巨)型边坡中，破坏呈现出显著的多级倾倒特征，破坏面为较复杂的多折线形。除了外部因素影响，深层倾倒和重力作用下的边坡长期蠕变失稳有密切关系。

(5) 拉裂倾倒在地貌上不是边坡整体的变形演化，而是接近临空面的局部岩体失稳。其稳定性通常与坡形、地质构造、岩体特性无关，主要取决于岩土体特殊结构、地质特征或外荷载作用。