工程地质分析原理课件

地面沉降問題的工程地質分析工程地質分析原理國名

地點沉降面積（km2）最大沉降速率（cm/a）最大沉降量（m）發生沉降的主要時間備注州或省市具體地點

日本東京江東及城北工業區29019.54.231892－1968開發地下水大阪16.32.81925－1968九州

佐賀縣白石平原88201954－1965尼崎3.1

美國加州聖克拉拉流域600213.901915－1967聖華金流域900046.08.551935－1968洛斯貝諾斯－開脫爾曼市2330404.88

－1955邱拉裏華茲科＞303.961926－1954長灘市威明頓油田327191926－1968開採石油內華達州拉斯維加斯50011935－1963抽取地下水亞利桑那州鳳凰城31031952－1970德克薩斯州休斯頓－加爾維斯頓100001－21943－1969路易斯安那州巴吞魯日5000.31934－1965墨西哥墨西哥城7560427.51890－1957義大利波河三角洲80030＞0.251953－1960開採石油

中國上海天津臺灣市區及郊區臺北盆地730010.121.622.6671.761.701921－19871959－19831963－抽取地下水表8－18.l基本概念及研究意義主要危害

(1).沿海地區沉降使地面低於海面，受海水侵襲；

(2)一些港口城市，由於碼頭、堤岸的沉降而喪失或降低了港灣設施的能力;(3)橋墩下沉，橋樑淨空減小，影響水上交通.(4)在一些地面沉降強烈的地區，伴隨地面垂直沉陷而發生的較大水平位移，往往會對許多地面和地下構築物造成巨大危害;(5)在地面沉降區還有一些較為常見的現象，如深井管上升、井臺破壞，高擺脫空，橋墩的不均勻下沉等，這些現象雖然不致於造成大的危害，但也會給市政建設的各方面帶來一定影響。天津市地面沉降西安市地面沉降8.2

地面沉降的形成機制8.2.1

承壓水位降低所引起的應力轉變及土層的壓密位於末固結或半固結疏鬆沉積層地區內的大城市，因為潛水易於污染往往開發深層的承壓水作為工業及生活用水的水源。’在孔隙承壓含水層中，抽汲地下水所引起的承壓水位的降低，必然要使含水層本身和其上、下相對含水層中的孔隙水壓力隨之而減小。根據有效應力原理可知，土中由複蓋層荷載引起的總應力是由孔隙中的水和土顆粒骨架共同承擔的。由水承擔的部分稱為孔隙水壓力，它不能引起土層的壓密，故又稱為中性壓力，而由土骨架承擔的部分則能直接造成土層的壓密，故稱為有效應力；二者之和等於總應力。假定抽水過程中土層內的總應力不變，那麼孔隙水壓力的減小必然導致土中有效應力的等量增大，結果就會引起土層成比例的固結。由於區域性地面沉降範圍較廣闊，壓縮層厚度與沉降範圍相比較，又相對較小，因此無論從理論或實際應用上，即可以把這類由於抽水引起的地面沉降問題按一維固結問題處理。以三層結構條件下單層抽水的情況為例，對抽水過程中土層中應力的轉變及土層的固結問題進行具體分析。

由於透水性能的顯著差異，上述孔隙水壓力減小，有效應力相應增大的過程，在砂層和粘土層中的表現是截然不同的。在砂層中這一過程基本上可志著固結進展程度的應力轉換線逐漸地向最終邊界線壩推進[如圖8—5(b)]，而達到AB線(與降低後的承壓水位相平按的孔隙水壓力線)所需的時間，正如模型試驗(圖8—6)所表明的，拄往需要幾個月、幾年甚至幾十年(取決於土層厚度和透水性)。這樣，在承壓水位降低後，直到應力轉變過程(也就是固結過程)最終完成之前的相當長的一段時間裏，粘土層中始終不同程度地存在有高於和新的承壓水位相平衡的孔隙水壓力，這部分孔陷水壓力通常被稱為剽餘孔隙水壓力或超孔隙水壓力。土層內現有的剽餘孔隙水壓力的大小，是衡量該土層在現存的應力條件下可能最終產生的固結、壓密的強烈程度的重要標誌，通常可以通過實測加以查明。以上通過一種較簡單的三層結構、單層抽水模式，的機制。其他多層結構(甚至多層抽水)類型的沉降，制仍然是相同的，所以就不再一一地進行討論了。

8.2.2土層的性質及其變化與地面沉降的關係8.2.2.1土層的固結狀態與地面沉降的關係討論了承壓水位下降引起地面沉降儘管情況要複雜得多。如前所述，在土的固結、壓密過程中起作用的只是有效應力，也就是說，土的固結、壓密程度主要取決於曾經作用於土體上的有效應力的大小。通常將曾經作用於土層中的最大有效應力稱為該土層的予固結應力(或先期固結應力)，它相當於壓縮曲線上開始的近水準段終點處的壓力值(如圖8—7)，故可通過實驗加以測定。如果抽水前土層不同深度處的固結程度都與土中現有的天然有效應力此相適應，那麼這種土層就稱為正常固結的土層，此時該土層內的天然孔隙水壓力線(即靜水壓力線)與預因結應力線相重合。這裏所謂的預固結應力線，是指在不同深度上，從總應力線向左方截取該深度土的預固結應力值所得各點的連續。倘若當前土層內不同深度處的固結程度不與現有的天然有效應力此相適應，在相同的條件下，超固結土層的壓密星將小於正常固結土層，同理，欠固結土層的壓密量則將大於正常固結土層。8.2.2.3砂層與粘土層的壓密在地面沉降中的相對重要性

在較低的有效應力增長條件下，粘土層的壓密在地面沉降中起主要作用，而在水位回升過程中，砂層的膨脹回彈則有決定意義。

8.3地面沉降的產生條件從前面的討論中可以看出，地面沉降的產生需要一定的地質、水文地質條件和土層內的應力轉變(由水所承擔的那部分應力不斷轉移到土顆粒上)條件。從地質、水文地質條件來看，疏鬆的多層含水體系；共中承壓含水層的水量豐富，適於長期開採；開採層的影響範圍內，特別是它的頂、底板，有厚層的正常固結甚或欠固結的可壓縮性粘性土層等，對於地面沉降的產生是特別有利。從土層內的應力轉變條件來看，承壓水位大幅度波動式的趨勢性降低，則是造成範圍不斷擴大的、累進性應力轉變的必要前提。8.4

地面沉降的研究、預測及防治8.4.1場面沉烽的工程地質研究為了掌握地面沉降的規律和特點，合理擬定控制地面沉降的措施，研究工作必須包括下述內容：

(1)地區地質結構的研究；

(2)地面水准點的定期測量，(3)地下水開採量統計及地下水位的長期觀測；

(4)粘性土層孔隙水壓力的觀測；

(5)土層性質的測試；

(6)各土層實際沉降量的監測及土性參數的反算。其中前三項工作屬常規性質，用一般通用的方法進行。8.4.1.1

粘性土層孔隙水壓力的觀測為研究抽、灌水作用下，土層不同深度處孔隙水壓力的消關數據，應有計畫地開展現場孔陽水壓力觀測工作。，除常規上工試驗外，還需進行以下一些專門性質的試驗研究工作：為此，需在不同地區酌粘性土層內埋沒孔隙水壓力觀測孔，觀測在夏軍用水期一般每5天一次，其他季節每10天一次。8.4.1.2

土層性質的測試研究從地面沉降角度研究土層的性質8.4.1.3

各土層實際沉降量的監測及土性參數的反算8.4.2

地面沉降的預測及防治8.4.2.1

防治地面沉降的原則和方法工程地質分析原理第二章地殼岩體的天然應力狀態2.1基本概念及研究定義2.1.1岩體應力的一些基本概念地殼岩體內的天然應力狀態，是指未經人為擾動的，主要是在重力場和構造應力場的綜合作用下，有時也在岩體的物理、化學變化及岩漿侵入等的作用下所形成的應力狀態，常稱為天然應力或初始應力。人類從事工程活動，在岩體天然應力場內，因挖除部分岩體或增加結構面而引起的應力，稱為感生應力。

按成因，可對構成岩體應力的各組分作如下分類：岩體應力：天然應力和初始應力（virginalstress）

自重應力（gravitationalstress）

構造應力（tectonicstress）活動的（activetectonicstress）剩餘的（residualtectonicstress）

變異及殘餘應力（alteredandresidualstress）

感生應力（inducedstress）

⑴.自重應力：在重力場作用下生成的應力為自重應力。在地表近水準的情況下，重力場在岩體內的某一任意類形成相當於上覆岩層重量的垂直正應力σv。σv=γh（r為岩石的容重；h為該點的埋深；σv相當於該點三向應力中的最大主應力。）由於泊松效應（即側向膨脹）造成水準正應力σh，相當於三向應力中的最小應力：

（μ為岩體的泊松比，N。稱為岩體的側壓力係數。）

對於大多數堅硬岩體：μ為0.2～0.3，即N。為0.25～0.43。對於半堅硬岩體:N。大於0.43；而且當上覆荷載大，下伏岩體呈塑流時，μ接近0.5，N。近於1，也就是說該點近於靜水準應力狀態。⑵構造應力岩石圈運動在岩體內形成的應力稱為構造應力。構造應力又可稱為活動構造應力和剩餘構造應力。活動構造應力，即狹義的地應力，是地殼內現在正在積累的能夠導致岩石變形和破裂的應力。剩餘的構造應力是古構造運動殘留下來的應力。⑶變異及殘餘應力變異應力：岩體的物理、化學變化及岩漿的侵入等引起的應力。具體來說是岩體的物理狀態、化學性質或賦存條件的變化引起的，通常只具有局部意義，可統稱為變異應力。殘餘應力：承載岩體遭受卸荷或部分卸荷時，岩體中某些組分的膨脹回彈趨勢部分地受到其他組分的約束，於是就在岩體結構內形成殘餘的拉、壓應力自相平衡的應力系統，此即殘餘應力。2.1.2岩體天然應力狀態類型目前有三種觀點：⑴由瑞士地質學家海姆於1905-1912年提出的，他以岩體具有蠕變的性能為依據，認為地殼岩體任一類的應力都是各向相等的，均等於上覆岩層的自重，即：σx=σy=σv=rh⑵垂直應力為主的觀點基於彈性理論提出的，認為岩體內的應力主要是重力場作用下形成的自重應力。⑶水準應力為主的觀點近年來，大量的震源機制資料和應力實測資料清楚地揭示出地殼岩體內的應力狀態存在著不同的類型，其中包括以下三種典型情況：①.中間主應力近於垂直，最大主應力σ1和最小主應力σ3近於水準，我國的大多數地區如邢臺、新豐江、丹江口以及西南南北向構造均屬這種類型。在這種應力狀態下，如果發生破壞（或再活動）是沿走向與最大主壓應力成約30°～40°左右交角的陡立面產生走向滑動性的斷裂活動，此類三向應力狀態稱為潛在走向滑動型。

②.最小主應力軸σ3近於垂直，最大主應力與中間主應力軸近於水準。喜媽拉雅的前緣地區屬於這種類型。在此種應力狀態下發生的破壞，是逆斷型的，即沿走向與最大主應力垂直的剖面X裂面產生逆斷活動，故可稱為潛在逆斷型。③應力場中的最大主應力軸σ1垂直，其餘兩主應力水準分佈。在地處大洋中脊軸部地帶的冰島地區測得的三向應力狀態就是這種類型。此應力狀態下發生的破壞（或再活動），是沿走向與最小主應力軸相垂直的面，發生正斷性質的活動，故可稱為潛在正斷型。上述為三種典型情況，大多數地區接近其中某一種，有些地區應力狀態屬主應力軸傾斜的過度類型。總之大量實測資料表明，世界上大多數地區岩體內的天然應力狀態是以水準應力為主。

2.1.3研究意義地殼岩體的天然應力狀態與人類的工程活動關係極大，它不僅是決定區域穩定性的重要因素，而且往往對各類建築物的設計和施工造成直接的影響。實踐表明，在高應力區，地表、地下工程施工期間所進行的岩體開挖工作，往往能在岩體內引起一系列與卸荷回彈和應力釋放相聯系的變形和破壞現象，其結果是不僅會惡化地基或邊坡岩體的工程地質條件，而且作用的本身有時也會對建築物造成直接的危害。地殼開挖導致的岩體變形和破壞主要有以下幾種類型：⑴基坑底部的隆起、爆裂和沿已有結構面的逆沖錯動。

⑵邊牆向臨空方向的水準位移和沿已有的近水準的結構面發生剪切錯動。⑶邊牆或邊坡岩體的傾斜。地下開挖產生的岩體變形和破壞也有不同的類型：⑴拱頂裂縫掉塊； ⑵邊牆內鼓張裂；⑶底鼓及中心線偏移； ⑷施工導坑縮徑。此外，修建高壩、大型水庫和深大的地下硐室等，常能在更大範圍內天然應力的平衡，引起一系列諸如斷層復活、水庫地震以及大型岩爆等嚴重危害建築物和人民生命財產的工程地質作用。對於天然岩體應力狀態的研究，是工程地質工作者的一項重要任務。

2.2影響岩體天然應力狀態的主要因素及其作用2.2.1地區地質條件及岩體所經歷的地質歷史對岩天然狀態的影響

⑴岩體的岩性及結構特徵對天然岩體應力狀態形成的影響。a：岩體的岩性及結構特徵決定著岩體的容重（γ）和泊松比（μ）等物理力學性質指標的大小，從而影響自重應力場特徵（σv=γh）。b：在統一區域構造應力作用下，岩體內應力分佈的特徵主要取決於岩性、結構特徵及其非均一性。c:岩體的岩性和結構特徵決定著岩體的強度及其蠕變特徵，因而決定了岩體承受及傳遞應力的能力。

⑵構造作用及其演變歷史對岩體天然應力狀態形成的影響。統計表明活動的構造應力對世界上大部分地區岩體的天然應力狀態起著決定性的作用，而剩餘構造應力作用僅局限於一些地區。

⑶區域卸荷作用對地殼表層岩體應力狀態形成的影響。區域性的地表剝蝕卸荷作用在增大某些岩體內的水準應力方面有著重要的作用。對於侵入體，當岩體侵入時，由於岩體呈熔融狀態侵入地下一定深處，其中的應力呈靜水應力式分佈。如下圖所示：AB為原始地面，則岩體內任一深度h0+h處的P點的應力為：

σh=σv=γ(h0+h)此後，岩體經剝蝕而出露地表。隨著岩體剝蝕卸荷，岩體內的應力隨之而變化，但垂直應力σv與水準應力σh的變化幅度不同。假定剝蝕厚度為h0，則上述P點處的σv和σh

分別變為：

σv=γ(h0+h)-γh0=γhσh=γ(h0+h)-μ/(1-μ)×γh0=γh-((1-2μ)/(1-μ))×γh0(a)

可見地表卸荷在增大侵入岩體內水準應力方面起了重要作用。但卸荷作用在岩體內造成的高水準應力不具方向性，即σx=σy，所以與構造作用造成的各向不等的高水準應力區區別明顯。

2.2.2

岩體內自由臨空面附近的應力重分佈及應力集中作用

岩體內自由臨空面附近的應力重分佈及應力集中作用是促使岩體內應力狀態複雜化的另一個重要因素。岩體內的自由臨空麵包括地表的和地下的兩類，前者主要是地表水流的切割造成的；而後者則與各種成因的地下洞穴的形成有關。河谷下切所引起的應力變化有以下幾條規律：⑴主應力方向在河谷臨空面附近發生明顯的變化：最大主應力與臨空面近於平行，而最小主應力則與之近於垂直。⑵最大主應力由內向外逐漸增大，至臨空面達到最大值，而最小主應力則恰好相反，即由內向外逐漸減少，至臨空面處變為零，有時甚至出現拉應力。與此相聯系，剪應力在臨空面附近，特別是在下部坡腳處，顯著增大。

錦屏河谷下切後最大主應力分佈錦屏河谷下切後剪應力分佈圖⑶通常將最大主應力（或剪應力）在臨空面附近增大（或減少）的現象稱為應力集中，而將變化後的主應力與初始應力之比稱為應力集中係數。臨空面附近的應力集中現象通常在坡腳處及河谷底部表現得最為強烈，可達原始應力場中水準應力的三倍。

因此，在高應力區，河谷臨空面附近的應力集中，往往使周圍岩體內的應力（特別是坡腳和穀底）超過其強度，使岩體發生破裂變形，生成各類表生結構面。而表層岩體內的應力又因釋放而降低，圍繞河谷臨空面形成一個應力降低帶，高應力集中區則向岩體內部轉移。

值得一提的是，垂直於最大主應力的河谷段，臨空面附近的應力集中程度要比平行於最大主應力的河谷段高得多。

模型Ⅰ表示的是兩長一短的彈簧被同時固定在兩端的夾具之間。這樣A、B兩類彈簧因發生了彈性變形而處於不同的受力狀態。但是A類彈簧受到的是壓縮變形，內部產生壓應力；而B彈簧則因處於引張狀態而產生拉應力。體系內上述兩類應力的總和彼此相等，故而整個體系在外荷載為零的情況下處於內力平衡狀態。2.2.3岩體切割面附近的殘餘應力效應非均質的承載岩體，卸荷後，天然岩體內形成自我平衡的殘餘應力體系，可用圖Ⅰ及圖Ⅱ所示的力學模型來表示。模型I然而，天然岩體大多是一種粘-彈性介質，更符合於Ⅱ圖所示的沃依特流變模型。與模型Ⅰ不同的是，以阻尼器（粘滯性約束元件）代替彈性約束元件B彈簧。因粘滯元件具有流變性，故隨著時間的推移，其內部的拉應力將不斷降低，從而導致整個應力體系的鬆弛。所以，從整體來看，這類殘餘應力體系始終處於內力緩慢降低的動平衡之中。

力學模型II在自我平衡的殘餘應力體系中，起主導作用的是約束元件，正是由於它的存在，殘餘應力的形成才成為可能。“約束元件”一旦喪失其約束能力（例如當拉應力超過其抗拉強度時），束縛於體系內的殘餘應變能就會突然而猛烈地以膨脹回彈和生成垂直於卸荷方向的引張裂面的方式釋放出來，對以該岩體為地基或環境的結構物發生影響或危害。2.3我國地應力場的空間分佈及隨時間變化的規律2.3.1地應力場的空間分佈及其與板塊運動的關係2.3.1.1我國地應力場的空間分佈特點（1）各地最大主應力的發育呈明顯的規律性各地的σ1方向均與由各該點向我國的察隅和巴基斯坦的伊斯蘭堡聯線所構成的夾角等分線方向相吻合或相近似，僅在兩側邊緣地帶略有偏轉，即東側向順時針偏轉，西側向逆時針偏轉。（2）三向應力狀態及其所決定的現代構造活動類型呈有規律的空間分佈：①潛在逆斷型應力狀態區主要分佈於喜馬拉雅山前緣一帶，其主要特點是兩個水準主應力均大於垂直主應力。（σ3垂直，σ1和σ2水準）②潛在走滑型應力狀態區主要分佈於我國中西部廣大地區，其主要特點是只有一個水準主應力大於垂直主應力，具中等擠壓區的特徵。。（σ2垂直，σ1和σ3水準）③潛在正斷型和張剪性走滑應力狀態區主要分佈於我國的東部和東北部，其主要特點是：區內新生代以來正斷層與地塹或斷陷盆地十分發育，發育方向NE、NEE，推積厚度數千米；區內KZ堆積具雙層結構(圖2-20)，E充填斷陷盆地，N-Q掩埋了E時期的地塹和地壘，形成了現代的低平的平原地形，橫向差異小；區內地震由兩個方向斷裂引起，即NNE向斷裂的右旋兼張性活動和NNW向斷裂的左旋兼張性活動。

衛星影象及天然地震的震源機制資料還揭示，在西藏高原內腹，還存在著一個局部潛在正斷型應力分佈區(圖2—19)。該區內廣泛地發育著可能是新生代形成的近南北向的正斷層和地塹式的斷陷谷地。該區天然地震的震源機制也大多屬正斷層，且主拉應力軸為近東西(圖2—21)。2.3.1.2地應力場的形成與板塊運動的關係我國大部分地區最大主應力方向和量值的上述變化規律，完全是由印度板塊與歐亞板塊的碰撞、擠壓所導致的。一般認為，白堊紀末印度板塊從西南向北北東方向推移，並在始新世中期末，即大約距今3800萬年前與歐亞板塊相碰撞（對接）。此後印度板塊仍以每年約5cm的速度向北北東方向推進，這樣一種巨大而持續的板塊間的相互作用是控制我國西部地區地應力場的決定性因素；在同一時期，東部太平洋板塊和菲律賓海板塊則分別從北東東和南東方向向歐亞大陸之下俯衝，從而分別對我國華北和華南地區地應力場的形成產生重大影響；並認為華北地區目前處於太平洋板塊俯衝帶的內側，大洋扳塊俯衝引起地幔內高溫、低波速的熔融或半熔融物質上湧並擠入地殼，使地殼受拉而變簿，表面發生裂谷型斷裂作用，這樣形成的北西一南東向拉張和太平洋板塊於上地幔深處對歐亞板塊所造成的南西西向的擠壓相結合，就決定了華北地區現代地應力場和最新構造活動的特徵。2.3.2斷裂帶附近的局部構造應力集中作用

⑴一般規律對於一個三向受力的岩體，那些與最大主應力成30°～40°左右交角的斷裂，特別是這類方向的雁行式或斷續直線式排列的斷裂組，應力集中程度最高。特別是在斷裂端點、首尾錯列段、局部拐點、分枝點或與其它斷裂的交匯點，總之一切能對繼續活動起阻礙作用的地方，都是應力高度集中的部位，所以這些地方常成為強震發生的特殊部位。

⑵局部構造應力集中區的發育與活斷層的關係活斷層或活動斷塊的特定部位，往往形成很高的局部構造應力集中地區。(對照圖2-23講解)2.3.3地應力隨時間變化與地殼岩應變速率的關係

⑴地殼岩體的應力-應變性狀與應變速率間的關係。伊藤、熊穀等人的研究表明：岩體的應變速率是決定粘彈性介質力學性狀的主要因素。當應變速率C小於某臨界值C0時(對於實驗的花崗岩C0=10-13—10-14/S)，岩體在受力初期隨應變的增大而發生應力積累，但當應力增大到一定程度時，應力就不再增大，而變形則不斷增大，即進入粘性流動階段，但不發生破壞。但當C大於C0時，則岩體的性狀近於彈性，即隨著應變的發展，岩體內的應力不斷增大，最終導致突然的破壞。

在統一的區域構造力的作用下，岩體內部的應變速率和沿斷裂帶的應變速率通常是不同的，一般是前者小於後者。在天然條件下就可能出現三種不同的組合情況。

①當區域構造力的作用使岩體的應變速率CR大於臨界應變速率C0時（此時CF必然大於C0），地殼岩體整個處於彈性狀態，隨著變形的發展，岩體內部及沿斷裂帶的應力不斷增高，達到一定程度發生破壞。破壞即可沿已有的斷裂發生，也可在岩體內部發生，歷史上岩石圈遭受強烈運動時會出現這種情況。據計算，在30km深度C=10ˉ13/s的應變速率，大體相當於地表隆起速度為5cm/a。

(2)當區域構造力的作用使岩體的應變速率CR介於C0和某一臨界值Ca(相當於使岩體內方向有利的斷裂帶的CF=C0時（此時CR

<C0）的岩體應變速率，見圖2—28(a))之間，即C0>CR>Ca。(如圖2—28(a)中的②區)時，則岩體本身的力學性狀與斷裂帶不同：岩體本身，因其應變速率CR<C0，故隨應變、應力的發展很快進入粘性變形階段，沿最大受力方向產生粘性的壓縮變形，垂直於最大主應力方向則產生伸長和隆起，而不發生破壞；方向有利的斷裂帶內，因其應變速率CF>C0，而具彈性性狀，應力隨形變的發展不斷增高，最終發生破裂，導致再活動，引起地震。日本列島地區地形變和斷裂新活動性的發展就是在這樣的背景條件下發生的。這也是所有構造新活動區所具有的共同特徵。一些地震活動強烈地區的地表隆升速度的資料表明，地殼隆升速率大於或等於2mm/a的可能屬於這類地區。（3）區域構造力的作用微弱，致使岩體的應變速率CR<Ca。在這樣的條件下，由於岩體本身及斷裂帶的應變速率均低於臨界應變速率C0(如圖2—28(a)中的③區)

，故這類地區的特點應是以地殼隆升或沉降為標誌的地形變微弱，無活斷層發育，故代表著現代構造穩定區的情況。2.4地殼表層岩體應力狀態的複雜性2.4.1地殼表層岩體應力分佈的規律2.4.1.1垂直應力的分佈世界各地實測應力資料的統計表明，不同地區地殼表層岩體垂直應力隨深度的分佈，通常有如下關係：σv=A+γh（γ大體相當於岩體的平均容重，A為常數）我國地殼表層岩體內垂直應力隨深度的分佈也大體上與國外統計結果相一致。表2-3我國σv/γh比值統計資料σv

/γh<0.80.8-1.2>1.2所占百分比13.717.360從統計關係可以看出：地表表層岩體內的垂直應力成分主要由上覆岩層自重所引起，即隨深度而線性增大，且其增長率相當於岩體的平均容重；大多數地區，在遭受區域性剝蝕的過程中，由於垂向卸荷不徹底而保存一部分剩餘自重應力，公式中常數項的存在就表明了這一點。2.4.1.2水準應力的分佈及應力狀態的類型 從已有的實測資料分析，有如下規律： 水準應力分量的各向異性，即σh2/σh1不等於1，其比值介於0.5-0.75之間。平均水準應力的分佈及應力狀態的的類型：平均水準應力隨深度而增大，並可區分三種情況：a.σh<σv沉積物沉積後未受構造擾動或僅受輕微構造作用或明顯遭受側向卸荷影響的岩體具有這種應力狀態。（σ1垂直,重力場）；b.σh=σv近期未受構造擠壓的深部塑性變形區或某些具有高塑性的沉積岩層，N=1，靜水應力分佈；c.σh>σv分佈較為普遍，σ1、σ3水準或垂直，N>1或<1。（

σ2垂直，水準應力場）2.4.1.3局部地帶的應力異常分佈在斷層及一些剪切帶附近垂直應力及水準應力隨深度的分佈明顯高於同深度的其他地帶，正是這種異常往往導致誘發地震的產生。2.4.1.4淺部與深部應力狀態的差異已有的資料表明，近地表的淺部和較深部的應力狀態有時明顯不同。導致這種差異的原因有：a.地表切割所引起的側向卸荷和河谷臨空面附近的應力重分佈作用往往會使地表附近岩體的應力在量值和方向上變化很大，從而導致深淺部的不同；b.各應力分量隨深度的變化梯度不同，從而導致深淺部應力狀態的差異.2.4.2地表高應力區及其地質地貌標誌研究表明，高應力區在地表地質地貌上有明顯的表現。因此，通過地質地貌研究可以揭示是否高應力區的存在。2.4.2.1天然條件下高水準應力釋放有關的淺表生時效變形現象

（1）隱爆 最早發現於美國南安大略省，其表現為近地表出現細長的隆褶或類似低角度逆斷層的斷隆，一般高度較小，而延伸長度較大。最早稱之為隆爆（POP-UP）現象。其發育特徵有：a.發育在強度和厚度都不太大的近水準層狀岩層中；b.隆爆軸與實測最大主應力基本垂直C.絕大多數隆爆都是該區大陸冰川消退不久的產物。分析認為這種現象乃是該區地表岩體中的一種與高水準應力釋放有關的表生時效變形現象。導致這種高水準應力則是由構造應力及大陸冰川加載後的卸荷作用共同導致的。（2）蓆狀裂隙在出露於地表的侵入岩體中，廣泛見於一種近地表平行分佈的區域性裂隙發育，通常上部較密，向下逐漸變稀疏，即蓆狀裂隙。這是區域性卸荷剝蝕的結果。（解釋：初始為深部靜水應力狀態，隨著侵蝕，垂直應力減少，應力差逐漸增大，當超過岩體極限事，形成水準破裂。（3）穀下水平卸荷裂隙及穀坡內水準剪切蠕動變形帶 大量的勘察資料表明，在高地應力區內的較開闊的河谷經常有一系列開口良好，透水性很強的卸荷裂隙，特別是當最大主應力與河段走向垂直時，這種卸荷裂隙尤為發育。它們多沿已有的層面或斷裂結構面發育而成。因此，這種裂隙最易產生於近水準產出的沉積岩分佈區或緩傾角裂隙發育的岩漿岩分佈區。發育在穀坡內的水準剪切蠕動變形帶是高地應力區常見的；另一種應力釋放類型產生時效變形現象是河谷形成的不同階段，由差異回彈導致的沿坡角附近已有平緩結構面發生的減速型剪切蠕動變形的產物。（4）應力釋放型的深大拉張變形帶一些地段的穀坡後緣發育有深大的拉裂縫及拉張斷陷帶。這類拉張變形帶以其規模大，延伸方向穩定和發育面深區別於通常的卸荷裂隙。2.4.2.2與鑽進有關的岩體應力釋放及伴生現象（1）岩心餅化現象

鑽進過程中岩心裂成餅狀的現象是高地應力區所特有的岩體力學現象。這種現象有幾個方面的共性：a.所有的餅狀岩心在形態上均有其共同特徵：岩餅的厚度與岩心的直徑有一定的關係，一般約為直徑的1/4到1/5，所以不同的鑽孔，只要孔徑相同，岩餅的厚度就大致相近；所有岩餅的表面均為新鮮破裂面，而且邊緣部分粗糙，多數內部隱約見有順槽，或沿一個方向的擦痕與之正常的拉裂坎。b.餅狀岩心是鑽進過程中差異卸荷回彈的產物，破裂主要發生在一定高度的岩心根部，是由拉張和複合機制導致的。c.餅狀岩心的產生需具備特定的岩體力學條件：彈性高，儲能條件好的岩性條件，如火成岩；整體塊狀的岩體結構條件；高地應力條件，最大主應力在30MPa以上。(2)鑽孔崩落現象：研究發現，一些鑽孔的孔徑不是園的，而呈橢圓型，長短軸之差可達3-18cm。觀察表明，這種孔徑的增大是由於孔壁局部破損崩落所致，即鑽孔崩落。進一步研究發現：破裂首先出現於孔壁應力集中程度最高的部位；破壞域側向角的大小主要受岩石的強度參數及水準應力的控制。2.4.2.3與開挖卸荷及應力釋放相聯系的岩體變形破壞現象及研究意義開挖往往引起岩體內一系列卸荷回彈和應力釋放相關聯的變形破壞現象：采場及基坑底部的隆爆；邊坡及邊牆向臨空方向的水準位移和沿已有的近水準的結構面發生剪切錯動；邊坡、邊牆岩體的傾倒；地下硐室、巷道的變形與破壞等這些變形和破壞不僅會惡化建築物場地的工程地質條件，有時還會對建築物造成直接危險。在各個方向的開挖中，垂直於最大主應力的地表、地下開挖，引起的變形和破壞最為強烈。

2.5岩體應力和區域應力場研究

鑒於天然應力狀態複雜性，為了從定性、定量兩個方面闡明一個地區天然應力狀態的總體特徵，一般採用下述途徑：以地質、地貌方法研究該區構造應力場的演化歷史和現今應力場基本特徵；在此基礎上，選擇一些有代表性的地點進行應力測定；以這些實測應力資料和已掌握的應力集中區的發育分佈規律，對區域構造應力場進行數值模擬研究，並根據反演分析結果建立區域應力場的定量化模型。2.5.1構造應力場的演化歷史和現今地應力場的基本特徵的地質地貌研究（1）構造應力場演化歷史研究通過地質力學方法通過斷層錯動機制解的赤平投影解釋（2）現今地應力場基本特徵研究研究方法：斷層錯動機制解地質地貌方法新斷裂網路地質地貌分析法地震震源機制解所謂新斷裂是指最新構造應力場下形成與發展的斷裂。在一定區域內，不同性質的新斷裂往往構成一定形式的網路。構成新斷裂網路的成分包括一對共軛的剪切面，一組壓性結構面和一組張裂面，其中後二者一般發育較差。共軛剪列面大多數表現為兩組區域性剪裂隙，該裂隙陡傾且彼此近於正交。奧地利學者認為這類區域性剪裂隙是在蠕動條件下沿最大剪應力跡線形成的。這一對共軛剪裂面常常是新斷裂網路中的基本成分，且其銳角等分線就是區域最大主應力方位。2.5.1.3區域岩體應力積累和程度的研究（1）歷史上各時期及當代地殼隆升的速度和高度：通過層狀地貌進行詳細研究（剖面測量和測年），求出抬升速率和幅度；在此基礎上，以地殼岩體應變速率的變化趨勢，結合歷史時期的斷裂活動情況，總體上判明當前區內岩體應力積累和程度。（2）區內應力集中條件和應力集中區的分佈：取決於岩性和構造部位；（3）可以作為高應力區標誌的地質、地貌現象的發育歷史和分佈：如河谷強烈的卸荷回彈、岩餅、基坑、平硐中的岩爆和其他強烈變形現象。2.5.2岩體應力測量目前岩體應力測量的方法很多，分類也不盡一致，但歸納起來可分為直接測試法和間接測試法兩類：岩體應力測試方法直接測試法間接測試法應力恢復法應力解除法水力壓裂法（水壓致裂法）鑽孔崩落法定向岩心非彈性應變恢復法凱塞爾效應測試法2.5.2.1應力恢復法（stress-recoverymethod)

當岩體應力被解除後，通過施加壓力，使岩體恢復到原來的狀態，以求得岩體應力解除時的應力值。其優點是當決定岩體的應力時，不需測定岩體的應力應變關係2.5.2.2應力解除法（stress-reliefmethod)：在擬測點附近的一個小岩石單元周圍切割出的一個“槽子”，使得這一小部分岩體不再承受旁側岩體傳來的應力。從刻槽前裝置好的儀器測出由於這種應力解除而引起的應變。並根據有關岩石已知的應力—應變關係換算出解除前岩體內的應力。以其精度高、測值穩定可靠等優點，被廣泛應用於岩土工程設計、礦產開採、地震研究等方面。壓磁全應力解除法實現了單孔測量三維地應力，它克服了一般應力解除測量法對岩石條件要求高、野外測量工序複雜、工期長、費用高等缺點，可實現垂直孔深0～100米的三維地應力測量。該方法最大的優點是能夠精確測得三維主應力的大小和方向，以及可以在狹窄的坑道內完成測量。圖3-28應力解除法佈置圖1.刻痕；2.電阻片的佈置圖3-29鑽孔內應力解除法2.5.2.3水壓致裂法(hydraulicfracturingmethod)通過鑽孔向地下某深度處的測點段壓液，用高壓將孔壁壓裂，然後根據破壞壓力、關閉壓力和破裂面的方位，計算和確定岩體內各主應力的大小和方向。該法能有效地利用已有鑽孔進行深部地應力測試，且具有操作簡便、無須知道岩體力學參數等優點，已被廣泛應用於水電工程設計、鐵路、公路的隧道選線、場地穩定性評價、核廢料處理以及地學研究等領域。應用該測試方法，可以得到垂直於鑽孔平面的最大和最小應力的大小和方向。對於垂直鑽孔，由不同深度的測試數據，可得到最大和最小水準主應力隨深度變化規律。對三個或三個以上的交匯鑽孔進行測試，經過數據處理計算得到測點附近的三維應力狀態。2.5.2.4鑽孔測量崩落測量法：

研究表明鑽孔崩落現象是由孔壁應力集中部位的局部破壞引起的，且崩落的長軸垂直區內水準最大主應力方向，而崩落域側向角（θb

）及破壞應力比（σH/σh）的大小則主要與岩石的性質及水準最小主應力有關。由此可以求出該區水準最大、最小主應力的方向及大小。步驟如下：(1)詳細測量區內的鑽孔崩落現象，並根據崩落域的長軸展布確定該區水準最大主應力和最小主應力。

(2)按照實際的岩體條件進行模擬試驗，求得θb

—σh直線關係(圖2—50)，並根據實測的σb求出區內的水準最小主應力(σh

)的量值。

(3)根據σh及實測的C0，利用圖2—51即可得出區內水準最大主應力(σH)的大小。2.5.2.5定向岩心非彈性應變恢復測量法：

1．基本原理實測結果表明，岩石應變恢復的性狀(圖2—52)有如下主要特徵：(1)岩石的總應變恢復量(ε)是由彈性應變恢復(ε′)和非彈性應變恢復(ε″)兩部分所組成，且整個應變恢復的時間足夠長，約達30餘小時。(2)在未發生非線性蠕變的條件下主應變恢復(無論是彈性的或是非彈性的)的軸向與主應力方向一致，即：ε1、ε′2、ε″3、與σl的方向一致，而ε3、ε′3、ε″3與σ3的方向一致，且ε1=ε′1+ε″1

ε3=ε′3+ε″3

(3)如果發生非線性蠕變，則最大彈性應變恢復軸與最大非彈性應變恢復軸的方向將是不同的。此時，彈性應變恢復的軸向所反映的是較新的應力環境，而非彈性應變恢復的軸向所代表的則是較老的應力環境。但實測資料表明，出現非線性蠕變的情況是很少的。(4)在整個應變恢復過程中，主應變比(無論是彈性或是非彈性的)與主應力比始終保持相等。2．測量的方法及步驟(1)從鑽孔中取定向岩心。(2)在岩心內選三個不同方向的面，且在每個面上的三個不同方向上進行應變恢復測量(所得結果顯然是非彈性的)，然後根據測量資料計算三個主應變的方向及比值。如果有一個主應力是垂直的，且其大小等於上覆層的重量，則只在水平面內的三個不同方向上進行應變恢復測量，求得兩個水準主應變的方向及比值即可。(3)測量時應注意使岩心密封，以避免溫度及濕度變化對測量結果的影響。

2.5.2.6凱塞爾（Kaiser）效應測量法

1.基本原理1950年，德國學者J.Kaiser發現受單向拉伸力作用的金屬材料，只有當應力達到並超過材料所受過的最大先期應力時才會開始有明顯的聲發射現象出現，這就是著名的凱塞爾效應。1963年，Goodman通過實驗證實岩石也具有凱塞爾效應，從而為應用這一技術測定岩體應力奠定了基礎。70年代末期以來，日，美、中學者對這一問題開展了廣泛的理論及實驗研究，先後解決了凱塞爾效應方向獨立性、三維地應力測量及試驗過程中雜訊的排除等問題，使凱塞爾效應在地應力測量領域已基本具有實用性。

為了深入理解凱塞爾效應及其在地應力測量方面的應用，首先需對下述基本問題作簡要的討論。(1)岩石凱塞爾效應的微觀機理研究表明，岩石的聲發射現象實際上是來源於其內部顯微缺陷的受力擴展，而岩石的每一次受力，都會使其內部組織結構產生與荷載大小及方向相適應的顯微破裂系統，再次加載時，如果荷載小於先期荷載，則先期形成的缺陷不會發生進一步破裂，因此也就幾乎沒有聲發射出現，—·旦荷載達到並超過先期荷載，，已有的裂紋即將進一步擴展，聲發射隨之開始大量持續出現，這就是凱塞爾效應的基本機理。

(2)岩石凱塞爾效應對地應力的記憶功能已有的研究認為，通過凱塞爾效應所測得的是岩體在地質歷史時期內所遭受過的最大應力。如果確是這樣，實際上就無法利用凱塞爾效應來解決現今地應力的測量問題，因為在遭受過構造變動，且有斷裂發育的地區，任何一部分岩體當時都遭受過很大的，甚至是接近其破裂強度的應力。但是，一系列實測資料表明，利用凱塞爾效應測得的岩體應力遠小於該岩體的破裂強度，而與用套鑽法測得的現今岩體應力十分接近(表2—10)o對於為什麼出現這種矛盾現象，以往的研究也未能加以闡明。通過對已有實測資料的深入分析，我們發現凱塞爾效應實際上只能記憶挽近時期的應力；而不能記憶古構造力。之所以如此，看來這裏有一個顯微破裂的癒合問題。隨著環境的改變，岩石會發生重結晶或新晶體生長的作用，使那些古老的顯微破裂焊接癒合，從而也就使其喪失對古構造應力的記憶能力。

相反，挽近時期岩體的受力過程是在該岩體己處於地表附近的常溫，低圍壓條件下發生的，此時所產生的顯微破裂系統，由於形成後所經歷的時間很短，且始終處於常溫和低圍壓條件下，所以不會發生癒合。因此，當採樣並對岩石試件加載、且應力達到和超過挽近時期岩體所遭受的應力量級時，這類顯微破裂即將進一步擴展，從而引起聲發射的急劇增加，這也就是岩石凱塞爾效應只能記憶挽近時期岩體所遭受過的應力的道理所在。此外，值得指出的是，近些年來的研究發現，挽近時期遭受過方向和量值不同的多期應力作用的岩石，在其再次受力過程中可能出現多個聲發射頻數急驟增高點(圖2—53)，分別對應不同的先期應力，這種現象可稱為多期凱塞爾效應。岩石多期凱塞爾效應的產生，是因為對於不同的主應力組合，岩石內部最易發生進一步破裂的缺陷方位不同，因而遭受過不同方向主應力組合作用的岩石，在其內部將產生多個與各次受力相對應的顯微破裂系統。當對這類岩石試件進行加壓試驗並記錄其聲發射現象時，隨著壓力的逐漸增大，每當外荷載引起的應力達到與某一期應力相等的量級時，與之相對應的顯微破裂就開始擴展，聲發射的累計頻數也就隨之出現一次突增，這就是多期凱塞爾效應產生的機制。(3)測量結果的應用通過上述討論不難看出，與其它的應力測量方法不同，凱塞爾效應測量結果所揭示的，並不是現存應力，而是岩體於挽近期所遭受過的最大應力。如果在此期間岩體曾遭受過不同應力場的作用，則通過多期凱塞爾效應，還可揭示出岩體挽近期的受力歷史及每一期主應力的方向及其最大值。由凱塞爾效應所揭示的最新應力場，在方向上必定與現存應力場相一致，而在量值方面則可能出現等於或大於現存應力的兩種情況。導致出現後一種情況2·5·3區域地應力場的物理及數值模擬研究。近些年來，由於物理模擬，電算以及有限元方法的迅速發展，已有可能對通過現場調研所建立起的區域應力—形變場發育的基本模式，進行進一步物理和數值模擬研究。通過這種研究，不僅可以根據區內一些點的應力實測資料反演現今區域地應力場，建立其現狀的定量化模型，取得不同地段在應力—形變強度和發震能力方面的定量關係，而且可以通過改變外力或邊界條件的系統分析，深入研究區域地應力場的形成演化機制和規律，為定量評價岩體穩定性及區域構造穩定性提供科學依據。2.5.3.1模型的建立

通過對區域構造應力場演變史及現今地應力場基本特徵的地質、地貌研究和部分地點岩體應力的實測，應對區域構造格架及區域應力—形變場發育的基本特徵有了一個總體認識。以此為基礎，通過適當的簡化（概化），建立一個符合實際的地質—力學模型，是保證模擬研究成功的關鍵。具體說來，模型的建立就是要正確確定模型的下述特徵，(1)模型的範圍、內部結構及各部分的力學參數，(2)模型的邊界條件及可能的外力作用方式，(3)地區的總體應力—形變圖象和部分地點的主應力方向及大小。2.5.3.2機制模擬研究

為考察模型建立的正確性和進—步研究作用的基本機制，比較有效的方法是進行相似材料模擬研究。方法的要點是，按抽象出的模式用相似材料製成模型，並於其表面畫上方格網，然後放入專門設計的裝置中施加外力進行變形實驗，在外力不斷增大，變形累進發展過程中仔細觀察模型中所出現的各種現象，並以間斷拍照的方式記錄變形發展的全過程。

第六章水庫誘發地震活動的工程地質分析

工程地質分析原理6·1基本概念及研究意義在一定條件下，人類的工程活動可以誘發地震，諸如修建水庫，城市或油田的抽水或注水，礦山坑道的崩塌，以及人工爆破或地下核爆炸等都能引起當地出現異常的地震活動，這類地震活動統稱為誘發地震（inducedearthquake）。其形成一方面依賴於該區的地質條件、地應力狀態和有待釋放的應變能積累程度等因素；另一方面也與工程行為是否改變了一定範圍內應力場的平衡狀態密切相關。

一般說來誘發地震的震級比較小，震源深度比較淺，對經濟建設和社會生活的影響範圍也比較小。但是水庫誘發地震則曾經多次造成破壞性後果，更有甚者，水庫誘發地震還經常威脅著水庫大壩的安全，甚至可能釀成遠比地震直接破壞更為嚴重的次生地質災害，因此對水庫誘發地震發生的可能性應予以高度重視。水庫誘發地震活動發現於本世紀30年代。最早發現於希臘的馬拉松水庫．伴隨該水庫蓄水、1931年庫區就產生了頻繁的地震活動。此後，發現有相當一部分水庫蓄水過程中伴隨有水庫誘發地震現象。60年代以來出現了一些新的情況：一方面是幾個大水庫相繼產生了6級以上的強烈地震，造成大壩、附近建築物的破壞和人員的死傷；另一方面是發現了深井注水(美國)可以誘發地震，為水庫誘發地震的形成機制提供了有價值的資料。於是這方面的研究重新活躍起來。6.2水庫誘發地震活動性變化的幾種典型情況自1975年第一屆國際誘發地震會議以來，經過研究的與水庫蓄水有關的地震活動性變化的事例迅速增多。其中有的是活動性(頻度、強度)增加，這類事例公認的約有百餘例；活動性減弱的事例也有4例，絕大多數水庫蓄水後地震活動性沒有變化。下麵分別介紹各種典型情況，而以水庫活動性增強為著重點。6.2.1蓄水後地震活動性增強6.2.1.1卡裏巴—科列馬斯塔型地震活動性的主要變化主要發生在1963年6月水庫蓄水位超出正常高水位之後，尤以1963年8月庫水位超出正常高水位2.9m之後為最強烈，此時水頭增值僅為2％，以此作為地震活動性強烈變化的誘因是缺乏說服力的。可是在正常高水位附近，水位波動幾米庫容變化卻很大，顯然庫底岩石所承受的水庫附加荷載以及附加荷載的影響深度都隨之產生較大變化，水庫底部承受附加應力超出一定值的岩石的體積也會產生很大變化。美國胡佛壩（米德湖）希臘科列瑪斯塔壩尚比亞卡裏巴壩壩型及壩高（m)重力拱壩，222心牆堆石壩，165雙曲拱壩，127庫容（億m3）36747.51604開始蓄水及滿庫時間1935；1938.71965.7.21；1966.21958.12；1963.8地震活動特征第一次地震時間1936.91965.81961.7地震次數（起止時間）6000次（1936－1945）10000次（1936－1971）M≥2.0的前震740次，餘震2580次（1966－1968）M≥2.0，1397次(1959.6－1968.12）主震震級（時間）5.0（1939.5.4）6.3（1966.2.5）6.1（1963.9.23）較大地震震級（時間）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）

地震活動與水庫蓄水的時空相關性及其它特徵

水庫水升高到100m以上時發生地震，隨水位進一步增高地震活動加強，庫水達到正常高水位並繼續上升時發生主震，95％以上的地震發生在距水庫32km之內，震中沿斷層分佈

充水開始後六個月水深僅120m即發生6.3級主震。1967－1972僅有宏觀記錄，地震活動頻率與水位高度正相關。地震活動限於水庫區小範圍內

地震活動與庫水位的變化對應關係不明顯，但與庫底岩石中附加剪應力超過1巴的岩石體積Vτ正相關。確切定位的159次地震大多數位於水庫範圍內，且絕大部分位於壩附近庫水最深的盆地中表6－1水庫誘發地震活動重要實例印度科因納壩中國新豐江壩中國丹江口壩塔吉克斯坦努列克壩塊石混凝土重力壩，103單支墩大頭壩，105寬縫重力壩，97土石壩，305m27.08115160.51051962.6；1964.81959.10.20；1961.9.231967.111972（105m）；1976（205m）；1981（305m）1963年地震頻率明顯增高1959.10，廣州臺記錄到來自庫區方向的2－4級地震三次；

1960.7的4.3級地震才引起重視1968.3（Ms≥2）1971較集中的出現於水庫西南10－15km1972.10水庫主體之下出現地震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約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）

地震頻率與水位高度正相關，但地震活動性明顯的滯後於高水位，一般3－6個月。震中集中分佈於以壩為中心的25km為半徑的範圍內，且以10km為半徑的範圍內最為密集

水庫蓄水之後地震活動的頻率和強度立即有明顯提高，在1970年以前，地震頻率特別是強度與水位高度正相關，但比水位高峰時間滯後2－4個月，70年後相關性減弱。地震主震分佈於水庫主體中軸線兩端，以大壩附近峽谷區最密集，呈N30°W的密集帶和N70°E的密集帶，主震震中的兩帶交匯處，距大壩1.1km

庫水深達50米後（1969.12）開始有明顯地震活動，地震頻率和強度與水位間有明顯的同步變化，頻率峰值滯後於水位峰值約3個月，庫容急增至最大之後1.5個月發生了較強震動。地震活動集中於丹庫主體南北兩端的灰岩峽谷區，庫區週邊本世紀內曾有6級地震，蓄水後地震活動向庫區集中

蓄水後地震活動超過蓄水前年平均發生率的四倍，最強的兩次暴雨與1972年和1976年水位分別達到105m和205m相伴。所有大地震和多數地震活動都由水庫充水速率下降所引發，地震活動性對充水速率降低反映迅速，滯後一般1－4日。

1970年前地震分散地發生於庫周附近，1972年後向水庫主體集中，隨庫區水位增高上游充水，地震震中也向上遊轉移圖6－3水庫誘發地震的兩類震源機制6.2.1.2科因納—新豐江型

1．科因納水庫誘發地震科因納水庫誘發地震之所以具有典型意義，就在於它是迄今為止最強的水庫誘發地震(0.5級，地震序列中大於5.0級的達15次)，而又是產生在構造跡象最不明顯、岩層產狀基本水準、近200a附近沒有明顯地層活動的印度地盾德幹高原之上。庫、壩區均位於厚達1500m、產狀水準、自古至始新世噴發的玄武岩層之上，由緻密塊狀玄武岩與凝灰岩及氣孔狀玄武岩互層，凝灰岩中夾有紅色粘土，滲透性不良(圖6-7)。6.3水庫誘發地震的共同特點

從以上典型實例描述可知，水庫誘發地震不同類型雖各有其特性，但概括起來它們卻有很多共性。這主要是這類地層的產生空間和地震活動隨時間的變化與水庫所在空間和水庫水位或荷載隨時間的變化密切相關，表示介質品質的地震序列有其固有特點和震源機制解得出的應力場與同一地區產生天然地震的應力場基本相同。

6.3·1地震活動與水庫的空間聯繫

6.3.1.1震中密集於庫壩附近通常主要是密集分佈於水庫邊岸幾km到十幾km範圍之內。或是密集於水庫最大水深處及其附近(卡裏巴、科因納)，或是位於水庫主體兩側的峽谷區(新豐江見圖6-12，丹江口如圖6-25)。如庫區及附近有斷裂，則精確定位的震中往往沿斷裂分佈。有的水庫誘發地層初期距水庫較遠而隨後逐漸向水庫集中(丹江口、蘇聯的努列克)。圖6-25丹江口水庫附近震中分佈圖（1969－1975年）1、2、3、4－蓄水前天然地震，圓圈大小表示震級；5－蓄水後誘發地震；6－水庫邊界6.3.1.2震源極淺、震源體小水庫誘發地震主要發生在庫水或水庫荷載影響範圍之內，所以震源深度很淺。一般多在地表之下10km之內，以4-7km範圍內為最多，且有初期淺隨後逐步加深的趨勢。例如我國新豐江水庫誘發地震1962年至1965年5月震源深度分佈有如圖6-26所示。由於震源淺，所以面波強烈，震中烈度一般較天然地層高，零點幾級就有感，3級就可以造成破壞。我國天然地震震級與震中烈度之間，有如下的關係式M＝0.58I0+1.5其中：M為震級；I0為震中烈度。由於震源極淺，水庫誘發地震往往伴有地聲。我國有地聲的水庫誘發地震有新豐江、丹江口、南沖、佛子嶺。國外報導有地聲者有蒙太納、格朗格瓦爾、科列馬斯塔、康特拉、福達溪壩等等。由於震源淺且震源體小，所以地震的影響範圍小，等震線衰減迅速．其影響範圍多屬局部性的。

6.3.2誘發地震活動與庫水位及水荷載隨時間變化的相關性這種相關性已被廣泛用以判別地震活動是否屬水庫誘發地震。一般是水庫蓄水幾個月之後為微地震活動即有明顯的增強，隨後地震頻度也隨水位或庫容而明顯變化，但地震活動峰值在時間上均較水位或庫容峰值有所滯後。我國幾個水庫誘發地震蓄水開始與微震活動加強有如表6-3所示的關係。水庫名稱震級（Ms）震源深實際震中烈度計算震中烈度造成的破壞丹江4.79ⅦⅥ-損壞房間1904間，倒牆305處前進3.03ⅤⅢ-有掉瓦現象南沖2.86ⅤⅡ+掉瓦，個別房屋裂縫表6-2我國某些水庫誘發地震震中烈度比較水庫名稱蓄水時間地震活動加強時間間隔時間新豐江丹江口前進南沖柘林佛子嶺1959.101967.111970.51967.71972.11954.61959.111970.1①1971.101967.81972.101954.1212417196①1970.1是根據三峽站記錄地Ma≥1.2的地震。較小地震因庫區無臺未能測得，此值不可靠據另一種資料最早為1968.3.則間距為4月。表6－3

水位的急劇上升與急劇下降，特別是急劇下降，往往有較強地震產生。例如丹江口的4.7級地震即產生在水位急劇上升後的急劇下降期，新豐江水庫1977年的4.7級震也產生在水位急劇下降期(見圖6一11)。6.3.3水庫誘發地震序列的特點既然水庫誘發地震有水的活動和水庫荷載參與，這一特點必然在地震序列中有所反映。根據多個水庫誘發地震序列的研究，它們的特點如下：

(1)水庫誘發地震以前震極豐富為特點，屬於前震餘震型(茂木2型)，而相同地區的天然地震往往屆主震餘震型(茂木1型)(圖6—27)。以新豐江水庫誘發地震為例，從蓄水到主震發生的39個月內，共記錄到從＞o．4的前震81719次。過去認為天然的大地震都是突然發生的屬主震餘震型，近來以高倍率地震儀測知，大地震都是有前震的，只是前震小而少，因而常被忽略。與水庫誘發地震相比，天然地震前震小而少就很突出了。茂木2型地震序列表明介質不均勻，被斷裂切割為多個塊體，且應力分佈也是不均勻的，這是由於水庫蓄水使岩體弱化所致。

(2)水庫誘發地震餘震活動以低速度衰減，例如我國新豐江水庫誘發地震，1960年10月18日新豐江水庫設立第一個地層臺開始至1987年12月31日止，已記錄到從＞0.6級地震337461次，活動時間持續至今，整個活動期已30餘年，科因納水庫地震活動迄今仍未停止。

主震t天後，餘震次數n（t）可以下式表示：

n（t）=n1t-p（6－2）其中n1為常數，p表示衰減速度。所有天然地震p＞1.3，而水庫誘發地震則總是小於1.3且一般情況下小於l。例如我國新豐江水庫誘發地震p＝0.9；又如我國丹江口水庫誘發地震活動的p值為1.1，相同地區的天然地震少值高達1.92。

(3)頻度震級關係式中b值高和最大餘震與主震震級比值高，主震震級不高，已有實例小於或等於6.5。

天然地震的前震，其額度與震級關係式(1gN=a-bM)中b值都低，一般為0.3一0.5，表明介質為高強度．以脆性破壞方式發震。同一個地震序列的餘震則有所不同，b值總是較前層b值為高，表明主震後介質因破裂而強度降低，破壞方式為粘滑。水庫誘發地震與天然地震不同的是前震、餘震b值極其相近，且一般都大幹1，大大高於同區的天然地震的b值(表6-4)。所以整個水庫誘發地震序列近似於“餘震”的系列，其b值表明介質強度甚至比天然地震

餘震者還低，可以認為是庫水的作用使介質的強度進一步降低所致，表6-4中最大餘震Ms與主震Mm之比值近於1，Mm-Ma＜1均表明介質的不均質和強度低的特點。介質強度甚至比天然地震餘震者還低。應該指出，在天然地震為高b值的地區，水庫誘發地震卻可出現低b值。例如美國加州天然地層序列b值高達0.8—1.02，而可能用於水庫誘發地震的奧洛維爾1975.8.1的5.7級地震序列部b值僅為0.55；安德遜水庫的地震間隙處1973.8.3發生的4．7級地層序列b值也較該處天然地層序列b值低40％。6.3.4水庫誘發地震的震源機制解根據所有研究過的水庫誘發地震的震源機制服應指出以下值得注意的兩點：

(1)由震源機制解得出的應力場，與天然地震應力場或根據當地地質特徵判定的應力場相同。

(2)水庫誘發地震震源機制主要為走向滑動型和正斷型兩種，且前者多於後者。屬於逆沖型機制者極共少見，蘇聯努列克水庫南側的誘發地層為逆沖斷層型的少數實例之。

據新豐江水庫誘發地層餘震的震源力學研究，該處水庫誘發地層震源機制以沿北北西向斷裂的走向滑動為主，而後期則以北北西向斷裂帶上的正斷型傾向滑動為主，表明區域構造應力經主震釋放之後，庫水荷重在誘發中占了主導地位。6．4水庫誘發地震的誘發機制水庫誘發地震的確切誘因現在尚未完全查明，但已有震例已經以充分資料證明，這類地震不是由於水庫荷載直接造成的．而是水庫的某種作用間接誘發的(indirectlyinduced)。亦即水庫的某種作用迭加於已有的天然應力場之上，使水庫蓄水前由於自然作用積累起來的應變能較早地以地震的方式釋放出來。這方面的證據最主要的有以下兩點：

(1)根據水庫誘發地震震源機制解得出的應力場與該區天然地震應力場或根據近期活動構造所得出的區域應力場完全一致．說明產生地震的應力場並非是由於水庫荷載產生的，而是近期構造活動天然形成的。

(2)震源區由於水庫荷載而產生的應力增量一般是很小的，單獨不足以使岩體破壞或使岩體中已有斷裂面的兩側產生相互錯動。

6．4．2水庫蓄水對庫底岩體的各種效應概括說來，水庫蓄水以後對庫底岩體可以產生以下三