工程地质分析原理

绪 论一、工程地质的基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 工程地质学的基本任务：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、工程地质分析的基本方法研究对象：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、发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 基本概念岩体：指与工程建设有关的那一部分地质体。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. 分类目的和原则目的：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，以达到合理利用和有效治理的目的。b. 原则差异性原则：不同类别的岩体的工程地质性质有明显的差异。适用性原则：分类体系便于（工程）应用。分类指标便于测定原则岩体分类的三大体系：以岩石材料的力学 性质指标为基础的分类。如Y轴抗压强度。以岩体稳定性为基础的分类专门性分类。如RMR、Q等。以岩体结构为基础的分类。目前岩体分类的趋势：考虑岩石的基本性质。（建造）考虑岩体强度的改造。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。而瓣状河流则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 构造断裂的基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）一、 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。插图现在的研究表明，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、表面特征资料。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。特别是与掌子面交角较小的节理，被测机会大大减小。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 基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. 变异应力与残余应力变异应力：为物理、化学变化及岩浆侵入形成的应力场。残余应力：岩体卸荷或部分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、 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，其最大主应力比较一致或呈规律变化而剩余应力则各地不一，比较杂乱。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。则 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：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。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。 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、岩体切割面附近的残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，以达到岩体内部应力和变形的总体平衡。特征：以达到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残余应力效应。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。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， 垂直潜在走滑型应力状态区主要分布于中、西部广大地区。、水平 垂直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。伊腾等做的试验表明，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，应力一旦达到某一极限值就会不再增长，而变形不断发展。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，则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 岩体应力的若干规律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=(0.50.75) ，且相互正交，水平应力随深度变化分三种情况即 多见（构造应力型）或卸荷作用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：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基本特征。（定性研究）在此基础上进行应力场实测。在应力实测基础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、现今地应力基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 基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。岩体破坏的基本形式：（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，1/51/4不可拉断转化为剪切。 1/32/3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21； 1，即23）二、岩体破坏形式与岩体结构的关系低围压条件下岩石三 轴试验表明。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合适时，则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，破坏准则为： =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）潜在剪切面贯通。剪胀，压碎带剪坏，锁固段变薄弱，最终全面贯通。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、弯曲变形的基本形式按受力条件：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. 轴部区若以，代表岩石的曲服应力。极梁弯曲变形分三个阶段。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。强列隆起阶段随弯曲加剧，轴部顶、底均出现破坏区，并有上下贯通的趋势。H/D=7.8%。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）则临界应力 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：轻微隆起阶段，顶部拉裂，底部出现剖面x节理。强裂隆起阶段，顶部拉裂向纵深发展，底部x节理，护展层为中性层。剪断破坏阶段，x节理与拉裂面贯通，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 基本类型拉裂面：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，只有应力水平达到或超过其长期强度，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，则C0，则C，岩体内应力有增加趋势，直至达到新的平衡。由此看来，岩体变形过程存在一临界应变速率C0。当CC0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：按运动特征，沿结构面的滑移分稳滑和粘滑面种基本类型。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，则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：地下水补排条件变化（略）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。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基本单元拉裂 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。基本组合地质模式：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 基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）：规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 错动速率及基本分级 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。二、 逆断层应力状态为垂直，、水平。特征：断层地倾角较小，一般2040o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6080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。活断层活动的两种基本方式：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，则地表错段就愈长。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。但若采用地震面波震级Ms与或进行相关分析，则有较好的关系，见图4-12和4-13。（P147）分支断裂的错断位移则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，则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。ABCD100RR11R0.1R8.077.966.96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多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、断层的新活动性比较强烈。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。研究活动断裂的发展规律及其时间序列。4.4 活断层区规划设计建筑的原则活动断层对建筑物的安全性危害很大，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，以保证建筑物的安全。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则单元）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 基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（070km）中源地震（70300km） 深源地震（300700km）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52）平均震害指数： i=震害指数 0i1仅相类似条件比较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。基本烈度：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 我国地震地质的基本特征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部分，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部分地震二、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 我国地震的基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105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4070km，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表明，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：活动得大断裂的交汇部位，约占50%；活动性得大断裂的转折段，约占15%；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721。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：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。盆地间或盆地内由横向断裂控制的隆起带两侧。断陷盆地的锐角形端部。断陷盆地内多组断裂交汇部位。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 地震区划即根据基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 场地地震反应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项目，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=kmK：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，震达到最大值。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）则 fd = =J J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。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 = 则 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） 则水力坡度 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0.10gDr530.15gDr640.20gDr780.30gDr90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NNcr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，则由上覆自重建以抑制砂土液化，则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下列条件之一，则不考虑液化。dudp+db-2dwdo+db-3du+dw1.5do+2db-4.5du：上覆非液化土层厚度（m）do：基础深度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。砂土液化前若上覆土层能保持一定的强度从而使地基不失效的话，则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61 基本概念及研究意义n 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n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，n这类地震活动统称为诱发地震。n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n6.2.1 蓄水后地震活动性增强n6.2.1.1 卡里巴科列马斯塔型n 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。n6.2.1.2 科因纳新丰江型科因纳水库诱发地震n 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200 a附近没有明显地层活动的印度地盾德干高原之上。n 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67)。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基本相同。6.3.1地震活动与水库的空间联系n 6.3.1.1 震中密集于库坝附近n通常主要是密集分布于水库边岸几km到十几km范围之内。n或是密集于水库最大水深处及其附近(卡里巴、科因纳)，n或是位于水库主体两侧的峡谷区(新丰江见图612，丹江口如图625)。n如库区及附近有断裂，则精确定位的震中往往沿断裂分布。n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)。n6.3.1.2 震源极浅、震源体小n 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n在地表之下10km之内，以47km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626所示。n 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n 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。n 我国几个水库诱发地震蓄水开始与微震活动加强有如表63所示的关系。n6.3.3 水库诱发地震序列的特点n 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：n (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627)。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o4的前震81719次。n(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。64 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(indirectly induced)。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。642 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 C十(n一pw)tg (6-）式中： 为抗简强度；c为内聚力； n为正应力；pw为空隙水压力， 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