工程地质分析原理(教案电子版)

绪论一、工程地质的根本任务人类工程活动地质环境的相互作用研究对象：工程地质条件工程活动的地质环境工程地质学的根本任务：研究人类工程活动与地质环境〔工程地质条件〕之间的相互作用，以便正确评价、合理利用、有效改造和完善保护地质环境。二、工程地质分析的根本方法研究对象：工程地质问题：即：人类工程活动与地质环境相互制约的主要形式。例：区域稳定问题岩土体稳定问题围岩稳定问题地基稳定问题边坡稳定问题变形程度时间效应研究内容：工程地质问题产生的地质条件、形成机制、开展演化趋势研究方法：地质分析、地质模拟分析、试验分析、力学分析第一章地壳岩体结构的工程地质分析1.1根本概念岩体：指与工程建设有关的那一局部地质体。它处于一定的地质环境中，被各种结构面所分割。注意：与岩石、岩块的区别。结构面：岩体中具有一定方向、力学强度相对〔上下岩层〕相对较低而延伸〔或具一定厚度〕的地质界面。结构体：由结构面分割、围成的岩石块体〔相对完整〕。岩体结构：由岩体中含有的不同结构面和结构体在空间的排列分布和组合状态所决定。〔8类〕。为什么要研究岩体结构。a.结构面是岩体中力学强度相对较薄弱的部位，导致岩体的不连续性、不均一性和各面异性。b.岩体结构特征对岩体的变形、破坏方式和强度特征起重要的控制作用。c.在地表的岩体，其结构特征在很大程度上决定了外营力对岩体的改造程程。风化、地下水等。1.2岩体结构的主要类型与特征1.2.1结构面的主要类型及其特征从成因角度：原生结构面构造结构面表生结构面：层向错动、泥化夹层、表生夹泥1.2.2岩体结构类型一、岩体分类a.分类目的和原那么目的：对工程地质条件优劣不同的岩体进行分类，便于深入评价岩体的工程地质性质和特征，以到达合理利用和有效治理的目的。b.原那么①差异性原那么：不同类别的岩体的工程地质性质有明显的差异。②适用性原那么：分类体系便于〔工程〕应用。③分类指标便于测定原那么岩体分类的三大体系：①以岩石材料的力学性质指标为根底的分类。如Y轴抗压强度。②以岩体稳定性为根底的分类——专门性分类。如RMR、Q等。③以岩体结构为根底的分类。目前岩体分类的趋势：①考虑岩石的根本性质。〔建造〕②考虑岩体强度的改造。③考虑岩体所处的实际地质环境条件。二、岩体结构类型划分以中科院地质所方案为代表，重点考虑岩体的改造，并应用地质力学观点对岩体结构类型进行详细划分。这种分类方案首先考虑建造特征。分为块体〔整体〕状块状层状散体状——松散堆积其次考虑岩体的改造特征如完整的、块裂化的〔或板裂化的〕，碎裂化的散体化的。1.3岩体原生结构特征的岩相分析原生结构体系对岩体的性能及其变形破坏起着重要的控制作用，因此对原生结构体系特征的研究显得极其重要。以河流沉积主要相模式的研究为例。一、河流沉积主要相模式及其工程地质特征a.高弯度河流沉积相模式。河流特点：河床比降小、弯度大、水深但流态较稳定，单向环流。其沉积物分：底部滞留相〔河床〕；中部边滩相〔粉砂岩〕；顶部：天然堤相和洪积相〔砂堤、决口肩、滨岸沼泽沉积等〕特征：自下而上由粗变细岩体具软硬相间的互层状结构特征砂岩抗风化能力弱，自下而上强度由高变低顶部边滩相松散沉积物易发生砂土液化b.瓣状河流沉积相模式〔游荡型〕河流特点：河谷纵坡降大，河床不稳定、弯度小、水浅、流态不稳定，具复杂环流特征。沉积物分：底部〔滞留相〕中部心滩相〔上部，小型槽状交错层；下部，大型单斜交错层〕顶部，边滩相、洪流相〔细砂、中砂、泥岩，具水平层理或包卷层理〕特征：具层状或块状结构特征滞留相岩泥岩砾石层成为主要软弱层顶部相不发育中部心滩相砂岩〔砾岩〕具较高的强度〔抗风化能力强〕二、岩体原生结构特征的亚相、微相分析a.软弱夹层的亚相、微相分析河流相沉积中的软弱夹层按亚相、微相特征见表1-4。〔P20〕注意洪泛平原砂岩层与天然堤粉砂质泥岩层的展布特征。在亚相、微相分析中注意准同生变形作用。b.砂岩体中原生结构面的微相分析流水沉积的层理类型与泥砂粒度、水流状态、水流强度相关。由此追溯和判断沉积环境和古水流特征。高弯度河流边滩相，下部为大型槽状交错层，向上递变为平行层理，小型波状交错层理，向上与堤岸相过渡。而瓣状河流那么主要由大型楔状交错层理，楔型错层理、逆行沙波为特征。变质岩自己看。1.4岩体构造结构特征的地质力学分析1.4.1构造断裂的根本组合模式解决两大问题：区域构造稳定和岩体稳定性追溯应力演变历史根据现代构造地质学研究，构造断裂的形成，表现为两种或多种机制的组合。纵向上分为上层构造〔表现为剪切或拉裂〕、中层构造〔表现为弯曲〕和下层构造〔表现为压扁、流动〕聚合带〔大型推服构造〕按构造分类：厚皮构造、薄皮构造、接触扰动带a、厚皮构造带发育高角度逆冲断层。由中、下构造层的物质组成。以塑性、韧性变形破裂为主，并沿推覆方向逐渐减弱。后期叠加脆性破裂，沿推覆方向逐渐增强。b.薄皮构造带以弯曲和剪切造成的浅部褶皱断裂为主，伴随表部的重力滑动构造——滑覆体。层间错动方式尤为突出。c.接触振动带以地表条件的弯曲、剪切为主，形成正错叠瓦式断裂。二、裂谷带〔伸展带〕一般认为是区域隆起背景上以断陷谷为特征的大型复杂地堑系。a.深部形成一系列拉张断裂或正断层。b.盖层盖层随裂谷的扩展，在地幔中隆起轴附近形成受深部断裂控制的拉张断裂。或随裂谷的拉张，形成侧缘拉裂，不受深部断裂控制。三、走滑断裂主要发育于相对稳定的地块中，属拉性剪切破裂。地质力学对走滑断裂的研究较深入。插图现在的研究说明，最大主压应力在断层错动面附近发生偏转，偏转方向向错动方向。1.5岩体结构特征的统计分析重点介绍路线精测法。迹线法和统计窗法、实习中已介绍。一、结构面现场测量和资料较正主要针对延伸数米或数十米结构面。方法：在掌子面上布置相互垂直的18条测线，组成测网。在网内，逐一测量每一条与测线相交的结构面位置、产状、延伸长度、张开度、充填情况、外表特征资料。实践证明，采用六条测线已能正确探明结构面的状况。资料较正：主要解决被测机率不等的问题。特别是与长子面交角较小的节理，被子测时机大大减小。资料校正分长度校正和方位校正。a.长度校正以测线中最长线段Ln作为标准长度。，其它线段的应测结构面数量修改为：〔按某组结构面进行校正〕b.方位校正即调整到结构面组法线方向上来确定结构面的数量。二、岩体结构特征量化模式程序第二章地壳岩体天然应力状态2.1根本概念及研究意义天然应力：指未经人为扰动，主要是在重力场、构造应力场综合作用下，所形成的应力状态，亦称初始应力〔物理、化学、变化，岩浆侵入等〕由人为活动而引起的应力场变化原生应力。a.自重应力场亦有b.构造应力场由地壳的构造运动所引起，活动的、剩余的。c.变异应力与剩余应力变异应力：为物理、化学变化及岩浆侵入形成的应力场。剩余应力：岩体卸荷或局部卸荷所形成的拉压应力自相平衡的应力场。2.2影响岩体天然应力状态的主要因素一、主要因素天然应力场的形成取决于地质条件和岩体所经历的地质历史。地质条件：岩性R、E、μ岩体结构不连续性、各向异性、应力集中地质历史：构造作用及其演变历史〔主要因素〕区域卸荷作用a.构造作用分活动构造应力，即现今还在形成，累积的应力场。剩余构造应力，即地质历史时期构造作用形成的应力至今尚未完全卸除。活动构造应力所形成的应力场，其最大主应力比拟一致或呈规律变化而剩余应力那么各地不一，比拟杂乱。b.区域卸荷作用指区域性的面剥蚀。例：岩体内深度处的侵入岩应力场〔静水应力状态〕经地面剥蚀后，剥蚀厚度为h。那么水平应力与垂直应力的减小幅有很大不同。思考题：岩体卸荷过程中能否造成岩体破坏〔设>〕二、自由临空面附近的应力重分布以河谷为例：河谷下切，形成地表的自由临空面，由此引起临空面附近岩体卸荷回弹，形成临空面附近岩体内应力重分布。重分布应力大小和特点受原始地应力水平、岩性特征、临空面形态特征的影响。重分布应力的主要特征：①主应力方向在临空面附近发生明显变化最大重应力与临空面近于平行，而最小主应力与临空面近于垂直。②最大主应力由内向外逐渐增大，而最小主应力由内向外逐渐减小，至临空面上为零，甚至出现拉应力。③应力在坡脚附近显著增大。应力增大现象称应力集中。集中程度用应力集中系数表示。三、岩体切割面附近的剩余应力效应由于岩体是由多种力学性质不同的材料〔元件〕组成，在加载条件和卸载条件下，不同力学性质的材料表现出不同的变形特征，以到达岩体内部应力和变形的总体平衡。特征：以到达岩体内部应力和变形的总体平衡。约束紧密的不同材料卸载的剩余应力效应。2.3我国地应力场的空间分布随时间变化的一般规律2.3.1我国地应力场的空间分布特点a.各地的最大重应力方向呈明显规律性大致与察隅和伊斯兰堡连线的夹角平分线方向一致。仅伊斯兰堡外侧和察隅外侧不同。b.三向应力状态与由此决定的现代构造活动呈规律分布。①潜在逆断型应力状态主重要分布于喜马拉雅山前缘一带。〔与印度板块碰撞有关〕、水平，垂直②潜在走滑型应力状态区主要分布于中、西部广阔地区。、水平垂直③潜在正断型和张剪性走滑型应力状态区，主要分布于西藏高原〔正断型〕、东北、华北地区，汾渭地堑〔张剪走滑型〕。2.3.2断裂带附近局部构造应力集中作用a.一般规律岩体受力变形时，其内所含的结构面会出现应力集中，使岩体内应力状态复杂化。易于发生应力集中的部位往往是裂隙、断裂的端点、交汇点、错裂段、拐点、锁固段、分支点等。b.局部应力集中区与活动断层的关系上述应力集中的特殊部位往往形成与之相适应的构造带。局部压力集中区，形成局部隆起和挤压型构造，伴强震。反之，局部拉应力集中区形成拗陷和拉裂型构造，伴正断型地震。2.4地应力随时间变化与地壳岩体应变速率的关系a.地应力与应变速率的关系地壳岩体是粘弹性介质。伊腾等做的试验说明，当应力小于某临界值时，〔不同材料的临界值不同〕。变形初期，应力增高，但随时间推移，应力一旦到达某一极限值就会不再增长，而变形不断开展。前段表现出弹性介质特征，而后者表现出粘性特征。当应力大于临界值，那么岩体表现弹性介质特征，直至破坏，断裂是岩体的薄弱环节，其变形较岩体更加容易。b.地应力随时间变化的一般规律从以上规律可得出应力随时间变化的一般规律。在岩体中地应力大于临界应变速率的地区，应力随时间呈线性递增。在岩体地应力低于其临界应变速率，但高于断裂的临界应变速率时，岩体中应变速率递增到一定程度后将稳定在与临界应变速率相适应的应力水平，而断裂的应力所属于递增型。当岩体中的应变速率和断裂应变速率均低于断裂临界应变速率时，岩体中的应力和断裂带内的应力都在初期递增至一定水平后，将稳定在与岩体和断裂应变速率相适应的水平。2.4地壳表层岩体应力状态的复杂性仅为经验总结，并无统一的认识。2.4.1岩体应力的假设干规律a.垂直应力〔岩体应力随深度增加，地表岩体卸荷尚未完成〕b.水平应力①各方向上应力水平各异，并非如，最大值与最小值的关系为=(0.5~0.75)，且相互正交，②水平应力随深度变化分三种情况即<〔重力型〕=少见〔静水压力型〕深部塑性区>多见〔构造应力型〕或卸荷作用③浅部应力与深部应力状态差异明显由于浅部河谷临空面的影响，使近地表岩体中应力无论量值还是方向均发生重大变化。其次由于应力变化梯度不同，使浅部应力状态与深部应力状态发生了变化。2.5岩体应力场与区域应力场研究〔主要研究方法〕研究途径：①以地质、地貌方法研究构造应力场的演变历史和现今应力场的根本特征。〔定性研究〕②在此根底上进行应力场实测。③在应力实测根底上进行地应力场的数值模拟。2.5.1地质、地貌研究一、构造应力场演变历史的研究可采用地质力学的研究方法〔构造体系配套〕配合断层错动机制的极射赤平投影方法。二、现今地应力根本特征研究主要采用震源机制解〔新断裂网络地质地貌解析〕三、应力累积条件和累积程度研究主要查明：a.历史上各时期及当代地壳隆起的速度和高度。b.应力集中条件和集中区的分布。c.高地力区的标志的地质、地貌现象发育及分布。2.5.2岩体的应力测定主要有：应力解除法、应力恢复法、水力压裂法等。Kaiser效应测量法2.5.3区域地应力场的物理模拟及数值模拟第三章岩体的变形与破坏3.1根本概念及研究意义变形：岩体的宏观连续性无明显变化者。破坏：岩体的宏观连续性已发生明显变化。岩体破坏的根本形式：〔机制〕剪切破坏和拉断〔张性〕破坏。一、岩体破坏形式与受力状态的关系岩体破坏形式与围岩大小有明显关系。注意：岩全破坏机制的转化随围压条件的变化而变化。破坏机制转化的界限围压称破坏机制转化围压。一般认为，1/5~1/4[]不可拉断转化为剪切。1/3~2/3[]可由剪切转化为塑性破坏。有人认为〔纳达〕，可用偏向的程度来划分应力状态类型。应力状态类型参数〔＝1，即σ2＝σ1；＝－1，即σ2＝σ3〕二、岩体破坏形式与岩体结构的关系低围压条件下岩石三轴试验说明。坚硬的完整岩体主要表现为张性破坏。含软弱结构面的块状岩体，当结构面与最大主应力夹角适宜时，那么表现为沿结构面的剪切。碎裂岩体的破坏方式介于二者之间。碎块状或散体状岩体主要为塑性破坏。对第一种情况，某破坏判据已经介绍很多了。第二种情况，可采用三向应力状态莫尔圆图解简单判断。三、岩体的强度特征单轴应力状态时，结构与方向决定了岩体的破坏形式。复杂应力状态时，含一组结构面的岩体破坏形式与岩体性质、结构面产状，应力状态关系很大。3.2岩体在加荷过程中的变形与破坏3.2.1拉断破坏机制与过程一、拉应力条件下的拉断破坏当时，拉应力对岩石破坏起主导作用。二、压应力条件下的拉断破坏压应力条件下裂缝尖端拉应力集中最强的部位位于与主压应力是地方向上，并逐渐向与平行地方向扩展。当时，破坏准那么为：=0时为单轴压拉断。3.2.2剪切变形破坏机制与过程一、潜在剪切面剪断机制与过程A．滑移段B．锁固段进入稳定破裂阶段后，岩体内部应力状态变化复杂。产生一系列破裂。〔1〕拉张分支裂隙的形成，原理同前。〔2〕不稳定破裂阶段法向压碎带的形成，削弱锁固段岩石。〔3〕潜在剪切面贯穿。剪胀，压碎带剪坏，锁固段变薄弱，最终全面贯穿。剪切破坏过程中岩石销固段被各个击破，所以整个剪切过程中剪切位段具有脉动的特征。二、单剪应力条件下变形破坏机制与过程即力偶作用于有一定厚度的剪切带中。这种应力条件下可出现的两种破坏，张性雁裂和压扭性雁裂。其中张性雁裂对软弱带的强度削弱最大。三、沿已有结构面剪切机制及过程〔略〕3.2.3弯曲变表破坏机制与过程一、弯曲变形的根本形式按受力条件：横弯、纵弯。按约束条件：简支梁、外伸梁、悬臂梁。梁弯曲时，轴受挤压，两翼受剪力作用→板梁滑脱二、横弯条件下岩体的弯形与破坏a.轴部区假设以，代表岩石的曲服应力。极梁弯曲变形分三个阶段。①轻微隆起阶段弯曲初期。梁底中心两侧出现局部塑性破坏，顶部受拉，但尚未破坏。〔H/D=1.8%〕，H上隆量。②强列隆起阶段随弯曲加剧，轴部顶、底均出现破坏区，并有上下贯穿的趋势。H/D=7.8%。③折断破坏阶段破坏进一步扩展，最终连通、折断破坏。〔H/D=4.8%〕b.横弯滑脱滑脱可缓解轴部应力集中现象，亦可使翼部应变能释放。但可引起地震。三、纵弯曲条件下岩体的变形与破坏a.极梁的屈曲的应力条件由经典欧拉公式，简支梁条件下，屈曲的纵向压力其中惯性矩J=bh3/12〔矩形梁板时取单宽〕那么临界应力多层板梁组合情况〔二层介质〕，等厚n：板梁层数弯曲段波长：b.轴部的变形与破坏亦可分为三个阶段：①轻微隆起阶段，顶部拉裂，底部出现剖面x节理。②强裂隆起阶段，顶部拉裂向纵深开展，底部x节理，护展层为中性层。③剪断破坏阶段，x节理与拉裂面贯穿，或切断板梁形成逆冲断裂。大多数背斜符合纵弯模式。三、纵弯过程中的滑脱分两种形式：背斜式滑脱：轴部虚脱，翼部单剪式剪裂。向斜式滑脱：主要发生向临空面方向的滑脱，甚至核部挤出。〔地面剥蚀〕3.3岩体在卸荷过程中的变形与破坏3.3.1根本类型拉裂面：拉应力集中部位压致拉裂面：平行临空面的拉裂面剪裂面：层间剪切滑段基坑底板弯曲隆起等。3.3.2差异性卸荷回弹造成的破裂一、张性破裂面a.材料性质不同造成b.应力历史不同造成颗粒受压变形，后期胶结，胶结物未经压缩，卸荷面导致颗粒与胶结物接触界面上的拉裂。裂纹之高部受压亦相同。二、剪切破裂以状岩芯为典型其本质也是差异性卸荷回弹，所不同的是其差异性卸荷回弹是由受限面引起的。3.3.3卸荷造成的变形、破裂空间组合模式3.4动荷载〔略〕3.5岩体变形破坏过程中的时间效应分两种类型：蠕变、松驰3.5.1岩石变形时间效应介质模型经典的描述介质流变性能的本构模型为马克斯韦尔模型和开尔文模型。这种模型仅考虑了粘性和弹性性质，而没有考虑岩石介质的塑性性质。经过这些单元的不同组合，可形成各种各样岩体的流变本构模型。岩体力学这已介绍。3.5.2岩体的累进性破坏和加速蠕变累进性破坏，即应力变化不大，微裂及扩张地不断进行扩张、转移直至整体破坏。流变试验已经证实，只有应力水平到达或超过其长期强度，加速蠕变阶段才能出现〔累进性破坏〕。3.5.3岩体变形破坏与应变速率的关系由马克斯韦尔模型来说明。应变：〔〕应变速率：＋当时，即常数，常数。应为等速蠕变，岩体内应力保持不变。当<0，那么C<，岩体松驰。当>0，那么C>，岩体内应力有增加趋势，直至到达新的平衡。由此看来，岩体变形过程存在一临界应变速率C0。当C<C0时，无加速蠕变。反之，当C>C0时，加速蠕变，可导致岩体破坏可能。当应变速率C降低，岩体内应力将逐渐减小，松驰。3.5.4粘滑和嵌入蠕变粘滑：指剪切破坏过程中，由于动、静摩擦角的差异或由于凸起体剪断、翻越，或由于转动磨擦中的翻转所造成的剪切位移突跃现象。粘滑现象可能与剪切上的凸起体嵌入蠕变机制有关。嵌入时，静磨擦系数将提高。结论：①按运动特征，沿结构面的滑移分稳滑和粘滑面种根本类型。稳滑状态的产生条件：结构面平堤或有足够厚的夹泥。匀速滑动②粘滑时释放的能量大小不仅与粘滑机制有关，对某一特定剪切滑移，停止活动承受法向应力时间愈长，那么粘滑时释放的能量也就愈高。3.6空隙水压力在岩体变形破坏中的作用一、有效应力原理在岩体中的适用性完全适用注意：其对岩体强度的影响。显然，<。即存在时，岩体强度降低。二、空隙水压力变化对岩体变形破坏的影响↗，↘。反之变然。空隙水压力变化原因：①地下水补排条件变化〔略〕②岩体受荷状态变化形成超孔隙水压力如地震，土力学介绍很多。③岩体变形、破裂封闭水体，破裂形成使空隙水压力降低甚至形成负压，形成膨胀强化现象。非封闭水体，破裂扩容超过地下水补给，亦可形成膨胀强化现象。“水击〞现象。3.7岩体变形、破坏的地质模式岩体变形的根本单元拉裂含压致拉裂脱性蠕滑剪切弯曲悬臂梁弯曲、纵、横弯剪流塑性流动上述各变形单元往往不是单独产生，往往相伴另外的变形单元，且互为因果的变形单元对变形、破坏起主导作用。根本组合地质模式：蠕滑—拉裂滑移—压致拉裂弯曲—拉裂塑流—拉裂滑移—弯曲第四章活断层的工程地质研究4.1根本要领及研究意义活断层：目前还在持续活动，或在近期地质历史时期活动过，极可能在不远的将来重新活动的断层10000年以来活动过的断层称全新活动断层。活断层的活动特征：蠕滑、粘滑。意义〔工程意义〕：躲避重大破坏性地震对建筑群的破坏，防止因活断层位错坏建筑物〔无破坏性地震〕。4.2活断层的特性包括：活断层的类型活动方式规模错动速率及根本分级活动周期古地震事件4.2.1活断层的类型和活动方式按构造应力状态，活断层可划分为三类：走向滑动型〔平移断层〕逆断层正断层由于三类活断层的几何特征及运动特性各不相同，因而对工程场地的影响也不同。一、走向滑动断层应力状态为垂直，、水平。特征：断层面倾向大〔近于垂直〕断层的地表出露线平直地貌上常形成陡直的断崖以水平运动为主，相对垂直升降量很小分支断裂较少，断层带宽度小这类断层的水平错动量往往很大，因而易于识别，易于发生强震。逆断层应力状态为垂直，、水平。特征：断层地倾角较小，一般20－40o之间，上盘上升引起上盘一侧地面隆升，下盘一般无地表变形，分支断层发育，主要产生在上盘。断层面的地面出露线不平直，呈波状弯曲。逆断层也是强烈发震断层。三、正断层应力状态为垂直，、水平。特征：断层面倾角介于逆断层与平移断层之间，一般60~80º之间。上盘下降并发育分支断层近断层可以引发中强震。由于地应力场的复杂性，因此，实际发育的断层往往既有水平运动分量亦有垂直运动分量。因为形成走滑逆冲断层或走滑正断层等。活断层活动的两种根本方式：粘滑和稳滑。易发生同期强地震。4.2.2活断层的长度和断距对活断层，其长度和断距是表征活断层的重要数据，通常用：强度导致地面破裂的长度〔L〕和一次错段的最大位移〔D〕来表示。一般地震地表错段长度从由百米至数百公里，最大位移自几十厘米至十余米。地震愈大，震源愈浅，那么地表错段就愈长。我国的经验公式为：或：统计分析是一种常用的研究方法。然而，断裂面长度与震级之间的关系并非如此简单，还受许多因素的影响。如断裂面的形状，剪切模量、断层性质、大地构造环境等因素有关。但假设采用地震面波震级Ms与或进行相关分析，那么有较好的关系，见图4-12和4-13。〔P147〕分支断裂的错断位移那么随主断层的距离加大而减少。4.2.3活断层的错动速率和重复周期错动速率与地震重现周期是地震预报的重要数据。一般活断层错动的速率愈大，那么两次错断的时间间隔就愈短。根据断层速率，我国将其分为四级。ABCD100<R<1010>R>11>R>0.1R<0.1特别强烈强烈中等弱m>8.07~7.96~6.96以下对断层错动速率的研究，可以采用跨断层重复测量，但对于获取平均错动速率有时较难。另一种研究方法，叫地质、地貌分析法。重要研究大地震事件。古地震事件的地貌证据：走滑型：冲沟、溪流、阶地、冲积扇和山脊错断倾滑型：断层陡坎、断层三角面、断陷湖等此外，如错断第四系、地震崩积楔、地震冲填楔等。通过对这些地震事件的分析、判断事件发生时间，次数、累积错的距离，各事件的绝对年龄，就可以求出平均错动速率和重复错动事件。地震崩积楔关于测年，有许多方法，用得较普遍的是14C，此外如热释光〔TL〕电子自旋共振等方法〔ESR〕。K-Ar法。因此，研究活断层错速率和重交周期的地质、地貌学方法，首先是取得某一断层屡次古地震事件位错资料〔地震崩积楔、地震充填楔〕。亦获得其年代数据〔K-Ar、14C、TL、ESR〕。由此研究这一条断裂的平均位错速率及由这一速率形成地震的位错量，推算下一次地震的重复周期。此外，地震重复周期与一次地震产生的位错量成正比，而与平均错动速率成反比，即：有蠕滑成分时，4.3活断层活动的时空不均匀性时间上，时密〔群发性〕，时稀。空间上，有弱活动区和强活动区这分，并随时间发生迁移。4.3.1活断层突然错动在时间分布上的不均匀性活断层活动具有间歇性活动特点。特点总体时间上具群集性相对于分布稀疏总体：单发型每隔一段时间发生一次强震，新验的二台断裂群集型在某段时间多发，别的时间稀少阿尔金断裂混合型某时段群发，某时段单发解水河断裂4.3.2活断层错动在空间上的不均匀性我国活断层的错动速率具有区域性的不均匀性，根据区域性差异，共分为七个断块，其中青藏高原、台湾等断块、断层的新活动性比拟强烈。同一区域的断层，也存在不均匀性。同一断层的不同段，也存在不均匀性。4.3.3活断层迁移当活断层的活动段发生一系列的群集方式的破裂后，〔地震〕断裂活动往往会转移到别的段落式别的区域，即形成活断层的迁移。以郯庐断裂为例。活断层的迁移，对地震的预报关系极大。研究活动断裂的开展规律及其时间序列。4.4活断层区规划设计建筑的原那么活动断层对建筑物的平安性危害很大，一般在活断层附近不宜选择建筑场地，特别是重要建筑物。当不能避让活断裂时，也必须在场地选择、建筑物类型选择、结构设计等方面采取措施，以保证建筑物的平安。4.4.1场地选择一、选择对抗震有利的地段a.低级别活断层地带优于高级别活断层地带。活动时期老的活断层地带优于新的地带。〔尤其是全新世活动地带〕b.避开主干断层带，避开有强烈变形的地带，分支断层发育地带。〔逆断和正断的下盘有利抗震〕c.避开填土层，避开结构自振周期与土层特征周期相同〔相近〕地带。d.避开浅埋大溶洞、地下采空区等地带。e.避开有加重震害的突出孤立地形、崩滑斜坡地带。f.持力层的选择宜选择基岩或坚硬岩土作为地基。4.4.2建筑物类型选择选择有利于抗大变形的建筑物类型。大坝：以堆石坝、抗变形能力较强。选择有利于抗震的平面设计〔图、方形、矩形〕无凹凸，有利的立面设计〔利用沉降缝分割成规那么单元〕减轻重量，降低重心。4.5活断层的调查与判别目的：确定断层带的位置、宽度、分支断裂发育情况。错动幅度及变形带宽度，以及活断层的活动时间间隔。一、地质、地貌调查植被、溪流、山脊错动、微地貌变形、不良地质现象、断层三角面等。断陷湖及洼地。二、历史标志历史上记录的地震证据和说明。三、地震标志震中沿一定的断层线分布。四、航空摄影低阳光角源空摄影，增加断层崖、断层三角面等地面起伏的阴影效果。红外摄影，了解地下水的分布特征。五、大地测量和活断层监测六、断层带研究开挖措施，研究最新沉积物是否被错断及错动幅度。提取样品14C、TL、ESR研究擦痕研究断层性及混入物充填物〔砂脉等〕注意区别假象第五章地震的工程地质研究5.1根本概念及研究意义地震：地表岩层中因弹性波的传播所引起的震动。震源：地球深处因岩石破裂引起地壳振动的发源地。震中：震源在地面的投影。震源深度：震中至震源的距离。按震源深度将地震分为：浅源地震〔0~70km〕中源地震〔70~300km〕深源地震〔300~700km〕我国地处两大地震带，是地震多发国家。5.2地震及地震波5.2.1地震波地震时，震源释放的能量以弹性波的形式向四处传播，这种弹性波就是地震波。地震波种类：体坡P波〔纵波〕、S波〔横波〕面坡R波〔瑞利波〕、Q波〔勒夫波〕5.2.2震源机制和震源参数震源机制：地震发生时震源的物理过程。震源参数：指描述震源物理过程的一组物理量。一、震源机制推拉模式单力偶模式双力偶模式震源机制断层面解利用赤平投影可以表达地震P波初动最适合的象限分布特征。[实例]解水河断裂带震源机制解与断裂带变形组合的关系。二、震源参数震源实际上一个产生有限错动的断层面。限定一个震源需要以下七个物理是：断层面长度、宽度、走向、倾向和倾角、断层错动方向、错距、破裂扩展速度。5.2.3地震的震级和烈度震级是表示地震发生时，震源释放的能量大小。震波与释放能量大小的关系为：lgE=11.8+1.5M地震烈度是表示地震发生时对一个具体地点的实际震动的强弱程度。它不仅取决于地震能量大小，还与震源深度、震中距离、传播介质特征等因素有关。按地震发生时对人或地面的影响程度，可分为十二度。〔见表5－2〕平均震害指数：i=震害指数0≤i≤1仅相类似条件比拟才能真正确定出地震烈度的相对强弱。有的学者想用地震力的大小来表描地震的破坏力。但统计也较困难。根本烈度：指在今后一定时期内，在一定地点的一般场地可能遭受的最大烈度。5.3我国地震地质的根本特征5.3.1世界范围内的主要地震带及其大地构造环境地震并非均匀分布在地球各局部，而是集中于某些特定的条带，称为地震带。世界范围的地震带主要为：一、环太平洋带集中了全世界的绝大局部地震二、地中海—喜马拉雅地震带以浅源地震为主三、大洋海岭地震带以浅源地震为主，震级也不大上述三大地震带均处于板块构造的边缘。由于地幔物质对流，运载着深浮其上的刚性极块运移，因而造成了板块增生带、板块消减带和转换断层三个发震构造带。a.板块增生带地幔软流图圈在海岭两侧作相反方向流动，使海岭中轴承受拉应力，产生正断层面发生地震。b.转换断层在海岭间形似走滑断层，在转换断层上常发生走滑断层地震。c.板块消减带两大板块相接触，产生两种运动方式：俯冲和碰撞。太平洋板块向欧亚板块下俯冲，在泮壳一侧形成正断型地震，陆壳一侧产生逆断型地震，其中洋壳可俯冲至720km深度形成深源地震。印度板块与欧亚板块发生碰撞，欧亚板块以低角度仰冲起覆于印度板块之上，形成喜马拉雅山强烈隆开，并伴随地震，以低角度逆动型地震为主。5.3.2我国地震的根本特征我国除台湾东部、西藏南部和吉林东部深源地震外，其余地区的地震均属大陆板块内部地震。一、我国强震空间分布及地震带划分以东经105º为界，西部地震广泛分布、东部仅华北和东南沿海一带有地震分布，西部地震强度和数量也大于东部，西部塔里木、准噶尔等盆地地震亦少发生。有的研究者将我国及邻近区域共划分为12个地震区见P194页图5-21。从西部看，地震以喜马拉雅南缘、青藏高原南部最强，向北减弱，但天山南北地震有所增强。地震发震深度西部40~70km，东部20km，东南沿海仅10km。二、我国强震发生的地质构造条件已有资料说明，绝大多数强震都发生在稳定地块边缘的深达岩石圈，基底岩层深大活动断裂或断陷盆地中。a.强震与活动断裂的关系强震经常发生在活动断裂的应力集中的特定部位上，如：①活动得大断裂的交汇部位，约占50%；②活动性得大断裂的转折段，约占15%；③活动性得大断裂的端部或锁固段〔错裂段〕在发震断裂中，第四纪以来有明显活动的、晚第三纪以来有活动者和新生代以来有活动者的比例为7∶2∶1。由此看来，新近活动的第四纪活动断裂活动性最强。b.强震与断陷盆地的关系断陷盆地受活动断裂的影响和控制，因而也是强震的多发地。其主要发震构造部位为：①对于倾斜的断陷盆地，其较深、较陡的一侧的活动断裂易形成地震。②盆地间或盆地内由横向断裂控制的隆起带两侧。③断陷盆地的锐角形端部。④断陷盆地内多组断裂交汇部位。⑤复合盆地中的次级凹陷带。c.地震活动与深部构造的关系主要是地壳厚度的梯度异常带或莫霍面的梯度异常带，如青藏高原周边，常发育深达地壳的地壳断裂，或岩石圈断裂，常发生强震。5.4地震区划即根据根本烈度对地震的可能危害程度进行分区。1977年内国家地震局已编制了《中国地震烈火度区域划分图》，作为工程建设参考。其方法是首先地震区或地震带在未来100年内可能发生的各极地震的地点、地段、勾划出各极地震活动危险区。其后，根据地震活动危险区，以及我国历史地震的震级与震中烈度的经验关系，将各级地震危险区核算为相应的震中烈度。地震影响烈度及其分布范围。编制地震烈度区划图。目前地震区划多采用概率模型。〔略〕5.5场地地震反响及地震小区划上述的地震区划图比例尺太小，是较大地区内地震危险性的平均估计。显然，对于某一特定的场地或工程建设工程，由于具体的工程地质条件不同，〔包括地形、地质、水文地质条件等〕，因而地震震害的影响也就不同，因而有必要根据具体场地的工程地质条件，编制适合于工程建设和土地规划利用的地震小区划图。地震的小区划图的编制需要结构场地的具体工程地质条件，根据地震破坏效应来进行。地震破坏效应：在地震波的作用下，场地会出现的各种破坏作用。它包括两个方面的内容：场地破坏效应和强烈震动效应。5.5.1场地破坏效应一、地面破裂效应分两种情况：其一，活动断裂错动，直接将地面错裂。其二，地震力超过地面质点的弹性极限，从而形成地面破裂。二、地基失效松散土体震动变形造成沉降或不均匀沉降。如地震砂土液化引起地基失效。三、斜坡破坏效应包括地震诱发的崩塌、滑坡、地震水体溃决等，引起的附加破坏效应。5.5.2强烈地震动强烈地震动造成的地震力是造成人员伤亡的直接原因，地震力的大小为：F=ma==k•mK：地震系数：垂直、水平描述地震强烈程度的参数为：振幅、频谱和地震持续时间。一、振幅由地震加速度：A即为振幅，是质点的最大位移。二、频谱地震波是由不同振幅、不同频率的谐波合成的，不同振幅、不同相位的谐波随频率的变化规律称为频谱。由于地震波频谱复杂，因而地基对某些频率的波有选择性放大的作用。当震动的频率与地基的固有频率〔特征周期、卓越周期〕相同〔相近〕时，地基发生共振，震到达最大值。建筑物与地基也有共振的问题。三、持续时间震动持续时间愈长，对建筑物的危害也愈大。5.5.3场地条件对地震动的影响一、基岩基岩在地震动时振幅小，持续时间短，因基岩地基一般震害小。图5-38和表5-8〔P220〕二、深厚松散覆盖层松散覆盖层自振周期长，震动持续时间也较长，因一般震害较重。沉积物的厚度对建筑物的危害影响较大，一般厚度大的覆盖层〔160m以上〕，对高层建筑影响大；中等厚度覆盖层对中等高度建筑物影响较大。表5-9〔P221〕随沉积层厚度的增大，木结构房屋破坏严重。一般卓越周期T=H：沉积层厚Vs：剪切波速因此抗震设计中应避开地基的卓越周期。三、局部地形对震害一般突出、孤立地形对震害有加强作用，而低洼地带对震害有减弱的作用。此外，岩、土体不稳定地形有加重震害的作用。四、砂土液化a.砂土液化机理砂土液化按形成机制可分为振动液化和渗流液化。b.振动液化松散砂体饱水，由于砂粒振动挤密排水，当排水不畅时将形成孔隙水压力增高，以致于抵削了有效应力，砂粒处于无联接状态而液化。b.渗流液化①渗流液化产生条件渗流段微元左端作用的水压力为：F1=右F2=合力为：F=F1-F2=F1=当水石流动时，，相当于土体微元固体积水作用于渗流方向上地分力。〔重力分力〕因此，水流动时，作用于土体微元上地动水压力合力FW=F-F0=定义：将作用于单位体积土骨架上的力称为动水压力〔fd〕那么fd==JJ为水力坡度颗粒流动条件为：动水压力要克服土粒的有效重度〔水下重度〕即：fd=由此得：称临界水力坡度。②渗流液化对于砂土渗流液化来说，除原有的静水压力Pwo外，还有因振动所产生的超孔隙水压力Pwe。〔内骨架转化而来〕总孔隙水压力PW=Pwo+Pwe而Pwo=Pwe=那么Pw=Pwo+Pwe=即起孔隙水压力随深度的增加而增大。将向压力小的方向消散。在深度Z1和Z2上，水头差h为：•h=〔-w〕Z2-〔-w〕Z1=〔-w〕•那么水力坡度③地震砂土液化的评价相对象度判别地面最大加速度不发生流化的相对密度0.10gDr>530.15gDr>640.20gDr>780.30gDr>90砂土的粒度和级配中、粗砂，排水条件好，不易形成超孔隙水压力，不易液化。粘粒，具有较大的粒间粘结力，对液化有抵卸作用。因此，当粉、细砂、粘土中粉粒含量少时，有可能液化。对于粉土不液化条件：地震烈度789粘粒含量〔%〕101316不发生液化原位试验判别〔粉、细砂、粉土〕Ncr=No[0.9+0.1(ds-dw)]N0：基准标贯击数；ds：标贯深度dw：地下水位：粉粒含量百分比烈度789近震61016远震812—当N>Ncr时，不易液化。埋藏条件根据砂土液化机理，只有当孔隙水压力大于砂粒间的有效应力时，才能产生液化，而有效应力取决于固结压力的大小和固结时间。从固结压力来讲，埋藏愈深，自重压力愈大，有利于产生较大的有效应力。如果饱水砂层埋藏很深，那么由上覆自重建以抑制砂土液化，那么砂土液化将不会产生。工程上，当上覆土层厚度和地下水深度符合以下条件之一，那么不考虑液化。du>dp+db-2dw>do+db-3du+dw>1.5do+2db-4.5du：上覆非液化土层厚度〔m〕do：根底深度dw：地下水位深度db：液化土层特征深度，按下表取值烈度789粉土678砂土789饱水砂层的成因和时代时代古老的土、固结时间长、固结程度高、密实，不易产生液化。故，一般晚更新世〔Q3〕以前的土可判定为不液化。砂土液化前假设上覆土层能保持一定的强度从而使地基不失效的话，那么下伏的液化层能起到阻止地震剪切波的作用进而免除建筑物遭受震害威胁。第六章水库诱发地震活动的工程地质分析6·1根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。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。6.2水库诱发地震活动性变化的几种典型情况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。6.2.1.2科因纳—新丰江型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、岩层产状根本水平、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，凝灰岩中央有红色粘土，渗透性不良(图6—7)。6.2.2蓄水后地震活动性减弱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根本相同。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，那么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)。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。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。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。(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。(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。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。6．4水库诱发地震的诱发机制水库诱发地震确实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，单独缺乏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下三方面的效应。6.4.1.1水的物理化学效应这种效应使岩体断裂面及其充填物软化和泥化，从而降低了它的抗剪强度。只有当水库蓄水前库底岩体是干的才会出现这种效应，而天然情况下河谷下的断裂面上一般是含水的．可见这类效应并非是经常部起作用的。相应地降低了作用在裂隙面上的有效正应力，从而按下式降低抗剪强度τ＝C十(σn一pw)tgψ(6-〕式中：τ为抗简强度；c为内聚力；σn为正应力；pw为空隙水压力，ψ为内内摩擦角。6.4.2各种天然应力状态下的诱发机制既然水库蓄水仅能起诱发作用，那么要产生水库诱发地震必须是岩体之内预先存在着最大最小应力差相当大的天然应力场。在水库的荷载效应和空隙水压力效应联合作用下使岩体内产生错动而诱发地震。假定水库水体为无限延伸的，现在让我们分别讨论各种天然应力状态下诱发地震活动的情况。天然地应力状态有潜在正断型、潜在走沿型和潜在逆冲型三种情况。水库荷载应力的主要分量是垂直的(σv)．与此同时在水平方向由于侧压力效应使水平应力亦有所增加，其增量为σH＝(μ/(1-μ))σv，如波松比μ取0.3，那么σH＝0.43σv。显然，上述三种应力状态下荷载效应所造成的后果是不同的。如图6-32所示，正断型时由于σv与垂直方向的最大主应力迭加，侧压力效应使水平的最小主应力增值仅为0.43σv，莫尔园加大并稍向右移，结果是更接近于包络线，即稳定条件有所恶化。潜在走向滑动型σv迭加于垂直的中间主应力之上，莫尔因大小没有变化，但水平的最大、最小主应力同时都增加了0.43σv，致使莫尔园右移，使稳定状况稍有改善。潜在逆冲型那么由于σv与垂向的最小主应力迭加，而水平的最大主应力的增量仅为0.43σv，结果是莫尔园减小并右移，稳定状况大为改善。总之荷载效应仅使潜在正断型的稳定状况有所恶化，而使走向滑动型与逆断型两者在不同程度上有所改善。空隙水压力效应同时使最大最小主应力减小一个空隙水压力增值。令其值近似等于γh(γ为水的容重，A为水库水深)，那么其值近似等于σv。其结果是在三种应力状态下都使莫尔圆大为左移，亦即大大接近于包络线，即使震源岩体稳定性恶化。上述两种效应迭加后，震源岩体稳定性最终变化如下：潜在正断型强烈恶化，走向滑动型因为荷载效应使莫尔圆离开包络线的距离小于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，故最终结果是有所恶化。潜在逆冲型的莫尔圆因荷载效应使之离开包络线的距离大致等于空隙水压力效应使之接近包络线的距离，但是荷载效应使改变了的莫尔圆小于原始莫尔圆，所以最终稳定程度稍有改善。已有的地应力测定结果的75％属水平应力大于垂直应力的情况，这也就是绝大多数水库蓄水后地震活动性没有明显变化的原因。甚至可以有天然应力状态下有地震活动．蓄水后地震活动反而减小的情况。6.4.3水库范围有限且水位变动时水库荷载效应及空隙水压力效应的变化根据土力学原理，有限延伸的水库所不同于无限延伸水库的是荷载造成的附加应力随远离加荷中轴而迅速减小。图6—33图解表示了无限延伸水库(a)及有限延伸水库(b)的荷载应力及空隙水压力的不同。无限延伸水库荷载应力无空间上的变化，表示荷载应力和空隙水压力的线都是水平的。水位上升立即使荷载应力增高如图中L线所示。由于空隙水压力的升高需要有一个渗入时间，所以水位升高后空防水压力是逐步升高．6．5产生水库诱发地震的地质条件6.5.1大地构造条件〔1)板块俯冲、碰撞带届于潜在逆冲型的应力状态，产生诱发地震的可能性很小。例如环太平洋地震带除美国西海岸一带及新西兰的一大局部外均属于板块俯冲带，在这带内水库诱发地层的震例极少。(2)转换断层及大的平移断层，诸如美国加州圣安德烈期断层、新西兰阿尔卑斯断层、土耳其安纳托利亚断层等的附近地带，由于属潜在走向滑动型应力状态，有产生诱发地震的可能性。(3)潜在正断型应力场产生水库诱发地震的可能性最大．但在大陆上属于此种应力状态者限于东非断裂谷型地堑带或其它大断陷盆地，典型震例为卡里巴。6.5.2区域地质条件区域地质条件中能够用以判定诱发地震潜在可能性的，有近期构造活动迹象、地热流特征、介质品质及有利于空隙水压力活动的水文地质条件等方面。6.6水库诱发地震工程地质研究的根本原那么7.地震导致的区域性砂土液化7·1根本概念及研究意义粒间无内聚力的松散砂体，主要靠粒间摩擦力维持本身的稳定性和承受外力。当受到振动时，粒间剪力使砂粒间产生滑移，改变排列状态。如果砂土原处于非紧密排列状态，就会有变为紧密排列状态的趋势，如果砂的孔隙是饱水的，要变密实效需要从孔隙中徘出一局部水，如砂粒很细那么整个砂体渗透性不良，瞬时振动变形需要从孔隙中排除的水来不及排出于砂体之外，结果必然使砂体中空隙水压力上升，砂检之间的有效正应力就随之而降低，当空隙水压力上升到使砂粒间有效正应力降为零时，砂钦就会悬浮于水中，砂体也就完全丧失了强度和承载能力，这就是砂土液化(sandliquefacation)。砂土液化引起的破坏主要有以下四种：(1)涌砂；(2)地基失效；(3)滑塌；(4)地面沉降及地面塌陷。7．2地震时砂土液化机制7.2.1振动液化砂土受据动时，每个颗粒都受到其值等于振动加翅度与颗粒质量乘积的惯性力的反复作用。由于颗粒间没有内聚力或内聚力很小，在惯性力周期性反复作用下，各颗粒就都处于运动状态，它们之间必然产生相互错动并调整其相互位置，以便降低其总势能最终到达最稳定状态。如振动前砂体处于紧密排列状态，经震动后砂粒的排列和砂体的孔限度不会有很大变化，如振动前砂土处于疏松排列状态，那么每个颗粒都具有比紧密排列高得多的势能，在振动加速度的反复荷载作用下，必然逐步加密，以期最终成为最稳定的紧密状态。如果砂土位于地下水位以上的包气带中，由于空气可压缩又易于排出，通过气体的迅速排出立即可以完成这种调整与变密过程，此时只有砂土体积缩小而出现的“覆陷〞现象，不会液化。如果砂土位于地下水位以下的饱水带，情况就完全不同，此时要变密就必须排水。地层的振动频串大约为1-2周／秒，在这种急违变化的周期性荷裁作用下，伴随每一次振动周期产生的孔阳度瞬时减小都要求排挤出一些水，如砂的渗透性不良，排水不通畅，那么前一周期的排水尚未完成，下一周期的孔隙度再成小又产生了。应排除的水不能排出，而水又是不可压缩的，所以孔隙水必然承受由孔隙度减小而产生的挤压力，于是就产生了剩余孔隙水压力或超孔隙水压力(excessporewaterpressuree)。前一个周期的剩余孔隙水压尚未消散，下一周期产生的新的剩余孔隙水压力又迭加上来，故随振动持续时间的增长，剩余孔隙水压会不断累积而增大。7.3区域性砂土地震液化的形成条件从砂土地霞液化机制的讨论中可以得出，砂土层本身和地震这两方面具备一定条件才能产生砂土液化。砂上层本身方面一般认为砂土的成分、结构以及饱水砂层的埋藏条件这几个方面需具备一定条件才易于液化。7.3.1沙土特性和饱水砂层埋藏条件及成因时代特征砂土特性〔1〕对地层液化的产生具有决定性作用的，是土在地震时易于形成较高的剩余空隙水压力。高的剩余空隙水压力形成的必要条件，一是地震时砂土必须有明显的体积缩小从而产生空防水的排水．二是向砂土外的排水滞后于砂体的振动变密，即砂体的渗透性能不良，不利于剩余空隙水压力的迅速稍散，于是随荷载循环的增加空隙水压力因不断累积而升高。通常以砂土的相对密度从和砂土的粒径和级配．来表征砂土的液化条件。〔2〕．砂土的粒度和级配：具备一定粒度成分和级配是一个很重要的液化条件。7.3.1.2饱水砂土层的埋藏条件当空隙水压大于砂粒间有效应力时才产生液化饱水砂层埋藏条件包括地下水埋深及砂层上的非液化粘性土层厚度这两类条件。地下水埋深愈浅，非液化盖层愈薄，那么愈易液化。7.3.1.3饱水砂层的成因和时代具备上述的颗粒细、结构疏松、上覆非液化盖层薄和地下水埋深浅等条件，而又广泛分布的砂体，主要是近代河口三角洲砂体和近期河床堆积砂体，其中河口三角洲砂体是造成区域性砂土液化的主要砂体。已有的大区域砂土地震液化实例，主要形成于河口三角洲砂体内。而是往往是有史时期或全新世形成的硫松沉积物。7·3·2地震强度及持续时间引起砂土液化的动力是地震加速度，显然地震愈强、加速度愈大，那么愈容易引起砂土液化。7.4砂土地震液化的判别7·4.1地震液化初判的限界指标7.4.1.1地震条件1．液化最大震中距分析我国1955年以前近900a间历次地震喷水冒砂资料得出震级(M)与液化最大震中距(Dmax)有如下关系：Dmax＝0.82×100.862(M-5)由上式可以判定，如M＝5那么液化范围限于震中附近1km之内。2．液化最低地震烈度我国地震文献中没有地震霞级小于5级的喷水冒砂记录。故液化最低烈度为VI度。7.4.1.2地质条件震级5级震中烈度为VI度，近年来历次地震震后调查发现，发生液化处所多为全新世乃至近代海相及河湖相沉积平原，河口三角洲，特别是洼地、河流的泛滥地带、河漫摊、古河道、滨海地带及人工填土地带等。7.4.1.2埋藏条件1．最大液化深度一般认为液化判别应在地下15m深度范围内进行。最大液化深度可达20m，但对一般浅根底而言，即使15m以下液化，对建筑物影响也极轻微。2．最大地下水位深度喷砂冒水严重的地区，地下水埋深一般不超过3m，甚至缺乏1m，深为3—4m时喷砂冒水现象少见，超过5m没有喷砂冒水实例。《工业与民用建筑抗震设计标准》(TJll—85)7.4.1.4土质条件液化土的某些特性指标的限界值为；(1)平均粒径(D50。)为0.01一1.0mm；(2)粘粒(粒径＜0.005)含量不大于10％；或15％。(3)不均匀系数(η)不大于10；(4)相对密度(Dr)不大于75％；(5)级配不连续的土粒径＜1m·m的颗粒含量大于40％；(6)塑性指数(Ip)不大于10。按上述判别条件进行初判可归纳为如图7—19的流程框图。初判结果虽偏于平安，但可将广阔非液化区排除，把进一步的工作集中于可能液化区。7.4.2现场测试法几经初步判别认为有可能液化或需考虑液化影响的饱和砂土或粉土，都应进行以现场测试为主的进一步判别。主要方法有标贯判别，静力触探判别和剪切波速判别。其中以标贯判别简便易行最为通用。7.4.2.l标贯判别法日本新泻地震时，B区与C区(图7—12)的土层性质、地下水埋深均相同，但液化程度和建筑物损害情况B区比C区轻得多，以标形员入试验法探测土层性质时发现，在地表到4.5米深以内，二者贯入击数根本相同，而自4.5m至约14m处，B区的贯人击数显著高于C区(图7—20)。所以国外乡采用标准贯人击数值来进行液化可能性的初步判断。7.4.2.2 剪切波速判别7.5砂土地震液化的防护措施7·5.1良好场地的选择人工改进地基采取措施消除液化可能性或限制其液化程度。主要有增加盖重、换土、增加可液化砂土层密实程度和加速空隙水压力消散等措施。7.5.2.1增加盖重新泥地震时强烈液化的C区，有的建筑物建于原地面上演有3m厚的填土层上，周围建筑物强烈损坏而此建筑物那么无损害。填土厚度应使饱水砂层顶面的有效压重大于可能产生液化的临界压重。7.5.2.2换土适用于表层处理．一股在地表以下3—6m有易液化土层时可以饱除回填以压实粗砂。7.5.2.3改善饱水砂层的密实程度7.5.2.4消散剩余孔隙水压7.5.2.5围封法7.5.3根底形式选择8.地面沉降问题的工程地质分析8.l根本概念及研究意义地面沉降的主要危害(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。8.2地面沉降的形成机制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当的。由水承当的局部称为孔隙水压力，它不能引起土层的压密，故又称为中性压力，而由土骨架承当的局部那么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拟，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。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。倘假设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那么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，而在水位上升过程中，砂层的膨胀回弹那么有决定意义。8.2.3地下水位变化的类型和特点及其与沉降的关系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(由水所承当的那局部应力不断转移到土颗粒上)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(由水所承当的那局部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，那么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场面沉降的工程地质研究为了掌握地面沉降的规律和特点，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jgl；(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，应有方案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，其结构如图8—18所示c孔隙水压力的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防治地面沉降的原那么和方法控制地面沉降中的计算第九章斜坡岩〔土〕体稳定性的工程地质分析9.1根本要领及研究意义斜坡或边坡在形成过程中，其内部的应力状态也将发生变化，引起应力重分布→应力集中→斜坡变形、破坏→危及平安。斜坡变形、破形或多样：崩、滑为主要、剧烈的形式。斜岩土体稳定工程地质分析的重要任务是：*斜坡稳定性评价和预测*设计合理的边坡及制定有泖的斜坡整治措施9.2斜坡岩体应力分布特征9.2.1斜坡应场的根本特征斜坡形成后引起斜坡临空面周围卸荷回弹，在坡面附近造成应力重分布，其特点如下：〔1〕最大重应力近于平行临空面，最小重应力近于与坡面正交。〔2〕坡脚剪应力集中形成剪应力增高带，坡顶附近出现拉应力。〔3〕最大剪应力迹残由原来的直线变为近似圆弧线，并凹向临空面〔4〕坡面的实际径向压力为零。远离斜坡面的岩体内，地应力逐渐恢复状态。9.2.2影响斜坡岩体应力分布的重要因素a.原始应力状态b.坡形c.岩体特征和结构特征对均质体而言，岩体弹模，泊松比对斜坡应力分布影响不大。对斜坡应力分布影响最大的是岩体结构特征，斜坡附近的结构面往往是应力集中的部位。易于变形或破坏。9.3斜坡的变形与破坏斜坡破坏：系指斜坡岩体内已形成贯穿性的破坏面从而使分割的岩体整体破坏。在此之前的斜坡演进过程称为变形。变形→破坏→继续运动9.3.1斜坡变形的主要方式a.卸荷回弹使原有结构松驰产生剩余应力形成卸荷带：斜坡经卸荷回弹松驰，剩余应力形成一系列的表生结构面，包含回弹松驰和表生结构面的岩带称为卸荷带。b.蠕变斜坡应力长期作用下发生的一种缓慢而持续的变形，包括坡体内的局部破裂和产生的表生结构面。9.3.2斜坡破坏的根本类型斜坡破坏分类方案很多，按破坏物质的运动方式分崩塌和滑坡。9.3.2.1崩塌包括撒落、落石〔坠落〕、岩崩、山崩等多种形式。规模大小不一。脱离母体的岩体在重力作用下自由下落，这一过程叫崩塌。a.崩塌的发生条件①坡形。高陡山坡，一般55º以上。②岩性。坚硬岩体，抗风化能力较强，岩体中有规模大，间隔大的节理发育。软硬相间岩体易形风化凹醋，上覆坚硬岩体易崩塌。③坡体结构。即岩层产状与坡面的关系，反向坡一般易形成陡坡，利于崩塌产生。④地质构造。节理、断裂对斜坡岩体分割、易于形成别离岩体，形成崩塌。b.崩落体的继续运动运动轨迹根据跳跃的运动轨迹，可以设计栏网位置及栏网高度。当条件适宜时，崩塌体可形成碎屑流〔气垫效应〕。9.3.2.2滑坡a.滑坡要素斜坡的局部岩体沿贯穿的剪切破坏面〔或带〕以一定的加速度下滑，这一过程叫滑坡。滑坡的组成局部〔要素〕为：b.滑坡的分类有许多分类方案。按滑坡物分：覆盖层滑坡基岩滑坡特殊滑坡——融冻、陷落按滑坡体厚度：浅层6m以内中层6~20m深层20~30m超深层>30m接规模：小型30万m3以内中型3万~50万m3大型50万~300万m3巨型>300万m3按形成年代：新滑坡滑坡按力学条件：牵引式、推移式c.斜坡变形、破坏的地质力学模式主要根据斜坡变形破坏的力学机制，其变形、破坏可概括为五种地质力学模型，即：蠕滑〔滑移〕——拉裂式滑移——压致拉裂式弯曲——拉裂式塑流——拉裂式滑移——弯曲式称为斜坡变形破坏的地质力学模式，它表达了斜坡岩〔土〕体结构类型之间的内在联系，揭示了斜坡开展变化的内在力学机制，并在很大程度上确定了斜坡最终破坏的可能方式与特征，到达系统评价预测斜坡稳定性的目的。9.4斜坡变形破坏机制与演化一、蠕滑——拉裂形成条件：中等坡度的均质斜坡，〔似均质斜坡〕碎裂岩中也可能发生此种类型的变形和破坏。变形开展过程：自坡面向斜坡内，由重力作用形成一剪切蠕变带，其中坡面位移最大，向深度逐渐递减。至位移逆减为零的位置，剪应力高度集中，此位置即为潜在滑移面位置。当剪应力集中到达岩体的拉剪强度时，该面剪切破坏形成滑面。在剪切蠕变形带开展过程中，坡顶出现自上而下扩展地拉裂缝。演变过程〔以反倾斜坡为例〕a.表层蠕滑岩〔土〕体向坡下蠕变，后缘拉应力产生。b.岩缘拉裂通常形成反坡台坎，由于后缘拉应力释放，潜在剪切面上的剪应力集中程度加大。此外，外营力进入后缘拉裂缝，使斜坡条件进一步恶化，更加促进剪切面的变形。c.潜在剪切面剪切扰动。随剪切变形进一步开展，中部剪切带扰动扩容，变形体下半部隆起，随变形体沿剪切拢动带转动滑移，上部下沉，后缘拉裂缝闭合，岩体进入累进性破坏阶段，一旦剪切面被剪切贯穿，滑坡发生。这种类型的滑坡可按瑞典圆弧法计算其稳定系数。二、滑移——压致拉裂形成条件：中等——陡的平缓层状斜坡，坡体内有水平向剩余应力。演变过程：a.卸荷回弹阶段，坡体内剩余应力开始释放，岩层沿缓倾结构面缓回弹滑移，坡面形成齿状剪出。岩层内领固段或错段附近因拉应力集中而产生自下而上扩展的拉裂隙。b.压致拉裂面自下布上扩展阶段在大致平行坡面的重压应力作用下，拉裂隙端部被压致拉裂，裂纹扩展方向逐渐趋向于主压应力方面一致。这种压致拉裂缝向上扩展，直至到达地面，并伴有向坡面方向的转动。c.滑移面贯穿阶段随拉裂面的逐渐贯穿，岩体转动，变形进入破坏阶段。陡倾的阶状裂面成为剪应力集中带，陡缓转角处的嵌合体被逐个剪断、压碎、并伴有扩容，待陡倾裂面与平缓滑移面构成贯穿性滑面时，滑坡发生。d.起动判据根据三维应力状态下含软弱结构面强度计算公式：？为与结构面的夹角。为结构面内磨擦角。e.嵌合带剪断压碎判据参照hock的修正格里菲斯准那么进行判断三、滑移——拉裂形成条件：层状、块状、岩体、斜坡中有一潜在倾向坡外滑移面，且有效临空。变形过程，岩体在重力作用下沿已有滑移面向临空方向滑移，后部拉裂。滑坡能否形成，取决于滑面产状及后缘分隔条件。当后缘分割条件成熟时，滑面的内磨擦角小于斜坡角，那么滑坡发生。四、滑移——弯曲形成条件：具有中一陡倾外的层状岩体或藻层状岩体斜坡，顺层