工程地质分析原理课件

第八章地面沉降问题的工程地质分析工程地质分析原理国名

地点沉降面积（km2）最大沉降速率（cm/a）最大沉降量（m）发生沉降的主要时间备注州或省市具体地点

日本东京江东及城北工业区29019.54.231892－1968开发地下水大阪16.32.81925－1968九州

佐贺县白石平原88201954－1965尼崎3.1

美国加州圣克拉拉流域600213.901915－1967圣华金流域900046.08.551935－1968洛斯贝诺斯－开脱尔曼市2330404.88

－1955邱拉里华兹科＞303.961926－1954长滩市威明顿油田327191926－1968开采石油内华达州拉斯维加斯50011935－1963抽取地下水亚利桑那州凤凰城31031952－1970得克萨斯州休斯顿－加尔维斯顿100001－21943－1969路易斯安那州巴吞鲁日5000.31934－1965墨西哥墨西哥城7560427.51890－1957意大利波河三角洲80030＞0.251953－1960开采石油

中国上海天津台湾市区及郊区台北盆地730010.121.622.6671.761.701921－19871959－19831963－抽取地下水表8－18.l基本概念及研究意义主要危害

(1).沿海地区沉降使地面低于海面，受海水侵袭；

(2)一些港口城市，由于码头、堤岸的沉降而丧失或降低了港湾设施的能力;(3)桥墩下沉，桥梁净空减小，影响水上交通.(4)在一些地面沉降强烈的地区，伴随地面垂直沉陷而发生的较大水平位移，往往会对许多地面和地下构筑物造成巨大危害;(5)在地面沉降区还有一些较为常见的现象，如深井管上升、井台破坏，高摆脱空，桥墩的不均匀下沉等，这些现象虽然不致于造成大的危害，但也会给市政建设的各方面带来一定影响。天津市地面沉降西安市地面沉降8.2

地面沉降的形成机制8.2.1

承压水位降低所引起的应力转变及土层的压密位于末固结或半固结疏松沉积层地区内的大城市，因为潜水易于污染往往开发深层的承压水作为工业及生活用水的水源。’在孔隙承压含水层中，抽汲地下水所引起的承压水位的降低，必然要使含水层本身和其上、下相对含水层中的孔隙水压力随之而减小。根据有效应力原理可知，土中由复盖层荷载引起的总应力是由孔隙中的水和土颗粒骨架共同承担的。由水承担的部分称为孔隙水压力，它不能引起土层的压密，故又称为中性压力，而由土骨架承担的部分则能直接造成土层的压密，故称为有效应力；二者之和等于总应力。假定抽水过程中土层内的总应力不变，那么孔隙水压力的减小必然导致土中有效应力的等量增大，结果就会引起土层成比例的固结。由于区域性地面沉降范围较广阔，压缩层厚度与沉降范围相比较，又相对较小，因此无论从理论或实际应用上，即可以把这类由于抽水引起的地面沉降问题按一维固结问题处理。以三层结构条件下单层抽水的情况为例，对抽水过程中土层中应力的转变及土层的固结问题进行具体分析。

由于透水性能的显著差异，上述孔隙水压力减小，有效应力相应增大的过程，在砂层和粘土层中的表现是截然不同的。在砂层中这一过程基本上可志着固结进展程度的应力转换线逐渐地向最终边界线坝推进[如图8—5(b)]，而达到AB线(与降低后的承压水位相平按的孔隙水压力线)所需的时间，正如模型试验(图8—6)所表明的，拄往需要几个月、几年甚至几十年(取决于土层厚度和透水性)。这样，在承压水位降低后，直到应力转变过程(也就是固结过程)最终完成之前的相当长的一段时间里，粘土层中始终不同程度地存在有高于和新的承压水位相平衡的孔隙水压力，这部分孔陷水压力通常被称为剽余孔隙水压力或超孔隙水压力。土层内现有的剽余孔隙水压力的大小，是衡量该土层在现存的应力条件下可能最终产生的固结、压密的强烈程度的重要标志，通常可以通过实测加以查明。以上通过一种较简单的三层结构、单层抽水模式，的机制。其它多层结构(甚至多层抽水)类型的沉降，制仍然是相同的，所以就不再一一地进行讨论了。

8.2.2土层的性质及其变化与地面沉降的关系8.2.2.1土层的固结状态与地面沉降的关系讨论了承压水位下降引起地面沉降尽管情况要复杂得多。如前所述，在土的固结、压密过程中起作用的只是有效应力，也就是说，土的固结、压密程度主要取决于曾经作用于土体上的有效应力的大小。通常将曾经作用于土层中的最大有效应力称为该土层的予固结应力(或先期固结应力)，它相当于压缩曲线上开始的近水平段终点处的压力值(如图8—7)，故可通过实验加以测定。如果抽水前土层不同深度处的固结程度都与土中现有的天然有效应力此相适应，那么这种土层就称为正常固结的土层，此时该土层内的天然孔隙水压力线(即静水压力线)与预因结应力线相重合。这里所谓的预固结应力线，是指在不同深度上，从总应力线向左方截取该深度土的预固结应力值所得各点的连续。倘若当前土层内不同深度处的固结程度不与现有的天然有效应力此相适应，在相同的条件下，超固结土层的压密星将小于正常固结土层，同理，欠固结土层的压密量则将大于正常固结土层。8.2.2.3砂层与粘土层的压密在地面沉降中的相对重要性

在较低的有效应力增长条件下，粘土层的压密在地面沉降中起主要作用，而在水位回升过程中，砂层的膨胀回弹则有决定意义。

8.3地面沉降的产生条件从前面的讨论中可以看出，地面沉降的产生需要一定的地质、水文地质条件和土层内的应力转变(由水所承担的那部分应力不断转移到土颗粒上)条件。从地质、水文地质条件来看，疏松的多层含水体系；共中承压含水层的水量丰富，适于长期开采；开采层的影响范围内，特别是它的顶、底板，有厚层的正常固结甚或欠固结的可压缩性粘性土层等，对于地面沉降的产生是特别有利。从土层内的应力转变条件来看，承压水位大幅度波动式的趋势性降低，则是造成范围不断扩大的、累进性应力转变的必要前提。8.4

地面沉降的研究、预测及防治8.4.1场面沉烽的工程地质研究为了掌握地面沉降的规律和特点，合理拟定控制地面沉降的措施，研究工作必须包括下述内容：

(1)地区地质结构的研究；

(2)地面水准点的定期测量，(3)地下水开采量统计及地下水位的长期观测；

(4)粘性土层孔隙水压力的观测；

(5)土层性质的测试；

(6)各土层实际沉降量的监测及土性参数的反算。其中前三项工作属常规性质，用一般通用的方法进行。8.4.1.1

粘性土层孔隙水压力的观测为研究抽、灌水作用下，土层不同深度处孔隙水压力的消关数据，应有计划地开展现场孔阳水压力观测工作。，除常规上工试验外，还需进行以下一些专门性质的试验研究工作：为此，需在不同地区酌粘性土层内埋没孔隙水压力观测孔，观测在夏军用水期一般每5天一次，其他季节每10天一次。8.4.1.2

土层性质的测试研究从地面沉降角度研究土层的性质8.4.1.3

各土层实际沉降量的监测及土性参数的反算8.4.2

地面沉降的预测及防治8.4.2.1

防治地面沉降的原则和方法工程地质分析原理第二章地壳岩体的天然应力状态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。

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（virginalstress）

自重应力（gravitationalstress）

构造应力（tectonicstress）活动的（activetectonicstress）剩余的（residualtectonicstress）

变异及残余应力（alteredandresidualstress）

感生应力（inducedstress）

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：

（μ为岩体的泊松比，N。称为岩体的侧压力系数。）

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。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=rh⑵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。

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。

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。

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

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。

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。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。

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。

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。

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。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）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）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。

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，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)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。

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。

(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CR<C0，故随应变、应力的发展很快进入粘性变形阶段，沿最大受力方向产生粘性的压缩变形，垂直于最大主应力方向则产生伸长和隆起，而不发生破坏；方向有利的断裂带内，因其应变速率CF>C0，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。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<Ca。在这样的条件下，由于岩体本身及断裂带的应变速率均低于临界应变速率C0(如图2—28(a)中的③区)

，故这类地区的特点应是以地壳隆升或沉降为标志的地形变微弱，无活断层发育，故代表着现代构造稳定区的情况。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：σv=A+γh（γ大体相当于岩体的平均容重，A为常数）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σv/γh比值统计资料σv

/γh<0.80.8-1.2>1.2所占百分比13.717.360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。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。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.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。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。（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。（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。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。(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。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。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。

2.5岩体应力和区域应力场研究

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。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。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。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2.5.2.1应力恢复法（stress-recoverymethod)

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2.5.2.2应力解除法（stress-reliefmethod)：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。从刻槽前装置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。图3-28应力解除法布置图1.刻痕；2.电阻片的布置图3-29钻孔内应力解除法2.5.2.3水压致裂法(hydraulicfracturingmethod)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。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。2.5.2.5定向岩心非弹性应变恢复测量法：

1．基本原理实测结果表明，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

(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(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。

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。

(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。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。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。(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2·5·3区域地应力场的物理及数值模拟研究。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。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。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置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。

第六章水库诱发地震活动的工程地质分析

工程地质分析原理6·1基本概念及研究意义在一定条件下，人类的工程活动可以诱发地震，诸如修建水库，城市或油田的抽水或注水，矿山坑道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起当地出现异常的地震活动，这类地震活动统称为诱发地震（inducedearthquake）。其形成一方面依赖于该区的地质条件、地应力状态和有待释放的应变能积累程度等因素；另一方面也与工程行为是否改变了一定范围内应力场的平衡状态密切相关。

一般说来诱发地震的震级比较小，震源深度比较浅，对经济建设和社会生活的影响范围也比较小。但是水库诱发地震则曾经多次造成破坏性后果，更有甚者，水库诱发地震还经常威胁着水库大坝的安全，甚至可能酿成远比地震直接破坏更为严重的次生地质灾害，因此对水库诱发地震发生的可能性应予以高度重视。水库诱发地震活动发现于本世纪30年代。最早发现于希腊的马拉松水库．伴随该水库蓄水、1931年库区就产生了频繁的地震活动。此后，发现有相当一部分水库蓄水过程中伴随有水库诱发地震现象。60年代以来出现了一些新的情况：一方面是几个大水库相继产生了6级以上的强烈地震，造成大坝、附近建筑物的破坏和人员的死伤；另一方面是发现了深井注水(美国)可以诱发地震，为水库诱发地震的形成机制提供了有价值的资料。于是这方面的研究重新活跃起来。6.2水库诱发地震活动性变化的几种典型情况自1975年第一届国际诱发地震会议以来，经过研究的与水库蓄水有关的地震活动性变化的事例迅速增多。其中有的是活动性(频度、强度)增加，这类事例公认的约有百余例；活动性减弱的事例也有4例，绝大多数水库蓄水后地震活动性没有变化。下面分别介绍各种典型情况，而以水库活动性增强为着重点。6.2.1蓄水后地震活动性增强6.2.1.1卡里巴—科列马斯塔型地震活动性的主要变化主要发生在1963年6月水库蓄水位超出正常高水位之后，尤以1963年8月库水位超出正常高水位2.9m之后为最强烈，此时水头增值仅为2％，以此作为地震活动性强烈变化的诱因是缺乏说服力的。可是在正常高水位附近，水位波动几米库容变化却很大，显然库底岩石所承受的水库附加荷载以及附加荷载的影响深度都随之产生较大变化，水库底部承受附加应力超出一定值的岩石的体积也会产生很大变化。美国胡佛坝（米德湖）希腊科列玛斯塔坝赞比亚卡里巴坝坝型及坝高（m)重力拱坝，222心墙堆石坝，165双曲拱坝，127库容（亿m3）36747.51604开始蓄水及满库时间1935；1938.71965.7.21；1966.21958.12；1963.8地震活动特征第一次地震时间1936.91965.81961.7地震次数（起止时间）6000次（1936－1945）10000次（1936－1971）M≥2.0的前震740次，余震2580次（1966－1968）M≥2.0，1397次(1959.6－1968.12）主震震级（时间）5.0（1939.5.4）6.3（1966.2.5）6.1（1963.9.23）较大地震震级（时间）4.1（42.8.11）；4.4（42.9.9）；5.0（66.3.8）；5.0（66.4.3）；5.5（66.5.4）；5.5（66.6.11）；4.5（66.12.12）5.6（63.9.23）；5.8（63.9.23）；5.5（63.9.24）；6.0（63.9.25）；5.3（63.10.5）；5.8（63.11.8）；4.2（66.4.5）；5.5（67.4.20）

地震活动与水库蓄水的时空相关性及其它特征

水库水升高到100m以上时发生地震，随水位进一步增高地震活动加强，库水达到正常高水位并继续上升时发生主震，95％以上的地震发生在距水库32km之内，震中沿断层分布

充水开始后六个月水深仅120m即发生6.3级主震。1967－1972仅有宏观记录，地震活动频率与水位高度正相关。地震活动限于水库区小范围内

地震活动与库水位的变化对应关系不明显，但与库底岩石中附加剪应力超过1巴的岩石体积Vτ正相关。确切定位的159次地震大多数位于水库范围内，且绝大部分位于坝附近库水最深的盆地中表6－1水库诱发地震活动重要实例印度科因纳坝中国新丰江坝中国丹江口坝塔吉克斯坦努列克坝块石混凝土重力坝，103单支墩大头坝，105宽缝重力坝，97土石坝，305m27.08115160.51051962.6；1964.81959.10.20；1961.9.231967.111972（105m）；1976（205m）；1981（305m）1963年地震频率明显增高1959.10，广州台记录到来自库区方向的2－4级地震三次；

1960.7的4.3级地震才引起重视1968.3（Ms≥2）1971较集中的出现于水库西南10－15km1972.10水库主体之下出现地震M≥1.0，25000次（1963－1971）M≥3.0，450次（1963－1970）M≥4.0，35次（1969－1974）ML≥0.4，297035次（1961.9－1977.12）其中ML≥1.0，12862次Ms≥0.6，33761次（1960.10.13－1987.12.11）Ms≥1.0，13643次Ms≥0.5约110次Ms≥2.053次（1968.3－1977.4）1800次（1971－1979）1.4＜M＜4.66.5（1967.12.10）6.1（1962.3.19）4.7（1973.11.29）4.6（1972.11）5.8（67.12.11）；5.4（67.12.12.06）；5.9（67.12.12.15）；5.5（67.12.13.05）；5.6（67.12.13）；5.4（67.12.24）；5.0（68.3.8）；5.4（68.10.29）；5.1（73.10.17）4.9（62.4.5）；5.1（62.7.29）；4.3（63.12.6）；5.3（64.9.23）；4.5（72.12.18）；4.5（73.12）；4.3（75.7.25）；4.7（77.5.12）；4.3（75.7.25）；4.3（81.5.4）；4.6（87.9.15）4.2（73.11.29）；4.6（73.11.30）4.2（1971.12）4.6（1972.11）4.3（1972.11）4.1（1975.3）4.1（1975.12）4.1（1976.9）

地震频率与水位高度正相关，但地震活动性明显的滞后于高水位，一般3－6个月。震中集中分布于以坝为中心的25km为半径的范围内，且以10km为半径的范围内最为密集

水库蓄水之后地震活动的频率和强度立即有明显提高，在1970年以前，地震频率特别是强度与水位高度正相关，但比水位高峰时间滞后2－4个月，70年后相关性减弱。地震主震分布于水库主体中轴线两端，以大坝附近峡谷区最密集，呈N30°W的密集带和N70°E的密集带，主震震中的两带交汇处，距大坝1.1km

库水深达50米后（1969.12）开始有明显地震活动，地震频率和强度与水位间有明显的同步变化，频率峰值滞后于水位峰值约3个月，库容急增至最大之后1.5个月发生了较强震动。地震活动集中于丹库主体南北两端的灰岩峡谷区，库区外围本世纪内曾有6级地震，蓄水后地震活动向库区集中

蓄水后地震活动超过蓄水前年平均发生率的四倍，最强的两次暴雨与1972年和1976年水位分别达到105m和205m相伴。所有大地震和多数地震活动都由水库充水速率下降所引发，地震活动性对充水速率降低反映迅速，滞后一般1－4日。

1970年前地震分散地发生于库周附近，1972年后向水库主体集中，随库区水位增高上游充水，地震震中也向上游转移图6－3水库诱发地震的两类震源机制6.2.1.2科因纳—新丰江型

1．科因纳水库诱发地震科因纳水库诱发地震之所以具有典型意义，就在于它是迄今为止最强的水库诱发地震(0.5级，地震序列中大于5.0级的达15次)，而又是产生在构造迹象最不明显、岩层产状基本水平、近200a附近没有明显地层活动的印度地盾德干高原之上。库、坝区均位于厚达1500m、产状水平、自古至始新世喷发的玄武岩层之上，由致密块状玄武岩与凝灰岩及气孔状玄武岩互层，凝灰岩中夹有红色粘土，渗透性不良(图6-7)。6.3水库诱发地震的共同特点

从以上典型实例描述可知，水库诱发地震不同类型虽各有其特性，但概括起来它们却有很多共性。这主要是这类地层的产生空间和地震活动随时间的变化与水库所在空间和水库水位或荷载随时间的变化密切相关，表示介质品质的地震序列有其固有特点和震源机制解得出的应力场与同一地区产生天然地震的应力场基本相同。

6.3·1地震活动与水库的空间联系

6.3.1.1震中密集于库坝附近通常主要是密集分布于水库边岸几km到十几km范围之内。或是密集于水库最大水深处及其附近(卡里巴、科因纳)，或是位于水库主体两侧的峡谷区(新丰江见图6-12，丹江口如图6-25)。如库区及附近有断裂，则精确定位的震中往往沿断裂分布。有的水库诱发地层初期距水库较远而随后逐渐向水库集中(丹江口、苏联的努列克)。图6-25丹江口水库附近震中分布图（1969－1975年）1、2、3、4－蓄水前天然地震，圆圈大小表示震级；5－蓄水后诱发地震；6－水库边界6.3.1.2震源极浅、震源体小水库诱发地震主要发生在库水或水库荷载影响范围之内，所以震源深度很浅。一般多在地表之下10km之内，以4-7km范围内为最多，且有初期浅随后逐步加深的趋势。例如我国新丰江水库诱发地震1962年至1965年5月震源深度分布有如图6-26所示。由于震源浅，所以面波强烈，震中烈度一般较天然地层高，零点几级就有感，3级就可以造成破坏。我国天然地震震级与震中烈度之间，有如下的关系式M＝0.58I0+1.5其中：M为震级；I0为震中烈度。由于震源极浅，水库诱发地震往往伴有地声。我国有地声的水库诱发地震有新丰江、丹江口、南冲、佛子岭。国外报导有地声者有蒙太纳、格朗格瓦尔、科列马斯塔、康特拉、福达溪坝等等。由于震源浅且震源体小，所以地震的影响范围小，等震线衰减迅速．其影响范围多属局部性的。

6.3.2诱发地震活动与库水位及水荷载随时间变化的相关性这种相关性已被广泛用以判别地震活动是否属水库诱发地震。一般是水库蓄水几个月之后为微地震活动即有明显的增强，随后地震频度也随水位或库容而明显变化，但地震活动峰值在时间上均较水位或库容峰值有所滞后。我国几个水库诱发地震蓄水开始与微震活动加强有如表6-3所示的关系。水库名称震级（Ms）震源深实际震中烈度计算震中烈度造成的破坏丹江4.79ⅦⅥ-损坏房间1904间，倒墙305处前进3.03ⅤⅢ-有掉瓦现象南冲2.86ⅤⅡ+掉瓦，个别房屋裂缝表6-2我国某些水库诱发地震震中烈度比较水库名称蓄水时间地震活动加强时间间隔时间新丰江丹江口前进南冲柘林佛子岭1959.101967.111970.51967.71972.11954.61959.111970.1①1971.101967.81972.101954.1212417196①1970.1是根据三峡站记录地Ma≥1.2的地震。较小地震因库区无台未能测得，此值不可靠据另一种资料最早为1968.3.则间距为4月。表6－3

水位的急剧上升与急剧下降，特别是急剧下降，往往有较强地震产生。例如丹江口的4.7级地震即产生在水位急剧上升后的急剧下降期，新丰江水库1977年的4.7级震也产生在水位急剧下降期(见图6一11)。6.3.3水库诱发地震序列的特点既然水库诱发地震有水的活动和水库荷载参与，这一特点必然在地震序列中有所反映。根据多个水库诱发地震序列的研究，它们的特点如下：

(1)水库诱发地震以前震极丰富为特点，属于前震余震型(茂木2型)，而相同地区的天然地震往往届主震余震型(茂木1型)(图6—27)。以新丰江水库诱发地震为例，从蓄水到主震发生的39个月内，共记录到从＞o．4的前震81719次。过去认为天然的大地震都是突然发生的属主震余震型，近来以高倍率地震仪测知，大地震都是有前震的，只是前震小而少，因而常被忽略。与水库诱发地震相比，天然地震前震小而少就很突出了。茂木2型地震序列表明介质不均匀，被断裂切割为多个块体，且应力分布也是不均匀的，这是由于水库蓄水使岩体弱化所致。

(2)水库诱发地震余震活动以低速度衰减，例如我国新丰江水库诱发地震，1960年10月18日新丰江水库设立第一个地层台开始至1987年12月31日止，已记录到从＞0.6级地震337461次，活动时间持续至今，整个活动期已30余年，科因纳水库地震活动迄今仍未停止。

主震t天后，余震次数n（t）可以下式表示：

n（t）=n1t-p（6－2）其中n1为常数，p表示衰减速度。所有天然地震p＞1.3，而水库诱发地震则总是小于1.3且一般情况下小于l。例如我国新丰江水库诱发地震p＝0.9；又如我国丹江口水库诱发地震活动的p值为1.1，相同地区的天然地震少值高达1.92。

(3)频度震级关系式中b值高和最大余震与主震震级比值高，主震震级不高，已有实例小于或等于6.5。

天然地震的前震，其额度与震级关系式(1gN=a-bM)中b值都低，一般为0.3一0.5，表明介质为高强度．以脆性破坏方式发震。同一个地震序列的余震则有所不同，b值总是较前层b值为高，表明主震后介质因破裂而强度降低，破坏方式为粘滑。水库诱发地震与天然地震不同的是前震、余震b值极其相近，且一般都大干1，大大高于同区的天然地震的b值(表6-4)。所以整个水库诱发地震序列近似于“余震”的系列，其b值表明介质强度甚至比天然地震

余震者还低，可以认为是库水的作用使介质的强度进一步降低所致，表6-4中最大余震Ms与主震Mm之比值近于1，Mm-Ma＜1均表明介质的不均质和强度低的特点。介质强度甚至比天然地震余震者还低。应该指出，在天然地震为高b值的地区，水库诱发地震却可出现低b值。例如美国加州天然地层序列b值高达0.8—1.02，而可能用于水库诱发地震的奥洛维尔1975.8.1的5.7级地震序列部b值仅为0.55；安德逊水库的地震间隙处1973.8.3发生的4．7级地层序列b值也较该处天然地层序列b值低40％。6.3.4水库诱发地震的震源机制解根据所有研究过的水库诱发地震的震源机制服应指出以下值得注意的两点：

(1)由震源机制解得出的应力场，与天然地震应力场或根据当地地质特征判定的应力场相同。

(2)水库诱发地震震源机制主要为走向滑动型和正断型两种，且前者多于后者。属于逆冲型机制者极共少见，苏联努列克水库南侧的诱发地层为逆冲断层型的少数实例之。

据新丰江水库诱发地层余震的震源力学研究，该处水库诱发地层震源机制以沿北北西向断裂的走向滑动为主，而后期则以北北西向断裂带上的正断型倾向滑动为主，表明区域构造应力经主震释放之后，库水荷重在诱发中占了主导地位。6．4水库诱发地震的诱发机制水库诱发地震的确切诱因现在尚未完全查明，但已有震例已经以充分资料证明，这类地震不是由于水库荷载直接造成的．而是水库的某种作用间接诱发的(indirectlyinduced)。亦即水库的某种作用迭加于已有的天然应力场之上，使水库蓄水前由于自然作用积累起来的应变能较早地以地震的方式释放出来。这方面的证据最主要的有以下两点：

(1)根据水库诱发地震震源机制解得出的应力场与该区天然地震应力场或根据近期活动构造所得出的区域应力场完全一致．说明产生地震的应力场并非是由于水库荷载产生的，而是近期构造活动天然形成的。

(2)震源区由于水库荷载而产生的应力增量一般是很小的，单独不足以使岩体破坏或使岩体中已有断裂面的两侧产生相互错动。

6．4．2水库蓄水对库底岩体的各种效应概括说来，水库蓄水以后对库底岩体可以产生以