工程地质分析原理(教案电子版).doc

1、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

2、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

3、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

4、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

5、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

6、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

7、）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

8、、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。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.

9、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

10、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

11、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

12、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。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

13、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

14、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

15、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）生向临空面方向的滑脱，甚至核部挤出。（地面剥蚀

16、）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

17、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 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

18、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，

19、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

20、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。

21、二、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

22、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

23、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。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。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

24、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。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

25、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、

26、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

27、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

28、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

29、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。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

30、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。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。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

31、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

32、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

33、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

34、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）

35、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。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。随沉积层厚度的增大，木结构房屋破坏严重。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。第六章 水库诱发地

36、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

37、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。6.2.2 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

38、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)。6.3.1.2 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

39、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。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。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： (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

40、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。 (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

41、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

42、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。6.

43、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633图解表示了无限延伸水库(a)及有限延伸水库(b)n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65 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

44、西海岸一带及新西兰的一大部分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。n 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基本原则7. 地震导致的区域性砂土液化71 基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部分水，如砂粒很细则整